反射地震

反射地震记录图

反射地震大纲

反射地震（或地震反射）（英语：Reflection Seismology）是一种地球物理的探索方法，它使用地震学原理从反射地震波中估算地球地下的特性。 该方法需要可控的地震能源，例如炸药或ToVex Blast，特殊气枪或地震振动器。反射地震类似于声纳和回声定位。

简介

地震波是一种机械的扰动，根据介质的声学阻抗而定的速度，在地球中传播。 声音（或地震）阻抗Z由下列方程式而定：

$Z=v\rho \$,

其中v是地震波速度和ρ（希腊rho）是岩石的密度。 当地震波穿过地球时，遇到具有不同声阻抗的两种介质之间的界面时，一些波能将被界面反射，而有些波会通过界面而折射。在最基本的情况下，反射地震测量的技术包括产生地震波的震源和地震波接收器，测量地震波从震源，进过界面的反射，达到地面接收器 的传播时间。接收器为在地面上一系列的检波器或水中的水下听音器。 根据地震波从震源到各种接收器的传播时间以及地震波的速度，地球物理学家即可重建地震波的路径，以建立地下的构造图像。 与其他地球物理方法相同，反射地震学可被视为一种逆向问题。也就是说，通过实验收集的一组数据以及适用于实验的物理定律，实验者希望开发研究的该实验的抽像模型。在反射地震学的情况下，实验数据是反射地震的记录图，所需的结果是地壳的结构和物理特性的模型。与其他类型的逆向问题相同，从反射地震学获得的结果通常不是唯一的（一种超过一个模型非常适合数据），并且可能对数据收集，处理或分析中相对较小的错误敏感。由于这些原因，在解释反射地震调查的结果时必须格外小心。

反射实验

地震反射的一般原理是将弹性波（使用炸药爆炸或振动震源等能源）发送到地球，其中地球内的每一层都将部分波的能量反射回来，并让其余部分折射通过。这些反射的能量波由接收器记录，这些接收器检测反射波在的地面的运动。在陆地上，使用的典型接收器是一种称为地震检波器的小型便携式仪器，它将地面运动转换为模拟电子信号。在水中，使用水听器，将压力变化转换为电子信号。每个接收器对单次地震波的激发所收到的信号被称为“地震记录道”，然后被记录到数据存储设备上，然后沿着震源位置的移动并重复该过程。通常，记录的信号要经过大量的信号处理，这是工业界和学术界积极研究的重要领域。一般来说，研究区域的地质越复杂，消除噪声和提高分辨率所需的技术就越复杂。现代地震反射调查包含大量数据，因此需要大量计算机处理，通常在超级计算机或计算机集群上执行。 法向入射的反射和透射

P波在垂直入射的界面上反射

P波在垂直入射的界面上反射

当地震波遇到声阻抗不同的两种介质之间的边界时，波中的一部分能量会在边界处反射，而一部分能量会通过边界传播。反射波的振幅是通过将入射波的振幅乘以地震反射系数来预测的，地震反射系数由两种介质之间的阻抗对比决定。 对于以垂直入射（正面）撞击边界的波，反射系数的表达式很简单

:$R={\frac {Z_{2}-Z_{1}}{Z_{2}+Z_{1}}}$,

其中$Z_{1}$和$Z_{2}$ 分别是第一和第二介质的阻抗。同样，入射波的幅度乘以传输系数，以预测通过边界传输的波的幅度。法向入射透射系数的公式为

:$T=1+R={\frac {2Z_{2}}{(Z_{2}+Z_{1})}}$.

由于反射波和透射波的能量之和必须等于入射波的能量，所以很容易证明

${\frac {R^{2}}{Z_{1}}}+{\frac {T^{2}}{Z_{2}}}={\frac {Z_{2}(Z_{2}-Z_{1})^{2}+4Z_{1}Z_{2}^{2}}{Z_{1}Z_{2}(Z_{1}+Z_{2})^{2}}}={\frac {1}{Z_{1}}}$.

通过观察反射强度的变化，地震学家可以推断出地震阻抗的变化。反过来，他们利用这些信息通过地震反演来推断界面处岩石特性的变化，例如密度和波速。

非垂直入射的反射和传播

图表显当 P 波以非垂直入射的方式从界面反射时发生的模式转换

当入射波以非垂直入射到界面时，会产生P波和S波之间的模式转换，此情况变得更加复杂，并且由 Zoeppritz方程描述。 1919年，Karl Zoeppritz得出了4个方程，这些方程式导出反射和折射波的幅度是入射角和六个独立的弹性参数的函数。[8]这些方程式可解出4个未知数，但这些方程式不包含对岩石特性的因素而。 反射和传输系数随着入射角而变化，亦控制反射波的幅度。根据此类变化可用于获取有关岩石的流体含量的信息。振幅随偏移距的变化（AVO）就是应用此理论的近似演算加以计算机处理的技术。 AVO方法试图预测潜在储层的流体含量（石油，气或水），以降低钻探风险并鉴定新的石油储层。最常用的三项简化Zoeppritz方程的是在1985年开发的，被称为“ Shuey方程”。用2项简化Zoeppritz方程则称为“ Shuey近似演算”，这种方法对于小于30度的入射角有效，其简化方程如下：

:$R(\theta )=R(0)+G\sin ^{2}\theta$

其中$R(0)$ =法线反射系数（炮检距为0 ）；$G$ = AVO梯度，代表反射和入射角的关系。$(\theta )$ =入射角。 反射地震的解释 地震波从边界进行反射到达地表所需的时间，称为传播时间。如果已知岩石中的地震波速度，则可以使用传播时间来估计反射面的深度。对于简单的垂直行驶地震波，从表面到反射面和回返的传播时间称为双向时间（TWT），其公式如下

:$t=2{\frac {d}{V}}$,

$d$反射面的深度，$V$是岩石的波速。

解释

地震波从边界进行反射到达地表所需的时间，称为传播时间。如果已知岩石中的地震波速度，则可以使用传播时间来估计反射面的深度。对于简单的垂直行驶地震波，从表面到反射面和回返的传播时间称为双向时间（TWT），其公式如下

:$t=2{\frac {d}{V}}$,

$d$反射面的深度，$V$是岩石的波速。 在反射地震记录上一系列相关的反射波通常称为反射面。地震学家可以根据反射面创建地质结构。大型调查的解释通常使用高端的三维计算机图形的程序进行解释

地震波的噪音来源

地震记录上的噪声源。左上：空气波；右上：头波；左下角：表面波；右下角：多次波

除了地下界面的反射波外，接收器还检测到许多其他不需要的地震波。

空气波

空气波是相干噪声的一个例子。它很容易辨认，因为它速度是 330 m/s，即空气中的声速。

地滚波/瑞利波/肖尔特波/表面波

瑞利波通常沿固体的自由表面传播，但与岩石相比，空气的弹性常数和密度非常低，因此地球表面近似为自由表面。地震记录中经常出现低速、低频和高振幅的瑞利波，并且会模糊信号，从而降低整体数据质量。它们在业内被称为“地滚”，是相干噪声的一个例子，可以通过精心设计的地震勘测来衰减。Scholte 波类似于地滚波，但发生在海底（流体/固体界面），它也会掩盖海洋地震记录中的深层反射。这些波的速度随波长而变化，因此它们被认为是扩散性的，并且波列的形状随距离而变化。

多次反射

地震记录上，一个反射界面发生不止一次的反射称为多次反射。多次反射波倍数可以是短路径（peg-leg）或长路径，这取决于它们是否会干扰初级主要反射波。 在海洋地震数据中很常有来自水体底部和气水界面的多次波，这些多次波可通过地震处理进行抑制。

文化噪音

文化噪声包括来自天气影响、飞机、直升机、电塔和船舶（在海洋调查的情况下）的噪声，所有这些都可以被接收器检测到。

电磁噪音

在城市环境（即高压线）中电磁噪音 几乎不可避免的。在这样的环境中，一些特殊的传感器如微机电系统 (MEM) 被用来减少这些干扰 。

2D 与 3D

最初的地震反射方法属二维垂直剖面采集，现在称为二维数据。这种方法适用于地质结构相对简单且倾角较低的地区。然而，在结构更复杂的区域，由于非垂直面下的反射和其他噪音，2D 技术无法正确对地下构造成像。由于测线与测线之间缺乏分辨率，空间混叠也是 2D 数据的一个问题。从 1960 年代的初步实验开始，地震技术探索了全三维采集和处理的可能性。在 1970 年代后期，获得了第一个大型 3D 数据集，到 1980 年代和 1990 年代，这种方法被广泛使用。

应用

反射地震学被广泛应用于许多领域，其应用根据研究深度可分为三组：

• 近地表应用——旨在了解深达约 1 公里的地质情况的应用，通常用于工程和环境调查，以及煤炭和矿产勘探。最近开发的地震反射应用是地热能调查，在这种情况下调查深度可达 2 公里 。 • 碳氢化合物勘探——碳氢化合物工业使用它来提供地下10 公里深度的声阻抗对比的高分辨率图。这可以与地震属性分析和其他勘探地球物理工具相结合，用于建立地质模型。 • 矿产勘探——近地表（<300 m）矿产勘探的传统方法一直是采用地质露头调查、地球化学分析以及使用空中和地球势场方法，特别是对于未开发地区的勘探 ，近几十年来，反射地震已成为在硬岩环境中进行勘探的有效方法。 • 地壳研究——调查地壳的结构和起源，直至莫霍面不连续面及更远的地方，深度可达 100 公里。 透地雷达是一种类似于反射地震学的方法，但是使用的是电磁波。