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1、返回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
2、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1、 地震波动力学1.1 弹弹性理论论基础础 地震勘察是通过观测过观测 和研究人工激发发的弹弹性 波在岩石中的传传播规规律来解决工程及环环境地质问质问 题题的一种地球物理方法。1.1.1 理想介质质和粘弹弹性介质质由弹弹性力学的理论论可知，任何一种固体，当 它受外力作用后，其质质点就会产产生相互位置的变变 化，也就是说说会发发生体积积或形状的变变化，称为为形 变变。外力取消后，由于阻止其大小和形状变变化的返回内力起作用，使固体恢复到原来的状态
3、态，这这就是 所谓谓的弹弹性。外力取消后，能够够立即完全地恢复 为为原来状态态的物体，称为为完全弹弹性体，通常称 之为为理想介质质。反之，若外力去掉后，仍保持其 受外力时时的形态态，这这种物体称为为塑性体，亦称 为为粘弹弹性介质质。 在外力作用下，自然界大部分物体，既可以 显显示弹弹性也可以显显示粘弹弹性，这这取决于物体本 身的性质质和外力作用的大小及时间时间 的长长短。 返回地震波传传播范围围内，绝绝大多数岩石都可 以近似地看成是完全弹弹性体（理想介质质）来 研究。1927年勒夫（Love. A. E. H）证证明由于弹弹性 能是应变应变 的单值单值 函数，系数和必须须相等，因 此36个弹弹
4、性系数可以减少到21个。当我们们研 究的弹弹性体如果是各向同性介质质，勒夫进进一 步证证明这这些系数可以减少到只剩二个，我们们 把它表示为为和，称为为拉梅常数。返回当值值比较较大时时，值值就变变小，这说这说 明常 数的物理意义义是阻止切应变应变 的一个度量，因 此它常常亦被称为为剪切模量。对对于大多数岩土 介质质，帕，而对对于液体，此时时切变变无穷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
5、之比 ， 返回图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。返回返回返回返回返回返回返回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。返回图1.1.10 横波的传播特征 返回返回返回图1.1.1
6、1 波的振动图形 图1.1.12 波剖面图返回返回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
7、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。
8、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。返回返回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。返回图1.1.21 大地滤波作用对波形的改造返回图1.1.22 惠更斯原理示意图 返回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
9、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。返回返回返回返回返回返回返回返回返回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，
10、要使得所 有绕射返回返回返回返回返回图1.1.37 反射波的透过损失返回返回返回返回返回返回返回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
11、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。
