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地震波传播基本规律与时距关系1第一章绪论（略）第二章地震波传播基本规律与时距关系第1节地震波基本概念与基本规律2.1.1基本概念1.地震子波：Wavelet，是一段具有确定的起始时间、能量有限且有一定延长长度的信号，它是地震记录的基本单元2.波面：介质中每一个同时开始振动的曲面3.射线：几何地震学中，通常认为波及其能量是沿着一条“路径”从波源传到所考虑的一点P，然后又沿着那条“路径”从P点传向其他位置。这样的假想路径称为通过P点的波线或射线4.振动图：在波传播的某一特定距离上，该处质点位移随时间变化规律的图形5.波剖面：在地震勘探中，通常把沿着测线画出的波形曲线叫做“波剖面”6.视速度和视波长：如果不是沿着波的传播方向而是沿着别的方向来确定波速和波长，得到的结果就不是波速和波长的真实值。这样的结果叫做简谐波的视速度和视波长7.全反射：如果V2V1，则有sinθ2sinθ1，即θ2θ1；当θ1增大到一定程度但还没到90°时，θ2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θ1再增大就不能出现透射波了8.雷克子波：地震子波的一种，由雷克最早提出，其在时间域的表现形式为：𝑓(𝑡)=[1−2(𝜋𝑓𝑝𝑡)2]𝑒−(𝜋𝑓𝑝𝑡)22.1.2基本原理反射定律：反射线位于入射平面内，反射角等于入射角，即α=𝛼′透射定律：透射线也位于入射面内,入射角的正弦与透射角的正弦之比等于第一、第二两种介质中的波速之比，即：sinα/sinβ=V1/V2Snell定律：波的传播路径满足斯奈尔定律（Snell’sLaw），其中P称为射线参数。即：地震波传播基本规律与时距关系2𝑠𝑖𝑛𝛼𝑣𝑝1=𝑠𝑖𝑛𝛼′1𝑣𝑝1=𝑠𝑖𝑛𝛼′2𝑣𝑠1=𝑠𝑖𝑛𝛽1𝑣𝑝2=𝑠𝑖𝑛𝛽2𝑣𝑠2=𝑝惠更斯原理：波前面上的每一点都可以认为是独立的、新的点震源，每一个点都应看成是新的独立的小震源，叫做次波源费马原理：又称时间最小原理，指波在介质中的实际传播路线所需的旅行时间比任何其他理想传播路线所需的“旅行时间”要短2.1.3地震波的分类在地震勘探中，地层弹性介质内传播的弹性被称为地震波。1)地震波在地球内部传播会产生两种体波:纵波(P波，Primarywaves)和横波(S波Secondarywaves)。P波：纵波又称胀缩波，当该波经过时，质点沿着波的传播方向做压缩或拉伸运动，它使介质某一区域体积变化，即膨胀或压缩，在这种状态下介质质点围绕其平衡位置往返运动，单元体积不旋转。P波是地震波中传播速度最快的波，可以在固、液、气中传播。S波：横波又称剪切波，质点的运动方向与S波的传播方向互相垂直，介质中产生剪切力，因而使弹性介质单元体旋转。S波的速度小于P波，且不能在液体中传播。2)地震面波是在地球表面附近传播的一种波，主要有Rayleigh波(R波)和Love波(L波)。面波只分布于弹性界面附近，速度比体波慢。2.1.4惠更斯原理证明反射定理如右图，入射波到两种介质分界面上，AB是其波阵面，A’B’是反射波的波阵面。∵AB⊥BB’，B’A’⊥A’A，又AB=AB’，AB’为公共边.∴直角三角形△ABB’与△B’A’A全等.则∠A’AB’=∠BB’A.∴𝜃1=𝜋2−∠𝐵𝐵′𝐴,𝜃2=𝜋2−∠𝐴′𝐴𝐵′.∴𝜃1=𝜃2.地震波传播基本规律与时距关系3∴反射定律得证.第2节单界面反射波时距关系2.2.1直达波的时距曲线方程和特点直达波就是从震源直接到达检波器的波.它的时距曲线方程为t=±𝑥𝑣。直达波时距曲线的图象，为通过震源O点的两条直线，它形象的展示了直达波到达测线上任一接收点时间同观测点与激发点之间距离的关系。2.2.2均匀介质共中心点时距曲线的特点1)共反射点时距曲线方程在形式上与共炮点时距曲线方程一样，也是一条双曲线。2)时距曲线只反映界面上的一个点，即同反射点R。3)双曲线极小点位于共中心点的正上方。2.2.3详细说明动校正、倾角时差的概念动校正(DynamicCorrection)或称为正常时差(NomalMoveout，NMO)，是指对界面上某点以炮检距x进行观测得到的反射波旅行时与以零炮检距(自激自收)进行观测得到的反射波旅行时之差。也就是因为炮检距不为零所引起的时差；即：任一接收点的反射波传播时间t，和自激自收时间tx=2h/v的时间差。倾角时差是指由激发点两侧对称位置观测到的来自同一倾斜界面的反射波旅行时差。2.2.4详细说明共炮点时距曲线和共中心点时距曲线的差异1)反射波时距曲线都是一条双曲线2)极小点位置不同共激发点：{𝑥𝑚𝑖𝑛=±2ℎ0sin𝜑𝑡𝑚𝑖𝑛=2ℎ0sin𝜑𝑣共中心点：{𝑥𝑚𝑖𝑛=0𝑡𝑚𝑖𝑛=2ℎ0𝑣对于倾斜界面的共激发点反射波时距曲线，其极小点总是在和对激发点偏向界面的上倾方向一侧；对于共中心点反射波时距曲线，不管界面是否倾斜，其极小点总是位于共中心点处。地震波传播基本规律与时距关系43)物理意义上的差别共中心点反射波时距曲线只反映界面上一个点R（界面水平时）或R点附近的一个小区间（界面倾斜时时）的情况，而共激发点反射波时距曲线反映的是一段反射界面的情况。在共激发点反射波时距曲线上这个t0反映激发点处反射波的垂直反射时间，在共反射点时距曲线上，这个t0时间代表共中心点M处垂直反射时间2.2.5推导倾斜界面共中心点（共反射点）反射波时距曲线如右图所示，界面的倾角为φ,在界面下倾方向O点激发，上倾方向S点接收；炮点处反射界面的法线深度为h,共中心点M处界面的法线深度为h0,地震波速度为v，炮检距𝑂𝑆̅̅̅̅=𝑥,因此在接收点S处接收到来自A’点的反射波旅行时间式很容易写出，即t为:t=1𝑣√𝑥2−4ℎ𝑥sin𝜑+4ℎ2由于不同激发点的反射界面的法线深度度是不一样的，也就是上式中的h是一个变量，因此它是个双变量函数，为此我们要找出方程h和h0的关系，使上式只是简单的t-x关系，右图可以看出:h=ℎ0+12𝑥sin𝜑将其代入(2-2-18)式，得到:t=1𝑣√𝑥2−4(ℎ0+12𝑥sin𝜑)𝑥sin𝜑+4(ℎ0+12𝑥sin𝜑)2整理此式可以得到:t=1𝑣√4ℎ0+𝑥2𝑐𝑜𝑠2𝜑或可写成:𝑡2=4ℎ02𝑣2+4𝑥2𝑐𝑜𝑠2𝜑𝑣2=𝑡𝑂𝑀2+𝑥2(𝑥cos𝜑)2其中：𝑡𝑂𝑀=2ℎ0𝑣,它是共中心点M处的自激自收时间。此两个方程中已将各炮点处的法线深度h转为共中心点M处的深度ho,这就是倾斜界面的共中心点反射波时距曲线地震波传播基本规律与时距关系5方程。第3节水平层状介质及连续介质反射波时距关系2.3.1推导水平层状介质和连续介质情况下反射波时距曲线，并讨论其主要特点2.3.2利用水平层状介质的参数方程和双曲线方程分别编程，对自己给定的地质模型进行计算，并对结果进行分析比较第4节地震折射波运动学2.4.1基本概念1.折射波盲区：当入射角大于等于临界角时，在炮检距大于Q点外的地段还可接收到折射波，而在OQ范围内接收不到折射波，OQ地段称为折射波盲区2.初至波：地震发生后，地震观测点最先接收到的波称初至波3.续至波：随初至波后到达接收器的波4.交叉时：在折射波时距曲线图上，因为有盲区存在，激发点附近没有折射波，但可将折射波时距曲线人为地延伸，使之与通过激发点的纵坐标轴相交，此交点处的时间叫做交叉时，习惯上则称为折射波的ti。2.4.2对单界面的直达波、反射波和折射波时距曲线进行详细分析和比较（1）直达波时距曲线是反射波时距曲线的渐近线。这点可从数学关系上加以论证，可自行推演（2）折射波时距曲线与反射波时距曲线在M1点或M2点相切，切点坐标为{𝑥𝑚=2ℎ0tan𝜃𝑐𝑡𝑚=2ℎ0𝑉0cos𝜃𝑐（3）直达波与折射波的时距曲线有一个交点，交点坐标为：{𝑥𝑝=𝑡𝑖𝑉1𝑉2𝑉2−𝑉1𝑡𝑝=𝑡𝑖𝑉2𝑉2−𝑉1，式中ti为交叉时在xxp区间内，直达波为初至波；在xxp的区间，折射波为初至波，而直达波为续至波。反射波总是最后接收到（4）时距曲线的陡缓取决于上覆介质的波速与界面的埋藏深度。对于折射波而言，界面速度越大，时距离曲线越平缓，反之时距曲线越陡。对于反射波来讲，同一界面的反射波时距曲线的斜率随x的不同而变化，不同界面的反射波时距曲线随界面埋深的增地震资料采集基础6大，而使整条时距曲线趋于平缓。2.4.3证明在临界角以外，界面上任一点的滑行波比入射波先到2.4.4讨论三层介质情况下折射波的时距曲线及其特点2.4.5请用其他办法推导倾斜单界面折射波的时距曲线第三章地震资料采集基础第1节表层结构调查&地震干扰波3.1.1简述表层结构调查。3.1.2详细分析如何利用折射波法求取低速带和降速带速度，并给出相应的公式推导3.1.3简述一次静校正所包括的具体内容和公式利用野外实测的表层资料直接进行的静校正称为野外(一次)静校正，又称为基准面静校正。它的方法是人为选定一个海拔高程作为基准面，利用野外实测得到的各点高程及低速带厚度、速度或井口时间tuh等资科，将所有激发点和检波点都校正到此基准面上,用基岩速度替代低速带速度，从而去掉表层因素的影响。一次静校正包括井深校正、地形校正以及低速带校正等内容。1)井深校正：将激发源S的位置由井底校正到基准面D。根据已知的表层参数及井深数据，按下式计算井深校正量：Δ𝜏𝑗=−ℎ0𝑣0式中，v0为低速带波速；h0为激发井深2)地形校正：将测线上位于不同地形处的激发点S和检波点R校正到基准面上。一道（第j炮第n道）总的地形校正量△τjn为：Δ𝜏𝑗𝑛=Δ𝜏𝑠+Δ𝜏𝑅=1𝑣0(ℎ𝑆+ℎ𝑅)地形校正量有正有负，通过hS和hR的正负体现出来。通常规定当测点高于基准面是为正，低于基准面时为负3)低速带校正：将基准面下的低速层速度用基岩v1代替。总的低速带校正量△τ’jn为：地震资料采集基础7Δ𝜏𝑗𝑛′=(1𝑣0−1𝑣1)(ℎ𝑗+ℎ𝑛)第j炮第n道的总野外校正量△t静为：Δ𝑡静=Δ𝜏𝑗+Δ𝜏𝑗𝑛+Δ𝜏𝑗𝑛′3.1.4简述干扰波产生的主要原因干扰波产生的原因主要有3个方面:是地下地质因素造成的，例如强烈的多次反射波；二是自然条件、自然环境造成的，如风吹草动、工业交流电的干扰(50H干扰)；三是激发接收条件不良造成的。前两种原因产生的干扰波，在检波器接收之前是无法消除的，只有使用各种巧妙的接收方法，才能在记录之前有效地削弱这些干扰波。对于第三个原因造成的干扰，则应选择良好激发接收条件，尤其是激发条件。3.1.5简述地震勘探中常见的规则干扰波及其特点面波（Rayleighsurfacewave）：在地震勘探中也称为地滚波，存在于地表附近，振幅随深度增加呈指数衰减。其主要特点：①低频：几Hz～20Hz；②频散(Dispersion)：速度随频率而变化；③低速：100m/s～1000m/s，通常为200m/s～500m/s；④质点的振动轨迹为逆时针方向的椭圆。面波时距曲线是直线，记录呈现“扫帚状”，面波能量的强弱与激发岩性、激发深度以及表层地震地质条件有关。声波：在坑中、浅水池中或干井中爆炸，都会出现强烈的声波。声波是空气中传播的弹性波，速度为340m/s左右，比较稳定，频率较高，延续时间较短，呈窄带出现。浅层折射波：当表层存在高速层或第四系下面的老地层埋藏浅，可能观测到同相轴为直线的浅层折射波。多次反射波(Multiples)：当地下存在强波阻抗界面时，可能产生多种形式的多次反射波。其特点与正常反射波相似，时距曲线斜率较一次波大。3.1.6简述次生干扰产生的原因次生干扰的形成机制如下：震源激发的脉冲波动传到地表上与大地耦合不良的物体时，将引起该物体振动，从而形成次生干扰波，该物体称为次生干扰源。3.1.7简述干扰波的类型与常用的识别方法干扰波的类型：1)规则干扰，指具有一定主频和一定视速度的干扰