地震勘探原理

目录

• 地震记录、地震剖面
• 地震子波
• 雷克子波
• 简谐波
• 横波与纵波
• 波阻抗
• 转换波
• 时距曲线
• 正常时差与动校正NMO
• 倾斜界面下反射波时距曲线
• 倾角时差
• 反射波时距曲线
• 三层水平层状介质模型
• 多层水平介质反射波时距曲线参数方程
• 连续介质中的地震波运动学
• 折射波时距曲线
• 四种地震记录
• 地震道与道集
• 最小偏移距、最大偏移距和道间距
• 信噪比

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地震记录、地震剖面

地震记录：检波器接收后转化的原始电信号数据，包含时间以及地震波传播过程中的波形信息，如振幅、频率、相位。
地震剖面：对原始地震记录进行滤波（去除干扰）、动校正（消除地表高差影响）、偏移成像（修正波的传播路径偏差）等数据处理后，得到的二维图片，反射同相轴构成地层轮廓。

单道地震记录：是单个检波器接收的原始电信号，时间（旅行时）- 振幅曲线

共炮点地震记录：一系列检波器接收的原始电信号，是时间-距离曲线，横轴是检波器位置，纵轴旅行时。

地震剖面：其横轴代表空间位置，纵轴是双程旅行时，为了知道某个反射层有多深，必须使用地层的速度信息，通过时深转换，将双程旅行时转换为深度。

\[深度 = 速度 * 双层旅行时 / 2 \]

地震剖面时深转换公式
共炮点地震记录上的所有同相轴，都对应同一次地震激发，而非一条或几条对应一次激发，同相轴的本质就是同一类波动在不同检波器上的痕迹，一次地震激发会产生多种类型的波动，每种波动在不同检波器上接收信号，因此会在记录上形成多条平行或弯曲的同相轴。

• 直达波同相轴：斜率较小的直线
• 反射波同相轴：多条弯曲曲线，不同深度的界面对应不同的曲线
• 折射波同相轴：斜率较大的直线，传播速度快于直达波

同相轴在地震记录和地震剖面上均存在，地震记录上的同相轴对应原始地震波的传播时间，地震剖面上同相轴是地下地质界面的镜像。

不能直接通过同相轴数量推断界面数量，尤其是原始地震记录，地震剖面上有效同相轴是推断波阻抗界面数量的核心依据，注意需要排除多次波、折射波形成的虚假同相轴，但需要结合地质背景，速度分析，钻井资料等综合验证，理想情况下，一条稳定同相轴≈一个地下界面，这个一一对应的过程就是层位标定，层位标定属于地震资料解释的内容。实际最常见的是同相轴数量大于实际界面数量。

地震记录本身的合成过程可以用一个间接的数学公式表示，称为卷积模型

\[地震记录 = 反射系数序列 * 地震子波 + 噪声 \]

地震记录合成的卷积模型公式

• 反射系数序列: 它代表地下地层信息，当地下存在一个波阻抗界面时，就会产生一个反射系数。
• 地震子波: 这是震源产生并经过大地过滤后的基本波形，它是地震能量的载体，像一个"印章"。

卷积的物理意义是：将子波这个印章盖在每一个反射系数脉冲出现的位置上。

原始记录处理成地震剖面的过程中，卷积模型的核心作用是解释地震信号从何而来，它为数据处理提供了“需要解决什么问题”的理论依据，是整个处理流程的理论基石，没有它，我们就无法理解地震信号的构成，也无法设计出反褶积（去模糊）， 偏移（归位）等关键算法，而数据处理中的核心工具，是偏移算法（如Kirchhoff算法，波动方程偏移）、叠加算法等，它们直接完成信号的归位和成像。当然，在从已知反射系数序列的地质模型生成理论地震剖面时，直接使用卷积模型，用于验证实际数据。

在地震数据处理的预处理环节中，用反褶积消除子波影响，本质是解卷积。卷积是子波把界面信号模糊化，反褶积就是把模糊的信号变清晰，为后续成像提供原材料。

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地震子波

地震子波：组成一道地震记录的基本元素，是地震波的最小信号单元。

时间域：以时间t作为独立变量，通常作为x轴，y轴则表示地震波在对应时刻的振动位移。以雷克子波为例子，雷克子波在"时间 = 0"时达到峰值，随着时间向正负方向推移，即早于或晚于0时刻，振幅逐渐衰减至接近零，适用于观察地震子波的峰值时刻，持续时间。时间域分析维度就是看地震波随着时间怎么变。

频域：以频率f作为独立变量，通常作为x轴，单位是Hz，代表每秒振动次数。频率是指快慢，振幅是指大小，y轴则是"振幅谱密度"，表示某一频率成分的振动强弱。频域中可以分析出地震波的频率构成：主要由哪个频率主导，包含哪些高频和低频成分，能量集中在哪个频段。

时间域和频域的桥梁是傅里叶变化，正向傅里叶变化将时间域的波形翻译成频域的频谱，逆向傅里叶变换是它的逆运算。

一道地震记录是构成地震记录的最基本单元，即一个接收器所记录下来的一个信号道，地震子波是这道信号的基本组成信号。
即一道地震记录就是一个震源激发后，布置在地面的检波器所记录下的整个时间序列信号。这道记录包含了从震源出发后，在不同时间到达该接收器的所有类型的波（直达波、反射波、折射波、面波、噪声等）的叠加结果。
它是一个一维时间序列信号，其图形显示就是一条随时间（双程旅行时）变化的振幅曲线。

地震子波是组成一道地震记录的基本元素。地下每个反射界面都会对入射的子波产生一个反射。一道地震记录在理论上可以看作是地下反射系数序列与地震子波进行卷积运算的结果。

子波的波形（包括主频、带宽、相位等）直接决定了地震记录的垂直分辨率。子波越瘦、越高频，分辨率就越高，就能区分开更薄的地层。本质原因：频率域分布越宽（子波带宽越大），时间域信号越集中（脉冲越窄），而时间域子波的宽窄，直接决定了能否分辨地下薄的地层界面。

地震子波是人为设计的震源信号与大地滤波器共同作用的结果，我们最终记录到的地震子波，是一个经过大地改造后的人为信号。你可以控制“问问题”的方式（初始震源），但“答案”如何被修饰和改变（大地滤波），则取决于地下介质本身。数据处理中的一个关键步骤“反褶积”，其目的就是试图消除大地滤波的影响，努力将最终的子波恢复成我们最初设计的、更简单的形态（如尖脉冲），从而提高分辨率。

地震子波就是一道地震记录上的那段从0振幅到波峰到波谷再到0振幅的一小段时间。这正是在一道地震记录上识别地震子波的最直观方式。地震子波就是那个基本的振动单元。它是地震能量从一个脉冲式振动开始，到能量衰减归零的整个短暂时段。

一道地震记录是多个子波的叠加：想象一下，如果地下只有一个反射界面，那么一道地震记录就是单纯的一个地震子波，就像之前描述的那样，从0开始，振动几下，再回到0。但真实的地下有很多个反射界面。这些界面靠得很近时，它们产生的子波会重叠和干涉在一起。所以一道复杂地震记录，实际上是很多个一小段时间”的地震子波，按照反射系数的序列叠加组合而成的。

一个接收器记录下来的单道信号，是同相轴的基本组成部分。而同相轴是许多道信号中相似波形的连贯显示。

• 当把第一道信号的波峰、第二道信号的波峰、第三道信号的波峰……一直到第N道信号的波峰，按顺序用一条平滑的曲线连接起来时，就在地震记录上画出了一个同相轴。

单个道的信息无法告诉我们地下构造的形态（是平的还是斜的？）。我们需要把空间上连续排列的多个接收器的记录道并排放在一起，形成地震记录。地下同一个反射界面会在地面上一系列连续的接收器上产生反射。因为反射机制相同，每个接收器记录到的子波波形非常相似。但由于接收器位置不同，波传播的路径长度不同，因此这些相似的子波出现在每条记录道上的时间会略有差异。

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雷克子波

雷克子波时间域和频率域的表达式
频率域说明：
幅度谱、 它描述了每个频率成分的正弦波强度有多大。幅度谱告诉你哪些频率是主要的（声音大），哪些是次要的（声音小）。

相位谱、它描述了每个频率成分的正弦波在时间上的起始位置。你可以把它想象成每个正弦波的“延迟”或“提前”量。

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简谐波

波的四个基本特征量：波长、周期、振幅、频率
波长：在一个周期的时间段内，简谐波沿着波线前进的距离称为波长，用λ表示。
波源每秒振动的次数是频率f，T是振动一次需要多少秒，波每秒前进的距离是波速v 可得到：

\[v = λf = λ/T \]

\[λ = vT \]

波长、波速、频率、周期转换公式

• 视波长与视速度
  如果不是沿着平面简谐波的传播方向而是沿着其他方向确定的波速和波长，得到的是平面简谐波的视速度和视波长，用v_a和λ_a表示。

• 视波长与视速度的例子
  一列平面简谐波以入射角θ入射到水平界面，AA^'和BB^'代表两个想象的波前平面，假设这正好是一个周期移动的距离，二者的垂直距离是真波长λ，即波从AA^'传到BB^'需要的时间是T。如果以沿水平直线AB^'为地震测线来看，似乎波长不等于\(\overline{AB}\)，而等于\(\overline{AB}\)^'，这个线段\(\overline{AB}\)^'就是沿AB^'方向的视波长。

\[\overline{AB} = \overline{AB^`} \]

\[λ = λ_a sinθ \]

\[λ_a = λ/sinθ \]

其中θ为波的入射角。

由λ = vT 可得：

\[v_a = v / sinθ \]

视速度与视波长计算公式
惠更斯定理：波是通过原波前的每个点产生新的子波来前进的，原波前上每个点都作为新的子波源，发出子波；这些子波的包络面形成新的波前，从而推动波向前传播。
费马原理：波在各种介质中的传播路径满足所用时间为最短的条件。

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将反射线向反方向延长，同时从波源O向界面作垂线OD并延长，这两条延长线交于一点\(O^`\),该点称为虚震源。

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透射定律：入射角的正弦与透射角的正弦之比等于第1，第2两种介质中的波速之比，即：

\[sinθ_1 / sinθ_2 = v_1 / v_2 \]

\[v_1 / sinθ_1 = v_2 / sinθ_2 = v_a \]

透射定律公式
透射定律表明：波在两种介质中出传播的视速度是相等的。

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全反射现象：如果v₂>v₁, 则有sinθ₂ > sinθ₁, 即θ₂ > θ₁。当θ₁增大到一定程度但还没到90°时，θ₂已经增大到90°，这时透射波在第2种介质中沿界面滑行，出现了全反射现象。
出现全反射时的入射角叫做临界角:

\[θ_c = arcsin(v_1 / v_2) \]

全反射现象的两个条件：

1. 入射角达到临界角
2. 相邻地层，上层界面波速比下层界面波速大
   出现全反射时，透射波就会变成沿界面以v₂速度传播的滑行波，滑行波的传播会在第一种介质中激发折射波。

\[sinθ_c = v_1 / v_2 \]

全反射公式
针对水平层状介质中向下传播的地震波，全反射现象仅存在于相邻地层波速向下不断增大的情况。
只有全反射是相邻地层之间透射角大于入射角，而当入射角所在界面波速大于透射角所在界面波速时，入射角大于透射角。

入射角大于临界角时，透射波无法进入下层界面，但会沿界面切线方向滑行，能量全部被反射，只产生全反射波。

波在点C以临界角θ~c~入射到两种介质的分界面上，滑行波从C点开始滑行，波速为v₂。在分界面上的所有各点上，通常反射波依然存在，但由于入射线不平行，所以反射线也不平行，除了C`点以外，任何地方的反射角都不等于θ_c，而折射波的射线确是平行的，都与界面法线成θ_c角度，并且OA范围内接收不到折射波，这个范围称为折射波盲区，OA = 2htgθ_c,式子中h是波源到水平分界面的距离。

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斯奈尔定律：针对水平层状介质，设各层的纵波、横波速度分别用v_p1, v_s1, v_p2, v_s2, ..., v_pi, v_si 表示，各种波的入射角分别用θ_p1, θ_s1, θ_p2, θ_s2, ..., θ_pi, θ_si表示，则斯奈尔定律可表示为：

\[\frac{sinθ_{p1}}{v_{p1}} = \frac{sinθ_{s1}}{v_{s1}} = \frac{sinθ_{p2}}{v_{p2}} = \frac{sinθ_{s2}}{v_{s2}} = ...=\frac{sinθ_{pi}}{v_{pi}} = \frac{sinθ_{si}}{v_{si}} = P \]

其中P为射线参数。

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横波与纵波

体波：在介质的整个立体空间中传播，分为横波和纵波。
横波：S波，介质质点的振动方向垂直于波的传播方向。仅在固体中传播。
纵波：P波，介质质点的振动方向平行于波的传播方向。在固液气中传播。
面波：岩石与空气的分界面称为自由表面，只有在自由表面或不同弹性介质分界面附近观测到，其强度随着离开界面距离的加大而迅速衰减，这就是面波。
同一固体介质中，纵波速度大于横波速度，地震勘探中主要利用纵波。
地震波中的纵波（P波） 在物理本质上与声波是完全相同的，因此把P波理解为“在地球固体中传播的、频率极低的声波”。

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波阻抗

波阻抗：描述波动在介质中传播时，介质对波动的阻碍作用，仅由介质本身的物理参数决定。

\[Z = ρ * v \]

介质的波阻抗等于介质密度与波速的乘积
反射波的振幅A_反，入射波振幅A_入，ρ₁，v₁分别是波在介质1中的密度与波速，ρ₂，v₂分别是波在介质2中的密度和波速。比值A_反/A_入称为波从介质1入射到分界面时，界面的反射系数，记作R。

\[R = (ρ~2~v~2~-ρ~1~v~1~) / (ρ~2~v~2~+ρ~1~v~1~) \]

在介质分界面上能产生反射波的条件是分界面两边介质的波阻抗不相等，也就是说，有波阻抗的界面才是反射界面，速度界面不一定是反射界面。
即当无波阻抗差异时，无反射波，能量全部透射。
当存在波阻抗差异时，会产生反射波，且R的绝对值越大，反射波能量越强。

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转换波

当一个纵波入射到反射界面时，既产生反射纵波和反射横波，也产生透射纵波和透射横波，与入射波类型相同的反射波或透射波称为同类波，改变了类型的反射波或透射波称为转换波。

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时距曲线

时距曲线：地震波从激发点出发传播到各检波点的旅行时与检波点相对于激发点的水平距离之间的关系曲线。
反射波的传播时间t与接收点坐标x的关系是一条双曲线，直达波的传播时间t与接收点坐标x的关系是一条直线。
时距曲线计算波在介质中的传播速度，所对应的介质波速为其时距曲线斜率的倒数。

水平界面均匀介质情况下共激发点反射波时距曲线方程：

\[t = \frac{(\sqrt{x^2 + 4h^2})}{v} \]

或

\[t = \sqrt{t_0^2 + \frac{x^2}{v^2}} \]

或

\[t^2 = t_0^2 + \frac{x ^ 2}{v ^ 2} \]

其中，t₀ = 2h / v 是零炮检距旅行时。

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正常时差与动校正NMO

界面水平情况下，对以炮检距x进行观测得到的反射波旅行时与以零炮检距进行观测得到的反射波旅行时之差，就是正常时差。正常时差由于炮检距不为0引起。
水平界面情况下：动校正的正常时差\(△t\)的精确表达式：

\[△t = t - t_0 = \frac{\sqrt{x^2 + 4h^2}}{v} - \frac{2h}{v} \]

或

\[△t = \sqrt{\frac{x^2}{v^2} + t_0^2} - t_0 \]

便于化简，可改写为：

\[t = \frac{\sqrt{x^2 + 4h^2}}{v} = \frac{2h}{v}\sqrt{1 + \frac{x^2}{4h^2}} = t_0\sqrt{1 + (\frac{x}{2h})^2} \]

由x/(2h) << 1 , 泰勒展开得到近似公式：

\[t ≈ t_0 + \frac{1}{2} \frac{x^2}{v^2 t_0} \]

于是有：

\[△t = t - t_0 = \frac{x^2}{2v^2t_0} \]

水平界面下，从观测到的反射波旅行时中减去正常时差\(△t\)，得到相当于x/2处的t₀时间，这一过程就是正常时差矫正或动校正，共激发点记录经过动校正后，反射波同相轴能够反映界面的形态，共中心点记录经过动校正后，反射波同相轴反映了共中心点正下方共反射点的情况，通常经过水平叠加后才能反映界面形态。

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倾斜界面下反射波时距曲线

倾斜界面均匀介质情况下的共激发点反射波时距曲线方程：

\[t = \frac{\sqrt{x^2 + 4h^2-4hxsinφ}}{v} \]

界面上倾方向与x轴正方向一致

\[t = \frac{\sqrt{x^2 + 4h^2+4hxsinφ}}{v} \]

界面上倾方向与x轴正方向相反
其中φ是界面R的倾角。

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倾角时差

激发点两侧对称位置观测到的来自同一倾斜界面的反射波旅行时差。倾角时差主要用来估算界面倾角。

对S点，反射波旅行时t_s为：

\[t_s=\frac{\sqrt{x^2+4h^2+4hxsinφ}}{v} = \frac{2h}{v}\sqrt{1 + \frac{x^2 + 4hxsinφ}{4h^2}} \]

在x / 2h << 1情况下，泰勒展开，可得：

\[t_s ≈ t_0 (1 + \frac{x^2 + 4hxsinφ}{8h^2}) \]

同理S^`：

\[t_{s`} = \frac{\sqrt{x^2 + 4h^2 - 4hxsinφ}}{v} \]

\[t_{s`} ≈ t_0(1 + \frac{x^2 - 4hxsinφ}{8h^2}) \]

其中t_0 = 2h / v 为O点处的自激自收时间，h为O点处界面的法线深度。
计算倾角时差：

\[△t_d = t_s - t_{s^`} = \frac{t_0xsinφ}{h} = \frac{2xsinφ}{v} \]

当O点在炮检距为x的两点上测出倾角时差为\(△\)t后，就可以估算界面倾角：

\[sinφ = \frac{v△t_d}{2x} \]

注意：S`和S点的反射波旅行时相减时，由于炮检距x相同，所以相减后正常时差抵消了，t₀也抵消了，剩下的就是这两点之间的倾角时差。

在一个炮检距不为0的点观测到的倾斜界面反射波旅行时包括三部分，即t₀、正常时差和倾角时差。

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反射波时距曲线

水平界面共激发点反射波时距曲线的双曲线方程：

\[\frac{t^2}{a^2} - \frac{x^2}{b^2} = 1 \]

式中\(a = \frac{2h}{v}; b = 2h\)
方程的极小值坐标：
\(x_{min} = 0, t_{min} = \frac{2h}{v}\)

倾斜界面时共激发点反射波时距曲线的双曲线方程：

\[\frac{t^2}{a^2} - \frac{(x ± 2hsinφ)^2}{b^2} = 1 \]

式中\(a = \frac{2hcosφ}{v}; b = 2hcosφ\)
方程的极小值坐标：
\(x_{min} = ±2hsinφ; t_{min} = \frac{2hcosφ}{v}\)

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三层水平层状介质模型

激发点到接收的距离：

\[x = 2(h_1tanα + h_2tanβ) \]

波的旅行时：

\[t = 2(\frac{h_1}{v_1cosα} + \frac{h_2}{v_2cosβ}) \]

根据透射定律引入参数p得到参数方程：

\[x = 2(\frac{h_1v_1p}{\sqrt{1-v_1^2p^2}} + \frac{h_2v_2p}{\sqrt{1-v_2^2p^2}}) \]

\[t = 2(\frac{h_1}{v_1\sqrt{1-v_1^2p^2}} + \frac{h_2}{v_2\sqrt{1-v_2^2p^2}}) \]

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多层水平介质反射波时距曲线参数方程

第一种方法：

\[x = 2\sum_{i = 1}^{n} \frac{h_iv_ip}{\sqrt{1-v_i^2p^2}} \]

\[t = 2\sum_{i = 1}^{n} \frac{h_i}{v_i\sqrt{1-v_i^2p^2}} \]

给定不同的α_i,可以算出某个界面的反射波时距曲线，这个计算结果反映地震波在水平层状介质中的真实传播情况。
第二种方法：
采用平均速度把某一个界面以上的介质用平均速度v_av和厚度H的均匀介质代替

\[V_{av} = \frac{\sum_{i = 1}^{n} h_i}{\sum_{i = 1}^{n}\frac{h_i}{v_i}} \]

\[H = \sum_{i = 1}^{n}h_i \]

\[t_{平均} = \frac{\sqrt{x^2 + 4H^2}}{V_{av}} \]

用上式计算该界面的反射波时距曲线。

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连续介质中的地震波运动学

当地层层数无限增多且每一层的厚度都趋于零时，层状介质就变成连续介质。此时，各层的层速度由阶梯状变换转变为连续变化，地震波的速度是深度的连续变化函数，即v(z)。地震波的射线由震源发出的一簇向上翘的折线变成一簇圆滑的曲线，称为曲射线。由界面上产生的全反射波，变成了未经过任何界面反射而返回地面的波，称为回折波。

连续介质中的透射定律：

\[\frac{sinα_0}{v_0} = \frac{sinα_{(z)}}{v(z)} = p \]

连续介质的射线与波前方程：

\[x = \int_{0}^{z}\frac{pv}{\sqrt{1-p^2v^2}}\, dz \]

\[t = \int_{0}^{z}\frac{1}{v\sqrt{1-p^2v^2}}\, dz \]

已知v(z)和给出射线参数p的值，根据上式就可以确定波前和射线的具体形状。
射线和波前为互相垂直的圆弧线。
连续介质速度随时间变化规律

\[v(z) = v_0(1 + βz) \]

式中，v₀是在地面z = 0处的速度值，β是速度随深度的变化率。

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折射波时距曲线

• 水平界面的折射波时距曲线
  

折射波由O点激发，于S点被接收，其所走路径为O->A₁->B₁->S, 所需时间为：

\[t = \frac{OA_1}{v_0} + \frac{A_1B_1}{v_1} + \frac{B_1S}{v_0} \]

因为OA₁ = B₁S = \(\frac{h_0}{cosθ_c}\), 所以\(t = \frac{2h_0}{v_0cosθ_c} + \frac{x - 2h_0tanθ_c}{v_1}\), \(v_1 = \frac{v_0}{sinθ_c}\), 代入得到：

\[t = \frac{x}{v_1} + \frac{2h_0cosθ_c}{v_0} \]

这就是水平界面折射波时距曲线方程，x = 0时, 有：

\[t = t_i = \frac{2h_0cosθ_c}{v_0} \]

这说明折射波时距曲线延长后与时间轴交于t_i，t_i称为与时间轴的交叉时。
折射波时距曲线的始点坐标：

\[x_m = 2h_0tanθ_c \]

\[t_m = \frac{2h_0}{v_0 cosθ_c} \]

上式可见埋藏越深，盲区越大，在折射波时距曲线的始点，由于同一界面反射波时距曲线和折射波时距曲线有相同的时间和视速度，因此这两条时距曲线在该点相切。

• 倾斜界面的折射波时距曲线
  

\[t = \frac{OA}{v_1} + \frac{AB}{v_2} + \frac{BS}{v_1} \]

由于：
\(OA = \frac{h}{cosi}, AB = CD - CA - BD, CD = OE = xcosφ, CA = htani\)
$BD = SDtani = (h + SE)tani = (h + xsinφ)tani $

所以有：
\(AB = x(cosφ - sinφtani) - 2htani\)
\(SB = \frac{SD}{cosi} = \frac{1}{cosi}(h + xsinφ)\)

\[t = \frac{h}{v_1cosi} + \frac{1}{v_2}[x(cosφ-sinφtani) - 2htani] + \frac{1}{v_1cosi}(h + xsinφ) \]

将\(\frac{1}{v_2} = \frac{sini}{v_1}\)得：
界面下倾方向折射波时距曲线：

\[t = \frac{2h}{v_1}cosi + \frac{x}{v_1}sin(i + φ) \]

界面上倾方向折射波时距曲线：

\[t = \frac{2h}{v_1}cosi + \frac{x}{v_1}sin(i - φ) \]

并不是所有倾斜界面都能产生折射波，并能在地面接收到折射波。只有当界面的视倾角φ<90°-θ_c时，折射波才能返回地面被接收到，当φ>=90°-θ_c时，在地面就接收不到折射波。无法用折射波法勘探。

四种地震记录

• 共激发点地震记录：激发点相同，接收点不同
• 共接收点地震记录：接收点相同，激发点不同
• 共炮检距点地震记录：调整炮点和接收点位置，使得它们之间距离(炮检距)保持恒定
• 共反射点地震记录：将来自同一地下反射点的地震记录挑选出来组成共反射点道集

地震道与道集

地震道： 最小数据单元，1个检波器记录的时间振幅信号。
道集： 由多条具有共同特征的地震道组成，是为特定处理目的整合的数据集。
地震记录： 包含所有采集到的道集。

• 共炮点道集CSP：同一炮点激发，不同检波器接收的所有地震道
• 共接收点道集CRP：不同炮点激发，同一检波器接收的所有地震道
• 共中心点CMP：所有道的炮点与检波点的地面中点相同
• 共深度点CDP：所有道对应同一深度的反射点
• 共反射点CRP：所有道记录的是地下同一反射点的地震信号
• 共偏移距道集COG：所有道的炮检距相等

最小偏移距、最大偏移距和道间距

最小偏移距：激发点与排列中最近一道间的距离，它应该不小于最浅目的层的埋深，最小偏移距大一些可以有效消除震源产生的噪声，但这样可能损失有用的浅层信号。
最大偏移距：激发点与排列中最远一道间的距离，它应该大致等于最深目的层的埋深，满足这个条件可以使正常时差足够大，便于区分一次反射波和多次波或其他相干噪声。但是，偏移距太大，反射系数会发生明显变化，转换横波会变得严重，不满足CMP叠加的基本假设。
道间距：相邻两个中心道之间的距离。

信噪比

信噪比通常用分贝（dB）来表示，计算公式：

\[SNR_{dB} = 10 ·log_{10}(\frac{P_{signal}}{P_{noise}}) \]

其中P_signal和P_noise分别是信号和噪声的功率。
高信噪比：SNR>1，表示信号功率大于噪声功率，数值越高，数据质量越好。低信噪比相反。