6第六讲地震勘探原理详解共57页
地震勘探原理ppt
6.不同频率有不同用处
在时间域，当子波的主瓣宽度（半周期）和砂层的时间厚度相一致时，褶积后，
输出振幅达到最强，否则振幅要变弱。显然，被增强的砂层厚度大致为 1/4 视波 长。（图 17-19）
ΔH=
1 4
v
T
v 4f
增强砂层的厚度与加强频率的关系（v=3000m/s） 厚度（m） 75 37.5 25 18.8 12.5 9.4 7.5 6.2 4.7 频率(Hz) 10 20 30 40 60 80 100 120 160 如希望搞清楚厚度为 60m 的砂层，f1 必须达到 10Hz，否则如图 16 中曲线 20—66Hz，不能反 映出 60m 的砂层，但它可以勉强反映 30m 的砂层。又如要正确反映出 6m 的砂层（包括它的 宽度和波阻抗值），则需要 f2 达到 120Hz，如图 16 中曲线 3 反映 6m 很好，而曲线 4 即 10—80Hz 的阻抗值就偏小，厚度也偏大。在以上七个砂层的模型中，每个砂层几乎是孤立的，这种情况
（1）二维 三维 （2）叠后 叠前 （3）声波 弹性波 （4）各向同性 各向异性 （5）单一 综合
今后的主要任务首先应是提高地震勘探的分辨率，没有足够的分辨率， 很难在储层研究及油藏描述方面有所作为。高分辨率地震勘探是一个系统 工程，它有很多环节。
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高分辨率系统工程
Shot 激发——小药量，小井深
Knapp指出，倍频程一样，波形一样时，还是瘦的子波分辨率高，因此分辨率不
能用倍频程来衡量，只能用绝对频宽来衡量。相对频宽决定了子波的振动相位数，如
图14，零相位子波当相对频宽低于1个倍频程时，连续相位迅速增多。
(3)视频率(主频)
通频带的中心频率fc 决定了视频率 f p (或称主频)，即
地震勘探原理总结
油气勘探方法1.地质方法:通过观察研究出露地表的地层，岩石对地质资料综合解释分析了解生储盖运移条件进行远景评价.重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探、地球物理测井2.地球化学勘探方法3.钻探方法一、地震勘探：是利用人工的方法引起地壳振动，在用精度仪器按一定的观测方式记录爆炸后地面上各接收点的振动信息，利用对原始记录信息经一系列加工处理后得到的成果资料推断地下地质构造的特点。
二、地震勘探的环节:1)野外资料收集2）室内资料处理3）地震资料解释三、地震波:弹性振动在地球中的传播统称地震波。
四、波前：地震波在介质中传播时，某时刻刚刚开始位移的质点构成的面，称为波前。
五、波后：某一时刻介质中各点的振动刚好停止，这一曲面叫波后，也叫波尾。
六、波面：把某一时刻介质中所有相同状态的点连成曲面,这个曲面就叫做这个时刻的波面，也叫等相面。
七、射线：是表示地震波能量传播路径的曲线。
八、振动图：每个检波器所记录的便是那个检波器所在位置的地面振动，它的振动曲线习惯称作该点的振动图。
九、波剖面：在地震勘探中，把沿着测线画出的波形曲线叫做波剖面。
十、地震子波：地震波在地面附近的疏松层中传播的速度非常低，一般为每秒数百米，称为低速带。
十一、地震传播规律反射定律：反射线位于入射平面内，反射角等于入射角。
透射定律：透射线位于入射平面内，入射角的正弦与透射角的正弦之比等于第1、第2两种介质中的波速之比费马原理：（射线原理）/时间最小原理。
波沿射线传播的时间是最小的――费马时间最小原理。
惠更斯――菲列涅耳原理：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。
慧更斯原理：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(envelope) ，就是新的波前面。
十二、时距曲线：指地震波走时与距离的关系曲线，即地震波到达各检波点的时间同检波点到爆炸点的距离之间的关系曲线，曲线上各段的斜率就是各地震波视速度的倒数。
地震勘探原理
地震勘探原理第一章地震波的运动学地震波运动学：研究在地震波传播过程中的地震波波前的空间位置与其传播时间的关系，即研究波的传播规律，以及这种时空关系与地下地质构造的关系。
它是用波前、射线等几何图形描述波的运动（传播）过程和规律，与几何光学的一些原理相似，所以也称为几何地震学。
地震波动力学：研究地震波在传播过程中波形、振幅、频率、相位等特征的及其变化规律，以及这些变化规律与地下的地层结构，岩石性质及流体性质之间存在的联系。
地震波动力学是从介质运动的基本方程(波动方程)出发来研究地震波的传播特点的。
从能量的角度来研究波的特征。
地震波运动学+地震波动力学 = 地震波场理论1、利用地震波的运动学特征来查明地下的地质构造的形态。
2、利用地震波的动力学特征及其变化规律来研究地下的地层，岩性及油气显示有一定的实际意义。
第一节地震波的基本概念1、地震勘探是研究波在地下介质传播规律的一种方法。
2、有波的传播就有振动。
振动与波构成了地震勘探的基础。
一、振动和波的基本概念1、振动振动－－某质点在其平衡位置附近做来回往返的运动。
通常以周期性为其特征，用振幅、频率来描述。
振幅(A)—质点离开平衡位置的最大位移。
频率(f )—每秒钟内振动的次数称频率。
周期(T)—质点从某位置振动后再回到该位置所需的时间称周期，与频率互为倒数。
f＝1/T2、波动波动－－就是振动在介质中的传播。
介质内某质点的振动，通过介质质点的相互作用传递相邻质点的振动，如此传递下去就形成了波动。
波动产生的条件：1、振动是波动的源、有传播的介质。
2、质点振动的传播，是能量的传播。
波动是能量传播的重要方式之一。
特点：当能量在介质中通过波动从一个地方传到另一个地方时，介质本身并不传播。
3、波动的参数描述质点振动速度－－质点在其附近位置振动的速度。
波速－－质点振动能量传播的速度，或振动在介质中传播的速度。
质点振动速度与波动的传播速度不同，其振动方向与传播方向也不一定相同波是在介质内部或表面传播的一种振动，也就是介质中质点振动的传播过程。
[]地震勘探原理
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名词解释：1、布格重力异常：是野外重力观测数据经过布格校正以后得到的重力异常，它是由地下矿体或构造等局部地质因素在测点处引起的引力的垂向分量。
2、磁异常：地下含有磁性的地质体在其周围空间引起的磁场变化。
3、地震勘探：通过人工方法激发地震波，研究地震波在地层中传播的情况，以查明地下的地质构造、地层岩性等，为寻找油气田或其它勘探目的服务的一种物探方法。
4、地震子波：当地震波传播一定距离后，其形状逐渐稳定，具有2-3个相位，有一定的延续时间的地震波，称为地震子波，它是地震记录的基本元素。
5、纵波（P波）：质点的振动方向与波的传播方向一致的波，有时也称为压缩波或疏密波。
6、横波（S波）：质点的振动方向与波的传播方向垂直的波，有时也称为切变波。
7、体波：当纵波和横波在介质的整个立体空间中传播时合称体波。
8、面波：在自由表面或不同弹性介质的分界面上传播的一类特殊波。
最常见的面波是沿地面传播的瑞利波。
其特点是低速（通常小于横波速度）、低频、强振，是一种干扰波。
9、多次波：在一个或几个界面中经过两次或两次以上重复反射或折射而到达地面的地震波。
多次波是一种干扰波。
10、波阻抗：地震波传播速度与介质密度的乘积（Z=ρ·V）。
它是研究界面上地震波反射强度的一个重要参数。
11、地震波运动学:研究地震波波前的空间位置与其传播时间关系的一门学科，也叫几何地震学，主要用于地震资料的构造解释。
12、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与观测点相对于激发点（坐标原点）距离x之间的关系曲线。
t=f(x)=f(x,v,h)13、自激自收：激发点和接收点在同一位置上的野外工作方式。
14、炮检距：观测点相对于激发点（坐标原点）距离x15、地震波动力学：研究地震波在运动状态中的能量、波形、频谱等特征及其变化规律的一门学科，它是地震资料地层、岩性解释的基础。
16、频谱:组成一个复杂振动的各个谐振动分量的特性与其频率关系的总和称为该振动的频谱，包括振幅谱和相位谱。
地震勘探原理PPT课件
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图1-4-1 地震勘探原理示意图
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沿着地面上的一条测线，一段一段地进行观测，对观测结果进行处理后， 就可得到形象地反映地下岩层分界面埋藏深度起伏变化的资料－地震剖面图。 在一个可能有油气的地区（称为工区）内，布置多条测线，形成测线网，并 在多条测线上进行这种观测之后，可得到地下地层起伏的完整概念，再综合 其它物探方法和地质、钻井等各方面的资料，进行去伪存真，去粗取精，由 此及彼，由表及里的分析、研究，就能查明可能储存油气的地质构造，最后 确定钻探的井位。
（1）重力勘探方法：以岩石的密度差为依据，在地面测量由它引起的重力变化的方 法。
（2）磁法勘探：以岩石不同磁性为依据，在地面测量由它引起的磁场变化的方法。
（3）电法勘探：以岩石的导电性、导磁性、介电性为依据，在地面测量由它们引起 的电场变化的方法。
（4）地震勘探：通过对岩石弹性性质的研究来解决地质构造问题。通过人工激发所 产生的地震波在地壳内的传播，当遇到弹性性质不同的分界面时可以产生反射、折 射等物理现象，利用地震仪在地面将反射及折射的地震波接收并记录下来，经过3 分 析和研究，推算地下不同岩层分界面的埋藏深度等要素，来了解地层的构造形态。
（3）钻探法。利用物探方法寻找到的地质构造是不是储存了油气，还需要
通过钻探才能确定。
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2．物探方法
油田深埋在地下，浅则数百米、深则数千米。地球物理勘探是最有效的勘探方 法。它是一种通过研究地层（岩石）某些物理性质来查明地下岩石分布形态及油气 聚集情况的勘查方法。
地球物理勘探依据地下存在着不同岩石，这些岩石的物理性质不同，从而产生 不同的物理场，我们在地表，采用各种精密仪器将它测量下来，然后对这些场进行 分析研究，作出解释，从而了解地下构造、岩性等地质特性。根据物性依据不同， 而有不同的方法。
地震勘探原理与解释私人整理版
绪论部分地震勘探①它是通过人工方法激发地震波，研究地震波在地层中传播的情况，以查明地下的地质构造和有用矿藏的一种勘探方法②包括三种方法：反射波法地震勘探方法、折射波法~、透射波法~③原理是利用地震波从地下地层界面反射至地面时带回来的旅行时间和波形变化的信息推断地下的地层构造和岩性地震勘探的生产过程及其任务①野外采集工作（在初步确定的有含油气希望的地区布置测线，人工激发地震波，并记录下来）②室内资料处理（利用数字电子计算机对原始数据进行加工处理，以及计算地震波的传播速度）③地震资料的解释（综合其他资料进行深入研究分析，对地下构造特点说明并绘制主要层位完整的起伏形态图件，最后查明含油气构造或者地层圈闭，提供钻探井位）油气勘探的方法特点方法有:地质法，物探法，钻探法①地质法是通过观察，研究出露在地面的地层，对地质资料进行分析综合，了解一个地区有无生成石油和储存石油的条件，最后提出对该地区的含油气远景评价，指出有利地区②物探法是根据地质学和物理学原理。
它是利用各种物理仪器在地面观测地壳上的各种物理现象，从而推断地质构造特点，寻找可能的储油构造。
是一种间接找油的方法③钻探法就是利用物探提供的井位进行钻探，直接取得地下最可靠的地质资料来确定地下的构造特点及含油气的情况。
第一章地震波运动学子波具有确定的起始时间和有限能量的信号称为子波在地震勘探领域中子波通常指的是1—2个周期组成的地震脉冲。
地震子波由于大地滤波器的作用，尖脉冲变成了频率较低、具有一定延续时间的波形，成为地震子波。
震源产生的信号传播一段时间后，波形趋于稳定，这时的地震波也为地震子波。
地震波运动学研究地震波波前的空间位置与其传播时间的关系，研究波的传播规律，与几何光学相似，也是运用波前、射线等几何图形描述波的运动过程和规律，也称为几何地震学正常时差界面水平情况下，对界面上某点以炮检距x进行观测得到的反射波旅行时同以零炮检距(自激自收)进行观测得到的反射波旅行时之差，这纯粹是因为炮检距不为零引起的时差。
地震勘探原理与解释
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。
3、分析比较陆地与海上地震勘探的异同点。 可从以下方面考虑：观测方式、震源、检波器、定位、干扰波
第二节 野外观测系统 第二节复习要点
1、掌握基本概念：观测系统、多次覆盖、共激发点记录、共接收点记录、共偏移距记录、 共反射（中心、深度）点记录。注意 4 种记录的图示方式、覆盖次数的计算
为 O 点处的自激自收时间；h 为 O 点处
为：
界面的法线深度。
将震源两边等距的两点观测点的反射
波旅行时相减，的倾角时差
:
在
3 应用编辑
的情况下，将上式用泰勒级数展开， 略去 2 次幂以上的最高次项可得：
[1]如果测出了界面的倾角时差，则可利 用它来估算界面倾角：
根据上面的讨论结果可知界面倾角：
对 S'点，同理可得反射波旅行时 ：
2、掌握基本内容：对激发的基本要求、影响激发波形特征的主要因素、A～Q 和 f～Q 的 关系、可控震源的工作原理与记录过程、可控震源相对炸药震源的优越性、对记录的基本 要求、检波器的类型、地震仪的 4 个发展阶段、地震仪的记录过程等。 对激发的基本要求
可控震源的工作原理与记录过程
可控震源相对炸药震源的优越性
参变数，简称参数。类似地，也有曲线的极坐标参数方程 ρ=f(t),θ=g(t）。⑵
圆的参数方程 x=a+r cosθ y=b+r sinθ（θ∈ [0，2π) ） (a,b) 为圆心坐标，r 为
圆半径，θ 为参数，(x,y) 为经过点的坐标
平
均
速
度
射
线
方
程
、
等
时
线
6第六讲地震勘探原理详解
野外采集方式
第二节
折射波运动学
一.单一水平界面的折 射波时距曲线
设地下有一个水平 界面，如右图。令上层速 度为1，下层速度为2， 并且2＞ 1，界面的深度 是h。在地表O点激发，当 地震波以临界角i入射时 ，在地面测线上的盲区边 界OS2以外将能接收到折 射波。 下面分析任意一条折 射波射线到达地面的旅行 间。对于接收点S4，其旅 行时为：
折射的交叉时与界面深度，由（1）式可得
在速度参数不变的前提下，交叉时反映了折射界面深度变化情况。 在折射波的盲区范围内接收不到折射波，用Xm表示临界距离，也称盲 区半径。在S2点观测时，折射波与反射波同时到达，这是由于以临界角入 射的射线路径OBS2既是反射波的传播路径也是折射波的初始路径。因此在 X=Xm处，两条时距曲线时间相等。我们可以通过求导得到反射与折射两条 曲线的斜率是一样的，即两条时距曲线相切。该点称为折射波的始点。通 过数学换算，得到始点的水平及垂直坐标分别为：
（＊）表明，一个水平界面情况下的折射波时距曲线是一条直线，直线 的斜率１/ 2的倒数是视速度。当X=0,截距时间为
t 01 2h co s i v1
（1）
t01是折射波时距曲线延长线与t轴交点的纵纵标，因此称为交叉时。折 射波的交叉时与反射波的t0时间是两个完全不同的概念，反射波的t0时间 是地震波沿界面法线往返传播的时间，而折射波的交叉时没有确切的物 理意义，因为它是观测不到的。
Beach
Water
Whoa Baby Help
反射规律
• 利用 Fermat原理可以展示射线的反射规律
B
1
2 3 5 4
3.斯奈尔（Snห้องสมุดไป่ตู้ll）定律
如右图：地震波在分层介 质中传播时，遵循下面这样一 个式子：
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利用波前和波射线的概念来描述波动景观是 一种简便而清晰的方法。见下图：
波前和射线演示图
地震波的传播规律
一.地震波传播的一般规律
1 惠更斯原理（也称波前原理） 2 费马原理（也称射线原理或最小时间原理） 3 视速度定理 由于地震波的传播是沿射线方向进行的 ，因此在观测地震波时，只有和波射线的方向一致，才能测 得传播速度的真值V。而沿任一观测方向测得的速度值，并 不是地震波传播的真实速度值，而是沿观测方向的距离（这 距离不等于波传播的实际距离）和波实际传播时间的比值， 这种速度为视速度V＊。
纵横波速度比：
r Vp 2(1)
Vs
12
泊松比
上面中的为泊松比，其函义为物体在单轴方向拉伸时，其横向压缩 与纵向伸长之比值。对于一般岩石， ＝0.25，所以
地震波的激发（震源）
地震勘探中，一般采用爆炸和锤击震源以激发地震波。 这时震源附近的岩石因受到瞬间巨大激发力的作用产生破裂 和塑性，在距震源足够远的区域，地质介质只受一个瞬间、 微小外力的作用。因此，几乎都可近似地将地质介质当作是 一个理想的完全弹性体。在这种条件下弹性介质受外力作用 时，其质点将产生相对位移，出现体积或形状改变，统称为 形变；一旦外力去除，由于弹性体内力作用，使介质完全恢 复到原来的大小和形状。
1.层速度 在水平层状介质情况下，地层的速度也成层分布，地震 波在各层中的传播速度称层速度。
2.平均速度 指的是地震波在地层中垂直传播的地层总厚度除以总 时间。
3.射线速度 实际上地震波在层状介质中传播，沿不同的射线路径 有不同的传播速度。考虑到计算上方便，采用射线平均速度来描 述它。所谓射线平均速度，就是地震波沿射线传播的总路程与总 时间之比。
地震勘探方Leabharlann 简介地震勘探是利用岩石的弹性波性质进行勘探。地 震勘探采用人工震源激发弹性波，沿测线的不同位置 用地震仪器检测大地的振动，并把数据以数字形式记 录在磁带或磁盘上；通过计算机处理来提高信噪比， 增强或提取有意义的信息，并各种形式显示其结果。
地震波在介质中传播时，其路径、振动强度和波 形将随所通过介质的弹性性质及几何形态的不同而变 化。根据接收到的波的旅行时间和速度资料，可推断 波的传播路径和介质的结构；而根据波的振幅、频率 及地层速度等参数，则有可能推断岩石的性质，从面 达到勘探的目的。
此时地震波的传播动态 演示图见右下图。
Beach Water
实际应F用erm实at例says take this path.
Whoa BHaeblyp
反射规律
• 利用 Fermat原理可以展示射线的反射规律
B
5 12 3 4
3.斯奈尔（Snell）定律
如右图：地震波在分层介 质中传播时，遵循下面这样一 个式子：
面波
纵波和横波都在介质内部传播，统称为体波。根 据弹性力学理论，还有两种仅仅沿弹性介质表面传播 ，离开表面而深入介质内部就会衰减的常见的波存在 。一种是沿介质与大气接触的自由表面传播的面波， 称为瑞雷面波。另外一种则是沿两弹性介质之间的传 播的面波，称为勒夫面波。
均匀介质面波示意图
第二节 地震波的几个概念
在震源作用下，介质质点产生弹性振动并由震源向周围 介质辐射或传播，形成地震波动。
地震波
某一时刻各点的振动图 某一点在各个时刻的振动图
Tsunami/海啸
P波
纵波，又叫P波。它是由胀缩力作用 ，弹性介质产生的体积形变，这种形变所 引起的振动则称为纵波。该波的传播方向 和质点振动的方向一致。
纵波经过的介质，会间隔地出现膨胀 （稀疏）带和压缩（稠密）带，故纵波有 时也叫疏密波或压缩波。
一.波前、波后及射线
1 设想在某一时刻t0开始在介质中激起波源 的振动。过了一段时间，到了时刻t’0(t’0> t0)，波源 的振动可能停止；再过一段时间，到了时刻t1 波 已传播了一段距离。这时介质中分几个区域（如 右图）：要离波源最近的区域V 1和V 2的分界面S 上，介质中的各点刚刚开始振动，这一曲面S叫 波在时刻t的波前；在V0和V1的分界面S’上，介质 中的各点刚刚停止了振动，这一曲面S’叫波在时 刻的波后（波尾）。
二.地震波速度
地震波在岩层中传播的速度是一个十分重要的参数。在资 料解释过程中，用它进行时深转换；在资料处理中，如叠加 、偏移，以及滤波等都要用到。
地震波速度
地震波的传播速度可用坐标函数V＝V（x,y,z）来表示。但在 实际生产工作中，不可能真正精确的确定这种函数的关系，而只 能根据对介质的不同简化，或者是获得速度的原始资料和计算方 法不同，或者是用 途的不同等原因引出来的。必须明确，每处 速度概念都有它的意义、引入的原因、计算或测定的方法以及使 用范围等；
4.均方根速度 考虑到射线的折射效应，用均方根速度（VR）代 替层状介质速度，同样可以把层状介质视为均匀介质，地震波沿 折射线传播看成沿直射线传播，共反射点时距曲线简化为双曲线 。
地震波在分层介质中的传播
存在波阻 抗差的界面 上，地震波 将发生类似 光学的反射 和折射
2. 在存在波阻抗差的界面 上，当其上界面的速度小于 下界面的速度（V上＞V下） 时在界面上除了产生反射波 直达波外，还有折射波和透 射波。
S波
横波，又叫做切变波或S波。它是 由旋转力作用，弹性介质产生形状形 变，这种形变引起的振动称为横波。 该波的传播方向与质点的振动方向相 垂直。质点振动在水平平面中的横波 分量称为SH波，在垂直平面中的横波 分量称为SV波。
均匀介质体波
体波，即在介质整个体积内传播的弹性波，如纵波 和横波，称之为体波。
其中p称为射线参量；此式表示 的是入射、反射、和透射间的关 系，这就是著名的Snell定律。在 界面上进行地震波传播计算时所必须遵循的和经常用到的一 个定律。
各种地震 波在分层介质中的传播演示图
波速与岩性
反射，透射和折射现象都是由于弹性 介质在速度值上存在差异之故。根据右 图公式可知弹性波的速度主要决定于实 际岩石的弹性常数，和其密度。岩 石性质不同，弹性常数就有差异，岩石 的环境和年代不同，密度也会不一样。