• / 133
  • 下载费用:10 下载币  

工程地震勘探教材_图文

关 键 词:
工程 地震 勘探 教材 图文
资源描述:
地 震 勘 探绪 论:1 探定义 :全名 “ 地球物理 勘探 ” ,它是以 岩 ( 矿 ) 石间的地 球物理性质的差异为基础 , 通过接收和研究地质体 ( 构造或矿体等 ) 在地表及其周围空间产生的( 天然或人工 ) 地球物理场的变化和特征来推断地质体存在状态(产状、埋深 、 规模等)的一种地质勘探方法。工作原理划分( 1 )磁法勘探:以岩矿石间的磁性差 异 为基础,通过接收和研究地质体(构造或矿体等 ) 在地表及其周围空间产生的地球磁场的的变化和特征来推断地质体存在状态(产状、埋深、规模等)的一种物探方法。( 2 )电法勘探以岩矿石间的电性 ( 导电性 、 导磁性 、 介电性 ) 差异为基础 , 通过接收和研究地质体 ( 构造或矿体等 ) 在地表及其周围空间产生的电场或交变电磁场的变化和特征来推断地质体存在状态(产状、埋深、规模等)的一种物探方法。( 3 )地震勘探以岩矿石间的弹性差异 ( 介质的密度 、 弹性横波及纵波速度等 ) 为基础 ,通过接收和研究地质体 ( 构造或矿体等 ) 在地表及其周围空间产生的弹性波场的变化和特征来推断地质体存在状态(产状、埋深、规模等)的一种物探方法。( 4 )重力勘探以岩矿石间的密度 差异为基础,通过接收和研究地质 体(构造或矿体等)在地表及其周围空间产生的重力场的变化和特征来推断地质体存在状态(产状 、埋深、规模等)的一种物探方法。( 5 )放射性勘探以岩矿石间的放射性强度的差异为基础 , 通过接收和研究地质体 ( 构造或矿体等 )在地 表及其周 围空间产 生的放 射性场的 变化和特 征来推断 地质体 存在状态 (产状、埋深、规模等)的一种物探方法。所解决的地质问题划分( 1 )石油物探:主要勘察石油和天然气的储存位置和储存状态;( 2 )煤田物探:主要解决煤田地质构造和煤层分布问题;( 3 )金属与非金属物探:主要寻找各种固体矿产,如铁、铜、铅、锌等;( 4 )工程物探:主要解决各种岩土工程勘察问题,如地基勘察、桥梁、隧道、水库等的选址,地下管线探测等;( 5 )放射性物探:寻找放射性铀、氡等与核工业有关的材料。工作场所划分( 1 ) 航空物探 : 将地球物理勘探仪器搬到飞机上勘探 , 如航空磁法 、 航空电法 、航空放射性勘探、航空重力等;( 2 )地面物探:在陆地上勘探;( 3 )海洋物探:将仪器搬到船上进行勘探,如海洋地震、海洋重力、等;( 4 )井中物探 : (钻孔地球物理勘探)将仪器放到井下进行勘探,如井中磁测 、井中电法、槽波地震。2 震定义 :地震勘探是根 据人工激发(爆炸 或撞击地面)的 地震波在地下传播过程中,遇到弹性性质不同的地震界面后,在地层中产生反射和折射 , 部分地传回地表,用专门的仪器记录返回地面的波的旅行时间,研究振动的特征 ,来确定产生反射或折射的界面的埋深和产状 , 并根据所观测的地震波在介质中传播速度及波的振幅与波形变化,探讨介质的物性与岩性。波的传播特点划分( 1 )反射波法勘探;( 2 )折射波法勘探;( 3 )透过波法勘探。接收波的类型划分( 1 )纵波勘探;( 2 )横波勘探;( 3 )面波勘探。勘察范围划分( 1 )深部地震:寻找石油、天然气、岩石圈探测;( 2 ) 浅层地震 ( 工程地震 ) : 主要解决各种工程地质问题 , 如探测溶洞 、 滑波调查、地基勘查等。程地震特点工作面积小 , 勘探深度浅 ( 几十米到数百米 ) , 探测的目标体规模小及浅部各种干扰因素复杂,要求仪器有更高的分辨率和抗干扰能力。3 地震勘探发展概述是地震学的产物 , 早在 1177 年 , 商朝就有地震记载 ; 1818 年科西发表了关 于 波 传 播 的 论 文 ; 1828 年 泊 松 证 明 了 波 有 纵 波 和 横 波 , 并 能 独 立 存 在 ;1899 年诺特提出了波传 播,会发生反射和折射; 1907 年佐普里兹等发表 了地震波的著作 ,与此同时,瑞 雷提出了面波理论 ; 1913 年开始应 用声波测量水深 和冰山的存在位置 , 1923~1930 年用折射波法找到大量盐丘 ; 1927 年美国科罗拉多矿业学校首次开设物探课 ; 1937 年 , 采用 6 道地震仪 , 1940 年为 6~ 12 道 , 二战后为 24 道 , 60 年代后为 48 道 , 81 年后为 48~ 96 道 , 现在地震仪道数发展到 150 0多道 , 但工程地震一般用 24~ 48 道 。 若以地震仪记录发展为标志 , 地震勘探发展分为三个发展阶段:第一阶段( 1927~1952)光点照象记录,资料人工处理为特点,地震波形记录在相纸上;第二阶段( 1953~1963)模拟磁带记录,计算机处理资料,记录模拟振动信号;第三阶段( 1964~现在)数字磁带记录,数字计算机处理资料,自动化程度和工作效率大大提高 。 目前地震仪采用遥控遥测多道接收 , 应用三维地震解决复杂地质问题 ; 工程地震的应用范围不断扩大 , 除了常规的反射和折射外 , 还发展了瞬态瑞雷面波勘探,弹性波测桩技术,地震层析技术、常时微动勘测技术等。第一 章 弹性 波的基 本理论第一节 弹性理论概述一、弹性介质的概念地震勘探中将地层叫做介质。由于 地震勘 探是研 究人工 激发的 地震波 在岩层 中的传 播规律 来探测 地下地质体的的存在和确定岩土物理力学参数的地球物理方法 , 它的地球物理前提是岩矿石间的弹性差异 , 因此需要研究介质的弹性性质 。 人工激震后 , 岩石附近的质点发生破碎,介质产生的是塑性形变;远离震源的介质质点会发生振动 , 发生体积和形状的变化 , 但由于受到的作用力极小 , 且作用时间极短 , 随着外力的消失而消失 , 岩层的这种随外力消失而恢复原形的形变称为弹性形变 。 产生弹性形变的介质叫弹性介质 。 在弹性介质内传播的地震波称地震弹性波 。 研究地震弹性波可用弹性波理论,如虎克定律等。(一)各向同性介质和各向异性介质对某一特定岩层 , 如果沿不同方向测定的物理性质均相同 , 称各向同性介质 ,否则是各向异性介质。(二)均匀介质、层状介质若介质的弹性性质 不仅与测定方向无关,而且与坐标 位置无关,就称为均匀介质 ;如速度 v = c (常数 ) 。非均匀介质中,介 质的性质表现出成层性,称这种介 质为层状介质;其中每一层是均匀介质;不同介质层的分界处称界面(平面或曲面 ) ;两个界面之间的间隔称为该层的厚度。将速度 v 是空间连续变化函数的介质定义为连续介质 。 连续介质是层状介质的一种极限情况 。 即当层状介质的层数无限增加 , 每层厚度无限减小 , 层状介质就过渡为连续介质,如v = v 0 ( 1+ β z )叫线性连续介质。(四)单相介质和双相介质只考虑单一相态的介质称单相介质 , 即把组成地层的岩石都视为单一固体相由于岩石往往由两部分组成 , 一部分是构成岩体的骨架 , 称基质 , 另一部分是由各种流体或气体充填的孔隙,由于地震波经过岩石基质和流体孔隙传播的速度不同 ,因此从波传播来说,这种岩石是由两种相态组成,称这种岩石为双相介质。二、弹性模量(一)应力与应变1. 应力:弹性体受力后产生的恢复原来形状的内力称内应力,简称为应力 。应力和外力相抗衡,阻止弹性体的形变。对于一个均匀各向同性的弹性圆柱体 ,设作用于 s 面上的法向应力为 N ,若力 f 在 s 面上均匀分布,则应力 p n 定义为P n = f / s ( 1 )若外力 f 非均匀分布 , 则可以取一小面元 △ S , 作用于小面元上的力为 △ f , 则应力定义为上式表示导数 。 因此应力的数学定义为 : 单位横截面上所产生的内聚力称为应力 。根据力的分解定理,可以将力分解成垂直于单元面积的应力 — 法向应力i ∆∆=(正应力 ) ; 相切于单元面积的应力 — 切向应力(剪切应力 ) 。正应力用 σ σ σ z z ;切应力用 σ σ σ σ i j 、 i 表示应力方向, j 表示应力作用于垂直于 j 轴的平面。2. 应变物理定义 : 弹性体受应力作用 , 产生的体积和形状的变化称为应变 。 只发生体积变化而形状不变的应变称正应变;反之,只发生形状变化的应变称切应变 。数学定义:弹性理论中,将单位长度所产生的形变称应变。例如,柱体原长为 L , 长度的变化量位 △ L , 则应变等于 △ L / L ,3. 应力与应变的关系应力与应变成正比 关系的物体叫完全弹性体 , ,虎克定律表示了 应力与应变之间的线性关系。对于一维弹性体,虎克定律为:F = 外力; x: 形变; k : 弹性系数。对于三维弹性体,用广义虎克定律表示应力与应变之间的关系。(二)弹性模量1. 杨氏弹性模量( E )表示膨胀或压缩情况下应力与应变的关系 , 所以又叫压缩模量 。 数学定义 : 物体受胀缩力时应力与应变之比 。 设沿 x 方向受应力为 f / s , 产生的应变为 △ L / L , 则杨氏弹性模量物理定义 : 杨氏弹性模量表示固体对所受作用力的阻力的度量 。 固体介质对拉伸力的阻力越大 , 则杨氏弹性模量大 , 物体越不易变形 ; 反过来说 , 坚硬的不易变形的物体,杨氏弹性模量大。2. 泊松比( σ )在拉伸变形中 , 物体的伸长总是伴随着垂直方向的收缩 , 所以把介质横向应变与纵向应变之比称泊松比,显然泊松比是表示物体变形性质的一个参数 , 如果介质坚硬 , , 在同样作用力下 ,横向应变小,泊松 比就小,可小到 而对于软的未胶 结的土或流体,泊松比可高达 一般岩石的泊松比为 右。3. 体变模量( K )设一物 体,受到静 水柱压力 p 的作用 ,产生体积 形变, △ v / v , 其中 v 是物体的原体积, △ v 是体积变化量。但形状未发生变化。则在这种情况下的应力与应变的比称为体变模量。负号表示随 p 的增大, K 反而减小。体变模 量表示物体的抗压性质,有时也称为抗压缩系数,其倒数称为压缩系数。4. 剪切模量( µ )指物体受剪切应力作用 , 并发生形状变化 , 应力与应变之比 。 如图所示 , 受剪切−=∆∆=σ∆=力为 σ 切变角为 ϕ ,则剪切模量为µ = σ ϕ 。因 t g ϕ = ϕ 。µ 是阻止剪切应变的度量。液体的 µ = 0 ,没有抗剪切能力。5. 拉梅常数( λ )横向拉应力与纵 向应变之比以上五个弹性常数 E , k , σ , µ , λ , 中的任一个,均 可用其余两个常数表示,常见关系如下:三、 波动方程假设地震波在完全弹性和各向同性的均匀介质中传播 , 地层介质受力后发生小形变 , 在远离震源处震源作用已全部结束 。 这时纵波和横波位移位所满足的波动方程为 :其中纵波速度 v p 和横波速度 V s 分别为ρµρµλ=+=2(第二 节 弹性 波的形成 与分类一、纵波在点震源激发后,弹性介质中存在两种扰动,在胀缩力作用下,产生体积形变 ,体积形变的传播形成纵波。由于震源可看成球腔震源,见图 所示。ψψϕϕ22222222∇=∂∂∇=∂∂6 23;)1(2;)21(3;3 9µµσσµµµµ+−=+=−=+= 球腔激发纵波示意图地震波的传播具有球对称性 , 只研究沿半径 r 方向上的波动 , 于是得到球坐标系的波动方程: 波动方程在球坐标系中的形式:))()( 2222=∂∂−∂∂ p ϕϕ令 ϕ 1 = r ϕ , 得到)2 122212=∂∂−∂∂ p ϕϕ用付里叶变换法求解得)()( 211pp +−== ϕϕ若令 和 为常数,则代表波动的某一状态。由分析,满足物理前提的波动方程的解是)(11=ϕ其中 c 1 是待定常数。对胀缩点震源来说,纵波位移解是0,1122 ) ](1)(1[41 φπ +−=纵波的传播特点: φ 1 ( t ) 是震源强度。1 . 质点位移大小与震源强度和震源变化率有关;2 . 质点位移大小与传播距离 r 或 r 2 有关;3 . 质点位移与 r 方向一致;4 . 纵波是线性极化波;5 . 沿纵波传播路径会交替出现压缩带和稀疏带,如下图所示:图 纵波的传播特征6. 纵波的传播速度 :)21) (1()1(2σσρσρµλ−+−=+= 波在球腔壁上施加旋转力,这时只产生横波。横波是形变的传播。图 球腔激发横波示意图根据纵波位移解,可写出横波位移位的解:)(4 1 12ss v −Ψ=Φ π由于横波只产生剪切应变,横波位移在球坐标系( α , β , r )中的 r 分量为零,如果只研究某一平面位移,则 β 分量也为零。只有沿α 方向的位移:) ]c i n(1)c i n(1[4 1 111122 ββββπα ′Ψ+′Ψ−+Ψ+Ψ= r 中 r 是横波传播方向。横波的传播特点如下:1 . 横波传播速度是 v s)1(2 σρρµ+== 横波传播方向与质点振动方向垂直;3 . 横波是线性极化波;4 . 横波质点位移主要决定于旋转激发力的强度,形状及变化率;5 . 横波质点位移还决定于离开震源的距离 r ;6 . 纵波与横波速度比σσ21)1(2−−= 所以 v p / v s 是 1 . 73 ;7 . 液体介质中,切变模量为零,所以在液体内没有横波。8 . 横波类型分为 S H 型波和 S V 型,见下图。图 横波的传播特征三、面波在介质体内传播的波叫体波,纵波和横波都是体波;在弹性分界面存在着另一类波 — 面波,从能量说,它只分布在弹性界面附近 。 有瑞雷面波和拉夫面波两类。瑞雷波是英国学者瑞雷( R a yl e i 在理论上确定的,(一) 瑞雷面波的形成及传播特点在岩土介质和空气的分界面 ( 自由界面 ) 传播的波叫瑞雷面波 。 设 x 、 y 轴为自由表面 , z 轴垂直向下 , 面波沿 x 轴方向传播 , 速度为 v R 。 为方便 , 仅讨论二维问题。预测面波满 足波动方程,且振幅沿 z 轴方向迅速衰减 , ,其位移位有如下形式的解:)(2z ea e −−= πϕ经研究 , 瑞雷波沿 z 轴的传播深度是有限的 , 传播深度几乎集中在一个波长深度范围内。图 面波波前示意图面波传播特点如下:1 . 波前面是高度为 z = λ R 的柱体;2 . 面波振幅 A 随距离 r 衰减比体波慢, . 面波能量强于体波;4 . sR . 面波是椭圆极化波 ;图 瑞雷面波传播示意图 图 勒夫波传播示意图(二)瑞雷波具有频散现象,即速度是频率的函数 v = v( f ) ;图 瑞雷面波的传播及质点反向运动(二) 瑞雷波具有频散现象,即速度是频率的函数 v = v( f ) ; 见下图图 波的相速度和群速度二、拉夫波1 .属 S H 型的波,没有垂直和沿传播方向的位移;2 .出现在覆盖层内部和该层与下面介质的分界面上;3 .其速度介于上界面速度和下界面速度之间;4 .拉夫波也有频散现象;5 . 一般很难从地震记录上辨认拉夫波。第三节 弹性波的描述一. 振动图形和波剖面(一 ) 振动图形 : 在波传播的某一特定距离上 , 该处质点位移随时间变化规律的图形称振动图形。1 . 在振动图形上相邻极值之间的时间间隔称为视周期;2 . 视周期的倒数称视频率;3 . 振动图形上极值的大小称波的振幅;4 . 振动图的极值(正或负)称为波的相位;5 . 图上质点振动的起始时间 t 1 和终了时间 t 2 之间的时间长度( t 2 - t 1 ) 即位波的时间延续长度;(二)若在某一确定的时刻 t ,位移随距离变化关系的图形称波剖面。1 . 波剖面上具有极大正位移的点称波峰 , 极大负位移的点称波谷 , 两相邻波峰(谷)之间的距离称视波长 λ * ;2 .视波长的倒数称波数,即单位距离内波的数目 k= 1/ λ * ;3 .视波长 λ * 、波数分量 k 和视速度之间有如下关系:λ * = v * T = v * / f k= 1/ λ * = f / v *二、 波前面和等相位面振动状态的传播形成地震波 , 波在介质中传播将介质分为三个球形层 , 球层内的质点以各自的状态振动,称扰动区,横截面即波剖面。如图图 球面波传播示意图1 . 扰动区的最前端刚开始振动的与尚未振动的质点间的分界面称为波前面 ;2 .扰动区的另一个面将要停止振动与已经停止振动的质点间的分界面称波尾面;3 .在同一时刻相同相位的质点联系起来构成了等相位面;4 .在均匀介质中点震源作用下,等相位面是以震源为球心的同心球面。三、时间场和等时面1 . 波至时间的空间分布定义为时间场;确定时间场的函数 t ( x,y,z ) 称为时间场函数; t = t ( x,y,z ) ( 3)2 . 时间场是标量场,时间场可用它的等值面来表示,称等时面,等时面的方程为t ( x,y,z ) = t i 不同时刻的等时面与相应时刻的波前面位置重合;4 . 等时面可以彼此相交或自己相交。如图5 .所有的 标量场可借助于 与等值面族正交的 线来表示,这些 线称为射线。在均匀介质中射线为直线,在非均匀介质中为曲线。四、波在频率域中的描述1 .地面或井中接收 到的地震波是一个短的脉冲振动, 称该振动为地震子波(据有有限的起止时间;有限的能量;非周期性;在很短的时间内迅速衰减 ) 。2 .描述地震子波可用其动力学参数(振幅、相位、频率等)即对任一地震子波 g ( t ) , 进行付里叶变换,求该子波的频谱。上式称付里叶正变换,式中 G ( f ) :称频谱,是复变函数,可表示成下式:)()()()( )( fj == ϕt 是时间, f 时频率。 A ( f ) 是每一谐和振动分量的振幅,称振幅谱。ϕ ( f ) 是每一谐和振动分量的初相位,称相位谱根据付里叶变换理论 , 任何一个非周期脉冲振动 g( t ) 可以用付里叶积分写成如下形式:)()( 2 f ∞−∫=)()( 2 f ∞−= π此式称付里叶反变换 , 其物理意义是 : 任何一个非周期振动 g( t ) 可以看成是由无数多个不同频率、不同振幅和初相位的谐和振动之和构成。以上二式构成付里叶变换对 。 下图表示由许多不同频率 、 不同振幅和初相位的谐和振动合成一个非周期振动 g ( t ) 的示意图:图中 6 . 1 — 2 为振幅谱[ ] )()()()( 2122 ==式中 G ( f ) = a ( f ) + i b( f ) ,a ( f ) 表示 G ( f ) 的实部, b( f ) 表示 G ( f ) 的虚部。复变谱的幅角就是相位谱,)( )()( 1 fa =Φ图 和振动合成非周期振动示意图1 . 对一个 非周期振动 g ( t ) 进行付 氏变换求频 谱(振幅谱 和相位谱) 的过程叫频谱分析;2 . 付氏正 变换( 1 . 3 . 5 )和付 氏正逆变换 ( 4 ) 构成付 氏变换对, 它们具有单 值对应性;在任何一个域内讨论地震波都是等效的;3 . 地震子波的延续时间长度同它的频带宽度成反比;如图所示:图 理想波形函数及其频谱第四节 弹性波的传播点震源激发的弹性波在均匀介质中传播 , 等时面为球面称球面波 ; 等时面为平面 ,称为平面波。一 、波动传播原理(一) 惠更斯原理(波前原理)若知 t 时刻的波前,则波前面上每一点都可以看作是新的震源,并各自发出子波 。 子波以介质中的速度 v 向各方传播 , 经 ∆ t 时间间隔 , 它们的包洛面便是 t + ∆ t 时刻的波前。如图图 按惠更斯原理球面纵波的传播(二) 费马原理(最小时间原理)1 . 地震波总是沿射线传播,以保证波到达时所用旅行时间最少准则;2 . 地震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 . 用射线描述地震波与用波前面描述是等价的。(三) 互换原理在介 质中 A 点施 加一个力 外 F ( t ) , 在另 外一点引 起的瞬时 位移为 D ( t ) ; 若在 ( t ) ,则在 A 点会引起同样的瞬时位移为 D ( t ) ;指震源和检波器位置可以互换,此时,同一波的射线路径保持不变。(四) 叠加原理若有几个波在同一介质中传播 , 则介质中某点在任一时刻的位移是各个波在该点引起的分矢量的和 。 每个波都独立地保持自己原有的特性 ( 频率 、 振幅和振动方 向等 ) ,并对该 点作出一份贡献 。这种波动独立性 的事实称波的叠加原理。(五) 视速度定理地震波是沿射线传 播的,地震波的真速度应是沿射线 传播的速度 v ,但是,地震勘探一般是沿测线观测。将地震波沿测线传播的速度叫视速度 ,用 v * 表示,真速度和视速度间的关系叫视速度定理。见图 图 反射波入射角的确定由图可知真速度v= ∆ s / ∆ x, 于是视速度为v * = ∆ x / ∆ 到视速度与真速度间的关系式如下:v * = v / s i n α = v/ c os e ( 中 α 为波射线与地面法线间的夹角(出射角 ) 。1 . α = 90 度时, v * = v ;2 . α = 0 度时,视速度为无穷大;3 .视速度大于等于 真速度,即当 α 由 0 度变化到 90 度时, v * 由无穷大变化到真速度。二、地震波的反射、透射和折射波的形成(一) 斯奈尔定律进行地震勘探时 , 地震波遇到弹性性质不同的分界面 , 一部分能量返回地表,形成反射波, 另有一部分能量投射到下层介质, 形成透射波,见图 示。平面波前 A B 入射到水平界面 ,当 A 到达界面时, A B 的新位置为 A ’ B ’ , B ’经 Λ t 时间 到达界面 上的 R 点。 根据惠更 斯原理, 在 Λ t 的时 间间隔内 ,到达 A ’的能量向上传播 , 其传播距离为 v 1 Λ t , 向下传播距离为 v 2 Λ t , 以 A ’ 为圆心 , 以 v 1 Λ R 点做圆弧的切线,相交于 s 点,以 v 2 Λ t 为半径画弧,从 R 点做圆弧的切线 , 相交于 T 点 。 R S 是反射波前面 , R T 是透射波前面 。 三角形 A ’ B ’ ’ S R 全等 。 即反射角等于入射角 ( θ 1 = θ 1 ‘ ) 。 这就是反射定律 。 对于透射波 , ,因在 T 点处的角是直角,如图所示。平面波在界面上满足斯奈尔定律:==1'12'211 s i ns i ns i n θθθθ 2 称透射角, P 称射线参数。(二) 垂直入射时波的反射和透射将速度与密度的乘积 ( ρ v ) 称为波阻抗 。 当地震波遇到有波阻抗差异的分界面时 ,将形成反射波和透射波 。 由于垂直入射时 , 不存在沿界面的振动能量 , 故入射波 、反射波和透射波均沿界面的法线方向传播。设入射波的振幅为 A I , 反射波的振幅为 A R , 透射波的振幅为 A T , 则入射波 、 反射波和透射波三者振幅存在如下关系22111111221122 2;+−= 透射系数为R 称为反射系数 , T 称为透射系数 。 若不考虑波前扩散和介质的吸收作用 , 反射振幅和透射振幅分别为A R = A I = A I ( 1- R ) = A I + T = 1 , 若反射系数 R i 时 , 全部入射能量以 R P 、 R S 波的形式反射回界面上方的介质中 。 由于上下介质不存在相对运动 , 滑行波会引起上面介质随下面介质做同相运动 。 这种由滑行波引起的上层介质中质点的振动传向地面 , 从而产生在地表能观测到的所谓折射波。设 t 1 时刻地震波到达临界点 R 1 , 根据惠更斯原理 , R 1 做为新震源 , 经 ∆ t 时间后,在上层介质中传播半径为 v 1 ∆ t ,而沿界面传播到 R 2 处( R 1 R 2 = v 2 ∆ t ) 。以 R 1为圆心 , 以 r 1 = v 1 ∆ t 为半径画弧 , 从 R 2 对该弧作切线 , , 切点 S , R 2 S 便是 t 2 ( = t 1 + ∆ t )时 刻 的 折 射 波 的 波前 面 。 R 1 S 是 折 射 波 的 射 线 。根 据 同 余 角 相 等 的 原 理 , 角R 1 R 2 S = i ’ , 故有21211's i =i = i ’说明折射波总是以临界角 i 从界面出射 , 由视速度定理 ; 在地面的 B + B - 区观测不到折射波,称为折射波的盲区;1 . 盲区半径 O B + = 2h t 2 . 折射波的波前面是圆台的侧面;3 . 由视速度定理,以 i 角出射的折射波的视速度等于 v 2 ;4 .折射波总是以初至波的形式被记录下来;三、地震波的绕射和散射地震波传播遇到复杂地质构造 , 如断层的棱角点 、 岩性尖灭点 , 它们构成了地层的间断点或间断线,这些间断点产生一种新的扰 动向四周传播,这种扰动称为绕射波。地震波遇 到凹凸不平的界面会产生散射现象 。图 断块产生的绕射波前。平 面波 前 A B 垂 直入 射到 断面 C O 上 ,在 t = t 0 时 ,到 达断 面上 的波 前面 是C O D , 在 t 0 + ∆ t 时 , 0 点右面的波前面 ( 下行波前面 ) 是 G H , 而 0 点左面的波在断层表 面反射,形 成反射波前 面(上行波 前面) E F ,根据 惠更斯原理 ,以 0 为圆心 , 以 r = v ∆ t 为半径画圆弧 , 而这些弧的包洛面 F P G 就是 0 点为新震源产生的绕射波波前,将 E F 和 G H 联系起来。断棱点 O 就是上形波和下行波的转换点 。绕射波可以延伸到几何阴影区 G N 和 F M 内。弹性分界面上每一个点都可以看作时广义绕射点 , 在地面上观测到的反射波都是这些广义绕射点产生的绕射波在观测点上的总叠合 。 断层棱角点等称为狭义绕射点。图 波的散射(漫射 ) 。它是不能用正常反射规律来解释的一些波动 ,表现为断断续续、时隐时现的情况。图 断块产生的绕射波前图 波的散射第五 节 地震 波的衰 减地震波衰减分下列几种情况一、 几何扩散地震波由震源向四周传播 , 波前面越来越大 , 前进着的地震波的振幅越来越小 。 这种现象称为几何扩散 。 波通过介质时产生与介质有关的能量是波的一个重要特征。单位体积内的能量定义为能量密度,谐波的能量密度为)1 22 ω=显然能量密度 E 与介质的体密度成正比 , 和波的振幅 A 平方成正比 , 与频率ω 的平方成正比。 能流密度 I 定为单位时间内 ,在垂直于波传播方向上单位面积的通量。对于谐波)1 22 ρ=图 球面 波能量密度 示意图。因 为能量只沿 径向流动, 在单位时间内流出球冠 S 1 的能量等于流出球冠 S 2 的能量,因此I 1 S 1 = 2球冠面积 S 1 和 S 2 都与他们的半径平方成反比,I 2 / S 2 =( 2另外由 (可知 E 与 I 成反比,因此有I 2 /( 2 (见,几何扩散使 球面波强度和能流密度都随距离的 平方呈反比衰减,这种现象称球面扩散 。 柱面扩散使柱面波的强度和传播距离成反比 , 平面波不存在几何扩散。二、 吸收弹性能转化成热能的过程称为吸收。岩石颗粒之间出现的内摩擦是导致振动能量向其他形式转化的主要原因 , 这种内摩擦力称粘滞力。同时考虑弹性形变和粘性形变的物体叫粘弹性体 。 当平面波在粘弹性介质中传播时 , 由于岩石对地震波的吸收作用 , 使得地震波的振幅按指数规律衰减,) −=其中 A 是距炮点相距 x 处平面波的振幅 值, α 是吸收系数。当 波的频率很低时,吸收系数和传播速度为)2(2123212'µλρωηα+=)(式中 η 为粘滞系数。当介质的频率很高时,吸收系数和波速为)2( 21'ηρ ωα ≈)2( 21'ρωη≈ 当波的频率很低时 , 地震波在粘弹性介质中以恒速 v p 传播 , 振幅随 ω 2随增加而衰减;对于高频波来说,振幅和波速都圆频率的平方根成正比 。 因此弹性波随传播距离的增加 , 高频成分很快被吸收 , 只保留较低的频率成分 。由此可见 , 弹性波在实际介质中传播相当于一个滤波器 , 滤去较高的频率成分 , 而保留较低的频率成分 , 这种作用称为大地滤波作用 。 弹性波经大地滤波作用后,频率变低,频带变窄,振幅降低。地滤波作用对波形的改造根据 (波的频率很地时 , 地震波的速度还与频率有关 , 这叫做波的频散特性 , 但在吸收作用不太大的情况下 , 地震波的频散不很明显 , 在地震波的频带范围内,大多数岩石的速度 2 很少岁频率变化,在正常情况下 , 地震体波的频散不严重。三、 地震 波的透 射损失设地下存在 n 个反射界面,地震波垂直入射时,此时不产生转换波 。 反射波和透射波都沿界面的法线方向传播 。 图 , 每个反射界面的反射系数用 R i 表示 , 透射系数用 T i 表示 , 下脚标 i 表示第 i 个反射界面 。 设入射波的振 幅为 A 0 ,对于 三层介质来 说,地面观 测到的 R 2 界面的 反射波振幅 A 2应是A 2 = 1 R 2 T 1 ’ (中 T 1 表示由第一层向第 二层介质入射时 R 1 界面的透射系数, 而 T 1 ’ 表示反方向入射到 R 1 界面上的透射系数 。 显然垂直入射时 , 不考虑波前扩散和衰减 ,有式中 T 1 表示由第一层向第 二层介质入射时 R 1 界面的透射系数, 而 T 1 ’ 表示反方向入射到 R 1 界面上的透射系数 。 显然垂直入射时 , 不考虑波前扩散和衰减,有T 1 =1- R 1 ( 1 ’ =1- R 1 ’ (中 R 1 ’ 为反方向入射时 R 1 的反射系数。1221122111 =+−=′ρρρρT 1 ’ =1- R 1 ’ =1+ R 1于是A 2 =1- R 1 ) R 2 (1+ R 1 )= A 0 (1- R 1 2 ) R 2同理 R 3 界面的反射振幅A 3 = 1 T 2 R 3 T 2 ’ T 1 ’ = A 0 (1- R 1 )(1- R 2 )1+(1+= A 0 (1- R 1 2 )(1 ) n 个反射界面的反射振幅 A n 为A n = A 0 (1- R 1 2 )(1 ) …… (1中 (1 ) 称为透射损失因子 。 A n 中的表达式中的连乘积 Π( 1 ) 称为第 n 层反射波的透射损失。一般大于 粗略讨论振幅时可以忽略。第六 节 地震 反射波 记录道 的形成由检波器接受的质点的振动图形称为一个反射波的记录道 。 地面检波器可以接收到不同深度界面的反射波 , 若考虑波前扩散 、 介质吸收 、 透射损失及反射系数等因素,则一个反射波的解可写为)()) (1) ...(1) (1( 1222210 Φ−−−= −− α 式 中 A 0 表示入射 波振幅, α 表示吸 收系数, r 表示波 的传播距离 , φ ( v)表示 子波。若一个地震记录道 g(t)共接收到 N 个界面的反射波,则 g(t)可表示为)(~)(1∑=−Φ= Nn n 为各层反射波的振幅。若每层反射波的延续时间长度 ∆ t 满足下列不等式)(≤∆(式中 τ i 是波在第 i 层和第 之间厚度为 ∆ h 的间隔内传播的 双程旅行时 ) 则两个反射波在记录道上彼此分开 。 式 ( 1 . 6 . 4 ) 是两个波是否互相干涉的条件 。 设地下存在大量的反射界面 , 每个反射界面在地震记录道上对应一个短的脉冲振动 , 一个实际地震记录道就是由这无数多个反射地震子波组成的复合振动。如图 考 虑 介 质 吸 收 、 透 射 损 失 等 因 素 , 一 个 地 震 道 记 录 为)(1332211 =⋅=+⋅⋅⋅+++= ∑=−−−−−式中 R(t)是反射系数序列 , b(t)表示子波 , 一个反射波记录道是地层反射系数序列 R(t)和地震子波 b(t)褶积的结果,这就是所谓的地震道褶积模型。图 作一个道的理论反射波记录的示意图第七节 地震 波速度 及影响 因素分 析一、 地震波速度地震波速度是表征地层弹性性质的重要参数 , 不同地质年代 、 不同成因和物质成分 、 不同结构构造的岩石 , 地震波速度不同 , 即使同样的岩性 , 由于沉积环境、沉积年代不同,岩石密度、孔隙度及充填物方面也会有很大变化 ,这就导致某一类岩石的速度可以在很大范围内变化 , 如表 表 震波在几种主要类型岩石的速度变化范围岩石 速度 v p (km/s) 岩石 速度 v p (km/s)沉积岩 武岩 变质岩 地震波在不同类型沉积岩的速度变化范围岩石 速 度v p (km/s)岩石 速 度v p (km/s)砾石、砂岩 、 致密白云岩石膏、影响 地震波 速度的 主要因 素岩土的 地震波速度 主要取决于 他们的弹性 常数 λ 、 µ 、和密 度 ρ 。一般 说来,地震波速度随深度增加而增加,另外还与下列各因素有关:(一)
展开阅读全文
  石油文库所有资源均是用户自行上传分享,仅供网友学习交流,未经上传用户书面授权,请勿作他用。
0条评论

还可以输入200字符

暂无评论,赶快抢占沙发吧。

关于本文
本文标题:工程地震勘探教材_图文
链接地址:http://www.oilwenku.com/p-64279.html
关于我们 - 网站声明 - 网站地图 - 资源地图 - 友情链接 - 网站客服客服 - 联系我们
copyright@ 2016-2020 石油文库网站版权所有
经营许可证编号:川B2-20120048,ICP备案号:蜀ICP备11026253号-10号
收起
展开