工程物探中关于地震勘察的研究内容

  在浅层地震勘探中主要研究人工激发的地震波在岩、土介质中的传播规律，来解决工程及环境地质问题的一种地球物理方法。通常把岩土介质看成各向同性介质，把地震波看成弹性波。

 

  波传播特征集中于两方面：

 

  1、波传播的时间与空间的关系（运动学特征）地震波对地下地质体的构造响应

 

  2、波传播中振幅、频率、相位等的变化规律（动力学特征）更多表现出地下地质体的岩土特征研究地震波的波场特征来解决浅部地层和构造的分布，确定岩土力学参数等地质问题  1.形变：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。  2.弹性：当外力取消后，该物体能迅速恢复到受力前的形态和大小，这就是所谓的弹性。

 

  3.弹性体、塑性体：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作用时间的长短。在地震勘探中，采用人工震源激发地震波，人工震源的激发是脉冲式的，作用时间极短，且激发的能量对地下岩层和接收点处的介质所产生的作用力较小，因此可以把它们近似地看作弹性介质，并用弹性理论来研究地震波的传播问题。

 

  在弹性理论的研究中，根据介质的不同特征可分为各向同性与各向异性两类介质。凡是弹性性质与空间方向无关的称为各向同性介质；反之则称为各向异性介质。

 

  研究表明：沉积岩大都由均匀分布的矿物质点的集合体所组成，因此大多数的岩、土介质在地震勘探中都可以看做是各向同性介质，从而将一些基本的弹性理论引入到地震波的研究中来。

 

  拉梅模量与拉梅系数：对于各向同性的均匀介质而言，各不同方向的弹性系数大都对应相等，可以归结为应力与应变方向一致和互相垂直时的两个系数l（拉梅模量）和l（切变模量），合称拉梅系数，  振动与地震波  1.弹性振动和弹性波：                                                                          弹性体在外力的作用下，其介质内质点会离开平衡位置发生位移而产生形变，当外力解除以后，产生位移的质点在应力的作用下都有一个恢复到原始平衡位置的过程，但是由于惯性力的作用，运动的质点不可能立刻停止在原来的位置上，而是向平衡位置另一方向移动，于是又产生新的应力，使质点再向原始的平衡位置移动，这样应力和惯性力不断作用的结果，使质点围绕其原来的平衡位置发生振动。这和弹簧及琴弦的振动过程十分相似，称之为弹性振动。

 

  另外，在振动过程式中，由于振动的质点和其相邻质点间的应力作用，必然会引起相邻质点的相应振动，这种振动在弹性介质中不断地传播和扩大，便形成了以激发点为中心，以一定速度传播开去的弹性波。因此，弹性波是振动形式在介质中的传播，是能量传播的一种形式。  地震波的形成：

 

  浅层地震勘探中所用震源一般包括锤击、落重等机械震源，炸药爆炸震源，及电火花等其它形式的震源。这些震源均以瞬时脉冲式激发。实践表明，不论使用哪种震源，在激发时，激振点附近的一定区域内所产生的压强将大大地超过其介质的弹性极限而发生岩土大破裂与挤压形变等，形成一个塑性与非线性形变带。再向外其压强不断地减小，直至其周围介质能产生完全的弹性形变。上述震源点附近的非线性形变区称之为等效空穴，等效空穴边缘的质点，在激发脉冲的挤压下，质点将产生围绕其平衡位置的振动，形成了初始的地震子波，这种振动是一种阻尼振动，在介质 中沿射线方向向四面八方传播，形成地震波。又因为接收和研究地震波传播的空间一般都远离震源点，其介质受到的力很小，介质表现为完全弹性的性质，故又称为地震弹性波。  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。

 

  非周期性：地震子波的一个基本属性是振动的非周期性。（地震子波基本属性之一） 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。

 

  地震的分辨能力与地震子波有关，具体地说，地震子波的频带宽度、延续时间和子波形状是影响分辨率的主要因素。当子波相位数一定时，频率越高，子波的延续时间越短，分辨能力越高。

 

  视速度：沿任一方向测得的速度值，并不是地震波传播的真实速度值，而是沿观测方向，距离和波实际传播时间的比值，这种速度称为视速度。

 

  地震波振动图：这种用坐标系统表示的质点振动位移随时间变化的图形称为地震波的振动图。

 

  波剖面图：在实际地震记录中，每一道记录就是一个观测点的地震波振动图。这种描述某一时刻 t 质点振动位移 u 随距离 x 变化的图形称之为波剖面图。   视速度：地震波的传播方向是沿波射线的方向进行的。因此在观测地震波时，只有当观测点的连线与波射线的方向一致时，才能测得传播速度的真值V。而沿任一观测方向测得的速度值，并不是地震波传播的真实速度值，而是沿观测方向，观测点之间的距离和波实际传播时间的比值。这种速度称之为视速度。

 

  式中l为波射线与地面法线之间的夹角（入射角），e为波前与地面法线之间的夹角（出射角）。上式表示了视速度和真速度之间的关系，称为视速度定理。 ①当α=90时,V*=V,波沿测线传播，视速度等于真速度。②当α=0时,波垂直测线方向，V*→∞，此时波前同时到达地面各点,无时间差。③当α由0°→90°,视速度V*由无限大变至真速度V，正常情况，V*≥V。④均匀各向同性介质中,由于V值不变,视速度V*的变化反映了地震波入射角的变化。

 

  地震波可分为体波和面波两大类。  体波在介质的整个体积内传播，根据其传播特征的不同，又可分为纵波（又称P波）和横波（又称S波）。 面波则沿介质的自由表面或两种不同介质的分界面传播，根据其性质的不同，又可分为瑞利(Rayleigh)波和勒夫(Love)波等。  1.纵波：弹性介质发生体积形变（即拉伸或压缩形变）所产生的波动称为纵波。纵波又称压缩波（或P波）。特点：纵波的传播方向和质点的振动方向一致。 2. 横波：弹性介质发生切变时所产生的波动称为横波，即剪切形变在介质中的传播，又称为剪切波（S波）。特点：质点的振动方向与波的传播方向相互垂直。

 

  质点振动发生在垂直平面内的横波分量，称为SV波；质点振动发生在水平面内的横波分量，称之为SH波。

 

  3、面波：是仅存在于弹性分界面附近波动，分为瑞利波与勒夫波。瑞利波是沿介质与大气层接触的自由表面传播的面波。

 

  传播特点：  ①质点在通过传播方向的垂直面内沿椭圆轨迹作逆时针运动，其椭圆长轴垂直于介质表面，长短轴之比大致为3:2  ②瑞利波频率低、速度接近于横波波速，强度随深度呈指数衰减，但在水平方向衰减很慢。

 

  在一般地震勘探中它是一种干扰波。但在表层介质的勘查中瑞利波具有特殊的作用。

 

  勒夫波是沿两种弹性介质分界面传播的面波，这种波一般出现在覆盖层和下伏介质的分界面，可看做是SH波的一种特殊形式。

 

  1.地震波的频谱及频谱分析：任一地震波都可用波形函数A（t）来描述，根据频谱分析理论， A（t）可以看着是由无限多个频率连续变化的谐振动叠加而成的。这些谐振动的振幅和初相位则随频率的改变而变化；振幅随频率变化的关系称为振幅谱，初相位随频率的变化关系称为相位谱，统称为地震波的频谱。

 

  频谱：就是频率的分布曲线，复杂振荡分解为振幅不同和频率不同的谐振荡，这些谐振荡的幅值按频率排列的的图形叫做频谱。

 

  3、采集到的地震波图像是波的振动图像（振幅随时间变化的函数），是地震波在时间域的变示形式，而不同波是用频率来区别的，为了研究地震波的频谱特征，必须把时间域转换为频率域。这种变换过程称为频谱分析方法。

 

  a(t) → A(f)

 

  地震波的频谱分析方法是以傅立叶变换为基础的。傅立叶变换的数学表达式为：

 

  如果所研究的对象不是地震波振幅随时间变化的振动图形，而是振幅随空间距离变 化的波剖面图，这时用傅氏分析对波剖面函数变换得到的结果称为波数谱，其方法称之为波数分析。

 

  地震波的振幅及衰减规律

 

  地震波在地层介质中传播到被接收的过程中，影响其振幅和波形的因素主要包括三类，第一类是激发条件的影响，它包括激发方式、激发强度、振源与地面的偶合状况等。

 

  第二类是地震波在传播过程中受到的影响，包括波前扩散、地层吸收、反射、透射、入射角大小、以及产生波形转换等造成的衰减。第三类是接收条件的影响，包括检波器、放大器和记录仪的频率特性对波形的改造及检波器的组合效应、检波器与地面的偶合状况等。此外，地下岩层界面的形态和平滑程度也会对地震波振幅有所影响。

 

  其中第一类激发条件和第三类接收条件所包含的诸因素是可以由人工控制选择的。第二类因素与地下地层岩性等直接有关的。  地震波在传播过程中随着距离或深度的增加，高频成分会被很快地损失掉，而且波的振幅按指数规律衰减。实际地层对波的这种改造，通常称为大地低通滤波器效应。

 

  （1）波前扩散：在均匀介质中，点振源的波前为球面，随着传播距离的增大，球面逐渐扩展，但总能量仍保持不变，而单位面积上的能量逐渐减小，振动的振幅也随之减小，这称为球面扩散（或波前扩散）。

 

  （2）吸收衰减：由于实际的岩层并非理想的弹性介质，在地震波的传播过程中介质质点间的相互摩擦消耗了质点振动的能量，造成介质质点振动的振幅（即地震波的振幅）的衰减，称为介质对地震波的吸收衰减。

 

  介质的吸收系数：

 

  （1）与该介质的性质有关，对于某一种介质 ，其吸收系数为一常数。一般疏松胶结差的岩层，吸收系数较大；致密岩石，吸收系数则较小。

 

  （2）与地震波的频率密切相关，理论研究和实验结果表明，对于同一种介质，吸收系数的大小与波的频率成正比，频率越高，则吸收越大。      因此，地震波在传播中高频成份损失较快，而存留了较低的频率成分，介质相当于一个低通滤波器。  大地岩土介质的这种滤波作用，往往使得浅层地震波的频率较高，深层的地震波的频率较低。

 

  通过大地滤波的作用，地震波高频成分损失，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。这种经大地滤波作用后输出的波称为地震子波。  瑞利波的速度最低，横波速度次之，纵波速度最高

 

  （1）由于横波的速度比纵波的速度低，因此横波分辨薄层的能力比纵波强。

 

  （2）当岩层富含水或油气时，往往对纵波的速度影响较大，但对其剪切模量和横波的速度几乎没有什么影响。因此可以利用纵、横波速度的比值变化来判别岩土介质的含水性等。

 

  （3）纵、横波联合的多波地震勘探是分辨岩性的重要方法之一，也是地震勘探的一个发展方向。

 

  1. 惠更斯原理： 惠更斯原理亦称波前原理，假设在弹性介质中，已知某时刻t1 波前面上各点，则可以把这些点看着是新的振动源，从t1 时刻开始产生子波向外传播，经过t时间后，这些子波的波前所构成的包络面就是t1 +t 时刻的新的波前面。

 

  2.费马原理： 费马原理又称射线原理或最小时间原理，它给出地震波总是沿地震射线传播，以保证波到达某点时所用的旅行时间最少。  在均匀各向同性介质中，显然，地震射线应当是从震源O出发的直射线 ，因为地震波只有沿这样的地震射线方向传播到达观测点，旅行时间才是最少的。 在各向同性的均匀介质中，从一个等时面到另一个等时面，只有垂直距离最短，因此波沿垂直于等时面方向传播所用旅行时间最少，故地震射线和等时面总是互相垂直的。用波前和波射线的概念来描述波动景观是一种简便而清晰的方法。  在同一个界面上的入射波反射波以及透射波都具有相同的射线常数，并且入射角等于反射角；透射角的大小则决定于介质W2的波速V2。 这一关系式称为斯奈尔定律 ，也称为

 

  反射和折射定律。

 

  2. 地震波的折射及其特征

 

  地震波在传播过程中，当遇到波速不同的介质分界面，且其界面以下的速度 V2 大 于界面以上的速度V1  时，根据斯奈尔定律，则波的透射角必大于其入射角，且随着入射角l的增加而加大，当入射角l增大至某一角度 i 时，将会使透射角=90°，  滑行波相应的入射点称为临界点，入射角称为 i 称为临界角 。

 

  当滑行波沿着界面传播时，必然引起界面上各质点的振动，根据惠更斯原理，滑行波所经历的界面上各点，都可看作是一个新的振动源。由于界面两侧介质质点存在着弹性联系，因此滑行波沿界面传播时，在上覆介质中将产生新波，返回到地面被仪器所接收，这种由滑行波引起的波在地震勘探中称为折射波。

 

  折射波特点：

 

  （1）以临界角i 从界面射出。

 

  （2）在临界点折射波射线与反射波射线重合。在临界点后以临界角i 向地表射出。

 

  （3）临界点以内不产生折射波，因此折射波勘探中存在盲区，BB’即为盲区的范围，当地面与界面平行时，盲区应该是一个圆 。

 

  折射波的形成条件：下覆层波速V2大于上覆层速度V1；入射角需达到临界角。 直达波：由振源出发向外传播，没有遇到分界面直接到达接收点的波叫直达波。

 

  转换波：一个纵波入射到反射面时，既产生反射纵波和反射横波，也产生透射纵波和透射横波。与入射波类型相同的反射波或透射波称为同类波。改变了类型的反射波或透射波称为转换波。入射角不大，转换波很小，垂直入射不产生转换波。

 

  初至波：由于各种地震波的传播速度不同，传播到观测点的时间也就有先后。地震发生后，地震观测点最先接收到的波称初至波。  地震界面是指地震波传播时波速变化的界面或波阻抗不同的界面，而地质界面是指岩性不同的界面（有时一致，有时不一致）