在淺層地震勘探中主要研究人工激發的地震波在巖、土介質中的傳播規律，來解決工程及環境地質問題的一種地球物理方法。通常把巖土介質看成各向同性介質，把地震波看成彈性波。

 

  波傳播特征集中于兩方面：

 

  1、波傳播的時間與空間的關系（運動學特征）地震波對地下地質體的構造響應

 

  2、波傳播中振幅、頻率、相位等的變化規律（動力學特征）更多表現出地下地質體的巖土特征研究地震波的波場特征來解決淺部地層和構造的分布，確定巖土力學參數等地質問題  1.形變：由彈性力學的理論可知，任何一種固體，當它受外力作用后，其質點就會產生相互位置的變化，也就是說會發生體積或形狀的變化，稱為形變。  2.彈性：當外力取消后，該物體能迅速恢復到受力前的形態和大小，這就是所謂的彈性。

 

  3.彈性體、塑性體：外力取消后，能夠立即完全地恢復為原來狀態的物體，稱為完全彈性體，通常稱之為理想介質。反之，若外力去掉后，仍保持其受外力時的形態，這種物體稱為塑性體，亦稱為粘彈性介質。

 

  在外力作用下，自然界大部分物體，既可以顯示彈性也可以顯示粘彈性，這取決于物體本身的性質和外力作用的大小及作用時間的長短。在地震勘探中，采用人工震源激發地震波，人工震源的激發是脈沖式的，作用時間極短，且激發的能量對地下巖層和接收點處的介質所產生的作用力較小，因此可以把它們近似地看作彈性介質，并用彈性理論來研究地震波的傳播問題。

 

  在彈性理論的研究中，根據介質的不同特征可分為各向同性與各向異性兩類介質。凡是彈性性質與空間方向無關的稱為各向同性介質；反之則稱為各向異性介質。

 

  研究表明：沉積巖大都由均勻分布的礦物質點的集合體所組成，因此大多數的巖、土介質在地震勘探中都可以看做是各向同性介質，從而將一些基本的彈性理論引入到地震波的研究中來。

 

  拉梅模量與拉梅系數：對于各向同性的均勻介質而言，各不同方向的彈性系數大都對應相等，可以歸結為應力與應變方向一致和互相垂直時的兩個系數l（拉梅模量）和l（切變模量），合稱拉梅系數，  振動與地震波  1.彈性振動和彈性波：                                                                          彈性體在外力的作用下，其介質內質點會離開平衡位置發生位移而產生形變，當外力解除以后，產生位移的質點在應力的作用下都有一個恢復到原始平衡位置的過程，但是由于慣性力的作用，運動的質點不可能立刻停止在原來的位置上，而是向平衡位置另一方向移動，于是又產生新的應力，使質點再向原始的平衡位置移動，這樣應力和慣性力不斷作用的結果，使質點圍繞其原來的平衡位置發生振動。這和彈簧及琴弦的振動過程十分相似，稱之為彈性振動。

 

  另外，在振動過程式中，由于振動的質點和其相鄰質點間的應力作用，必然會引起相鄰質點的相應振動，這種振動在彈性介質中不斷地傳播和擴大，便形成了以激發點為中心，以一定速度傳播開去的彈性波。因此，彈性波是振動形式在介質中的傳播，是能量傳播的一種形式。  地震波的形成：

 

  淺層地震勘探中所用震源一般包括錘擊、落重等機械震源，炸藥爆炸震源，及電火花等其它形式的震源。這些震源均以瞬時脈沖式激發。實踐表明，不論使用哪種震源，在激發時，激振點附近的一定區域內所產生的壓強將大大地超過其介質的彈性極限而發生巖土大破裂與擠壓形變等，形成一個塑性與非線性形變帶。再向外其壓強不斷地減小，直至其周圍介質能產生完全的彈性形變。上述震源點附近的非線性形變區稱之為等效空穴，等效空穴邊緣的質點，在激發脈沖的擠壓下，質點將產生圍繞其平衡位置的振動，形成了初始的地震子波，這種振動是一種阻尼振動，在介質 中沿射線方向向四面八方傳播，形成地震波。又因為接收和研究地震波傳播的空間一般都遠離震源點，其介質受到的力很小，介質表現為完全彈性的性質，故又稱為地震彈性波。  地震子波：由震源激發、經地下傳播并被接收的一個短脈沖振動，稱為該振動的地震子波。

 

  非周期性：地震子波的一個基本屬性是振動的非周期性。（地震子波基本屬性之一） 地震子波基本屬性之二：地震子波具有確定的起始時間和有限的能量。因此，振動經過很短的一段時間即衰減。  地震子波的延續時間長度：地震子波衰減時間長短稱為地震子波的延續時間長度。它決定了地震勘探的分辨率。

 

  地震的分辨能力與地震子波有關，具體地說，地震子波的頻帶寬度、延續時間和子波形狀是影響分辨率的主要因素。當子波相位數一定時，頻率越高，子波的延續時間越短，分辨能力越高。

 

  視速度：沿任一方向測得的速度值，并不是地震波傳播的真實速度值，而是沿觀測方向，距離和波實際傳播時間的比值，這種速度稱為視速度。

 

  地震波振動圖：這種用坐標系統表示的質點振動位移隨時間變化的圖形稱為地震波的振動圖。

 

  波剖面圖：在實際地震記錄中，每一道記錄就是一個觀測點的地震波振動圖。這種描述某一時刻 t 質點振動位移 u 隨距離 x 變化的圖形稱之為波剖面圖。   視速度：地震波的傳播方向是沿波射線的方向進行的。因此在觀測地震波時，只有當觀測點的連線與波射線的方向一致時，才能測得傳播速度的真值V。而沿任一觀測方向測得的速度值，并不是地震波傳播的真實速度值，而是沿觀測方向，觀測點之間的距離和波實際傳播時間的比值。這種速度稱之為視速度。

 

  式中l為波射線與地面法線之間的夾角（入射角），e為波前與地面法線之間的夾角（出射角）。上式表示了視速度和真速度之間的關系，稱為視速度定理。 ①當α=90時,V*=V,波沿測線傳播，視速度等于真速度。②當α=0時,波垂直測線方向，V*→∞，此時波前同時到達地面各點,無時間差。③當α由0°→90°,視速度V*由無限大變至真速度V，正常情況，V*≥V。④均勻各向同性介質中,由于V值不變,視速度V*的變化反映了地震波入射角的變化。

 

  地震波可分為體波和面波兩大類。  體波在介質的整個體積內傳播，根據其傳播特征的不同，又可分為縱波（又稱P波）和橫波（又稱S波）。 面波則沿介質的自由表面或兩種不同介質的分界面傳播，根據其性質的不同，又可分為瑞利(Rayleigh)波和勒夫(Love)波等。  1.縱波：彈性介質發生體積形變（即拉伸或壓縮形變）所產生的波動稱為縱波?？v波又稱壓縮波（或P波）。特點：縱波的傳播方向和質點的振動方向一致。 2. 橫波：彈性介質發生切變時所產生的波動稱為橫波，即剪切形變在介質中的傳播，又稱為剪切波（S波）。特點：質點的振動方向與波的傳播方向相互垂直。

 

  質點振動發生在垂直平面內的橫波分量，稱為SV波；質點振動發生在水平面內的橫波分量，稱之為SH波。

 

  3、面波：是僅存在于彈性分界面附近波動，分為瑞利波與勒夫波。瑞利波是沿介質與大氣層接觸的自由表面傳播的面波。

 

  傳播特點：  ①質點在通過傳播方向的垂直面內沿橢圓軌跡作逆時針運動，其橢圓長軸垂直于介質表面，長短軸之比大致為3:2  ②瑞利波頻率低、速度接近于橫波波速，強度隨深度呈指數衰減，但在水平方向衰減很慢。

 

  在一般地震勘探中它是一種干擾波。但在表層介質的勘查中瑞利波具有特殊的作用。

 

  勒夫波是沿兩種彈性介質分界面傳播的面波，這種波一般出現在覆蓋層和下伏介質的分界面，可看做是SH波的一種特殊形式。

 

  1.地震波的頻譜及頻譜分析：任一地震波都可用波形函數A（t）來描述，根據頻譜分析理論， A（t）可以看著是由無限多個頻率連續變化的諧振動疊加而成的。這些諧振動的振幅和初相位則隨頻率的改變而變化；振幅隨頻率變化的關系稱為振幅譜，初相位隨頻率的變化關系稱為相位譜，統稱為地震波的頻譜。

 

  頻譜：就是頻率的分布曲線，復雜振蕩分解為振幅不同和頻率不同的諧振蕩，這些諧振蕩的幅值按頻率排列的的圖形叫做頻譜。

 

  3、采集到的地震波圖像是波的振動圖像（振幅隨時間變化的函數），是地震波在時間域的變示形式，而不同波是用頻率來區別的，為了研究地震波的頻譜特征，必須把時間域轉換為頻率域。這種變換過程稱為頻譜分析方法。

 

  a(t) → A(f)

 

  地震波的頻譜分析方法是以傅立葉變換為基礎的。傅立葉變換的數學表達式為：

 

  如果所研究的對象不是地震波振幅隨時間變化的振動圖形，而是振幅隨空間距離變 化的波剖面圖，這時用傅氏分析對波剖面函數變換得到的結果稱為波數譜，其方法稱之為波數分析。

 

  地震波的振幅及衰減規律

 

  地震波在地層介質中傳播到被接收的過程中，影響其振幅和波形的因素主要包括三類，第一類是激發條件的影響，它包括激發方式、激發強度、振源與地面的偶合狀況等。

 

  第二類是地震波在傳播過程中受到的影響，包括波前擴散、地層吸收、反射、透射、入射角大小、以及產生波形轉換等造成的衰減。第三類是接收條件的影響，包括檢波器、放大器和記錄儀的頻率特性對波形的改造及檢波器的組合效應、檢波器與地面的偶合狀況等。此外，地下巖層界面的形態和平滑程度也會對地震波振幅有所影響。

 

  其中第一類激發條件和第三類接收條件所包含的諸因素是可以由人工控制選擇的。第二類因素與地下地層巖性等直接有關的。  地震波在傳播過程中隨著距離或深度的增加，高頻成分會被很快地損失掉，而且波的振幅按指數規律衰減。實際地層對波的這種改造，通常稱為大地低通濾波器效應。

 

  （1）波前擴散：在均勻介質中，點振源的波前為球面，隨著傳播距離的增大，球面逐漸擴展，但總能量仍保持不變，而單位面積上的能量逐漸減小，振動的振幅也隨之減小，這稱為球面擴散（或波前擴散）。

 

  （2）吸收衰減：由于實際的巖層并非理想的彈性介質，在地震波的傳播過程中介質質點間的相互摩擦消耗了質點振動的能量，造成介質質點振動的振幅（即地震波的振幅）的衰減，稱為介質對地震波的吸收衰減。

 

  介質的吸收系數：

 

  （1）與該介質的性質有關，對于某一種介質 ，其吸收系數為一常數。一般疏松膠結差的巖層，吸收系數較大；致密巖石，吸收系數則較小。

 

  （2）與地震波的頻率密切相關，理論研究和實驗結果表明，對于同一種介質，吸收系數的大小與波的頻率成正比，頻率越高，則吸收越大。      因此，地震波在傳播中高頻成份損失較快，而存留了較低的頻率成分，介質相當于一個低通濾波器。  大地巖土介質的這種濾波作用，往往使得淺層地震波的頻率較高，深層的地震波的頻率較低。

 

  通過大地濾波的作用，地震波高頻成分損失，改變了脈沖的頻譜成分，使頻譜變窄，因而使激發的短脈沖經大地濾波作用后其延續時間加長，分辨率降低。這種經大地濾波作用后輸出的波稱為地震子波。  瑞利波的速度最低，橫波速度次之，縱波速度最高

 

  （1）由于橫波的速度比縱波的速度低，因此橫波分辨薄層的能力比縱波強。

 

  （2）當巖層富含水或油氣時，往往對縱波的速度影響較大，但對其剪切模量和橫波的速度幾乎沒有什么影響。因此可以利用縱、橫波速度的比值變化來判別巖土介質的含水性等。

 

  （3）縱、橫波聯合的多波地震勘探是分辨巖性的重要方法之一，也是地震勘探的一個發展方向。

 

  1. 惠更斯原理： 惠更斯原理亦稱波前原理，假設在彈性介質中，已知某時刻t1 波前面上各點，則可以把這些點看著是新的振動源，從t1 時刻開始產生子波向外傳播，經過t時間后，這些子波的波前所構成的包絡面就是t1 +t 時刻的新的波前面。

 

  2.費馬原理： 費馬原理又稱射線原理或最小時間原理，它給出地震波總是沿地震射線傳播，以保證波到達某點時所用的旅行時間最少。  在均勻各向同性介質中，顯然，地震射線應當是從震源O出發的直射線 ，因為地震波只有沿這樣的地震射線方向傳播到達觀測點，旅行時間才是最少的。 在各向同性的均勻介質中，從一個等時面到另一個等時面，只有垂直距離最短，因此波沿垂直于等時面方向傳播所用旅行時間最少，故地震射線和等時面總是互相垂直的。用波前和波射線的概念來描述波動景觀是一種簡便而清晰的方法。  在同一個界面上的入射波反射波以及透射波都具有相同的射線常數，并且入射角等于反射角；透射角的大小則決定于介質W2的波速V2。 這一關系式稱為斯奈爾定律 ，也稱為

 

  反射和折射定律。

 

  2. 地震波的折射及其特征

 

  地震波在傳播過程中，當遇到波速不同的介質分界面，且其界面以下的速度 V2 大 于界面以上的速度V1  時，根據斯奈爾定律，則波的透射角必大于其入射角，且隨著入射角l的增加而加大，當入射角l增大至某一角度 i 時，將會使透射角=90°，  滑行波相應的入射點稱為臨界點，入射角稱為 i 稱為臨界角 。

 

  當滑行波沿著界面傳播時，必然引起界面上各質點的振動，根據惠更斯原理，滑行波所經歷的界面上各點，都可看作是一個新的振動源。由于界面兩側介質質點存在著彈性聯系，因此滑行波沿界面傳播時，在上覆介質中將產生新波，返回到地面被儀器所接收，這種由滑行波引起的波在地震勘探中稱為折射波。

 

  折射波特點：

 

  （1）以臨界角i 從界面射出。

 

  （2）在臨界點折射波射線與反射波射線重合。在臨界點后以臨界角i 向地表射出。

 

  （3）臨界點以內不產生折射波，因此折射波勘探中存在盲區，BB’即為盲區的范圍，當地面與界面平行時，盲區應該是一個圓 。

 

  折射波的形成條件：下覆層波速V2大于上覆層速度V1；入射角需達到臨界角。 直達波：由振源出發向外傳播，沒有遇到分界面直接到達接收點的波叫直達波。

 

  轉換波：一個縱波入射到反射面時，既產生反射縱波和反射橫波，也產生透射縱波和透射橫波。與入射波類型相同的反射波或透射波稱為同類波。改變了類型的反射波或透射波稱為轉換波。入射角不大，轉換波很小，垂直入射不產生轉換波。

 

  初至波：由于各種地震波的傳播速度不同，傳播到觀測點的時間也就有先后。地震發生后，地震觀測點最先接收到的波稱初至波。  地震界面是指地震波傳播時波速變化的界面或波阻抗不同的界面，而地質界面是指巖性不同的界面（有時一致，有時不一致）