海底构造地球物理研究方法（2）
胡经国（yuanzi16）
二、地震探测
㈠、概述
中国海域总面积大约为300万平方公里。在茫茫无际的海底埋藏着的油气田，看不见，摸不着，怎样找到它？
目前，中国在海上勘探石油和天然气，主要以地震勘探为主，协调配合重力、磁法勘探等地球物理方法，进行综合海洋地质调查。
1、海上地震勘探
⑴、海洋地震勘探法
海洋地震勘探法，是利用精密的地震仪，接受由炸药和非炸药震源激发地壳弹性震动所产生的地震波，测定海底岩层的埋藏深度和起伏形状，探测海底储油结构和分布状况，寻找油气田。
地震波通过海上人工震源装置连续发射；地震波入射到海底岩层之后，遇到不同的地质界面就会产生反射波或转换波信号；反射波信号由检波器接收，经计算机处理后，会地反映地下地质构造和油气藏的各种资料。
地震波的传播速度很快，每秒可达2～5公里，最快可达每秒8公里。几公里深的岩层界面，只需要零点几秒，地震波就可以反射到海面上来。
⑵、地震勘探施工程序
地震勘探施工程序是：把高精密度的数字地震仪安装在有专门导航定位设备和其它专用设备的舰只上，把地震检波器组阵组装在密封的聚氯乙烯导管中成等浮电缆，悬浮在海面下10米左右，由船拖曳。
在距航（船？）尾30～40米处，把激发地震波的非炸药震源沉放到海水下10米左右。船以9～10公里/小时的速度沿设计的测航线航行。震源间隔10～20秒之内激发一次；地震仪也以同样的间隔时间把海底反射回来的地震波接受记录下来，以此进行海上地震勘探的连续观测。然后，将地震记录用电子计算机进行处理，自动绘出地层剖面图和构造图。采用这种勘探方法，每日可完成100多公里的剖面测线长度。
我们对海底构造的认识，多数源于对弹性波的研究。
2、地震波的传播
⑴、海底构造与弹性波
体波：压缩波（纵波、P波）、剪切波（横波、S波）
面波：包括瑞利面波（R波）和勒夫面波（L波）
弹性介质：（表达式，略）
⑵、地震波传播特点
对于P波：波动方程（略）
对于S波：波动方程（略）
P波、S波速度为：（表达式，略）
纵波、横波速度比：（表达式，略）
若已知P波、S波速度，则可计算σ。（表达式，略）
⑶、地震波的传播速度
①、界面深度计算公式
地震波速度是地震勘探中最重要的参数，也是地震波运动学特点之一。地震勘探研究地下地质构造形态的基本公式是：H=Vt（1/2）。
式中，H是界面的深度，V是地震波传播速度，t是地震波从地面垂直向下到界面又返回地面的双程旅行时间。
②、地震波传播中的影响因素
理论研究和大量实际资料证明，地震波在岩层中的传播速度与岩石地质年代、岩性、埋藏深度、密度、孔隙度、压力、温度等因素有关。由于目前油气地震勘探主要利用体波，因而在谈及波速问题时，除非特别说明，一般都是指纵波波速。
③、与岩石弹性常数的关系
由波动方程得到纵波速度Vp公式（略）。
其中，泊松比σ值变化不大，在大多数情况下约等于0.25。一般随岩石密度ρ增加，杨氏模量E以更高的级次增加。所以，当岩石密度ρ增大时，地震波速度不是减小，而是增大。
近海一些沉积物纵波速度表
岩性 Vp（km/s） 岩性 Vp（km/s） 海水 1.45～1.56 石灰岩（石炭纪） 5.0～5.5 非固结砂 1.5～2.0 白云岩 2.5～6.5 深海软泥 1.5～1.9 岩盐 4.0～5.5 粘土 1.0～2.5 玄武岩 2.5～6.5 页岩 2.0～4.1 辉长岩 6.0～7.0 永冻土 3.5～4.0 花岗岩 4.0～6.1 砂岩（第三纪） 2.0～2.5 超基性岩 7.5～8.5 砂岩（石炭纪） 4.0～4.5 蛇纹岩 5.5～6.5 白垩（白垩纪） 2.0～2.5 片麻岩 3.5～7.6 石灰岩（侏罗纪） 3.0～4.0 纵波速度受岩性变化、孔隙度、裂缝等的影响。
④、不同岩石密度与速度关系曲线（图略）
⑤、岩石P波速度与压力关系曲线（图略）
⑥、与孔隙度的关系
一切固体岩石的结构基本上由两部分组成，即岩石骨架和孔隙。地震波在这种结构中的传播，实际上相当于在骨架和孔隙两种介质中传播。波在双向介质中的传播速度与孔隙度成反比。
1956年，Wylie提出了一个简单的计算速度与孔隙度关系的平均时间方程（表达式，略）。
⑦、与岩层埋藏深度的关系
在岩性和地质年代等相同的条件下，地震波速度随岩层埋藏深度增大而增大。因为，岩层埋藏越深，年代越久，承受上覆地层压力的时间越长，其强度越高。
但是，在岩层埋藏深度增大到一定数值以后，速度随深度的增加就不明显了。速度随深度增大的垂直梯度，浅部大于深部。
⑷、地震波的能量吸收和振幅衰减
①、波的能量E
频率为f、振幅为A波，在体积为W、密度为ρ的介质中传播时，其能量可表示为：E∝ρA2f2W
其意义为：波的能量E与振幅A的平方、频率f的平方以及介质的密度ρ成正比。
②、能量密度ε
包含在介质中单位体积的内的能量，称为能量密度ε：
ε=（E/W）∝ρA2f2
其意义为：波的能量密度ε也正比于振幅A的平方。
③、波的强度I
波前面上，单位时间Δt、单位面积ΔS的能量（一下表达式中V为速度）：
I=……=ε·V∝A2
其意义为：波的强度I正比于振幅A的平方。
④、地震波的吸收
在实际介质中，对地震波的能量具有不同程度的吸收作用。
⑤、品质因素Q
地震波的吸收可以用品质因素Q来描述。Q的定义：在一个周期（或一个波长距离）内，振动损耗能量ΔE与总能量E之比的倒数
2π/Q=ΔE/E
其意义为：Q值越大，能量损耗越小，介质越接近完全弹性。
⑥、吸收系数α
波在粘滞介质中传播时，它的振幅被吸收衰减，衰减的快慢由吸收系数α确定。
α=π/Q·λ=π·f/Q·V
式中，λ为波长。
⑦、波前扩散（球面扩散）
随着传播距离的增大，波前球面扩展；但是总能量不变，而单位面积上的能量减小。
3、地震波的描述
⑴、地震波传播的动态特征
①、动力学
动力学研究地震波传播中振幅、频率、位相的变化规律，了解地震波对地下地质体岩性结构的相应。
②、运动学
运动学研究地震波传播的时间与空间的关系，了解地震波对地下地质体构造的相应。
⑵、地震波振幅特征和传播过程的描述
当震源和传播介质一定时，振动位移u是时间t和观测点位置x的函数，即u=f（t，x）。若固定一个变量来研究振动位移u随另一个变量的变化关系，则分别为振动图和波剖面图。
①、振动图
显示某一观测点振动位移u随时间t的变化规律。可以反映地震波震动的振幅、振动周期、延续时间的特征。
②、波剖面图
描述某一时刻不同测点振动位移u随随距离的变化规律。可以反映质点振动波长、该时刻起振点（波前）及停振点（波尾）的特征。
⑶、地震波的反射和透射
①、入射波、反射波、透射波与界面法线的关系
斯奈尔定律（表达式，略）
②、反射波的形成
A、波阻抗Z
密度和波速的乘积射角，成为波阻抗。上下两层介质的波阻抗差别越大，反射波越强。
Z=ρ·V
B、反射系数R
反射波振幅与入射波振幅之比，称为反射系数。
C、反射波形成条件
反射波形成条件：地下岩层存在波阻抗分界面。
D、反射系数的取值范围及其极性
反射系数有正负值。反射波与入射波相位相同，都为正极性，地震记录初至波上跳；而反射波与入射波相位相差180°，反射波与入射波相位相反（反相），则反射波是负极性，地震记录初至波下跳。
③、透射波的形成
A、投射系数T
透射波振幅与入射波振幅之比，称为投射系数。
B、透射波形成条件
地下岩层存在速度分界面时，才能形成透射波。
C、波的强度条件
速度界面是透射界面，波阻抗界面是反射界面。当入射波振幅一定时，透射系数T越大，则反射系数R越小，即透射波强，反射波弱；反之，透射系数T越小，则反射系数R越大，即透射波弱，反射波强。
④、折射波的形成
对于V2＞V1的水平速度界面，由斯奈尔定律可知，当入射角大于某临界角i时，可使透射角等于90°。此时，透射波以V2速度沿界面滑行。根据斯奈尔定律，可求得临界角i为：
Sini=V1/V2
折射波的形成与传播示意图（略）
⑷、地震波的频谱与振幅
①、振幅谱A（f）和相位谱φ（f）
地震波随传播距离的增加和深度的加大，波的频率会发生变化；高频成分逐渐被吸收，使视周期变大，延续时间增长。研究振幅和相位随频率的变化规律，叫做频谱分析；前者称为振幅谱，后者称为相位谱。
②、复杂周期震动的频谱
一个复杂的周期振动，是由许多不同频率的简谐振动合成的，可用傅利叶级数展开为许多简谐振动，其数学表达式如下（略）。
③、非周期振动的振幅谱
④、地震波的频谱
地震波是非周期的脉冲振动。其振幅谱主要利用主频和频宽两个参数来描述。主频是振幅谱的峰值频率，即频谱曲线极大值所对应的频率。频宽是振幅谱的峰值的0.707倍对应的两个频率值之间的频率范围。一般，反射波的能量主要分布在30～70Hz频带内。而且，浅层反射波的频率较高，中、深层反射波的频率较低。
㈡、海洋地震勘探基本原理
地震探测主要优点：勘探精度高、分辨能力强、穿透深度大。
地震探测方法特点：①、激发地震波；②、测量地震波从震源到达检波器所需时间；③、利用波到达检波器的旅行时间和速度重建地震波路径。
地震勘探的基本方法：
反射波法：求波在介质中传播速度，并确定发生反射波的界面的位置和形状。
折射波法：用来判别地层岩性。
1、反射地震波的运动学
海上地震反射法：广泛应用，强有力的方法。
⑴、时距曲线
①、时距曲线概述
在地面激发地震波之后，根据地下介质的结构和波的类型，地震波将具有不同的传播特点。在地震勘探中，主要采用“时距曲线”来定量说明不同类型的波在各种介质结构情况下的传播特点。
时距曲线的几何形态，包含着地下地质构造的信息。分析和掌握各种类型地震波的时距曲线的特点，是地震勘探基础理论的主要组成部分。
②、水平界面的反射波时距曲线
③、倾斜界面的反射波时距曲线
⑵、t0时间
时距曲线在时间t轴上的截距，在地震勘探中也叫做t0时间。
t0=2h/V
t0表示波沿界面法线传播的双旅程时间（2h）。借助t0时间，水平两层介质反射波时距曲线也可以写成一下表达式（略）。
⑶、正常时差Δtn
任一接收点反射波传播时间t与它的t0时间之差，称为正常时差。
Δtn＝t－t0
若从各接收点的时间t中减去相应的正常时差Δtn，则各点都变成了t0时间。
t0=t－Δtn
这种方法在地震资料数据处理中称为正常时差校正。
⑷、动校正（正常时差）与水平叠加
①、动校正
正常时差校正，称为动校正。在已知V、h、x的条件下，通过时距曲线，可得动校正量。
在地震资料数据处理中，动校正通常是利用计算机来实现的。动校正是地震资料水平叠加处理中必须做的重要工作。
②、抽道集
抽道集，是指将各观测记录中，共反射点的观测记录进行数据重排。
在现场采集的地震资料，是共激发点的记录；而共反射点的记录则分散在各个不同的地震记录中，需要在动校正和水平叠加之前，将各共反射点的记录道从共激发点的记录中逐一抽出，并按一定顺序构成新的共反射点道集（又称CMP道集）。
共反射点（CMP）时距曲线：（表达式，略）
若该式中，偏移距x=0，则
t0=2h/V1
相当于在中心点自激自收的记录时间，对同一反射界面，V为定值，t0反映了界面深度h的变化。这种中心点自激自收的记录道，称为零偏移距地震记录。
③、水平叠加
经静校正和动校正后的地震资料，可按其共反射点道集进行叠加，以得到某t0值的水平叠加振幅的时间剖面。
水平叠加包括抽道集和水平叠加两项工作。在计算机中，就是将同一t0时间的不同道集的振幅值求和输出叠加结果。
2、滤波与反褶积
⑴、滤波
频率域：频率滤波。频率是独立变量，振幅是频率的函数。
时间域：褶积滤波。时间是独立变量，振幅是时间的函数。
一维数字滤波：信号及滤波因子（算子）都是频率或时间的单变量函数，仅在时间域或频率域上进行滤波。
⑵、褶积
褶积运算：将一个数据组的每一个元素代之以乘过一个适当比例因子另一个数据组，然后将在同一时刻出现的元素相加。
褶积的物理意义：就是对信号作加权、延迟相加，使脉冲信号加长。先褶后乘再累加求和。褶积是可以交换的。
褶积用途：滤波，消除干扰。
反褶积：把延长的脉冲信号压缩回原始状态，是一种恢复处理。关键是求反褶积算子。
3、地震偏移
⑴、偏移
当反射界面倾斜时，水平叠加时间剖面的反射面位置与真实反射界面位置不一致，称为水平叠加时间剖面的偏移现象。
⑵、偏移归位
把水平叠加时间剖面上偏移的反射面归位到真实空间位置上。
⑶、偏移方法
①、射线偏移法
利用波前原理，通过几何作包线图，得出反射界面真实空间位置。
②、波动方程偏移
克希霍夫积分、有限差分、傅氏变换三种方法。
⑷、叠前、叠后偏移
叠前偏移：在水平叠加之前进行偏移归位。
叠后偏移：在水平叠加之后进行偏移归位。
4、折射地震勘探
⑴、折射波理论时距曲线
水平两层介质折射波理论时距曲线。
倾斜折射面折射波理论时距曲线。
⑵、视速度和视速度定理
沿射线方向传播的波，称为射线速度，是波的真速度V。而位于测线上方的观测者看来，似乎波前沿着测线，以速度V传播，是波的视速度。
V=V/sinа
式中，а是波射线与地面法线之间的夹角，即入射角。
⑶、速度梯度
海水中的速度梯度
海底下的速度梯度
⑷、旅行时
⑸、最大穿透深度
⑹、射线追踪
射线追踪，是分析折射波至的常用方法。
速度－深度模型→计算旅行时→调整初始模型→…。考虑垂直和水平方向的速度梯度、不连续、弯曲、不规则面和低速层。
⑺、合成地震图
合成地震图，是测量复杂构造内地震波运动的重要手段。
全波形技术→合成地震图，Kennett1985频率域计算－傅立叶变换；球面波－平面波合成；模型建立、修正，合成地震图→近似观测到的旅行时和振幅数据。Fuchs-Muller反射率技术－适应线震源、各向异性及不均匀多相介质。
⑻、地层序列
地层厚度越薄，主频越高，反之则越低。
四类地层结构：薄－厚（高－低频）、厚－薄（低－高频）、薄－厚－薄（高－低－高频）、厚－薄－厚（低－高－低频）。
⑼、地震勘探纵向分辨率2018年5月5日编写于重庆
2018年5月23日修改于重庆
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