地震波动力学ppt课件.ppt

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1、第一节 弹性介质与地震波,一、弹性介质,讨论地震波的传播问题时，须应用弹性力学的原理，和地球介质均匀连续、各向同性、完全弹性假设。,之所以应用弹性力学原理，是因为地震方法的基础是地震波在岩石中的传播规律，而岩石的弹性性质决定了地震波的传播规律。,之所以采用介质均匀连续、各向同性和完全弹性假设，是因为这种假定可使分析大大简化（分析的简化性），并且在多数情况下应用这种假设可得到与观察结果颇为符合的结果（结果的合理性）。,假设的合理性：,均匀连续假设：在同一地层中，由于地震波的波长一般大于数百米至数公里，岩石的不均匀性对地震波的传播不起作用。,各向同性假设：取向杂乱无章的晶体的线度远较地震波波长小，

2、在地震波波长长度内，可将地球介质看作为各向同性。,完全弹性假设：除震源外，介质所受的力一般都是很小的，而且延续时间很短，因此可将地球介质当作完全弹性体。,二、应力、应变与弹性参数,应力：是面力，与作用点的位置和面的方向有关。应变：是应力所引起物体形变的一种量度，由相邻质点的相互作用而产生。,三、振动与波动的关系,1弹性振动和弹性波 弹性体在外力的作用下，其介质内质点会离开平衡位置发生位移而产生形变，当外力解除以后，产生位移的质点在应力的作用下都有一个恢复到原始平衡位置的过程，但是由于惯性力的作用，运动的质点不可能立刻停止在原来的位置上，而是向平衡位置另一方向移动，于是又产生新的应力，使质点再向

3、原始的平衡位置移动，这样应力和惯性力不断作用的结果，使质点围绕其原来的平衡位置发生振动。这和弹簧及琴弦的振动过程十分相似，称之为弹性振动。,广义振动：,任一物理量在某一数值附近作周期性变化时，称该物理量在作振动。,振动,t,u,T,空气中,波的严格定义不是一句话所能说得清楚的。但一般而论，可以认为波就是振动的传播过程。,物体内的各部分之间是相互联系着的。当一部分弹性介质由于某种原因产生振动时，这种振动在弹性介质中不断地传播和扩大，便形成了以激发点为中心，以一定速度传播开去的弹性波。,波动形成过程,x,u,初始时刻，所有的点都在平衡位置,随后，第一个点开始振动，并带动其邻近的点振动。 T/4后，

4、第一个点到达正向最大位移，同时T/4V远处的质点刚要开始振动,波形图（波剖面）,T/2后，第一个点正向回归平衡位置，同时T/2V远处的质点刚要开始振动,3T/4后，第一个点到达反向最大位移，同时3T/4V远处的质点刚要开始振动,T后，第一个点反向回归平衡位置，同时TV远处的质点刚要开始振动,弹性介质中,2、振动与波动的关系,（1）波动振动形式在介质中的传播（2）波动振动能量在介质中的传播（3）波动振动相位在介质中的传播 把介质中的无限多个点当作一个整体来看，它的运动就是波动。振动和波动的关系就是部分和整体的关系,波动是一种不断变化、不断推移的运动过程。介质中有无数个点，在波的传播过程中， “上

5、游”的质点依次带动“下游”的质点振动。每个点都会或早或晚地受到牵动而振动起来（在能量耗尽之前）。质点并未“随波逐流” ,波的传播不是介质质点的传播。单独考虑每一个点，它的运动只是在平衡位置附近进行振动（能量耗尽之后则停止振动）。 某时刻某质点的振动状态将在较晚时刻于“下游”某处出现-波是振动状态的传播。,波动振动形式在介质中的传播,和任何一种振动相联系的是一定形态的振动能量。既然波动就是振动在介质中的传播过程，那么伴随着振动的传播，当然也就有能量的传播。波动是能量传播的重要方式之一。,波动振动能量在介质中的传播,波动振动相位的传播,波动是振动在介质中的传播振动是波动的震源波动只是质点振动能量的

6、传播质点本身只在其附近位置振动,振动速度与波动速度质点在其附近位置振动的速度，称振动速度。质点振动能量传播的速度，称为波速（地震波传播速度）。 二者不一定相同。,振动方向与波动方向不一定相同如果质点的振动方向与波的传播方向相同，则称为纵波（弹簧）。如果质点的振动方向与波的传播方向垂直，则称为横波（水波）。,2地震波的形成 目前在浅层地震勘探中所采用的震源，一般多为锤击、落重等机械震源或炸药爆炸震源，有时也用电火花等其它形式的震源。它们均以瞬时脉冲式激发。实践表明，不论使用哪种震源，在激发时，激振点附近的一定区域内所产生的压强将大大地超过其介质的弹性极限而发生岩土的破裂和挤压形变等，形成一个塑性

7、和非线性形变带，再向外其压强不断地减小，直至其周围介质能产生完全的弹性形变。,上述震源点附近的非线性形变区称之为等效空穴，等效空穴边缘的质点，在激发脉冲的挤压下，质点将产生围绕其平衡位置的振动，形成了初始的地震子波，这种振动是一种阻尼振动，在介质中沿射线方向向四面八方传播，形成地震波。 又因为接收和研究地震波传播的空间一般都远离震源点，其介质受到的力很小，介质表现为完全弹性的性质，故又称为地震弹性波。,第二节 地震波的描述,振动：振动图描述单个质点在不同时间偏离平衡位置的状态,波动：波剖面描述不同质点在同一时间偏离平衡位置的状态,两振动步调相同,称同相。,两振动步调相反,称反相。,振动图,振动

8、录像,波峰,波谷,周期,振幅,相位,波线、射线、波面、波前、波尾,波线-波的传播方向称之为波线。也叫射线,波面-某时刻介质内振动相位相同的点组成的面称为波面。,波前-某时刻处在最前面的波面。即刚刚开始振动的点的连线。,波尾-某时刻处在最后面的波面。即刚刚停止振动的点的连线。,第三节 地震波的类型及其传播特征,一、地震波的类型,平面波球面波柱面波,纵波（P波）横波（S波）面波（瑞雷波）,不同的角度,波前的形态,传播区域,体波,球面波、平面波在各向同性均匀介质中，波线与波阵面垂直.,球面波,平面波,等时面波前面,射线和波面的正交关系,各向同性均匀介质中,t时刻,波前：刚刚开始振动的点所组成的面,波

9、尾：刚刚停止振动的点所组成的面,阴影区内的质点处于振动状态，其它区域质点没有振动,.,点源球面波,线源柱面波,面源平面波,球面纵波,传播方向,P波：质点的振动方向与波的传播方向一致,SH波：质点在包含波的传播方向的水平平面内振动,SV波：质点在包含波的传播方向的垂直平面内振动,传播方向,XOY平面内振动,XOZ平面内振动,SV波,体波,面波瑞雷波,质点作逆椭圆运动，椭圆的水平轴和垂直轴的比值约为2：3,能量沿深度方向迅速衰减,能量集中在界面附近，并沿界面传播的地震波,面波乐夫波,定义：在层状介质中，还有一种SH型的横面波，其质点振动方向与地表平行且垂直于波的传播方向，称为乐夫面波，它具有频散特

10、征。形成条件：厚度为H的弹性固体层覆盖在弹性半空间之上，固体层中的横波速度小于弹性半空间中的横波速度,二、地震波的频率与振幅,正反傅里叶变换,主频,带宽,影响地震波振幅的因素,球面扩散,吸收衰减,上式表明，吸收系数与地震波的频率成正比，与地层速度和品质因子成反比。表明介质的Q值越大，吸收系数越小，能量的损耗越小。,Q值为一无量纲量，通常被定义为：在一个周期内(或一个波长距离内)，振动所损耗的能量与总能量之比的倒数。,在浅层高分辨率地震勘探中，要求反射波的频率较高，而地层的速度一般较低，尽管探测深度较浅，波的旅行路径较短，但地层对高频地震波的严重吸收作用应引起我们的注意。,地震波的频率越高，地层

11、的速度越低，地层的吸收作用就越显著。而对于较低频率成分的波，相应吸收较少。,可见，激发产生的尖脉冲信号在实际介质中传播时，由于介质的吸收衰减作用滤去了较高的频率成分而保留较低的频率成分，岩土介质的这种作用称为大地滤波作用。高频成分的损失，改变了脉冲的频谱成分，使频谱变窄，因而使激发的短脉冲经大地滤波作用后其延续时间加长，分辨率降低。这种经大地滤波作用后输出的波称为地震子波。,单层透射损失,上式的物理意义是：如果入射波每透射一个弹性界面，则必使入射波的振幅乘上一个因子1Ri2，这个因子称透射损失因子，由于该因子总是小于l，故说明经过一个界面后，入射波的能量由于透射要损耗一部分。如果上覆有两个界面

12、，则应乘上两个界面的透射损失因子，如此等等。,多层透射损失,四大因素综合作用,三、地震波的传播速度,纵横波速度比与泊松比的关系,四、地震波的传播原理,惠更斯原理费马原理视速度原理互换原理斯奈尔定律叠加原理,互换原理 在介质中的a点施加一个力，该力引起另一点b的瞬时位移；相反，若在b点施加一个力，则在a点也会引起同样的瞬时位移。 震源和检波器的位置可以相互交换，在这种情况下，同一波的射线路径不变。,叠加原理 若有几个波源产生的波在同一介质中传播，且这几个波在空间某点相遇，那么相遇处质点的振动是各个波所引起的分振动的合成，介质中的某质点在任一时刻的位移便是各个波在该点所引起的分矢量的和。,惠更斯原

13、理,费马原理（射线原理）（最小时间原理）,它给出地震波总是沿地震射线传播，以保证波到达某点时所用的旅行时间最少。,视速度和视速度定理,视速度：沿观测方向看起来的速度,真速度,视速度,因为,五、地震勘探的分辨率,横向分辨率垂向分辨率,横向分辨率即横向上可分辨地质体的最小长度的能力,从O点发出一球面波，波前到达界面上时形成绕射，考虑到所有绕射对O点的贡献，要使得所有绕射叠加后产生相长干涉，其绕射波时差必须在二分之一周期范围内，否则产生相消干涉。此时，绕射源发出的能量主要集中在界面上以半径r为圆的圆周带内(即第一菲涅尔带内)。,广义绕射理论说明，地面上某点O(白激自收点)的能量都是地下界面上每一绕射

14、点对它“贡献”的结果，问题是每一个点的“贡献”都是等量的吗?理论和实践证明它们不是等量的并且有一个确定的范围。分析认为在地面o点观测到的波的能量主要是由该范围内的绕射点形成的绕射波对该观测点的“贡献”。这个带我们称为菲涅尔带。,对于浅层而言，地震波主频较高,(1)随着频率的增高，菲涅尔带减少。 (2)随着地层埋深的增大，由于吸收衰减作用使得频率降低，波长增大，则菲涅尔的范围增大。 由此可见，当地质体的横向长度小于菲涅尔带(2r)时，地质体的反射归结成了一个点的绕射，此时地震勘探难以区分出反射是来自一个点还是来自于地质体；只有地质体的横向长度大于或等于菲涅尔带时才可以区分。可见提高地震勘探的横向

15、分辨率的关键在于提高反射波的频率。,垂向分辨率即垂向上可分辨地质体的最小厚度的能力,若来自层界面的反射子波的延续度满足下式：,则来自地层顶、底板的两个反射子波在记录上彼此分开，反之则相互重叠，可见上式决定了两个子波是否相互干涉的条件。,对于地震子波而言，我们定义不能分辨出地层顶底板反射的地层为薄层。,由于地震子波具有不同的频谱、波长和延续度等，因此薄层厚度的概念是相对的，可从不同的角度来定义薄层的厚度。,当子波的延续度为n个周期时，有：,从时间分辨的观点考虑，当地震子波的延续时间为1个周期(n1)时，可分辨的地层厚度为半个波长，即是说对于厚度大于或等于半个波长的地层，顶、底面的反射子波彼此分开

16、，可以分辨。,当既考虑波形特征又考虑振幅变化时（如图所示），由于顶、底界面反射系数的大小相等，而符号相反，所以当顶底面之间的反射子波时间差半个周期时，则出现同相叠加，出现相对振幅极大，有：,因此，一般以其作为分辨薄层的限度，当地层厚度小于其时，顶底界面上的反射子波叠加在一起，形如单一界面上的反射子波，振幅变化从相对极大随地层厚度的减小而线性减小。我们称四分之一波长厚度时出现的振幅相对极大现象为薄层的调谐效应，此时的地层厚度称为调谐厚度。只有当地层厚度大于它时，才可能由复合反射的振幅和波形特征分出地层顶底界面的反射。,由上可知，地震勘探的纵向分辨率包含两个含义：其一为正确地识别薄层顶底界面的反射

17、；其二为确定薄层的存在以及薄层的厚度。 此外，提高地震子波的主频，同时增大子波的频带宽度，可提高地震勘探的纵向分辨率。,第四节 地震勘探的地质基础,在不同的地区，由于所处环境的地层、岩性、构造及地表条件等的不同，对地震勘探的效果也会产生不同的影响。,一般来说，地震勘探的地质效果受到两方面条件的限制：一是仪器、震源等技术条件；二是客观存在的地质情况和地表等因素的复杂程度，例如，当地表为沙漠，或丘陵山地，并且地下岩层构造等又较复杂时，则不仅现场施工比难，而且资料的处理和解释也会有很大的难度。,这类地层岩性、地质构造及地表条件等因素对地震勘探的影响问题，也就是地震勘探的地质基础问题。,一、影响地震波

18、速度的因素及岩石的波速特征,二、岩土介质对地震波的吸收,三、浅层地震地质条件,地震勘探的效果在很大程度上取决于工作地区是否具有应用地震勘探的前提，也就是：工区的地震地质条件。,在浅层地震勘探中，其地震地质条件主要是指浅部岩土介质的性质和地质特征，以及地表的各种影响因素。可从以下几个方面来讨论。,1、疏松覆盖层,近地表的土层和岩石，由于长期受到风吹、日晒、雨淋、溶蚀等物理化学的风化作用而变得破碎疏松，当地震波在这种疏松层中传播时，其波速要比下部未经风化的完整岩石的波速小得多，故称之为“低速层”。,由于低速带的存在,在地表覆盖层和下部基岩之间形成,一个明显的速度界面,使得,浅层折射波法,这个明显的

19、速度界面,浅层反射波法,利用其探测基岩面的埋深和起伏。,由于“低速带”的存在，使反射波的走时产生“滞后”现象，往往需要对“低速带”的影响进行校正，才能对反射波作出正确的识别和处理。,有利,不利,（1）,（2）,低速带下界面易产生多次反射波而使地震记录复杂化，也是一种不可忽视的干扰因素。,疏松层对地震波有较强吸收作用，尤其对波的高频成份吸收更强，因此在疏松层较厚的地区很难激发出能量较强的或频率较高的有效波。,（3）,（4）,2、潜水面和含水层,水使得波速增加,当疏松的覆盖层或风化层饱含地下水时,对于一般地层中的含水层,（1）,其波速将会明显增大,（2）,波速有所增加，但不像疏松层那样明显,由孔隙

20、裂隙的数目决定,？,当疏松的覆盖层或风化层饱含地下水时，而潜水面位于疏松的“低速带”中时，则会形成明显的波速界面，从而改变了疏松“低速带”的性质，使浅层地震探测到的表层“低速带”是地下水面以上的疏松层，而不是地质岩性上的疏松层。,此外，实践表明当激震点位于潜水面以下激发时，所产生的地震波频率成分比较丰富，能量也较强，易于获得较好的效果。,因此潜水面离地表较近是浅层地震勘探的有利条件。,3、地质剖面的均匀性,浅层地质剖面的均匀性，对地震勘探的效果有直接影响，因为不论是剖面纵向的还是横向的不均匀性和不稳定性都将影响地震波传播的方向和走时，给地震工作带来困难。如断层、溶洞、尖灭层和人工堆积等的存在，

21、都将增加地震勘探的难度。,4、地震界面和地质界面的差异,地震界面是指地震波传播时波速变化的界面或波阻抗不同的界面，而地质界面是岩性不同的界面。这两种界面，有时是一致的，但有时却不完全一致，如有些情况下，不同的地质岩层其波速很接近，或者有些很薄的地层，这时从地震波的信息很难识别出它们的存在。此外，有时一个地层中也可能出现不同的波速层，这些情况都将引起地震界面和地质界面的不一致，在解释工作中必须予以注意。,5、地震标志层的确定,如果在较大的范围内进行地震勘探工作，或作长地震剖面时，为了连接全区的地层和查明构造形态的变化，需要在区内确定一个易于追踪的“地震标志层”，以此作为对比连接全区地层的标志。对地震标志层”的基本要求是，必须在较大范围内分布稳定，且具有较明显的地震波运动学和动力学的特征。尤其当这“地震标志层”和地质层位一致时，其意义就更大，在有利的条件下，有时在一个地区可以找出几个“地震标志层”。对于浅层地震勘探，由于探测范围较小和浅部介质的变化较大，往往给确定“地震标志层”带来困难，但当第四纪疏松覆盖层下的基岩分布比较完整稳定时，则可将其作为“地震标志层”。,