地震勘探地震波的基本定律ppt课件.ppt

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1、1,一、地震波的基础知识,4、地震波传播的基本规律,1) 、反射和透射2）、反射定律和透射定律(斯奈尔定律)3）、费马原理4）、惠更斯原理5) 、波的运动学和动力学6) 、视速度定理7）、折射波,2,当波入射到两种介质的分界面时。通常会分成两部分。一部分回到第一种介质中，就是所谓的反射波；另一部分透入第二种介质中，这在物理学中叫做折射波，而在地震学中习惯叫做透射波。,1）、 反射和透射,3,波阻抗：在声学中把密度和波速的乘积叫做声阻抗，在地震学中习惯叫做波阻抗。只有在Z1Z2（波阻抗不等）的条件下，弹性波(地震波)才会发生反射；Z1和Z2（波阻抗）的差别越大，反射波越强。,4,2）、 反射定律

2、和透射定律,反射定律地震波从点波源O沿射线OP射到分界面上；NP垂直于分界面，是分界面在P点处的法线。入射线OP和法线NP所确定的平面垂直于分界面，这个平面叫做波的入射面。入射线和法线所夹的角1叫做入射角；反射波的射线叫做反射线，反射线和法线所夹的角1 为反射角。,5,水平界面情况：,在地震勘探中，把入射线、过入射点的界面法线、反射线三者所决定的平面，称为射线平面。根据射线平面的定义可知，它总是垂直界面的。当我们在地面(假设它是水平的)上O点激发，沿测线OX接收；又设地下的反射界面是水平的，这时，射线平面既垂直界面也垂直地面,6,界面倾斜情况：,当地震测线垂直界面走向，射线平面既垂直界面也垂直

3、地面。,当地震测线不垂直界面走向，则射线平面只垂直界面，不再垂直地面。,7,我们将反射线向反方向延长，同时从波源O向分界面作垂线OD并延长；这两条延线交于一点O*，这一点称做虚波源(地震勘探中称虚震源)，因反射线似乎是从O*点射出来的。 承认了反射定律，很容易证明OD=O*D。这种作图方法，我们以后用得很多。,8,反射系数反射波的振幅与入射波的振幅比称为反射界面的反射系数：当界面波阻抗相等时，只有透射而无反射，只有界面波阻抗不等时才产生反射波，这是界面形成反射波的必要物理条件。波阻抗差越大，反射系数越大，反射波越强。当反射界面下介质波阻抗大于入射介质波阻抗时，反射波与入射波的相位相同，称为正极

4、性反射；反之，反射波与入射波相位相反，相位相差180，称为负极性反射。利用反射极性的变化，可判断地下岩层性质。,9,界面反射系数,请计算煤层顶底的反射系数（围岩4000，2.6; 煤层2000, 1.3）,10,地震反射波图,从反射可见：由于上覆界面的反射，传下去的能量越来越小；若上覆盖界面有强反射面时，则更明显，这时该界面好象起到了一个“屏蔽”作用。,11,反射波的特点：1）形成反射波的条件是反射系数不等于零2）反射波的能量取决于反射系数3）反射波极性的变化，取决与R的正负4）反射系数的范围（-1，1）,12,13,透射定律透射线也位于入射面内，入射角的正弦和透射角的正弦之比等于第一、二两种

5、介质中的波速之比，即：当地震波沿OP射在分界面上的P点时，除有一部分能量作为反射波的能量回到第一种介质中以外，通常还有一部分能量作为透射波的能量透入第二种介质中。透射波的射线称为透射线。透射线和界面法线PN之间的夹角2称做透射角。,14,透射定理可改写成如下形式：透射定律也只确定了透射线的方向，而完全没有涉及透射波的强度，从而它也是属于几何地震学的一条定律。除了和反射定律一样要求那些适用条件以外，透射定律还特别要求两种介质必须都是各向同性的；就是说，当在同一种介质中传播时,波的速度必须是一个不随方向而变的常量。,（视速度）,15,16,透射系数透射波的振幅与入射波的振幅之比，称为透射系数：当

6、时，才形成透射。透射波发生在速度不同的分界面上，而反射波发生在波阻抗差异的分界面上。在透射波能量不变的情况下，反射波振幅越强，透射波振幅就越弱；反射波振幅越弱，透射波振幅就越强。,17,透射系数,透射波的特点：1）透射波产生的条件，界面上下传播速度不同2）透射波的能量取决于透射系数3）透射波极性与入射波极性一致4）透射系数的范围（0，2），总为正值,18,全反射如果V2V1，则有sin2sin1。即21；当1增大到一定程度但还没到90时，2已经增大到90，这时透射波在第二种介质中沿界面“滑行”，出现了“全反射”现象，因为1再增大，就不能出现透射波了。开始出现“全反射”时的入射角叫做临界角；因为

7、这时2 90，sin 2 1，所以临界角c满足下列关系式：,19,斯奈尔(Snell)定律,综合反射定律和透射定律的内容，并扩展到水平层状介质的情况，可以得到斯奈尔定律。它还包括横波和纵波的传播。设各层的纵波、横波速度分别用VP1，VS1 ， V P2 ，V S2 ， . ，V Pi ，V Si表示；入射波是纵波，入射角为P1 ；各层的纵波，横波的反射角和透射角分别用Pi，Si表示，则斯奈尔定律的形式如下：P称为射线参数。在水平层状介质中，当波的某条射线以某一角度入射到第一个界面后，再向下透射的方向将由上式决定，这条射线就对应于一个射线参数值Pi。,20,21,层状介质中的地震射线Snell定

8、律的应用说明：地震学中，考虑局部问题时，可以忽略地球表面和层界面的曲率，而且把局部地表和地下层界面看作是平面。假设：有n个水平层，各层的介质都是均匀的和各向同性的，层厚度分别为h1、h2、 、 hn，层速度分别为V1、V2、 、 Vn。,（为简便计，只考虑Vp，这对人工震源是合适的）,22,23,由地面O点至第n层界面A点，地震射线为一条折线，所需的传播时间（走时）t为：根据Snell定律：对于某一条射线，P为常数,24,P为一常数。A点的坐标为（X，H）,假设： 有n个平行层，各层的介质都是均匀的和各向同性的，层厚度分别为h1、h2、 、 hn，层速度分别为V1、V2、 、 Vn。假设：地震

9、射线为一条折线。,25,26,3）、费马(Fermat)原理,关于波的传播:在均匀介质中，射线是直线；在非均匀介质中，射线是曲线；在两种均匀介质的分界面上，存在反射定律和透射定律(包括“全反射”现象)。这些知识能不能归纳成同一条更加带有基本性的规律? 如果能够，怎么样根据那些规律来指导新的实践?费马原理较通俗的表达是：波在各种介质中的传播路线，满足所用时间为最短的条件。,27,费马原理（1660年）：射线原理、时间最小原理 法国科学家费马（16571662）利用最小的观念提出来的。他当时研究的是光波。 费马原理：地震波沿垂至于波前面的路径（波的射线方向）传播所需的时间最短。 即：在介质中地震波

10、从一点到另一点的传播时间，传播时以沿时间为最小的射线路径传播。,28,费马原理的粗略解释:,设想如图所示，波从一点P传到另一点Q，途中经过的介质可能是均匀的，有分界面的，或是完全不均匀。图中的实线代表波在传播中的实际路线，而虚 线则代表任意画的另外几条曲线，叫做假想路线。可以理解为：波沿着实际路线传播时所用的时间，比沿假想路线传播时所用的时间要“短”。,29,4 ）、惠更斯(Huygens)原理,惠更斯原理是利用波前的概念来处理问题。波是振动在介质中的传播过程。这种传播是通过介质中相邻部分之间的相互作用来进行的。对于波到达较晚的那些部分来说，波到达较早的那些部分就起着信号来源的作用。惠更斯(H

11、uygens)原理：介质中波所传到的各点,都可以看成新的波源，叫做子波源。可以认为每个子波源都向各方发出微弱的波，叫做子波。子波是以所在点处的波速传播的。,30,惠更斯菲涅尔原理：波前原理 波动理论解释光的传播规律的基本原理。 惠更斯（16291695）：荷兰，物理学家、数学家、天文学家。 1667年发表的论赌博中的计算 1673年出版了摆钟1690年出版的光论1665年发现了木星的卫星（木卫六）、土星的光环、猎户座星云和火星极冠1680年他制造了一台行星仪,31,1690年惠更斯提出了这个原理的要点，惠更斯认为：波所到达的每一点可以看做新的波源，从这些点发出球面形状的子波，而在其后的任意时刻

12、，这些子波的包络面就是新的波前。,32,利用惠更斯原理求新波前,有了惠更斯原理，就可以利用作图的方法，根据已知的波前求出后来时刻的波前。如右图所示，S1代表时刻t1的波前。要确定后来的一个时刻t2=t1+t的新波前，可以把S1上所有的点都看成子波源，认为它们从时刻t1开始向外发出子波。过了一段时间t ，这些子波的“子波前”应是半径为V t的球面。用一个曲面S2将这些小球面上离曲面S1最远的各点连起来，就得到和时刻t2=t1+t相对应的波前。因为S2上的各点就是波刚刚传到的地方；比这些点离S1更远的地方，波还没有传到。这里的S2应该是各个子波前的公切面，这样的曲面称为各该子波前的包面。,33,3

13、4,惠更斯原理示意图,35,菲涅耳（17881827）：法国，土木工程师，物理学家。 1815年菲涅耳弥补了惠更斯原理的不足之处，他保留了惠更斯的次波概念，补充了次波相干叠加的概念，认为光场中任一点的光振动是这些次波在该点相干叠加的结果。惠更斯-菲涅耳原理可表述如下：在光源S发出的波前面上，每个面元都可看成是发出球面次波的新波源，空间某点P的振动是所有这些次波在该点的相干叠加结果。,36,37,38,39,菲涅尔带菲涅尔带是反射界面的一部分。当用射线描述波的传播时，意味着反射波只是由一个反射点产生的，但实际上反射波是由反射界面上相当大的一个面积内返回的能量叠加而成，到达同一检波器反射波相位差不

14、大于半个周期，这些波或多或少地可以相干干涉。产生相干干涉反射波的区域称着菲涅尔带。,40,41,费马原理纯粹从空间上来描述波的传播规律，即波是沿射线传播的。惠更斯-菲涅耳原理阐明了地震波传播的本质，即某一刻到达的扰动是由前一刻的波前面上各点作为子波传播叠加之和的结果。 二者并不矛盾，费马原理从运动学的规律描述波的传播；惠更斯-菲涅耳原理从波的动力学规律描述波的传播，二者的统一就是运动学和动力学的统一。,42,5）、波的运动学和动力学地震波传播的动态特征可以用波的运动学和动力学来描述。a）地震波的运动学：也叫几何地震学，描述波传播的时间与空间的关系。 是射线理论的基础，研究地震波波前的空间位置与

15、其传播时间的关系。地震波的运动学可以了解地震波对地下地质体的构造响应。 出发点：费马原理。利用射线从空间上研究波的传播规律。研究走时方程。 利用费马原理求得地震波的射线方程几何地震学的基本方程。,43,b）地震波的动力学 研究地震波传播中它的振幅、周期、相位、质点的振动方向等的变化规律，利用波前研究地震波的振动特征和传播过程（地震波的本质）。 出发点：惠更斯原理。利用波动研究波的传播规律。如研究弹性波动方程。 地震波的动力学可以了解地震波对地下地质体岩性结构响应。,地震波的运动学特征和动力学特征统称为波场特征。,44,地震波在空间介质内是沿射线方向以真速度V传播的，但地震勘探的观测大多是在地表

16、沿测线进行，因测线的方向与波的射线方向常常不同，沿测线“传播”的速度也就不同于真速度，称为视速度V*。 当涉及波速时，我们是沿着波的传播方向来考虑问题的，若沿其他方向则考虑的是视速度。,6)、视速度,45,设：波到地面的入射角为 ，如果在测线上相距为 的两个观测点A和B上，分别在 t 和 t+t 时刻收到这个波，则波沿测线“传播的速度是 ，而波传播的真速度 。, S,46,由此式可见，视速度一方面反映真速度，另方面又受传播方向影响，故也成为识别各种地震波的特征之一。,47,48,49,50,51,7）、地震折射波,当入射角大于临界角时， 但是， 从而sin21。按照初等数学的观点，这样的2是不

17、存在的，从而透射也是不可能的。就是说，入射角达到临界值以后，就不再有透射波，而只有反射波了。,但是，滑行波的传播又引起了另外的效应，这种效应也可以根据惠更斯原理来加以理解。 两种介质是互相密接的，滑行波在传播过程中也会反过来影响第一种介质，并在第一种介质中激发新的波，这种由滑行波引起的波，在地震勘探中叫“折射波”。,52,临界角,有,当入射角大于临界角时，则出现全反射现象。,折射波的形成：,53,形成条件： （两层介质）（多层介质）,盲区 当 时， t反=t折， 折射波刚形成，意味着在炮点附近区域观测不到折射波。折射波不存在的区域叫折射波的盲区。,54,激发点,与入射波类型相同的反射或透射称为

18、同类波，反之则称为转换波。当入射角不大时，转换波的强度很小；当地震波垂直入射时不产生转换波。,55,信号及噪音在各个频率成分中的比例,在地震反射波勘探中，习惯上我们把地震一次反射波称为有效波，而把妨害记录有效波的其它所有波都称为干扰波。如面波、多次波，直达波、折射波有时也是干扰波。,56,1）地震波的基础知识2）地震的地质地球物理基础3）地震波的时距曲线4）地震勘探野外工作方法5）地震勘探数据处理6）地震资料的解释,目录：,57,一个地区地震勘探工作效果的好坏，取决于两个因素：, 技术装备和工作方法, 地震地质条件,一、岩土介质的一般波速特征,不同岩土介质由于其弹性性质的差异而具有不同的传播速

19、度和波阻抗。,一般：火成岩和变质岩比沉积岩的波速大，沉积岩的波速较低而变化范围较大。下表列出了部分常见岩土介质的波速和波阻抗。,58,从表可见，不同岩石或地层之间，存在着波速和波阻抗的差异，因而不同岩性的分界面，往往就是地震波的反射或折射界面，这是开展地震勘探工作的基础。,59,二、影响地震波传播速度的地质因素,地震勘探中，影响波传播速度的地质因素很多，除具有不同岩石成分和结构的岩性外，主要还与岩石的密度、孔隙度、孔隙充填物、地质年代、埋藏深度等因素有关。,1.密度,沉积岩中波速与岩石密度相关，两者关系为,如果岩石密度处于1.9g/cm3与2.7g/cm3之间，则V、间存在线性关系，表达式为：

20、,由于自然界大多数岩、矿石的密度处于1.9g/cm32.7g/cm3之间，因此式(2.2)有着更重要的实用价值。图2.1表示了不同岩石的密度与速度的关系。,60,2.孔隙度,图2.1 不同岩石的密度与速度的关系曲线,单相介质：只有同一岩相的介质。,双相介质：由两种岩相组成的介质。,对于一块岩石，从结构上来说，由二部分组成：,61,一部分：矿物颗粒本身，岩石骨架（基质）；,另一部分：各种气体或液体充填的孔隙。,岩石实际上是双相介质，地震波就在这种双相介质中传播。,时间平均方程：计算波速和孔隙度之关系的公式,(2.3),孔隙度，V 波速，Vm 骨架波速，VL 孔隙介质波速,方程说明：波在岩层中传播

21、总时间 骨架时间充填物时间。,一般：波在流体中传播速度骨架波速。因此，孔隙度大的岩石，波速减小；反之，孔隙度变小，速度增大。,图2.2 孔隙度和速度的关系曲线,孔隙度的变化也会影响岩石密度的变化，密度和孔隙度之间成反比关系，孔隙度增大，岩石密度相对变小，反之则变大。,62,3.孔隙充填物,V气V油V水,充填物不同 V不同R不同。三者之间会形成良好的波阻抗界面。,4.风化程度,风化作用使岩体矿物变异、原生结构破坏导致质点间弹性联系减弱岩体波速随风化程度增加而减小。下表给出了长江三峡坝区结晶岩（闪长花岗岩）中不同风化带的波速。,表2.2 长江三峡坝区结晶岩中风化带的波速,从上表可见，全、强风化带其

22、波速要比新鲜岩体小得多，而微风化带与新鲜岩体几乎波速不可分。波速因岩体受风化而减小的特征是浅层地震勘探划分风化带的重要依据。,63,5 . 构造和地质年代对速度的影响1）深度相同，且成分相似的岩石，地质年代越老，速度越高；2）速度的大小与构造运动有关：在强烈褶皱地区，观测到的速度增大。速度随地质过程中的构造作用力的增强而增大。此外压力方向不同，速度也不同。,64,6、地层埋深对速度的影响1）压实作用：一般岩石埋藏越深则反映它的地质年代越老，承受上覆地层的压力强度就越大，时间也长，称这种现象为压实作用。地质年代越老，速度越高；2）岩性相同的岩石，埋藏越深、时代越老的则比埋的浅、时代新的岩石的速度

23、大。,65,一、表层地震地质条件 （1）低速带（地壳的风化层）的影响 是指地表附近的地层由于风吹、日晒、雨淋等地质风化作用而变得比较疏松而形成的。其特点： 1）一般是指不包含水的风化层，含水后，速度会增高，就不属于低速带范围了。这是地质风化层和低速度带的区别；2）低速带的速度极低，一般小于1500m/s，而且速度横向变化大；3）低速带的厚度通常是不均匀的，横向变化大；,66,4）对地震波有很大的影响： 对地震波的能量吸收较强；对地震高频成分具有很强的吸收作用。在低速带内，较难激发较强的地震波。通常要在低速带以下的激发较好。 改变射线的方向，使射线近垂直于地表出射，因此，纵波采用垂直检波器接收；

24、横波采用水平检波器接收。 产生多次波；增加了地震反射记录的复杂性； 使波的传播时间加大，从而影响到地震剖面的成像和地质构造形态的识别； 5）必须要对低速带进行校正；,67,（2）含水层的影响 实验证明：在含水层中激发时，能得到频谱成分较丰富，能量强的地震纵波，取得好的地震勘探效果。因此，纵波勘探要保证激发位置在潜水面以下。 （3）浅层地质剖面的不均匀性 浅层的不均匀性直接影响中、深层反射波效果，不均匀性岩性差异较大，在浅层产生很强的反射层，则产生两种不利地震勘探的因素：1）反射能量大部分返回地表，使中、深层反射能量相对减弱。2）与地表或低速带之间产生多次波，严重干扰一次有效波，甚至造成无法识别

25、一次波等问题。,68,煤层反射波的概念,1）煤层反射波主要与可采煤层有关的、强或较强的复合反射波。强度大 煤层的密度和地震波传播速度明显地低于围岩(在l:2左右)。煤层顶、底界面的反射系数可高达01505，甚至更高。连续性好 主采煤层一般是厚度稳定、连续性好的强反射层。复合波 煤层是典型的薄层，它的顶、底界面,都是强波阻抗分界面，对应顶、底界面的反射波一般不能分辨而复合叠加。2）煤层反射波的本质 煤层反射波实际上是由煤层顶、底界面不同极性的反射波，煤层内的多次反射波，煤层上、下相邻的其它弱反射波互相干涉叠加而形成的复合反射波。煤层顶、底界面反射贡献最大，故称煤层反射波。,69,3）振幅与可检测性 煤层一般是“薄层”，其振幅随煤厚增大而近线性增大，据此，钻孔约束可以预测煤厚变化。即使煤厚薄到1m，仍能观测到较强的反射，具有高的可检测性。4）煤层的屏蔽作用 上复煤层的强反射，使得下透的能量剧减所致。它影响深部煤层的勘探。,5）煤层多次波煤层内的多次反射波部分补偿了地震波穿过煤层的透射损失，有助于地震能量向深部传输。煤层间的多次反射波，使上部的反射图像多次重复出现于深部煤层的一次反射波上，干扰以至淹没了深部煤层或其它目的层的一次反射波，不利于深部煤层及构造的勘探。,