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地震勘探

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地震 勘探
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地震勘探第一节 弹性介质与地震波一、弹性介质以岩土介质的弹性差异为基础,通过观测研究人工激发的地震波场在岩土介质中的传播规律,探测地层和构造的分布,测定岩土介质力学参数的一种物探方法。岩土介质--弹性介质地震波--弹性波任何固体介质,当受到外力作用时都要发生变形,当外力撤消后, 物体能恢复原来的形态和大小--弹性介质 ; 否则--非弹性介质(塑性) 。大部分物体既可表现出弹性,也可以显示出塑性。自然界中的物体既可是弹性介质也可是非弹性介质,取决于:1、外作用力的大小和时间长短;2、介质的性质。地震勘探--脉冲震源--时间短--作用力小(有一定距离)-- 弹性介质。将弹性理论直接用到地震勘探中。在弹性理论的研究中,根据介质的不同特征可分为 各向同性和各向异性 。大部分岩土介质在地震勘探中都 可看作各向同性介质 。二、应力、应变与弹性参数1、应力与应变应力 -- 单位横截面所产生的内聚力 F/S。应变 -- 在应力作用下单位长度(单位体积)产生的变形 ∆ 。 ( a) ( b)、杨氏模量和泊松比• 在图 近似为一段直线。这表明,当外力不大时,应力与应变成正比关系。• 该区间称为 线性弹性形变区或完全弹性形变区 。这时, 应力与应变的比值称为杨氏模量或拉伸模量。以符号 拉伸形变中,样品的横截面会减小;反之,在压缩形变中,截面积将增大。换句话说,纵向增量与横向增量的方向总是相反的。 介质的横向应变与纵向应变的比值称为泊松比, 以符号 表示。=• 还有一个非线性区,这时,虽然形变已经不能用胡克定律来描述,但在外力消失后,样品 仍能恢复到原来的形状 。 于脆性材料,很快出现 脆性破坏 ;对于 延展性材料,先出现塑性形变,直到被拉断或压碎为止 。3、体变模量和切变模量• 任何复杂的形变均可分为 体积形变 与 形状形变(剪切形变) 两种简单的形变类型。• 对于这两种简单形变,其应力与应变的比值分别称为 体变模量(压缩模量 )和 切变模量(刚性模量 ),相应的符号是 并用下式表示:因 ∆ = ,当 很小时, = ,所以有μ≈μ 梅系数• 弹性参数主要有这五个,理论上可以证明,只要知道其中两个,就可以求出其余三个参数。μ32=μλμλμ++= )23(E )(2 μλλσ+= μλ32+=0-- 多数岩石 :沉积岩: 0;极坚硬的刚性岩石: 、 λ、 μ-- 反映介质发生弹性变形难易程度,大--不易发生弹性变形 。参数介质E K μ λ σ ρPa g/花岗岩石灰岩砂 岩页 岩207 动与地震波1、弹性振动、弹性波介质在外力作用下产生变形--质点偏离平衡位置,外力撤消后,质点在应力作用下恢复原来位置,在惯性力作用下,质点不会立即停留在平衡位置,而向相反方向移动--偏离平衡位置--应力--恢复原来位置。 在应力和惯性力的不断作用下,使质点绕平衡位置发生振动 --弹性振动。介质中的质点在脉冲震动力的作用下要产生弹性振动。在振动过程中,由于振动质点和相邻质点间的应力作用,必然引起相邻质点的振动 ,使振动不断扩大和传播--形成以激发点(震源)为中心,以一定速度传播的弹性波。2、地震波的形成浅层地震波的 震源 一般为: 锤击、落重、炸药爆炸震源和电火花震源 。在 激震点附近 ,压强大岩石受到破裂和挤压形变,此区域称为 等效空穴 。向外压强不断减小,介质产生弹性形变。等效空穴边缘的质点,在激发脉冲的挤压下,质点将产生围绕其平衡位置的振动,形成了初始的 地震子波 ,这种振动是一种阻尼振动,在介质中沿射线方向向四面八方方向传播,形成地震波。 在远离震源点,其介质受到的力很小,介质表现为完全弹性的性质 。第二节 地震波的描述一、振动图和波剖面图1、 振动图布置震源,在距震源R距离布置检波器,观测质点振动位移随时间的变化--振动图。 地震波的初至时。△ t-- 地震波的延续时;T--视周期。O 剖面图O点激发,在剖面各测点同时观测质点振动位移 --位移随距离的变化图-- 波剖面图 。Up=u(x,t)当 t 固定--地震波波剖面图;当 x 固定-- 地震波振动图; 检波器测得的地震记录就是该测点的地震波振动图 。间场和等时面取以震源点为原点的三维直角坐标系,空间任意点的位置用 x、 y、 波前面的传播时间 可算出波前面到达任意点的时间 t,从而确定了 种 时空函数所确定的时间 时间场中, 如果将时间值相同的各点连接起来,在空间构成一个面 ,在面上的任意点地震波到达的时间相等, 称之为等时面 。介质均匀--规则同心球面介质不均匀--不规则曲面),,,( 21222 )(1 +=在均匀个向同性介质中,波的传播速度是常数,如下式:三、视速度和视速度定理地震波的转播方向是沿波射线方向进行的,只有当 测线方向和波射线方向一致时才能测得真波速,否则--视波速 。s ⇒Δ/Δ)-/(Δ'12':视速度与真速度的关系真速度:视速度在地震勘探中,测线一般只能沿地表布置,很难保证与波射线方向一致, 只能测得视速度 。视速度有以下特征:1、当 e=0° ,即波射线方向和测线方向一致时,v*=v;2、 当 e=90° ,即波射线方向和测线方向垂直时,波前同时到达地面上各点,各点间没有时间差,好像波沿测线方向传播速度无限大一样, v*=∞;3、 v*≧ v( 0° ≦ e≦ 90° )。4、在均匀各向同性介质中,由于 速度的变化反映了地震波入射角的变化 。第三节 地震波的类型及传播特征一、地震波的类型地震波: 体波:在介质整个体积内传播 。纵波 (P波 );横波 (S波 )面波: 沿介质的自由表面或两种不同介质的分界面传播 。瑞利波;勒夫波1、P波(压缩波):由介质的体积变形引起, 波的传播方向和质点震动方向一致 。当P波在介质中传播时,会形成间隔出现的压缩带和稀疏带--压缩波。(弹簧的振动)2、S波(剪切波):由介质的剪切变形引起,即剪切变形在介质中的传播形成S波, 波的传播方向和质点震动方向垂直 。质点振动在 水平平面内 的横波分量称为 点振动在 垂直平面内 的横波分量称为 波可在固体、液体、气体中传播,横波只能在固体中传播 。3、面波:根据弹性理论,还有仅存在于弹性分界面附近的波动--面波。瑞利波:沿介质与大气层接触的自由表面传播。质点在通过传播方向的垂直面内 沿椭圆轨迹作逆时针运动,其椭圆长轴垂直于介质表面,长短轴之比大致为3:2,强度随深度呈指数衰减,但在水平方向衰减很慢。其 特点是:频率低,速度接近于横波且衰减慢 等。在一般地震勘探中是一种干扰波,但在表层介质勘探中可利用这种波--瑞利波法。勒夫波: 沿两种弹性介质分界面传播 。一般对地震勘探影响不大,不考虑。二、地震波的频率和振幅1、地震波的频谱地震波可用一个波形函数 A(t)来描述。可以证明,任何波形的 地震波可由无限多个频率连续变化的正弦波叠加而成 , 这些正弦波的振幅和初相随频率的变化而变化 。振幅随频率的变化图-- 振幅谱初相随频率的变化图-- 相位谱统称为-- 地震波的频谱2、 地震波的频谱特征地震波是人工激发的振动,具有连续的频谱:振幅谱曲线-- 称为 主频 ,地震波的能量集中在该频率附近。-- 频带的宽度 。 各种不同类型地震波的能量主要分布频带范围不同 。1)(Δ • 当工作中使用的 震源不同 ,或 下伏岩层的深度和厚度不同时 , 也会引起地震波频谱的变化 ,如用大炸药量激发 的地震波比小炸药量的地震波或锤击等机械震源激发的地震波 频段要低 ;下伏岩层深度 越深,厚度越大 ,其反射信号的 频段也往往越低 。大量观测分析表明,各种类型的地震波其频带范围是不同的,如 面波的主频较低 , 反射波的主频相对较高 , 工业干扰集中在 50所以,对震波作频谱分析,可了解各种类型地震波的频谱特征,为各种类型地震波的识别和 数字滤波提供依据 。频谱分析是地震勘探中重要的常用的数据处理方法之一。3、地震波的振幅及其衰减规律• 地震波的振幅和波形在传播过程中要发生变化,其影响因素归纳起来主要有三类, 第一类是激发条件 的影响,它包括激发方式,激发强度,震源与地面的偶尔状况等。 第二类是地震波在传播过程中 受到的影响,包括 波前扩散,地层吸收,反射,透射,入射角大小,以及产生波形转换 等造成的衰减。 第三类是接收条件的影响 ,包括检波器,放大器和记录仪的频率特性对波的改造及检波器的组合效应,检波器与地面耦合状况等。• 第一类与第三类可人为控制,现在主要讨论第二类因素。 地震波在传播过程中随着距离(或深度)的增加,高频成分会很快的损失,而且波的振幅按指数规律衰减。实际地层对波的这种改造,通常称为大地低通滤波器效应 。下面就产生这类效应的原因进行分析。( 1)波前扩散(球面扩散)地震勘探中用的是点震源,在半空间均匀介质中其波前面是半球面。随着传播距离的增大, 波前面逐渐扩大,但总能量不变,使单位面积上的能量减小,振动的振幅减小 。--波前扩散。设某一时刻波前面的面积为S,总能量为 E,单位面积上的能量为 e,则有能量 反比式中, 有关的常数。当地下介质不均匀时,波前面不是半球面,但随着 仍然减小。2A(2)地层吸收• 由于地层并非理想的弹性介质,在 波的传播过程中,质点间的摩擦力消耗振动能量,使振幅减小--地层吸收 。地震波按负指数规律变化α(f)与两个因素有关:1)与介质的性质有关。 地层松软其值大 , 地层致密坚硬其值小。2)地震波的频率, 频率越高, α(f)越大 。--高频地震波传播的距离近,低频地震波传播的距离远。地层相当于一个低通滤波器。A=f) r: 地震波传播的距离f : 地震波的频率 地震波的初始振幅α(f): 地层的吸收系数• α(f)单位是 1/m,有时 也可以用每一波长距离振幅衰减的分贝数( ) 来表示。一般疏松胶结差的岩层,每单位波长可超过 1 于风化层,有时可在 10 致密岩层 ,吸收系数较小,一般沉积岩的 吸收系数为 0.5 • 综合上述结果,地震波在介质中传播的振幅变化规律可用下式表示:• 说明随着地震波传播距离的增大,它的频率会变低,振幅也变得越来越小 。• 此外,地震波在遇到岩石界面时,将产生波的 反射,透射,波的转换,还有波的散射 ,都使其震幅减小。λ )(α地震波的波速与介质的弹性参数和波的类型有关纵波和横波在介质中的传播分别表示为:• 两者速度的比值为:三、地震波的波速)σ1(ρ2ρμ)σ2σ1(ρ)σμ2λ+==+=+=2σ2μλ =+=表示介质的密度。若 已知介质的泊松比,便可确定纵横波的速度比值 。反之亦然。对于岩土介质, 岩土介质越松软其值越大,越坚硬致密其值越小,一般为 当泊松比从 0变化到 应的纵横波速度比可从 变到 ,具体对应关系如下表。2 ∞S 与 σ的关系σ 0 S :σ• 由于横波的速度比纵波的速度低,因此 横波分辨薄层的能力比纵波强 。另外,当 岩层富含水或油气时,往往对纵波的速度影响较大,对剪切模量和横波的速度几乎没有影响 。因此可用纵横波的速度之比来判别岩土介质的含水性等。• 对于面波的传播速度,有 瑞利面波的的速度是最低的但与横波速度较为接近,当介质的泊松比 =,则有• 即这时面波的速度是 横波速度的 92%,纵波速度的 53%。μλ=3/ = 3 0 9 =介质的泊松比的变化关系• 另外对 当 σ增大时,对 对于 响却较小,而且随着σ的增加, S。 由于瑞利面波的这种特点,在对泊松比较大的松散覆盖层勘探中,可以用面波配合横波工作 的变化关系四、地震波的传播• 地震波是一种弹性波,具有和声波、光波相似的波动性质,在其传播过程中遵循声、光波传播的基本原理(惠更斯原理、费马原理)。可直接引用。• 1、惠更斯原理:• 介质中波所传到的各点,都可以看成新的振动源,可以认为每个振动源都向各方向发出微弱的波 ,叫 子波 。已知某时刻 些点可以看做是新的振动源,从 过一段时间后,这些 子波的波前所构成的包络面就是新的波前面 。2、费马原理• 费马原理又称射线原理或 最小时间原理 , 它给出地震波总是沿地震射线传播,以保证波到达某点时所用的旅行时间最少 。在 均匀各向同性介质 中,地震射线应该是从震源发出的 直射线 。另外,从一个等时面到另一个等时面,只有垂直距离最短,因此波垂直于等时面旅行时最短,故地震射线和等时面总是垂直的。五、地震波的反射、透射和折射1、地震波的反射和透射在均匀介质中,地震波沿直线传播,当遇到不同岩性的分界面时,在界面上产生反射和透射,形成 反射波和透射波 。反射波和折射波遵循 如下定律 :•称之为射线常数,在同一界面上, 入射波、反射波及透射波具有相同的射线常数 ,并且反射角等于入射角 ,透射角的大小则决定于介质的波速 一关系称之为斯奈尔定律,也称为反射折射定律。• 产生反射波的条件• —— 波阻抗 ρ:介质密度=21'1/βs s s ••ρρ≠ρ 2211=2、地震波的折射及其特征• 当 β ﹥ α, 随 α的增大, β 也增大,当 ) β = 90度, α= i,i= 透射波沿界面滑行 (类似全反射现象)--滑行波--界面质点振动,由惠更斯原理, 界面质点看成新振源--在上覆介质中产生新的波--折射波 。 相应的入射点称为 临界点 。212212212121(2/s •=•==盲区半径:临界角:说明界面埋深越大,介质速度相差越小,盲区的范围就越大 。当地下有界面存在时,在距震源一定距离的范围内, 可观测到三种波:直达波(总能测到)反射波( ρ 1ρ 2折射波( ρ 1ρ 2 测点在盲区之外 )为探测地下界面情况,可观测反射波(折射波)--反射波(折射波)法。不同折射层折射波前面的分布顺便指出, 折射波比反射波先到达 观测点,出现在记录的 初至区, 容易识别。 2传播的折射波最早到达; 折射波反射波3、地震波在水平层状介质和连续变化介质中的传播假设有一组水平层状介质,由于波速不同,地震波将逐层产生反射、透射,直到第 中 为射线参数。下图给了不同入射角的两条波射线,根据斯奈尔定律, 入射角越小穿透深度越大,并且当入射角等于临界角时,地震波将不再向下面介质传播 。α2211s in == 、、、α成了连续介质。通常在沉积岩层中, 深度每增加3-5米,其压力会增加一个大气压,因此随着岩层埋深的增加,岩石的空隙度减小而密度增大,波速亦随之增大 :V( Z) =1+βZ) β是和速度梯度有关的常数,称为 速度增长系数 。此种情况相当于上图层数无穷多,各层厚度无穷小 。除了垂直入射的波射线外,其他波射线都是曲线(回折波)而折返回地面。在研究浅层变速层时,用这种波。六、地震波的绕射和散射以上介绍的是理想情况下地震波的传播规律,实际工作中,界面不可能是完整平滑的。在 界面不平整地段和突变点将产生地震波的绕射散射 。绕射波:在地层的突变(绕射点)产生, 绕射点正上方信号最强,两侧逐渐减弱 。散射波:当 界面不平时 , 反射波随之发生无规律的反射(散射或漫射)--散射波 。多次反射波 也是一种干扰波。这些干扰波波地震勘探中应消除。第四节 地震勘探的地质基础• 地层岩性、地质构造及地表条件 等因素对地震勘探的影响问题,称为地震勘探的地质基础问题。• 一、影响地震波速度的因素及岩石的波速特征• 1、影响地震波速度的主要因素• 1) 岩石的密度 ρ: ρ越大,V越大 。2) 空隙度 φ: φ越大,V越小 。岩石由两部分组成,一部分是矿物颗粒,称为岩石的 骨架(基质) ,另一部分是由各种气体或液体 充填的空隙 ,因此岩石实际上是 双相介质 。V与 φ间的关系:1/V=(1- φ)/φ/φ为岩石孔隙度, 据统计研究表明,当 孔隙度由 3%增加到 30%时,速度变化可达60%,说明孔隙度是影响速度的重要因素。3)压力和温度 :压力又称地压,压力大,密度大,V大 ; 温度影响岩石的状态(晶化或熔化),影响岩石的弹性参数和V,在 浅层中一般不考虑 。地压和温度对波速的影响,主要对 深部岩层 作用较大。4)埋藏深度和地质年代埋藏深度越大,V越大 ; 地质年代老的岩层比新岩层V大 。就某一地质年代的地层而言,速度随深度增加而增大,对于同一深度岩层,则地质年代较老的岩层波速较大。5)其它因素构造运动和风化侵蚀等作用对V也有影响:强烈褶皱区--V较大强烈风化区--V较小2、地震波在沉积岩、变质岩和火成岩中传播的速度特征• 沉积岩:主要取决于岩石的组份及胶结作用 ,而压力和成岩地质年代等也有一定的影响。另外由于沉积岩有层状结构,因此波速将出现 各向异性现象。• 变质岩: 它们的速度几乎总是大于沉积岩 , 而与深度的关系不是那么密切 。• 火成岩: 也比沉积岩波速大,其中颗粒较大的侵入岩,呈现出比喷出岩更高的波速 。空气 :340; 水 :1430石介质对地震波的吸收由于岩土介质并非理想的弹性介质,地震波在其中传播时振幅要发生衰减--岩石介质对地震波的吸收。A=f)(f)--吸收系数 ,衡量不同岩土介质吸收地震波的能力大小。一般来说, 疏松破碎的岩石吸收系数大,固结致密的岩石吸收系数小 。因此,可通过观测地震波振幅的衰减变化,确定断层和破碎带的存在。• 地震波实际的衰减要比理论的衰减要大些 。吸收衰减和地震波频率的关系,较为复杂,按 胶结摩擦理论,认为吸收系数和频率的平方成正比 ,即• ,但根据 弹性理论则认为吸收系数和频率成正比关系 ,即 。对于 致密坚固的岩石适用于弹性理论的关系 , 疏松介质适合于摩擦理论关系 。另外, S波的吸收系数一般大于P波的吸收系数,S波比P波衰减的要快 。在干旱 沙漠地区,或沼泽、草原等风化层较厚的地区,通常都有强烈的吸收作用 ,使地震记录质量变坏,这时必须采取一定措施来改善记录条件,以提高地震记录质量。21=三、浅震的地质条件地震勘探效果的好坏,很大程度上取决于工作区是否具有应用地震勘探的条件 ,影响浅震效果地质因素如下:1、疏松覆盖层疏松覆盖层的波速比下部未风化基岩的波速低的多,基岩起伏面--V界面--产生(折)反射波-- 研究基岩面的埋深和起伏 。覆盖层--低速层。• 但是,当用地震反射波法 探测下部较深处的地层时 ,由于低速带的存在,使 反射波的走时产生滞后现象 ,这时往往需要对低速带的影响进行校正。低速带下界面容易产生多次反射波而使地震记录复杂化 ,也是一种不可忽视的干扰。当探测深部界面时,低速覆盖层对结果是有影响的:1)吸收作用使振幅减小1速层厚度变化使地震记录改变1要对低速带的影响进行效正--低速带改正。3)低速带下界面易产生多次反射波--干扰波一次反射波1水面和含水层当潜水面较浅,位于疏松低速带内时, 潜水面本身就是一个速度界面,产生反(折)射波 。异常解释时应注意。对于 一般地层中的含水层 ,由于其裂隙和空隙中饱含地下水而波速有所增加,但 影响不像疏松层那样明显 。实践表明当激振点位于潜水面以下激发时,所产生的地震波频率成分比较丰富,能量也比较强 ,易于取得较好的效果。3、地质剖面的均匀性当地下界面接近水平均匀时,地震勘探效果较好 ;界面起伏较大时,异常解释难度加大。• 断层、溶洞、尖灭层和人工堆积 等的存在,都将增加地震勘探的难度。4、速度界面和地质界面的差异地震勘探可探测到的界面是速度界面,一般来说, 速度界面和地质界面是一致的,但有时也不完全一致,异常解释时应予注意 。如薄层的存在,不同岩层速度差不多时,不好区分,再如潜水面是地震界面不是地质界面。5、地震标志层的确定• 如果在 较大的范围 内进行地震工作,或 作长地震剖面时 ,为了 连接全区的地层和查明构造形态的变化 , 需要在区内确定一个易于追踪的 “ 地震标志层 ” ,以此作为对比和连接全区地层的标志。• 对 “ 地震标志层 ” 的 要求是:在较大范围内分布,且具有较明显的地震波动力学和运动学的特征 。地震标志层和地层层位一致时,意义更大,可找多个 “ 地震标志层 ” 。• 对于 浅层地震勘探 , 由于探测范围较小和浅部介质的变化较大 ,往往给 确定 “ 地震标志层 ” 带来困难 ,但若 基岩分布比较完整稳定时,可将其视为 “ 地震标志层 ” 。第二章 浅层折射波法和反射波法• 折射波法是一种使用较久且较成熟的方法。常用来 探测覆盖层的厚度、基岩面的起伏、圈定断层、古河道位置 等。目前仍是广泛使用的方法之一,但其也有一定的缺点,如 分辨率较低,测线较长等。今年来,由于技术的发展和各方面的要求,浅层 反射波法得到了飞速的发展 。观测折射波--折射波法观测反射波--反射波法“ 浅层 ” --工程地质中,要求探测深度较小。一般 50— 100米,很少超过 300米。石油物探 深层 ” 。第一节 数据采集一、主要仪器设备1、 震源1)锤击震源2)炸药震源3)地震枪震源4)电火化震源2、检波器将地震波到达观测点引起的地面微弱振动转换成电信号的装置。)(检波器又称拾震器,由 线圈、弹簧片和永久磁钢架和外壳 组成。当地震波传到地面时, 检波器随之发生震动,由于惯性作用,线圈和磁钢将发生相对运动而产生和运动周期相对应的感应电流信号 ,通过仪器可将电流放大并记录下来。这类检波器输出的信号电压和振动时的位移速度有关,又称 速度检波器 。此外,还有用晶体压电效应特性制成的 晶体检波器 ,可用来测量物体运动的加速度,又称为 加速度检波器 。3、地震仪 示并记录下来的专门仪器。具有 滤波、放大、高精度计时、数字记录和微机处理 等功能。目前我国常用的浅层地震仪多为 12道或 24道。4、专用导线。二、观测系统地震勘探中是 一点激发多点观测。 激发点和观测点间的排列和各排列的位置关系--观测系统 。观测系统的确定 原则是尽量压制干扰波,突出对有效波的观测和追踪 。反射波、折射波的的形成和传播规律不同,为了突出对有效波的观测和追踪,反射波法和折射波法分别设计了不同的观测系统。实际工作中,以纵测线为主,非纵测线为辅(如探测古河床,断裂带等 )。1、折射波法的观测系统1 )测线类型纵测线横测线侧测线弧型测线• 用纵测线观测中,根据不同的组合关系可分为 单支时距曲线观测系统,相遇时距曲线观测系统,多重相遇时距曲线观测 系统和追逐时距曲线观测系统。• 所谓 时距曲线是一种表示接收点距离和地震波走时之间的关系曲线 ,通常以激发点到接收点的距离为横坐标,以地震波到达该接收点的走时为纵坐标作图,即可得到相应的时距曲线。• 在各种时距曲线观测系统中,以 相遇时距曲线观测系统使用最为广泛 。2 )相遇时距曲线观测系统时距曲线--地震波的走时与震源和测点间的距离关系曲线。相遇时距曲线观测系统• 在同一观测段分别在其 两端激发 ,可以得到两支方向相反的时距曲线。多重相遇时距曲线观测系统• 当地下界面形态复杂(倾斜)时,用一般的相遇时距曲线观测系统可能得不到相遇段。• 这时可以在 两端增加• 激发点并扩大观测段 。• 采用如图所示的多重• 相遇时距曲线观测系• 统,图中 1、而2、反射波法的观测系统• 反射波观测系统中,用的最多的是 宽角范围观测和多次覆盖观测系统 。1)宽角观测系统 :观测点布置在临界点附近,此时反射波能量较强,且可回避声波和面波的干扰 ,尤其对弱反射界面其优势更为明显。宽角观测的最佳范围,通常可通过现场试验来确定。11,次覆盖观测系统• 多次覆盖观测系统是 根据水平叠加技术的要求而设计 的,为此先介绍一下水平叠加的概念。 水平叠加又称为共反射点或共中心点叠加 ,如下图所示。就是把不同激发点、不同接收点上接收到的来自同一反射点的地震记录进行叠加,这样就可以 压制多次波和各种随机干扰波,从而大大提高了信噪比和地震剖面的质量 ,并且可以提取速度等重要参数。• 具体做法是, 选定偏移距和检波距之后,每激发一次,激发点和整个排列都同时向前移动一个距离,直至测完全部剖面 。目前常用 综合平面法来表示多次覆盖的观测系统 。如右下图,可用下式计算炮点的移动道数 v:•式中, 是一个常数,单边激发S=1,双边激发 S=2;Δ=响采集质量的其他因素为了突出有效波,压制干扰波,除选择合适的的 仪器、观测系统外还有其他的影响因素 :测线的布置 、 覆盖次数及道间距的选择、通频带和扫描时间的选择 等。一般在开展工作前做一些 实验工作 。 长展开 ”,对工作区的各种干扰波和有效波的分布特点进行研究。设计最佳的采集条件。第二节 理论时距曲线• 一、直达波的时距曲线• 直达波:从震源出发不经过界面的反(折)射直接到达接收点的地震波。=• -- 直达波时距曲线方程。由地震记录可拾取时距线, 由其斜率可求得地表盖层的波速 。声波、面波也符合这种直线传播规律,只不过直线斜率不同 --波速不同。直达波的视速度 是常数,等于盖层的波速。• 二、折射波的时距曲线• 1、水平界面的折射波时距曲线• (1)水平两层介质(V 2﹥ V1)=)(//)(//⇒/////s +=+•=++++=++++======)折射波的旅行时:(测线上任一点• 时距线仍是直线,但斜率是 1 / 折射波的视速度是常数,且当 X=0 时:可从时距线上求的, 代入上式可求的界面的埋深。2Δ/Δ =21222102121220=•=11; 三层、多层介质( V K+1 ﹥ 层时距曲线线方程:时距线仍是直线,但其 斜率为 1/ 三条曲线彼此相交, 在相交地段,会产生彼此干扰现象 ,有时将影响对不同折射界面的识别。232223213212313+=( 3)多层介质水平层状介质折射波时距线特征:1) 时距线是直线,其斜率的倒数(视速度 V*=△ X / △ t)为折射层的层速度 (与直达波的区别)。2) 折射波都有一个观测盲区,埋深越大,盲区越大 。探测深层界面时测点应距炮点较远。( X﹥ 2H)。3) 各层折射波时距线相交,在交点附近波相互干扰 ,不利于折射波的识别。4) 浅层界面的折射波不一定出现在记录的初至区,与炮检距和 在折射波法中,一般炮检距不大,多用于浅层探测。3 倾斜界面的折射波时距曲线倾斜界面的折射波时距线特征:1) 时距线仍是直线 ,但视速度(斜率倒数)不是折射层的波速 ( 下倾方向的曲线陡,视速度小 ;上倾方向的曲线较缓,视速度大。2)观测盲区不同,截距时间不同,可判断界面的倾向。 下倾方向接收时,盲区小些,截距时间也较小 。上倾方向则盲区大些,截距时间也较大。在野外应注意测线初至区距离的变化,适当调整炮点检波点之间的距离 。• 3) 当 φ较大, i+ φ≧ 90°时,下倾方向测不到折射波(盲区无限大);上倾方向不能产生折射波 。此时应 改变测线方向 ,使界面视倾角与临界角之和尽可能的小。4) 当 i>φ时,视速度为正, i=φ时,视速度为 ∞,即时距曲线呈水平状,其斜率为零; 当 、反射波的时距曲线1、水平界面的反射波时距曲线波在介质中传播遇到界面时产生折射波、反射波、透射波。反射波-- ρ 1ρ 2射波 -- ρ 1ρ 2 :为双程垂直时间。间上方。在激发点接收时正轴,极小点位于震源点于为双曲线方程,它对称t)2(111/*1/)(22根据 022017/4/24从该式可以看出, 在震源点附近,视速度趋于无穷大,而在离震源较远的地方,视速度趋于真速度 。视速度的变化,在于反射波到达各测点的 入射角不同 。另外, 反射界面越深,视速度越大,时距曲线越平缓 。视速度21 )2(1'2017/4/24双曲线的渐近线斜率为 1/就是说,当接收点远离震源 O,即 射波时距曲线与直达波时距曲线重合 ,所以我们说,直达波时距曲线是反射波时距曲线的渐近线。2017/4/24• 若界面 在既是折射波的起始射线,又是反射波的射线 ,所以 在 因此在临界点附近,反射波将受到折射波的干扰。2017/4/242、倾斜界面反射波时距曲线φs (/)(2211*1取负。升起方向取正号,反之指向界面的相对关系,当斜线的坐标方向与界面倾可正可负,决定于测式中。这是反射波的时距曲线。利用上式可求界面深度。倾方向偏移了极小点向界面的上10122017/4/24还可由时距线近似求出界面的倾角求 的方法是根据震源两边等距的两个观测点的旅行时间差 ∆∆为倾角时差 。)ΔΔ(φs d当界面倾角很小时,则 =于是倾角 。 正比于倾角时差 ∆ 速度 可根据 ∆φφφ φφφ2017/4/243、多层介质反射波时距曲线由此可见,浅层反射波总是比深层反射波早到达接收点,浅层反射波总是出现在记录的初至区(折射波不一定),这是反射波法的优点。2017/4/244、断层和弯曲界面的反射波时距曲线1)断层附近的反射波时距曲线• 由图中可以看出,上盘界面产生的反射波时距曲线,是分布在右侧的一段 不完整线段 。• 从图中还可以看出,反射波的两个断点中间出现 反射波的一个 "空白区” 。另外这两个断点之间 有一个时间差 ∆t,该时差的大小和断层的断距 ∆根据 ∆1来确定 ∆• 此外,在断层附近往往有断面波以及断点引起的绕射波等,给波的识别造成一定的困难。弯曲界面反射波时距曲线射波的时距曲线地震波在传播过程中,当遇到界面的突变点时将产生绕射波。如前所述,绕射波将以这些突变点为新震源向周围传播。是一种干扰波叠加在反射波(折射波)之上。• 波的旅行时是由两部分组成:第一部分,入射波旅行 另一部分是绕射波经过 其中 点在地面的投影点与激发点之间的距离,• 点深度。于是绕射波的总时间等于:• 这时一个双曲线方程, 曲线的极小点在绕射点到• 地面的投影点位置上。221111 ==22112 )-(1 ))-((1 2222121 ++=+=第三节 资料处理及解释根据野外实测的地震记录, 先进行必要的处理 (压制干扰波、突出有效波),在此基础上进行推断解释,得出地下不同“速度体”(地质体)的分布情况。解释工作分为 定性解释和定量解释两部分 。定性解释:根据已知的地质情况和实测的地震记录, 判断地下界面的数量及大致产状,判断是否有断层或其他局部地质体的存在 ,为选择适当的定量解释方法提供依据。定 量 解释:在定性解释的基础上,选择适当的数学方法或作图方法, 定量求出界面的埋深、形态及速度参数 。有时为了得到较准确的解释结果,需要 反复多次进行定性和定量解释 。折射波法和反射波法的资料处理和解释目前都实现了计算机自动处理,但由于两者原理和方法上
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