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地震波运动学优秀课件

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第1章 地震波的运动学

第1章 地震波的运动学

hi vi p 1 (vi p) 2 hi
)
t 2
i 1
2 x 2 t t t0 t0 2 t0 v x2 t（ ） t0 0 1 2 4h x 当 1时，按泰勒公式展开： 2h 1 x 2 t t0 [1 ( ) ] t0 2 2h x2 x2 t0 2 2 2(vt0 ) 2v t 0
直 达 波 ， 反 射 波 ， 折 射 波 的 实 际 记 录
反射波
折射波
三、多界面水平层状介质折射波时距曲线：
1、 交叉时的概念。 x ti t v1 ON OM ti v0 v1 折射波的延迟时 注：ti 在数值上等于沿实际路 径传播时间与从激发点 直接 沿地面以速度 v1传到接收点的时间差。
• 概念：时距曲线----地震波的传播时间与距离的 关系曲线。 • 正演：地质模型－>物理模型－>数学模型 －>分析波场特征、传播规律（理论） • 反演：在理论的指导下由观测数据作地质分 析（构造、物性参数）。
地 质 模 型
正 演
反 演
地 震 数 据
一、时距曲线的概念及直达波时距曲线
１、直达波时距曲线方程：
四、正常时差
3、动校正：
在水平界面情况下，从 地震 记录中减去正常时差 t，即 得到 x 处的自激自收时间 t0， 2 这一过程称为正常时差 校正， 或者动校正。 补充：相对应的，静校 正常在 《地震资料数字处理》 中用到。
（b）多道接收同相轴与界面形态不对应 （a）自激自收同相轴与界面形态相对应
(b)多道接收同相轴形态与界面形态不对应
二、水平界面共炮点反射波时距曲线
2、曲线方程：
o*S t V
2 x 2 4h0 V

第四章_地震波运动学

第四章_地震波运动学

∑ ∑ n
n
x = 2 hitg αi =
i=1
i=1
2 hi P Vi 1 − P 2Vi 2
所以，水平层状介质的反射波旅行时 曲线可以用参数 P 表示为：
∑ ⎪⎧t = n
⎪
V i =1 i
2hi 1 − P 2Vi2
∑ ⎨
⎪ ⎪⎩
x
=
n i =1
2hi PV i 1 − P 2Vi2
公式中的Vi 是地震波在每个单层中的传播速度
称的双曲线
四、正常时差（normal moveout-NMO)
• 正常时差的定义： • 一、对界面上某点，以炮检距x进行观测得到
的反射波旅行时同零炮检距（自激自收）进 行观测得到的反射波旅行时之差。 • 二、在水平界面情况下，各观测点相对于爆 炸点纯粹是由于炮检距不同而引起的反射波 旅行时之差。
第3章 地震勘探方法－§3-1方法原理
正常时差校正的目的： 使得共炮点道集的反 射波同相轴能反映地 下界面的实际产状。 右图的绿点表示实际 反射点的位置，而兰 点表示的是时距曲线 上对应的位置。黄点 表示动校正后的时距 R′ 曲线位置。
A
t
Δtn
t0
o
x
s
R
B
五、倾角时差
倾角时差：由激发点两侧对称位置观测到 的来自同一界面的反射波的时差。
4、绕射波的时距曲线的特点：
1）双曲线，但其弯曲度相比于同t0 的反射
波而言要弯曲得多； 2）绕射波的极小点在绕射点R的正上方 极小点的坐标为：
( ) ⎪⎧ x min = l
⎨ ⎪⎩ t min
=1 v
l2 + h2 + h
4、绕射波的时距曲线的特点

第三章 地震波动力学 ppt课件

第三章 地震波动力学 ppt课件

ppt课件
5
二、地震波频谱资料的获得
1、知道时间函数的具体形式 f(t)，可以直 接用付氏变换公式计算频谱F(ω)
F() f (t)e jtdt
f (t)
1
F ()e jtd
2
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6
二、地震波频谱资料的获得
2、知道信号的图形，但不知道具体的函数 关系。
（1）模拟方法：
把波形变成一个连续的电信号，用频谱分 析仪进行频谱分析。
• 2）平滑性：地层界面的平滑程度。地下界 面的凹凸不平会使反射波能量分散，而光 滑平整的界面是形成连续反射的有利条件。
• 3）稳定性：地层界面的延伸长度。地层界 面横向的稳定性 对地震剖面的对比有很大 的帮助。
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3、剖面上部的均匀性
（1）介质不均匀会产生强烈的吸收和 散射，使地震波的传播缺乏规律和不 稳定
V1
V2
+
？
V1
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顶界 反射
底界 反射
合成 结果
32
纵向分辨率的限度
• 当顶底之间的反射时间差半个周期时，则会 出现同相叠加，从而表现为振幅的增大。
• Δτ=T/2=2Δh/V=λ/2V
• Δh=λ/4
• 纵向分辨率的限度：h≥/4，
• 只有当地层厚度大于/4 时才有可能根据复
合反射的振幅和波形特征分出顶底界面
波的对比、追踪的依据；划分岩性、薄层厚
度及其纵横向变化、寻找油气的标志。
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17
二、影响反射波振幅的因素
1、激发条件。含水砂岩或粘土中激发； 低速带以下激发；增大药量（但不可 太大）。激发因素对地震波的影响是 一个常数因子。

几何地震学 第二章 地震波运动学

几何地震学 第二章 地震波运动学
第二章 地震波运动学
地震波运动学(又称几何地震 学)—是研究地震波波前的空间位 置与其传播时间的关系。
用波前与射线等几何图形来 描述波的运动过程和规律
§1.1 地震波的基本概念
一、地震波在岩石中传播 （一）讨论条件： ⒈ 波动—是质点振动在介质中的传播 为弹性波或机械波 ⒉ 地下岩石为均匀的各向同性的完全 弹性体 ⒊ 岩石存在有两面性：弹性和塑性
S波传播方向
vs
S波传播
当 = 0.25(岩石)，vp = 1.73 vS
⒊面波
⑴定义：在界面附近传播的波叫面波
⑵种类：
a.瑞雷面波（R面波）
x
在地表面传播
的波，其轨迹
为椭圆。
z
ux+uy y
传播
x
b.勒夫面波：在界面附近传播的波 c.斯通利波
⒋探测中的波：
深部地震—P、S波 浅层地震—P、S、R、L波
sin
视速度定理
① 当（入射角） 0，垂直入射，
sin 0, v*
② 当 90，水平 入射 ， sin 1, v* v
③ 当 0 ~ 90，v* ~ v
v—真速度
人工激发的地震波示意图
1.二维地震观测图
人工激发的各种波的传播图
地震波实际记录图
记录1
记录2
记录2
三、弹性波的基本类型与地震勘探中的波
1
双 曲 线 公 式
此式为双曲线方程，即时距曲线 为双曲线
⒉正常时差⊿t（水平界面情况）
⑴ ⊿t概念：由同一个激发点对应不同 距离接收点的地震波的到达时间与激 发点的自激自收时间(垂直入反射)之
差（即纯粹由接收距离所引起的时 间差）称作正常时差,记作⊿t

《地震波运动学》PPT课件

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（2）当测线平行于地层走
相等。此时,射线平面是铅直的 ，在该平面内可见到界面的法
线深度h，即 h Vav t0 / 2 ,表示 界面到O点的垂直距离。而从O
点垂直地面向下到界面的深度 称为真深度，也称之为铅垂深 度或钻井深度。界面的法线深
度h与真深度hz之间有下列关系
： hz h / cos
真深度、法线深度的关系
测线平行界面走向时深度间的关系
x
x
R
Ds
A
C
h
1
2
φ
C h C
I
R
B
倾斜界面反射波时距曲线的特点
t
1 v
x2 4h2 4xhsinφ
1、时距曲线为双曲线；
2、xm = ∓2hsinφ 是时距曲线极小点的横坐
标，极小点相对激发点偏向界面上倾一侧；
3、在极小点处，反射波返回地面的时间最短，
tm=2hcosφ/v
4、 xm 点实际上就是虚震源在测线上的投影，
多次覆盖剖面上的特殊波
回转波的水平叠加剖面（a）和偏移剖面（b）
第五节 地震反射的时间记录剖面
原始的地震资料上，地下地质界面是 以双曲线型的时距曲线表现出来的， 水平界面的时距曲线是一条双曲线， 倾斜界面的时距曲线也是一条双曲线， 很显然，时距曲线不能直观地反映实 际的地下界面。
时间记录剖面：用时间来标定同相轴 所代表的界面深度的地震记录。
2、断面反射波的时距曲线为双曲线；
3、特点：倾角大；反射波振幅强度变化 大；断点有可能产生绕射。
4、地质意义：指示断层的存在及大致的 位置。
三、凹界面上的反射波
凹界面按其具体特点又可分为几种 情况
圆弧的曲率半径为ρ界面的埋藏深

精品课件-地震波运动学

精品课件-地震波运动学
因 此 ，在 t x 域 内 相 互 干 涉 的 时 距 曲 线 ，经 变 换 至 p 域后都相互分离。
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3.1.2 常用仪器及性能指标
常用于浅层及中浅层地震勘探和工程检 测的仪器性能指标见表1.3.1
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增 益 A /D
型号
生产厂家
道数
低切截频
叉 时 （ 它 不 是 自 激 自 收 时 间 ）。
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交叉时与折射界面法向深度有关,对资料解 释有意义。时距曲线斜率的倒数等于界面速 度。
由图1.2.1可见,时距曲线的D点为折射波的 始点,D点内无折射波,为折射波的盲区,D点以 外,折射波先于反射波到达接收点,且在一定范 围外,也先于直达波到达接收点。
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显然，在一定观测范围内，直达波最先到达接收点。
2 .1 .2 折 射 波 时 距 曲 线
1． 单 一 水 平 折 射 层
t
x V2
t0
（ 1 .2 .5 ）
水 平 层 的 折 射 波 时 距 曲 线 是 一 条 斜 率 为1/V2 的 直
t0
线 ，将 折 射 波 时 距 曲 线 延 长 到 时 间 轴 ，其 截 距 称 作 交
高切截频
采样率 动态范围
(最 大 值 ) 位 数
固定
M C S E IS -1 5 0 0 B 系 列 T R 8 日 本 O Y O 公 司 2 4
8
5H z
94dB
200H z 700H z
50s-1m s 42dB
M C S E IS -1 6 0 0

地震波案例PPT演示课件

地震波案例PPT演示课件

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波长λ和周期T
正弦波两个相邻波峰间
的距离称为波长λ, 行进这一
距离所需时间称为周期 T；亦 即质点振动完成一个循回所经 历的时间。
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频率和圆频率
周期的倒数 f=1/T 称 为频率；单位为赫兹，表示 在单位时间内完成的振动循 环次数。
圆频率 2 f
作业：求P波反射角c1和Sv波折射角b
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界面波
波动入射至界面，还会发生更复杂的
转换现象。例如，当折射波或反射波的波 速大于入射波波速时，折射角或反射角将 大于入射角，90°的折射角或反射角对应 的入射角称为临界入射角。当入射角大于 临界入射角时，将生成沿界面传播的能量 集中于界面附近的非均匀平面波，称为界 面波，地震学和地震工程学中称其为面波。 地震面波有瑞利波、拉夫波和斯通利波三 种。
• S波又称次波，亦称横波、 剪切波、旋转波或畸变波， 是一种偏振波，其质点运动 发生在垂直于传播方向的平 面内；当质点运动处于水平 面内时，称为SH波，当质 点运动处于竖直面内时，称 为SV波。
• P波和S波统称体波。P波波 速大于S波波速
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波速V、视波速C和波数k
• 波速V取决于波动传播介质的力学特性（密 度和弹性模量等）。
• 观察或测量波动时往往并不 沿着波动的传播方向，这时
观测到的波速称为视波速。
• 波数k也是常用的描述波动的参数，定义为
2π

第一节地震波的基本概念精品PPT课件

第一节地震波的基本概念精品PPT课件
如图:
在t0时刻，波源开始振动， 过了一段时间到了t0’ （t0’ > t0 ）， 波源的振动可能停止了或暂时停顿了； 到了 t1 时刻，传播了一段距离。
在V0区域：波已经传播过去，振动已停止； 在V1区域：介质振动正在进行； 在V2区域：波还没有传到；
S: t1 时到波前，波是不 断前进的，波前、 波尾是相对某一时刻的波前、波尾。介质 中的任何一点都有一个波面。
5、地震折射波：
当入射角 c 时，发生全反射，不产生滑 行波，没有透射波，滑行波传播又引起另 外的效应，由于两种介质互相密接，滑行 波在传播过程中也会反过来影响第一种介 质，并在第一种介质中激发新的波，这种 由滑行波引起的波，在地震勘探中叫“折 射波”。
四、地震勘探中的常见波
在地震勘探中用炸药激发时，一声炮响之 后会产生各种各样的地震波。 ㈠按波在传播过程中质点振动方向区分为 纵波：质点振动方向与传播方向一致; 横波：质点振动方向与传播方向垂直;
一、地震波是在岩层中传播的弹性波
波动：振动在介质中的传播。
二、波的几个特征 1. 振动和波动的关系就是部分和整体的关系
波有一定的速率。 波的频率等于震源的频率。
2. 波前、波后和波面
波前：
介质中某一时刻刚刚开始振动的各点组 成的面叫波前。
波面：介质中同时开始振动的各 Nhomakorabea点所组成的 曲面叫波面。
波后： 介质中某一时刻刚刚停止振动的各点组 成的面叫波后。
为了反应各点的振动之间的关系，把同一 时刻各点的位移画在同一个图上 ，即描述 某一时刻各质点偏离平衡位置的曲线。
不同的质点可能有不同的振动曲线； 不同的时刻有不同的波形曲线； 在地震勘探中，通常把沿着测线画出 的波形曲线叫“波剖面”。

1地震波的基本特征PPT课件

1地震波的基本特征PPT课件
3、反射极性：当反射界面下介质波阻抗大于入射介质波阻抗时， R>0，反射波与入射波的相位相同，称为正极性反射；反之亦然。
第一章
第一节 地震波的基本特征 一、波的类型 二、地震波的特征
第一节 地震波的 基本特征
1、地震波的性质
二、地震波的 特征
爆炸点尖脉冲
弹性波
非简谐波
形成地震子波
遵循关于波的一般运动规律
图1 与地震勘探有关的几种波
第一节 地震波的 基本特征
一、波的类型
入射角不大时，转换波的强度很小。垂直入射时，不产生转 换波，且反射波振幅与入射波振幅和分界面两边介质的波阻抗有 如下关系：
反射波的振幅：
A反22VV22
1V1 1V1
A入
反射系数： RA反2V21V1 A入 2V21V1
震资料 处理流程
一 2、、地震地剖震面剖的显面示 的一般概念
（2）变面积剖面: 用梯形面积的大小和边缘的陡缓表示地震波能量的强弱 特点：能够反映界面的形态，直观性强，外形与地质剖面接近。
结束语
当你尽了自己的最大努力时，失败也是伟大的， 所以不要放弃，坚持就是正确的。
一 1、、地震地剖震面剖的种面类 的一般概念
地震模型的水平叠加剖面
塔东2
偏移剖面
波阻抗剖面
第二节 地震剖面 特点与地震资料 处理流程
一 2、、地震地剖震面剖的显面示 的一般概念
(1)波形剖面: 用振动图形表示地震记录的波形
特点：比较全面反映地震波的动力学特征细节 ( 如振幅、频率和相位等 ),反映
地震资料综合解释
第一章
第一节 地震波的基本特征 一、波的类型 二、地震波的特征
第一节 地震波的 基本特征

第六章地震波的速度PPT课件

第六章地震波的速度PPT课件

②曲线的参数方程（θi）
变换为以射线P表示的方程：
由 s i1 n s i2 n s iin s in n p
v 1
v2
v i
vn
t
n
2
x
i1
n
2
i1
ti
1
p
2
v
2 i
pv
2 i
t
i
1
p
2
v
2 i
ti
hi vi
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化简：
ti n 12 ti(1 p 2 v i2 ) 1 2i n 12 ti(1 1 2p 2 v i2 8 3p 4 v i4 )
2
一、弹性常数的影响
弹性常数增加，速度增加
VVp p
2 2(1E(1)(1)(21E) ;(其 1)(中 1E)2()32)
;
2(
)
VVs s
2(1E2)(1E )
、 —拉梅常数，Ｅ杨—氏模量，与岩石份 的、 成结构、密度等； 有关
—、泊松—比拉，梅 约等 常0.于 2数5,只 ，有Ｅ在 —最杨疏氏松模岩量 石似 ， 中与 近 与0.（ 5岩刚石性有度关量 （）成份、
20
第二节 各种速度的概念
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平均速度定义
• “一组水平层状介质中某一界面以上介 质的平均速度就是地震波垂直穿过该界 面以上各层的总厚度与总的传播时间之 比”。n层水平层状介质的平均速度是：
Vavi n1hi/i n1V hii i n1tiVi/i n1ti
式中hi 和vi 分别是每一层的厚度和速度。
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叠加速度的获得
• 动校正过程中选用不同的速度值Vi 进行校正， 其中某个Vi 能使得双曲线型的同相轴校正为 直线，这时的Vi 就是该同相轴对应反射波的
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• 震源激发的波在地下传播时会产生各种波速度不同的 波。由于到达时间出现不同，会有各种波的时距曲线。
主要内容
• 波在不同构造形态分界面上各种波的反射和折射时距 曲线及其特征。
• 不同构造形态分界面—地层模型： 平界面 倾斜界面 多层界面
地震记录中的接收方式
地震记录的基本方式
• 地震记录--以测线方式记录地震波的反射或折射波。 • 地震测线--观测点（接收点）以线性方式排列成线。
• 直达波的时距曲线是 最简单的一种，在单 层介质中，速度V恒定。 激发点与接收点在同 一测线，波的旅行时 可表示为：
t = x/V
X是激发点到接收点的 距离，V是直达波的传 播速度。
• 速度的一种通常的测 试方法。
水平反射界面的时距曲线
1、共炮点反射
• 同一炮点不同接收 点上的反射波，即 单炮记录，也称同 炮点道集。在野外 的数据采集原始记 录中，常以这种记 录形式。
时距关系(曲线)
讨论时距曲线的实际意义
1. 各种波时距曲线的特点是在地震记录上识别各种类 型地震波的重要依据。
2. 自激自收接收地震剖面上，反射波同相轴的形态与 地下界面的对应关系。在一点激发多道接收的地震 记录不对应了。
3. 波到达各观测点的时间的变化规律，用时距曲线方 程来表示。
直达波的时距曲线
地震波运动学
地震波运动学(几何地震学)
• 主要内容
–地震记录中的接收方式 –水平反射界面的时距曲线 –倾斜界面的反射时距曲线 –折射波的时距曲线 – 特殊波的时距曲线
主要内容
• 地震勘探的基本任务是根据地震记录上的反射波或折 射波来确定地质界面的位置。
• 即用波前、射线来描述波的运动过程和规律。 • 地震波的运动学(几何地震)就是利用类似几何光学中
最多达上千道)； 3. 多线多道接收—三维记录中用多线接收每线
上有多道； 4. 三分量接收—在一道上接收三个振动的波。
单道记录与多道记录
自接 自收 方式
单炮多道 接收方式
多炮多道接收方式
观测系统(测线参数)
• 把震源和接收之间的排列按一定的规律分布的各种观测 方式称观测系统。
• 炮检距—炮点到检波点的距离叫炮检距，有最小炮检距 和最大炮检距。
一个震源用一条测线接收，称二维地震观测；用多条 测线接收称三维观测。 • 一般炮点和接收点都放在同一测线上，叫纵测线，炮 点与接收点不在同一线上，叫非纵测线。二维观测大 多用纵测线方式。三维观测大多用非纵测线方式发。
地震记录的几种接收(记录)方式
1. 单道(自激自收)接收--一炮一道(效率很低)； 2. 多道接收--一炮多道(现在常用96--120道，
• 同相轴(event)--一组地震道上整齐排列的相位，表示 一个新的地震波的到达，由地震记录上系统的相位或振 幅变化表示。用波至表示则可以是反射、折射、绕射或 其它类型波的波前。
时距关系(曲线)
• 旅行时的确定 波的旅行时是通过地震记录上相应的接
收道波形确定的。接收道波形记录的是各 个接收点的振动曲线，用时间形式表示。 • 以时间方式显示原始的地震道同水平距离 的关系形成的曲线图叫地震剖面。
• 炮距--炮与炮之间的距离；炮线距-炮线之间的距离。 • 道间距--道与道间的距离；测线距--测线间的距离。
时距关系(曲线)
• 波传播旅行时--从激发到被接收到所需的时间即为传 播时间。
• 炮检距和旅行时这两个参数是可以直接测量得到的， 用曲线形式给出它们的关系称时距曲线。
• 用定量的关系式表示则为时距方程。
tO S(2h0)2x2
V
V
V 1 4h0 2x2
反射波时距曲线还写为另外两种 形式：
t
( x)2 V
02
t2
t02
x2 V2
t0
2h0 V
称为零炮检距时间或自 激自收时间
水平反射界面的时距曲线
X
t
水平反射界面的时距曲线
X2-T2曲线
t2
t02
x2 V2
t2
1 V2
x2
t02
• 画出上式t2和x2的曲线，可以得一条直线，其斜率为 1/V2，截距是t0，此方法叫X2-T2法。
• 各种波有不同特点的时距曲线，在地震勘探中主要根 据时距曲线的形态来识别各种波。
时距关系(曲线)
地震记录中波至、相位和同相轴
• 波至(初至)--接收点由静止状态到因波到达开始振动的 时刻，这个时刻称为波的初至。
• 相位--这个相位与物理中的相位概念不同。地震勘探中 习惯用振动波形图上某个特定的位置(极大或极小值)， 地震相位通常指反射波组的特征，包括振幅、周期和连 续性等。
的射线方法给出地震波的传播时间与反射或折射界面 位置的基本关系。
• 传播时间与界面位置的关系是通过介质的传播速度联 系的，与地质结构有关，先考虑常速度地质结构的情 况。
主要内容
• 在地面激发了地震波后，根据地下介质的结构和波的 类型（如直达波、折射波和反射波），地震波将具有 不同的传播特点。
• 为了定量地说明不同类型的波在各种介质结构情况下 传播的特点，在地震勘探中主要采用“时距曲线” (时距曲线方程)这个概念。
• 可分单边放炮和中 间放炮。
水平反射界面的时距曲线
2、共反射点反射
• 另一种方式是在许多炮得到的许多张地震记录上，把 同属于某一个反射点的道选出来，组成一个共反射点 道集，于是可得到界面上某个反射点的共反射点记录。
• 在组合一章中作进一步讨论。
水平层反射波时距曲线
3、共炮点反射波路径与炮检距的几何 关系
引入虚震源法 ∠1+∠2+∠3=180º
又∠4+∠2+∠3=180º ∴∠1=∠4=∠3 ∴ 直角△OCA=直角△O*AC ∴ OC= O*C=h0 ，OA=O*A • 即从O点激发、S点接收到的反射波
路径，相当于从O*点激发并直接传 播到S点。把O*点称为虚震源。
水平反射界面的时距曲线
时距曲线
• 简单水平分界面层上反射波的时 距曲线可根据反射定律用虚震源 法推导。
• X2-T2曲线的意义：从曲线上确定介质的速度。
水平反射界面的时距曲线
正常时差(NMO)
问题1： • 需要的是来自观测点正下方的时间，即自激自收时间。 • 实际得到的时距曲线是时间随炮检距的改变而变化。
水平反射界面的时距曲线
正常时差
问题1： • 一炮多道 接收的反射并不来自炮点O和接收点S正下方，