地震勘探原理(西安石油大学)
地震勘探原理
《地震勘探原理》复习要点几何地震学(地震波运动学)：研究地震波传播时间与波前空间位置的关系，采用波前、射线等几何图形来描述波的运动规律，如反射定律、透射定律、斯奈尔定律、费马原理、惠更斯原理，研究地震波时距曲线及解释理论，速度对波的传播路径和时间的影响等，所以，几何地震学在构造勘探中起重要作用。
地震波动力学是相对运动学而言的，从波的能量角度来研究其传播规律，如波的振幅、波形、频率、吸收、极化特点等。
岩石具有弹性性质，地震波是在地下介质中传播的弹性波，其基本规律由弹性波动方程来反映，因此，讨论地震波动力学问题就是讨论波动方程的建立与求解问题，从中获取地震波相应规律。
Huygens 波前原理：在弹性介质中，已知t时刻波前面上的各点，可以看成一个新的点震源，它们产生次扰动，形成子波前，经dt后新波前的位置就是这些子波前的包络。
Fermat 射线原理：波沿射线传播，所用时间最少。
用射线和波前来研究波的传播，是一种用几何作图来反映物理过程的简单方法，这就是几何地震学理论基础。
但它无法解释波的能量问题，于是Fresnel 对波前原理的补充：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。
合称为惠更斯—菲涅尔原理物理地震学：利用地震波的动力学方法研究地震波运动状态规律的科学，其中包括研究地震波能量、振幅、频率和波形等变化。
相对几何地震学而言，它能够阐明几何地震学不能解释的现象，例如绕射波的传播，菲涅尔带的能量聚焦作用等，物理地震学的实质是惠更斯-菲涅尔原理。
由于地震波的动力学特点受地层的岩性、结构和厚薄的影响很明显，因此，充分研究和利用地震波的物理学特性可提高地震资料的解释质量和解决地质问题的能力。
勘探地震学：通过利用人工激发的地震波在地层中传播特性的观测，分析计算各种波的到达时间和研究波的强度和形状，了解地质构造、岩性变化和地层速度等参数的科学。
其研究内容和方法与地震勘探大致相同。
地震勘探原理知识点总结
地震勘探原理知识点总结地震勘探是一种通过观察和分析地震波在地下传播的方式，来获取地下结构信息的地球物理勘探方法。
地震波是由地震事件产生的一种机械波，它在地下的传播过程中会受到不同地质体的影响而产生反射、折射等现象，从而携带着地下结构信息。
因此，地震勘探可以用来确定地下的地层结构、寻找矿藏、油气藏等目的。
在地质勘探中，地震勘探是一种非常重要的方法，本文将对地震勘探的原理知识点进行总结。
地震波的产生地震波是由地球内部的地震事件产生的，地震事件通常是由地质构造活动引起的，比如地震断裂带的发生、火山喷发等。
当地球内部发生地震事件时，会产生由地震波作为机械波向四面八方传播。
地震波在传播的过程中会受到地下不同地质体的影响，并产生不同的反射、折射现象，携带着地下结构信息。
地震波的种类地震波可以分为两种主要类型：压缩波（P波）和剪切波（S波）。
P波是一种机械波，它的传播速度相对较快，能够在固体、液体和气体中传播。
S波是一种横波，只能在固体介质中传播，不能传播在液体和气体中。
P波和S波在地下传播时会受到地质体的影响而产生反射、折射等现象，这些现象可以被记录并用来解释地下结构的特征。
地震波在地下的传播地震波在地下的传播受到地质介质的影响而产生不同的现象。
当地震波遇到介质的界面时，会发生反射现象，一部分能量会被反射回来；另外一部分能量会继续向前传播。
此外，当地震波遇到介质的界面时，也会发生折射现象，这会导致地震波的传播方向发生改变。
地震波的这些特性可以被记录下来，并通过分析来进行地下结构的解释。
地震波的记录地震波在地下的传播过程中，会在地下不同深度和不同位置上产生不同的反射、折射现象。
这些现象可以通过地面上的地震波记录仪被记录下来。
地震波记录仪会记录下地震波传播时的波形和传播时间，这些记录可以被地震学家用来分析地下的结构和岩性。
地震波的解释地震波的记录可以被地震学家用来解释地下的结构和岩性。
通过分析地震波的波形和传播时间，地震学家可以确定地下的地层结构、寻找矿藏、油气藏等目的。
《地震勘探原理》§4-地震勘探野外工作方法3精选全文完整版
§4 地震勘探野外工作方法
(五)多次覆盖采集参数选择
室内处理方法：水平叠加
CMP R
对于水平层状介质，假如分别在点O1 ,O2 ,…,On激发，则 可分别在对应的S1 ,S2 ,…,Sn各点接收到来自地下反射界面 上同一反射点R的反射波(R为CRP或CDP)。若对n次激发得
到的R点的各道反射波进行动静校正，使其相位一致，然
后叠加起来，便获得了共反射点R的n次叠加记录。
❖ 4.3.2.2 综合平面法 D
O1 45
M
O2
R1
R2
O1单边放炮，offset = 0， O1O2之间布置检波器接收
1 R1R2 2 O1O2Leabharlann §4 地震勘探野外工作方法
❖ 4.3.2.2 综合平面法 D
O1 45
M
O2
R1
R2
R3
O1 、O2双边放炮，offset = 0， O1O2之间布置检波器接收
§4 地震勘探野外工作方法
shot1 shot2 shot3 shot4
offset = 2⊿x ⊿shot = 2⊿x
n =12
station
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
channel
1
5
9
地震勘探原理的基本问题剖析
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,力寻找油气田或其他勘探目的服务的一种物探方法.水平叠加:将不同接收点收到的来自地下同一反射点的不同激发点的信号,经动校正后叠加起来,这种方法可以提高信噪比,改善地震记录的质量,特别是压制一种规则干扰波效果最好波形曲线:选定一个时刻t1,我们用纵坐标表示各质点离开平衡位置的距离,就得到一条曲线,这条曲线就叫做波在t1时刻沿x方向的波形曲线.动校正: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Δt1得到x/2处的t0时间,这一过程叫动校正或正常时差校正.多次覆盖:对被追踪的界面进行多次观测.剖面闭合:是检查对比质量,连接层位,保证解工作正确进行的有效办法,他包括测线交点闭合,测线网的闭合,时间闭合等.几何地震学:地震波的运动学是研究地震波,波前的空间位置与传播时间的关系，他与几何光学相似,也是引用波前,射线等几何图形来描述波的运动过程和规律,因此又叫几何地震学.水平分辨率:指沿水平方向能分辨多大的地质体,其值为根号下0.5λh.时距曲线:从地震源出发,传播主观测点的时间t与观测中点相对于激发点的距离x之间的关系剩余时差:把某个波按水平界面一次反射波作动校正后的反射波时间与共中心点处的时间tom之差.绕射波:地震波在传播过程中,如遇到一些岩性的突变点,这些突变点就会成为新震源,再次发出球面波,想四周传播,这就叫绕射波.三维地震:就是在一个观测面上进行观测,对所得资料进行三维偏移叠加处理,以获得地下地质体构造在三维空间的特征.水平切片:就是用一个水平面去切三维数据体得出某一时刻tk各道的信息,更便于了解地下构造形态个查明某些特殊地质现象.同相轴:一串套合很好的波峰或波谷.相位:一个完整波形的第i个波峰或波谷.纵波:传播方向与质点振动方向一致的波.转换波:当一入射波入射到反射界面时,会产生与其类型相同的反射波或透射波,也会产生类型不同的,与其类型不同的称为转换波.反射定律:入射波与反射波分居法线两侧,反射角等于入射角,条件为:上下界面波阻抗存在差异,入射波与反射波类型相同.地震子波：震源产生的信号传播一段时间后，波形趋于稳定，我们称这时的地震波为地震子波。
地震勘探原理04第三章 地震数据采集
第三章 地震数据采集
第三章 地震数据采集
◙ 3.1 野外工作方法
无规则干扰波
无规则干扰波（随机干扰波）：没有一定的频率和传播 方向，在地震记录上造成杂乱干扰背景的一类干扰波。
来源：
1、地面的微震，如风吹草动及一些人为因素造成 的无规则的震动。
2、仪器噪音。
3、激发所产生的，包括由于介质不均匀性造成的 弹性波的散射以及任意方向来的、相位变化无规律的波 的叠加。
◙ 3.1 野外工作方法
规则干扰波 4、多次波： （3）削弱多次波： 1、野外工作：多次覆盖（共反射点水平叠加）， 最有效。
2、室内处理：自相关分析、预测反褶积、多次 波消去法、等时差叠加法等。
注意：多次波一般是不可能被完全消除的。
第三章 地震数据采集
第三章 地震数据采集
◙ 3.1 野外工作方法
第三章 地震数据采集
3.3.2 几种常见的二维观测系统： 2 双重连续观测系统： 进行一次简单连续观测之后，将炮点、接收段都移 动半个接收段长度进行第二次简单连续观测，两次 观测系统加在一起称为双重连续观测系统。 特点： 进行两次观测。
第三章 地震数据采集
3.3.2 几种常见的二维观测系统： 3 间隔简单连续观测系统 interval Succession Geometry ： 炮点和接收段之间隔开一段距离，但仍然保持连续观 测地下反射界面。 间隔距（接收间隔）：炮点到最近接收道的距离。 特点： 避开井口干扰、某些面波和声波干扰，但可能受 到浅层折射波干扰。
第三章 地震数据采集
◙ 3.1 野外工作方法
规则干扰波 4、多次波： （1）多次波的分布规律： 1、地下较浅处存在波阻抗差很大的界面； 2、表层反射条件较好。 （2）多次波的识别： 1、速度谱； 2、速度资料； 3、钻井及其他资料； 4、合成地震记录； 5、自相关分析； 6、VSP剖面。
地震勘探原理 第3章地震资料的野外采集1
区域普查阶段（路线普查）
62
31
2010/10/9
面积普查阶段
对在区域普查阶段发现的含油、气远景 构造带上进行的； 目的：研究地层的分布规律，查明大的 局部构造带（可能的储油构造） 测线布置：“丰”字形测网，主测线垂 直构造走向； 一个局部构造上至少有三 条测线以上的主测线。线距小于预料的 构造长轴的一半。一般是十几公里；联 络线平行于构造走向。线距可较大些。
3.2 野外观测系统
3.2.1 观测系统的布设 3.2.2 观测系统的图示方法
69
3.2.2 观测系统的图示方法
一、观测系统的概念 二、一次覆盖简单观测系统及其图示 三、多次覆盖的观测系统及其图示 四、观测系统中的四种线 五、三维地震观测系统
70
35
2010/10/9
一、观测系统的概念
地震排列：每次激发时所安置的多道检 波器的观测地段称为地震排列。
75
二、一次覆盖简单观测系统及其图示 图示方法
时距平面图示法：在平面图上用时距曲线 的方式来表示炮点与其观测地段的相互关 系，以及它们与地下反射点的相互关系 综合平面图示法（普遍使用的）
76
38
2010/10/9
二、一次覆盖简单观测系统及其图示 时距平面图示法
77
二、一次覆盖简单观测系统及其图示 综合平面图示法
33
四、干扰波的类型和特点
6、虚反射
从震源首先到达地面发生反射，然后向下传播， 再从地下界面反射的波。
34
17
2010/10/9
四、干扰波的类型和特点
7、交流电
35
四、干扰波的类型和特点
8、多次波
36
18
2010/10/9
地震勘探原理 (2)精选全文
Impedance Inversion 反演成波阻抗或积分地震道
Interpretation 解释——层位标定、砂层追踪及厚度推算等等
4
二、分辨率的基本概念
1. 严格的分辨率定义
要使两个地震波完全分开，必须两个子波脉冲的包络完全分开，如果两 个子波的包络连在一起，必然互相干涉，两个波的振幅、频率必然含糊不清 。 Knapp认为：垂向分辨率应该用地震子波脉冲的时间延续度来定义。
t
1 2.3 f
f ：地震子波视频率（主频）
厚度分辨率： zR
z
v tR 2
*
4.6
zR ：可分辨厚度 如 V=3000m/s f =30Hz
所以 zR =22m
以上公式假定了地震子波是理想的雷克子波。 在上述分辨厚度时，相邻两个雷克子波的过零点互相重合。 最小相位子波和混合相位子波可分辨厚度更差。 Rayleigh 指出：“一个反射波的分辨率的极限是 1/4 波长。”
60Hz的包络相同，但子波振动相位数却不同。
(2)相对频宽
f2与f1相除称为相对频宽R，即 R= f2/f1 或倍频程数：OCT=3.32Log10(f2/f1)。 倍频程相同（即相对频宽相同），波形是相同的，只是波形的胖瘦不同，因此分辨率
不同。
如： 10—40Hz B=30 R=4 胖
20—80Hz B=60 R=4 瘦，分辨率高
当然比较简单，有时 10—30Hz 曲线似乎也反映得不错，但是当砂泥岩互层比较复杂时，频宽 就十分重要了。
40―50Hz的曲线频带太窄，根本不能反映砂层的存在，而40―160Hz的曲 线虽然绝对频宽很宽，但对模型的反映也很差，因为缺乏低频。
结论：分辨率与频宽成正比这句话虽然不错，但是并不能光看频宽数值愈大 愈好，还要注意不要丢掉低频成分，那种丢掉低频成分的，表面上看来主频 较高的分辨率是假分辨率。
地震勘探原理总结
《地震勘探原理》各章节的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、基本概念，如地震子波：具有多个相位、延续60～100毫秒的稳定波形称为地震子波。
几何地震学:地震波的运动学是研究地震波,波前的空间位置与传播时间的关系，他与几何光学相似,也是引用波前,射线等几何图形来描述波的运动过程和规律,因此又叫几何地震学.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,力寻找油气田或其他勘探目的服务的一种物探方法.波面：介质中每一个同时开始振动的曲面。
射线：在几何地震学中，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。
振动图：在地震勘探中，每个检波器所记录的，便是那个检波器所在点处的地面振动，它的振动曲线习惯上叫做该点的振动图。
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”。
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。
全反射：如果V2>V1，则有sinθ2>sinθ1，即θ2>θ1；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。
雷克子波：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。
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Snell定律：惠更斯原理：在已知波前面（等时面）上的每一个点都可视为独立的、新的子波源，每个子波源都向各方发出新的波，称其为子波，子波以所在处的波速传播，最近的下一时刻的这些子波的包络面或线便是该时刻的波前面。
地震勘探原理--第四章
19
问题2 在M点自激自收时间tM 小于在O点发S点收得到R点 的反射时间tORS。
toM
tORS
2h = v
1 2 = x + 4h 2 v
同时来自R点的反射两者有时间差，这是因为炮检距不 为零引起的。
20
正常时差定义
定义一 水平界面时，对界面上某点以炮检距x进行观测得到 的反射旅行时与在零炮检距得到的反射旅行时之差。 正常时差也就是炮检距不为零引起的时差。 定义二 在水平界面下，各观测点相对于震源的炮检距不同引 起的反射波旅行时间差。 在水平界面下两种定义的定量关系相同。 正常时差的概念非常重要，它是判断地震记录上观察到 反射的主要标准
21
4、正常时差的定量计算
Δt = t − t 0 = 1 V x 2 + 4h 2 − 2h V
或 其中
x2 Δt = + t0 − t0 V2
t0 =
2h V
代表的是M点的自激自收时间。
22
这个精确公式有时讨论问题不够直观。在一定的条件 下，用二项式展开可以得到简单的近似公式，以后讨 论某些问题时经常用到。
以倾斜界面双曲线为例，根据双曲线的特点可知，该 方程的极小坐标为：
⎧ xmin = ±2h sin ϕ ⎪ ⎨ t = 2h cos ϕ ⎪ min V ⎩
•对于倾斜界面的共炮点反射波时距曲 线，其极小点总是相对激发点偏向界面 的上倾方向一侧。 由右图还可看到，xmin点实际上就是虚震 源在测线上的投影，由震源点O到xmin的 反射波射线是所有射线中最短的一条， 并且反射波时距曲线是对称于过xmin点的 t轴的。
公式变换
x 2 2 t = ( ) + t0 V
式中
地震勘探原理
地球化学是研究地球各部分（地壳、地幔、水圈、大气圈 地球化学是研究地球各部分（地壳、地幔、水圈、 及生物圈等）中化学元素及其同位素的分布、存在形式、 及生物圈等）中化学元素及其同位素的分布、存在形式、共生 组合、集中分散及迁移循环规律的科学。 组合、集中分散及迁移循环规律的科学。 近年来，地球化学的研究范围日益扩大，包括了诸如新元 素的探索，化学元素的起源和衰亡史、地球及其物质的起源和 演化、地球热源的产生和变化、生命的起源以及地球化学过程 的机理和模拟实验等。地球化学现在有许多分支，主要如：地 球化学探矿、矿床地球化学、元素地球化学、生物地球化学、 有机地球化学、环境地球化学、同位素地球化学、实验地球化 学等。 地球化学是介于地质学与化学、物理之间的边缘学科。它 对解决岩石、矿物、矿床的成因可提供相应的理论依据，对勘 探矿产资源、矿产综合利用、环境保护也有重大的实际意义。
第1章 绪论 章
二、地球物理勘探方法
1、重力勘探： 利用专门仪器并按特定方式观测岩层间密度差异， 进而研究地下地质问题；重力勘探是研究反映地下岩 进而研究地下地质问题；重力勘探是研究反映地下岩 石密度横向差异引起的重力变化，用以提供构造和矿 产等地质信息。根据万有引力定律，在接近较大密度 产等地质信息。根据万有引力定律，在接近较大密度 的物体时，其引力增大，反之引力减小，由此在地表 上引起的重力变化称为重力异常。异常的规模、形状 和强度取决于具有密度差的物体大小、形状及深度。 实际意义：如利用重力勘探发现大庆长垣， 是发现大庆油田关键之一。
第1章 绪论 章
一、石油勘探的主要方法 一、石油勘探的主要方法 二、地球物理勘探方法 三、地球物理勘探方法的特点 四、地震勘探方法 五、反射波法地震勘探 六、地震勘探发展史 七、世界石油产量预浏
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
地震勘探原理复习提纲一、本课程主要内容绪论：物探与地震勘探的概念第一章地震波基础第二章地震波运动学第三章地震资料采集：包括观测系统、地震组合法、共反射点叠加第四章地震资料处理简介第五章地震数据采集系统二、主要名词与概念1.地质年代与地层单位，宙、代、纪、世；宇、界、系、统，2.油气藏、油气田3.物探（基本勘探方法）4.地震勘探（基本勘探方法）地震勘探是利用地下介质的弹性和密度差异的一种物探方法。
地震勘探可以分为三种基本勘探方法，即反射波法、折射波法和透射波法。
5.费马原理6.Snell定律7.地震折射波8.理想弹性体弹性理论有个6基本假设，理想弹性体是指满足连续性假设、完全弹性假设、均匀性假设和各向同性假设的弹性体。
9.张量10.面波11.波阻抗12.平面简谐波13.波型转换14.偏振交换15.发散16.波散（频散，色散）17.地震波的吸收18.球面扩散19.大地滤波作用20“滑行波”21视速度定理22.回转波23.回折波24.动校正25剩余时差把某个波按水平界面均匀介质一次反射波做动校正后残存的时差称为剩余时差。
26.静校正静校正主要包括井深校正、地形校正和低速带校正三部分。
27.偏移28.时间场29.时距曲线30.时间剖面的显示方法31.振幅恢复32.反褶积33.观测系统（包括基本原则）34.地震组合法，线性组合，面积组合35.空间方向系数36.共反射点叠加法37.动态范围，瞬时动态范围38纵测线、非纵测线39.识别全程多次有两个重要标志，一是标志，二是倾角标志。
40.地震勘探中常用的震源有炸药震源、可控震源、重锤、空气枪、电火花等；主要名词与概念1.地质年代：宙、代、纪、世；地层单位：宇、界、系、统地质年代：地壳上不同时期的岩石和地层，时间表述单位:宙、代、纪、世、期、时；地层单位：宇、界、系、统、阶、带。
在形成过程中的时间（年龄）和顺序。
年代地层单位。
又称时间地层单位。
依据地质时代进行的划分。
年代地层单位的宇、界、系、统、阶、带分别与地质年代单位宙、代、纪、世、期、时相对应。
地质年代冥古宙隐生代4570 原生代4150 酒神代3920 雨海代3850太古宙始太古代3800 古太古代3600 中太古代3200 新太古代2800元古宙古元古代成铁纪2500 层侵纪2300 造山纪2050 固结纪1800 中元古代盖层纪1600 延展纪1400 狭带纪1200新元古代拉伸纪1000 成冰纪850 埃迪卡拉纪630+5/-30显生宙古生代寒武纪542+/-1 奥陶纪488.3+/-1.7 志留纪443.7+/-1.5泥盆纪416+/-2.8 密西西比纪359.2+/-2.5 宾夕法尼亚纪318.1+/-1.3二叠纪299+/-0.8中生代三叠纪早三叠世251+/-0.7 中三叠世245+/-1.5 晚三叠世228+/-2 侏罗纪早侏罗世199.6+/-0.6 中侏罗世175.6+/-2 晚侏罗世161.2+/-4白垩纪早白垩世145.2+/-4 晚白垩世99.6+/-0.9新生代古近纪古新世65.5+/-0.3 始新世55.8+/-0.2 渐新世33.9+/-0.1 新近纪中新世23.03+/-0.05 上新世5.332+/-0.005第四纪更新世2.588+/-0.005 全新世0.011700地质年代分类方式，依次为：是宙（eon）、代（era）、纪（period）、世（epoch）、期（age）、时（chron）。
本表最小纪录至“世”，数字代表年代开始时间，单位为百万年前（GSSP）。
2.油气藏、油气田（1）油气藏：油气藏是油气在单一圈闭中的聚集，具有统一的压力系统和油水界面，是油气在地壳中聚集的基本单位。
圈闭中只聚集了油，就是油藏，只聚集了气，就是气藏；既有油又有气，则为油气藏。
（2）油气田：油气田是指受单一局部构造单位所控制的同一面积内的油藏、气藏、油气藏的总和。
如果在这个局部构造范围内只有油藏，称为油田；只有气藏，称为气田。
3.物探（基本勘探方法）物探：指应用地球物理学原理勘查地质特征，研究地下油气资源的一种方法和理论。
地球物理勘探常利用的岩石物理性质有:密度、磁导率、电导率、弹性、热导率、放射性。
与此相应的勘探方法有:重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探、地热法勘探、核法勘探。
从测量所在的空间位置和区域的不同又可以划分为:地面地球物理勘探、航空地球物理勘探、海洋地球物理勘探、钻孔地球物理勘探等。
根据研究对象的不同还可划分为:金属地球物理勘探、石油地球物理勘探、煤田地球物理勘探、水文地质地球物理勘探、工程地质地球物理勘探和深部地质地球物理勘探等。
重力:通过观测不同岩石引起的重力差异来了解地下地层的岩性和起伏状态的方法，称为重力勘探。
油气生成于沉积盆地，应用重力勘探可以确定沉积盆地范围。
磁力:通过观测不同岩石的磁性差异，来了解地下岩石情况的方法，称为磁力勘探。
在沉积盆地中，往往会分布着各种磁性地质体，磁力勘探可以圈定其范围，确定其性质。
电法:通过观测不同岩石的导电性差异来了解地下地层岩石情况的方法，称为电法勘探，与油气有关的沉积岩往往导电性良好(电阻率低)，应用电法勘探可以寻找和确定这类地层。
此外还有地震、放射性物探等。
《磁法勘探（磁性差异）、电法勘探（电性差异）、重力勘探（密度差异）、地热勘探（导热性差异）、放射性勘探（放射性差异）、地震勘探（弹性差异）》4.地震勘探（基本勘探方法）地震勘探是利用地下介质的弹性和密度差异的一种物探方法。
地震勘探可以分为三种基本勘探方法，即反射波法、折射波法和透射波法。
（1）反射波法，基于研究从两个地层分界面反射的地震波。
测量从震源到达若干观测点处检波器所记录的反射波传播时间，可求得波在介质中的传播速度并确定反射的界面位置。
为了连续的探测反射界面的形状，要在许多点上同时记录振动，一般使用数十道以至数百道的地震勘探仪器采集站。
（2）折射波法，要在离震源较远处（与界面的埋深相比）进行观测。
这样，地震波的大部分传播路径是在接近于地层层理的方向。
在许多情况下，用折射波法可能判别地层的岩性。
炸药爆炸后，激发的地震波向四面八方传播，当遇地层分界面时，除有一部分反射波返回地面外，还有一部分地震波透过分界面并沿着该分界面在下面地层中传播。
在一定条件下，这种沿分界面传播的地震波也会返回地面，这种地震波叫折射波。
通过接收这种波来分析地层情况的方法就叫折射波法地震勘探。
（3）透射波法。
将激发点和接收点分别放在地质体的两侧，直接接收透过地质体的波，这种勘探方法叫透射波法地震勘探。
目前，反射波法应用最广，折射波法次之，透射波法只作为辅助手段。
地震勘探的特点：（1）精度（分辨率）高（2）探测深度大（3）耗资大、效率低、设备复杂5.费马原理（最小时间原理）波从一点传到另一点所经的路径使波传播所花的时间最短。
（这样的路径实际上就是射线）说明：1．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；2．波沿垂直于等时面的路线传播所用旅行时间最少；3．等时面与射线总是互相垂直；4．用射线描述波与用波前面描述是等价的。
6.斯奈尔（Snell ）定律波在两种介质的界面上，所产生的各种波射线均在同一平面内(该平面即入射线所在平面且垂直于界面)，各波射线与法线的夹角θi 和相应的Vi 满足如下关系：p V i i =θsin式中的 p 称为射线参数，它与入射角有关。
(一个入射角对应一个射线参数p ) 说明：A ．斯奈尔定律是反射定律和透射定律的综合，而且有所推广。
B ．斯奈尔定律同时适用于纵波、横波和各种转换波等。
7.地震折射波地震波在传播中遇到下层的波速大于上层波速的弹性分界面，而且入射角达到临界角(使透射角为90°)时，透过波将沿分界面滑行，又引起界面上部地层质点振动并传回地面，这种波称为折射波。
jiij T T =ji ij T T -=[]⎥⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎢⎣⎡---==000231323121312T T T T T T T T ij )(反对称张量（对称张量）ji ijB A +=x c y i ij j =8.理想弹性体材料因外力引起变形时，当形变与外力成正比(符合虎克定律)时，该材料被认为是理想弹性体或虎克弹性体。
理想弹性体是指去掉外力后能完全恢复原状的物体。
弹性理论有个6基本假设，理想弹性体是指满足连续性假设、完全弹性假设、均匀性假设和各向同性假设的弹性体。
（假设位移和形变是微小的。
）9.张量可以认为是矢量概念的推广。
1887--1896年间，李奇(G.Ricci)系统地论述了张量，1916年Einstein 用张量分析来阐述广义相对论之后，才被广泛重视。
n 维空间m 阶张量有个m n 分量，阶数就是所考虑的方向数，取值范围为0，1，2，3，......。
三维空间的零阶张量是标量，一阶张量是矢量，二阶张量有9个分量，三阶张量有27个分量，四阶张量有81个分量。
张量的一个重要特点是：它本身与用来描述它的坐标系无关，但它的分量要通过适当的坐标系来定义。
笛卡坐标系中的张量称作笛卡张量，一般曲线坐标系中的张量称一般张量。
例如：二阶张量[]⎥⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎢⎣⎡==333231232221131211T T T T T T T T T T T ij张量的运算规则很多，特殊类型也很多，常用的有：(1)对称张量 → 对称矩阵，即 反对称张量 → 反对称矩阵，即 且对角线元素为0。
即(2)任意二阶张量可以表示成对称张量与反对称张量之和 [][]ji ij ji ij ij T T T T T -++=2121(3)求和约定、哑指标(某一项中某指标重复出现一次)a a a a aii ii i =++==∑11223313a b a b a b a b k k =++112233(4)自由指标： (i ，j=1，2，3)这里i 为自由指标，j 为哑指标。
上式表示三个方程式：x c y c y c y 1111122133=++x c y c y c y 2211222233=++x c y c y c y 3311322333=++(5)球张量与偏张量若有张量[]⎥⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎢⎣⎡==333231232221131211T T T T T T T T T T T ij则 332211T T T T ll ++= 这时130001300013T T T ll ll ll ⎡⎣⎢⎢⎢⎢⎢⎢⎤⎦⎥⎥⎥⎥⎥⎥称为球张量，⎥⎥⎥⎥⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎢⎢⎢⎢⎣⎡---ll ll ll T T T T T T T T T T T T 313131333231232221131211称为偏张量 任意二阶张量都可分解为球张量与偏张量之和，即T T T T ll ij ll ij =+-1313δδ[]上式中， δij 称为克罗内克尔(Kronecker)符号，定义为：⎩⎨⎧≠==)(,0)(,1j i j i ij δ10.面波在弹性介质中只有两种类型的波：纵波与横波，它们统称为体波。