地震子波极性ppt课件
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地震波ppt课件
随着科技的不断进步，将发展更加先进的地震波观测技术和数据处理方 法，提高地震波研究的精度和可靠性。
未来地震波研究将更加注重应用实践，将研究成果应用于实际的地震监 测、预警和抗震减灾工作中，为人类创造更加安全、稳定的生存环境。
海啸预警
在地震引起的海啸预警中，地震波发挥着重要作用。通过分析地震波数据，可以快速判断是否可能发 生海啸，并及时发布预警信息，减少灾害损失。
04
地震波的挑战与未来发 展
地震波数据解析的挑战
数据处理难度大
地震波数据量大、复杂度高，需要高效、准确的处理方法才能提 取有用的信息。
噪声干扰严重
地震波传播过程中容易受到各种噪声的干扰，如何有效去除噪声、 提取真实信号是一大挑战。
我们应该如何利用地震波为人类服务
建立和完善地震监测网络，提 高地震预警的准确性和时效性 ，为灾害防范提供有力支持。
利用地震波数据开展工程抗震 设计和评估，提高建筑物和基 础设施的抗震能力。
通过研究地震波揭示地球内部 结构和性质，推动地球科学的 发展和人类对地球的认识。
对未来地震波研究的展望
未来地震波研究将更加注重跨学科合作，综合运用物理学、数学、地质 学等多学科理论和方法，深入揭示地震波的传播规律和地球内部结构。
分辨率和精度要求高
地震波数据需要高分辨率和高精度的解析，才能准确描述地层结构 和地质构造。
地震波探测技术的未来发展
智能化数据处理
利用人工智能和机器学习技术， 实现地震波数据的自动识别、分
类和解析。
多源信息融合
将不同来源的地震波数据融合，提 高探测精度和分辨率，为地质勘探 和资源开发提供更准确的信息。
提高地热能利用率
通过地震波探测技术了解地热田 的热传导特性和地温场分布，为 地热能的合理利用和提高利用率
未来地震波研究将更加注重应用实践，将研究成果应用于实际的地震监 测、预警和抗震减灾工作中，为人类创造更加安全、稳定的生存环境。
海啸预警
在地震引起的海啸预警中，地震波发挥着重要作用。通过分析地震波数据，可以快速判断是否可能发 生海啸，并及时发布预警信息，减少灾害损失。
04
地震波的挑战与未来发 展
地震波数据解析的挑战
数据处理难度大
地震波数据量大、复杂度高，需要高效、准确的处理方法才能提 取有用的信息。
噪声干扰严重
地震波传播过程中容易受到各种噪声的干扰，如何有效去除噪声、 提取真实信号是一大挑战。
我们应该如何利用地震波为人类服务
建立和完善地震监测网络，提 高地震预警的准确性和时效性 ，为灾害防范提供有力支持。
利用地震波数据开展工程抗震 设计和评估，提高建筑物和基 础设施的抗震能力。
通过研究地震波揭示地球内部 结构和性质，推动地球科学的 发展和人类对地球的认识。
对未来地震波研究的展望
未来地震波研究将更加注重跨学科合作，综合运用物理学、数学、地质 学等多学科理论和方法，深入揭示地震波的传播规律和地球内部结构。
分辨率和精度要求高
地震波数据需要高分辨率和高精度的解析，才能准确描述地层结构 和地质构造。
地震波探测技术的未来发展
智能化数据处理
利用人工智能和机器学习技术， 实现地震波数据的自动识别、分
类和解析。
多源信息融合
将不同来源的地震波数据融合，提 高探测精度和分辨率，为地质勘探 和资源开发提供更准确的信息。
提高地热能利用率
通过地震波探测技术了解地热田 的热传导特性和地温场分布，为 地热能的合理利用和提高利用率
地震波案例PPT演示课件
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波长λ和周期T
正弦波两个相邻波峰间
的距离称为波长λ, 行进这一
距离所需时间称为周期 T；亦 即质点振动完成一个循回所经 历的时间。
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频率和圆频率
周期的倒数 f=1/T 称 为频率；单位为赫兹，表示 在单位时间内完成的振动循 环次数。
圆频率 2 f
作业：求P波反射角c1和Sv波折射角b
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界面波
波动入射至界面，还会发生更复杂的
转换现象。例如，当折射波或反射波的波 速大于入射波波速时，折射角或反射角将 大于入射角，90°的折射角或反射角对应 的入射角称为临界入射角。当入射角大于 临界入射角时，将生成沿界面传播的能量 集中于界面附近的非均匀平面波，称为界 面波，地震学和地震工程学中称其为面波。 地震面波有瑞利波、拉夫波和斯通利波三 种。
• S波又称次波，亦称横波、 剪切波、旋转波或畸变波， 是一种偏振波，其质点运动 发生在垂直于传播方向的平 面内；当质点运动处于水平 面内时，称为SH波，当质 点运动处于竖直面内时，称 为SV波。
• P波和S波统称体波。P波波 速大于S波波速
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波速V、视波速C和波数k
• 波速V取决于波动传播介质的力学特性（密 度和弹性模量等）。
• 观察或测量波动时往往并不 沿着波动的传播方向，这时
观测到的波速称为视波速。
• 波数k也是常用的描述波动的参数，定义为
2π
第一节地震波的基本概念精品PPT课件
如图:
在t0时刻，波源开始振动， 过了一段时间到了t0’ （t0’ > t0 ）， 波源的振动可能停止了或暂时停顿了； 到了 t1 时刻，传播了一段距离。
在V0区域：波已经传播过去，振动已停止； 在V1区域：介质振动正在进行； 在V2区域：波还没有传到；
S: t1 时到波前，波是不 断前进的，波前、 波尾是相对某一时刻的波前、波尾。介质 中的任何一点都有一个波面。
5、地震折射波：
当入射角 c 时，发生全反射，不产生滑 行波，没有透射波，滑行波传播又引起另 外的效应，由于两种介质互相密接，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”。
四、地震勘探中的常见波
在地震勘探中用炸药激发时，一声炮响之 后会产生各种各样的地震波。 ㈠按波在传播过程中质点振动方向区分为 纵波：质点振动方向与传播方向一致; 横波：质点振动方向与传播方向垂直;
一、地震波是在岩层中传播的弹性波
波动：振动在介质中的传播。
二、波的几个特征 1. 振动和波动的关系就是部分和整体的关系
波有一定的速率。 波的频率等于震源的频率。
2. 波前、波后和波面
波前：
介质中某一时刻刚刚开始振动的各点组 成的面叫波前。
波面：介质中同时开始振动的各 Nhomakorabea点所组成的 曲面叫波面。
波后： 介质中某一时刻刚刚停止振动的各点组 成的面叫波后。
为了反应各点的振动之间的关系，把同一 时刻各点的位移画在同一个图上 ，即描述 某一时刻各质点偏离平衡位置的曲线。
不同的质点可能有不同的振动曲线； 不同的时刻有不同的波形曲线； 在地震勘探中，通常把沿着测线画出 的波形曲线叫“波剖面”。
在t0时刻，波源开始振动， 过了一段时间到了t0’ （t0’ > t0 ）， 波源的振动可能停止了或暂时停顿了； 到了 t1 时刻，传播了一段距离。
在V0区域：波已经传播过去，振动已停止； 在V1区域：介质振动正在进行； 在V2区域：波还没有传到；
S: t1 时到波前，波是不 断前进的，波前、 波尾是相对某一时刻的波前、波尾。介质 中的任何一点都有一个波面。
5、地震折射波：
当入射角 c 时，发生全反射，不产生滑 行波，没有透射波，滑行波传播又引起另 外的效应，由于两种介质互相密接，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”。
四、地震勘探中的常见波
在地震勘探中用炸药激发时，一声炮响之 后会产生各种各样的地震波。 ㈠按波在传播过程中质点振动方向区分为 纵波：质点振动方向与传播方向一致; 横波：质点振动方向与传播方向垂直;
一、地震波是在岩层中传播的弹性波
波动：振动在介质中的传播。
二、波的几个特征 1. 振动和波动的关系就是部分和整体的关系
波有一定的速率。 波的频率等于震源的频率。
2. 波前、波后和波面
波前：
介质中某一时刻刚刚开始振动的各点组 成的面叫波前。
波面：介质中同时开始振动的各 Nhomakorabea点所组成的 曲面叫波面。
波后： 介质中某一时刻刚刚停止振动的各点组 成的面叫波后。
为了反应各点的振动之间的关系，把同一 时刻各点的位移画在同一个图上 ，即描述 某一时刻各质点偏离平衡位置的曲线。
不同的质点可能有不同的振动曲线； 不同的时刻有不同的波形曲线； 在地震勘探中，通常把沿着测线画出 的波形曲线叫“波剖面”。
地震勘探-地震波的基本定律 ppt课件
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θ2称做透射角。
ppt课件
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透射定理可改写成如下形式：
V1
sin1
V2
sin2
Va
（视速度）
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。
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。
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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）
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。
ppt课件
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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。
只波射有波)才在越会强Z发1≠。生Z2反（射波；阻Z抗1和不Z等2（）波的阻条抗件）下的，差弹别性越波大(地，震反
岩石名称 土壤 砂层
平 面
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
ppt课件
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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。
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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。
极性
正反射系数、 、 正反射系数、初至下跳、 初至下跳 磁带为负 波谷为正 处理剖面正常极性显示
零相位资料
极性示意图
有关标准对极性的规定
《地震勘探采集技术规范》中关于极性的规定： 地震勘探采集技术规范》中关于极性的规定：
年度开工前或每次改变大线、检波器和仪器输入电路时， 年度开工前或每次改变大线、检波器和仪器输入电路时，必须采用炸 药激发，检查地震数据采集系统的极性（包括仪器、 药激发，检查地震数据采集系统的极性（包括仪器、地震有关标准对 极性的规定电缆、检波器串），并将极性记录记带， ），并将极性记录记带 极性的规定电缆、检波器串），并将极性记录记带，磁带上的能量初 至应为负值。 至应为负值。 经计算机显示，要求初至下跳，宽行打印初至样值是一负值。 经计算机显示，要求初至下跳，宽行打印初至样值是一负值。
有关极性的约定
SEG极性标准： SEG极性标准： 极性标准
1、对炸药震源，当爆炸压缩开始时初至下跳，产生一负数，图形显示下 对炸药震源，当爆炸压缩开始时初至下跳，产生一负数， 跳（即初至相当正反射系数，处理剖面正常极性显示为波谷）； 即初至相当正反射系数，处理剖面正常极性显示为波谷）； 对零相位子波，正反射系数由波峰中心表示。 2、对零相位子波，正反射系数由波峰中心表示。
从上面两个例子来看，如果不注意子波的极性（即 从上面两个例子来看，如果不注意子波的极性（ 极性 相位），那么可能把阻抗计算反了，在九十年代初期， ），那么可能把阻抗计算反了 相位），那么可能把阻抗计算反了，在九十年代初期， 曾发生过这种事情。也就是从那个时候起， 曾发生过这种事情。也就是从那个时候起，才引起我们 的注意，可是目前还有许多解释员， 的注意，可是目前还有许多解释员，只简单的用零相位 雷克子波做合成记录，然后用这个子波进行反演，这种 雷克子波做合成记录，然后用这个子波进行反演， 做法是不对的，有可能把高速与低速层做反了， 做法是不对的，有可能把高速与低速层做反了，那么地 震反演的结果就全错了，因此， 震反演的结果就全错了，因此，子波的相位是至关重要 的！
chapter1地震波理论基础PPT课件
4、惠更斯（Huyaens)原理：
介质中波所传到的各点，都可以看成新的波源 叫子波源，可以认为每个子波源都向各方向发 出微弱的波，叫子波。子波是以所在点处的波 速传播的。利用惠更斯原理导出反射定律。
5、地震折射波： 当 V2 > V1
当入射角 c 时，发生全反射，产生滑行波，没有 透射波，滑行波传播又引起另外的效应，由于两种介质 互相密接，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”。
在大多数情况下，σ＝０．２５。Ｅ的大小 和岩石的成分、结构有关，随着岩石的密 度ρ增加，Ｅ比ρ增加的级次较高，所以当 ρ↑—>Ｖｓ、Ｖｐ↑。同一介质中，纵波、 横波速度比。
Ｖｐ／Ｖｓ＝ 2(1 )
1 2
因为σ ≈0.25 Ｖｐ／Ｖｓ＝ ≈31.73
㈡ 按波在传播过程中的传播路径：直达波， 反射波，折射波，透射波。
S(I p 1 ) N S(I s 1 ) N S(I p 2 ) N S(I s 2 ) . N . . S .( . I p ) . i N S(I s ) i N P
V p 1
V s 1
V p 2
V s 2
V pi
V si
P：射线系数
3、费马（Fermat)原理：
波在各种介质中的传播路线满足所用时间为 最短的条件。
外力下，是弹是塑，取决于: 是否在弹性限度之内即三个方面: 外力大 小、作用时间长短、物体本身的性质
自然界中绝大部分物体，在外力作用下，既可显弹，也可显塑
地震勘探，震源是脉冲式的，作用时间很短（持续十几～几十毫秒），岩土受 到的作用力很小，可把岩、土介质看作弹性介质，用弹性波理论来研究地震波。
地震极性判断(地震剖面原理)
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三、地震波频率的应用
未做滤波的正常剖面，同相轴形态清楚，
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三、地震波频率的应用
高频滤波剖面，同相轴形态变胖，分辨率降低
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三、地震波频率的应用
低频滤波剖面，同相轴形态变细，分辨率提高，同相轴形态不能分辨
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三、地震波频率的应用
21/80
三、地震波频率的应用
频率为18HZ时，地下断裂的显示效果（最好）
正反射系数 界面为单轨
正反射系数 界面为双轨
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二、地震剖面极性判断
对不同时段地震剖面提取子波，均为正极性地震子波。
500~1000ms 1000~3000ms
3）、提取地震子波判别法
3000~7000ms
16/80
汇 报 提 纲
一、地震剖面子波相位 二、地震剖面极性判断 三、地震波频率的应用 四、地震波形的应用
技术交流
地震剖面极性判断（地震剖面原理）
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汇 报 提 纲
一、地震剖面子波相位 二、地震剖面极性判断 三、地震波频率的应用 四、地震波形的应用
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一、地震剖面子波相位
零相位子波 最小相位子波
1）、地震子波类型
最大相位子波
混合相位子波
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一、地震剖面子波相位
2）、实际地震子波
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4、 对于非零相位地震剖面使用视极性的概念, 即视正极性、 视负极性； 5、 对于处理资料的极性，最终要标明
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二、地震剖面极性判断
正极性
1、极性的规定
负极性
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二、地震剖面极性判断
2、极性的判断方法
1）、声波人工合成地震记录法
1地震波的基本特征PPT课件
3、反射极性：当反射界面下介质波阻抗大于入射介质波阻抗时， R>0，反射波与入射波的相位相同，称为正极性反射；反之亦然。
第一章
第一节 地震波的基本特征 一、波的类型 二、地震波的特征
第一节 地震波的 基本特征
1、地震波的性质
二、地震波的 特征
爆炸点尖脉冲
弹性波
非简谐波
形成地震子波
遵循关于波的一般运动规律
图1 与地震勘探有关的几种波
第一节 地震波的 基本特征
一、波的类型
入射角不大时，转换波的强度很小。垂直入射时，不产生转 换波，且反射波振幅与入射波振幅和分界面两边介质的波阻抗有 如下关系：
反射波的振幅：
A反22VV22
1V1 1V1
A入
反射系数： RA反2V21V1 A入 2V21V1
震资料 处理流程
一 2、、地震地剖震面剖的显面示 的一般概念
（2）变面积剖面: 用梯形面积的大小和边缘的陡缓表示地震波能量的强弱 特点：能够反映界面的形态，直观性强，外形与地质剖面接近。
结束语
当你尽了自己的最大努力时，失败也是伟大的， 所以不要放弃，坚持就是正确的。
一 1、、地震地剖震面剖的种面类 的一般概念
地震模型的水平叠加剖面
塔东2
偏移剖面
波阻抗剖面
第二节 地震剖面 特点与地震资料 处理流程
一 2、、地震地剖震面剖的显面示 的一般概念
(1)波形剖面: 用振动图形表示地震记录的波形
特点：比较全面反映地震波的动力学特征细节 ( 如振幅、频率和相位等 ),反映
地震资料综合解释
第一章
第一节 地震波的基本特征 一、波的类型 二、地震波的特征
第一节 地震波的 基本特征
第一章
第一节 地震波的基本特征 一、波的类型 二、地震波的特征
第一节 地震波的 基本特征
1、地震波的性质
二、地震波的 特征
爆炸点尖脉冲
弹性波
非简谐波
形成地震子波
遵循关于波的一般运动规律
图1 与地震勘探有关的几种波
第一节 地震波的 基本特征
一、波的类型
入射角不大时，转换波的强度很小。垂直入射时，不产生转 换波，且反射波振幅与入射波振幅和分界面两边介质的波阻抗有 如下关系：
反射波的振幅：
A反22VV22
1V1 1V1
A入
反射系数： RA反2V21V1 A入 2V21V1
震资料 处理流程
一 2、、地震地剖震面剖的显面示 的一般概念
（2）变面积剖面: 用梯形面积的大小和边缘的陡缓表示地震波能量的强弱 特点：能够反映界面的形态，直观性强，外形与地质剖面接近。
结束语
当你尽了自己的最大努力时，失败也是伟大的， 所以不要放弃，坚持就是正确的。
一 1、、地震地剖震面剖的种面类 的一般概念
地震模型的水平叠加剖面
塔东2
偏移剖面
波阻抗剖面
第二节 地震剖面 特点与地震资料 处理流程
一 2、、地震地剖震面剖的显面示 的一般概念
(1)波形剖面: 用振动图形表示地震记录的波形
特点：比较全面反映地震波的动力学特征细节 ( 如振幅、频率和相位等 ),反映
地震资料综合解释
第一章
第一节 地震波的基本特征 一、波的类型 二、地震波的特征
第一节 地震波的 基本特征