地震波速度测量方法

Ⅰ 地震波传播速度采用什么仪器测量

地震波的波速是跟传播介质有关的，没有办法控制。
测量的方法很多。基本的思想就是测出地震波的传播时间。。。。V=S/T

Ⅱ 地震波速度及地震地质条件

8.7.1 地震波的传播速度及其影响因素分析

速度在地震勘探中是一个重要的参数，它也是进行地震勘探的物理基础之一。因为反射、透射和折射波的产生条件主要是弹性介质在速度上存在着差异所致。地震波在不同岩性地层中传播的速度称为层速度。无论纵波或横波，它们在地层中传播的速度决定于岩石的弹性常数和密度。其中

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式中：λ、μ为拉梅常数和剪切模量。纵、横波速度值还可以由其他的弹性模量，如杨氏模量E，泊松比σ，体积模量K等来表示，它们之间的相互关系可由表8-1给出。

由表8-1可见，弹性波的速度与诸多弹性系数有关。当岩石性质、沉积环境、沉积年代和地层埋深不同时，则弹性系数也就不同，速度随之而变化。因此，速度是一个重要的岩性参数，它可以把地质模型与地球物理模型联系起来。同时由于以上原因，速度值也有很大的变化范围，即是相同的岩石，其速度值也在很大的范围内变化。

地震波传播的速度与诸多因素有关，有必要研究影响波速的因素，分清主次，以利于对不同速度值作不同的具体分析。关于这方面的问题，不少学者对大量的岩石进行了实验室的测定和研究，对大量的测井资料进行了分析，并得到了许多有意义的结果和经验公式，引用其中一些结果以说明影响波速的主要因素。

表8-1 几个物理量之间的相互关系

8.7.1.1 孔隙率是影响速度的基本因素

大部分岩石是由颗粒状的各种矿物组成，这种颗粒状结构的岩石可以看作是由许多不同性质的小球堆积而成，小球与小球之间具有空隙。一般粗颗粒结构的岩石其孔隙度相对大些，如砂岩；而细粒结构的岩石的孔隙相对小些，如灰岩。因此，一切固体岩石从结构上说，它们基本上由二部分组成：一部分是矿物颗粒本身，称岩石骨架（或基质）；另一部分是由各种气体或液体充填的孔隙，这就是本章开始讨论的双相介质。显然地震波在这种结构的岩石中传播时，实际上相当于波在骨架本身和孔隙两种介质中传播。尽管孔隙中充填了各种气体和液体。根据一般常识，波在气体或液体中传播的速度要低于岩石骨架固体中的传播速度。因而，波在双相介质中传播的速度与孔隙度成反比，即同样岩性的岩石，当孔隙度大时，其速度值相对变小。1956年，威利（Wylie）等提出了一个较简便地计算速度与孔隙度之间的关系式，称为时间平均方程

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式中：φ为孔隙度；v为岩石的速度；v_m为岩石骨架中波传播的速度；v₁为孔隙中充填介质的速度。

根据该公式做出了某些岩石的理论关系曲线，示于图8-35。综合这些研究后认为，当孔隙度3%提高到30%时，速度变化可达90%，这说明孔隙是影响速度的重要因素。

上述方程只适用于流体压力与岩石压力相等的情况，特别是孔隙流体为水和盐水时，经验表明是合适的，随流体压力的减小，上述时间平均方程要修改为

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图8-35 时间平均方程曲线

式中：C是某个常数，当流体压力等于岩石压力的一半，且岩石压力相当于埋藏在深约1900 m处所承受的压力达2.56×10¹³ Pa（帕［斯卡］）时，C值可取0.85左右。

8.7.1.2 岩石密度对速度的影响

岩石的孔隙度φ与密度ρ通常是成反比的，即φ越大，ρ则越小。图8-36表示了φ和ρ的关系曲线。图8-35中又说明φ与v也是成反比的，则v和ρ必然应成正比。图8-37给出了不同岩性的速度和密度的关系曲线。

图8-36 孔隙度与密度关系曲线

根据经验公式，φ与ρ一般是线性关系

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式中：ρ_m是岩石骨架密度；ρ_l是岩石充填物密度。该式仍说明ρ_m和ρ_l之间按孔隙度φ分配的百分比关系。如果岩石中只充填满油、水和气水时，则密度ρ为

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式中：S_n是含水饱和度，ρ_n是水的密度。由（8.7-4）式或（8.7-5）式可找出ρ和φ的关系，而ρ和v一般又成正比关系，则就可导出v和φ的关系了。

图8-37 不同岩性的速度与密度的关系曲线

8.7.1.3 孔隙中充填物性质的影响

岩石中孔隙的空间不是被水、油等液体所充填就是被气体或气态碳氢化合物充填。实验测定证明，当孔隙中的水被液态的碳氢化合物所代替且达到饱和时，速度就可以降低15%～20%，而孔隙中如果被气态碳氢化合物充填时，则速度值会大大降低。它已可能提供人们对油、气、水的预测，因为这些岩石，特别是砂岩，由于孔隙内充填的油、气、水介质不同，引起速度上的差异，必然使油、气、水之间，以及它们同上下围岩之间形成良好的分界面，它们是具有较大反射系数的波阻抗面。通常在沉积岩地区，一般岩性界面的反射系数是比较小的，在±0.1以下，甚至更小，只有个别强反射面的反射系数可达0.2左右。然而，对含气和不含气的砂岩来说，当它同页岩组成分界面时，如果页岩密度为2.25 g/cm³，速度为5 200 m/s，可求得φ=10%～20%时含气砂岩的密度值以及它们同页岩构成反射面的反射系数，见表8-2。

表8-2 砂、页岩界面的反射系数

由表中所得结果表明：①含气和不含气砂岩，在速度上有很大差异，由此而引起页岩与含气砂岩构成的分界面上的反射系数要比与不含气砂岩构成的反射系数大得多。②当孔隙度只增加10%时，速度值可以大大降低，反射系数变化更为灵敏。这些结果说明利用较灵敏的反射系数代替速度的变化有可能预测油、气、水的分界面以及直接找油气。这些原理应用于“亮点”处理技术及岩性研究。

8.7.1.4 速度与地层埋藏深度的关系

一般岩石埋藏得越深则它的地质年代越老，承受上覆地层的压力强度大、时间长。因此，相同岩性的岩石若埋得深，时代老的则比埋得浅、时代新的岩石的速度要大。福斯特曾对测井曲线进行了大量分析和总结，得出以下关系式：

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式中：z是埋藏深度，t是地质年代。a、c为比例常数，一般a=46.5（z取米，t取1/年）。R为地层的电阻率，c=2×10³。

加斯曼在1951年提出了速度、深度和孔隙度之间的经验公式

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式中：v₀、ρ₀是指已规定的Z=0时的起始深度和密度；ν是泊松比。E是杨氏模量；a₁、a₂是固体颗粒和液体体积之比例常数。

如果令E=5.1，ν=0.25，ρ₁=2.7，ρ₀=1，则（8.7-7）式可变为

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式中：φ是孔隙度。

图8-38 北美地区不同地质年代岩层的 v_P和 z 的关系图

（根据测井结果）

图8-38是取自北美地区不同地质年代岩石的纵波速度v_P和埋藏深度z的关系曲线图。该曲线是根据测井数据分析总结而获得。由图中可知v是随z增加而增大，老地层的速度一般比新地层大。需要注意的是一般地层埋藏越深温度越高，由高温、高压超声波物理模型实验证明，超声波速度随温度增加而下降，若将压力和温度同时考虑则有时会出现速度倒转的现象。

8.7.2 地震地质条件

在一个地区利用地震勘探方法能否取得好的地质（勘探）效果，在很大的程度上是取决于地震地质条件。地震地质条件一般分为两类：①表层地震地质条件；②深部地震地质条件。

不同盆地的地震地质条件通常是不相同的，就是同一个盆地的不同地段，其地震地质条件也常常是不同的。掌握、分析和解决复杂的地震地质条件问题是地震勘探中的基础工作。

8.7.2.1 表层地震地质条件

表层地震地质条件包括地形、地表风化层的性质等因素。它不仅影响地震勘探的激发和接收，而且影响地震波的运动学和动力学特点，严重影响地震剖面的精度。

1）低速带的影响。地壳的风化壳也称为低速带。它是由于受到长期风吹、日晒、雨淋等地质风化作用而形成，其岩石变得十分疏松。低速带的特点是：①低速带一般是指不含水的风化层，当风化层含饱和水后，其速度会增高，就不属于低速带范围。这也是地质风化层与低速带的差别。②低速带的速度 v₀ 是极低的，一般小于1 500m/s，而且速度横向变化较大。③低速带的厚度常常是不均匀的。④由于 v₀≪v（下覆岩石速度），根据斯奈尔定律出射角β是很小的

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由于炮检距（OS）相对于勘探深度z是较小的，通常α也不太大，则β就更小。因此，在地表附近纵波的位移几乎是垂直于地面，横波的位移则近似于平行于地面。由于这个原因，在纵波勘探中，接收系统必须为垂直运动的检波器。横波勘探则应设计水平运动的检波器。

由于低速带存在，要影响地震波的运动学和动力学特征：一是影响波的传播时间，甚至影响到最后地震剖面成像和地质构造形态；二是影响地震波的频带和能量，改造地震波的动力学特征；三是容易产生多次波，增加地震反射记录的复杂性。因此，地震勘探中的低速带校正和补偿已成为地震数字处理中难度较大的，但又是极为重要的问题。

8.7.2.2 深层地震地质条件

它通常是指地下地质构造的复杂程度。在一些复杂的断、陡构造地区，常常得不到好的地震资料，也无法弄清楚地下的真实形态。所以，地下构造的复杂程度不仅影响地震勘探工作方法的选择，而且影响地震资料的处理和解释。

一般而言，要取得好的勘探效果，地下具备以下几方面的地震地质条件对提高勘探质量是有利的。

①具有地震层位和地质层位的一致性；

②具有较好的标准层；

③具有良好的地层波组关系；

④具有明显的地震相特征；

⑤速度变化具有一定的稳定性。

Ⅲ 地震波在各层内传播速度如何测定。请详细说明。

这个都不知道呀，地震是不是一种震荡波，在原石层中传播，他的速度不同，地表设置电磁检波器，接受到地震波，经过时距改正，就可以得到地下岩石层结构，可以用来勘探

Ⅳ 地震波速度的应用有哪些

影响地震波在岩层中传播速度的地质因素有很多，主要有：
岩石本身的弹性性质：包括杨氏弹性模量、拉梅常数、泊松比、体变模量等。这些因素与岩石的成分和岩石形成时经历的热力作用、压实作用程度相关。
岩石的岩性：岩浆岩、沉积岩和变质岩当中地震波波速不同，主要与岩性有关，而这一因素根本上是与成岩环境相关的，一般来说，岩浆岩当中的地震波波速较高，深变质岩中地震波波速也较大。
岩石的密度：岩石的密度主要与岩石所经历的压缩作用有关，密度大的岩石波阻抗一般比较大，其中的地震波波速一般较高。
岩石的埋藏深度：岩石埋深增大，压缩比较强烈（对于沉积岩来说，埋深增大则压实作用增强），波速也增大。浅部的岩石随着埋深增大，地震波速度梯度增大，但是深部的岩石则没有那么大的地震波速度梯度。
岩石的构造历史与地质年代：岩石的构造历史对岩石中地震波传播是有影响的，强烈褶皱的地区，岩石中的地震波速度增大，构造抬升而遭到风化破碎的岩石，地震波速度较小。地质年代老的岩石一般具有比年轻岩石更大的地震波速度。
岩石的孔隙度、流体速度和流体饱和度：由威里时间公式可以知道，岩石孔隙度越大，密度越小，波速变小，岩石当中流体速度增大，地震波速度增大，岩石当中的流体饱和度越大，剪切波的速度越小。
压力：上覆岩层压力增大，孔隙压力不变，地震波增加，孔隙压力增加而上覆岩层压力不变，则地震波速度减小。
岩石的结构：岩石的胶结程度越高，通常地震波速度越大。岩石越疏松，孔隙度越高，波速越小。
其他因素还有温度和地震波频率等。

Ⅳ 地震波检测仪的原理

其基本原理是利用一件悬挂的重物的惯性，地震发生时地面振动而它保持不动。由地震仪记录下来的震动是一条具有不同起伏幅度的曲线，称为地震谱。

曲线起伏幅度与地震波引起地面振动的振幅相应，它标志着地震的强烈程度。从地震谱可以清楚地辨别出各类震波的效应。纵波与横波到达同一地震台的时间差，即时差与震中离地震台的距离成正比，离震中越远，时差越大。

由此规律即可求出震中离地震台的距离，即震中距。

值得注意的是，地震仪只能用于测量地震的强度、方向，并不能用于预测地震。

(5)地震波速度测量方法扩展阅读：

在地震研究中使用的地震仪主要有三种，每一种都有与它们将要测量的地震震动幅度（速度和强度）相应的周期（周期指的是摆完成一次摆动所需的时间长度，或者来回摆动一次所需的时间）。

短周期

一般用于研究初次和二次震动，测量移动速度最快的地震波。这是因为这些地震波移动速度太快，短周期地震仪在不到一秒钟的时间就能完成一次摆动；它同样能够放大记录下来的地震波图，使研究人员能够看出地壳瞬间运动的轨迹。

长周期

使用的摆锤一般需要20秒左右的时间完成一次摆动，可以用来测量跟随在地壳初次和二次震动后的较缓慢的移动。地震检测仪网络使用的就是这种类型的工具。

超长或宽波段

具有最长摆锤摆动周期的地震仪叫超长型或宽波段地震仪。宽波段地震仪的应用越来越广泛，通常能够对全世界范围内的地壳运动提供更为全面的信息。

参考资料来源：

网络-地震仪

Ⅵ 地震波速度是多少

纵波速度快，一般在3000m/s以上，但是产生的破坏小，横波速度慢，根据地基土的情况不同，从几千米每秒到几百米每秒的都有，破坏很大，通常地震时房子的破坏主要是横波造成的。

Ⅶ 地震波的速度

地震波的速度是传播介质特性的一种体现，因而它是地震勘探中一个十分重要的参 数。地震资料处理和解释过程中的叠加、偏移、滤波、时深转换、层位对比以及岩性研究 等许多环节都要用到相关的速度参数。下面介绍有关速度的概念。

（一）几种速度的概念

1.层速度

简单说，层速度就是地震波在不同岩性地层中的传播速度。沉积岩地层剖面中的速度 分层同地质年代和岩性上的分层一般是一致的，但没有地质分层那么细，有时地质年代不 相同但岩性相同的一些地层可以成为一个速度层。

由于层速度与岩性密切相关，因而在岩性解释中非常重要。层速度除利用声波测井测 得外，亦可由其他速度求取。

2.平均速度

地震波垂直穿过某一界面之上各水平层状介质的总厚度与传播总时间之比，称该界面

上覆地层的平均速度，即

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式中：h_i，v_i分别表示各层厚度和速度。

可见，平均速度是一种对实际地层结构的近似假设，相当于用一个速度为v的均匀介 质代替某界面上覆所有地层的一种等效处理，因而仅在垂直入射或炮检距较小情况下才比 较准确。

平均速度是时深转换不可缺少的参数，通常由地震测井方法获得。

3.均方根速度

对于水平层状介质，除震源处垂直反射的路径是直线外，其他检波点接收的反射波射 线路径均是折线。考虑到射线的折射效应，用均方根速度代替层状介质的速度，同样可以 把层状介质视为均匀介质，地震波沿折射线路径传播看成沿直线传播，共反射点时距曲线 简化为双曲线，即

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式中：

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为水平层状介质中的均方根速度。

由式（1-67）可以看出，均方根速度是把各分层的速度平“方”对时间取加权平 “均”，再求平方“根”。相当于用一个速度为v_R的均匀介质代替某界面上覆所有地层的一 种等效处理。显然，在均方根速度中，速度较高的“层”所占比例要大些。

均方根速度总是大于平均速度，比平均速度更近似地反映了地震波在层状介质中的 “真速度”。但均方根速度仅在炮检距比较适中的情况下才是精确的，炮检距太小或太大均 不适用。

在水平层状介质情况下，且炮检距不十分大时，叠加速度就是均方根速度；在倾斜界 面情况下，叠加速度称等效速度，数值等于均方根速度除以界面倾角之余弦。

均方根速度主要用于动校正。在实际工作中，叠加速度（包括均方根速度和等效速 度）通过计算速度谱的方法求取。

（二）影响地震波速度的主要因素

地震波的速度与诸多因素有关。理论研究和实际观测表明，地震波的传播速度主要受 岩性、岩石孔隙度及孔隙间充填物性质等因素的影响。

1.岩性的影响

岩石性质是影响地震波速度的最明显因素。由公式（1-1）和公式（1-2）可以看 出，地震波的速度与岩石的弹性常数有直接关系。由于岩石性质不同致使其弹性常数有差 异，实际的岩层是非常复杂的。此外，即使同一岩性的岩石，因其形成时代、沉积环境的 不同，亦会使岩石密度、孔隙度以及充填物等有很大差异。这就导致每类岩石的速度值可 在一定的范围内变化，并且不同类型岩石间的速度值会有重叠，见表1-2。

大多数火成岩和变质岩只有很少孔隙或没有孔隙，因此地震波的速度主要决定于构成 这些岩石的矿物自身的弹性性质。一般说来，火成岩波速变化范围较小，波速较高；变质 岩波速变化范围相对大些；沉积岩的波速低，变化范围宽——如砂岩、页岩和泥岩等，因 其结构比较复杂，受孔隙度和孔隙中充填介质性质的影响较大。沉积岩中碳酸盐岩的波速 相对高些（表1-3）。

表1-2 地震纵波在几种主要类型岩石中的速度变化范围

表1-3 地震纵波在某些沉积岩中的速度变化范围

由于不同类型的岩石可以有相同的速度段，致使岩石的性质与速度不是单值对应关 系。因此，岩性地震勘探单纯用速度作为提取岩性信息的唯一参数是不合适的，必须采用 多参数综合分析研究。

2.孔隙度与孔隙充填物性质的影响

大部分岩石由呈颗粒状的各种矿物组成：一般粗颗粒结构岩石孔隙度相对大些，如砂 岩；细粒结构岩石的孔隙度相对小些，如灰岩。固体岩石的结构基本由两部分组成：一部 分是矿物颗粒本身，称岩石骨架（或基质），另一部分是由各种气体或液体充填的孔隙，这种由两种相态介质构成的岩石称双相介质。显然，地震波在这种结构的岩石中传播，相 当于在骨架本身和孔隙两种介质中传播。尽管孔隙中充填了各种气体或液体，但由于波在 气体或液体中传播的速度要低于在岩石骨架中的传播速度，因而波在双相介质中传播的速 度与孔隙度成反比——相同岩性的岩石，孔隙度大的速度相对较小。

孔隙度的变化意味着岩石密度的变化，同密度成反比关系，即孔隙度变小，密度相对 增大。据此也证明速度随岩石密度的增大而增大。

岩石中的孔隙不是被水、油等流体充填，就是被气体或气态碳氢化合物充填。实验测 定表明，如果以油替代孔隙中的水并达到饱和时，速度就可以降低15％～20％，而由气 饱和充填时，则速度下降更多。这种速度差异，便使油、气、水之间及其同上下围岩之间 形成波阻抗差界面，尤其是含气砂岩与页岩之间可形成具有较大反射系数的波阻抗面。这 样以较灵敏的反射系数取代速度的变化，就有可能预测油、气、水的分界面以及指示油气 的存在。

3.其他因素的影响

同样岩性的岩石埋藏深度不同其波速也不同。这是因为岩石埋藏深度越大，受到上覆 地层的压力越大，使其孔隙度变小而密度增大，因而波速也越大。

研究还发现，成分类似的岩石形成地质年代不同，地震波的传播速度也不同，一般年 代老的岩层比新岩层的波速要大。就某一地质年代的地层而言，速度随深度增加而增大；对于同一深度，则地质年代较老的岩层波速较大。

此外，温度对速度略有影响——温度升高100℃，速度会减小5％～6％。

Ⅷ 如何通过地震台站记录图计算地震波速度

地震学的主要内容之一就是研究地震波所带来的信息。地震波是一种机械运动的传布，产生于地球介质的弹性。它的性质和声波很接近，因此又称地声波。但普通的声波在流体中传播，而地震波是在地球介质中传播，所以要复杂得多，在计算上地震波和光波有些相似之处。波动光学在短波的情况下可以过渡到几何光学，从而简化了计算；同样地，在一定条件下地震波的概念可以用地震射线来代替而形成了几何地震学。不过光波只是横波，地震波却纵、横两部分都有，所以在具体的计算中，地震波要复杂得多。

Ⅸ 地震波的传播速度是多少

根据横纵不同，速度不同，具体如下：

纵波是推进波，地壳中传播速度为5．5~7千米/秒，最先到达震中，又称P波，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。

横波是剪切波，在地壳中的传播速度为3.2～4.0千米/秒，第二个到达震中，又称S波，它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。

弹性模量和波速

均质各向同性的固体可由两个常数： k和μ来描述其弹性，两常数都可表示为单位面积的力。

密度为ρ的弹性固体内，可以传播两种弹性波。

P波，速度vP =√(k+4/3μ)/ρ。

花岗岩： vP=5.5千米/秒；

水： vP=1.5千米/秒。

S波，速度vS=√μ/ρ。

花岗岩：vS=3.0千米/秒；

水： vS=0千米/秒。

Ⅹ 地球内部地震波速可测吗如何测得

这个问题说简单也简单，说复杂很复杂！
计算速度，无外就是距离/时间。
在地球内部，地震波传播路径不是直线，而是曲线！在速度未知时，这个曲线路径难以确定。
再看时间，地震波在介质内部会出现折射、反射、投射，会出现波形转换，有pp、ps、sp、pr、rp...，有psp、pps、pss、spp...，（R指瑞雷波，P纵波，S横波，此外还有LOVE波...）。各种波的波速是不同的，转换后更难一一分辨。因此，需要选择最为简单的判据。在实践中，无外是采取最早到达（初至波P波）、最强振幅（瑞雷波，R波）、质点振动方向（P、S、R等)，来分别判断各种波形的走时。
可参考杨文采院士的“地球物理反演”的相关着作。