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《浅层地震》课程教案周竹生

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物探 地震资料解释 地震处理 反演
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1中南大学《浅层地震》课程教案编写人:周竹生 2005 年 3 月第一部分 教学大纲一、本课程的适应层次、专业与参考学时浅层地震方法及应用是适用于地球探测与信息、矿产普查与勘探、油气田开发工程及其它相关专业本科和研究生的一门选修课程。该课程参考学时 74 学时,其中实验实习 10 学时。二、课程的性质、目的和基本要求浅层地震方法及应用是适用于地球探测与信息、矿产普查与勘探、油气田开发工程及其它相关专业的一门选修课程。它是根据地球物理学原理来解决矿产、工程、石油、环境及国防等领域中存在的地质问题的一门学科,是地勘、工程、水文及环境勘查的重要方法之一。通过本课程的学习,要求学生了解本课程的基本原理和野外工作方法技术,特别在解决工程与环境地质问题时的抗干扰、提高分辨率的措施,提高学生应用地震新方法解决相应地质问题的实际能力。这就必须加强实验实习课的份量,跟上目前工程建设和环境地质灾害探测对人才的要求。三、本课程的基本及重点内容根据教学计划要求和课程性质,本课程的教学内容主要包括:①物探分类、浅层地震特点及发展史;②弹性波的基本理论;③地震波的时距曲线;④地震勘探野外数据采集技术及方法;⑤地震数据处理技术;⑥地震资料的解释与应用;⑦工程地震新技术。本课程的重点是地震勘探野外数据采集技术、处理技术、解释技术及工程地震新方法。地震勘探方法始于上世纪 40 年代处,经过半个多世纪的深入研究和运用,地震勘探技术得到了长足发展和进步。目前,它已成功应用于矿产资源勘探、石油勘察、工程地质调查、水文地质调查、环境地质调查等诸多领域。涉及到矿产、石油、交通、建筑、考古、国防等与国计民生密切相关的各个行业。通过本课程的系统学习,学生应掌握地震勘探的基本原理、数据处理技术2及解释方法,在此基础上进一步拓宽,适当了解近年来发展起来的一些新的相关技术和方法,争取做到学生走出校门后,可以独立从事施工设计并带队从事野外勘探、资料处理和成果解释的水平。为我国国民经济建设输送短缺人才。本课程的难点在于该学科涉及的范围很广,学生需要有扎实的数理基础和较好的计算机知识来理解和学习该课程。四、课程主要内容及学时分配本课程总学时 74 学时,其中理论教学 64 学时,实验实习 10 学时,实验、实习预计安排校内进行。学时安排如下:《浅层地震》学时分配表学时分配章次 内容 合计 讲授实验 教学实习 机动绪论 2 2一 弹性波的基本理论 14 14二 地震波的时距曲线 4 4三 地震勘探野外数据采集技术及方法 16 14 2四 地震数据处理 10 10五 地震资料的解释与应用 14 10 4六 地震新技术 14 10 4合 计 74 64 10注 ① 课外作业不计入教学时数,任课教师可酌情增减。② 实验课内容初步拟定为:实验课 1:地震仪认识与操作实习,掌握地震仪器参数选择,和各功能键的使用实验课 2:对折射波进行识别,绘制时距曲线,掌握从地震记录图上读取初至时间的方法,并进行界面速度和厚度的计算。实验课 3:反射波测桩实验或瑞雷面波及折射波资料自动解五、考核办法本课程采用期末考试和平时作业成绩相结合的办法评定学生的学习成绩,其中期末考试占总成绩的 70%,平时作业成绩占总成绩的 30%,平时作业将在每一节课程之后布置给学生。3六、教材及参考用书1.教材:①《工程与环境地震勘探技术》王俊茹编著,地质出版社,2002 年。②《浅层地震勘探应用技术》王振东编著,地质出版社,1988 年。2.参考书目①《应用地球物理教程》何樵登主编,地质出版社,1991 年。②《勘探地震学》[美]加]油工业出版社,1999 年总的来讲,所选教材是针对“工程探测”的,这与我们的培养方案是紧密相扣的。目的是要让大家对相应 的、必 须的、常用的方法技术有较深入的了解。在方法原理、理论、数理方面,难度不是太大,比较浅显,但希望大家认真对待。考试将安排在课表上安排的本门课程的最后两个学时,采用开卷笔试形式进行。第二部分 课程具体讲授内容绪 论一、学习意义 热门课程:这是由国家经济建设的需要决定的。由于国家经济建设和社会持续发展的需要,蓬勃发展起来的工程与环境地震勘探技术与国民经济的方方面面密切相关,使之成为热门研究 课题致意。如:高层建筑、重型厂房、桥梁、隧道、机场、水坝、电站、港口、 码头、高速公路、铁 路及其它巨型工程建 设项目的地质基础资料的调查。勘探目标包括:岩溶塌陷、表层软泥层、地面沉降、地裂 缝、岩体滑坡、泥石流等,甚至于煤层储量、采矿及隧道掘进过程中的超前探测等。另外,由于人们环保意识的加强及重视,如 对地下隐蔽污染源、地 质灾害、考古等方面的探测不能靠传统的挖掘或钻探取样方法来解决,而应发展新型的无损探测技术,地震勘探就是其中的重要技术之一。总的来说,一门课程必须有需求,才有设计的必要,才有生源,才能有所为,才能有发展。二战时,很多从事 ‘海军声纳’技术 的专家,由于 战争停止而转4向石油勘探,从而发展了地震勘探技术。 现在,它已发展为与国民经济的众多领域密切相关的一门学科。 是重要的物探方法之一:对于地质或物探专业的学生来讲,地震方法是常用的、也是行之有效的方法之一。近年来,高分辨率地震勘探、直地震剖面) 、瞬态瑞雷波法、反射波测桩技术、横波勘探技术及常时微动观测技术等迅猛发展,自会有它们发 展的必然性。另外,从国家 对物探工作的总体投入来看,地震占到了 95%,也可以说明问题。因此,希望在坐的各位有必要掌握好这们方法技术。二、地震勘探方法概述1. 地球物理勘探(简称物探)方法是以物理学原理为基础,利用电子学、计算机数字处理技术、信息论等科学领域中的新技术,所建立起来的一整套勘探地下矿产或结构的方法。借助于各种物探仪器,根据地质任务,采用相 应的观测方法(装置或系统)来观测地下岩石的各种物理响应,从而推断和解释地下岩石的构造特点、岩石性质等等,以达到勘察地下矿产或结构的目的。物探方法主要有:① 重力勘探──利用岩石的密度差异;① 磁法勘探──利用岩石的磁性差异;① 电法勘探──利用岩石的电性差异;① 放射性勘探──利用岩石的放射性差异;① 地震勘探──利用岩石的弹性差异。【注意:①~④占 5%的投入; ⑤占 95%的投入】2. 地震勘探是物探方法中的重要方法之一。它是以地质介质的弹性为基础,利用地震仪器观测地震波信号, 结合测区的地质、 钻探以及其它已知的物探资料,对观测记录进行处理、解释,并作出地 质推断的一 门学科。① 应用范围:在油气、煤田勘探、工程地质勘察等领域发挥着重要作用,已成为最为有效的勘探方法。一般来讲,地震勘探较其它物探方法的勘探精度高。缺点是:野外作业及室内资料处理工作复杂,工作量大,因而成本高。5② 方法分类:③ 观测系统(以反射波法为例):④ 激发方式:炸药、锤击、震源 枪、电火花等。⑤ 波型: 纵波(P 波、压缩波、 胀缩波)横波(S 波、剪切波,分为 和 )面波(、)3. 浅层地震① 主要方法:反射波法:不受速度场限制;主要应用于中、深层;分辨能力高。石 油 地 震浅 层 地 震人 工 地 震天 然 地 震 、、 波 法 或 跨 孔 层 析 成法面 波 法折 射 波 法反 射 波 法6折射波法:条件是下部地层波速大于上部地层波速;主要用于表层;分辨能力相对较低。面波法:条件是自由表面附近介质非均匀;主要用于表层分层及计算表层介质的横波速度;分辨能力较强。② 应用:在工程地质勘察中,工程地震勘探的工作量已占工程物探总量的 65%以上,主要用于:地 矿、能源、水利、铁道、交通、城建、考古、环境、国防等。① 主要解决的常见地质问题:A. 目的层埋深、厚度(包括风化层);B. 断层、破碎带、洞穴、地下埋 设物(包括考古、城市地下管网等);C. 矿产资源(煤、砂体、石油、…);D. 地质灾害(由波速→地压或地应力的变化);E. 地基、桩基、坝体质量评估(面波或频率探测)。三、地震勘探方法的发展历程1. 地震勘探历史A. 采集记录方面:模拟信号→数字信号(提高动态范围,室内可处理)B. 仪器方面:① 单道→多道;② 信号有线传输 →无线传输 (采集站);③ 仪器功放 →检波器集成功放 +仪器功放。C. 数字处理方面:① 单道 → 水平叠加 → 叠前处理力度加大(多道滤 波) (偏移技术) (叠前偏移)② 弹性介质 模型→双向介 质→粘弹性介质→各向异性介 质研究③ 构造功能 →构造+ 岩性功能(油藏描述)2. 勘探方法A. 针对应用领域:石油地震煤田地震(煤层储量、断层、瓦斯超前 预报)工程地震(表层结构、承载力)B.采集方面: 单道→二维(2D)→三维(3D)→四维(4D)7C.针对波型:D.针对观测系统:① 地面观测:反射、折射、面波② 井中观测:透射波法( 偏→非零偏→性波理论基础地震勘探是研究人工激发的弹性波在岩石中的传播规律,以探测地下地质构造或地质赋存状态的地球物理勘探方法。因此,可将弹性力学的基本理论引入到地震勘探中来。第一节 弹性理论概述一、基本概念 弹性:物体在外力作用下会发生形变。当外力消失时,由于物体具有阻止形变的内力,它会使物体恢复原状,物体的这种属性被称为弹性。 塑性:如果外力超过物体的弹性极限,或外力作用时间太长,当外力消失时,物体不能恢复原状,物体的这种性质被称为塑性。 观点 1:弹性与塑性是两个极限概念,是为了解决或讨论问题的方便常常要作的假设。多数情形下,介质的性质介于二者之间,没有 绝对的弹性和塑性。 观点 2:一种材料或物体的弹、塑性与内因和外因两方面的因素有关。、 转 换横 波 波纵 波体 波面 波 全 波 场波 形 法 初 至射 线 法8内因:材料本身的性质;外因:作用力的大小,作用时间的长短。 弹性介质:产生弹性形变的介质。 地震弹性波:在弹性介质中传播的地震波。 弹性介质的几种类型:① 根据弹性性质与空间方向的变化关系分:A. 各向同性介质:弹性体的弹性性质与空间方向无关。B. 各向异性介质:弹性体的弹性性质与空间方向相关。② 根据地震波速与空间位置的变化关系分:A.均匀介质:地震波速不随空间坐标变化而变化。B.非均匀介质:地震波速随空间坐标变化而变化。C.连续介质:地震波速在介质中连续变化。D.层状介质:在非均匀介质中,介质的地震波速变化表现出成层性。(显然,当层状介质的层厚趋于零时就是连续介质)实际地下介质多表现出各向异性,但当横向变化非常缓慢时,可以忽略,同时,也是 为了讨论问题的方便,可将其假设为各向同性介质。同样,实际介质多表现为非均匀介质, 对于沉积岩来讲,同 时,也为了讨论问题的方便,我们可将介质 看成层状介质,且往往假设层内为均匀介质,当沉 积旋迴非常发育时,层数增多,层厚变薄,此时的层状介 质就过渡到连续介质。二、弹性系数弹性性质用弹性系数(或弹性模量)来度量。对于各向同性介质,弹性性质可由 等 5 个弹性系数来确定,K、E而其中独立的参数只有 2 个,即已知其中的 2 个,就可计算出另外 3 个,一般通常用拉梅( )常数 和剪切模量 这两个系数来表述。对于各向异性介质,描述其弹性性质的弹性常数有 21 个。(一)杨氏模量( )示物体抗拉伸或挤压的力学参数。 越大,抗拉伸或挤压的阻力越大。)剪切模量( )定义:是表示物体阻止剪切应变的力学参数,单位与应力相同。 越大,切 应变越小。液体中 =0。(三)泊松比( )定义: 反映的是物体的横向拉伸(或压缩)对纵向的压缩(或拉伸)的影响, 越大, 影响越小。● 一般未胶结的砂土 较高,而坚硬岩石的 较小。● 自然界中, 值的取值范围 ,当 =的介质被称为]泊松固体。● 流体的 =四)体变模量或体积模量( ) 表示物体的抗压性质,所以又称为抗压缩系数。K(五)拉梅常数( )定义: 我们知道,在《弹性力学》中,对于弹性介质,应力 与应变 满足虎克( 条件:均匀各向同性介质)应 变应 力 为 切 变 角剪 切 形 变剪 切 力 (或 拉 伸纵 向 压 缩 或 压 缩横 向 拉 伸体 积 相 对 变 化静 压 力纵 向 应 变横 向 应 力2110式中: 此时,上述 5 个弹性模量的数学意义可表示为:5 个参数之间的关系:三、波动方程波动是指弹性体内相邻质点间存在应力梯度时产生质点的相对位移。波动方程便是研究应力不平衡时的状态方程。由固体弹性理论可知,在均匀各向同性介质中,三 维波动方程为:该方程又被称做 程。式中: 为外力; 是介质质点受外力 作用FuF后产生的位移向量; 统称为拉梅常数; 为介质的密度;标量 是体变系数,、 。为 应 力为 体 应 变1212)”“(号 的 含 义注 意 xy )2(34)(2)43(2)21(3)(2)3( 2222)(11 基础知识:梯度:散度:旋度: 00u恒 等 式 :对于 程两边分别取散度(旋度(则可得:式中: ;为标量,表示的是一种胀缩力(因为 ,当 时);矢量,表示的是一种旋转力(因为 )。t 质在两种不同得力得作用下, 产生两种不同性质的扰动。在 胀缩力的作用下,将产生仅由体 变系数 决定的介质体积相对胀缩的扰动,称为纵波;而在旋转力作用下,则产 生由 决定的角度转动的扰动,称为横波。 纵波又称w胀缩波,横波又称剪切波。它们分别以速度 传播。即:一般地,位移矢量 和力矢量 既存在散度,也存在旋度。因此,可表示为:uF式中: 分别为位移场 的标量位和矢量位;、 u分别为力场 的标量位和矢量位。、 F)(为 单 位 向 量是 非 循 环 排 列 时当, 的 反 循 环 排 列 时是当, 的 循 环 排 列 时是当,排 列 符 号 : ,211,ii 2 22212此时,用位函数表示的波动方程可表示位:在远离震源区,震源力已不复存在,此时,上述方程便变成以下齐次方程:【这表明:当我们今后用上述方程去描述波的传播问题时,所求解出来的并不是位移,而是位移的位函数】第二节 弹性波的形成在外力 的作用下,弹性介质中存在两种扰动。 胀缩力的扰动 对应F 即介质中产生了体 积形变,体 积形变的传 播形成纵波;旋转力 的 介质中 质点产生了旋转形变(切应变),切应变的传播形成横们 都属于体波。此外, 还有沿自由表面传播的面波。下面将讨论各种波的形成及传播特点。为考虑问题方便,假设介质为均匀各向同性介质, 则其弹性参数具有球形对称性。因此,可用球面坐标系来讨论问题。球面坐 标 系与直角坐标系的关系为:在图中:r:球面上任意一点 P 到直角坐标原点 O 的距离;α:r 所在圆面与 : 有:一、纵波(P 波、 胀缩波、疏密波、压缩波)在球面坐标系( )中,纵波的波动方程可表示为:,r2220222(213令: ,则得r1其达朗贝尔解:式中, 为两个任意常数,它们与震源得性质有关。21C、若令:则 表示了波动在某一个固定时刻得状态,即波阵面。1上式中,第一项表示波动随时间增加远离震源方向传播,第二项则相反。所以前者被称为发散波,称后者 为会聚波。会聚波不符合实际情况,是物理不可 实现得,因此,不予考虑。此 时,其达朗贝尔解可进一步修改为:相应的位移为:式中: 为震源强度函数; ; 为单位向量。)(1t/)()(11r根据纵波位移表达式,可以总结出纵波具有以下特点:①1① 质点位移方向与 的方向一致,即质点振动方向与波的传播方向一致。因r此,纵波又称为线性极化波。由于 有正有负,因此在 纵波扰动)(1t、t带内将会间隔出现膨胀带和压缩带,所以又称为疏密波或压缩波;①2① 纵波的传播速度:①3① 当 一定时,质点位移 决定于 ,即质点位移的大小决(1t、、定于离震源的距离 、震源强度函数 及其变化率 ;1t①4① 振动强度随传播距离增大而减小,这一现象被称为球面扩散。二、横波(剪切波、S 波,包括 和 )横波由旋转力产生。位移位函数所表达的波动方程为:)(02121 也 叫 弦 方 程)(2常 数 数11)]([412)2(12E)(2214在球面坐标系( )中,其解为:,波具有以下特点:①1① 传播速度:①2① 横波在传播方向上的质点位移 ,而在垂直于传播方向的 和 方0向上具有位移 ,说明横波质点振动方向与传播方向正交。横波也线性极化波。振动方向为水平时称 ,振动方向为垂直时称 。①3① 振动强度决定于旋转激发力的强度函数 及其变化率 。①4① 横波同样具有球面扩散特征。①5① 在液体和气体中,由于 ,所以不存在横波。0①6① 根据 可以求泊松比 :由此可见, 的取值范围为 。一般岩石可看作泊松固体,即),此时, ,可见横波速度 <纵波速度 ,就是为什么当地震发生后,往往会感觉到两次强烈震动得原因。①7① 只要测出 ,便可计算其它弹性摸量值:这种方法测得的弹性摸量称为动态弹性摸量,二实验室内测得的则称为 0 )] i[4 )]2sr  1(s( 拉 梅 常 数 )( 体 变 摸 量 )( 剪 切 摸 量 )( 泊 松 比 )杨 氏 摸 量)2(34)(2)()4(2215静态弹性摸量。三、面波(、)除体波外,还有另一类波,从能量上讲,它们只分布在 弹性分界面附近,因此,统称 为面波,如 和 。A. (又称地滚波)这是一种在自由表面(空气与地球表面形成得弹性分界面)附近大约一个波长范围内传播的波。这种波是英国学者 1887 年在理论上首先证明出来而得名。它具有以下特点:(1) 质点振动轨迹沿与波传播方向成反方向的椭圆轨道运动,即沿逆时针方向的椭圆轨迹运动,因此它是椭圆极化波;(2) 这种椭圆轨迹是由相位相差 的两个相互垂直的振动分量合成而得;2/(3) 振动能量沿垂直方向衰减快,而沿水平方向(近似于传播方向)衰减慢。因此只在地表附近一个波长范围内传播。由于体波球面扩散时 ,而 ,所以,在远离震源时,面波能量往往强于体波能量,这就是称之为地滚波得由来;(4) 传播速度:由 程求解该方程得:例如: 2 因此,可以近似看作 ,即可通 R计算面波速度 而近似获得横波速度 。S(5) 存在频散现象,即波速 是频率的函数 。利用这一特征,可R)(从事工程勘察,即面波勘探。B. 是一种类似于 的面波, 质点在水平方向振动 并垂直于波的传播方向,01)(12)(8246 即,1,5.16存在于表层和地下层界面附近。其形成条件是:上部地层 <下部地层用垂直检波器检测时),因此很少讨论。于之相反,而 的振动椭圆轨迹的长轴在垂直方向,所以,垂直 检波器很容易检测到它的存在。四、有效波和干扰波有效波── 工作时用来解决测区地质任务的波;干扰波── 有碍于提取并识别有效波的其它波。 有效波与干扰波的概念是相对的。 但有些干扰波(如随机干扰、工业电干扰等)绝对属于干扰波,是必须去除或压制的 ,从而发展了很多相应的数字处理技术去压制它们。 信噪比(S/N)定义为:有效信号强度/干扰信号强度。第三节 弹性波的描述一、地震波场的基本特征地震波场的基本特征包括: 运动学特针──地震波传播的时间(旅行时或走时)与空间位置之间所展现出的特征。主要与波速及地下构造因素有关。 动力学特征──地震波传播时,其波形、频率、振幅随空间和时间变化而变化所展现出的特征。主要与激发源、介 质吸收及构造形态等有关。假设地下介质是弹性介质,地震波场即可视为弹性波场。因此,下面从更广义的角度来表述弹性波场描述所需的几个基本概念。二、振动图和波剖面图波在弹性介质中传播时,既是时间 t,又是空间 r 的函数,即位移 。),(. 振动图对于固定的 r,即只 观察某一固定的质点,其振 动随 时间 t 的变化关系,即,该函数的图象就称 为振动图。)(于简谐振动来说,如 )2(17我们知道: 表示振幅; 称为周期; 表示频率等。对于一般意义的弹性波,由于介质的粘滞性等原因,其频率常表现为:由于它不是精确的周期振动,所以:──视振幅,它描述振 动 的强弱*视周期,它描述振 动 的快慢;视频率*/1─初至 时间,它表示某 质点刚刚开始振动的时间t──延续度,它表示 质点从开始振 动到停止振动 的时间间隔。它直接影响到地震勘探的分辨能力(因此,要压缩它,即 发展了所 谓的反褶积技术或去子波技术)。2. 波剖面图对于固定的时间 t,各质点的位移 的图象就称 为波剖面图。它是表示)(某一时刻各质点之间振动强弱关系的图象。──视 波长,即相邻两个波峰之间的距离;*──视波数,即 单位距离内视波长的数目。/1后取消“视”或“*” 号。关系式: , 表示视速度, 表示视周期。表现出动力学特征。我们知道:18A. 运动学特征即描述波在传播过程中,波前、射线、等 时面、视速度等参 ①数随空间变化而变化的关系。即用波剖面图来表述;B. 动力学特征即描述波在传播过程中,波形、波幅或波谱(频率)、能量等参数随时间变化而变化的关系。即用振动图来表述。3. 波前面与等相位面以均匀各向同性介质中的点震源为例,其球面波传播示意图为:对于某个时刻,介质振动将形成三个区域:振动结束区域、扰动区域、振 动未到区域。波前面(波前)──某一时刻介质中刚刚开始振动的质点所连成的面。波尾面(波尾)──某一时刻介质中刚刚停止振动的质点所连成的面。振动带── 波前与波尾之间的介质区域。此 时,其中所有 质点正处于振动状态。等相位面──在某一时刻,具有相同相位状 态的质点所 连成的面。显然,波前面和波尾面都是等相位面。①①随着球面波前的进一步扩大,当扩大到非常大时,可以把球面上的局部近似看成平面。这就是到以后可将远离点震源的波作为平面波来研究的原因。194. 时间场与等时面波前面上的每一点 都有与之对应的旅行时间 t,因此,旅行时间 t),(函数。 这种反映波场面时空关系的物理场称为时间场,即),(t在地震波传播区域内,若将旅行时间相同的各点连成曲面,就构成时间等值面(简称等时面)。等时面与波前面形状是相似的,都表示在某一时刻刚刚开始振动的点所连成的面,但二者的含义不同。等 时面为时间 量纲,而波前面 为空间量纲。射线── 是用来表示波的传播路径与方向的几何线。射线原理(费马原理)──波沿射线路径传播的时间要比沿其它路径传播的时间小,即射线肯定是垂直波前面的。因此,射 线原理也称 为最小时间原理。由于波前面的形状与等时面的形状相一致,因此,射线也垂直于等时面。 思考:在均匀和非均匀介质中,射线和等时面的形状分别是什么样?5. 地震波的频谱振动图是地震信号随时间 t 而变化的图象,可用 “时域”函数 f(t)表示。有时,为了讨论问题的方便,在地震 资料处理中,需要在 “频率域”来研究地震信号的特点。如反射波、面波、工业电 干扰等,虽然在时域内它们是交织在一起的,但在频率域内,它们便可以较好地区分。因此,我 们有必要在此 讨论一下地震波的频谱。设 所对应的频谱为 ,则 为一复数函数。由付氏变换的单一对)((者是可以互换的,即:由付氏逆变换可见:地震信号 是由一系列频率的简谐振动复合而成的。)(同频率的简谐 振动可以复合成非常复杂的地震信号。可用复变函数 来表示。)()(式中: ──振幅谱A──相位谱)(f所以,)()1:)](2[)()(20该式可以更清楚地表明:信号 可以看作由无限个不同频率、不同初始相)(个 频率的简谐振动的振幅就构成了振幅谱 ;各个频)(如:)(f振幅谱和相位谱合起来,统称为“频谱”。“频谱分析”──将时域地震信号 通过付氏变换得到其频谱曲线,进而进行分)(过频谱分析,我们可以看出各种频率成分对地震波能量的贡献的大小。其中振幅最大的频率称为“ 主 频” 。──主 频0f~ ──频带 (大部分能量集中于此)12──频带宽度1在地震勘探过程种,我们所记录到的各种类型的波,其主频及频带是有所区分的。如:因此,通过设计合适的滤波器,就可达到压制不期望的波(干扰波),保留期望保留的波(有效波),从而提高地震信号的信噪比的目的。这也是频谱分析的出发点之一。以下是一些典型(或理想)波形函数的频谱。)( )(① )()要时域信号具有轴对称性,即 ,则其相位谱)(恒等于0,即 。0)(f证明如下:式中:① ①① )((振幅谱))()(22①①(相位谱)]/[因:由于 为偶函数,而 奇函数,可 见: ,从而 。)()(f第四节 弹性波的传播)(0)(f)(((f/2A2/b/)(f 0)(f)()()()( 2质点振动是产生波动的根源,是基础,而波 动是振动的传播过程。其形成机理:A 点振动, 势 必对 B 点形成作用力,使 B 点振动;同时,B 点有阻止 A 点振动的反作用力,使 A 点再回复,向相反方向振动,到一定时候,C 点对 A 点形成作用力……,使 A 点在其平衡位置来回振 动。 质点间振动相互传递,由近及远,从而形成波动。一、波动传播原理(一)惠更斯原理在弹性介质中,已知 时刻的波前,求刻的波前面t上的每个质点看作新的震源,新震源以传播形成一系列圆圈,所有这些圆的包络就是 时刻新的波前的位置。t惠更斯原理同时适用于均匀和非均匀介质。尽管如此,但在作图时应注意:对于均匀介质,所有子圆的大小都相同;而对于非均匀介质,由于 时刻的波前面上的每个 质点处的速度不一样,所以,各子 圆的大二)费马原理(最小时间原理)波动总是沿传播时间最小的路径传播,这些路径就是射线。在均匀介质中,射线为直线;在均匀层状介质中,射线满足斯奈尔定律,即波动沿满足斯奈尔定律的路径传播时所用时间最小。同时,折射波的存在也有力地说明了费马原理。tt3(三)视速度定理真速度 V ── 沿射线方向估计出的波的传播速度。出射角 α ── 射线与地面法线之间的夹角。视速度 ── 由于观测方向偏离射线方向,此 时,由 观测数据估计出的波的*传播速度将不等于真速度,而称为视速度。 ≥V。*视速度定理:二、地震波反射、透射和折射波的形成在弹性分界面处,产生反射、透射波是波动的共性。本节讨论地震波在什么条件下才会发生反射、透射及折射,其能量的变化和传播规律等。①①① 斯奈尔定律(s 律的描述:① 入射线、反射线、透射线在同一平面内(即射线平面);① 入射角=反射角① 透射角 取决于入射角 和界面上、下介质的波速比值,即:)4即: ,P 为射线参数,用于确定反射线与透射线轨迹的参量。另外请注意:①斯奈尔定律也称 为反射透射定律;②此时的透射就是光学中的折射。 关于斯奈 尔 定律的 证 明参 见 教材 ①中 二)垂直入射(或法向入射)时波的反射和透射假设: 弹性位移的法向分量和切向分量连续;① 应力的法向分量与切向分量连续。依据: 此 可 推 导 出 用 于 揭 示 入 射 、反 射 、透 射 波 能 量 分 配 关 系 的 佐 普 瑞 兹 ( 程 。在 该方程中,令入射角 ,并求解得:0式中: ──反射系数;透射系数;T──反射波振幅;A──透射波振幅;T──入射波振幅;I──上、下介 质的密度;21、──上、下介 质的速度。V、从上式可以看出:即入射波在经过弹性分界面时,能量只分解为反射波和透射波。另外, 还可看出:① ;0可> 0,也可<0,与上、下介 质的弹性参数有关:若 ,则R 12V,此时,反射波的质点振动与入射波的质点振 动有相位延迟,延 迟量为 ,R 21112121们把:① 叫做 波阻抗;② 具有波阻抗差异的分界面称为反射界面或反射面 。因此,反射波形成的条件是:界面上、下介质必须存在波阻抗差异。讨论:① 若 ,则即使存在地质界面,也无法通过反射地震波法观测到21V反射信息。这就是往往地质 界面与地震相(或地震界面)有时不一致的客观原因。② 若 ,则将产生强反射。但此时, ,表明透射能量非常12 0种 现象不利于利用反射地震波法观测其下部介质的信息。此时,我 们称该层为高阻屏蔽层。(三)非法向入射时波的反射和透射① 将产生四种波型:反射纵波 、反射横波 、透射纵波 、透射横波1射线仍满足斯奈尔定律,即:21设 为 的反射系数;反射系数;透射系数;透射系数。法向入射时提出的前提条件下得到的):2121V 1212112211 1121 1121 p 就是著名的 程。若令 ,则根据斯奈尔定律有 ,我们便可得到前述法向010212入射时纵波的反射系数和透射系数的表达式,而且有 。因此,如果 纵只产生反射 纵波和透射纵波,它 们是 同类波。若非法向入射, 则除产生反射、透射纵波以外,还将产生反射、透射横波。因为它们与 P 波类型不同,所以又叫转换波(又称 )。若已知介质弹性参数 及入射角 ,则可根据上述2211 、、、 1程 计算出 P、S 波的反射系数 、 及透射系数 、 。们可以看出,当地下介质弹性参数一定时,随着入射角 发生变化,1反射波的能量也将发生变化,即反射强度将随入射角 的变化而变化。下图分别1是对应 和 两种情形的反射、透射波之间的能量分配曲线。211p根据能量守恒原则有: 1变化实际上是由于地面上炮检距的变化造成的,因此,反射1强度的变化又称 振幅随炮检距变化而变化)。由此发展了所谓的 术:即如果我们能从观测记录 中找出反射波振幅随炮检距的变化关系曲线,那么,我们便可根据 程反演出地下介 质的弹性参数 等,从而得到所 谓的“P 波剖面”、 “密度剖面”、 “速度比剖面”、 “泊松比剖面”、 “横波剖面 ”、“振幅比剖面” 等。通过大量的模型计算可以发现:上、下介质的速度差异对反射强度变化的影响明显,而密度的变化对反射波强度变化的影响相对较小。 1121211221 1121 22 2217(四)折射波的形成与传播1. 折射波的形成条件:V 2> ,则一定有一个入射角 ,使得 。令 ,则:129090此时的入射角 称为临界角。当入射角达到临界角时,透射波将沿界面滑行,产生滑行波。当入射角 (临界角)时,透射波转化为滑行波。滑行波沿界面滑行时,界i面上的每个质点都相当于新的扰动源(根据惠更斯原理),新的扰动源产生的波再到达地面,被布置在地面上的检波器检测到,此 时记录下的波即为折射波。由于折射波沿界面滑行时,是以下伏介质中的波速传播的,当炮检距比较大时,它可能先于直达波到达检波器,所以有时又叫“初至”。x>x ,才能接收到折射波。对于水平层状介质, ,式中: )/(在 区域内,无法接收到折射波,因此该区域被称为“ 折射波盲区”。,0响折射波盲区大小的因素:A. 界面上、下介质的速度比, 越大,盲区越大;21/折射面的埋深 h,h 越大,盲区越大;21212
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