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物探地震勘探new

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物探 地震 勘探 new
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第一章 地震勘探实质: 以地壳中不同岩、矿石之间弹性差异为基础,通过观测和研究地震波在地下的传播特性,探查地质构造和矿产资源。地震勘探的应用范围适用性: 主要应用于 石油勘探 、 煤田勘探 。 在地下水普查 、 土木工程 、 水坝 、 公路 、 铁路 、 桥梁和港口建设中也有重要应用 。 由于不能很好确定岩层不规则界面 , 所以很少用于直接勘探金属矿 。基本原理: 利用地震波资料推断岩层性质 。 根据所测量的旅行时 、 振幅和频率的变化 , 推断岩性 、地层和构造信息 。主要优点: 与其它地球物理方法比 , 地震勘探精度高 、 分辨能力强 、 穿透深度大 。石油普查: 没有地震勘探资料的情况下确定勘探钻孔的位置极其少见 。 几乎所有的石油公司都是根据地震解释来选定勘探石油井位 。煤田勘查 : 煤田勘探的每个阶段 ,特别是采区勘探 ,控制断层和褶曲 ,落差大于 10基本测量方法: 与天然地震学相似 。 但震源可以控制和移动 , 而且震源与纪录点之间的距离较小 。 地震勘探工作是由连续排列组成的 , 这些排列 通过地震检波器 沿剖面对地球内部相继的各个部分的响应取样 。 炸药和其他震源产生地震波 , 地震 检波器 组合检测地球合成振动 , 地震 数据经计算机处理 提取有用信息 , 根据所获有用信息进行 地质解释和推断 。与地震勘探有关的各种地震波1— 入射波, 2— 反射波, 3— 直达波, 4— 折射波5— 透射波, 6— 滑行波地震勘探野外工作方法示意图地震勘探原理示意图特点:高精确度、高分辨率、大穿透深度。条件:具有规则的岩层分界面。方法:激发地震波 —— 测量震波从震源到检波器时间 ——由旅行时、速度重建地震波路径 —— 构造分析、地层分析、岩性分析。折射波法 :波的主要沿两个岩层的分界面传播,传播路径近似水平。反射波法 :波先向下传播,后反射回地表,传播路径基本是垂直的。地震勘探的两个基本方法:反射波法 、 折射波法反射波法: 基于研究从两个地质层分界面反射的弹性波 。 测量从一个震源到达若干观测点的反射波旅行时间 , 求出波在介质中的传播速度并确定 发生反射的界面位置和形状 。折射波法: 要在离震源较远处观测 , 地震波路径的主要部分是沿着两个岩层分界面方向传播 , 因而是近似水平的 。 许多情况下 , 折射波法可以用来判别地层岩性 。地震勘探生产阶段的三个环节:1— 野外工作阶段: 在可能的含油气 (或含煤 )区 布置测线 , 人工 激发地震波 , 并在野外利用地震仪 记录地震波传播情况 。成果: 得到记录地面振动情况 的模拟或数字的原始资料 。2— 室内资料处理阶段: 根据 地震波传播理论 , 利用 计算机对野外原始资料进行加工处理 , 并计算地震波在地层内传播的速度 。成果: 得到 “ 地震 ( 时间或深度 )剖面图 ” 和地震波速度 、 频率 、 相位等信息 。3— 地震资料的解释阶段: 根据数据处理结果 , 结合其他综合资料 , 对地震构造 、 地震地层 、 岩性地震等做出解释 , 提出钻探井位 。地震勘探的历史及现状历史: 作为一种主要的地球物理勘察方法,地震勘探产生于上世纪 20年代初, 1927年反射波法得到工业上的应用。检波方式: 1933年开始应用组合检波,二战之后发展到24道检波纪录, 1981年发展到 96道,目前向更多道( 1024)仪器发展。记录方式: 1927— 1952年光点记录,资料人工处理;1953— 1963年模拟磁带记录,资料半自动化处理; 1964— 现在数字磁带记录,资料自动化处理。现状: 由于城市化和社会发展对能源的需求,地球物理勘查将持续,地震勘探技术仍以数字化为主要标志迅猛发展。仪器: 正在向遥控遥测、高采样率、超多道发展。野外技术: 以发展三维地震勘探、垂直地震剖面、横波勘探等将是今后一段时间内的主要发展方向。三维地震勘探的问题 : 石油地震勘探通常采用二维剖面测量,因局限于一条条测线观察地下构造,所以在沿剖面进行得偏移归位处理中,难以把侧面波干涉同相轴分开。地下构造是三维实体,如果能从三维的角度观察它,一定比二维角度看问题更符合实际情况。 三维地震勘探实际就是立体地、全貌地观察地下地质构造和地层, 但由于三维地震勘探成本较高,因而使用并不太多。三维地震勘探• 三维地震数据体• 三维地震切片立体显示地震对比显示垂直地震剖面技术( 是在深井中安置检波器,观测地面或井中激发的地震波场。不同深度检波器依次接收到地震波,得到 (z,T)剖面图,叫做垂直地震剖面,它不同于常规地震勘探得到的是 (x,T)剖面图。而能可靠地确定子波形状、振幅随距离的衰减和波速,标定反射波的地质意义,用于时深转换,获取钻头前的信息和提高井旁横向速度结构的成像精度,提高垂向分辨率。目前, 、水的情况。5个检波点的 地震勘探中,震源产生的地震波既有纵波也有横波。但自从地震勘探作为地球物理勘查主要手段以来,都是利用纵波工作,横波则是一直作为干扰波需要回避的。近几年,从理论和实践均发现横波在研究小幅度构造、岩性不均匀、岩性歼灭、小断层及含油气地段等方面收到很好的地质效果。通常,横波是指 野外装备如图。综合测井技术 : 测井已发展为以岩石学、核物理学及声学为基础的比较完整的测井方法和技术系列。近年来声波测井的发展尤为迅速,声波测井可以测定井壁岩层的岩性、岩层孔隙率、渗透率和含沙指数、动态弹性模量、破裂压力梯度、岩石裂缝指数等参数。全波列测井和横波测井近年也有很大发展。观测设备是长源距声波全波列测井仪, 3个到 12个接收器的阵列数学声波测井仪,环形声波测井仪,以及在井下电视基础上发展起来的三维扫描测井仪,非对称多极子横波激励器等。智能化的声波测井处理解释系统主要由国外测井公司为我国提供服务,采集数字化全波信息。资料处理: 主要在波动方程偏移归位和地震转换方面,以及地下成像和提取岩石参数等。偏移、层析反演 : 70年代前地震勘探数字处理的重心是叠加和滤波, 70年代后转到波动方程偏移的研究,差分偏移、积分求和偏移和波数频率域偏移。 80年代研究逆时偏移、有限元偏移、三维偏移、叠前偏移等,发展了矢量波动方程偏移技术、弹性波克希霍夫积分偏移和弹性波有限元偏移。与此同时的热门是层析技术。偏移成像 需要预先知道速度分布 , 用偏移的方法确定界面的几何结构成像 。 层析成像 则通过求得速度分布 , 用反演的方法得到物性结构成像 。 层析成像技术与波动方程反演理论的结合是目前的主流 。地震地层学 、 定量岩性反演和盆地定量动态模拟:地震地层学是地震学和地质学的结合 , 经过处理后的反射地震剖面结合生物地层资料 , 将地震相转化为沉积相 , 借助于沉积环境分析确定盆地沉积历史 。 使用地震剖面上的振幅 、 频率 、 相位 、速度等信息计算有利的资源储集层埋深 、 厚度等 , 提高钻孔成功率 。80年代以来 , 我国开始地震地层学的研究和资料解释 , 但地质解释效果有待改进 , 特别是从地震相到沉积相 、 从地震系列到沉积系列的转换理论和技术以及层序地层学的研究更需加强 。 为了使地震地层学结果更加完美 , 两个方向的研究工作正在深入进行:一是定量岩性反演 , 一是盆地定量动态模拟 。第一节 地震勘探基础知识一、岩石的弹性1 弹性介质弹性与塑性: 物体在外力作用下产生形变 , 外力取消后 , 物体能迅速恢复到受力前的形态和大小 , 这种性质称为弹性 。 反之 , 若外力取消后 ,物体仍保持形变后的某种形态 , 不能恢复原状 ,这种性质称为塑性 。各向同性和各向异性: 弹性性质与空间方向无关的称为 各向同性介质 ,反之称为 各向异性介质 。均匀介质和连续介质 :速度值与空间坐标无关的称为 均匀介质 , 反之为非均匀介质 。 波的速度值是空间坐标的连续函数的介质称为 连续介质 。2 应力 、 应变与弹性参数应力与应变: 单位长度所产生的形变称为应变 。单位横截面所产生的内聚力称为应力 —— 单位面积上的作用力 。杨氏模量和泊松比: 应力与应变的比值称为 杨氏模量 E( 拉伸模量 ) 。 介质的横向应变与纵向应变的比值称为 泊松比 σ。杨氏模量 是一对表示介质弹性性质的参数:负号表示横向与纵向应变方向相反 。体变模量 К和切变模量 μ : 任何复杂的形变均可分为 体积形变和形状形变 两种简单的形变类型 。 这两种简单形变的应力与应变的比值分别称为 体变模量 К( 压缩模量:压力与体积变化之比 ) 和 切变模量 μ( 刚性模量:切应力 与切应变 之比 ) 。  刚性模量 ) μ 的表达式说明:μ 越大 , 切应变 越小 。对于液体 , μ=0, 即液体不产生切变 , 只有体积变化 。拉梅系数: 由胡克定律 , 应力与应变之间存在线性关系 , 由线性方程组表示 , 出现 36个弹性系数 。 对于各向同性均匀介质 , 这些系数大都对应相等 , 可归结为应力与应变方向一致和垂直的两个系数 λ和 μ( 切变模量 ) , λ 即为拉梅系数 。32拉梅系数 λ是为了简化数学运算引入的参数 ,它与杨氏模量 E、 泊松比 σ、 体变模量 К、 切变模量μ 组成决定各向同性均匀介质弹性性质的五个重要参数 。 这些参数表示介质抗形变的能力 , 其数值越大 , 表示该介质越难以产生形变 。 只要知道其中两个就可求出其余三个:32)1(2323)(2)23(震波形成与描述地震波传播的动态特征可以通过 运动学 和 动力学 两个方面反映。动力学 研究地震波传播中振幅、频率、相位的变化规律,了解地震波对地下地质体岩性结构的响应。运动学 研究地震波传播的时间与空间的关系,了解地震波对地下地质体的构造响应。1 振动与地震波振动: 质点围绕平衡位置发生的往返运动 。简谐振动: 在与位移量成正比 、 与位移方向相反的力作用下的振动 。 谐振动曲线是正弦或余弦曲线 。振幅 A: 质点离开平衡位置的最大位移 。周期 T: 完成一次振动所需时间 。 沿时间轴从一个最高点到相邻最高点的 时间间隔 。频率 : 一秒钟内完成的振动次数 。初始相位 0: 振动初始时刻位移值的角变量 。21)s )2s 00是振动形式在介质中的传播 , 是能量的传播形式 。波前和波后: 在某一时刻 , 波即将传到和刚刚停止振动的两个介质曲面 , 称为波前面和波后面 ( 波尾 ) 。波前面和波后面是随时间不断推进的 。波面: 波传播过程中 , 波前将不断推进扫过介质内部 ,介质中每一个这样的曲面就是一个波面 。 波面上各点是同时开始振动的 , 所以波面又叫 等时面 。2 地震波的描述振动图和波剖面: 某点振幅随时间的变化曲线称为振动图;某时刻各点振幅的变化称为波剖面 。波长 和速度 V: 一个周期 波传播的距离;或两个波峰之间的距离 , 称为波长 。 波每秒传播的距离 , 称为速度 。地震波的形成: 在激发脉冲的挤压下 , 质点产生围绕其平衡位置的震动 , 形成初始地震子波 , 在介质中沿射线方向四面八方传播 , 形成地震波 。3 地震子波的描述地震子波: 由震源激发 、 经地下传播并被接收的一个短脉冲振动 , 称为该振动的地震子波 。地震子波基本属性之一 —— 非周期性: 地震子波的一个基本属性是振动的非周期性 。任何一个非周期性振动可以有许多不同频 、 不同振幅 、 不同起始相位的谐振动合成 。地震子波基本属性之二 : 地震子波具有确定的起始时间和有限的能量 。 因此 , 振动经过很短的一段时间即衰减 。地震子波的延续时间长度 : 地震子波衰减时间长短称为地震子波的延续时间长度 。 它决定了地震勘探的分辨率 。4 地震波的频谱和振幅振幅谱 A(f)和相位谱 (f): 地震波随传播距离的增加和深度的加大,波的频率会发生变化,高频成分逐渐被吸收,使视周期变大,延续时间增长。研究振幅和相位随频率的变化规律,叫频谱分析,前者称为振幅谱,后者称为相位谱。复杂周期振动的频谱: 一个复杂的周期振动是由许多不同频率的简谐振动合成的,可以利用傅立叶级数展开为许多简谐振动,其数学表示为式中各项为不同振幅、不同频率、不同相位的简谐振动。如果把各个分震动的振幅 的关系表示在 为横坐标的坐标平面内,所得图像就为振幅谱。)c o s ()2c o s ()c o s ()(02021010nn 非周期振动的振幅谱地震波的频谱: 地震波是非周期的脉冲振动,其振幅谱主要用 主频和频宽 两个参数来描述。主频是振幅谱的峰值频率,即频谱曲线极大值所对应频率。般,反射波的能量主要分布在 30— 70,浅层反射波的频率较高,中、深层反射波的频率较低。地震波振幅的影响因素:激发条件的影响: 包括激发方式 、 激发强度等接受条件的影响: 包括检波器 、 放大器的频率改造等波传播机制的影响: 包括波前扩散 、 地层吸收 、 反射与透射损失等 。波前扩散 ( 球面扩散 ) :随传播距离的增大, 波前球面扩展 , 但总能量不变 , 而使单位面积上的能量减少 。5 地震波的类型地震波的类型: 分为两类 。 一类是体波 , 它在整个弹性体内传播 , 又分为纵波( P 波 ) 和横波 ( 。 另一类是面波 , 它只存在于岩层分界面附近 , 并沿介质的自由面或界面传播 ,包括瑞利面波 ( 和勒夫面波 ( 。体 波纵波 ( :弹性介质在正应力作用下发生体应变产生的波动称为纵波 。体 波横波 ( :弹性介质在切应力作用下发生切应变产生的波动称为横波 。 横波质点振动方向与波传播方向垂直 , 又可分为 面 波瑞利波:在自由表面上产生的沿自由表面传播的面波 。 地震勘探中的面波指瑞利波 。勒夫波:分布在低速层与高速层分界面上 , 与 又称横面波 。6 地震波的传播特点:对于 波动方程为:对于 波动方程为: (2 22222222)( 22222222)1()21)(1()1(2 横波速度比:如果已知 则:可以通过此式 , 研究地下介质泊松比 , 作地震岩性分析和预测油藏 。)21()1(2)[(22)(22 地震波的能量与吸收:波的能量 E: 地震波的传播实际是能量的传播 。 频率为 f、 振幅为 在体积为 W、 密度为 的介质中传播时 , 其能量可表示为:上式说明: 波的能量 的平方 、 频率 成正比 。2能量密度 : 包含在介质中 , 单位体积内的能量称为能量密度 。上式说明: 波的能量密度 也正比于 振幅 波的强度 I: 波前面上 ,单位时间 t、 单位面积 为速度 。 因此 , 波的强度 幅 22  2 地震波的吸收: 实际介质中 , 对地震波的能量具有不同程度的吸收作用 。品质因素 Q: 地震波的吸收可以用品质因素描述 。一个周期 ( 或一个波长距离 )内 , 振动损耗能量 之比的倒数 能量损耗越小 , 介质越接近完全弹性2;221吸收系数 : 波在粘滞介质中传播时 , 它的振幅被吸收衰减 , 衰减的快慢有吸收系数 确定式中 为波长 。 8 地震波运动学运动学研究地震波传播过程中波前的空间位置与传播时间之间的几何关系,从而确定地下地质体的地质构造。通常可以通过几何作图反映物理过程,简单直观反映波传播中,不同时刻的路径和空间几何位置,因此也被称为 几何地震学 。地震波的运动学研究 可以用波前面来描述,也可以用射线来描述。 对于波前而言利用惠更斯原理确定,对于射线而言利用费马原理确定。(1) 地震波的传播原理:地震波的运动学研究可以用波前面来描述,也可以用射线来描述。对于 波前 而言利用 惠更斯原理 确定,对于 射线 而言利用 费马原理 确定。惠更斯原理: 又称波前原理。任何时刻,波前面上每一点都可以看作一个新的点震源,产生子波前,新的波前位置是该时刻各子波波前的包络。费马原理: 又称射线原理 、 时间最小原理 。 在均匀介质中 , 波的传播速度各处一样 ,其 旅行时间正比于射线路径的长短 ,波从一点到另一点 , 最短的传播路径是直 线 , 波沿射线传播的时间比其它任何路径传播的时间都少 。根据 费马原理 可以求得地震波的 射线方程 —几何地震学的基本方程( 2) 射线方程:地震波在传播过程中所经过的空间与时间的关系式中: 在各向同性均匀介质中 , 波的传播速度是常数 , 此方程的解为球面方程 , 波前是一系列以震源为中心点的球面:),,(1)()()(222221222 )(1 ( 3) 时间场:波前传播时间 x、 y、 当震源固定时 , 地震波传播的范围内介质中每一点 M(x,y,z)处都可以确定波前到达的时间 。若已知空间任一点坐标 , 就可以确定波到达此点的时间 , 也就确定了波至时间的空间分布 。 这种波至时间的空间分布就定义为 时间场 。 时间场是标量场 , 其等值面成为 等时面 。),,( ( 4) 等时面: 等时面上任意点地震波到达的时间相等 。1)均匀介质中的等时面是同心球面 2)等时面族同射线族的正交关系 3)时间场的梯度方向( 5) 视速度 v*和视速度定理: 沿射线方向  是波的真速度 V。 而位于测线上的观测者看来 , 似乎波前沿着测线 x, 以 速度 V*传播 , 是波的视速度 。α是波射线与地面法线之间的夹角 , 即入射角 。s 三 、 地震波的反射 、 透射和折射入射波、反射波、透射波和界面法线的关系1、 反射波的形成反射定律: 反射角等于入射角,反射线、入射线位于反射界面法线的两侧,反射线、入射线和法线位于同一个平面内。波阻抗 Z: 密度和波速的乘积射角称为波阻抗。上、下两层介质的波阻抗差别越大,反射波越强。反射系数 R: 反射波振幅和入射波振幅之比称为反射系数。11 反射波形成条件: 地下岩层存在波阻抗分界面, 即反射系数 有正负值,当 R>0, 射波和入射波相位相同,都为正极性,地震记录初至波上跳;当 则 >, 透射波射线靠近法线偏折 ,当 斯奈尔定律可知,当入射角大于某临界角 使透射角等于 900,此时透射波以 据斯奈尔定律,可求得临界角 射波的形成与传播21s 折射波的波前、射线和盲区: 折射波的波前是界面上各点源向上覆介质中发出的半圆形子波的包线。折射波的射线是垂直于波前的一簇平行直线,并与界面法线的夹角为临界角。从震源到观测到折射波的始点之间,不存在折射波,称为折射波的盲区。盲区半径 射波只有在炮检距大于两倍折射界面深度时才能观测到,即折射波形成条件: 下伏介质波速必须大于上覆各层介质波速21212 ]1)[(2c o ss  2四、地震勘探的地质基础1、地震波在岩层中的传播速度地震波的速度是地震勘探中最重要的参数,也是地震波运动学特点之一。地震勘探研究地下地质构造形态的基本公式是:1地震波传播中的影响因素理论研究和大量实际资料证明,地震波在岩层中 传播速度与岩石地质年代、岩性、埋藏深度、密度、孔隙度、压力、温度等因素有关 。或与岩石的 弹性性质有关 。由于目前地震勘主要利用体波,在谈到波速问题时,除非特别说明,一般都是指 纵波速度 。与岩石弹性常数的关系:由波动方程得到纵波速度泊松比 的值变化不大,在大多数情况下约等于 般,随岩石密度 增加,杨氏模量 以当岩石密度增大时,地震波的速度不是减小,而是增大。)21)(1()1(2 于波的传播速度与岩石的弹性性质有关,不同岩石由于弹性性质不同,波速也不一样。一般,变质岩和火成岩的波速大于沉积岩的波速。沉积岩中,灰岩波速大于页岩,页岩波速又大于砂岩。岩石 波速( m/s)沉积岩 1500— 6000花岗岩 4500— 6500玄武岩 4500— 8000变质岩 3500— 6500岩石 波速( m/s)粘土 1200— 2500泥质页岩 2700— 4100致密砂岩 2000— 4000石灰岩 2500— 6000与密度的关系:实际的速度 — 密度关系可以通过对岩石样品的测定,在数据分析的基础上总结出经验公式。通常,速度 —密度的经验关系可表示成为一种近似线性的关系:经验公式给参数换算提供了方便,如果已知波速,可以直接由经验公式得到密度参数。 不同岩石密度与速度关系曲线与孔隙度的关系:一切固体岩石的结构基本有两部分组成。其一是岩石骨架,其二是孔隙。地震波在这种结构中的传播,实际上相当于在骨架和孔隙两种介质中传播。波在双向介质中传播的速度与孔隙度成反比。 1956年 m:岩石骨架速度, 石孔隙介质速度, :岩石孔隙度)1(1平均时间方程说明: 波在岩石中的传播时间,是岩石骨架中和充填介质中波传播所用时间的总和。该方程只适用于岩层孔隙中只有油、气或水一种流体,并且流体压力与岩石压力相等的情况。由该式可以计算波传播的速度与孔隙度理论曲线。依据平均时间方程思想,还可以推导出计算速度与砂泥岩百分含量的公式。如果在某一地层中沉积了一套砂泥岩层,则:式中, %1 001;)1(1隙度增大,岩石密度变小。统计表明, 孔隙度与岩石密度有如下线性经验关系:m:岩石骨架密度, L :岩石孔隙介质密度, :岩石孔隙度 )1( 与岩层埋藏深度的关系:在岩石性质和地质年代等相同的条件下,地震波的速度随岩石埋藏深度的增加而增大。 因为,岩石埋藏越深,年代越久,承受上覆地层压力时间越长,强度越大。但当岩石的埋藏深度增加到一定数值后,速度随深度的增加就不明显了,速度随深度增大的垂直梯度浅部大于深部。2、地震地质条件• B 中层地震波地质条件• 射波法地震勘探一、反射地震波时距曲线:在地面激发地震波后,根据地下介质的结构和波的类型,地震波将具有不同的传播特点。在地震勘探中主要采用“ 时距曲线 ”来定量说明不同类型的波在各种介质结构情况下传播特点。时距曲线的几何形态包含着地下地质构造的信息,分析并掌握各种类型地震波时距曲线的特点,是地震勘探基础理论的主要组成部分。1、 反射波理论时距曲线( A) 水平 两层介质反射波时距曲线可化为标准双曲线方程222241)2(21)2()2( 2222 时距曲线在 在地震勘探中也叫 借助 水平 两层介质反射波时距曲线 也可以写成:0 222022222 )2(41正常时差 任一接收点反射波传播时间与它的 称为正常时差如果从各接收点的时间中减去相应的正常时差 则各点都变成了 常时差校正 。020220 0n (B) 倾斜界面 反射波时距曲线s c o s )(1122222*22*2*倾斜界面上倾方向与 射波时距曲线此时 m=般地:界面上倾方向与 上式根号中第三项取 “ — ”号;反之取 “ +”号 。s 2 s 2 ( C) 多层水平介质反射波均方根速度时距曲线:平均速度时距曲线:222021122;2220211 ;种速度概念(1) 层速度与平均速度层速度定义: 按照地层岩石物性将地下介质分成若干个厚度在几十米以上的地震层 , 并认为地下介质由若干个平行的地震层所组成 , 此时 ,将每一个地震层看作为一种均匀介质 , 取其中各分层真速度的平均就是层速度 。平均速度定义: 一组水平层状介质中,某层以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该层以上各层的总厚度与总 的传播时间之比。对于 如果每层厚度和速度分别为 则平均速度 ni ) 均方根速度定义: 在水平层状介质中 , 取各层层速度对垂直传播时间的均方根值就是均方根速度 。均方根速度相当于用一个速度为 V(3) 迪克斯公式 — 由均方根速度计算层速度迪克斯公式是地震勘探中求取层速度的常用的公式 。 由均方根定义可知:式中:,02,,02)(2  111,01,0 2;2入前式,得到 迪克斯公式利用此式不但可由均方根速度求层速度 可以求平均速度。211,0,021,1,02,,02)( 1,0,0  于第 有:代入迪克斯公式得: 11,0,0)()(21,011,0,021,1,02,,0)])([()((4) 射线速度定义: 在水平层状介质中 , 波沿某一条射线传播时 , 它传播的总路经与总时间之比 , 就是射线速度 。射线参数 p= 射线速度不仅考虑了射线弯折效应 ,也考虑了横向不均匀影响 , 但实际很难计算 , 故只有理论意义 。ni []1[(5) 各速度之间的关系a、 在水平层状介质情况下 , 炮检距为零时的射线速度即为平均速度 。b、 炮检距为无穷大时的射线速度等于水平层状介质中最高速度层的速度 。c、 均方根速度是构成等效均匀层的最佳射线速度 。d、 均方根总是大于平均速度 。二、反射地震波法野外工作1、 地震波的激发和接收方法特点 : (1)激发地震波 , (2)测量地震波从震源到达检波器所需时间 , (3)利用波到达检波器的旅行时和速度重建地震波路径 。观测系统: 表示激发点与接收点之间相互位置 , 以及排列和排列之间的相互位置关系 。 排列长短 x。 )1(地震波的激发 :1) 对激发的要求: ( 1) 具有足够的能量( 2) 尽量加大有效波能量2) 震源( 1) 炸药震源:普通炸药震源:激发方式:井中 、 水中 、 空中 、 坑中 。激发条件:岩性 、 激发深度 、 炸药量 。爆炸索:使用简单 、 脉冲尖锐 。(2) 非炸药震源锤击震源:重锤 、 垫板 、 锤击开关 。地震震源枪:类似猎枪的装置 。电火花震源:通过水中电极高压放电激发地震波 。可控震源:振动频率范围和振动持续时间可以调节控制的震源 。地震波的接收 :1) 地震仪:将检波器输出的电信号放大 、 显示 、记录下来的专门仪器 。 一般具有滤波 、放大 、 信号叠加 、 高精度计时 、 数字记录 、微机处理等功能 。2) 检波器: 把地震波到达引起的地面微振动转换成电讯号的换能装置 。 由线圈 、 弹簧片 、 永久磁钢架 、外壳组成 。原理: 与扬声器类似 。3) 对地震接受仪器的基本要求:( 1) 把机械振动转变为电振动 ( 检波器 、 换能器 ) 。( 2) 动态测量范围大、可放大、自动增益控制。( 3) 接收频率可调,以接收有效波、压制干扰波。( 4) 有足够的分辨力,以保证多层接收效果。( 5) 可多道接收并具一致性,以提高有效波接收效率、保证多道对比。压制干扰波的措施:地震勘探的中心问题:压制干扰波 、 突出有效波 , 提高信噪比 。前提:频谱 、 视速度 、 传播方向 、 振动方向 、能量等存在差异 。( 1) 干扰波的性质和特点:1) 规则干扰波:声波干扰: 炸药或重锤在坑中 、 浅井 、 空中激发时 , 都能产生声波 。 声波速度稳定 , 340m/ 频率高 , 延续时间长 , 在地震记录上呈现强而尖锐的波至 。面波干扰: 较浅的震源常在大地和空气分界面附近激发出面波 。 其波速略小于横波 , 频率低 , 能量沿垂向衰减快 , 沿水平向衰减慢 , 延续时间长 。工业电干扰: 地震测线通过高压输电线时 , 检波器会感应 50 在地震记录上出现 50虚反射干扰: 震源首先向上到达地面发生反射 , 然后向下传播再从下界面反射的波 , 伴随在震源直接向下传播经界面反射的正常一次波之后 , 干涉正常反射波 , 使波形复杂化 , 相位数目增多 。其它规则干扰波: 多次反射波 、 侧面波 、 底波 、 交混回响和鸣震等 。2) 不规则干扰波:微震: 与激发震源无关的地面扰动 , 主要来自风吹 、 草动 、 海浪 、 水流等 。低 、 高频干扰背景: 在疏松介质中 ( 沼泽 、 流沙 、 浮土等 ) 激发地震波时 ,介质的固有振动会构成低频背景 。 而在坚硬介质中 ( 砂岩 、 基岩 ) 激发地震波时 , 波传播到浅部不均匀体上 ,会由于散射构成高频背景 。(2)压制干扰波 、 识别有效波的措施:1) 频率选择:根据频谱分析结论选择频率参数 。2) 利用方向特性:第一类方向特性: 仪器接收灵敏度与波振动方向的关系 。( 调整仪器方位装置 )第二类方向特性: 仪器接收灵敏度与波传播方向的关系 。( 采用组合检波器方法 )3) 多次叠加:垂直叠加: 多次激发的记录 , 作井深校正后叠加 , 增强规则波能量 。水平叠加: 不同炮点激发 、 不同测点接收到界面 点的反射信号进行叠加 , 可压制多次反射波 。接收条件:(1)仪器因素 : 1) 采样间隔选择; 2) 固定增益的选择; 3) 滤波频率的选择(2)排列长度  效率高 , 但可靠性差 。(3)检波器埋置条件: 避开机械 、 电干扰源 , 埋直 、 紧固 。试验工作及野外工作方法技术:(1)试验工作: 1) 最佳激发条件选择 ( 岩性 、 炸药量 、 爆炸深度 )2) 最佳接收条件实验3) 观测系统试验( 2) 野外工作方法技术: 1) 测线布置2) 测量工作3) 炮坑4) 地震仪 、 检波器2 、 地震勘探野外工作野外队组织: 测量组 、 炮工组 、 仪器组 、 放线组 、 后勤组 。陆地测量的野外装备: 炮井 、 炮坑 、 炸药能量源 、 检波器 、 地震仪海洋地震的野外设备: 地震测量船 、 空气枪 、 地震拖缆 、 水中检波器 、 海上定位和导航地面测量的野外方法: 工作设计 —— 定测线 —— 炮井 、 炮坑施工 —— 放电缆 、 埋设和连接检波器—— 测试仪器和检波器电缆是否连通 —— 放炮 、记录 。野外观测系统的图示: 激发点与接收点之间相互位置组成观测系统 , 常用综合平面图法表示 。 即从激发点向两侧作与侧线成 450角的直线坐标网 , 将测线上对应的接收排列投影到该 450角的斜线上 , 并用粗线标出对应段 。反射波法野外观测系统: 为压制干扰波 、 突出有效波 , 反射波法使用最多的是 多次覆盖观测 系统 。1) 单次覆盖观测系统: 对地下反射界面仅一次采样的观测系统 。沿测线布设激发点 在 可观测 仍在 可观测 移动排列到 分别在 3点激发 , 可观测到 4 以此类推 , 沿测线 连续激发 、 接收 , 直至测线结束 。( 双边激发观测系统 )双边激发观测系统 : 在排列的两端分别激发 , 所以又称双边激发观测系统 。单边激发观测系统 : 固定在排列的 一端激发 , 每激发一次 , 排列沿测线移动一次 , 半个排列长度 。中间激发观测
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