返回成都理工大学信息工程学院
地震勘探主要是 研究 人工激发的 地震（弹
性）波 在浅层岩、土介质中的传播规律。其传
播的动态特征集中反映在两个方面，一是 波传
播的时间与空间的关系，称为运动学特征； 另
一是波传播中它的振幅、频率、相位等的变化
规律，称为动力学特征。前者是 地震波对地下
地质体的构造响应,后者则更多 地表现出地下
地质体的岩性特征,有时亦是地质体结构特征
的响应。我们把上述两种特征统称为 地震波的
波场特征。
第 1篇 地震勘探
返回成都理工大学信息工程学院
工程地震勘探的基本任务就是通过研究 地震波
的 波场特征, 以解决浅部地层和构造的分布, 确定
岩, 土力学参数等工程和水文勘探中所涉及到的地
质 问题 。
本篇的 重点 是讨论 地震波场 的基本 理论和方法 。
在此基础上，引入近年来在工程勘探和检测中较新
或常用的方法技术，如瑞雷波法,CT成像技术、
桩基检测,PS波测井等，并结合工程实例，讨论一
般性应用问题。
返回成都理工大学信息工程学院
1,地震波动力学
1.1 弹性理论基础
地震勘察是通过观测和研究人工激发的弹性
波在岩石中的传播规律来解决工程及环境地质问
题的一种地球物理方法。
1.1.1 理想介质和粘弹性介质
由弹性力学的理论可知，任何一种固体，当
它 受外力作用 后，其质点就会产生相互位置的变
化，也就是说会 发生 体积或形状的 变化,称为 形
变 。外力取消后，由于阻止其大小和形状变化的
返回成都理工大学信息工程学院
内力起作用，使固体恢复到原来的状态，这就是
所谓的 弹性 。外力取消后，能够立即完全地恢复
为原来状态的物体，称为 完全弹性体,通常称之
为 理想介质 。反之，若外力去掉后，仍保持其受
外力时的形态，这种物体称为 塑性体,亦称为 粘
弹性介质 。
在外力作用下，自然界大部分物体，既可以
显示弹性也可以显示粘弹性，这取决于 物体本身
的性质和外力作用的大小及时间的长短 。
返回成都理工大学信息工程学院
地震波传播范围内，绝大多数岩石都可
以近似地看成是完全弹性体（理想介质）来
研究。
1927年勒夫（ Love,A,E,H）证明由于弹性能
是应变的单值函数，系数和必须相等，因此
36个弹性系数可以减少到 21个。当我们研究
的弹性体如果是各向同性介质，勒夫进一步
证明这些系数可以减少到只剩二个，我们把
它表示为 λ 和 μ, 称为拉梅常数。
返回成都理工大学信息工程学院
当 μ 值比较大时，值就变小，这说明常数
的物理意义是阻止切应变的一个度量，因此它
常常亦被称为 剪切模量。 对于大多数岩土介质，
帕，而对于液体，，此时切变无穷大
有时为了方便起见, 除了上述二个弹性常数以
外, 还应用其他一些弹性常数 。 最普通的是杨
氏模量 E,泊松比 σ和体积压缩模量 K。 这三个
弹性系数的定义分别是,杨氏模量 E表示为当
圆的或多角形柱体试件, 在其一端面上受力,
而侧面为自由面时, 所加应力与相对伸长之比,
返回成都理工大学信息工程学院
泊松比 ? 就是上述试验中横向缩短与纵向伸长之比，
因此有
,
xx
yy
e
e?
??
式中负号表示横向缩短。
体积压缩模量 K 表示当固体受均匀的流体静压力时，
所 加 压 力 和 体 积 相 对 变 化 之 比, 在 这 种 情 况 下
0,???????
xyzxyzzzyyxx
P ??????
,且 由 式 （ 1.1,14 ）有
??
yyxx
ee
?? 23 ?
??
P
e
zz
。此处 P 是流体静压力，负号表示
压力方向指向固体。
?
?
?
?
?
???
??????
xyxyzxzxyzyz
zzzzyyyyxxxx
eee
eee
??????
????????????
,,
2,2,2
( 1,1.1 4 _ )
图 1.1.23 均匀介质中的等时面 图 1.1.24 等时面族同射线族的正交关系
返回成都理工大学信息工程学院
对于各向同性的弹性介质而言, 5个弹性
常数中只要知道其中的 2个, 就可求出另外的
3个 。
返回成都理工大学信息工程学院
纵波和横波速度：
2/1
2
?
?
?
?
?
?
?
? ?
?
?
??
P
V
和
2/1
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
S
V
波动方程,
?????
?
??
22
2
2
p
V
t
( 1.1,27 )
????
?
?
?
?
?
?
?
22
2
2
S
V
t
( 1,1,28 )
?
?
?
?
?
?
?
??
????
?
??
tt
ttt
t
,0
0),(
0,0
（ 1.1,29 ）
式中 当
tt ??
时，
0??
的物理意义是震源力作用已结束，
波动在弹性介质中传播,此时波动方程（ 1.1,27 ）或
（ 1.1,28 ）变成齐次方程
返回成都理工大学信息工程学院
0
22
2
2
????
?
??
P
V
t
（ 1.1.30 ）
0
22
2
2
???
?
?
?
? ?
?
S
V
t
( 1,1.31)
以上齐次方程的解只研究波与介质性质的关
系，而不考虑震源力的作用,这类问题属于 波的
传播问题 ； 但是波动的性质首先决定于震源的性
质，则必须将波动与震源联系起来，这就要解非
齐次方程，这类问题称为 波的激发问题 。
返回成都理工大学信息工程学院
对球腔 纵波震源 来说，它的位移解是
r
r
e
Vr
a
e
r
a
r
aaP
S
p
r
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
???
?
?
?
?
?
??
?
?
?
?
?
?
??
??????
?
????
s i n
2
)c o s2( s i n
2
1
4
22
0
（ 1.1.37 ）
式中
2/1
2
1;
2;
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
??
?
??
s
p
p
s
p
V
V
aV
V
V
ar
t ????
。
返回成都理工大学信息工程学院
r
r
e
rV
Pa
S
p
r
?
?
??
?
??
si n
22
0
2
?
?
（ 1.1,38 ）
分析上式可得
① 在 球 腔 壁 上 作 用 单 位 正 压 力 （ 纵 波 激
发）时，弹性介质中产生的纵波质点位移
规律是 按指数衰减的正弦振动,衰减快慢
决定于 ? 的大小。
② 振动的强弱决定于系数
p
rV
Pa
?22
0
2
，由于该系
数中仅
r
为变量，说明 振动的强度随波传播
距离
r
的增大而反比地减小,在地震勘探中
称为 波的 球面扩散 。
返回成都理工大学信息工程学院
③ 纵波质点位移的方向 rS
?
同波传播的方向 r
?
是一
致的,地震勘探中把 质点位移的振动方向称为极
化方向,由于纵波仅在波传播的方向振动，因此
是 线性极化波 。传播特征见图 1.1.8 。
图 1,1.8 纵波的传播特征 图 1.1.9 球腔激 发横波示意图
返回成都理工大学信息工程学院
对于横波,
?
?
?
a
V
e
r
Sa
S
s
a
V
a
S
2
3
s i n
3
2
2
3
0
2
?
?
（ 1, 1, 3 9 ）
分析上式同样可得出 横波 的特点 为,
① 在球腔壁上加上单位切应力 S
0
后,横波的
质点位移是衰减的正弦振动,衰减快慢决定于
系数
?
。
② 横波的振幅也随波的传播距离
r
增 大 而 减
小，亦 具有球面扩散 。
返回成都理工大学信息工程学院
③ 横波亦为线性极化波, 因为其质点是在一
维空间内振动 。 但由于在球坐标标内同 r是
互为正交的, 故 横波的质点位移振动方向 有
别于纵波, 它 同波的传播方面 r垂直 。
在研究中, 通常把横波看作是由两个方向的
振动所组成, 一个是质点振动在垂直平面内
的横波分量, 称为 SV波, 另一个是质点振动
在水平平面内的横波分量, 称之为 SH波,
如图 1.1.10。
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.10 横波的传播特征
返回成都理工大学信息工程学院
1.2.2 振动图和波剖面
根据波动方程达朗贝尔解，函数 )(
1
?C 中的自变
量
V
ar
t
?
???
，既是时间 t 又是空间 r 的函数，即
u=u(t,r),因此就可以从不同的角度描述波动。 若
在某一确定的距离
1
rr ? 上观测该处质点位移随时间
的变化规律图形，令横坐标表示时间
t
，纵坐标表
示质点位移
u
，这种由
tu ?
坐标系表示的图形称波的
振动图 形。如图 1.1.1 1 所示,
返回成都理工大学信息工程学院
令时间 1tt ?,此时可以研究波动在 ru ? 坐标系中的
状态。 令横坐标代表波离开震源的距离
r
，纵坐
标仍表示质点移开平衡位置的位移
u
，这种图形
称 波 的 剖面 图。 如图 1,1.12 所示，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
*
?,
视波长的倒数称波数 *
1
?
?k
，即单位距离内波的
数目。
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.11 波的振动图形 图 1.1.12 波剖面图
返回成都理工大学信息工程学院
视波长
*
?,波数分量 k （一般沿地表观测就是
x
k,
也有人称之为视波数）和视速度
*
V 之间有
下述关系
*
*
***
f
V
VT ????
（ 1.1.4 0 ）
*
*
***
11
V
f
VT
k ?
?
??
? （ 1.1.4 1 ）
返回成都理工大学信息工程学院
1.2.3 地震波的频谱
由震源激发、经地下传播并在地面或井中接收到
的地震波通常是一个短的脉冲振动，应用信号分
析领域中的广义术语，称该振动为 地震子波 。它
可以被理解为 有确定起始时间和有限能量，在很
短时间内衰减的一个信号。 地震子波振动的一个
基本属性是振动的非周期性。因此，它的动力学
参数有别于描述周期振动的振幅、频率、相位等
参数，而用振幅谱、相位谱（或频谱）等概念来
描述。
返回成都理工大学信息工程学院
地震波的动力学特征既可以用随时间而变化
的波形来描写, 也可以用其频谱特性来表述 。 前
者是地震波的 时间域 表征, 后者则是其 频率域 表
征 。 由于它们具有单值对应性, 因此在任何一个
域内讨论地震波都是等效的 。
地震子波的另一个属性是它具有确定的起始
时间和有限的能量,因此经过很短的一段时间即
衰减，衰减时间的长短称为地震子波的延续时间
长度，以后将会讨论到，它决定了地震勘探的分
辨能力，而且可以很容易地证明,地震子波的延
续时间长度同它的频谱的频带宽度成反比。
返回成都理工大学信息工程学院
2,波的吸收衰减
由于地下介质的非完全弹性和不均匀性,
当地震波通过地层介质传播时, 会出现波的
吸收现象 。 此时, 介质的振动粒子之间产生
摩擦, 地震波的一部分能量转换成热 。 地下
介质弹性越好, 能量损失就越少 。 这表明分
选, 胶结好的地层波的吸收作用也小 。 由此
可得出以下结论：波的吸收一般随着深度的
增加而减小 。 浅层地震勘探中, 因调查的目
的层大多为未胶结的第四系软土沉积层, 故
地震波在软土地层中传播时波的吸收作用大 。
返回成都理工大学信息工程学院
在地震勘探中,地震波的振幅 A 随传播
距离
r
的增加按指数规律衰减,即
r
eAA
??
?
0 （ 1, 1, 5 7 ）
返回成都理工大学信息工程学院
在实际介质中传播时, 由于介质的吸收
衰减作用, 滤去了较高的频率成分而保留较
低的频率成分, 岩土介质的这种作用称为大
地滤波作用 。 高频成分的损失, 改变了脉冲
的频谱成分, 使频谱变窄, 因而使激发的短
脉冲经大地滤波作用后其延续时间加长, 分
辨率降低 。 如图 1.1.21所示, 这种经大地滤波
作用后输出的波称为地震子波 。
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.21 大地滤波作用对波形的改造
返回成都理工大学信息工程学院
惠更斯原理 表明，在弹性介质中，可以把已
知 t 时刻的同一波前面上的各点看作从该时刻产
生子波的新点震源，在经过
t?
时间后，这些子
波的包络面就是原波到 tt ?? 时刻新的波前。应
用惠更斯原理可以说明波的反射、折射和绕射现
象。见图 1.1.22 。
图 1.1.22 惠更斯原理示意图
返回成都理工大学信息工程学院
2,费马原理
费马原理表明, 地震波沿射线传播的旅行
时和沿其它任何路径传播的旅行时相比为最小,
亦 波是沿旅行时间最小的路径传播 (最小时间
原理 )的 。
在时间场内, 将时间相同的值连起来, 组成等
时面, 等时面与射线成正交 关系 。
返回成都理工大学信息工程学院
3, 视速度定理
图 1.1,2 5 的 A, B 为两个检波器，间距为
x?
，地震波沿射
线 1 到达 A 点的时间为
t
，沿射线 2 到在 B 点的时间为
txtt ???? /,
定义为 视速度
*
V 。由图可见，地震波沿射线传播
的 真速度
tsV ??? /
,
因
?c o s?
?
?
x
s
所以 ?c o s
*
V
V ?
（ 1,1.62 ）
图 1.1.25 视速度示意图
返回成都理工大学信息工程学院
式中
?
为地震波射线与其自身的地表投影的夹角 ( 出射
角 =90 ° - 入射角 ) 。 式（ 1.1.62 ）表示了视速度与真速度之
间的关系，称为视速度定理，可以看出,视速度总是大
于真速度。当
0??
时,V
V?
*
，即波沿观测方向传播，其视
速度就是真速度 ； 当
?? 90?
时，
??
*
V
，即若沿波前面观测
波的传播程度，此时波前面上各点的扰动都同时 到达，
好象有一波 动以无穷大的速度传播一样；在均匀各向同
性介质中，由于 V 不变，
*
V 的变化反映了地震波入射角
的变化 。在浅层地震反射勘探中，近炮点记录道接收到
的反射波视速度高，相邻记录道之间反射波的时差小，
远炮点记录道接收到的反射波 视速度低，相邻记录道接
收到的反射波时差大。
返回成都理工大学信息工程学院
1.3.2 平面波的反射和透射
同 光 线 在 非 均 匀 介 质 中 传 播 一 样, 地 震 波 在 遇 到
弹 性 分 界 面 时 亦 要 产 生 反 射 和 透 射 。 首 先 从 平 面 波
理 论 出 发 （ 认 为 波 前 面 是 平 面, 它 以 恒 定 的 入 射 角
投射到分界面上）讨论平面波的反射和透射。
1, 斯奈尔（ S n e l l ）定律
假设界面 R 将 空 间 分 为 上,下 两 部 分 1
W
和
2
W
，上 半
空间纵横波传播速度为
1p
V
、
1s
V
下半空间为
2p
V
、
2s
V
，
如图 1, 1, 2 6 。 当一平面纵波以
1
?
角投射至界面
返回成都理工大学信息工程学院
根据惠更斯原理，波前到达界面上的点可看成一新震源，
并产生新扰动向介质四周传播，从而形成反射和透射的纵
波和横波（ SV 波）。根据光学原理，不难证明在弹性分界
面上入射波、反射波和透射波之间的关系为,
P
VVVVV
ssppp
?
?
?
?
??
?
?
2
2
1
1
2
2
1
1
1
1
s i ns i ns i ns i ns i n ???
（ 1.1,63 ）
该式即为 斯奈尔定律，又称为反射和透射定律 。 其中
i
i
V
P
?s i n
?
称为射线参数,它取决于波的入射角度，
21211
,,,,??? ???
分别为入射波、反射和透射纵波以及反射和透射横波与界
面法线的夹角。
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.26 纵波入射时的反射和透 射
则根据斯奈尔定律、位移的连续性及应力的连续性，并
根据波动方程，可推导出描述上述 各波在弹性界面上的能量
分配 表达式，即 Z oep pri t z 方程,
则根据斯奈尔定律、位移的连续性及应力的连续性，并
根据波动方程，可推导出描述上述 各波在弹性界面上的能量
分配 表达式，即 Z oep pri t z 方程,
若设入射纵波的能量为 1,
并记反射纵波
P
R
和反射横波
S
R
的振幅分别为
RP
A
和
RS
A
，
透射纵波
P
T
和透射横波
S
T
的振幅分别
TP
A
和
TS
A
,
则根据斯奈尔定律、位移的连续性及应力的连续性，并根
据波动方程，可推导出描述上述 各波在弹性界面上的能量
分配 表达式，即 Z o eppri tz 方程,
返回成都理工大学信息工程学院
2,平面波的法线入射
当地震波垂直入射到界面上时，
?? 0
1
?
，如图 1,1,27 所示。
据斯奈尔定律，
??????? 0
2121
??
，解方程组（ 1,1,64 ）
可得
0??
RSTS
AA
?
?
?
?
?
?
?
?
???
?
?
?
1122
11
1122
1122
2
1
PP
P
RPTP
PP
PP
RP
VV
V
AA
VV
VV
A
??
?
??
??
（ 1,1,66 ）
式（ 1,1,66 ）中 第一个方程 表明在平面波垂直入射时，不存在
返回成都理工大学信息工程学院
不存在转换横波，因为此时转换波的反射系数
RS
A 和透
射系数
TS
A 均为零； 第二个方程 说明，欲使反射波强度
不为零的条件是
0
1122
??
PP
VV ??
或 2211 PP
VV ?? ?
（ 1,1,6 7 ）
图 1.1.2 7 平面波垂直入射
返回成都理工大学信息工程学院
这意味着波阻抗不相等的界面构成地震反射界面。于是 式
（ 1,1,6 7 ）可以说是地震反射波界面形成的必要条件。显然满
足不等式（ 1,1,6 7 ），可以是
2211 PP
VV ?? ?,亦可以是 2211 PP
VV ?? ?
。
当
2211 PP
VV ?? ?
时,RP
A
为正，说明反射波振幅和入射波振幅同相；
反之,RPPP AVV,2211 ?? ? 为负，表示它们反相，即相位相差
?
。 分
析式（ 1,1,6 6 ）中第三个方程可以看出,透射系数永远为正，
故透射波同入射波永远是同相的 。
返回成都理工大学信息工程学院
1.5.2 横向分辨率
广义绕射理论说明，地面上某点 O（自激
自收点）的能量都是地下界面上每一绕射点对
它, 贡献, 的结果，问题是每一个点的, 贡献,
都是等量的吗？理论和实践证明它们不是等量
的并且有一个确定的范围。分析认为 在地面 O
点观测到的波的能量主要是由该范围内的绕射
点形成的绕射波对该观测点的, 贡献, 。 这个
带我们称为 菲涅尔带 。如图 1.1.36所示。从 O
点发出一球面波，波前到达界面上时形成绕射，
考虑到所有绕射对 O点的贡献，要使得所有 绕
射
返回成都理工大学信息工程学院
叠加后产生相长干涉，其绕射波时差必须在二分之
一周期范围内,否则产生相消干涉。此时，绕射源
发出的能量主要集中在界面上以半径
r
为圆的圆周
带内（即第一菲涅尔带内）。设界面上的介质是均
匀的，速度为 V,波在主频为 ?,
c
f 为波长，则第一菲
涅尔带半径为,
2222
)
2
v
()
42
(
tVTVt
obocr ?????
（ 1,1,79 ）
返回成都理工大学信息工程学院
22
v h
f
t
r
c
?
??
（ 1,1,8 1 ）
分析（ 1,1,8 1 ）式可知,
①随着频率的增高，菲涅尔带减少。
②随着地层埋深的增大，由于吸收衰减作用使得频率降低，波
长增大，则菲涅尔的范围增大。
由此可见，当地质体的横向长度
a
小于菲涅尔带（
r2
）时，地质
体的反射归结成了一个点的绕射，此时地震勘探难以区分出反
射是来自一个点还是来自于地质体；只有地质体的横向长度
a
大于或等于菲涅尔带（ 2 · r ）时，才可以区分（菲涅尔带越小,
返回成都理工大学信息工程学院
横向分辨率越高） 。 因此，不等式
ra ?? 2
（ 1.1.82 ）
决 定了地震勘探的横向分辨率（即横向上可分辨地
质体的最小长度的能力）。 可见提高地震勘探的横向
分辨率的关键在于提高反射波的频率。
返回成都理工大学信息工程学院
一个地震记录道形成的物理机制,
地震波经过上覆
1?i
个反射面在第
i
个反射面上反射的情况。研
究图 1.1,37 所示的模型，若第 i 个和第
1?i
个反射面上的反射系
数和透射系数分别用
i
R,
i
T 和
1?i
R,
1?i
T 表示。假设入射波的振幅为
A,则经过第
1?i
界面，且在第
i
界面上反射，再经过第
1?i
界面透
射的振幅应该是
11 ??
????
iiii
TRTAA
（ 1.1,83 ）
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.37 反射波的透过损失
返回成都理工大学信息工程学院
此处
1?
?
i
T 表示由
i 层向 1?i 层入射时在 1?i 界面上的透射
系数，而
1?i
T 则为第
1?i
层向
i
层入射时在
1?i
界面上的
透射系数。由前可知,11
1
??
??
ii
RT
。
同 理可求得
11
1
??
????
ii
RT
（ 1.1.84 ）
式中
1?
?
i
R
表示由
i
层入射在
1?i
界面上反射的反射系
数，且
1
1
1
1 ?
?
?
?
??
?
?
??
i
ii
ii
i
R
ZZ
ZZ
R
（ 1.1.85 ）
返回成都理工大学信息工程学院
因此 11
1
??
???
ii
RT
则式（ 1.1.83 ）可写成
iiiiii
RRARRRAA ??????????
???
]1[]1[]1[
2
111 （ 1.1.86 ）
上式的 物理意义 是：如果 入射波每透射一个弹性界
面，则必使入射波的振幅 A 乘上一个因子
]1[
2
1?
?
i
R
，
这个因子称 透射损失因子。
返回成都理工大学信息工程学院
如果地下 实际介质存在
n
个反射界面 的话，地面可以接收到
每一个界面上的反射波,于是 一个实际地震道上记录了
n
个
反射波 。每一个反射波的 子波波形,决定于激发震源的形状
和介质对它们的“滤波”改造作用；每一个反射子波的振幅
则由 波前扩散, 介质吸收, 透射损失 及 反射系数 诸因素所决
定。 如果用
0
A
表示入射波振幅，
?
表示吸收系数，
r
表示
波的传播距离，
?
?
?
?
?
?
?
?
??
p
V
r
t
表示子波，则一个反射波的解可写
为
r
r
V
r
tRRRRe
r
A
u
p
n
nn
r
p
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
????????? ][]1[]1[]1[
2
1
2
2
2
1
0
??
?
?
（ 1,1,88 ）
返回成都理工大学信息工程学院
则在地面上接收到 N 个反射波总和的一个地震道
记录 )( tg 可表示为
?
?
?
?
?
?
?
?
???
?
? p
n
n
N
n
V
r
tAtg
~
)(
1
（ 1,1,9 1 ）
其中
n
A
~
为各层反射振幅。
根据实际钻井和测井资料可知，地下介质近似为层
状介质，并存在大量的薄层。这表明每个层界面都
可能产生反射，成为一反射面。
返回成都理工大学信息工程学院
由此可见,一个实际地震记录道就是由这些无数多
个反射子波（地震子波）组成的复合振动。 显然，
振动的幅值大小与界面的反射系数成正比。 由
（ 1.1,91 ）式可近似认为,一个反射记录道是地层反
射系数序列
t
R 和地震子波
t
b 的褶积（卷积）结果。
ttntn
N
n
bRbRtg ????
?
?
?
1
)(
（ 1,1.92 ）
返回成都理工大学信息工程学院
纵向分辨率,
W id ess 从理论上把层厚为
8
?
的薄层定义为薄层分辨力的极限；
有人认为原则上根据反射波振幅的变化能够分辨薄层的厚度
为
12
?
，更有人认为可分辨的极限厚度为
30
?
。
( 提高反射波的频率，既可以改善纵向分辨率，又可以改善横向
分辨率，因此，在实际工作中，把满足纵向和横向分辨率的两
个频率中的较高的频率，作为满足总分辨率的最高频率 ) 。
返回成都理工大学信息工程学院
影响地震波速度的因素：
1,岩土介质的密度
一般情况下,岩石越致密，波速越高,
2,即同样岩性的岩土介质,当孔隙度大时，其速度值相
对变小。
3．地层埋深和地质年代
一般情况下岩石埋藏得越深，反映它们的年代越老，承受
上覆地层压力的时间长、强度大，这就是所谓的压实作用。
因此 同样岩性的岩石，埋藏深、时代老的要比埋藏浅、时
代新的岩石速度更大。
返回成都理工大学信息工程学院
当已知弹性模量及密度可求取纵横波速
度值，反之，由纵横速度值可求得各种弹性
模量
返回成都理工大学信息工程学院
1.7.2 浅层地震地质条件
地震勘探的效果在很大程度上取决于工作
地区是否具有应用地震勘探的前提, 也就是工
区的地震地质条件 。 在浅层地震勘探中, 其 地
震地质条件主要是指浅部岩土介质的性质和地
质特征, 以及地表的各种影响因素 。 可从以下
几个方面来讨论 。
1,疏松覆盖层
2,潜水面和含水层
3,地质剖面的均匀性
返回成都理工大学信息工程学院
4,地震界面和地质界面的差异
地震界面是指地震波传播时与波速变化有
关的波阻抗差异界面（ 物理界面 ），而地质界
面是岩性不同或时代不同的界面 （与波速无关，
即使波速大致相同的地层，只要地质学的记述
不同，也认为是属于两个地层）。
对 地震工程 而言, 从动力学的观点 — --按弹
性波速划分地层, 应该说更为合理 。
返回成都理工大学信息工程学院
5．, 地震标志层, 的确定
对, 地震标志层, 的基本要求是, 必须在
较大范围内分布稳定, 且具有较明显的地震波
运动学和动力学的特征 。
地震勘探主要是 研究 人工激发的 地震（弹
性）波 在浅层岩、土介质中的传播规律。其传
播的动态特征集中反映在两个方面，一是 波传
播的时间与空间的关系，称为运动学特征； 另
一是波传播中它的振幅、频率、相位等的变化
规律，称为动力学特征。前者是 地震波对地下
地质体的构造响应,后者则更多 地表现出地下
地质体的岩性特征,有时亦是地质体结构特征
的响应。我们把上述两种特征统称为 地震波的
波场特征。
第 1篇 地震勘探
返回成都理工大学信息工程学院
工程地震勘探的基本任务就是通过研究 地震波
的 波场特征, 以解决浅部地层和构造的分布, 确定
岩, 土力学参数等工程和水文勘探中所涉及到的地
质 问题 。
本篇的 重点 是讨论 地震波场 的基本 理论和方法 。
在此基础上，引入近年来在工程勘探和检测中较新
或常用的方法技术，如瑞雷波法,CT成像技术、
桩基检测,PS波测井等，并结合工程实例，讨论一
般性应用问题。
返回成都理工大学信息工程学院
1,地震波动力学
1.1 弹性理论基础
地震勘察是通过观测和研究人工激发的弹性
波在岩石中的传播规律来解决工程及环境地质问
题的一种地球物理方法。
1.1.1 理想介质和粘弹性介质
由弹性力学的理论可知，任何一种固体，当
它 受外力作用 后，其质点就会产生相互位置的变
化，也就是说会 发生 体积或形状的 变化,称为 形
变 。外力取消后，由于阻止其大小和形状变化的
返回成都理工大学信息工程学院
内力起作用，使固体恢复到原来的状态，这就是
所谓的 弹性 。外力取消后，能够立即完全地恢复
为原来状态的物体，称为 完全弹性体,通常称之
为 理想介质 。反之，若外力去掉后，仍保持其受
外力时的形态，这种物体称为 塑性体,亦称为 粘
弹性介质 。
在外力作用下，自然界大部分物体，既可以
显示弹性也可以显示粘弹性，这取决于 物体本身
的性质和外力作用的大小及时间的长短 。
返回成都理工大学信息工程学院
地震波传播范围内，绝大多数岩石都可
以近似地看成是完全弹性体（理想介质）来
研究。
1927年勒夫（ Love,A,E,H）证明由于弹性能
是应变的单值函数，系数和必须相等，因此
36个弹性系数可以减少到 21个。当我们研究
的弹性体如果是各向同性介质，勒夫进一步
证明这些系数可以减少到只剩二个，我们把
它表示为 λ 和 μ, 称为拉梅常数。
返回成都理工大学信息工程学院
当 μ 值比较大时，值就变小，这说明常数
的物理意义是阻止切应变的一个度量，因此它
常常亦被称为 剪切模量。 对于大多数岩土介质，
帕，而对于液体，，此时切变无穷大
有时为了方便起见, 除了上述二个弹性常数以
外, 还应用其他一些弹性常数 。 最普通的是杨
氏模量 E,泊松比 σ和体积压缩模量 K。 这三个
弹性系数的定义分别是,杨氏模量 E表示为当
圆的或多角形柱体试件, 在其一端面上受力,
而侧面为自由面时, 所加应力与相对伸长之比,
返回成都理工大学信息工程学院
泊松比 ? 就是上述试验中横向缩短与纵向伸长之比，
因此有
,
xx
yy
e
e?
??
式中负号表示横向缩短。
体积压缩模量 K 表示当固体受均匀的流体静压力时，
所 加 压 力 和 体 积 相 对 变 化 之 比, 在 这 种 情 况 下
0,???????
xyzxyzzzyyxx
P ??????
,且 由 式 （ 1.1,14 ）有
??
yyxx
ee
?? 23 ?
??
P
e
zz
。此处 P 是流体静压力，负号表示
压力方向指向固体。
?
?
?
?
?
???
??????
xyxyzxzxyzyz
zzzzyyyyxxxx
eee
eee
??????
????????????
,,
2,2,2
( 1,1.1 4 _ )
图 1.1.23 均匀介质中的等时面 图 1.1.24 等时面族同射线族的正交关系
返回成都理工大学信息工程学院
对于各向同性的弹性介质而言, 5个弹性
常数中只要知道其中的 2个, 就可求出另外的
3个 。
返回成都理工大学信息工程学院
纵波和横波速度：
2/1
2
?
?
?
?
?
?
?
? ?
?
?
??
P
V
和
2/1
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
S
V
波动方程,
?????
?
??
22
2
2
p
V
t
( 1.1,27 )
????
?
?
?
?
?
?
?
22
2
2
S
V
t
( 1,1,28 )
?
?
?
?
?
?
?
??
????
?
??
tt
ttt
t
,0
0),(
0,0
（ 1.1,29 ）
式中 当
tt ??
时，
0??
的物理意义是震源力作用已结束，
波动在弹性介质中传播,此时波动方程（ 1.1,27 ）或
（ 1.1,28 ）变成齐次方程
返回成都理工大学信息工程学院
0
22
2
2
????
?
??
P
V
t
（ 1.1.30 ）
0
22
2
2
???
?
?
?
? ?
?
S
V
t
( 1,1.31)
以上齐次方程的解只研究波与介质性质的关
系，而不考虑震源力的作用,这类问题属于 波的
传播问题 ； 但是波动的性质首先决定于震源的性
质，则必须将波动与震源联系起来，这就要解非
齐次方程，这类问题称为 波的激发问题 。
返回成都理工大学信息工程学院
对球腔 纵波震源 来说，它的位移解是
r
r
e
Vr
a
e
r
a
r
aaP
S
p
r
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
???
?
?
?
?
?
??
?
?
?
?
?
?
??
??????
?
????
s i n
2
)c o s2( s i n
2
1
4
22
0
（ 1.1.37 ）
式中
2/1
2
1;
2;
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
??
?
??
s
p
p
s
p
V
V
aV
V
V
ar
t ????
。
返回成都理工大学信息工程学院
r
r
e
rV
Pa
S
p
r
?
?
??
?
??
si n
22
0
2
?
?
（ 1.1,38 ）
分析上式可得
① 在 球 腔 壁 上 作 用 单 位 正 压 力 （ 纵 波 激
发）时，弹性介质中产生的纵波质点位移
规律是 按指数衰减的正弦振动,衰减快慢
决定于 ? 的大小。
② 振动的强弱决定于系数
p
rV
Pa
?22
0
2
，由于该系
数中仅
r
为变量，说明 振动的强度随波传播
距离
r
的增大而反比地减小,在地震勘探中
称为 波的 球面扩散 。
返回成都理工大学信息工程学院
③ 纵波质点位移的方向 rS
?
同波传播的方向 r
?
是一
致的,地震勘探中把 质点位移的振动方向称为极
化方向,由于纵波仅在波传播的方向振动，因此
是 线性极化波 。传播特征见图 1.1.8 。
图 1,1.8 纵波的传播特征 图 1.1.9 球腔激 发横波示意图
返回成都理工大学信息工程学院
对于横波,
?
?
?
a
V
e
r
Sa
S
s
a
V
a
S
2
3
s i n
3
2
2
3
0
2
?
?
（ 1, 1, 3 9 ）
分析上式同样可得出 横波 的特点 为,
① 在球腔壁上加上单位切应力 S
0
后,横波的
质点位移是衰减的正弦振动,衰减快慢决定于
系数
?
。
② 横波的振幅也随波的传播距离
r
增 大 而 减
小，亦 具有球面扩散 。
返回成都理工大学信息工程学院
③ 横波亦为线性极化波, 因为其质点是在一
维空间内振动 。 但由于在球坐标标内同 r是
互为正交的, 故 横波的质点位移振动方向 有
别于纵波, 它 同波的传播方面 r垂直 。
在研究中, 通常把横波看作是由两个方向的
振动所组成, 一个是质点振动在垂直平面内
的横波分量, 称为 SV波, 另一个是质点振动
在水平平面内的横波分量, 称之为 SH波,
如图 1.1.10。
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.10 横波的传播特征
返回成都理工大学信息工程学院
1.2.2 振动图和波剖面
根据波动方程达朗贝尔解，函数 )(
1
?C 中的自变
量
V
ar
t
?
???
，既是时间 t 又是空间 r 的函数，即
u=u(t,r),因此就可以从不同的角度描述波动。 若
在某一确定的距离
1
rr ? 上观测该处质点位移随时间
的变化规律图形，令横坐标表示时间
t
，纵坐标表
示质点位移
u
，这种由
tu ?
坐标系表示的图形称波的
振动图 形。如图 1.1.1 1 所示,
返回成都理工大学信息工程学院
令时间 1tt ?,此时可以研究波动在 ru ? 坐标系中的
状态。 令横坐标代表波离开震源的距离
r
，纵坐
标仍表示质点移开平衡位置的位移
u
，这种图形
称 波 的 剖面 图。 如图 1,1.12 所示，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
*
?,
视波长的倒数称波数 *
1
?
?k
，即单位距离内波的
数目。
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.11 波的振动图形 图 1.1.12 波剖面图
返回成都理工大学信息工程学院
视波长
*
?,波数分量 k （一般沿地表观测就是
x
k,
也有人称之为视波数）和视速度
*
V 之间有
下述关系
*
*
***
f
V
VT ????
（ 1.1.4 0 ）
*
*
***
11
V
f
VT
k ?
?
??
? （ 1.1.4 1 ）
返回成都理工大学信息工程学院
1.2.3 地震波的频谱
由震源激发、经地下传播并在地面或井中接收到
的地震波通常是一个短的脉冲振动，应用信号分
析领域中的广义术语，称该振动为 地震子波 。它
可以被理解为 有确定起始时间和有限能量，在很
短时间内衰减的一个信号。 地震子波振动的一个
基本属性是振动的非周期性。因此，它的动力学
参数有别于描述周期振动的振幅、频率、相位等
参数，而用振幅谱、相位谱（或频谱）等概念来
描述。
返回成都理工大学信息工程学院
地震波的动力学特征既可以用随时间而变化
的波形来描写, 也可以用其频谱特性来表述 。 前
者是地震波的 时间域 表征, 后者则是其 频率域 表
征 。 由于它们具有单值对应性, 因此在任何一个
域内讨论地震波都是等效的 。
地震子波的另一个属性是它具有确定的起始
时间和有限的能量,因此经过很短的一段时间即
衰减，衰减时间的长短称为地震子波的延续时间
长度，以后将会讨论到，它决定了地震勘探的分
辨能力，而且可以很容易地证明,地震子波的延
续时间长度同它的频谱的频带宽度成反比。
返回成都理工大学信息工程学院
2,波的吸收衰减
由于地下介质的非完全弹性和不均匀性,
当地震波通过地层介质传播时, 会出现波的
吸收现象 。 此时, 介质的振动粒子之间产生
摩擦, 地震波的一部分能量转换成热 。 地下
介质弹性越好, 能量损失就越少 。 这表明分
选, 胶结好的地层波的吸收作用也小 。 由此
可得出以下结论：波的吸收一般随着深度的
增加而减小 。 浅层地震勘探中, 因调查的目
的层大多为未胶结的第四系软土沉积层, 故
地震波在软土地层中传播时波的吸收作用大 。
返回成都理工大学信息工程学院
在地震勘探中,地震波的振幅 A 随传播
距离
r
的增加按指数规律衰减,即
r
eAA
??
?
0 （ 1, 1, 5 7 ）
返回成都理工大学信息工程学院
在实际介质中传播时, 由于介质的吸收
衰减作用, 滤去了较高的频率成分而保留较
低的频率成分, 岩土介质的这种作用称为大
地滤波作用 。 高频成分的损失, 改变了脉冲
的频谱成分, 使频谱变窄, 因而使激发的短
脉冲经大地滤波作用后其延续时间加长, 分
辨率降低 。 如图 1.1.21所示, 这种经大地滤波
作用后输出的波称为地震子波 。
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.21 大地滤波作用对波形的改造
返回成都理工大学信息工程学院
惠更斯原理 表明，在弹性介质中，可以把已
知 t 时刻的同一波前面上的各点看作从该时刻产
生子波的新点震源，在经过
t?
时间后，这些子
波的包络面就是原波到 tt ?? 时刻新的波前。应
用惠更斯原理可以说明波的反射、折射和绕射现
象。见图 1.1.22 。
图 1.1.22 惠更斯原理示意图
返回成都理工大学信息工程学院
2,费马原理
费马原理表明, 地震波沿射线传播的旅行
时和沿其它任何路径传播的旅行时相比为最小,
亦 波是沿旅行时间最小的路径传播 (最小时间
原理 )的 。
在时间场内, 将时间相同的值连起来, 组成等
时面, 等时面与射线成正交 关系 。
返回成都理工大学信息工程学院
3, 视速度定理
图 1.1,2 5 的 A, B 为两个检波器，间距为
x?
，地震波沿射
线 1 到达 A 点的时间为
t
，沿射线 2 到在 B 点的时间为
txtt ???? /,
定义为 视速度
*
V 。由图可见，地震波沿射线传播
的 真速度
tsV ??? /
,
因
?c o s?
?
?
x
s
所以 ?c o s
*
V
V ?
（ 1,1.62 ）
图 1.1.25 视速度示意图
返回成都理工大学信息工程学院
式中
?
为地震波射线与其自身的地表投影的夹角 ( 出射
角 =90 ° - 入射角 ) 。 式（ 1.1.62 ）表示了视速度与真速度之
间的关系，称为视速度定理，可以看出,视速度总是大
于真速度。当
0??
时,V
V?
*
，即波沿观测方向传播，其视
速度就是真速度 ； 当
?? 90?
时，
??
*
V
，即若沿波前面观测
波的传播程度，此时波前面上各点的扰动都同时 到达，
好象有一波 动以无穷大的速度传播一样；在均匀各向同
性介质中，由于 V 不变，
*
V 的变化反映了地震波入射角
的变化 。在浅层地震反射勘探中，近炮点记录道接收到
的反射波视速度高，相邻记录道之间反射波的时差小，
远炮点记录道接收到的反射波 视速度低，相邻记录道接
收到的反射波时差大。
返回成都理工大学信息工程学院
1.3.2 平面波的反射和透射
同 光 线 在 非 均 匀 介 质 中 传 播 一 样, 地 震 波 在 遇 到
弹 性 分 界 面 时 亦 要 产 生 反 射 和 透 射 。 首 先 从 平 面 波
理 论 出 发 （ 认 为 波 前 面 是 平 面, 它 以 恒 定 的 入 射 角
投射到分界面上）讨论平面波的反射和透射。
1, 斯奈尔（ S n e l l ）定律
假设界面 R 将 空 间 分 为 上,下 两 部 分 1
W
和
2
W
，上 半
空间纵横波传播速度为
1p
V
、
1s
V
下半空间为
2p
V
、
2s
V
，
如图 1, 1, 2 6 。 当一平面纵波以
1
?
角投射至界面
返回成都理工大学信息工程学院
根据惠更斯原理，波前到达界面上的点可看成一新震源，
并产生新扰动向介质四周传播，从而形成反射和透射的纵
波和横波（ SV 波）。根据光学原理，不难证明在弹性分界
面上入射波、反射波和透射波之间的关系为,
P
VVVVV
ssppp
?
?
?
?
??
?
?
2
2
1
1
2
2
1
1
1
1
s i ns i ns i ns i ns i n ???
（ 1.1,63 ）
该式即为 斯奈尔定律，又称为反射和透射定律 。 其中
i
i
V
P
?s i n
?
称为射线参数,它取决于波的入射角度，
21211
,,,,??? ???
分别为入射波、反射和透射纵波以及反射和透射横波与界
面法线的夹角。
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.26 纵波入射时的反射和透 射
则根据斯奈尔定律、位移的连续性及应力的连续性，并
根据波动方程，可推导出描述上述 各波在弹性界面上的能量
分配 表达式，即 Z oep pri t z 方程,
则根据斯奈尔定律、位移的连续性及应力的连续性，并
根据波动方程，可推导出描述上述 各波在弹性界面上的能量
分配 表达式，即 Z oep pri t z 方程,
若设入射纵波的能量为 1,
并记反射纵波
P
R
和反射横波
S
R
的振幅分别为
RP
A
和
RS
A
，
透射纵波
P
T
和透射横波
S
T
的振幅分别
TP
A
和
TS
A
,
则根据斯奈尔定律、位移的连续性及应力的连续性，并根
据波动方程，可推导出描述上述 各波在弹性界面上的能量
分配 表达式，即 Z o eppri tz 方程,
返回成都理工大学信息工程学院
2,平面波的法线入射
当地震波垂直入射到界面上时，
?? 0
1
?
，如图 1,1,27 所示。
据斯奈尔定律，
??????? 0
2121
??
，解方程组（ 1,1,64 ）
可得
0??
RSTS
AA
?
?
?
?
?
?
?
?
???
?
?
?
1122
11
1122
1122
2
1
PP
P
RPTP
PP
PP
RP
VV
V
AA
VV
VV
A
??
?
??
??
（ 1,1,66 ）
式（ 1,1,66 ）中 第一个方程 表明在平面波垂直入射时，不存在
返回成都理工大学信息工程学院
不存在转换横波，因为此时转换波的反射系数
RS
A 和透
射系数
TS
A 均为零； 第二个方程 说明，欲使反射波强度
不为零的条件是
0
1122
??
PP
VV ??
或 2211 PP
VV ?? ?
（ 1,1,6 7 ）
图 1.1.2 7 平面波垂直入射
返回成都理工大学信息工程学院
这意味着波阻抗不相等的界面构成地震反射界面。于是 式
（ 1,1,6 7 ）可以说是地震反射波界面形成的必要条件。显然满
足不等式（ 1,1,6 7 ），可以是
2211 PP
VV ?? ?,亦可以是 2211 PP
VV ?? ?
。
当
2211 PP
VV ?? ?
时,RP
A
为正，说明反射波振幅和入射波振幅同相；
反之,RPPP AVV,2211 ?? ? 为负，表示它们反相，即相位相差
?
。 分
析式（ 1,1,6 6 ）中第三个方程可以看出,透射系数永远为正，
故透射波同入射波永远是同相的 。
返回成都理工大学信息工程学院
1.5.2 横向分辨率
广义绕射理论说明，地面上某点 O（自激
自收点）的能量都是地下界面上每一绕射点对
它, 贡献, 的结果，问题是每一个点的, 贡献,
都是等量的吗？理论和实践证明它们不是等量
的并且有一个确定的范围。分析认为 在地面 O
点观测到的波的能量主要是由该范围内的绕射
点形成的绕射波对该观测点的, 贡献, 。 这个
带我们称为 菲涅尔带 。如图 1.1.36所示。从 O
点发出一球面波，波前到达界面上时形成绕射，
考虑到所有绕射对 O点的贡献，要使得所有 绕
射
返回成都理工大学信息工程学院
叠加后产生相长干涉，其绕射波时差必须在二分之
一周期范围内,否则产生相消干涉。此时，绕射源
发出的能量主要集中在界面上以半径
r
为圆的圆周
带内（即第一菲涅尔带内）。设界面上的介质是均
匀的，速度为 V,波在主频为 ?,
c
f 为波长，则第一菲
涅尔带半径为,
2222
)
2
v
()
42
(
tVTVt
obocr ?????
（ 1,1,79 ）
返回成都理工大学信息工程学院
22
v h
f
t
r
c
?
??
（ 1,1,8 1 ）
分析（ 1,1,8 1 ）式可知,
①随着频率的增高，菲涅尔带减少。
②随着地层埋深的增大，由于吸收衰减作用使得频率降低，波
长增大，则菲涅尔的范围增大。
由此可见，当地质体的横向长度
a
小于菲涅尔带（
r2
）时，地质
体的反射归结成了一个点的绕射，此时地震勘探难以区分出反
射是来自一个点还是来自于地质体；只有地质体的横向长度
a
大于或等于菲涅尔带（ 2 · r ）时，才可以区分（菲涅尔带越小,
返回成都理工大学信息工程学院
横向分辨率越高） 。 因此，不等式
ra ?? 2
（ 1.1.82 ）
决 定了地震勘探的横向分辨率（即横向上可分辨地
质体的最小长度的能力）。 可见提高地震勘探的横向
分辨率的关键在于提高反射波的频率。
返回成都理工大学信息工程学院
一个地震记录道形成的物理机制,
地震波经过上覆
1?i
个反射面在第
i
个反射面上反射的情况。研
究图 1.1,37 所示的模型，若第 i 个和第
1?i
个反射面上的反射系
数和透射系数分别用
i
R,
i
T 和
1?i
R,
1?i
T 表示。假设入射波的振幅为
A,则经过第
1?i
界面，且在第
i
界面上反射，再经过第
1?i
界面透
射的振幅应该是
11 ??
????
iiii
TRTAA
（ 1.1,83 ）
返回成都理工大学信息工程学院
图 1.1.37 反射波的透过损失
返回成都理工大学信息工程学院
此处
1?
?
i
T 表示由
i 层向 1?i 层入射时在 1?i 界面上的透射
系数，而
1?i
T 则为第
1?i
层向
i
层入射时在
1?i
界面上的
透射系数。由前可知,11
1
??
??
ii
RT
。
同 理可求得
11
1
??
????
ii
RT
（ 1.1.84 ）
式中
1?
?
i
R
表示由
i
层入射在
1?i
界面上反射的反射系
数，且
1
1
1
1 ?
?
?
?
??
?
?
??
i
ii
ii
i
R
ZZ
ZZ
R
（ 1.1.85 ）
返回成都理工大学信息工程学院
因此 11
1
??
???
ii
RT
则式（ 1.1.83 ）可写成
iiiiii
RRARRRAA ??????????
???
]1[]1[]1[
2
111 （ 1.1.86 ）
上式的 物理意义 是：如果 入射波每透射一个弹性界
面，则必使入射波的振幅 A 乘上一个因子
]1[
2
1?
?
i
R
，
这个因子称 透射损失因子。
返回成都理工大学信息工程学院
如果地下 实际介质存在
n
个反射界面 的话，地面可以接收到
每一个界面上的反射波,于是 一个实际地震道上记录了
n
个
反射波 。每一个反射波的 子波波形,决定于激发震源的形状
和介质对它们的“滤波”改造作用；每一个反射子波的振幅
则由 波前扩散, 介质吸收, 透射损失 及 反射系数 诸因素所决
定。 如果用
0
A
表示入射波振幅，
?
表示吸收系数，
r
表示
波的传播距离，
?
?
?
?
?
?
?
?
??
p
V
r
t
表示子波，则一个反射波的解可写
为
r
r
V
r
tRRRRe
r
A
u
p
n
nn
r
p
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
?
????????? ][]1[]1[]1[
2
1
2
2
2
1
0
??
?
?
（ 1,1,88 ）
返回成都理工大学信息工程学院
则在地面上接收到 N 个反射波总和的一个地震道
记录 )( tg 可表示为
?
?
?
?
?
?
?
?
???
?
? p
n
n
N
n
V
r
tAtg
~
)(
1
（ 1,1,9 1 ）
其中
n
A
~
为各层反射振幅。
根据实际钻井和测井资料可知，地下介质近似为层
状介质，并存在大量的薄层。这表明每个层界面都
可能产生反射，成为一反射面。
返回成都理工大学信息工程学院
由此可见,一个实际地震记录道就是由这些无数多
个反射子波（地震子波）组成的复合振动。 显然，
振动的幅值大小与界面的反射系数成正比。 由
（ 1.1,91 ）式可近似认为,一个反射记录道是地层反
射系数序列
t
R 和地震子波
t
b 的褶积（卷积）结果。
ttntn
N
n
bRbRtg ????
?
?
?
1
)(
（ 1,1.92 ）
返回成都理工大学信息工程学院
纵向分辨率,
W id ess 从理论上把层厚为
8
?
的薄层定义为薄层分辨力的极限；
有人认为原则上根据反射波振幅的变化能够分辨薄层的厚度
为
12
?
，更有人认为可分辨的极限厚度为
30
?
。
( 提高反射波的频率，既可以改善纵向分辨率，又可以改善横向
分辨率，因此，在实际工作中，把满足纵向和横向分辨率的两
个频率中的较高的频率，作为满足总分辨率的最高频率 ) 。
返回成都理工大学信息工程学院
影响地震波速度的因素：
1,岩土介质的密度
一般情况下,岩石越致密，波速越高,
2,即同样岩性的岩土介质,当孔隙度大时，其速度值相
对变小。
3．地层埋深和地质年代
一般情况下岩石埋藏得越深，反映它们的年代越老，承受
上覆地层压力的时间长、强度大，这就是所谓的压实作用。
因此 同样岩性的岩石，埋藏深、时代老的要比埋藏浅、时
代新的岩石速度更大。
返回成都理工大学信息工程学院
当已知弹性模量及密度可求取纵横波速
度值，反之，由纵横速度值可求得各种弹性
模量
返回成都理工大学信息工程学院
1.7.2 浅层地震地质条件
地震勘探的效果在很大程度上取决于工作
地区是否具有应用地震勘探的前提, 也就是工
区的地震地质条件 。 在浅层地震勘探中, 其 地
震地质条件主要是指浅部岩土介质的性质和地
质特征, 以及地表的各种影响因素 。 可从以下
几个方面来讨论 。
1,疏松覆盖层
2,潜水面和含水层
3,地质剖面的均匀性
返回成都理工大学信息工程学院
4,地震界面和地质界面的差异
地震界面是指地震波传播时与波速变化有
关的波阻抗差异界面（ 物理界面 ），而地质界
面是岩性不同或时代不同的界面 （与波速无关，
即使波速大致相同的地层，只要地质学的记述
不同，也认为是属于两个地层）。
对 地震工程 而言, 从动力学的观点 — --按弹
性波速划分地层, 应该说更为合理 。
返回成都理工大学信息工程学院
5．, 地震标志层, 的确定
对, 地震标志层, 的基本要求是, 必须在
较大范围内分布稳定, 且具有较明显的地震波
运动学和动力学的特征 。
