CHƯƠNG IV
ĐỊA CHẤN
I. Tổng quan về phương pháp địa chấn
I.1 Cơ sở lý thuyết phương pháp địa chấn
-
Cơ sở lý thuyết của phương pháp địa chấn là lý
thuyết đàn hồi. Sóng địa chấn sẽ lan truyền vào
trong lòng đất, khi đó sự lan truyền của sóng địa
chấn sẽ phụ thuộc vào tính đàn hồi của môi
trường đất đá.
-
Phương pháp điạ chấn dựa trên cơ sở ghi nhận
thời gian lan truyền của sóng địa chấn qua các
lớp có vận tốc khác nhau nằm bên dưới mặt đất,
dựa trên việc nghiên cứu sự phân bố của sóng
đàn hồi do vụ nổ nhân tạo hoặc do tác động cơ
học khác gây ra ( ví dụ: sự va đập, )
-
Có hai phương pháp thăm dò địa chấn chủ yếu :
phương pháp thăm dò địa chấn khúc xạ và
phương pháp thăm dò địa chấn phản xạ.
-
Ranh giới giữa các vùng mà ở đó các hạt chưa
chuyển động và các vùng mà ở đó các hạt của
môi trường nằm trong trạng thái chuyển động thì
gọi là mặt đầu sóng các pháp tuyến với mặt đầu
sóng trong môi trường đẳng hướng là các quỹ
đạo hay tia địa chấn. Khi các tia địa chấn truyền
trong môi trường đồng nhất là đường thẳng, còn
khi truyền trong trong môi trường đồng nhất này
sang môi trường đồng nhất khác thì chúng sẽ bị

gãy khúc
- Trong thu nổ của phương pháp phản xạ các tia
sóng địa chấn tới gần vuông góc với các ranh
giới địa chất, các chuyển đổi (P- S) chỉ nhẹ
nhàng. Sóng dọc phản xạ là sóng dọc, sóng
ngang vẫn là sóng ngang. Trái lại trong phương
pháp sóng khúc xạ, trong đó góc tới nghiêng sự
chuyển đổi ( P- S) là quan trọng, sóng dọc có
thể tạo thành sóng ngang khá mạnh. Sóng địa
chấn sẽ lan truyền từ điểm nổ đến các lớp có
vận tốc khác nhau trong lòng đất, sau đó sẽ
quay trở lại mặt đất và các geophone sẽ ghi
nhận tín hiệu sóng truyền tới.
- Những số liệu đo đạc được lưu vào máy địa chấn
sẽ được chuyển vào máy tính để phân tích. Các
phép phân tích truyền thống được thực hiện
bằng cách xây dựng các biểu đồ thời khoảng
trên cơ sở các sóng đầu ghi nhận, để từ đó tính
toán vận tốc cho các lớp và độ sâu của các lớp.
Phương pháp địa chấn đã trở thành công cụ đắc
lực cho công tác địa chất: nghiên cứu nền móng
kết tinh, nghiên cứu tầng sâu của vỏ trái đất,
khảo sát nền móng phục vụ cho công tác xây
dựng,…
1.2 Các định luật cơ bản của địa chấn
hình học
•
Các định luật truyền sóng đàn hồi trong đất đá
có thể nhận được từ các nguyên lý cỏ bản của
quang hình học, đó là nguyên lý Huyghen-

Fresnel và Fermat. Trong đó, một khái niệm
thường hay được sử dụng là mặt đầu sóng
được định nghĩa như sau:
•
Mặt đầu sóng: là mặt giới hạn giữa miền có
các hạt dao động dưới ảnh hưởng của sóng đàn
hồi và miền không bị nhiễu loạn do sóng chưa
truyền tới.
•
a) Nguyên lý Huyghen-Fresnel: Mỗi một điểm của
mặt đầu sóng có thể xét như là một nguồn dao
động sơ cấp độc lập. Điều đó có nghĩa là: theo mặt
đầu sóng ở một thời điểm nào đó, có thể xác định vị
trí của nó ở một thời điểm khác bất kỳ, nếu như xây
dựng một mặt cầu bao quanh các mặt đầu sóng sơ
cấp có tâm nằm trên mặt đầu sóng cho trước ấy.
•
b) Nguyên lý Fermat: Nguyên lý Fermat hay còn
gọi là nguyên lý thời gian cực trị. Nó là hệ quả của
nguyên lý Huyghen-Fresnel. Dạng đơn giản nhất
của nó khẳng định rằng: sóng được truyền giữa hai
điểm theo đường có thời gian truyền sóng ngắn
nhất. Kết quả của nguyên lý đó là sự truyền thẳng
của các tia trong môi trường có vận tốc truyền sóng
không đổi.
I.3 Các hệ số đàn hồi
a) Ứng suất: Ứng suất là lực tác dụng lên đơn vị
diện tích (ký hiệu T). Giả sử, khi tác dụng một
lực F lên một vật có diện tích là S thì tỉ số giữa
F và S được gọi là ứng suất. Nếu lực tác dụng

thay đổi từ điểm này đến điểm khác thì ứng suất
cũng sẽ thay đổi.
- Ứng suất có thể được gọi là ứng suất pháp tuyến
khi mà lực tác dụng vuông góc với diện tích, khi
mà lực tác dụng song song với diện tích thì
được gọi là ứng suất tiếp tuyến.
-
Đối với một hình khối lập phương thì ten-xơ ứng
suất tác dụng lên là

T=
Ten-xơ biến dạng
E=
- Định luật Hooke biểu diễn các mối tương quan
tuyến tính tồn tại giữa biến dạng và ứng suất,
khi biến dạng là nhỏ.










zzzyzx
yzyyyx
xzxyxx
σσσ

σσσ
σσσ










zzzyzx
yzyyyx
xzxyxx
eee
eee
eee
•
Theo định luật Hooke, ta có
x
u
xx
∂
∂
+=
µλθσ
2
y
v

yy
∂
∂
+=
µλθσ
2
z
w
zz
∂
∂
+=
µλθσ
2








∂
∂
+
∂
∂
=
y
w

x
v
xy
µσ








∂
∂
+
∂
∂
=
z
v
y
w
yz
µσ







∂
∂
+
∂
∂
=
x
w
z
u
zx
µσ
=(u,v,w): các dịch chuyển
các hạt vật chất trong môi
trường
: là các hằng số Lame

u

λµ
,
udiv
z
w
y
v
x
u

.=

∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
=
θ
b) Modun Young (E): là hệ số quy định sự liên hệ
giữa lực tác dụng vào vật thể và độ giãn của nó
theo các phương tác dụng
c) Hệ số Poison ():đặc trưng cho độ co giãn của
vật thể theo phương vuông góc với lực tác dụng.

•
Môđun Young và hệ số Poison không phụ thuộc
vào hình dạng, kích thước của vật đàn hồi và
không phụ thuộc vào nhau mà chỉ phụ thuộc vào
tính chất đàn hồi của vật thể.
)(
)23(
µλ
µλµ
+
+
=
E
)(2

µλ
λ
σ
+
=
I.4 Sóng đàn hồi, phương trình sóng đàn
hồi, sóng dọc, sóng ngang
•
a) Sóng đàn hồi: Giả thử miền O của môi trường bị
kích thích xung lực F. Tác dụng lực làm môi trường
bị biến dạng. Trước tiên lớp I nằm sát vùng O bị
biến dạng: các hạt của nó sẽ bị dịch chuyển. Sự
dịch chuyển này làm xuất hiện ứng lực nhằm kéo
các hạt vật chất trở về vị trí cân bằng ban đầu.
Nhưng do đặc điểm chuyển động quán tính nên
chúng không có khả năng quay ngay về vị trí ban
đầu mà tiến hành dao động xung quanh vị trí này.
Sự dao động của lớp thứ I làm xuất hiện ứng lực
trong lớp thư II sát nó. Kết quả tiếp theo lớp I, lớp II
rồi lớp III và các lớp xa hơn lần lượt bị lôi cuốn vào
quá trình dao động. Quá trình dao động lan truyền
như trên được gọi là sóng đàn hồi.
b) Phương trình sóng
- Vì sóng đàn hồi là hướng dao động của các hạt
vật chất nên để mô tả nó chúng ta nghiên cứu
đặc điểm phân bố vectơ dịch chuyển của các
hạt vật chất môi trường.
: là hàm thay đổi trong không gian
và theo thời gian
-

Vì trường sóng đàn hồi là trường vecto nên theo
định lý Heltmoltz và có thể xem như tổng của 2
trường vector:
: trường thế được đặc trưng bởi thế vectơ

: trường xoáy được đặc trưng bởi thế vectơ
),,,( tzyxuu

=
sp
uuu

+=
p
u

s
u

c) Phương trình sóng dọc và sóng ngang
•
Theo Poison và Oxtrogratski : trong trường hợp
lực F phức tạp thì trong môi trường đồng nhất sẽ
tồn tại đồng thời hai loại sóng khác nhau.
•
Loại sóng thứ nhất là loại sóng do tác dụng của
lực Fp và lan truyền trong môi trường với tốc độ:
sóng này được gọi là sóng dọc
•
Loại sóng thứ hai sự hình thành của nó có mối

liên hệ chặt chẽ với lực Fs, lan truyền với vận
tốc:
sóng này được gọi là sóng ngang.
•
Lưu ý:
Vp luôn luôn lớn hơn Vs
ρ
µλ
2
+
=
p
v
ρ
µ
=
s
v
Tính chất: sóng dọc có mối liên hệ chặt chẽ với
sự biến dạng của thể tích. Do đó sóng dọc còn
được gọi là sóng co giãn.Sóng ngang hoàn toàn
không liên hệ với sự biến dạng thể tích; đối với
sóng dọc không tồn tại sự quay các hạt môi
trường, môi trường sẽ không bị biến dạng về
hình dạng. trong khi đó, sự quay của các hạt vật
chất lại gây ảnh hưởng đối với sóng ngang, và
có mối liên hệ chắt che với sự biến dạng về hình
dạng nên có thể gọi sóng ngang là sóng méo
dạng.
Giá trị vận tốc sóng dọc V

p
, sóng ngang V
s
và mật độ của một số đất đá
Loại đất đá V
p
(m/s) V
s
(m/s) Mật độ (g/cm3)
Đá phong hóa 300-700 100-300 1.7-2.4
Cát khô 400-1200 100-500 1.5-1.7
Cát ướt 1500-4000 400-1200 1.9-2.1
Sét 1100-2500 200-800 2.0-2.4
Mac-nơ 2000-3000 750-1500 2.1-2.6
Cát kết 3000-4500 1200-2800 2.1-2.4
Đá vôi 3500-6000 2000-3300 2.4-2.7
Đá phấn 2300-2600 1100-1300 1.8-2.3
Muối 4500-5500 2500-3100 2.1-2.3
Anhydrite 4000-5500 2200-3100 2.9-3.0
Dolomite 3500-6500 1900-3600 2.5-2.9
Granit 4500-6000 2800-3400 2.7-3.1
Than 2200-2700 100-1400 1.3-1.8
Nước 1450-1500 1
Băng 3400-3800 1700-1900 0.9
Dầu 1200-1250 0.6-0.9
II Phương pháp thăm dò địa chấn
khúc xạ
Phương pháp thăm dò địa chấn khúc xạ là dang thăm dò cơ
bản dùng phương pháp tương hỗ các sóng khúc xạ. Chủ yếu
dùng để nghiên cứu khu vực ,nhằm nghiên cứu bề mặt tầng

nền (địa chấn nơng) và các ranh giới sâu hơn trong vỏ Trái đất .
Điểm đầu
M
Điểm nổ
S
i
21
h
Hình II.1 Sóng khúc xạ
Mặt đất
Ranh giới khúc xạ
R
V
1
V
2
II.1 Ứng dụng PHƯƠNG PHÁP ĐỊA CHẤN
KHÚC XẠ
•
Dùng để xác định : chiều sâu, địa hình, thành phần
thạch học của móng
•
Nghiên cứu móng kết tinh
•
Nghiên cứu các lớp phủ trầm tích
•
Dùng để xác định : một số ranh giới địa tầng,nghiên
cứu cấu tạo, phát hiện ranh giới thẳng đứng hoặc đứt
gãy.

•
Địa chấn công trình : là lĩnh vực ứng dụng địa chấn
khúc xạ giải quyết nhiều nhiệm vụ khác nhau,xác định
chiều sâu thế nằm và địa hình mặt nền đá gốc. Phát
hiện và nghiên cứu các đới nứt nẻ, các đới cacto, các
vùng thấm nước. Xác định nước ngầm. Xác định các
tham số cơ lý của đất đá ở thế nằm tự nhiên.
II.2 Ưu nhược của phương pháp địa chấn
khúc xạ
–
Ưu điểm
•
Phương pháp địa chấn khúc xạ là một trong
những phương pháp quan trọng nhất trong số
các phương pháp thăm dò địa vật lý do tính ưu
việt của nó trên nhiều khía cạnh khác nhau mà
trước hết chủ yếu là khả năng về độ chính xác
cao,độ phân giải cao độ xuyên thấm sâu .
•
Ngưòi ta còn dùng phương pháp địa chấn khúc
xạ trong lĩnh vực hải dương học ,tìm kiếm nước
ngầm, địa chất công trình, xác định độ sâu tới
các tầng đá đáy để kết nối với công trình nhà
cao tầng,đê điều cầu cống,đường cao tốc và các
hải cảng.
•
Nhược điểm
–
Ngoài ra trở ngại chính của của việc sử dụng địa
chấn khúc xạ để nghiên cứu móng kết tinh là sự có

mặt của các lớp đá vôi hay các trầm tích có vận tốc
cao nằm trong lớp phủ ( gọi là lớp ẩn). Khi các lớp
này có chiều dày lớn thì chúng có thể trở thành màn
chắn gây trở ngại thậm chí không cho phép nghiên
cứu móng kết tinh nằm dưới nó( gọi là lớp mù).
–
Một số bất lợi do đặc điểm tính chất đặc trưng của
sóng khúc xạ :
–
Khoảng cách ghi nhận sóng giữa các nguồn sóng tới
còn chịu ảnh hưởng của nhiễu.
–
Địa chấn khúc xạ chỉ được sử dụng tốt khi vận tốc
lớp thứ n luôn lớn hơn lớp thứ n-1.
–
Địa chấn khúc xạ được quan sát và minh giải dựa
trên cơ sở là trong không gian các lớp là đồng nhất
bằng phẳng. Nhưng trên thực tế các lớp có thể
nghiêng hoặc có đặc trưng riêng về địa hình.
II.3 MƠ HÌNH SĨNG ĐỊA CHẤN KHÚC XẠ
( V
1
)
Ranh giới khúc xạ(R)
A B
(V
2
)

Hình I –1


h
i
21
Điểm nổ S M(điểm đầu) Mặt đất
Mơi trường hai phân lớp ngang, có
bề dày là h (còn gọi h là chiều sâu
pháp tuyến), có vận tốc V
2
> V
1
và
mặt ranh giới khúc xạ thẳng và nằm
ngang (R).
Khi tia sóng đi từ nguồn nổ S xuống
(R) dưới góc tới hạn i (hoặc i
21
) : ,
thì nó bị khúc xạ trong lớp V
2
dưới
dạng tia trượt AB, sự kích động của
tia này làm xuất hiện sóng đầu khúc
xạ quay trở về mặt đất.
Trên tuyến quan sát x đi qua điểm nổ S, các dao động sóng đầu sẽ xuất
hiện ở vùng tuyến nằm ngồi điểm M là điểm đầu có tọa độ là:
x
M
= 2h.tan(i
21

).Trong đoạn tuyến SM khơng tồn tại sóng đầu được gọi là
vùng chết sóng.
Nếu vận tốc lớp dưới bất thường nhỏ hơn vận tốc ở lớp trên thì tia sóng
khúc xạ sẽ bị giam hãm trong lớp dưới mà khơng thể thốt lên mặt đất
được và như vậy ở những lớp sâu hơn sẽ khơng tìm hiểu được.
x
II.4. BIỂU ĐỒ THỜI KHOẢNG CỦA MÔI
TRƯỜNG HAI PHÂN LỚP NGANG.
•
T
1
, T
2
là hai Hodograph
sóng thẳng lần lượt có hệ
số góc là , ; còn gọi
T
1
là biểu đồ thời khoảng
của sóng truyền trực tiếp
đến máy thu, còn T
2
là
biểu đồ thời khoảng của
sóng khúc xạ.
A B
Hình I – 2
T
o
T

1

S M x
T
2
(V
1
)
(V
2
)
h
i
Tổng quát, dựa vào tọa độ của điểm đầu M (x
M
), thời gian
sóng xuất hiện sóng tại M của biểu đồ thời
khoảng và góc nghiêng, với V được gọi là vận tốc biểu kiến








1
1
V









2
1
V








=
iV
h
T
SAM
cos
2
1
Đây là phương trình của biểu đồ thời khoảng của
môi trường hai phân lớp ngang.
ta có thể rút ra cách tính toán vận tốc V
2

và h , ta lấy
đạo hàm :
Khi x = 0 thì :
2
1
Vxx
TT
x
T
M
SAM
=
−
−
=
∆
∆
2
12
cos.2
T
V
ih
V
x
T
=+=
2
22
1

Vx
T
x
T
==
∆
∆
δ
δ
i
VT
VV
VV
T
h
V
ih
TT
cos22
cos.2
)0(
10
2
1
2
2
21
0
1
20

=
−
+=⇒
==
II.5. BIỂU ĐỒ THỜI KHOẢNG CỦA MÔI
TRƯỜNG HAI LỚP NGHIÊNG.

x
(V
1
)
(R)
(V
2
)
T
M 2
T
M 1
T
O
S
S
/
B
1
T
ϕ

B

2
( )( )







+
===
−
===
⇒







+
=−+=
−
=
)(cos
cos2'
)(cos
cos2'
)cos(

sin2
sintan.cos2
)cos(
sin2
11
22
1
2
11
11
1
1
2
1
2
1
ϕ
ϕ
ϕ
ϕ
ϕ
ϕϕϕ
ϕ
iV
h
V
MSB
V
MS
T

iV
h
V
MSB
V
MS
T
i
ih
ihx
i
ih
x
M
M
M
M
sử dụng khái niệm Vận Tốc Biểu Kiến : ; ta đi tìm
phương trình biểu đồ thời khoảng. Ở đây, góc ϕ được gọi
là góc nghiêng của ranh giới so với phương ngang ( khi
ranh giới chìm dần so với điểm nổ thì ϕ > 0, còn khi ranh
giới nâng dần lên so với điểm nổ thì ϕ < 0 ).
( )
ϕ
±
=
∆
∆
=
i

V
t
x
V
sin
*
1
M
1

M
2