地震勘探第二章 几何地震学剖析
《地震地层学》第二章(层序分析二)
上超
上超
四、地震层序边界识别——实例
削蚀
T2 T3 T4 T6
削蚀
四、地震层序边界识别——实例
削蚀
削蚀
T2
削蚀
四、地震层序边界识别——实例
削蚀
削蚀
T2
T3 T4 T5 T6
四、地震层序边界识别——实例
削蚀
削蚀
T2
T3 T4 T5 T6
四、地震层序边界识别——实例
顶超
顶超
1、主要地震反射 （1）反射同相轴明显； （2）反射同相轴延续范围比较大；
主要地震反射
主要地震反射
第三节 地震反射的年代地层意义
一、 基本概念
主要地震反射具有年代地层意义。即主要地震反射追随 年代地层的对比关系而不是以跨时代的岩性地层单元。
2、年代地层意义
年代地层意义指界面具有区分地层时代新老的作用， 界面以下的地层比界面以上的地层时代更老。
2、顶超（顶部超覆）
成 因：
顶超发育期间，在基准面之上发生了沉积物 的过路情况（Sedimentary bypassing） 和小的侵蚀作用。
顶超通常与三角洲复合体相伴生。但也可见 于深海沉积中，如深海浊积扇，在那里的沉 积基准面是受浊流和其它深水作用控制的。
二 、沉积层序顶界类型
3、整一
地层对一个原始水平面、倾斜面或不整合面的平行。
2、在盆地边缘部位 （1）由于(横向)水体能量横向的渐变性，使得一些
岩性边界为过渡性界面，波阻抗没有明显的差 别，因此产生不了显著的反射波形。 （2）但是水位变化所影响的每个时期的沉积物之间 都具有相当大的声阻抗差，往往能够形成较强 的反射同相轴。即地震反射具有年代地层意义。
地震勘探原理课件：第2章基本概念a
地震波的波动理论
弹性波
在弹性介质中传播的波称为弹性波。它的形成 条件是：要有能传播弹性波的介质—弹性介质， 以及在弹性介质中有振动。 地震波实质上是在地层中传播的弹性波。在小 应力状态时把岩石看作为弹性介质。 弹性波理论--研究外力和它引起物体形变和体 变的关系，即介质内应力与应变(形变和体变) 关系。
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描述波形的概念
振动曲线(振动图)
某点的振动随时间变化，用振动曲线表示也称振动图。 介质中每个质点都有自己的振动曲线。 振动图以不同时刻为横坐标，以质点离开平衡位置的 距离为纵坐标，画出某点的振动情况。
两个不同点的振动曲线(时间表示)
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描述波形的概念
波剖面(波形曲线)
反映各点振动之间的关系，常用所谓波形曲线的描绘 方法。 把在同一时刻各点的位移画在同一个图上。 这种振动曲线只反映某一时刻直线上点的振动位置。 观察介质中某条直线上各个点在某一时刻的振动，下 图。
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地震波的波动理论
弹性波
弹性波传播的基本规律是由弹性波的波动方程 反映的。利用牛顿第二定律将力与形变(或体 变) 引起质点振动的加速度联系起来，可推导 出弹性波的波动方程。 当波传播到弹性突变的界面时，需满足一定能 量分配关系。在解波动方程中，不同的边界条 件，可得到不同的解。
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地震波的波动理论
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地震波的特征参数
主波长、主周期和主频
地震波是一种复杂的波，不能笼统地讨论周期或频率， 而是用视周期或视频率，最好讨论它们的频谱。
一般用主波长、主频率和主周期来表征地震波。
主波长（）是在一个振动主 周期时间内波前进的距离，它 是波的空间分布特征量，即它 与介质的大小尺度同单位。
主波长由主频率分量确定，主
03地震资料解释基础-地震资料的构造解释2
2.6 地震构造图的绘制
2.6.1 地震构造图的基本概念
3．构造图比例尺和等值线距的选择 等值线距是指构造图中相邻等值线间的差值， 对等深线来说，就是每隔多少米划一根等深线。对 t0时间线来说，就是每隔多少毫秒划一根等时线。
等值线距越小，反映得越精细。因此等值线距 选择的原则是最大限度地反映构造的详细程度，并 照顾到图面的清晰度。 一般来说应考虑到资料的好坏程度和地层倾角 的陡缓。
2.6 地震构造图的绘制
2.6.1 地震构造图的基本概念
3．构造图比例尺和等值线距的选择 构造图的精度反映在作图比例尺和等值线距的 大小上。
比例尺越大，构造图反映得越精细，因此，在 作图时选择比例尺，应根据测线的疏密，地质任务 的要求，地质情况的复杂程度，资料的质量好坏等 因素考虑。 在构造复杂、资料较好的情况下，应选用较大 的比例尺；在构造简单或资料较差的情况下，则宜 选用较小的比例尺。
2.6 地震构造图的绘制
2.6.1 地震构造图的基本概念
1．构造图的分类 根据等值线参数的不同，地震构造图可分 为两大类：等t0图和等深度构造图。 等t0图可由时间剖面的数据直接绘制，在 地质构造比较简单的情况下可以反映构造的基 本形态。但其位置有偏移。 由于地震勘探中界面的深度有法线深度、 视铅直深度和真深度的区别，所以深度构造图 也相应有三种。
(3）标数据。把所取的数据标注在平面图相应的 位置上，在测线交点处，各条测线的数据都应写上。 同样，尖灭超覆等数据也要标注齐全。
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2.6 地震构造图的绘制
2.6.2 地震构造图的绘制
（4）标注断点。在断 距不大的情况下一般只标注 断层上盘位置（但也有上、 下盘位置都标注的，特别是 在断距较大时）。除标出断 点位置外，还应注明落差大 小。（落差即为上下盘间的 垂直距离，如右图则是A与B 两点的垂直距离）。应注在 断点符号的上角，此外还需 标注断点处标准层的深度值， 标法见右图。
地震勘探原理总结重点
2013-11-9
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• (1△L/L与应力P之比 • E＝P/(△L/L) • 不同的物体E是不同的,在线性弹性极限范围内,物 体的弹性形变满足虎克定律(应力∝应变) • (2) 泊松比(σ):弹性体内发生纵向伸长(或缩短)时, 伴随产生的横向相对收缩(或膨胀) △d/d与纵向相 对伸(缩) △L/L之比值,称泊松比. • σ=(△d/d)/( △L/L) 它是表示形变变化调整的一种 尺度.
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5、 地震波的基本类型— 体波和面波 (Seismic waves Basic Type —Body Waves and Surface Waves) • 体波：在介质体积内传播的波 • 分为：纵波（P））横波（S） • 在石油勘探中目前主要是纵波勘探 • 面波：沿介质的自由界面或界面传播的波 • 分为：瑞雷面（R）、乐夫波（L） • 在石油勘探中它是干扰波---要压制它 • 在工程勘探的面波勘探中----是有效波。19 2013-11-9
么性质或说看成是弹性介质还是塑性介质，是与一定的因素有关的， 即一个物体是弹性还是塑性介质，除与本身性质有关外，还与外力大 小、作用时间长短有关，如弹簧，一般我们都把它看成是弹性体，但 当我们的作用力非常大，并且作用时间很长时，它也变成塑性体（即 使除去外力后，弹簧也弹不起来了）
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结 论 1：地震勘探中将地下岩石看做 为弹性介质---地震勘探的理论基础
• 由于在地震勘探中作用力都是很小， 且作用时间也很短（一瞬间），故可 把地下介质看作以弹性为主，抽象后 为弹性介质。
地震勘探PPT课件可编辑全文
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地震勘探的基本原理
三、互换原理 所谓互换原理，是指震源和检波器的位置可以相互交 换，而同一波的射线路径不会改变。即在介质中的A点施加 一个力F，该力引起另外一点B的瞬时位移为D(t)。相反， 如果在B点施加一个力F，则在A点会引起同样的瞬时位移 D(t)。 互换原理具有普遍性．除适用于均匀各向同性的完全 弹性介质外，也可用于任意形状界面的弹性介质、不均匀 介质和各向异性介质。该原理在工程地震勘察中应用较广， 其中折射波勘探中相遇时距曲线观测系统就是以互换原理 为基础的。
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地震勘探的基本原理
四、视速度定律 由费马原理可知，地震波的传播是沿波射线的方向进行 的，因此，在观测地震波的传播速度时，也必须和波射线的 方向一致才能测得地震波传播速度的真值V。但是，实际观 测的方向往往和波射线方向不一致，因此所测的速度值并不 是地震波传播的真实速度，而是沿观 测方向，距离和波实际传播时间的比 值，这种速度称之为视速度V*。
六、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，那么相遇处质点振动会是各个波所引 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失量的和。换言之，每个波都 独立地保持自己原有的特性（频率、振幅、振动方向等） 对该点的振动给出自己的一份贡献，即波传播是独立的， 这种特性称之为叠加原理。
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浅层地震波勘探
人工震源(如敲击、爆炸等)激发产生的地震波在地下 介质中传播时，由于不同类型的岩石往往具有不同的弹性 持征(如速度、密度等)，当地震波通过这些分界面时，将 产生反射、折射，而这些不同类型的波具有不同的传播速 度、路径、频率和强度。浅层地震勘探就是利用仪器记录 各种波的传播时间和波形特征、研究和分析这些波形持征 的变化规律，推断出有关岩石的性质、结构和几何位置等 参数，从而达到工程勘察目的。
2 地震构造解释
可靠
Ⅱ
艾力 克
T46z
451 0
18
8
In20 Cross80
背 斜
较可 靠
构造带：
一些走向一致 彼此相邻的局部构造往 往呈条带状延伸，称之为构造带。它们往 往会形成油气聚集带。
2.对构造含油气远景评价
生、储、盖、运移、聚集、保存、破坏、 布井依据、编写文字报告。
复习思考题：
1.闭合的定义、不闭合的原因?
8)断盘、时间落差的确定: 地
震剖面上断层落差和等T0图上
9)断层的走向、延伸长度：
10)断裂系统图的绘制
断裂系统图的绘制：
(1)
正断层
其中
代表下降盘 代表断面倾向
(2)断点平面组合
a.先组合大规模，它们错开与限定 b.注意平行走向测线上的假断点。 (侧反射造成)
二. 地震剖面上可能出现的假象
高速地质体底界上提, 出现假背斜。
高速体
三、深度剖面的绘制
包括绘制：
•连井剖面
•区域大剖面 主要用于
•层位对比
•确定地层、断层产状要素
•区域构造特征及演化。
(一 )
1.均匀介质中的to法: 地震射线以直线传播、速度为平均速度。 以、、…
2.
V ( Z ) V0 Z
V(Z)=Vo(1+βZ)
2.
3.绕射波、回转波、侧面波、多次波产生的原
4. 5. 6.
本章参考文献
1.Brown A, Structural interpretation from seismic section, 52nd annual meeting SEG,1982. 2.李正文，赵志超等主编.地震勘探资料解释，地质 出版社出版，1990 3.丁绪荣，普通物探教程-地震附声波探测，地质出 版社，1984
地震资料解释
图2-23 图2-24
§2 断层在时间剖面上旳特征及解释
四、断层要素在时间剖面上确实定
1．断面拟定
① 浅、中、深层同相轴断棱处中断点连线，即断面旳位置； 注意：水平叠加剖面上与实际断面有偏移，倾角也会有变 化。要与回转波，断面波造成旳假断点区别。另外，要借 助于“半幅点”等辨认真断点。
2º、凹界面旳曲率中心在地面，时间剖面聚成一点。曲 率界面上各点时间都相同（图2-6_2） 。
3º、曲率中心在地下，射线将会交叉，同相轴形成迥转 波（图2-6_3） 。
§1 背斜和向斜在时间剖面上旳特征
➢ 对于曲率相 同，深度不 同旳凹界面， 伴随深度旳 加大将出现 不同旳反射 特征：
➢ 浅层为平缓 收缩型；
➢ 长反射段旳断点处产生了一条单支旳绕射“尾巴”， 其能量可延伸500米以上。是由长反射段断点附近 很长一段内旳次生绕射源共同叠加成果;
➢ 利用“半幅点”可拟定断点位置。断点处反射波旳 振幅约为主体反射部分旳二分之一左右，称“半幅 点”。
§2 断层在时间剖面上旳特征及解释
③ 水平叠加Biblioteka 面上绕射波特征大，常断续出现； 水平叠加剖面上断面不代表断层位置，往下倾方向偏移。 同一断层在不同方向测线上有不同旳反应。主要受断裂走向
和测线旳夹角有关。垂直走向旳剖面上断层倾角为真倾角。
③ 用断面波拟定断层位置
绕射波包络就是断面波。 绕射极小点连线是实际断面。
断面倾角在测线上旳倾角变化图
§2 断层在时间剖面上旳特征及解释
§2 断层在时间剖面上旳特征及解释
二 、与断层有关旳异常波
➢ 常见旳异常波有：绕射波、断面反射波、迥转波、反 射—折射、绕—折射等，这里只讨论常见旳绕射涉及断 面反射波。
第1章 几何地震学.
◙绪论 ◙第二章 几何地震学
◙第三章 地震数据采集
◙第四章 地震勘探组合法 ◙第五章 多次覆盖方法 ◙第六章 地震波速度 ◙第七章 地震勘探资料解释 ◙第八章 几种专门的地震方法
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第二章 几何地震学
◙ 几何地震 :研究地震波的波前的空间位置与其传
播时间的关系。引用波前、射线等几何图形来描述 波的运动过程和规律．
波形 曲线
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8
X
T
以上地震记录是震动图还是波剖面？
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左图为地震记录，右图 为单道地震记录，即震 动曲线。
20:43:13
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地震记录中常用的现实方式
波形显示
变面积显示
变密度显示
波形加变面 积
波形加变密 度
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第二章 几何地震学
3 、描述波的几个基本特征：振幅 Amplitude 、 视周期 Apparent Period 、 视频率 Apparent Frequency 、视 波 长 Apparent Wave Length 、 视 波 数 、 视 速 度 Apparent Velocity 振幅：在振动图形上极值的大小称为振幅。 视周期：在振动图形上相邻极大值间的间隔称为视周期。 视频率：视周期的倒数叫视频率。 视波长：在波剖面上相邻波峰或波谷之间的距离称为视 波长。 视波数：视波长的倒数叫视波数。 视速度：沿着观测方向测得波的速度值称为视速度，与 真速度值有差别。
◙ 主要内容: 地震波传播的基本概念和基本规律 首先介绍基本概念和地震波在传播过程中所遵循的几 个原理
然后分析在介质分界面上产生的反射波、折射波、透 射波的条件及这些波的特点 最后讨论地震波在层状介质、连续介质中的传播特点
地震勘探原理各章节的复习要点(重点)
《地震勘探原理与解释》复习要点第一章绪论（不作为考试内容）第二章地震波运动学理论§2.1 几何地震学基本概念1、掌握基本概念，如地震子波、波面、射线、振动图、波剖面、视速度、视波长、全反射、雷克子波。
2、掌握基本原理，如反射定律、透射定律、Snell定律、惠更斯原理、费马原理等。
3、地震波的分类。
§2.2 常速单界面的反射波特征及时距关系1、基本概念：时距曲线、时距曲面、时间场、自激自收、共激发点、偏移距、初至时间、纵测线、同相轴、正常时差、倾角时差、动校正等。
2、基本原理：虚震源原理、讨论时距曲线的实际意义、直达波时距曲线及方程、反射波时距曲线及方程、反射波时距曲线的主要特点。
§2.3 变速多界面的反射波特征及时距关系1、基本概念：均匀介质、层状介质、连续介质、参数方程、平均速度、射线方程、等时线方程、回折波、最大穿透深度等。
2、基本原理：水平层状介质和连续介质情况下讨论反射波时距曲线的基本思路；水平层状介质和连续介质情况下反射波时距曲线的主要特点。
§2.4 地震折射波运动学1、基本概念：折射波盲区、初至波、续至波、交叉时、信噪比等。
2、基本原理：产生折射波的条件；利用折射波法研究地下地层起伏的基本依据；折射波与反射波的主要差异。
3、分析理解：单界面（水平和倾斜）直达波、反射波与折射波时距曲线之间的关系；三层介质情况下折射波的时距曲线及其特点；折射波法在地震勘探中的应用。
§2.5 地震波动力学理论及应用本节不作为考试内容。
第三章地震资料采集方法与技术§3.1 野外工作概述1、掌握基本概念：低(降)速带、频散、群速度、相速度、多次波、虚反射、鸣震、交混回响。
2、掌握基本内容：试验工作内容、生产工作过程、激发条件、接收条件、调查干扰波的方法、干扰波的类型、各种干扰波的主要特点、面波特点、压制面波的方法、海上地震勘探的特点与特殊性、海上特殊干扰波、海上震源等。
地震勘探原理__各章要点总结
第一章 地震勘探的理论基础1、各向同性介质：弹性与空间方向无明确关系的介质称各向同性介质，否则是各向异性介质。
2、泊松比σ：弹性体受力纵向伸长(缩短)与横向收缩(膨胀)的比值。
L L d d //∆∆=σ3、对于大多数沉积岩石，σ=0.25，∴V P =1.73V S 。
4、瑞雷面波(R 波)特点：(1) 波的能量分布在地表附近的介质中并随深度迅速衰减。
(2) 质点振动方向分上、下、坐、右，合成的振幅轨迹是椭圆(逆时针方向)，长轴垂直地面，长短轴比值是2/3。
(3) 当σ=0.25时，V R = 0.92V S =0.54V P ，速度低、频率低(10~30Hz)，波形宽。
(4) 有频散(波散)现象，不同频率的成分传播速度(相速度)不同，即群速度不等于相速度。
5、拉夫面波(L 波) 特点：能量沿地震界面分布，振动方向与传播方向垂直，振动平面平行界面，即为SH 波，由于水平振动，检波器接收不到。
6、地震波的特征：运动学特征——研究波在地层中传播的空间位置与传播时间的关系。
动力学特征——研究波在地层中传播的能量(振幅)变化和波形特征(频谱)。
7、惠更斯原理(1690)也叫波前原理，说明波向前传播的规律。
在弹性介质中，任意时刻波前面上的每一点，都可看作是一个新的波源(子波)而产生二次扰动，新波前的位置可认为是该时刻各子波波前的包络。
惠更斯原理只给出了波传播的空间位置，而不能给出波传播的物理状态。
菲涅尔(1814)对惠更斯原理进行了补充：波在传播时，任意点处的振动，相当于上一时刻波前面上全部新震源产生的子波在该点处相互干涉的合成波。
8、视速度定理地震波的传播是沿射线方向进行的，而观测地震波是沿测线方向进行的，其方向和射线方向不一致。
波前沿测线传播的速度不是真速度V ，而是视速度*V 。
αsin //=∆∆=∆∆∆∆=*xs t x t s V V βαcos sin V V V ==* 式中 α——射线与地面法线的夹角，称入射角；β——波前与地面法线的夹角，称出射角。
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第二章几何地震学1、当炸药在岩层中爆炸后，应变形成三个区域:破坏圈、塑性带、弹性形变区2、地震子波：由点源刚进入弹性区传播的地震波,研究表明弹性波在近距离内仍会发生较大变化，传播一段距离（几百米后）变的相对稳定，形成地震子波，并被认为在以后的传播中，地震子波的变化不大。
3、视波长λ*：两个相邻波峰或波谷的距离，它表示波在一个视周期这传播的距离。
λ波峰波谷t=t1ru图7.2—10波剖面图4、波前：把某一时刻tk，所有刚刚振动的质点构成的一个空间曲面，叫tk时刻的波前，它是地震波传播的最前沿的空间位置。
在波前位置前面的所有质点的位移都为零，即波还未开始振动。
波尾：由刚停止振动的所有质点构成的空间曲面，叫tk时刻的波尾，在波尾以内的各质点都已停止了振动，恢复了平静，其质点位移也为零，即波已经传过去了。
5、波面：波从震源出发向四周传播，在某一时刻，把波到达时间各点所连成的面，称波阵面，简称波面。
波面特征：波前面是等时面，即波前面上各点时间相等。
按波面的形状对波分类，可分为球面、平面和柱面波等。
在均匀各向同性介质中，同一个震源，在近距离的波为球面波，在远距离的地方可看成平面波。
6、扰动带：处于波前和波尾之间的范围内的质点正处于振动状态，其位移不为零，这一空间范围内称扰动带（振动带），也是地震波行进的区域。
所以，扰动带是随时间的改变而改变的。
7、视速度：地震波传播是沿波射线的方向进行---真速度11、惠更斯原理：表述：波在传播过程中，任一时刻的波前面上的每一点都可以看作是一个新的点震源，由它产生二次扰动，形成子波前，这些子波前的包络面，就是新的波前面。
反映了：波传播的空间位置、形态。
根据这个原理可以通过作图的方法，由已知t时刻波前的位置去求出t+Δt时刻的波前。
意义：可确定波传播的方向（射线方向）12、惠更斯-菲涅尔原理：波传播时，任一点处质点的新扰动，相当于上一时刻波前面上全部新震源所产生的子波在该点处相互干涉叠加形成的合成波。
13、费马原理：表述：波在各种介质中的传播路线，满足所用时间为最短的条件。
由费马原理可推出：地震波总是沿射线传播，以保证波到达时所用旅行时间最少准则；地震波沿垂直于等时面的路线传播所用旅行时间最少；等时面与射线总是互相垂直；14、反射系数R：在垂直入射时，反射波和入射波振幅之比，用R 表示。
即R＝A反/A入物理意义：地震波垂直入射到分界面后，被反射回去的能量的多少（占入射能量的多少）反射系数一般形式：15、反射波的形成条件：上、下介质界面必须是一个波阻抗界面，即波阻抗差不为零。
反射波的特点：反射波的强度取决于反射系数R的大小，R大→反射波强；反射波极性的变化取决于R的正负，R>0,反射波与入射波相位相同，正极性反射；R<0，反射波与入射波相位相反，相差180度，负极性反射。
反射系数的取值范围（-1，+1）区间。
16、透射波的形成条件：在上，下介质波的传播速度不相等时，即，速度界面特点：透射波的强度取决于透射系数T的大小；透射波的极性总是与入射波的极性一致。
透射系数定义：透射波的振幅与入射波振幅之比，用T表示，即，T=A透/A入物理含义：入射波的能量有多少转换为透射波能量。
计算公式：据理论证明，当波垂直入射时，透射系数可写为： T=1-R透射系数取值范围：0≤T≤2 T总是为正表示：沿着界面，波在两种介质中传播的视速度是相等的17、负极性剖面：指检波器初至下跳，在处理不改变极性的情况下，波峰代表负反射系数（低阻抗界面的顶），波谷代表正反射系数（高阻抗界面的顶）。
18、斯奈尔定律：透射角>入射角=反射角,且在一个平面上，入射角、反射角、透射角都具有相同的射线参数p。
19、折射波的形成：两层介质，下伏层的速度大于上覆层的速度，即 V2>V1；入射角是以临界角I 入射20、地震波的干涉：当来自不同方向的两个或两个以上的地震波相遇时，按照叠加原理，发生能量增强或减弱的现象。
21、波前扩散：在均匀介质中，波为球面波，随着传播距离的增大，球面逐渐扩展，但总能量保持不变，而单位面积上的能量减少，这就称为球面扩散(波前扩散)。
其能量(振幅)衰减规律是振幅与传播距离成反比。
吸收衰减：实际介质并非是完全弹性介质，故波在实际地层中传播时，能量的衰减要比在弹性介质中快，这种衰减称为介质对波的吸收衰减。
介质吸收的这部分能量主要用于克服质点的内摩擦，变成热能损耗掉了。
22、地震波的分类：按波前形状：球面波、柱面波、平面波质点振动（极化）方向：横波、纵波、线性极化波、椭圆极化波按传播空间：面波、体波按传播路径：直达波、反射波等地震勘探中的波：直达波、反射波、折射波、透射波、滑行波、转换波、有效波、干扰波、特殊波23、时距曲线：波从震源出发，传播到测线上各观测点的传播时间t，同观测点相对于激发点（坐标原点）的距离x，之间的关系。
24、水平界面的共炮点反射波时距曲线方程：25、正常时差：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，这纯粹是由炮检距不为零引起的，这种由炮检距引起的时差定义为正常时差。
（Δt=tORS-tMR）正常时差特点：（1）各点正常时差不同；（2）正常时差与x成正比，对同一个反射界面来说，随x增大，正常时差增大；（3）正常时差与t0、v2、h成反比，t0增大，时差减小；对地面同一检波器来说，接收到的深层反射界面的正常时差比浅层的小；所以，浅层时距曲线陡，深层时距曲线缓。
26、动校正（NMO）：在水平界面情况下，从观测到的波的旅行时中减去正常时差Δt，得到x/2处的t0时间。
t0 = t- Δt目的：使得共炮点道集的反射波同相轴能反映地下界面的实际产状。
倾斜界面动校正与水平界面动校正相等，即动校正与界面倾角关系不大27、倾斜界面的共炮点反射波时距曲线方程：界面上倾方向与x轴正方向一致，界面上倾方向与X轴正方向相反。
反射波时距曲线的特点：双曲线：极小点总是相对于激发点偏向界面上倾方向，极小点实际上是虚震源在测线上的投影。
直达波时距曲线是反射波时距曲线的渐近线。
28、倾角时差：由激发点两侧对称位置观测到的来自同一界面的反射波的时差。
29、在一个炮检距不为0的点观测到的倾斜界面反射波旅行时包括三部分：to+正常时差+倾角时差S’点与S点的反射波旅行时相减时，因为他们的炮检距是相同的，所以相减后，正常时差抵消了，剩下的就是这两点之间的倾角时差。
30、倾斜界面的动校正：当界面倾角不大，界面h较深，炮检距x较小时，RR’偏移很小，可忽略。
对倾斜界面的反射波进行动校正，不是把t校正成t0，而是把t校正成炮检中点M处的自激自收时间tOM，也就是R’点。
动校正的误差：大排列观测时，常常不能把双曲线拉成直线；倾斜地层的动校正值总是小于水平地层，因为倾斜地层的时距曲线比较平缓。
若用此求取动校正值，则完全可把倾斜地层的时距曲线拉直；倾斜地层时，地下并不是共反射点，各反射点偏离中心点，偏离距越大，则意味着多次叠加仍是一段界面的平均效应，从而降低了勘探精度。
31、时矩曲面：若观测面为平面，在直角坐标系中，某一波到达观测面的时间可表示为t=f(x,y)，其图形是一个曲面，称为时矩曲面。
反射波的时矩曲面是双曲面。
32、几个基本概念：炮检距：炮点到地面各观测点的距离初至时间：所有波中最先到达检波器地震波的第一波峰时间。
同相轴：各接收点属于同一相位振动的连线。
共炮点：所有接收点具有共同的炮点纵测线：激发点和观测点在同一直线上非纵测线：激发点不在测线上33、均匀介质：反射界面R以上的介质是均匀的，即地震波速度是常数v，界面R是平面，或水平或倾斜。
层状介质：地层是层状结构，每一层内速度相同，层与层之间速度不同。
连续介质：介质1和介质2的速度不相等，介质1的速度不是常数，连续变化34、多层水平层状介质的反射波时距曲线：多层水平介质的时距曲线：多层倾斜介质时距曲线:35、平均速度：层状介质中地层的总厚度除以波在垂直层面的方向旅行的总时间。
36、三层水平层状介质的简化：37、两种情况下反射波时距曲线的比较：结论：（1）在炮检距不大的情况下，可以把反射波时距曲线近似看作双曲线，引入平均速度，把多层层状介质假想为单层均匀介质；（2）在激发点附近，两条时距曲线基本重合；（3）随着远离激发点，它们逐渐分开，三层介质的时距曲线在下方，说明地震波在三层介质传播时真正速度比平均速度大；（4）将多层介质理想化为单层均匀介质的误差，随x和h的增大而增大，且随x增大，平均速度<三层介质的真正速度。
38、连续介质中的地震波运动学：39、常用的连续介质模型：V(z)=v0(1+βz)V(z)=v0(1+αz)1/2速度规律为v(z)=v0(1+βz)时，射线方程及其特点：40、连续介质的直达波---回折波：地震波从震源出发，向地下传播到某一深度，还来不及到达分界面，就沿着一条圆弧返回到地面，把这种波叫做回折波。
最大穿透深度：回折波时距曲线方程:特点：是一条下弯的曲线，在x不太大时，它同速度等于V0的均匀介质中的直达波时距曲线（直线）基本重合。
41、覆盖层为连续介质时的反射波反射波形成条件:时距曲线：结论：在x较小的条件下，覆盖层为线性连续介质时的反射波时距曲线也很接近于双曲线。
它以t轴为对称，在x=0处有极小值。
42、折射波的特点：（1）临界角外滑行波先于入射波到达界面上任何一点；（2）折射波射线相互平行，与法线成临界角，同相轴为直线；（3）折射波存在一定“盲区”：从空间看，盲区为圆锥，在震源所在的水平面上可看为圆，半径为：2htgθc。
（4）折射波的“屏蔽效应”。
“屏蔽效应”：由于剖面中有速度很高的厚层存在，引起不能在地面接收到来自深层的反射波，这种现象叫做“屏蔽效应”。
（如果高速层厚度小于地震波波长，则无屏蔽作用）折射波在实际地震勘探中的应用：“折射层”数目少于“反射层”、“屏蔽效应”、浅层折射法测定低速带厚度和速度43、一个分界面情况下折射波的时距曲线：折射波时距曲线的特点：44、反射波、直达波、折射波时距曲线的关系：直达波TDC是反射波TDC的渐近线；反射波TDC与折射波TDC相切,切线斜率tg θ=1/v1；直达波TDC与折射波TDC相交，相交处为超前时间，当x<OR时，直达波是初至波，x>OR时，折射波是初至波45、交叉时：ti在数值上等于沿实际路径传播时间从激发点直接沿地面以速度vi传到接收点的时间差。
46、多层水平界面折射波时距曲线：47、倾斜界面的折射波时距曲线：48、多次波：波向下传播时，遇到波阻抗界面→反射到地表(如自由面，海面)---因为，他们是良好的反射界面→该波又向下传播→遇到强反射界面→又向上传播→又向下，形成多次波(多次反射波)。