佛山市网站建设系统,百度站长工具排名,为某一企业规划网络促销方案,零陵区住房和城乡建设局网站首页文章目录 地震勘探原理1 地震波1. 1 地震波概念1. 2 波的传播1. 2. 1 波传播的基本原理1. 2. 2 地震波的反射,折射,透射的1. 2. 3 地震子波#xff08;seismic wavelet#xff09;1. 2. 4 地震合成记录 2 地震时距曲线2.1 地震时距曲线作用2.2 不同波的时距曲线2.2.1 直达波时… 文章目录 地震勘探原理1 地震波1. 1 地震波概念1. 2 波的传播1. 2. 1 波传播的基本原理1. 2. 2 地震波的反射,折射,透射的1. 2. 3 地震子波seismic wavelet1. 2. 4 地震合成记录 2 地震时距曲线2.1 地震时距曲线作用2.2 不同波的时距曲线2.2.1 直达波时矩曲线2.2.2 反射波的时矩曲线2.2.3 折射波的时矩曲线2.2.4 复杂地形时矩曲线 地震勘探原理
1 地震波
1. 1 地震波概念
波: 振动在介质中的传播在传播过程中介质本身没有传播例如声波在传播但空气介质本身是没有传播的。不同波的频带范围不一样如地震波属于低频范围电磁波属于高频范围。 弹性波弹性介质是当外力作用取消后介质的应力应变状态立刻取消并恢复介质原有的形状如皮筋。故振动在弹性介质中的传播就是弹性波地震波由震源激发的弹性振动在地球介质内部及其表面传播的扰动统称为地震波即岩层中传播的弹性波 地震波的分类 1根据是否在地球内部进行分类在地球介质内部传播体波(纵波横波)在地球表面传播面波瑞利波勒夫波 2根据传播路径进行分类直达波反射波折射波投射波 3根据入射与反射的类型同类波和转换波 4根据地震波在石油勘探起的作用有效波干扰波和异常波 5根据波场传播的方向上行波和下行波 6根据波前形状分类平面波球面波柱面波 地震波的主要参数 振幅频率相位周期波长波数时间速度波峰波谷主频频带宽度等
1. 2 波的传播
波面振动状态相同的质点组成的面。 波前最前面的波面叫做波前波前的形状取决于传播介质的物理性质 波线(射线)箭头表示波传播的方向但不能反应地震波能量变化波面与波线垂直波线形状取决于地下岩石的性质
1. 2. 1 波传播的基本原理
惠更斯原理 对于任何一种波其波前上的任何一点都可以作为子波的波源各个子波波源波前的包络面就是下一个新的波前给出了波传播的空间几何位置不能给出波传播的物理状态 举例1 例如平行光也是一种波他的波面是平面(平面波) 假设在t时刻波传播到某一个平面子波源发射新的子波经过Δt时间子波传播到某个位置与各个子波相切最外围的面为包络面也是新的波面这两个波面是平行的
举例2 如水波的波峰形成了一个个的圆这些圆就成了一个波面,用垂直于波面的线表示波的传播方向用惠更斯原理认为任意波面上的各点都可以看做发射子波的波源这些波在波前进方向上最外围连成的面就是新的波面 所以利用惠更斯原理可以预测下一时刻的形状
惠更斯-菲涅耳原理 在惠根斯原理基础上假设这些次波会彼此发生干涉波传播时任意一点质点新的扰动相当于上一时刻波前上全部新震源所产生子波在该点出相互干涉叠加形成的合成波。对磁波增加了相位和振幅的假定并增加了“次波相干叠加”的原理费马原理 波所走的两点之间的实际路径是传播时间最短的那条通常用来描述光的三种现象反射、折射、传播
1. 2. 2 地震波的反射,折射,透射的
利用反射定律和投射定律
反射波 地震波入射到两种不同介质的分界面反射线,入射线以及界面的法线在同一平面内,且反射角等于入射角 θ 1 θ 2 \theta_1\theta_2 θ1θ2。在地震勘探中产生反射波的一个重要条件是反射界面上下岩层必须要有波阻抗的差异。故地震反射系数的大小与波阻抗差异有关。即地震波在穿越地下不同介质的边界时其中一部分能量反射回到地表 波阻抗地震波在介质中传播时作用于某个面积上的压力与单位时间内垂直通过此面积的质点流量(即面积乘质点振动速度)之比 透射波 地震波入射到地下岩层中一部分能量会反射回来一部分会投射下去。反射线投射线与界面法线在同一平面内且入射角和投射角满足如下关系 s i n θ 1 v 1 s i n θ 2 v 2 \frac{sin\theta_1}{v_1}\frac{sin\theta_2}{v_2} v1sinθ1v2sinθ2,则可以根据上下介质波速和入射角即可求出透射角。同理在地震勘探中产生透射波的一个重要条件是反射界面上下岩层必须要有波阻抗的差异。 即当地震波从一个介质穿过另一个介质时它的一部分能量可能会继续穿透而不发生反射或折射 折射波 在透射波进一步若入射角达到某一个临界角投射角就会变成90度透射波就会沿着界面下伏地层产生滑行波结合惠根斯原理滑行波在滑行过程下伏介质的质点会产生振动形成新的震源并在上覆介质中产生新的波称为折射波以这个临界角为夹角。其满足的关系是 s i n θ c v 1 s i n 90 v 2 \frac{sin\theta_c}{v_1}\frac{sin90}{v_2} v1sinθcv2sin90进而 s i n θ c v 1 v 2 sin\theta_c\frac{v_1}{v_2} sinθcv2v1 从这个关系可以看出下伏介质的速度 v 2 v_2 v2大于上覆介质的速度 v 1 v_1 v1才会产生折射波若不满足这个条件就不会产生折射波则折射波就不能反应地层信息则称为隐伏层。
即入射波以一定角度入射角通过介质的边界时它会发生折射并且折射角的大小取决于两个介质中的波速差异。当入射角达到某个特定的临界角时折射角会变成90度。在这种情况下折射波将沿着介质的边界滑行而不再离开边界进入下一层介质。这个现象被称为全反射而由于全反射产生的波称为滑行波 从图中可以看出折射波并不是一开始就有而是过了一段距离即 X c X_c Xc才会产生折射波盲区大小与深度和临界角有关。 通过了解这些基本波形通过波形图可以看他有哪些波存在。
1. 2. 3 地震子波seismic wavelet
若震源激发的地震波是脉冲信号向下传播没有变化地震反射波易于解释地下岩层 但是实际上接收到的地震信号在向下传播的过程中大地的吸收和衰减不再是脉冲信号而是地震子波。 以炸药震源为例炸药产生一个延续时间极短的尖脉冲在爆炸点附近的介质中以冲击波的形式传播当爆炸脉冲向外面传播一定距离时地层产生的弹性形变向外传播介质吸收高频成分波形发生变化直到传播到更大距离波形逐渐稳定形成一个具有2-3个相位有一定的延续时间的地震波 被称为地震子波。地震子波是有明确的起始时间有限的能量且有一定的延续时间的信号是组成地震记录的基本元素。获取地震子波可以是野外实际观测或者地震测井资料提取也可以研究理论地震子波如雷克子波。 地震子波是地震勘探中一个非常关键的问题在正演问题中需要通过波动方程或褶积模型合成地震记录的模型结合地震子波来形成正演模拟地震数据在反演和反卷积问题中也需要通过地震道提取一个子波不同的子波往往对反演结果会有不同的影响
1. 2. 4 地震合成记录
褶积模型人工合成的一维地震记录 合成地震记录是用声波测井或垂直地震剖面资料经过人工合成转换成的地震记录地震道 如下进行声波测井和密度侧进并得到相应的曲线速度与密度对应相乘即可得波阻抗曲线再根据反射系数的序列给定一个震源子波(可以是理论子波如雷克子波也可以是资料中提取) 合成地震记录. 即合成地震记录是通过模拟地震波的传播过程生成了一组地震波形数据。 故合成地震记录的制作是一个简化的一维正演的过程合成地震记录是地震子波与反射系数褶积的结果。计算公式是 S ( t ) R ( t ) ∗ W ( t ) S(t)R(t)*W(t) S(t)R(t)∗W(t) 其中 S ( t ) S(t) S(t)就是合成地震记录 R ( t ) R(t) R(t)就是反射系数序列其中 W ( t ) W(t) W(t)就是地震子波可以利用波动方程模拟更复杂的地震记录(纵波合成地震记录转换波合成地震记录叠前/叠后合成地震记录等)通过正演可以理解地震波的传播特征可以指导地震解释和地震反演与之相反的是已知地震观测数据用这些数据去解释地下地质信息则就属于地震反演。
2 地震时距曲线
在地震勘探中地面激发到地面接收的距离称为炮检距如果炮检距为0则为自激自收若激发一次只在一个位置接收则为单道接收一点激发多个位置接收则为多道接收地震波从激发点传播到接收点所用的时间t与炮检距x之间的关系就为时矩曲线时间距离关系即 t t ( x ) tt(x) tt(x),地下地质模型不同地震波类型不同则地震的时矩曲线特点也就不同
共炮点时矩曲线一点激发若干接收点接收所记录的时矩曲线共中心的时矩曲线炮点与接收点以某一中心点对称所记录的时矩曲线
时矩曲线的绘制方式选择一个中点然后在该中点附近放置一个爆炸源记录地震波在不同位置的到达时间。我们根据地震波到达时间的差异将这些数据绘制在坐标轴上横轴表示距离纵轴表示到达时间。通过连接这些数据点我们就可以得到一条时距曲线
2.1 地震时距曲线作用
时矩曲线的作用1可以确定地震波的传播速度 2可以知道地震波的传播路径 3通过时矩曲线的形状和斜率可以了解地震波是如何传播的以及地球内部的结构和性质 (4) 用于研究地震波的衍射和折射现象
2.2 不同波的时距曲线
2.2.1 直达波时矩曲线
从震源向外传播没有遇到分界面而直接到达检波点的波。 假设地表为均匀介质v表示波速x为炮检矩t为旅行时间一点激发多道接收则时矩方程 t x v t\frac{x}{v} tvx 且直达波的时矩曲线是一条过炮点的直接直线斜率为 1 v \frac{1}{v} v1
一点激发,单边多道接收如下是一张直达波过炮点的直线 中点激发两边多道接收则是两条过炮点的时矩曲线则 作用在野外观测记录中识别出直达波就可以识别直达波时矩曲线的斜率 1 v \frac{1}{v} v1进而就可以识别出近地表的地震波传播速度v 即 t t ( x ) 1 v x tt(x)\frac{1}{v}x tt(x)v1x
2.2.2 反射波的时矩曲线
假设地下有一个水平反射界面界面上下有波阻抗差异界面以上是均匀介质在o点激发在炮点s点接收源从O点到S点的时间相当于从虚震源B点过R点到S点的时间是一样。反射波的时矩曲线的极小点位于震源点的正下方 将公式开方 t 2 x 2 ( 2 h 0 ) 2 v 2 t^2 \frac{x^2 (2h_0)^2}{v^2} t2v2x2(2h0)2令 t 0 2 h 0 v t_0 \frac{2h_0}{v} t0v2h0 则 t 2 t 0 2 x 2 v 2 t^2 t_0^2\frac{x^2}{v^2} t2t02v2x2 其中 t 0 t_0 t0可以看做是自激自收时间 时矩曲线方程为 t 2 t 0 2 x 2 v 2 t^2 t_0^2\frac{x^2}{v^2} t2t02v2x2 进一步对时矩曲线同除以 t 0 2 t_0^2 t02得 t 2 t 0 2 − x 2 ( t 0 v ) 2 1 \frac{t^2}{t_0^2}-\frac{x^2}{(t_0v)^2}1 t02t2−(t0v)2x21 则是一个双曲线方程
一点激发,单边多道接收如下是一张反射波过炮点的直线 中点激发两边多道接收反射波的时矩曲线则 在画时矩曲线时横坐标是x,纵坐标是t, 进一步调整横坐标为 x 2 x^2 x2,纵坐标是 t 2 t^2 t2,则反射波的时矩曲线 t 2 t 0 2 x 2 v 2 t^2 t_0^2\frac{x^2}{v^2} t2t02v2x2 就可以化为直线斜率为 1 v 2 \frac{1}{v^2} v21,进而就可以求得地震波的速度
2.2.3 折射波的时矩曲线
当地震波入射角达到临界角时会产生滑行波根据惠更斯原理进而产生折射波从震源出发折射波旅行时间 t t O A t A B t B S tt_{OA}t_{AB}t_{BS} ttOAtABtBS 其中 t O A t_{OA} tOA为入射波时间 t A B t_{AB} tAB 为滑行波时间 t B S t_{BS} tBS为折射时间 折射波的时矩曲线 t 2 h 0 v 1 c o s θ c x − 2 h 0 t a n θ c v 2 t2\frac{h_0}{v_1cos\theta _c}\frac{x-2h_0tan\theta_c}{v_2} t2v1cosθch0v2x−2h0tanθc 进一步整理时矩曲线方程 t 2 h 0 c o s θ c v 1 1 v 2 x t\frac{2h_0cos\theta_c}{v_1}\frac{1}{v_2}x tv12h0cosθcv21x 从这个方程可以看出是一条斜率为 1 v 2 \frac{1}{v_2} v21的直线其截矩可以求出界面的埋藏深度
2.2.4 复杂地形时矩曲线
在前面假设的地下介质是水平层状而在实际情况中地下介质可能是倾斜的,断层的等复杂情况地震波在传播过程中会发生折射和反射使得接收的地震波时矩曲线出现偏移和拉伸情况所以对于复杂地形的时矩曲线要进一步去了解。从前面可以知道折射波和直达波的时矩曲线是直线反射波的时矩曲线是双曲线折射波与直达波的时矩曲线相交折射波与反射波的时矩曲线相切直达波的时矩曲线是反射波的渐进线。
倾斜界面情况下反射波的时矩曲线 在倾斜界面下反射波的时矩曲线也是双曲线线只是极小点是在虚震源正下方 如下有一个倾斜界面倾斜角为 φ \varphi φ,假设地层介质匀速在震源O点激发地震波入射到倾斜界面上并且在R点产生反射在S点接收到则ORS传播的时间则相当于与倾斜界面对称的虚震源D到RS传播的时间。这个倾斜角的时矩曲线方程 t 1 v x 2 4 h 2 − 4 h x s i n φ t\frac{1}{v}\sqrt{x^2 4h^2 - 4hxsin\varphi} tv1x24h2−4hxsinφ 并对这个公式进行化解也是一个双曲线方程。且极小点在虚震源正下方 倾斜界面共炮点地震记录其双曲线的极小点则就不在震源正下方。故反射波时矩曲线与地层倾角有关倾斜角越大极小点偏离震源就越远。 在水平层状的地层下经过推导可以知道若炮检矩不大时共炮点反射波时矩曲线可以近似看成双曲线。浅层的时矩曲线要比深层的时矩曲线更陡 地震波在更复杂介质中的传播 若在更复杂的地质情况时矩曲线都不能描述地震波的真实传播则可以使用射线追踪地下复杂的介质模拟时矩曲线方程或可以利用地震波动方程模拟共炮点地震记录。
