地震勘探

(一)人工地震勘探方法简介人工地震是解决浅部地层和构造的有效手段,是利用地下介质弹性和密度的差异,通过观测和分析大地对人工激发地震波的响应,推断地下岩层的性质和形态的地球物理勘探方法。地震勘探有两种基本类型,反射法和折射法。反射法是用人工在地面或地面附近激发声波,再记录来自地下的声波。折射法利用沿岩层界面滑行一段距离后,再返回地面的声波。目前,反射法应用较广。反射法地震勘探的基本几何学的依据是,由界面弹回的反射,其陡度严格地和入射的陡度一样,也就是说,入射角等于反射角。对地震波而言,最好用射线路径来描述。如果地面和反射面两者都是水平的,并在地面激发地震波,用离开震源一定距离的检波器接受地震波,那么,地震波的反射路径是从炮点到反射点再到检波点,这两条直线与通过反射点的法线间的夹角相等。据此,地震波的反射点就是炮点和检波点连线之垂直平分线与地下岩层界面的交点。(二)地层的弹性波参数天津地区为孔隙型地层覆盖,在表层0～20m多为粘土层,对人工地震波激发和接收有良好的地质条件。根据石油和地震部门的大量工作,获得的地层速度资料见表3-4。图3-4 总纵向电导图表3-4 地层地震波速统计从上表可以看出:不同时代地层的地震波速随着地层时代由新到老,地震波速也越来越高。由于地层的密度与波速的差异,产生了波阻抗的差异,特别是不同时代地层的叠加,地层界面上的波阻抗差异较大,便产生了强或较强的地震反射波组。(三)地震反射特征1)新近系明化镇组:是一套砂泥岩组合,地震时间剖面反射特征是一套密集反射段,反射同相轴中等强度能量,连续性较好,反射频率在30Hz左右,数字剖面反射频率在20～25Hz,层速度为2000～2700m/s。2)新近系馆陶组:上部为厚层砂岩夹泥岩,中部以大段泥岩为主,下部以砂岩为主,底部为石英、燧石砂砾岩。地震剖面反射特征能量较弱,连续性差,而底部反射波能量较强,有一定的连续性,与下伏地层有明显的角度不整合。3)古近系东营组:是一套砂泥岩组合,上部岩性细,下部稍粗,厚260～560m,反射特征上部为较弱反射地震相,下部有1～3个中强度能量,有一定连续性的反射同相轴,层速2770～3700m/s。4)古近系沙河街组:沙一段为砂泥岩组合,岩性较细,厚100～1300m,地震时间剖面上为弱反射地震相,底部有1～2个不连续的中等强度反射能量的同相轴;沙二—沙三段,塘2井录井资料说明,沙三段上部为大套泥岩夹薄层砂岩,下部为含砾砂岩、砂岩、粉砂岩、泥岩互层,厚1000m。在地震时间剖面上反映为能量稍强且不连续的地震相,在东丽区剖面上沙三段反射同相轴的连续性较好。5)中生界在北辰区剖面上中生界反射层特征非常清楚,内部为弱反射较连续地震相,底部为2个反射能量较强且连续的反射同相轴。另外,在白塘口凹陷也有同样的反射特征。6)下古生界:其为奥陶系灰岩,故顶面为强反射而同相轴连续性好,内部为弱反射不连续地震相,底部为3个0.2s左右连续性好、频率低、反射能量强的同相轴。在淮淀乡、塘沽区、汉沽区下古生界顶面反射能量较强,同相轴连续性好,底界埋深偏移成像不好,画弧太多,反射特征不清。(四)地震勘探对地热地质研究的作用通过人工地震,结合其他地质资料,对寻找热储层具有非常重要的作用。1)对地质构造进行划分和编制热储层构造图,清楚地勾画出深埋型构造特征以及较准确的新近系、古近系、中生界等反射层的构造图,更直观的、进一步了解热储层的特征。2)根据反射波特征,反射波中断,同相性变化,波组产状等判别断裂的存在,从76-627测线(图3-5)沧东内、外断裂及上下层位关系剖面特征图上可以看到,沧东内、外断裂上的各反射层同相性发生变化,反射波中断和在断棱处产生绕射波,从图上亦能清楚地辨别上下层位的接触关系以及对深大断裂的认识。3)追踪地层的变化,利用地震反射层的地层反映特征,如反射层变陡、尖灭或中断来判断地层的倾斜、尖灭和断裂,还可以根据它们之间的关系追踪地层的变化。如天津地区,由于新近系馆陶组和石炭系—二叠系在人工地震剖面上表现出明显的、连续的变化特征,一般在解译中将该反射层作为标准层应用。在实际工作中,可针对某地情况,通过对比钻井资料,能较准确的判断地层的深度、厚度等,为直接利用地热提供了较为可靠的信息。由76-627测线(图3-5)可以看出,古生界与新近系呈角度不整合接触且中生界趋于尖灭的特征。图3-5 76-627测线剖面图

地震勘探技术是通过人工震源(如钻眼放炮等)产生地震波，在地面或井下接收和观察地震波在地层中传播的信息，以查明地质构造、地层等，为寻找油气田(藏)或其他勘探目的服务的勘探方法。它是油气勘探工程中最重要的勘探方法之一，其优点是精度高、分辨率高、探测深度大、勘探效率高。地震波可分为纵波(P波)、横波(S波)和面波(瑞利波)。纵波的质点运动方向与地震波的传播方向一致，它使得介质的质点局部密集或局部分开，产生一密一疏的交替变化，并以这种方式进行波的传播，又称疏密波。横波的质点运动方向与地震波的传播方向相垂直，伴随着波的传播，它使介质发生剪切变形，又称剪切波。面波是一种沿地表传播的干扰波，主要使质点做长轴垂直于地面的、逆时针方向转动的椭圆运动。地震勘探方法分为反射波法、折射波法和透射波法。反射波法是在离震源较近的若干测点上，测定地震波从震源到不同弹性的地层分界面上反射后回到地面的旅行时间，获得反射时间界面，多个时间界面就构成一个反射时间剖面。这种方法在地震勘探中广泛应用。折射波法是研究在速度分界面上滑行波所引起的振动，从而了解速度界面的深度和速度信息，这种方法仅在普查或特殊环境下使用。透射波法是研究透过不同弹性分界面的地震波，根据透射波的传播时间，可以测定钻井或坑道附近地质体的形态及波在介质中的传播速度。数据采集方法可分为一维、二维、三维和四维。工作内容包括三个方面：地震数据采集（图4.6）、地震数据处理和地震成果解释。图4.6　石油地震勘探数据采集示意图● 一维、二维、三维和四维地震勘探维是构成时空理论的基本概念。构成时空的每一个因素(如长、宽、高、时间)都是一个维度。地震勘探方法按照维的不同，可分为一维地震、二维地震、三维地震、四维地震等四种勘探方法。地震勘探中的一维勘探是观测一个点的地下情况。二维勘探是观测一条线下面的地下情况。三维勘探是观测一块面积下面的地下情况；若在同一地区不同时间重复做三维地震勘探，则可称之为四维地震勘探。四维是观测同一块面积下面不同时间的地下变化情况。根据地质任务和要达到的目的不同，可采用不同维的勘探方法。一维地震勘探：将检波器由深至浅放在井中不同深度，每改变一次深度在井口放一炮，记录地震波由炮点直接传到检波器的时间。这种只在一口井中观测的方法，叫一维地震勘探。它能测出该井孔中地层的速度，借此可以确定各个地层的深度和厚度。二维地震勘探：将多个检波器与炮点按一定的规则沿一直线(称测线)排列，在测线上打井、放炮和接收。采集完一条测线再采集另一条测线。最后得出反映每条测线垂直下方地层变化情况的剖面图。三维地震则是将多道(必要时可达上千道、上万道)检波器布成十字状、方格状、环状或线束状等，炮点与检波点在同一块面积上，形成面积形状接收由地下返回地面的地震波。四维地震勘探始于20世纪90年代初，是三维地震的延续。它要求在同一块工区不同时间(可能相隔几个月或几年，时间为第四维)用相同的采集和处理方法将所得到的三维地震勘探成果进行比较。犹如将人物传记的立体电影一帧帧放一遍，细看每帧之间的不同就可以看出人物的成长过程一样。● 地震检波器接收微弱地震波的第一步，是用灵敏度很高的地震检波器。它甚至能将其旁边一根小草的摆动所引起的振动记录下来。地震数据采集系统主要由传感器(又称检波器)和数字地震仪组成。检波器埋置于地面的装置，把地震波引起的地面震动转换成电信号并通过电缆将电信号送入地震仪；数字地震仪将接收到的电信号放大、经过模数转换器转换成二进制数据、组织数据、存储数据。地震检波器是一种将机械振动转换为电能的机电转换装置。由于各种检波器的设计不同，因而，灵敏度和频率特性也不同，所以，形成了不同的检波器型号。● 地震道在每个观测点上记录地震波,都必须经过检波器、放大系统和记录系统三个基本环节。它们连在一起总称“地震道”。为了提高生产效率和便于识别地震波,每次人工激发地震波时，都在许多观测点上同时接收。所以，地震仪一般是多道的。为了便于解释记录,地震仪中还设有不包括检波器在内的专用辅助地震道。

根据震源激发出的振动（也称地震波）向四周传播的波型特征，地震勘探可分为三种基本方法。它们是反射波法、折射波法、透射波法。什么是反射波法？日常生活中大家可能都有同样的感受：小时候在湖边玩耍时，将一粒石子投入湖中，平静的湖面在激起浪花的同时，还会产生向四周传播的波纹。水波传到对岸或遇到障碍物时，又会掉转头来反向传播。又如站在山前喊话，顷刻间会听到山那边传过来自己的声音。以上的现象是因为水波和声波在传播时遇到障碍物会发生反射的缘故。与此相似，如果我们在离震源较近的若干接收点（1，2……，N）上布置检波器，就可以测出地震波从震源出发向地下传播遇到不同地层界面（Ⅰ、Ⅱ……）时反射回来的地震波及其依次回到地面各检波点的传输时间t1，t2……（t1，t2称为旅行时），旅行时的不同代表了浅、中、深地层在地下的埋藏深度的不同，运用这些微小差异就能直观地反映出地层的起伏变化。这就是反射波法地震勘探所依据的原理。什么是折射波法？我们再做一个实验看看，将一根筷子插入盛水的玻璃杯中，咦！筷子入水后魔术般地变折了？从水中取出筷子仍然是直的，这种奇怪现象可能大家都曾见到过，这是光的折射现象。波在传播过程中产生的现象现在让我们看一看如何进行折射波法地震勘探。炸药爆炸后，激发的地震波向四面八方传播，当遇地层分界面时，除有一部分反射波返回地面外，还有一部分地震波透过分界面并沿着该分界面在下面地层中传播。在一定条件下，这种沿分界面传播的地震波也会返回地面，这种地震波叫折射波。通过接收这种波来分析地层情况的方法就叫折射波法地震勘探。如果我们将激发点和接收点分别放在地质体的两侧，直接接收透过地质体的波，这种勘探方法叫透射波法地震勘探。目前，反射波法应用最广，折射波法次之，透射波法只作为辅助手段。

地震方法是目前我国用于水工环地质调查的主要物探方法。它通过研究人工激发和接收的地震波的运动学和动力学特征来调查地质问题。地震勘探的方法有近十种，以下仅对主要的方法——反射地震、折射地震、横波勘查、面波勘查、三维地震予以介绍。一、反射地震目前，反射地震是浅层勘查中得到最多应用的地震方法。虽然80年代它才在水工环地质调查中得到应用，但是在90年代初却已经形成比较完整的浅层反射地震技术系列。1.资料采集技术的改进（1）地震共中心点迭加（CMP）的野外资料采集中，需要大量的劳力埋置检波器。为了提高效率，降低成本，国外研究出了一种陆地检波器拖缆，使用万向接头，可以自动确定方向。在瑞士两个试验场地的应用成果说明，该设备在技术上解决了检波器与大地间的耦合问题，只二、三人作业，即可完成过去10余人的工作，并且能取得与原来一样好的效果。（2）最佳资料观测时窗的重新提出。1984年Hunter等提出的最佳资料观测时窗（OWT）技术，要求在选择炮检距、高通滤波器、检波器及震源时，应特别注重主要目标反射波的探测。该技术在促进当时反射地震的发展中起到了重要作用。在反射地震仪器、处理设备及技术均得到长足发展的今天，一些适合浅层地震工作的场地仍可以利用这种简单的方法来取得很好的浅层地质构造信息（当然，对目前应用OWT的技术背景已作了较大的改进），这样可以节省一笔可观的费用。为了引起地震工作者对OWT技术的重视，R.J.Whiteley等最近发表了1985～1986年期间，在评价曼谷周围地面沉降问题中，OWT所作出的重大贡献；重温它在评价世界上许多大城市面临的地面沉降问题中可以发挥的作用。2.具有指导意义的震源试验成果震源的选择对取得良好的浅层反射勘查成果非常关键。这是一个既重要而又往往被忽视的问题。为了给浅层地震勘查提供可选择震源的基本资料，多年来美国勘探地球物理学家协会（SEG）等机构相继组织了用多种震源在不同类型地质条件下的大量现场对比试验。这类试验的技术含量高，费用昂贵。专家们根据选择最佳震源的基本条件对试验成果作了评价。对今后地震实际工作具有重要指导意义的试验有：（1）在1986年新泽西州、1988年加利福尼亚州和1991年休斯敦的试验中，分别用多种震源做了对比试验。Richard D Miller等对以上三次试验成果作了简单的概括（表20-1）。表20-1　1986新泽西州、1988加利福尼亚州和1991年得克萨斯州试验对比（2）在前三次试验成果的基础上，1993年11月在美国田纳西州橡树林保留地作的震源试验与前几次的试验不同。本次试验用了脉冲和振动两类震源，探测目标深度比原来大，在不同的地质环境下试验。试验资料提供了125个点的CMP和垂直地震剖面的噪声测试资料，包括35种振动震源和4种脉冲震源。将频谱白化法用于资料处理后，IVI Mini-vib震源能提供最佳的图像，反射波连续、清晰；不用白化法处理，IVI Minivib和Bison弹性震源取得的资料比较一致。（3）用于高分辨率勘查的轻便振动系统。针对浅层工程物探中探地雷达深度达不到，而一般地震方法又觉得太浅的目标，最近推出了一种轻便、高分辨纵波电磁地震波振动系统。只需对系统产生的电磁信号作简单的调剂，就可以单独地控制穿透深度和分辨率。提供的代表不同地质、场地条件和探测目标的七组试验成果指出：①在有利条件下，目标埋深为10～30m时，最高分辨率可达到20cm；②在城市沥青环境中，很容易激发出高频能量；③对埋在松软土0.5～5m深的很小且离得很近的物体，在频率大于300Hz的情况下，探测到了明显的反射同相轴。3.资料处理及解释方法研究（1）将石油反射地震资料处理技术应用到浅震资料时，有许多问题需要研究。国内、外对这些问题做了比较深入探讨。如Linus Pasasa等已成功地将基尔霍夫深度偏移预迭加用于从德国一废物场地采集的浅层地震资料的处理。它简化了传统CMP的处理程序，只需对速度-深度模型作出评估和深度偏移预迭加，而不需要区分炮点资料中的反射波和折射波。用该种方法处理的资料在分辨率和信/噪比方面有了很大的提高。（2）采集浅层反射资料时，需要利用高频率和宽频带。但这样做会给后续工作带来麻烦，如地滚波的空间假频；错误地将处理后的空气波及空气耦合波当做反射波来解释；在CMP剖面上将折射波解释为反射波以及处理中带来的一些人为现象。Don W.Steeples等在浅层地震反射勘探的陷井研究中，对识别、回避或消除这些干扰作了详细的研究。4.仪器发展总趋势80年代，发达国家浅层地震仪器的道数只有24道或更少；仪器动态范围通常为60dB或更小；另外，只能同时对一、二组同相轴成像，只记录单分量信息，并且通常只能用一种方式分析纵波。目前，仪器有了较大地发展，利用96dB、48道（或更多）地震仪器的大学、研究试验室和承包商的数量正在一天天地增多。在不久的将来可能利用三分量设备记录三维信息，并且可以同时分析超过一种地震方式信息。国内仪器的发展现状同国外80年代末90年代初基本相同。国内正在开展一种地震仪器的综合技术服务，意在利用浮点模块将过去的多种国外及国内生产的定点地震仪作技术升级和功能增强，并将12道仪器扩展为24道。在80～90年代，国内曾引进一批国外的先进仪器；但是至今，96dB及48道的仪器在国内还未得到应用。5.应用领域拓宽近年来，反射地震方法的传统应用领域在不断扩大，探测的目标也越来越复杂。国内外在探测第四系厚度和基岩起伏、含水层和古河道，断层、裂隙带等地下构造，滑坡及落水洞，以及地表沉降等方面已经取得了丰富的经验。考虑到已有许多关于传统应用领域的资料可供参考，所以这里只对有代表性的新应用领域作一简单介绍。（1）为水资源管理提供资料。美国西雅图北皮吉特湾内一个小岛（特别是沿海地区）的人口迅速增长，水资源的数量和质量成了阻碍这种发展的最重要因素。科学的水资源管理方法取决于预测地下水准确模型的开发。而准确的模型则在很大程度上有赖于对地下水系统的几何形状的恰当评价。为了给该岛复杂地下水环境的管理模型提供资料，John H.Bradford等利用浅层地震反射剖面对该岛温带冰川沉积层中的浅部含水层做了调查。用迭代倾斜时差（DMO）速度分析对取得资料的速度结构作了分析，最终得到了一张质量得到很大改善的迭后深度偏移剖面。该试验说明，即使在复杂环境条件下，也可以利用反射地震为水资源管理提供有用的资料。（2）潜水面及饱和度与反射图像之间的关系的应用试验。精细的研究成果已经指出，潜水面并不是一个简单的地震界面，而是在非封闭含水层条件下的地下水带与毛细带的分界面。为了更好地了解水文地质意义上的潜水面和它的地震图像之间以及在不同湿度条件下地下界面与排水间的关系，Ram Bachrach等在海岸沙滩上利用高分辨率地震作了试验。试验结果指出，①可以对2m深左右的浅部潜水层反射面成像；②该反射面与水文地质上确定的潜水面不一致，地震波只对部分饱和也就是说仅对地层中过去的水流敏感；③可以直接利用孔隙沙内的地震速度反演饱和度。以上这些结果对利用浅震监测地下水力学动态很重要。比如在抽水期间如果需要监测潜水面变化时，地震响应将只受饱和带剖面而不受潜水面本身的控制。这一结论与Birkelo等在一次用高分辨地震监测抽水试验中的成果一致。在那次试验中发现潜水位的地震图像与上层滞水的水位系统及饱和带顶部相一致。另外，反射地震对饱和带成像的能力，对确定地下非均匀体的位置也很有用处。（3）提供研究古气象的资料。近年来，充填更新世冰川构造的沉积物对研究古气候已经越来越重要。在较小、封闭、盆状（或似碗状）构造中的沉积旋回能为研究古气候的变化提供有用的资料。1996年在德国北部Tostedt附近的这类构造上做了二维高分辨率浅层反射地震勘查。Tostedt构造内，30、40和50m深度的反射波与魏克塞尔冰期的三组间冰段之间的相关性很好，由弱反射波确定了该构造的底部（最大深度为70m）。发现Tosedt构造被埋在一个比它大许多、从前未预计到的具有相同形状的凹陷内。高振幅反射波确定了该凹陷的底部边界（深130m）。反射地震勘查资料确定了两个似碗状构造完整的冰川成因。二、折射地震折射地震是最早用于水工环地质调查的地震方法。由于野外施工需要大排列和强震源以及自身的灵敏度和分辨率不高等技术缺点，其应用的主导地位已逐渐被反射地震法取代。目前，对传统方法的改革和创新虽然不十分活跃，但也有了一些起色。折射地震仍不失为一种主要的物探方法（特别是在工程地质领域）。（1）传统应用领域包括重大项目选址（调查第四系厚度、基岩起伏、地下构造、岩土力学参数及岩性结构等），探测地下水位，为反射地震的静校正提供速度等。（2）在某些特殊地质条件下的新应用。当前，水工环地质的一些调查中，需要了解一二十米范围内目标的准确深度和几何形状。但是，在这样的深度内，①电法的分辨率一般达不到要求；②如果场地内存在良性导电材料，因雷达波的能量被大量吸收，使探地雷达的穿透能力达不到应有的深度；③当场地材料对反射地震高频信号具有强散射和滞弹性影响时，反射法赖以对目标准确成像的高频能量被大量吸收；再则，在10～15m目标反射波的时间（50ms）内，振源产生的噪音将构成对反射波的严重干扰；这样将使反射法的应用受到严格的限制。在上述情况下，折射地震能提供比其它物探方法分辨率更高的资料。已将折射地震用于瑞士北部这类与处置场地有关的调查，并且取得了良好的效果。（3）与其他地震方法组合应用。折射方法的优点是能提供较准确的地震波速度资料，但是不能提供地质构造的准确信息；而反射地震则能提供地质构造的详细信息。在目前的浅层调查中，出现一种将折射地震和反射地震结合起来使用的趋势。比如，虽然100～150ms是浅层的重点探测目标，但迭加的反射资料却往往在这段时间内得不到良好的效果；而由折射炮点道集中的波场推出的速度模型却能提供浅层构造的地层横向变化信息。这些速度模型可用于：①在不能可靠描绘反射波双曲线为迭加处理提供速度资料时，提供迭加所需的速度；②炮检距不大使反射双曲线的正常时差校正量较小时，提供层速度资料。已将从得克萨斯和新墨西哥州采集的浅层反射资料用折射模型提供的速度处理，处理后的资料及其解释成果的质量得到了提高。（4）一种解决折射地震盲区的新方法的应用。折射地震探查中的盲区问题一直困扰着地震工作者。历史上有不少的学者曾提出过一些解决办法，但这些方法在实际应用中都要受到一定的限制。结合一个金矿折射地震勘查中遇到的盲区问题，在Redprit提出的确定盲区最大厚度的基础上，地震工作者利用常规时距曲线的解释厚度和最大盲区厚度的差来表示盲层之上的尾矿的真实厚度。该成果资料与场地钻孔资料取得了一致。三、横波反射法横波是一种质点振动与波传播方向垂直的地震波。在横波勘查中，一般利用方向性振源激发地震波。在国外虽然有一些关于利用反射横波勘查的报导，但由于实际工作中很难将反射波从乐夫波（一种面波，在地震记录上的到达时间与横波相同）中分离出来，这成了反射横波法发展的致命弱点。不过，Bradiey J.Carr等人的新见解或许能给横波应用带来希望。他们在冰碛物的横波研究实例中，利用单个振电雷管激发出可供地震仪检测的横波；并且在地震记录中能将横波从面波中辨认出来。通过同一测线纵、横波实测资料的对比，发现横波CDP资料的垂直分辨率为1.5m，横波垂直剖面法（VSP）的分辨率为0.75m；即使这样，横波CDP的垂直分辨率也比纵波的（2.6m）高。他们得出结论，横波反射不但可用于非固结地质材料的调查，而且还能提供与场地冰碛物单元有关的构造关系的信息。四、瑞利波勘查瑞利波是沿地面传播的地震波，是面波中的一种。利用瑞利波勘查只有十多年的历史。瑞利波勘查方法可分为稳态法和瞬态法两种。美国最先提出瞬态模式的瑞利波勘查，但是未付诸实施。日本提出了稳态模式勘查，并与中国分头研制成功稳态仪器并付诸实施。在稳态瑞利波的研究方面，中国发展了多道仪器和井下防爆仪器，使瑞利波勘查在独头巷道的超前勘查中发挥了重要作用。通过理论和试验两方面的研究，在资料采集、处理和解释方面都取得了显著进展。这些进展包括：发现“拐点”和“之字型”异常为D-Vr曲线上地层界面的两种基本异常形态；根据单条曲线的形态，可以确定洞穴、裂隙、松软等地质异常的基本类型；获得了深达一二百米以上的实测资料。稳态瑞利波法已经成功地应用到许多大中小工程项目之中，解决了一些复杂的工程地质问题。在勘探深度、解释精度和空洞判断准确率方面都达到了较高水平。瞬态瑞利波法是一种近年来才用于实际勘查的比较新的物探方法。它用人工震源产生所需频率范围的瞬态激励，通过测量不同频率瑞利波的传播速度来探测不同深度（几十米以内）的岩土介质性质，进而推测岩石分层、断层、岩溶、洞穴等。该方法具有设备轻便、施工灵活、资料直观、精度高、受干扰小等特点。目前，在地基覆盖层、防空洞、路面厚度、煤矿井下掘进超前、巷底层间距、顶煤厚度及巷道的探测中，均取得了较好的地质效果，证明了瞬态瑞利波法具有较高的实用价值和良好的应用前景。在瑞利波勘查的研究中，李锦飞（1998）提出了多分量瑞利波勘查的技术思想和方法，并研制成功专用防爆型多分量瑞利波勘探仪器。通过用极化分析方法对瑞利波记录的多分量信号的研究，提出了用极化滤波提取有效瑞利波的方法，该方法在煤矿井下以及地面实际应用表明，与单分量法比较，多分量瑞利波勘查在信噪比、穿透深度和可靠性方面都有一定的提高，具有一定的发展远景。五、三维（3D）地震勘探过去十年中，浅层高分辨率地震已逐渐成为浅层勘查的重要工具。虽然单独利用2D资料也可以对简单连续地质特征填图，但是提供复杂反射体的大小和形状就比较困难。从近年国外推出的3D地震勘探的实例可以看到，3D资料具有这方面能力。但是，由于资料采集和处理比较困难以及费用昂贵等原因，3D地震还没能得到较多的应用。从目前国外对浅层地质调查不断增长的势头以及3D技术本身的实力来看，笔者认为在我国推广3D地震也只是时日的问题。为此，将有关的主要技术简介于下。（1）在规划3D地震勘探时，要准确定义勘查的主要目标。预计目标的最大和最小深度，横向范围要求的空间分辨率，探测浅、深部特征所需的最少迭加次数；最浅目标成图所需的炮-检距，浅、深部反射速度可靠分析所需的最大偏移距和方位角范围；尽力收集目标区的地质及以往的地震资料（如最佳震源能量和频率，检波器的大地耦合特征等）。（2）因为三维地震的复杂性及采集资料的数量巨大，所以不管其勘探规模如何，事前均需做以计算机为基础的设计。三维勘查的几何结构模拟使分配关键参数（如迭加次数，最大最小偏移、在单个CMP面积元内分配方位角和偏移距等）成为可能。（3）根据设计的要求确定勘查参数。Frank Buker等在3D地震试验中选择勘查参数的方法（勘查的目标深度都在50m以内）可供参考（表20-2）。表20-2　3D地震勘查资料采集参数的比较（4）资料采集方式。三维地震资料的采集方式根据对实施项目的估计来设计，一般包括互相平行的数条接受测线，检波器道数及间隔和线距根据估算确定；另外，需布置与接收线垂直，并互相平行的震源线。然后利用设置的检波器网接收每一震源的信号。为了使大多数的CMP面积元内有较多的小偏移距的纪录道，并能够对极浅（小于50ms）地层做可靠地成像和确定均方根速度，Frank等在最近试验中，在上述主采方式的基础上，又布置了第二采集方式予以补充。（5）资料解释。目前的解释还未摆脱二维资料解释的局限，存在着以下一些不足。比如在解释中，虽然引进了人机联作交互技术，但以系列密集垂直剖面和水平等时切片联合解释为基础的工作方法不能克服在断层组合上存在的多解性以及难于确定一些特殊异常体的位置等缺点。为此，煤科总院西安分院的程建远等结合煤矿三维资料解释的实际，从三维资料体积解释思路出发，提出了一种三维资料振幅切片解释的新技术。该技术可用于任意走向断层的解释，还可以用于一些特殊地质体直观、快速解释，空间分辨率较好。利用人机联作技术可以方便地勾绘to平均图，等高线和等厚线图。在三维振幅切片的提纯处理上，可引入航卫片图像的空间滤波和图像增强处理技术，用于获得更高的信噪比和空间分辨率。

地震勘探野外采集的任务是获取原始资料。原始资料的好坏将直接影响资料数字处理的质量和解释结果的精度。地震勘探野外采集工作由现场踏勘、施工设计、试验工作及正式生产等各阶段所组成，需由测量、钻井、激发、接收、解释等多工种密切配合进行。野外采集工作的关键是地震采集仪器和野外工作方法。地震采集仪器包括地震检波器及记录仪，野外工作方法目前则广泛应用多次覆盖方法，并采用组合激发、接收技术。野外采集所获得的第一手资料是数字形式的地震记录信息。它的特点除了受到波在地层介质内传播特性的制约外，还决定于激发条件、接收条件、工作方法和仪器性能。选择适合的工作方法是取得良好效果的重要因素。近年来，地震勘探技术发展较快，记录仪器已全部实现计算机控制，炸药爆炸震源越来越多的为非爆炸震源所代替，用于横波勘探的水平振动可控震源也得到发展。1.地震波的激发地震波由人工激发产生，激发源可分为炸药震源和非炸药震源两类。作为震源的炸药，通常为TNT和硝氨，它们的激发能量高，震源具有良好的脉冲特性。在陆地进行地震勘探工作时，多数情况是在注满水的浅井中爆炸，以激发地震波。在无法钻井地区则采用坑爆，而在江湖海上勘探时则采用水中爆炸。炸药量及爆炸介质的岩性对地震波形状、波的振幅、频率等特点有重要影响。炸药量越大，地震波的视周期愈大，主频愈低。爆炸介质的性质对所激发的地震脉冲也有影响，在低速带疏松岩石中激发时，产生的振动频率低；在坚硬岩石中激发时得到的振动频率较高；在胶泥、泥岩中或潜水面以下激发会得到适中的频率。炸药震源是较理想的震源，但使用危险性较大，成本较高，在某些地区不能使用。这些因素促使地震勘探逐渐发展了非炸药震源。非炸药震源有以下几种。落重法震源是将n×102～n×103kg的物体从2～3m高处释放，撞击地面激发地震波。这种震源会产生严重的水平方向的干扰噪声。可控震源(又称连续震动震源)，它向地下发射的不是脉冲波，而是可控制的连续振荡波。该振荡波持续时间很长，可达数秒，其频率在持续时间内产生徐缓的变化，形成变频扫描信号。这种震源产生的信号经反射返回地面的反射波是重叠的，无法分辨，必须把接收的反射波同震源的振荡信号用互相关技术进行处理，才能提取反射波信号。气爆震源和气动震源。气爆震源是将甲烷和氧的混合物装在一个密闭的圆柱状爆炸室内爆炸，驱动爆炸室活动底板撞击地面激发地震波。空气枪属于气动震源，它是典型的脉冲震源，主要用于海上地震勘探。电火花震源，是电火花发生器通过水中电极之间电流的突然放电来激发地震波，这种震源主要用于海上地震勘探，并且多采用组合激发。2.地震勘探的数据采集地震勘探的数据采集系统，可将地震检波器接收到的地面震动转换为随时间变化的电信号，经过适当处理后，记录在磁带或磁盘中。通常地震勘探多在很长的测线上布设许多检波点，这些检波点同时观测。对应于每个观测点的地震检波器、放大系统和记录系统所构成的信号传输通道称为地震道。(1)地震检波器检波器是安置在地面、水中或井下检测大地振动的探测器。它实际是将机械振动转换为电信号的一种传感器。按工作原理检波器可分为动圈电磁式、动磁式、压电式和涡流检波器等几种类型。目前广泛应用的是动圈电磁式(用于陆地地震勘探)和压电式(用于海洋地震勘探)检波器。动磁式检波器主要用于地震测井。涡流检波器则是20世纪80年代出现的新型检波器。它适用于高分辨率地震勘探，对低频干扰和面波有较强的压制能力，对强波之间的弱反射分辨较好，但总的灵敏度低于动圈式检波器，不宜用于深层勘探。(2)地震勘探数字记录系统地震勘探数字记录系统由前置放大器、模拟滤波器、多路采样开关、增益控制放大器、模数转换器、格式编排器、磁带机和回放系统组成。其方框图如图5-8所示。数字地震仪的发展趋势是向更精密、更迅速的增益控制和更大的总体动态范围发展。为便于三维数据采集，提高分辨率和更好地压制噪声，20世纪80年代初，出现了多达几百到一千道的地震勘探记录系统。这样的系统使用现有的检波器电缆是很困难的，因而开始使用遥测系统。遥测系统沿着排列安放许多数字化单元。在陆地勘探中，数字化单元有时用无线电将信号传送到记录仪，全部操作由计算机控制。近年来，出现了地震勘探用的光缆，它不仅可以传输高密度的数据，而且不受电干扰。地震数据除记录于磁带、磁盘外，还可以进行照相显示或静电显示。显示方式除波形外，还有变面积显示、变密度显示、波形加变面积或变密度显示等方式，如图5-9所示。图5-8 数字地震仪框图图5-9 地震数据的显示方式3.地震勘探野外观测系统地震勘探数据野外采集有多种方式，采用哪种方式，由地质任务、干扰波与有效波的特点、地表施工条件等因素所决定。进行地震勘探工作时一般是在探区内布设多条测线进行观测。测线与测线间的相对位置由探区地质构造特征及勘探任务决定，一般布设成网状，在地面条件允许情况下，并尽可能布设成正交网状。测网的疏密程度，主要由勘探任务决定。区域普查阶段测线间距可为几十千米到一百千米，面积勘查阶段测线间距为几千米到十几千米，构造细测阶段或开发阶段测线间距可加密至几百米到几千米。测线网的疏密以探明构造特征为准则。测线应尽可能为直线，主测线应与预测的构造走向垂直，联络测线则平行于构造走向。工作过程中，每条测线都分成若干观测段，逐段进行观测。每次激发时所安置的多道检波器的观测地段称为地震排列，激发点与接收排列的相对空间位置关系称为观测系统。观测系统通常用综合平面图来表示。如图5-10所示。图5-10 用综合平面图表示观测系统O1O6为地震测线，O1、O2…O6为测线上的各激发点。从各激发点出发向两侧作与测线成45°角的直线坐标网，将测线上对应的接收排列投影到该45°角的斜线上，并用颜色或粗线标出对应线段即可。(1)反射波法观测系统1)简单连续观测系统：如图5-11所示，沿测线布设O1、O2、O3、O4、O5等激发点，O1点激发时，在O1O2地段接收，可观测A1A2界面段的反射波，O2激发，接收地段仍是O2O1，可观测到A2A3界面段的反射波。然后移动排列在O2O3地段观测，分别在O2、O3处激发，可勘探A3A4和A4A5段界面，依此沿测线连续地激发、接收，直至测线结束，可连续勘探整条测线以下界面。这种观测系统叫做简单连续观测系统。这种观测系统对地下反射界面仅一次采样，又称为单次覆盖观测系统，所得到的地震剖面为单次剖面。这种观测系统由于在排列两端分别激发，又称双边激发或双边放炮观测系统，如图5-11 a所示。如果震源固定在排列的一端激发，每激发一次，排列沿测线方向向前移动一次(半个排列长度)，这种观测系统称为单边激发(单边放炮)简单连续观测系统，如图5-11b所示。震源位于排列中间，也就是在激发点的两边安置数目相等的检波器同时接收，这种观测形式叫做中间激发观测系统，如图5-11 c所示。图5-11 简单连续观测系统a—双边激发；b—单边激发；c—中间激发；d—间隔单次覆盖2)间隔单次覆盖观测系统：激发点与接收排列的第一道检波点间隔一段距离，称为间隔观测系统，如图5-11d所示。3)多次覆盖观测系统：为压制多次反射波的干扰，提高地震记录的信噪比，采取有规律地同时移动激发点与接收排列，对地下界面反射点多次重复采样的观测方式称 为多次覆盖观测系统。图5-12 是一个六次覆盖系统的实例。图5-12 单边放炮六次覆盖观测系统4)非纵直测线观测系统：沿直测线观测时，激发点与接收排列不在一条直线上，激发点偏离排列线一段距离，这种观测方式称为非纵直测线观测系统，这种观测可作为连接测线。此外，进行三维地震时，还有专门的三维观测系统。(2)折射波法观测系统1)完整对比观测系统：沿测线方向通过连续进行相遇时距曲线互换点的连接对比以获得连续剖面的观测系统，称为完整对比观测系统。图5-13是追踪单一界面和勘探多层折射界面所采用的完整对比观测系统。图5-13 折射波法完整对比观测系统2)不完整对比观测系统：折射波法勘探中，不完全采用相遇时距曲线互换连接对比观测，也有部分地或完全用追逐时距曲线相似性标志连接对比的观测形式，这种观测形式称为不完整对比观测系统，如图5-14所示。图5-14a是只用追逐时距曲线对比连接的。图5-14b是每对相遇时距曲线在互换点处连接，而每对相遇时距曲线之间利用追逐时距曲线连接。图5-14 不完整对比观测系统3)非纵测线观测系统：利用折射波法研究盐丘、陡构造及断层等特殊地质体时，多采用非纵测线观测系统。它具有多种形式，扇形排列是常用的一种。

地震勘探数据采集系统可把接收到的地面振动转换为电信号，记录这种信号就称为地震记录。数据采集系统主要由地震检波器和数字地震仪组成。2.1.2.1 地震检波器检波器是安置在地面、水中或井下以拾取大地振动的地震探测器或接收器，它实质是将机械振动转换为电信号的一种传感器。现代地震检波器几乎完全是动圈电磁式(用于陆地工作)和压电式(用于海洋和沼泽工作)的。这里只介绍接收纵波的垂直检波器。2.1.2.1.1 地震检波器的主要类型和工作原理动圈式地震检波器 这类检波器结构如图2-1所示，其机电转换通过线圈相对磁铁往复运动而实现。线圈及线枢由一个弹簧系统支撑在永久磁铁的磁极间隙内，组成一个振动系统。当线圈在磁极间隙中运动时，线圈切割磁力线，同时在线圈两端产生感应电势，感应电势的大小与线圈切割磁通量的速度成正比，也就是说，与其相对于磁铁的运动速度成正比。因此，动圈式检波器也称为速度检波器。大地作垂向运动时，磁铁随之运动，但线圈由于其惯性而趋于保持固定，使线圈和磁场之间有相对运动。对于水平的运动，线圈相对于磁铁是不动的，所以，这种检波器的输出为零。动磁式检波器 这种检波器主要用于地震测井，因此生产的数量很少。其结构见图2-2。它是由磁铁及固定在磁铁上的线圈、弹性垫片、软铁隔板组成。地震波到达时使水压发生变化，水压变化引起软铁隔板相对磁铁发生位移，进而导致磁路的长度变化，引起磁路中磁阻差改变，磁阻变化使磁通改变，结果在线圈中产生感应电势。图2-1 动圈式检波器结构示意图图2-2 动磁式检波器结构原理示意图压电式检波器 这种检波器一般用于水下一定深度接收地震波，它是用压电晶体或类似的陶瓷活化元件作为压力传感元件，当这类物质受到物理形变时(如水压力变化)，它们产生一个与瞬时水压(和地震信号有关)成正比的电压，因此，这种检波器称作压力检波器或水下检波器。还有一种压力检波器，通常安置在注满油的塑料软管内，油的作用是将水的压力变化传给检波器内的敏感元件。这类检波器包在海洋电缆(称拖缆)内。涡流地震检波器 这是一种新型检波器，其结构见图2-3。它是利用惯性部件和固定在机壳里的永久磁场作相对运动产生涡流，涡流又使固定在机壳里的线圈感应出电流的原理而制成。一个固定的圆柱形磁铁沿中央轴安装在机壳内，线圈固定地绕在永久磁铁的外面，非磁性可运动的铜制套筒由弹簧悬挂在磁铁和线圈之间构成惯性部件。当机壳被地震振动驱动时，固定在机壳里的永久磁铁和机壳一起运动，但由于弹簧悬挂着的铜制套筒因其惯性而滞后运动，于是，永久磁场和铜制套筒之间的相对运动在套筒中形成涡流，涡流的变化率引起变化的次生磁场，变化的磁场在固定的线圈中产生电动势而输出电压，通常把这种检波器也称为加速度检波器。图2-3 涡流地震检波器的结构图2.1.2.1.2 检波器的特性及指标要求人工产生的地震波再经地下界面反射后传播到地面引起的地面振动是非常微弱的，因此要求检波器具有较高的灵敏度。另外，为分辨地下多层介质，要求检波器的固有振动延续度尽可能小，即应有较大的阻尼系数，再加上检波器的频率特性和相位特性。即我们把固有频率、阻尼系数、灵敏度作为评价检波器的重要参数。它们分别与检波器的弹簧的弹性系数、惯性体的质量、内阻和负载阻抗、机电耦合系数、摩擦系数等有关。一个合格的检波器，应有标定值，而且实测值应与标定值一致。2.1.2.2 地震数字记录系统简介图2-4为数字记录系统的方框图。图中除检波器外，可分为五大部分，其中有3个方面的技术水平直接代表了地震仪的技术水平：1)前置放大及滤波部分。这一部分属模拟电路部分，主要功能是对检波器接收的电信号放大及滤波。图2-4 地震记录系统框图2)多路转换器部分。这一部分实质是对多道输入信号进行采样。这是一个核心部件，若对很多道(上千道)用小采样间隔采样，就要求在一个采样间隔时间内对所有道采样一次。3)瞬时增益放大器部分。这是一个变放大系数的放大器，是一个核心部件。该部件体现了记录系统的动态范围，能将能量强弱差别很大的波记录下来。4)A/D转换器。是将模拟信号转换为数字信号，转换后的数字信号的有效数位影响地震波振幅的精度，目前已普遍采用24位转换器，这也是一个核心部件。5)数字记录部分。经前几部分得到的数字地震信号可记录在大容量的磁带或磁盘上，以供后续进行地震资料处理。

浅谈煤田地质勘探前沿发展趋势摘要：本文根据中国煤炭生产方针、煤田地质特点及世界先进技术发展现状，讨论了中国煤田地质勘探前沿问题，从提高勘探精度，开展动态地质研究等方面加以论述。并且展望了煤田地质勘探技术发展的趋势。关键词：地质勘探勘探技术发展趋势0引言20世纪，煤炭在世界能源中占主要地位，进入21世纪，煤炭在世界一次能源中仍将占主要地位，在我国尤其如此。在我国，1500m左右的煤炭总资源量约4万亿吨，已探明保有储量达1万亿吨。而石油、天然气，由于资源赋存条件与勘探、开发困难等原因，一个时期内难于大幅度增产。但是，随着开放与市场经济发展，煤炭要有竟争力才能在市场上站住脚，经济、安全、高效采煤就成为煤炭工业发展的关键。因此，世界上所有采煤国家都需要继续开展煤田地质勘探工作，而且，煤田勘探技术要迅速发展才能满足生产要求。1我国煤田地质勘探前沿问题从我国煤田地质特点及世界先进技术的发展现状来看，我们可以看出，近年来我国煤田地质勘探前沿问题可概括为以下几个方面。1.1从完善矿井水防治与保水采煤研究方面来看我国东部一些矿井，随着采深增大，突水事故经常出现，突水量也日益增大。由于这些煤田水文地质条件特别复杂，加之采深不断增大，浅部矿井水治理获得的一些认识往往不适应深部矿井水动力条件。因此，我国煤矿水害防治技术的发展趋势是：深入研究矿区深部岩溶水形成与运移特征，深部矿井底板岩溶水突出机理，开发突水预测预报技术；开发适应现代机械化开采的采掘区无水险水害防治技术。1.2从开展动态地质研究方面来看常见的岩煤突出、瓦斯突出、冲击地压、突水、井筒破裂等井下灾害，实际上是一种动力地质现象。这些现象均与岩体应力场有关。主要起因于岩煤采掘后，原有自然条件下各种地质因素之间的平衡遭受破坏，岩体应力再分配，从而引发或诱发出这类灾害性地质现象。通过研究这些现象形成的地质机理，事先测定出采掘阶段岩体应力随时空的动态变化，就有可能预测上述动力地质现象是否会形成，确定并采取消除或减弱这些灾害的措施。1.3从加强环境地质勘查与灾害地质防治方面来看由于矿区在天然条件下以及因开发而使地质体系遭受破坏，从而可能形成一系列环境问题，如耕地破坏、水源污染、沙化，粉尘、一氧化碳、二氧化硫造成的大气污染等以及更具破坏性的灾害地质现象，如地裂、地表塌陷、滑坡乃至诱发地震。由于历史原因及煤矿不断开发，旧帐未清，新帐纷至，所产生的问题相当严重，煤矿环境问题是制约煤炭工业可持续发展的关键因素之一，今后矿区环境评价与治理将成为开发部门重要的工作内容。1.4从提高勘探精度来看连续作业是煤炭工业现代化或采掘机械化和自动化的特点。这要求开发前查明所采煤层的细微变化，如煤层厚度、结构和灰分的局部细小变化。煤层及其顶底板岩石物理力学性质的局部变化等。但是，世界各国的煤炭证实储量及我国的探明储量均只主要说明煤炭的原地埋藏数量，并未充分甚至没有提供满足现代开采技术要求的开采地质信息，为适应现代机械化开采，普遍需要补充勘探。1.5从攻克煤层气开发难关来看近年来许多国家正在把煤层气作为一种能源进行研究，已有20多个国家开展了煤层气研究、勘探和开发活动。在煤层气试验开发中，目前所遇到的问题是：多数井煤层气产率低、衰减快，钻井冲洗液污染煤层，完井后坍塌堵孔，水力压裂效果不明显，裂缝短，所占比例低，完井后采气效果差等。显然，研究我国煤层渗透率低的原因、渗透率变化规律、煤层气富集和高产因素、煤层力学稳定性和破坏规律，开发适于我国低渗率煤层的钻井、完井、采气和增产实用技术，探索我国煤层气开发有利区段的评价选择模式就成为技术攻关的重点。2煤田地质勘探技术发展趋势用发展眼光看，近年来钻探仍将成为获取“第一性”地质资料的重要手段。物探仪器日新月异，性能改进与更新迅速，向高灵敏度、高分辨率、高精确度、遥控、计算机实时控制、处理、数据分析和三维图形显示方向发展;物探方法向多维、多参数测量、多方法组合发展;计算机和信息技术将普及到地质勘探的各个专业、各个作业单元，乃至管理整个勘探系统。近年来，值得注意的煤田地质勘探技术发展趋势如下。2.1开发井下勘探技术根据国内外资料，落差小于5m、长度小于150m的小断层及小型褶曲，近期不可能用地面勘探方法查明。因此，国内外普遍认为，应在采区开采前，在井下开展采区勘探或工作面勘探，其方法包括矿井物探和沿煤层钻进。基于煤层密度比上下围岩小，煤层是一个明显的低速槽，国外在70年代末首先采用槽波地震勘探技术在井下探测煤层构造。近年来，探地雷达技术发展迅速。最近南非开发出一种Rock雷达系统，能定量研究岩体，准确确定断裂带深度、巷道周围裂隙带特征。显然，煤矿井下物探技术将大有作为，是一重要发展方向。2.2发展水平钻进技术20世纪80年代以来，技术先进的采煤国家愈来愈重视采用水平钻进方法沿煤层钻进，并采用与之相配合的随钻测斜技术。水平钻进技术是由受控定向钻进发展而来的。近年来，这种钻进技术发展迅速，不仅能在井下沿煤层钻进，还能在地面沿垂直一圆弧一水平线轨迹进入煤层钻进。地面水平钻进，在煤炭部门是80年代后期才从石油部门引进的。2.3加强综合勘探据有关材料说明，英国煤矿区尽管用三维地震勘探曾解释出小至煤厚落差的断层，但英国深部煤矿公司仍然重视钻孔研究。近年来，他们在已经评价的赋存经济可采储量的井田，按400一500m网度布无心孔，用组合测井方法勘探。他们开发了一种岩层显微扫描仪，通过人机联作能解释几十厘米落差的断层、裂隙、沉积和构造特征，以及应力方向。借助专用软件，用组合测井可确定出岩石类型、岩石强度、孔隙度或渗透率、倾角、孔径、分析水和烃等。据说，通过这一综合勘探方法，“可提供一份详细、实用的构造及应力场图”“，从而使矿山设计切实可行”，可提供最佳施工方向和合理地选定开采方法。这表明，选用合适手段、采用多手段综合勘探，是深部煤矿勘探的发展方向。2.4研究动态地质勘探技术如前所述，危害矿井安全的动力地质现象由采掘活动诱发而形成。它们具有动态特性。因此，预测动力地质现象的形成及其强度，不能简单地只凭反映原始地质条件的静止数据，而应主要分析基于岩煤层应力或其物性随时间变化的动态特征资料。高产高效采煤推进速度快，进行动态勘探，即在采掘期间连续多次勘探采区的应力或物性随时间变化很有必要。2.5加快发展信息技术计算机和信息技术现已在煤田地质勘探各个专业推广应用，发展较快。由于引入了许多高新技术，如并行分布式处理、大容量存储、工作站、多媒体、人工智能和神经网络技术等，目前已能用人机对话方式处理、分析、解释和显示地质勘探数据，一些物探仪器自动化程度高，能在现场作预处理，控制各项操作和质量，选择有关参数。3结语根据相关资料分析表明，除少数几个发展中国家外，各主要产煤国家的煤田地质勘探工作量自80年代以来均明显减少，但用于开发勘探、工作面勘探的工作内容和工作量却明显增多，勘探精度大大提高。从煤炭现代化生产要求角度看，我国煤田地质勘探技术与世界先进技术相比尚存在较大差距，因此，必须把握时机，加快我国煤田地质勘探技术的发展，才能满足我国高产高效采煤的需求。参考文献：[1]储绍良.矿井物探应用.北京:煤炭工业出版社.1995.[2]李夫忠.走向精确勘探的道路[M].北京:石油工业出版社.1993.146~153. 资料来源：www.lw3721.com

1 采区概况济宁二号煤矿是大型生产矿井，为查明矿井九采区地质构造及煤层赋存情况，矿方要求对九采区进行三维地震勘探。勘探范围南北长1450m，东西宽2720m，控制面积为4.0km2。勘探区内地层有第四系，上侏罗统蒙阴组，上二叠统，下二叠统山西组，上石炭统太原组，中石炭统本溪组，奥陶系中、下统。本区含煤地层为太原组和山西组，共含煤27层，其中太原组含煤23层，山西组含煤4层。可采和局部可采煤层7层，其主要可采煤层为3上、3下及16上。区内岩浆岩十分发育，采区内岩浆岩厚度为57.2～136.7m，在勘探区内呈岩床状覆盖在煤系地层之上，位于侏罗系中上部，岩浆岩底界到主要可采煤层3上煤顶界距离一般大于300m。2 复杂的地震地质条件2.1 浅层地震地质条件测区潜水位一般在2～6m，由于古河床的存在，局部有流沙层分布，激发条件受影响。地层主要岩性为棕黄色、浅灰绿色粘土、砂质粘土及砂层组成。第四系厚为190～206m，其底界面和下伏地层呈角度不整合接触，界面波阻抗差异明显，反射系数大，能形成一组强的TQ反射波，而且形成较强的二次反射波，即为本区的多次干扰波。2.2 中深层地震地质条件上侏罗统岩性比较单一，以砂岩为主，夹少量泥岩或砾岩，无明显的波阻抗分界面，再加上与下伏顶界物性差异不太明显，因此，在侏罗系内部及其底界面均不能获得较强的反射波。尤其是在侏罗系中，有燕山期侵入的岩浆岩，而且是以岩床形式侵入到上侏罗统中部，岩浆岩主要为橄榄辉长岩、角闪辉长岩及辉石正长斑岩等。形成对反射波传播的屏蔽层，使下部煤层反射波受到很大影响，因此中部地震地质条件差是本次地震勘探中存在的主要问题，应采取有效措施，加以解决。岩浆岩与其上、下围岩波阻抗差异大，形成一组强的顶、底界面反射波Tr1、Tr2。3上、3下煤层为本区主要可采煤层，埋深706～819m。3煤层反射波特征较明显、能量较强、连续性较好，是本区主要可采煤层反射波，统称为T 3波。16上、17煤层厚均小于1 m，波阻抗不明显，虽有形成反射波的条件，但反射波能量较弱。2.3 对该区复杂地震地质条件的分析研究本区浅深层地震地质条件较好，厚层岩浆岩的强屏蔽和第四系底界多次波对主要目的层的影响，是该区三维地震勘探的难点。在资料的采集和处理中，必须采取有效措施，克服多次波和屏蔽层的影响。选择最佳激发层位，大药量激发，减少大地滤波及岩浆岩对地震波的吸收和屏蔽作用，以保证传播能量。反射波接收，由于地层界面多，目的层埋藏深，所以，反射到地面的有效波高频成分损失较多，所以采用了中频检波器接收；采用大排列接收，有利于处理时去除第四系底界多次波的影响。资料处理时，重点采取了多种适当方法减少多次波的影响。3 野外工作方法根据对本区浅、深层地震地质条件的分析研究，该区施工前做好试验十分重要。因此设计了点、线试验，来确定最佳采集参数，以选择最佳施工方案。试验遵循先点后线、点线结合，单一因素变化的原则。点试验确定激发条件。药量试验：在不同深度的井中，进行药量对比试验，确定激发药量。井深试验：采用试验确定的药量分别在不同深度的井中激发，确定激发药量。经分析比较，药量为2～3kg，井深不同块段采用12m和14m。图1 不同频率检波器接收的试验线时间剖面线试验，试验线每一接收点用40Hz、60Hz和100Hz检波器同时接收，获得三种不同频率的初叠剖面（图1），从图1中可以看出，选择60Hz中频检波器及组合接收，时间剖面上主要煤层反射波目的层分辨率高，连续性强，断点清晰。排列方式的选择：试验线采用中点发炮，72道接收，资料处理时，通过不同的抽道处理，获得72道、48道、36道中点发炮、36道和24道接收端发炮五种不同排列方式接收的时间剖面，分析这五种初叠剖面，可以看出36道接收中点发炮，对于克服多次波干扰和岩浆岩屏蔽作用效果明显。根据试验分析、测区的地质情况、地质任务要求，采用以下工作方法：观测系统类型：束状8线8炮，中间激发；接收道数：288道；接收线数：8条；接收道距：20m；接收线距：40m。检波器组合形式：采用6个60Hz检波器串组合。4 处理方法根据本区的地震地质条件和地质任务要求，数字处理以确保“高分辨、高保真度、高信噪比”为原则，同时重点分析多次波发育特点，采用多种方法去除多次波的影响，最终获得了较为满意的三维时间数据体。针对上述处理目标，在数据处理中，主要抓住以下几个环节进行反复测试，选出正确处理流程及最佳处理参数。（1）建立正确的几何库和一次静校库。（2）认真细致地做好速度分析是资料处理的重要环节。（3）合理使用反褶积，使高频信息得以加强，提高纵向分辨率。（4）采用叠前部分偏移（DMO）及叠后一步法偏移技术提高横向分辨率和空间成像效果。（5）选择合适的去除多次波的方法，去掉新地层多次波对煤层反射波的影响。4.1 去多次波处理该区发育的多次波，是由第四系底界生成的，速度较低，与第四系一致，与煤系地层有明显的速度差异，容易衰减。经F-K域、τ-p域的大量试验，选择在CDP道集上，作τ-p变换和F-K滤波，利用速度差异和多次波较目的层反射波斜率大的特点，使多次波得到最大程度地衰减，从而突出有效波，达到去除多次波的目的（图2）。由于处理流程和参数选择合理，又采用τ-p变换、F-K滤波等方法，消除了多次波等各种干扰波的影响，时间剖面质量得到了提高。图2 去多次波前与去多次波后的道集对比4.2 时间剖面质量计算机显示可获得时间剖面1118条，其中东西向剖面469条；南北向剖面649条。按40m×80m网格对时间剖面进行抽查，共114条，总计237.18km。按规程要求进行评价，Ⅰ类剖面为153.53km，占64.73%，Ⅰ+Ⅱ类剖面为211.37km，占89.12%，时间剖面质量比较优良。剖面质量均高出规程要求，为完成地质任务奠定了可靠的基础。5 地质成果在本次三维地震勘探中，查明了煤系地层的起伏形态和次级褶曲的发育情况；对断层的展布状况和分布规律作了深入的研究，结合钻探资料和井巷资料查明了5m以上的断层；并对落差3～5m的断层或断点进行了解释；同时对3下、3上煤厚变化趋势进行了预测和研究，取得了较好的效果。在构造解释上，保留断层1条：F 60断层；修改断层7条：八里铺断层、八里铺断层支2、F35、F36、F37、F58、F59；新发现断层38条：落差＞10m的2条；5～10m的5条；0～5m的19条，3m左右的小断层12条。严密控制了八里铺断层的产状，如图3。图3 三维地震勘探前后3煤层构造对比图本次三维地震勘探经过采集、处理、解释等诸方面的细致工作及合理的技术措施，圆满地完成了协议所规定的各项地质任务。三维地震勘探成果资料为矿井更加合理布置采煤工作面提供了可靠的地质依据，取得了显著的经济技术效益。（本文发表于2005年《煤田地质与勘探》增刊）

石油开采的第一步是石油地震勘探，目的是查清地下地质构造和岩性演变过程，寻找油气富集区带，为油田提供油气储量、构造圈闭、钻探井位，以及配合油田开发生产的任务。目前石油勘探方法主要有地质法、钻井法、化探法、物探发等。 地震勘探作业大致可分为以下三个环节：第一是野外施工，布置测线、人工激发地震波、地震仪记录；第二是室内资料处理，去粗取精，去伪存真，计算地震波在地层的传播速度；第三是地震资料解释，运用地震传播理论和石油地质学原理综合分析，对地下地质构造作出说明，绘制构造图。石油地震勘探的很足要设备包括车辆（40-70台包括钻机、水罐车、炸药车、震源车、仪器车、运输车排列车等）、经纬仪、GPS、爆炸机、雷管、炸药、电缆、检波器、采集站，记录仪等。

一、波动物理学基本概念在我们开始讨论地震波之前，有必要了解波动物理学的一些基本概念。一是波的传播速度，另一是波动所引起的位移的频率和大小度量。地震波形上的波峰与波谷与零点间的高度称之为振幅（图2-1-1），通常用A表示。一个地震波的能量E正比于振幅的平方。下面的几个重要方程可将地震波的频率与距离和时间联系起来。波长λ通常用来描述地下或其他介质中传播的波上两个连续波峰或者波谷之间的空间距离，频率f为两个连续波峰或者波谷之间的时间周期T的倒数，而波的传播速度v是频率和波长的乘积。环境地球物理教程图2-1-1 波动中名词概念与波形同相和反相示意图根据这些基本的关系，我们能够对一个地震记录进行有意义的分析和计算，特别是当地震记录由多道数据组成且检波器到震源的距离为已知的时候。求取地震波动问题的完整解需要用到波动方程，其一维形式如式（2.1.2）所示，其中u是波动所引起的位移，x是横向坐标：环境地球物理教程通过对其微分可以验证该方程一个特殊而有用的解的形式为：u=Asink（vt-x）。这里A为振幅，kvt是频率，-kx为相位。根据费马的最小时间原理，地震波从一点传播到另一点是沿着某一路径进行的，在该路径上波的传播时间最短。近地表地震技术通常研究的是离震源几米或更远一点地方的弹性变化情况，至少在实际应用中是这样。在离震源更近的地方，常常会发生塑性形变或者断裂，因此常规的地震分析方法并不总是适用。在弹性情况下，一个物体能够承受多次的变形而不发生永久的破损。当变形超过弹性限制时，损坏就会发生，或者是发生破裂（由断裂造成的破损），或者是渐渐地由塑性形变引起的不可恢复的损坏。为了我们研究地震波的目的，我们将假设除了离地震震源非常近的地方以外，其余处为弹性形变。二、地震波的种类地震波被分为两类：一类是体波，它是在地球内部沿着所有方向传播并可达到所有深度的波；另一类为面波，它的传播往往局限于地球表面下数个地震波长的范围内。因此两类波的应用和分析方法都不尽相同，其中体波通常用于资源勘探和地震观测的目的，而面波一般被认为是体波研究中的噪声，但有时也被用来进行层状地球性质的研究。1.体波（P和S波）图2-1-2显示了体波的传播路径，图2-1-3给出了体波在两层介质传播时间与距离关系的示意图。图2-1-2 体波传播路径示意图图2-1-3 体波在两层介质传播时-距示意图体波的两种形式是：压缩波（P）和剪切波（S）。P波在反射和折射地震勘探以及地震研究中有着广泛的应用。P波属于声波，因此它满足声学中一切物理定律，其在传播介质中的粒子振动方向与波的传播方向相同。P波的传播速度为：环境地球物理教程式中：K是体积模量；μ是剪切模量；ρ是波所传播介质的密度。要注意方程中的v是波的传播速度，它是一个标量，而不是物理学中通常的矢量。P波将引起波所通过介质的物质的瞬时体积发生变化，而不会引起物质的瞬时形状发生变化。常用介质的P波速度情况如表2-1-1所示。表2-1-1 常用介质的P波速度横波（S波）或者称为剪切波，其传播方向垂直于粒子运动的振动方向。由于其在相同的介质中的传播速度低于纵波的速度，有时也被称为次波。由于纵波与横波的传播路径相同，它们的速度的差异就使得可以利用纵横波的时差用来计算震源到观测站或记录站的距离。横波通过介质时并不改变介质的瞬时体积，而只改变介质的瞬时形状。S波通常用于浅层工程项目，特别是在井间观测以获得土壤和地基的剪切模量时。在地震勘探领域，横波比纵波的应用要少得多。但是由于某种原因，人们对面波的应用有着较强的兴趣，包括岩性确定、断裂探测以及流体含量的现场确定。S波速度的公式如下：环境地球物理教程由于流体没有剪切力，故其剪切模量为零。也就是说，横波在流体中不能传播。这个结果曾在1900年导致了地球内部液态核的发现。横波在流体内无法传播的事实使得人们有可能应用它（或缺少它）的情况来探测地下溶洞，但是到目前为止该领域的研究还没有出现令人满意的结果。横波同光非常相像，在发生反射或折射时会表现出极化的特点。特别是当它在含有断裂的岩石中传播时，在某一优势方向上通常会产生这种情况。这种情况是由于不同极化方向上的能量在介质中有不同的传播路径。在用来显示波不同种类的图2-1-4中，左边是在美国堪萨斯大学一个专门用于浅层地震实验的场地上用来福枪作为震源，100Hz检波器接收所获得的地震记录，可以看到P波和瑞雷面波比较明显；右边为在相同的场地上，利用锲形震源和水平检波器所获得的记录，可以看到S波和勒夫面波主导整张记录。P波与S波速度的比值在确定震源与接收器之间的岩性以及求取介质的物性常数方面有着重要的意义，包括在地震灾害研究和建筑地基的研究中都有应用实例。该比值有时也会在石油工业领域被用来区分砂岩和页岩。孔隙介质中的水对横波的速度影响很小，但对P波的速度影响却很大，这使得该比值在地下水的研究中十分重要。利用前面所分别给出的P波和S波的速度公式，我们可以得到：环境地球物理教程vP/vS值对于火成岩、变质岩以及大多数的硬质沉积岩，例如致密石灰岩和胶结紧密的砂岩来说通常为1.7左右。而对一些较软的岩石，比如页岩以及胶结差的砂岩，其比值可以达到2.0左右。对于未固结的沉积物来说，比如河流三角洲以及漂砾石等，其比值在2.0到7.0之间变化。图2-1-4 波的不同类型示意图对于土木工程和地质工程来说，泊松比（σ）是一个非常重要的参数，它同vP/vS比值的关系为：环境地球物理教程泊松比对石灰岩、硬质砂岩和很多火成岩和变质岩来说，其值大约为0.25左右，对未固结的沉积物来说，其值可高达0.45。有些地区的地震波的场地放大效应可以用近地表地质层的泊松比平面等值线图来预测。2.面波当人们要利用体波进行地球内部勘探时，面波在大多数情况都被认为是一种噪声。在某些情况下，它甚至使体波方法实验不能被有效地开展，特别是当使用老式地震仪器时。由于地震面波大部分是在地球表面下一个波长的范围内传播的，因此当在地表进行记录时，地震记录上的最大振幅往往就是地震面波。地震面波在地震勘探领域的另一个名称叫做“地滚波”，这是因为在地震爆炸震源的附近人们可以有其在地面滚动的感觉。瑞雷波和勒夫波是大多数物理情况下产生的面波。根据科学文献，我们通常所见到的面波速度约为其横波速度的92%，这只有在泊松比为0.25时（这在一些硬的岩石中，比如花岗岩、盐岩、石灰岩等岩石中是很典型的）才真正成立。对于泊松比为零的情况，面波的速度为横波的87.4%，而对于泊松比为0.5时，面波的速度则等于横波速度的95.5%（Grant and West，1965）。对于未固结的物质来说，泊松比的范围一般在0.40到0.45之间，瑞雷面波的速度是未固结物质横波速度的94%的假设是正确的，其误差不会超过1%。上述两类面波传播时往往局限在浅于一个面波波长的体积范围内。因为长波长的面波传播深度较大，而那里的传播速度通常也比较大，因此可以说波长越长的面波其传播速度也越大，或者至少说它以同短波长面波不同的速度传播。由于不同波长的面波以不同的速度传播，它们从震源向外扩散趋向于随着时间变化，其传播距离越来越远。这种扩散方式通常被称为频散现象，面波在大多数情况下其实就是一种典型的频散波。对于最简单的瑞雷面波，当在一个半无限的各向同性空间的表面上观测时，其传播速度只同介质的物性有关，也就是说是无频散的。当遇到层状介质或者速度梯度介质时，瑞雷面波的速度将依赖于瑞雷面波的波长。因此，面波的频散比较弱就表明地下的成层性较差。瑞雷面波的粒子运动形式是一个逆向的椭圆轨迹，它同湖面上微波泛泛时鱼漂的运动很相似。勒夫面波其实就是局限在近地表地层内的多次反射的横波。它们需要在地表下有一个供其传播的低速层。实际上，正是这个勒夫面波的干涉，才使得近地表的横波勘探工作很难开展。从理论上来说，当存在一个近地表高速层覆盖在一个低速层的情况下浅层横波勘探应该能取得较好的效果，因为这时勒夫面波的干涉将不会存在。应用面波来作为近地表地震勘探分析的信息来源的潜力应该说还是很大的。这是因为在大多数情况下，地震勘探都是把面波作为噪声来处理，因此很少来分析面波中到底都包含了那些地学信息。从这个意义上来说，在这个领域是有可能作出一些创新性工作的。在过去的十年里，该领域的工作主要集中于发展了一种被称为“面波谱分析”（SASW）的技术，它主要是由美国得克萨斯大学和密执根大学的土木工程师提出来的。应用这种SASW技术，人们可以通过正演模型或者通过对面波速度的反演来获得近地表地下物质的刚度系数剖面。对不同频率范围的瑞雷面波进行分析，就可以得到深度信息。最近美国堪萨斯大学的地球物理学家也提出一种被称为“多道面波分析”（MASW）的技术（Park J.，Xia J.，1999），它与SASW所不同的地方在于应用了多道地震记录，一方面提高了用于获取频散曲线的频率扫描精度；另一方面由于其观测系统与地震反射方法一样，还可以同地震反射勘探同时进行。三、层状介质中的地震波上面的讨论中，大多数情况是假设地下介质是一个半无限弹性空间，这种情况下的波的传播是比较简单的。层状介质中的地震波传播情况是不同的，而且相对于非层状介质来说是比较复杂的。比如说，勒夫面波需要层状介质的存在，瑞雷面波只有当某种层状特性存在时才会有频散特性。另外地震反射只有当遇到地层界面时才会发生。当界面存在时，我们就会遇到频散现象、地震折射、地震反射和勒夫面波。另外，有时还可以看到不同类型的波在地质界面上发生转换。在理想的情况下，我们希望通过地震方法能够像图2-1-5所描绘的那样揭示地下的地质情况。但实际上，我们借助于解释模型只能近似的得到地下介质的部分物理性质。1.近法线入射时的反射为了方便起见，我们将假设在下面的讨论中，地震波在地下某个深度的水平界面上发生垂直反射。这种假设对于入射角或反射角为15 °以内的地震反射射线来说并不太坏。对于较大入射角的情况，可以利用反射矩阵的托布尼兹方程求解来获得反射波、透射波以及转换波的相对振幅。图2-1-5 地质模型与所对应的地震记录响应示意图通过界面的地震波能量将取决于界面的声学性质差异。一个特定地层的速度和密度的乘积被称为该地层的声阻抗Z环境地球物理教程一个声学界面的法线入射反射波的强度取决于其同界面声阻抗有关的反射系数R：环境地球物理教程这里ρ1和v1分别是第一层（界面上方）的密度和层速度，而ρ2和v2分别是第二层（界面下方）的密度和层速度。法线入射时的反射波极性和振幅可以从反射系数中看出。如果第一层的声阻抗比第二层的声阻抗大，那么返回到地表的地震反射将发生极性反转，比如石灰岩覆盖在页岩之上的情况。由于极性的反转使得地震反射数据的解释变得更加困难。从图2-1-6可以看出，一个典型的地震记录上的波峰数目并不等于地下反射层的数目。图2-1-6 四个地质层的反射系数序列与单道地震响应示意图另外还应注意，如果地下的第二层是空气，比如说地下充满空气的空洞（密度在这里几乎为零）的情况，全反射将会发生，而且极性将发生反转。同时从式（2.1.8）也可以看出，如果第一层的波阻抗等于第二层的波阻抗，反射就不会发生。例如在一套页岩层中，有一个明显的颜色变化，这同一种特定的标志化石的消失正好对应。地层学家就有可能将其划分为两个不同的地层，而由于这两层的波阻抗是相同的，事实上也确实是这样，因此在地震解释上，这一套页岩就是一个地层。反射地震有着其本身的局限，而这只是其中之一。当地震波是垂直入射到一个界面时，它将不是发生反射就是发生透射。根据能量守恒定律，反射和透射的总能量必须等于入射的总能量。除了反射系数之外，透射系数可以用下面的公式来计算：环境地球物理教程图2-1-7到图2-1-9显示了当速度发生变化而且不是垂直入射时，地震射线路径所受到的影响。图2-1-10为一个简单的两层介质（速度递增模型）中折射波的射线路径草图。另外图2-1-11还显示了某一单一反射的传播时间随着炮检距变化而变化的理论观点。从时距曲线上来看，该反射同相轴表现为一个双曲线。这个随着距离变化而发生的传播时间差异就是人们所熟知的“正常时差”（NMO）。2.波型转换与广角反射当震源激发后，地震能量从震源处向各个方向辐射。其中有些纵波的能量在声阻抗界面被转换为横波。这种从一类波型转为另一类波型的现象被称为“波型转换”，这种情况当检波器的炮检距相对于反射层的深度较大时比较普遍。在地震纵波的总场中包括了非近法线入射时在声阻抗界面发生的反射。通常至少有下列的六种情况可以发生：①反射角等于入射角的返回到地面的反射纵波；②根据斯奈尔定律以首波方式沿着速度界面传播到地面的折射纵波；③通过界面进入下一地层的透射纵波；④由于波型转换从纵波而成为的反射横波；⑤发生波型转换并遵从斯奈尔定律以首波形式沿界面向上传播的折射横波；⑥透射纵波在界面上发生波型转换并以横波形式在下一地层中传播的波。图2-1-7 基岩上覆冲积层简单地震反射路径示意图图2-1-8 基岩上覆粘土层和砂层的速度向下递增模型的地震反射路径示意图图2-1-9 基岩上覆砂层和粘土层的中间低速模型的地震反射路径示意图图2-1-10 速度递增模型的地震折射路径示意图上述这6种类型的波的振幅可以从托普布尼兹方程中求得，该矩阵具有相当复杂的三角对应关系。这些方程的推导和讨论可以在很多的高级地震教科书中发现。四、地震能量损耗的机制当地震波从一个地方传播到另一个地方时，有几件事情要发生，它包括反射、波型转换、折射，这些都已经在前面简要地提起过。其他的损耗机制还包括几何扩散、衰减和随着传播距离增大的频散。图2-1-12给出了一个人工形成的地震波的传播距离同地震波频率的关系。这些影响地震波传播距离的几个因素将要在下面进行讨论。图2-1-13图示性地给出了地震波损耗的影响因素。图2-1-11 简单水平双层的多道地震反射路径与时间记录示意图图2-1-12 体波传播距离与其频率的对应关系对于大多数的震源来说，其振幅谱通常是未知的。这时由于很难测定像在瞬间引爆的高能炸药附近的剧烈运动情况。同时，脉冲型的震源比如重物落锤、人工锤击、枪弹射击等会在地下的某个体积内产生塑性形变。而在这个体积内，常规的波动传播理论并不成立。因此，我们这里所讨论的损耗机制是在这个塑性形变区域之外的。塑性区域内的能量损耗机制我们这里将不涉及，因为在过去的文献中，这个问题的研究也不多见。如果我们从一个震源向外观察，波动的能量辐射像是一个半径随时间线性增加的圆球，其波前面上的能量密度将会以1/R2衰减。因为能量是正比于振幅的开方，振幅将以1/R的因子随着球面扩散而衰减。在面源的情况下，能量是集中于一个半球形的波前面上，而不是球形面。这在理论上可以说其具有比点源的初始振幅大两倍的特点，但衰减速率将依然是正比于1/R的。这种衰减效应被称为球面扩散，或者几何扩散。作为另一种几何扩散的例子，我们考虑一个石子投入湖水的情况。这个波前是一个圆环形而不是一个半球面。因此波前上的能量密度将以1/R衰减，振幅将以衰减，而不是地球内部时的1/R。面波的情况就同投石于水中一样，它也是一个二维问题。因此面波就有着一个体波所不具有的随着传播距离增加，而相对振幅衰减不大的优越性。对于反射波来说，将发生一种另外的也是明显的能量损耗。对于垂直入射的情况，我们已有公式（2.1.8）来表述反射系数。在大多数情况下，反射系数大约在0.1 到0.3 之间。这也就是说，有70%到90%的地震波能量将穿过界面而不作为反射能量立即返回地面。如果能量入射到界面的角度偏离法线较大时，其影响的好坏将取决于前面所提到的托布尼兹方程的计算结果。图2-1-13 多个影响地震振幅的因素示意图另一种能量损失是由衰减所引起，尽管衰减的机制到目前还有争论。但其对于必须面对它的人们来说并不十分重要，这是因为我们在任何情况下，还无法控制地震波在地球内部物质发生的大范围衰减。另外也是由于广义上测量衰减的技术同衰减的机制关系不大所致。通常情况下，地震波在地球内部物质的衰减遵循下列衰减方程：环境地球物理教程这里A0是在某一任意距离上测量的参考振幅，α是衰减因子，Ax是在距离x上的振幅。由于衰减同频率有关，它通常用波长λ来表示，因此字母Q或者“品质因子”有下列显式：环境地球物理教程表2-1-2 常见物质的Q值上式中Q是一个无量纲的数值，有时也被称为吸收系数。较高频的信号由于波长较短，因此从公式上可以看出高频信号衰减的就快。Q的倒数表示波在传播的一个波长距离后的能量衰减部分。比如，淤积物质实际上的Q值大约为10。它表明有10%的能量在其每个波长的传播过程中消失了。注意，这并不是说所有的能量将在传播10个波长的距离后消失。而是对于每一个传播的波长来说，剩余的能量的10%将消失。常用的Q值如下面的表2-1-2所示：在前面我们曾提到面波是具有频散性的。频散当某些不同波长的信号以不同的速度传播时就会发生。这种情况往往是在传播的路径上有与波长相比拟的异常或者特征存在时发生。比如，一个竖直高度为3m的废弃煤矿坑，将会影响波长为1m左右的信号。同样地，波长为100m左右的波是不会受到这类异常影响的。然而，该异常能使得对应于波长100m的波到达时间与那些波长1m的波的到达时间有所不同，因而引起频散。另外一些干涉现象也能引起原始地震记录或者处理后数据的信号形状产生差异。它们包括多次反射、波型转换、绕射以及散射等。另外在浅层反射地震记录上，还有直达波、声耦合波（空气中传播的声波）与折射波、面波的干涉效应影响。五、地震分辨率地震学家必须面对地震信号强度随着距离衰减的问题。我们必须在力学定律、信息理论以及电子学所能达到水平等方面的限制范围内开展工作。近地表的有些能量损失可以通过诸如合理埋置检波器、深挖激发井，或者选择合适的采集日期以避免人文与气候条件所引起的噪声来解决。在其他情况下，我们可以通过使用好的地震仪，更多的道数以及改进采集参数等办法来提高分辨率。有时在信号进入大线之前采用多个检波器串联在一起以提高电压也是一个解决办法。使用地震方法目的是了解地球内部一定体积物质的特性。不管信号可能有多强，分辨率都将受到几何条件和信息理论的限制。这些限制也许就像我们用常规光学显微镜看不见物质中的原子和分子一样，这是因为光的波长太长使得我们难以探测到分子水平的变化。在大多数的情况下，地震震源和检波器均布置在地表或者近地表。信息以波动的形式向下发射并遵循物理学定律和实际上应用的信息理论。信息理论的一些基本定理将在下面予以简单介绍。从地震的术语来说，我们称“子波”为一个包含数个周期的地震脉冲（Sheriff，1991）。Sheriff还定义了“基本子波”（basic wavelet）的概念，就是法线入射时从单个反射界面（反射系数为正）上所反射的时间域波形。他定义时间分辨率为区分两个十分接近信号性质的能力。为了获得最佳的分辨率，我们需要一个延续时间尽可能短的子波，以便与从相邻的声学界面上反射的子波之间没有干涉（图2-1-14）。对于提供最佳分辨率的Sheriff所定义的子波来说，它必须具有尽可能少的周期个数。换句话说，我们通过提高频率而得到高分辨。然而，有时我们为得到高频所付出的代价是子波中的周期个数增加，它使得波形出现Sheriff称为“振荡”的现象。从信息理论的观点来看，最佳分辨率是通过数据的宽频带来实现的。也就是说，数据中应包含很多的不同频率的信息，而不仅仅是高频。理想分辨率可以通过一个纯脉冲——没有延续时间的能量脉冲来实现。尽管这样的震源是不可实现的，但对于很多地震应用来说，小炸药爆破可以获得近似的效果。爆炸震源的子波脉冲宽度反比于频率带宽。也即频带越宽，分辨率越高。根据我们前面对分辨率的定义，Sheriff，R.E.（1991）给出了一个“可分辨极限”的概念。“人们能够判定多于一个反射层的最小距离，其值取决于所判定的标志。瑞雷分辨率极限是λ/4，这里λ是主频信号的波长。”Widness（1973）通过分析两个反射层的反射子波开始互相干涉引起波形形状变化的情况给出了一个λ/8的极限。Sheriff（1991）也定义了一个“可探测极限”的概念，它是指在背景上能够反映出反射的一个层的最小厚度。它有时近似地选取主频信号波长的1/30作为标准。图2-1-14 显示薄层地震反射记录分辨率的模型与合成地震记录为了能够检测出一个夹在两个厚层之间的薄层，如果有必要的话，我们可以考虑使用高频而牺牲带宽。在这种情况下，数据可能会出现振荡。但这没有关系，因为仅对这一薄层有兴趣，此时人们对噪声的容忍程度要比平时多个反射层的情况高很多。高分辨率地震反射数据通常含有比在地震勘探中认为正常的剖面要多得多的噪声。一个高分辨地震数据处理公司的负责人曾说过，“如果你是将地震剖面出售给石油钻井的人，你就不要拿出高分辨的，因为它看起来噪声太大。但如果你是在考虑将自己的钱投入其中，那么你就会要最高分辨率的数据，尽管它看起来噪声很大。”我们前面将注意力主要集中于时间和频率的分辨率方面。现在我们将从空间分辨率方面进行讨论。为了描述反射地震的基本概念的目的，我们将利用射线理论结合平面波和回声经验来阐述。实际上，地震波能量是以波的形式传播的并完全遵守波动理论。因此，从许多方面来说，光理论是要比射线理论更接近地震波的物理概念。入射到一个反射层的地震能量并不是一个点上反射的，而是从地下的一个区域上反射的，这个区域通常被称之为菲涅尔带。所计算出来的第一菲涅尔带的尺寸可以被用来作为水平分辨率的估计。尽管这个带宽和高分辨数据的分辨率要小于其主频的第一菲涅尔带的尺寸，但重要的是从相对意义上来说，水平分辨率是正比于第一菲涅尔带的大小的。第一菲涅尔带是一个反射层的一部分区域，在这个第一反射能量的二分之一波长内其反射能量可以到达检波器（Sheriff，1991）。这个定义假设了波前的传播满足惠更斯原理，而不是射线理论。在这种假设下，入射角和反射角也许略微不同。从我们在地震记录上可以测得的参数来考虑，第一菲涅尔带的半径可以由下式来计算：环境地球物理教程这里R是从地表到反射层的距离，v是地震波速度，f是我们所感兴趣的频率。而T0则是反射层与地表之间的双层旅行时。进一步地我们可得到第一菲涅尔带半径r的表达式：环境地球物理教程一般来说水平分辨率要比第一菲涅尔带半径要小一些。Sheriff（1991）建议用该半径除以2的平方根作为分辨率的值，它至少给出了一个与水平分辨率同一数量级的参考值。