地震勘探原理重点、考点

1、了解地下资源信息有那些主要手段

1、地质法：(Geology Method)

2、地球物理方法:(Exploration Methods）

3、钻探法：Drill Way (Log/Well）

4、综合方法：地质、物探（物化探)、钻探结合起来,进行综合勘探。

2有几种主要地球物理勘探方法,它们的基本原理。

地震勘探、重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地球物理测井

3、什么是地震勘探？

就是通过人工方法激发地震波（弹性波），研究地震波在地层中传播的规律，以查明地下的地质构造，从而来为寻找油气田或其它勘探目的服务的一种物探方法.

4、地震勘探的主要工作环节。

   野外资料采集、地震资料处理、地震资料解释

第一章 地震波动力学   

地震波运动学：研究在地震波传播过程中的地震波波前的空间位置与其传播时间的关系，即研究波的传播规律，以及这种时空关系与地下地质构造的关系。

地震波动力学：研究地震波在传播过程中波形、振幅、频率、相位等特征的及其变化规律,以及这些变化规律与地下的地层结构，岩石性质及流体性质之间存在的联系. 

地震波：一种在岩层中传播的、频率较低的弹性波。

波阵面—波从震源出发向四周传播，在某一时刻，把波到达时间各点所连成的面，简称波面.

波前—某一时刻介质中刚开始振动与静止时的分界面。

波后—振动刚停止时刻的分界面为波后，也叫波尾。

波线-在一定条件下,认为波及其能量是沿着   一条“路径”从波源传到所观测的一点P.这是一条假想的路径，也叫射线。是用来描述波的传播路线的。

振动曲线-—某点振动随时间的变化的曲线称为，也称振动图。

一条振动曲线只反映一个点的振动。

波形曲线-把在同一时刻各点的位移画在同一图上形成的曲线。

波形曲线表示某时刻各点振动位置 与各点位置的关系.

不同的时刻有不同的波形曲线。

视速度—当波的传播方向与观测方向不一致（夹角θ）时，观测到的速度并不是波前的真速度V,而是视速度Va.

透射定律

   1)透射线也位于入射面内，

   2）入射角的正弦和透射角的正弦之比等于第一和第二两种介质的波速之比，即

声阻抗

    指的是介质（地层)的密度和波的速度的乘积(Zi=ρiVi，i为地层)，在地震学中称波阻抗

斯奈尔(Snell）定律： 

费马原理指出波在各种介质中的传播路线，满足所用时间为最短的条件(旅行时为极小）

惠更斯（huygens)原理

波在传播过程中，任意时刻的波前面上的每一点都可以看作是一个新的点震源，由它产生二次扰动，形成元波前,且以后时刻的新波前面的位置就是该时刻波前面所激发的所有二次波的包络面。

体波—-在介质的整个立体空间中传播的波，称为体波。有两种类型的波:纵波和横波

面波—在自由表面或岩 体分界面上传播的波.

纵波 质点振动方向与波的传播方向一致，传播速度最快。又称压缩波(compressional）、膨胀波(dilatational)、纵波（longitudinal)或P-波(P-Wave)。

横波  质点振动方向与波的传播方向垂直，速度比纵波慢，也称剪切(shear)波、旋转（rotational）波、横波(transverse)或S-波（S-wave），速度为纵波约0.7倍.

时距关系（曲线)

表示波从震源出发，传播到测线上各观测点的旅行时间t，同观测点相对于激发点的距离x之间的关系曲线.

波至（初至）-—接收点由静止状态到因波到达开始振动的时刻，这个时刻称为波的初至.

相位——这个相位与物理中的相位概念不同，地震勘探中习惯用振动波形图上某个特定的位置(极大或极小值)来表示。地震相位通常指反射波组的特征,包括振幅、周期和连续性等。

同相轴（event）-—一组地震道上整齐排列的相位,表示一个新的地震波的到达,由地震记录上系统的相位或振幅变化表示。

纵测线：

激发点与接收点在同一条直线上，这样的测线称为纵测线.用纵测线进行观测得到的时距曲线称为纵时距曲线。

非纵测线:

激发点不在测线上，用非纵测线进行观测得到的时距曲线称为非纵时距曲线。

正常时差

水平界面时，对界面上某点以炮检距x进行观测得到的反射旅行时同以零炮检距(自激自收）进行观测得到的反射旅行时之差.这是由于炮检距不为零引起的时差.

动校正 在水平界面的情况下，从观测到的反射波旅行时中减去正常时差∆t，得到x/2处的t0时间。这一过程叫正常时差校正，或称

倾角时差 

去掉炮检距的影响，纯粹由于界面存在倾角而引起的反射波旅行时差，称为倾角时差。

也可以说是由激发点两侧对称位置观测到的来自同一界面的反射波的时差。 

时距曲面

如果在一点激发，而同时在一个面上的许多点进行接收，若观测面是平面，波到达观测面上的各点的时间t就是观测点坐标（x，y）的二元函数t = f(x，y)，显然,函数t = f（x，y)的图形是一个曲面,称为时距曲面，函数t = f（x,y)称为时距曲面方程。

时间场

设有一个地震波在介质内传播,如果在介质中任一点M（x，y,z）进行观测，则可以确定波前到达这一点的时间t，波前传播的时间t可以看成观测点坐标（x，y,z）的函数，即t=g(x,y，z）,因而就可以确定了一个标量场t(x，y，z)，在地震勘探中把这个标量场叫做时间场，即波至时间的空间分布；

等时面

如果给定一个时间值ti，则可以找出由空间具有相同ti值的点所组成的波面，称为等时面。

平均速度Vav－－就是用这组地层的总厚度去除以波在垂直层面的方向旅行的总时间。 

第二章 地震信号的频谱分析

频谱分析，就是利用付立叶方法来对振动信号进行分解并进而对它进行研究和处理的一种过程。

频谱(Spectrum）：

一个复杂的振动信号,可以看成是由许多简谐分量叠加而成;那许多简谐分量及其各自的振幅、频率和初相，就叫做复杂振动的频谱.  

振幅谱是以频率为横坐标、各频率谐波的振幅为纵坐标绘出的曲线；

相位谱则以各频率谐波的相位为纵坐标绘出的图形。

主频ω0  -—频谱极大值所对应的频率。

频宽Δω=ω2-ω1  -—振幅谱等于最大值的0。707倍处的两个频率值之间的宽度。

采样定理

若采样频率为fs时，信号频率为f,则满足这样的条件,即当采样频率fs大于信号频率f的2倍时,采集到的离散信号才能完全恢复原来的连续信号。     

假频(Alias

某一频率的连续信号，在离散采样时，由于采样频率小于信号频率的两倍，于是在连续信号的每一个周期内取样不足两个,取样后变成另一种频率的新信号，这就是假频。

第三章 地震勘探的野外工作

随机干扰－－表现为无一定频率、传播方向的干扰波,在地震记录上形成杂乱无章的干扰背景.形成形成因素很多,自然条件、激发条件、人为条件；随机干扰也可能出现重复，如地表不均匀引起的散射.

规则干扰－－具有一定主频 和视速度，能在地震记录上以一定同相轴出现的干扰波.如面波、声波、浅层折射波，侧面波等。

面波－地震勘探中最常见的一种干扰波,是沿自由表面传播的波，产生原因很多，如地表的纵波、横波干涉引起的。

特点:

  1、频率低(几－30Hz）

  2、速度低（100－1000m/s），常见的速度在200－500m/s，时距曲线是直线，

  3、频散现象（Dispersion）--速度随频率变化V=V(f)。在地震记录上呈扫帚状。

  4、能量的强弱与激发岩性、深度和地质条件有关。

面波的压制方法：

  1、选择适当的激发条件:

     激发岩性:疏松地层容易产生较强的面波

     激发深度:越深面波越弱

  2、采用组合的方法压制面波（组合的方向特性）；

  3、选择适当的观测系统避开面波；

  4、资料处理：频率滤波。

声波－－在坑、浅水池、河和干井中爆炸，都会出现强烈的声波，在空气中传播的波,特点：比较稳定，频率较高,速度在340m/s左右,延续时间短.

克服方法:采用井中爆炸，并用埋井的办法以增强有效波能量和防止声波干扰。

浅层折射波－－当浅层存在高速度地层时产生。

侧面波－－非射线平面来的波均称为侧面波，一般影响深层记录,利用三维偏移压制侧面波.

测线布置两个总的要求: 1)测线应为直线；

 2)测线一般垂直地下构造的走向

地震测线

    指沿地面或海面进行地震勘探野外工作的路线.

    沿测线观测到的数据经数据处理以后的成果，就是地震剖面（时间剖面或深度剖面），它是地震资料解释的基本依据。测线的布置对于了解地下构造有很大的关系。

观测系统的概念

在具体施工中，每条测线都分成若干观测段，逐段进行观测。

-指地震波的激发点和接收点的相互位置关系，或激发点与接收排列的相对空间位置关系。 

地震排列—指每次激发时所安置的多道检波器的观测地段称为地震排列。

排列的概念

用来记录反射地震波的炮点与检波点（检波器）组合中心之间的相对位置.在一个工区,此关系是固定的。

道间距—指相邻检波器之间的距离，Δx.

炮间距—指相邻两炮之间的距离，υ。

偏移距—指炮点离第一个检波器的距离，等于最小炮检距，μΔx 。

覆盖-如果某一段界面上的反射波能被排列接收,称这段界面受到覆盖或受到追踪。

综合平面法

—-在平面图上表示出激发点和接收点的相对位置关系，以及观测到的地段.

综合平面法的作图方式：

①把测线上的激发点O1，O2，O3……按一定比例尺标在水平直线上。

②然后从激发点向两侧作与测线成450角的斜线，组成坐标网.

③当在测线上某点激发而在某一地段接收时,则可将测线上的接收段投影到通过爆炸点的450斜线上，用这段投影来表示。

要了解观测段所反映（追踪)的界面(水平），可以把斜线上的接收段向水平线作投影就是。

多次覆盖是指对被追踪界面的观测次数而言，n次覆盖即对界面追踪n次。

观测系统覆盖次数与排列和移动道数

在施工中,每放一炮，排列和炮点向前移动的道数m为:

N是排列中的接收道数：n是覆盖次数；S是一端放炮时等于1，两端放炮时等于2.

例如,24道接收，三次覆盖一端放炮,放完一炮后，炮点的排列向前移动4道检波点距.若十二次覆盖，则应移动1道检波点距。 

地震勘探对激发的要求

使地震波具有足够强的能量

使有效波具有较强的能量、显著的频谱特征和较高的分辨率

炸药震源与地震波的关系：

可控震源

定义：

   —利用气体或水力，驱动地面上或水介质中的钢板，使其产生一种频率可控制的波列，作为地震勘探的震源,震源的波列示已知的. 

工作原理：

   通过增加波列的延续时间来增加地震波的能量

增大有效波的能量有两个途径：

  1）增大振幅，如加大药量，这种方法受到一定；

2）增大信号的延续时间△t,信号延续时间过长又降低了分辨能力，这是一个矛盾

工作方法：

  根据相关分析原理，采用脉冲压缩记录方法（也称连续振动法Vibroseis），向地下输入一个延续时间很长的脉冲信号，记录的地震响应在资料处理阶段将其压缩成一个短脉冲，从而达到既增强信号能量，又不降低分辨能力的目的。

空间采样:

检波器对地震信号的接收，相当于沿着测线的波剖面的采样，只是间隔不是时间,而是距离(道间距），称为空间采样。

空间采样定理：

空间采样间隔△x(道间距）必须小于视波长λ＊的一半,即在一个视波长内空间采样不能少于两个点,否则产生空间假频。

低速带：

在地表附近的一定深度范围内，地震波的传播速度往往要比它下面的地层地震波速低得多,这个深度范围内的地层称为低速带.

降速带：

在某些地区低速带与高速带之间,还有一层速度偏低的过渡区，叫降速带。

低速带存在及其影响

低速带的存在对地震波能量有强烈的吸收作用和产生散射及噪音，并使反射波旅行时显著增大。

低速带厚度、速度都会沿测线方向改变，导致反射波时距曲线形状畸变，使地下构造形态受到歪曲。

低速带底部有明显的速度突变，是地震射线剧烈弯曲。

低速带的测定，是为了静校正提供参数.

测定低速带

浅层折射法 低速带底界是一个良好的折射界面,提供了用折射法勘查低速带的可能性。

微地震测井

双井微地震测井 

静校正

对由于地形高低、激发井深、低降速带等因素引起的反射波旅行时的畸变进行校正。

第四章 地震组合法原理

组合的定义

把多个检波器接收到的信号作为一个输出地震道，或者用多个震源同时激发构成一个总的震源，前者称为检波器组合，后者称为震源组合。 

干扰波与有效波的差别

1、在传播方向上不同，即干扰波的最大真速度和有效波的视速度范围不同

2、有效波和干扰波可能在频谱上有差别

3、有效波和干扰波经过动校正后的剩余时差可能有差别

4、有效波和干扰波在出现的规律上可能不同

组合的目的：

增强有效波,压制干扰波,提高信噪比。对于规则干扰波，组合具有方向特性，对不同方向来的波，具有不同的灵敏度；对于随机干扰也可压制。

震源组合—-在相隔一定距离的几个震点上同时激发，总效应为一炮。

检波器组合--指将一组检波器信号输出叠加起来作为同一道信号，有时也称组合形式（pattern)。

组合的类型

  1）简单线性组合

2)加权组合

  3)面积组合

组合的方向特性

同一道上n个检波器经组合后得到的总振幅与波的入射角有关，来自地下反射界面上的反射波差不多垂直入射到地面，n个检波器接收到的来自同一界面的反射近似同时到达地面（没有时差)，相加的结果使得该道的能量增加了n倍。

对于其它于地面法线有一定角度的地震波来说，到达某一检波器组合内各个检波器时，均有一定的时差，相加的结果就相应地受到了压制.

组合方向特性曲线图形特点

组合的方向效应

定义:是组合后的有效波与干扰波的振幅比与组合前的有效波与干扰波的振幅比之比。它用来估算组合对信噪比改善的程度。

最有利的条件下，组合的方向效应与组内的检波器的个数n相等,检波器个数越多，信噪比的改善越大。 

平稳随机过程—指其统计规律在时间变化过程中保持不变的随机过程.地震勘探中，随机干扰在一定条件下是平稳过程.地震勘探中，随机干扰可看作为具有各态历经性质的平稳随机过程，只需几个统计参数就可以描述这个随机过程

平稳随机干扰统计特性参数

平均值：表示围绕平衡位置而随机变化的特点。地震勘探中随机干扰的平均值为零

方差D是描述随机过程偏离其平均值的幅度变化大小的统计特性，它是一个非负的常数，与时间t无关。

相关函数-描述随机过程变换快慢的量。在地震勘探中，可以认为有效波与随机干扰之间是互不相关，它们的互相关函数为零。

随机干扰的相关半径  就定量说明两个检波器至少要相距多远，才能认为这两个检波器分别记录下的随机干扰是不相关的。 

组合的统计特性

组合对随机干扰的统计效应的主要结论:

检波器组合可以压制随机干扰,提高信噪比.

当组内各检波器之间的距离大于该地区随机干扰的相关半径时,用m个检波器组合后,其信噪比增大   倍。

信噪比b是指有效波振幅As与随机干扰的均方根值σ之比，即

组合的频率效应

①组合相当于一个低通滤波器，组合后信号的频谱与组合前单个检波器的信号频谱有差异,使组合后的信号波形发生了畸变。

②组合是为了利用地震波在传播方向上的差异来压制干扰波，突出有效波.虽然组合本身具有一定的频率选择作用，但我们不是利用这种频率选择作用进行频率滤波。

③组合的这种低通频率特性只能起到使有效波波形畸变的不良作用,不是利用它，而是要尽量避免这种低通滤波特性。

④由于检波器组合系统具有低通滤波作用，会滤掉地震波的高频成分，使地震波频谱变窄，波形被展宽，这会降低地震分辨率。

⑤n越大,△x越大,组合的方向特性越好，频率滤波作用越强,对分辨率的损害及造成有效波的畸变也越严重.

⑥由于△t =△x/V*,对于有效反射波应尽可能通过野外工作方法增大视速度,即减小△t,以获得最佳组合效果。

组合的平均效应

1)对地表的平均效应。

当检波器在安置条件上有差异时，包括地形的起伏和表层的低降速带的变化，组合的作用是把它们平均，使反射波受地表条件的变化的影响减少，组合对地表的平均效应是有利的。

2）对地下界面的平均效应

      因为组内各检波器接收的反射波是来自反射面上的许多点，如果这许多点位于一个平面上,则组合后的反射点可以认为处于这些点的中心;如果各反射点不在同一平面上，而是高低不平,比如在断层两侧，则组合后所得的波是起伏不平的面或断层两侧反射波平均的结果，这对细致研究断块特点不利，所以高分辨率或高精度地震勘探要求小组合基距就是为了避免组合对地下界面的平均效应。

其他组合方式：加权组合（不等灵敏度组合)、反向组合、面积组合等。

不等灵敏度组合

不等灵敏度组合就是采用某些办法使同一组内各检波器接收到的信号幅度不一样。

如果组合内个检波器的灵敏度由组合中心向两端渐减，能使干扰波进一步被压制，其方向特性更优于等灵敏度组合.

面积组合的方向特性

简单线性组合只能压制沿测线方向的规则干扰波，而不能压制垂直或斜交与测线方向的规则干扰波,因此常采用面积组合。

面积组合的方向特性，可以将其分解为x和y两个方向的简单线性组合。

采用矩形面积组合时,通常沿测线方向检波器多一些,垂直测线方向少一些。

第五章 共反射点叠加法

野外共反射点叠加——多次复盖

多次覆盖(multiple coverage)技术最早是由梅恩(Mayne,1962）提出的，其基本思想是按照一定的观测系统对地下某点的地质信息进行多次观测，保障原始记录质量。

多次复盖的目的

提高信噪比,改善地震记录的质量。

采集的数据本身信噪比并没有提高。

提高信噪比是在室内处理实现的.

室内共反射点叠加——水平叠加

在室内将野外观测的多次复盖原始记录，抽取共反射点(CRP)或共中心点（CMP) 道集记录，进行速度分析、动静校正、水平叠加等一系列处理，最终得到能基本反映地下地质形态的水平叠加剖面或相应的数据体，这一整套工作称为共反射点叠加法，或简称为水平叠加（horizontal stacking)技术。

共反射点叠加的作用

提高信噪比,改善地震记录的质量.

  实际上是将不同检波点接收到的来自地下同一反射点的不同激发点的信号，经动校正后,叠加起来，使一次反射波加强，而干扰波相对削弱.

压制规则干扰波，尤其是多次波效果最好。此方法利用了校正后有效波与干扰波之间的剩余时差的差异。

压制随机干扰，比组合效果好

水平界面共反射点时距曲线特点：

在水平界面上，共反射点时距曲线是一条双曲线,极小点在x=0处。

共反射点时距曲线：它只反映界面上的一个点，即共反射点R的反射。

共反射点时距曲线中：t0为共中心点M的垂直反射时间.

共炮点与共反射点的时距曲线比较：

在水平界面上，两种时距曲线都是一条双曲线，极小点在x=0处,但物理意义不同。

共炮点时距曲线：它反映了一段反射界面。

共炮点时距曲线：t0为炮点O的垂直反射时间.

倾斜界面的共中心点时距曲线方程

当界面倾斜时，对称于M点所激发和接收对应的反射点不再是同一个R点，而是分布在一个范围之内。

倾斜界面不存在共反射点,而只有共中心点。

对于倾斜界面，这些道共中心点道集。它们的叠加不是共反射点叠加，而是共中心点叠加，也叫共反射段叠加。

引入共中心点道的概念,可以适应不同产状的地层。

倾斜界面共中心点时距曲线特点:

时距曲线是一条双曲线,以过M点的纵轴为对称轴；

相当于深度为h0,速度V =Vφ换成等效速度的水平界面共反射点的时距曲线方程；

倾角φ的大小只影响曲线的陡缓，与曲线的形状和倾向无关。

时距曲线的极小点位置为共中心点M处：

                     h0为共中心点M处法线深度

倾斜界面共中心点时距曲线与倾斜界面共炮点时距曲线的比较：

两种时距曲线都是双曲线,反映一段反射界面。

而共炮点反射波时距曲线的极小点位置在虚震源在地面的投影

              h0--表示激发点O处法线深度

 Vφ  〉V (只有φ =0时， Vφ =V ），共中心点时距曲线比倾斜地层的共炮点时距曲线要平缓。  

多次波的定义——指一些往来于分界面之间几次反射的波,这种波称为多次反射波，简称多次波.

多次波产生的条件：要有良好的反射界面，即反射系数较大。

    -—如基岩面、不整合面、火成岩、海水面、海底面和其它强反射界面。

多次反射波的类型

1)全程多次反射波

2）短程多次反射波

3)微屈多次反射波

4）虚反射

全程n次波的旅行时为:  

水平界面的全程n次反射波相当于来自深度为nh的等效界面的一次反射波.

时距曲线为双曲线。

倾斜界面全程多次反射波时距曲线

全程二次反射波时距曲线的特点：

它也是一条双曲线；在倾角φ较小情况下,cosφ≈1, t’0 ≈2t0 ;等效界面的倾角φ'等于一次反射界面倾角φ的二倍，即φ’=2φ ；二次全程多次波极小点偏移激发点的距离近似地是一次波的四倍

反射波时距曲线的动校正

正常时差—在水平界面下,反射波旅行时与零炮检距t0 （自激自收）时间之差。

动校正—从反射波旅行时中减去正常时差∆t,得到x/2处的t0时间.

1、水平界面共炮点时距曲线的动校正

对于水平界面，共炮点反射波时距曲线动校正之后，由双曲线变成一条水平直线，能形象的反映地下界面的形态.

2、倾斜界面共炮点时距曲线动校正 

倾斜界面的共炮点道集，反射波同相轴动校正之后，由双曲线变成一条倾斜直线,也能反映地下界面的形态.

3、共反射点时距曲线的动校正

1）、水平界面共反射点时距曲线动校正 

共反射点道集经动校正后，各道的时间都换算成M点的t0时间，共反射点道集时距曲线变成一条t=t0的直线。

动校正量：  ——等于共炮点道集的正常时差

3）、倾斜界面共中心点时距曲线的动校正

如果只知道地层的真速度V，而不知道Vφ时,无法精确计算△tφ 。

动校正量是在     条件下的近似公式,大排列观测时,常常不能将双曲线拉成直线。

动校正量 

△td ≥△tφ  -—实际作动校正时，不管地层是水平还是倾斜，都用水平界面动校正公式计算动校正量进行校正，这样就不能把倾斜界面共中心点道集拉成直线.

在倾斜界面时，地下不是共反射点，多次叠加仍是一段界面的平均效应，从而降低了勘探精度。

对于倾角较大的地层或复杂构造，其真正实现共反射点叠加需用偏移叠加方法.

4、剩余正常时差(residual normal moveout)

实际中，不管任何形式的波都当作水平界面均匀介质的一次反射波进行动校正，则道集内各道其它波的旅行时不一定都能校正为中心点的自激自收时t0，而可能还存在一个时差.

剩余时差—-把某个波按水平界面一次反射波作动校正后的反射时间与共中心点处的t0之差叫剩余时差.即由于未能完全将正常时差消除而剩下来的那一小部分正常时差。

5、多次波动校正的剩余时差特点

当t0=t0d时，V 〉Vd ，则tD>t，δtD>0.

动校正后表现为校正不足；

其剩余时差随炮检距的增大而增大。

多次波的剩余时差是按抛物线规律变化的。

与炮检距x的平方成正比；

与t0成反比，而Vd、V在一定的地区也随t0而变化，总的说来q也是t0的函数。

多次叠加振幅特性曲线特点

(1)通放带 

当a=0，P(0）=1,即剩余时差为零的一次波有最大的叠加幅值。

随着a的增大P（a)迅速减小;

当a=α1时， P（α1）=0。707，通常认为P（a）≥0。707表明叠加后波的振幅得到加强。把［0，a1］ 的范围称为通放带,α1作为通放带边界。

（2)压制带 

P（a)的低值区，用P(a）=1/n作为此区的平均值,得左右两个交点为ac，ac',称［ac，ac’]为压制带，ac、ac’ 称为压制带边界。

在压制带内,波得到最好的压制，叠加后被削弱.为使多次波得到最好的压制，则要求多次波的叠加参量满足： 

         ac≤ad≤ac′ 

在压制区内，也有极大值，其极大值称为三次极大值P(a3),三次极大值能说明压制量的大小。

当P（a3)> P=1/n 时,说明压制效果不好;

当P（a3）< P=1/n 时，说明压制效果较好。

在压制区内，有第一极小值Pm=P(am） .

（3)二次极值带 

过了压制带后，出现第二个极大值P（a2） 

当a>a2时，就进入二次极值带.当干扰波进入二次极值带时，压制效果就不好。

当其它参数不变时,n 越大,特性曲线在二次极值带内极值越小.

当采用大道间距时，多次波就可能进入二次极值带，则必须同时增加复盖次数,以降低二次极值带的极值。

上面讨论的公式只适用于简谐波，实际的地震波是脉冲波.

脉冲波多次叠加特性的结论:

    脉冲波的多次叠加特性曲线不存在二次通放带，在过渡带之后就是压制带,而且压制带与过渡带的叠加特性幅值较简谐波的小。

多次叠加频率特性

P（ω）值与频率ω和剩余时差δtk ，正如组合的频率特性一样，进行多次叠加也存在频率滤波作用.

当一次波动校正正确时，δtk = 0，多次叠加对一次波没有起到滤波作用。这时,P(ω）=1与频率无关.

当δtk ≠0时 ，对一个脉冲波，可以分解成许多简谐波的叠加，不同频率的简谐波就有不同的叠加效果,相当于叠加起着频率滤波作用。

如果由于某种原因导致一次波仍存在剩余时差,则多次叠加对一次波也有频率滤波作用,相当于低通滤波,叠加后主频降低。

多次叠加的统计效应

1)经过多次叠加后,有效波相对于随机干扰的信噪比要提高  倍.

2）多次叠加的统计效应要优于组合的统计效应.

组合是同一次激发，由n个检波器接收到的信号的叠加,检波器接收到的随机干扰是由同一震源在同一时间产生的.

多次叠加中一个共反射点道集内各道记录下的随机干扰是由震源在不同时间、不同地点激发,并在不同时间、不同地点接收到的,CMP道集中各道之间的距离也比组合的组内距大,故多次叠加中各道的随机干扰更符合“互不相关”的条件。 

地层倾角对反射波叠加的影响 

当地面倾斜时，对水平叠加效果的影响可归结为:共反射点的分散和把倾斜界面当水平界面计算动校正量造成的校正不准的影响。 

1、倾斜界面的共反射点分散 

当反射界面倾斜时，各叠加道的反射信号并非来自同一反射点，随着炮检距的增大，反射点要向界面上倾方向偏移。

共中心点道集反映的不是一个共反射点，而是一个反射段,反射段的大小与界面的倾角及埋深、观测系统有关。 

用实际反射点偏离共中心反射点的距离来表示反射点分散程度

2、界面倾斜时动校正的剩余时差

实际动校正时,不管地层是水平还是倾斜，都用水平界面动校正量Δt 进行计算,即

这就不能把倾斜界面共中心点道集拉成直线,剩余时差为:

倾斜界面的反射波剩余时差总是负值。

如果动校正时,倾斜界面用等效速度Vφ计算动校正量，则剩余时差为零,这就能把倾斜界面共中心点道集拉成直线。

3、倾斜界面动校正的特点

1） 对倾斜界面按水平界面的动校正量进行校正，则剩余时差总是负值，对倾斜界面的一次反射波总是校正过量，校正后同相轴与波的初至波方向相反，影响叠加的效果，尤其倾角大时叠加效果更差。

2） 一般情况下,对多次波总是校正不足，正好与倾斜界面校正后反射同相轴相反,这为鉴别多次波和倾斜层反射提供了一个重要的标准。

3） 对于倾角较大的层状介质或陡构造地层，其真正实现共反射点叠加需用偏移叠加方法. 

组合与多次叠加的主要差别：

①时差规律不同

◆组合把地震波看成是按平面波传播的，组合的时差规律是线性关系。

◆多次叠加则要求对CMP道集内的各道进行动校正,动校正后的时差规律一般不是线性的，如多次波的剩余时差为抛物线,即剩余时差与炮检距的平方成正比.

②反映的反射点不同

◆ 组合属于共炮点叠加，地下界面水平时，组合检波是实现组内一个反射段上来的反射波叠加。

◆多次叠加是共反射点或共中心点叠加。地下界面水平时，而多次叠加是实现不同炮、不同道，但属于同一反射点上的反射波叠加。

③压制干扰波的效果不同

◆组合压制干扰波主要是根据反射波和干扰波的视速度不同，它能压制视速度较低的面波干扰等，但不能压制与反射波视速度相近的多次波；

◆多次叠加压制干扰波，靠动校正后剩余时差不同，对多次波有很好的压制作用。对随机干扰，多次叠加比组合的压制效果要好。

第六章 地震波的速度

地震波速度及影响速度的因素

1、速度与岩性的关系  火成岩的地震波速度的变化范围比变质岩和沉积岩小

2、速度与密度的关系  地震波速度与岩石密度的有密切关系，大多数随密度增加而增大

3、与埋藏深度的关系  在岩石性质和地质年代相同的条件下，速度随岩石埋藏深度的增加而增大

4、速度与压力的关系 

⑴致密岩石 压力的影响很小，一般可忽略。

⑵孔隙介质  上覆压力增加，而孔隙压力不变，地层速度增加

孔隙压力增加,而上覆压力不变，地层速度降低

5、与构造历史和地质年代的关系

①同样深度、成分相似的岩石，当地质年代不同时，波速也不同，年老的岩石比年青的岩石具有较高的速度.

②速度与构造运动的关系,在不同地区有不同的表现。

在强烈褶皱地区，经常观测到速度的增大；

在隆起的构造顶部、则发现速度减低。

6、与岩石结构的影响  地震波速度受岩石的基质结构所控制，诸如颗粒—颗粒接触关系、圆度、分选性、胶结程度等。

7、与孔隙度和含流体的关系  孔隙度越高,岩层速度越低；

流体速度越高，岩石骨架速度越高，岩层速度越高；

岩石孔隙的不均匀性或孔隙形状的变化，都会导致岩层速度的变化.

8、与温度的关系  当温度升高时，气饱或水饱和岩石的地震速度仅稍有减少

当岩石为原油饱和时，纵波速度随着温度的增加而大幅度地降低。

9、与频率的关系

层速度Vi （interval velocity)

在地震勘探中，把某一相对稳定或岩性基本一致的沉积地层所对应的速度称为该地层的层速度。

平均速度Vav （average velocity）

定义A ——一组水平层状介质中某一界面以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该界面以上各层的总厚度与总的传播时间之比

定义B——在水平层状介质中，波沿直线传播所走过的总路程(最短路径）与所需总时间之比。  

引入平均速度的思想——地震波传播遵循的是“沿最小时间路程传播”，在非均匀介质（如层状介质)中,最小时间路程将是折线而不是直线,引入平均速度时所作的“地震波沿最短路程直线传播"假设就是对一种实际介质结构的近似简化.

均方根速度VR (root mean square velocity) 

把水平层状介质情况下的共炮点反射波时距曲线近似地当作双曲线时,求出的波速就是这一水平层状介质的均方根速度。

均方根速度概念是如何引入？

在一定条件下，将水平层状介质的时距曲线写成显式形式，或双曲线形式:

            —水平层状介质的反射波时距曲线方程

VR ——相当于均匀介质情况下的波速，称为n层水平层状介质的均方根速度.

由均方根速度计算层速度    --利用均方根速度求层速度的Dix公

等效速度Vφ （equivalent velocity） 

均匀倾斜界面的共中心点时距曲线方程为  引入 ： 

Vφ叫做倾斜界面均匀介质情况下的等效速度。

射线平均速度

把地震波沿某一条射线所走的总路程除以所用的总旅行时,叫做波沿这条射线的射线平均速度

叠加速度Vα （stacking velocity)

在一般情况下，包括水平界面均匀介质、倾斜界面均匀介质、覆盖层为层状介质或连续介质等，都可将共中心点反射波时距曲线看作双曲线，用共同的式子来表示：　

Vα 称为叠加速度

平均速度的测定

一、实验室测定

①脉冲法

②超声干涉法

③共振法

二、井中测定方法　

1、地震测井资料资料或零偏移距垂直地震剖面（VSP - Vertical Seismic Profile )

2、声波测井资料

3、地震测井与声波测井 

都可求取相应的平均速度和层速度。

三、时距曲线分析方法

　　此类方法通常把覆盖层视为均匀介质.

利用实际观测到的直达波或折射波资料,直达波或折射波的时距曲线是一条直线，该直线斜率的倒数就是介质或折射层界面的速度

叠加速度Vα的含义—另一个角度来理解

    在实际的地震资料处理工作中，通过计算速度谱来求取叠加速度。即对一组共反射点道集上的某个同相轴，利用双曲线公式选用一系列不同速度Vi，计算各道的动校正量,对道集内各道进行动校正；当取某一个Vi 能把同相轴校成水平直线（将得到最好的叠加效果）时，则这个Vi 就是这条同相轴对应的反射波的叠加速度。

叠加速度Vα也称为动校正速度

各种速度之间的关系：

①平均速度一定小于或等于均方根速度。

②由叠加速度计算均方根速度：

均匀介质下求取的叠加速度就是平均速度.

水平层状介质的叠加速度就是均方根速度。

界面倾斜时，叠加速度是等效速度Vφ，此时叠加速度作倾角校正后，得到均方根速度。

    ③由均方根速度计算层速度的Dix公式：

④平均速度与均方根速度的换算

   对于不同的速度模型，方法有所不同

如对于水平层状介质：

地震子波　炸药爆炸时会产生的尖脉冲，在爆炸点附近的介质中以冲击波的形式传播,当传播到一定的距离后，波形逐渐稳定,我们称这时的地震波为地震子波

同相轴(event) -—地震剖面上的同相轴是指波峰或波谷此类相同相位的连线

识别有效波的标志：同相性或相干性、振幅显著增强、波形相似

水平叠加时间剖面的特点

    １、经过水平叠加后得到的自激自收时间剖面,能比较直观地反映地下地质构造特征

２、水平叠加时间剖面上常出现各种特殊波（如绕射波、断面波、回转波、侧面波等），这些波的同相轴形态并不表示真实的地质形态，必须经过严格处理才能用来解释,恢复真实面貌

　　３、水平叠加剖面上存在偏移现象。

偏移现象　　当界面非水平时，水平叠加剖面上反射波的位置不是来自于该点的正下方，真正的反射点向上倾方向偏移，这种现象称为水平叠加剖面的偏移现象.

绕射波　几何地震学的观点认为：地震波在传播过程中若遇到地层或岩性突变点(如断棱、地层或岩性的尖灭点、不整合面的突起点等)，这些突变点会成为新的震源,再次发出球面子波,向四周传播，该波动在地震勘探中称为绕射波

绕射波时距曲线的主要特点

1)绕射波时距曲线也是双曲线；

２）绕射波时距曲线的极小点在绕射点正上方

3)绕射波时距曲线极小点的位置与激发点无关

4）绕射波时距曲线与同界面反射波时距曲线在x=2L上相切

5）整条绕射波时距曲线在反射波时距曲线的上方。

物理地震学：地震勘探的基本理论包括几何地震学和波动地震学。介于两者之间的是物理地震学。

物理地震学认为：地震波是一个波动,不能简单地把它视为沿射线传播。

广义绕射　　反射波只是反射界面上所有小面元产生绕射波的集合，这种绕射称为广义绕射

几何地震学和物理地震学主要差别：

如果断块的大小比地震波长大得多,几何地震学是行之有效的.

如果断块很小,小到与地震波长相当时，地震波的波动特点就表现得很突出，应当用物理地震学的概念来解释小断块构造的各种地震波特点，才符合客观实际。

几何地震学只研究运动学问题，它不能保留波的动力学特点，对复杂地质构造产生的复杂的波场就不能作出正确的解释；

物理地震学处理地震波波场时，同时研究运动学和动力学问题，既考虑了波的传播时间,又考虑了波的强度，因此有可能对复杂的地质体产生的波场作出正确的解释。

垂向分辨能力　是指地震记录沿地层垂直方向所能分辨的最薄地层厚度。

１垂向分辨能力主要取决于　地震子波的波长（频率）、延续时间的周期数和波速。

２提高垂向分辨能力的方法　1）提高子波频率，主要通过野外采集来实现

　　　　　　　　　　　　2）减小速度或波长,采用横波勘探。

　　　　　　　　　　　　3）压缩地震子波长度，主要通过反褶积来实现。

横向分辨能力　是指地震记录横向上所能分辨的最小地质体的大小。

１影响横向分辨率的因素　　

1）菲涅尔带半径越小，横向分辨率越高;

2）频率越高，菲涅尔带半径越小,横向分辨率越高;

3）反射界面深度越大，菲涅尔带半径增大，横向分辨率降低；

4)速度越大，菲涅尔带增大，横向分辨率降低。

２提高横向分辨率的方法

1）提高横向分辨率需要减小波长，由于  λ=VT=V/f,所以要提高地震波的频率。

2）偏移是提高地震勘探横向分辨率的根本方法.偏移是绕射波收敛,菲涅尔带收缩。

水平叠加剖面的问题及解决途径

1、水平叠加剖面总是把界面上反射点的位置显示在地面共中心点下方的铅垂线上。

2、当地层水平时,这种显示方式是与实际情况符合的；

3、当地层倾斜时，界面法线平面与铅垂面并不正交，地层倾角愈大，两者的差别愈大。时间剖面上记录点位置与反射点的位置不相符合,记录点的显示位置总是相对于反射点向界面的下倾方向移动，这是不利于地震资料的地质解释的。 

道集，动校正，水平叠加。实际上是共中心点叠加而不是真正的共反射点叠加，这会降低横向分辨率.

5、水平叠加剖面上也存在绕射波没有收敛,菲涅尔带干涉带没有分解，回转波没有归位等问题。

解决上述问题的主要途径：

1）通过数学关系,利用公式换算得到地质分界面的正确空间位置；

2)偏移处理，这是把反射和绕射准确归位到其真实位置的反演过程；

3）作图时进行空间校正，恢复地质构造的真正形态。

真倾角——倾斜界面与水平地面的夹角叫做界面的真倾角,用ψ表示。

视倾角——如果测线方向不同,则反射同相轴的产状也将不同,即在地震剖面上显示的界面倾角也将不同。这种与测线方向有关的倾角称为界面沿该测线方向的视倾角，用ϕ表示。

方位角—-测线与倾斜界

  面的倾向在地面的投影线

  之间的夹角，用α表示.

真深度——从O点垂直地面向下到界面的深度称为真深度hz，也称为铅直深度或钻井深度.

法线深度——在射线平面内从O点到界面的垂直距离称为法线深度h。

视铅直深度-—在射线平面内由O点作垂直测线的垂线与界面相交得

   到的是界面的视铅垂

   深度hx 。

时间剖面的偏移校正-—把剖面上各点的法线深度变为视铅直深度,确定出一条倾斜同相轴所相应的界面段的真实位置。