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基础地球物理
西北大学地质系硕士研究生课程作业
地球物理学基础
学生：
李萍
授课老师：
马劲风程顺有
任战利张小莉
专业：
固体地球物理学
年级：
硕2005
学号：
200521338
日期：
二〇〇六年十二月
地球物理基础重磁电部分试题:
一、对重力观测值分别进行哪些校正，相应的重力异常有何地质意义？
用重力仪在测点与总基点分别观测所获得的重力差值，实际上还不是测点相对于总基点的重力异常。
因为重力的相对测量是以总基点的重力值作为零值（正常场值）来与测点的重力值进行比较的，所以要求测点和总基点的海拔高度以及所处的纬度都一样，并且测点附近的自然地形也要平坦，否则就要对测点的观测值作必要的整理改正，才能获得真实的重力异常。
因此重力观测值必须经过以下校正。
1、地形校正
自然地形的起伏常常使得观测点周围的物质不处于同一水平面内，因此需要把观测点周围的物质影响消除掉。
即将测点所在的水准面以上的多余物质除去，而把测点以下空白的部分填补起来，这项工作就叫地形校正。
地形校正的方法是将测区划分成许多小块，划分的图形可画在透明纸上，成为一个量板。
通常采用的是扇形量板。
地形校正值可由下式计算：
依次算出量板所划分的各个扇形柱体对该测点的地形校正值并累加求和，即可求得整个地形对该测点的地形校正值。
2、中间层校正
通过地形校正以后，测O点的周围成为水准面了。
但是，测点到大地水准面或基地面（通过基点的水准面）间还存在一个水平物质层，消除这一物质层影响的方法，称为中间层改正。
如果把小间层当作厚度为Δh，密度为σ的无限水平板，其重力作用值为
2πGσΔh0。
因此，中间层校正值为δg中＝－2πGσΔh0。
当测点高于大地水准面或基准面时，Δh为正，反之为负。
3、高度校正
经过上述两项校正后，测点与大地水准面或基准面之间还存在一个高度差
Δh，为消除由于测点与大地水准面（或基准面）存在高差Δh所造成的重力影响还需进行高度校正。
当测点相对大地水推面高程为Δh时，其高度校正值为
δg高＝0．3086Δh（毫伽）。
高度改正和中间层改正都和测点的高程Δh有关，因此，常常把这两项改正合并起来进行，称为布格校正，即
Δg布＝（0.3086-0.0419σ）Δh（毫伽）
各点的重力异常由下式决定:
Δg＝g现+Δg地+Δg布-g0
式中Δg称为布格重力异常。
利用布格重力异常研究可地壳深部构造，研究地壳深部构造，不仅对于研究地壳的演化和大陆与海洋的形成等地学的基础理论问题有着重要作用，而且对于划分大地构造单元、分析和预报天然地震的活动性、研究火山作用和各种矿产的成矿规律等也具有十分重要的意义。
上述三项校正都是将地球看成密度均匀的情况下导出的。
实际上，地表实测重力值总是均匀密度体和局部不均匀密度体（如构造、矿体等）的综合影响。
上述校正仅仅消除了起伏地形上各测点与大地水准面或基准面间均匀密度体对实侧重力值的影响，并没有消除局部不均匀密度体对各测点重力值的影陶。
因此，对校正后仅由局部不均匀体引起的异常而言，各测点仍在起伏的自然表面上。
4、正常场校正
在相对重力测量中，为了消除测点与总基点不在同一地理纬度而导致的正常重力的差值，必须进行正常场校正。
正常场校正值δg正可按下式计算
δg正＝－0.814sin2ΦΔx（毫伽）
式中Φ为总基点所在纬度，Δx为测点与总基点的纬向距离（以公里为单位）。
对北半球而言，测点在基点以北时，Δx为正；以南时，Δx为负。
经过正常场校正的布格重力异常由下式表示：
Δg＝g现+Δg地+Δg布＋Δg正-g0
布格重力异常主要反映地壳内部各种密度不均匀体所引起的重力异常，这类异常是重力勘探所要研究的主要内容。
此外．还有自由空间异常和均衡异常。
自由空间异常只是构重力观测结果归算到同一纬度的大地水准面上，所以它的校正项只有高度改正，即Δg空＝g现+Δg高-g0
如果对上面的异常再进行中间层校正，局部地形校正和均衡校正Δg均，则可得到均衡异常。
Δg均的校正方法是将全球海平面以上的物质续入海平面以下一定深度，然后计算充填的部分对测点所产生的引力铅垂分量。
研究均衡异常，不但可以了解地壳的成分、构造和厚度，更重要的是均衡异常反映了各地区的近期活动性。
均衡异常不但反映了板块的边界线；而且还能反映接缝的性质。
自由空间异常和均衡异常对于研究区域地质构造或地壳深部构造等问题很有用处。
自由空间异常是均衡异常的一个极值。
局部的均衡异常依赖于地形变化，受地表质量的影响大；然而，小比例尺的自由空间异常或大范围的自由空间异常平均值与均衡异常十分接近。
二、大地电磁场具有什么性质？
在电性介质非均匀时，其阻抗具有何种性质？
大地电磁法作为应用地球物理学中的一种方法，于1950年应运而生。
该方法的基本原理很简单：
在探测地下信息的某个观测点上，测量由天然场源或不相关的人工场源产生的电场和磁场的切向（水平）分量。
容易证明，电场强度与磁场强度之比，是具有电性阻抗单位的一个量，并且在一定条件下，这个阻抗是介质电性的函数。
通过在一系列频率点上确定阻抗得到的阻抗频谱，
Zαβ＝Eα/Hβ
它提供了地球内部电导率随深度变化的信息。
在地球电性与方向无关（各向同性）的条件下，Eα和Hβ，是互相垂直的。
因为趋肤效应，在较低频段，场的穿透深度增大，因而可以在单个测点上，用大地电磁法进行测深
在大地电磁测深小所观测的天然瞬变电磁场具有很宽的频率范围，大致从102Hz到10-4Hz。
不同频率的电磁场互相叠加在一起，形成一个非常复杂的电磁振动。
在这个频率范围内的地磁振动按其领串高低、振幅大小、振动形式及分布特征又可分为几类，每类都有各自的、不完全相同的激发机制。
第一类为雷电干扰，或称为天电，主要指大气圈中的放电现象所引起的电磁扰动；第二类为磁暴及主要出现于极区的磁亚暴，它表现为磁场强度变化剧烈，振动极不规则；第三类，地磁脉动，这是一种具似周期振动形式的特殊的短周期振动。
图1大地电磁场振幅和频率的关系图
大地电磁场的特点是它的随机性，亦即固定观测点，测得的电场，其振幅、频率、方向均随时间而随机变化，不过这种随机不是随意的，而是存在首一些明显的规律性。
首先它表现在强度和频率关系上，典型的场的变化，其振幅和频率的关系如图1所示，从中可以看到，每秒一周的变化具有最小的振幅，往两头强度都明显增高。
大地电磁场强度和时间具有明显的关系，它的一般规律是夏季比冬季强，（北半球）白天比晚上强，其中变化以中午左右变化最强。
大地电磁场另外一个重要性质是某一瞬时，在几百平方公里或更大的范围内，振幅、频率和强度均能保持同时互相对比的特性，这表明它们具有同源性的特点，如果地下是均匀的，则同一时间在地表两点（相距几百公里）同时观测到的电磁场是完全相同的，如果两点地下电性存在差异，则主要发生振幅为主的变化。
而其振动波形仍保持可对比性。
大地电磁场的第三个特点是：
大部分频率的波动具有谐振的特点，有时是一种频率为主的振动，有时是几个谐波迭加在一起传入地下。
如果介质为均匀的导电体，其阻抗可以根据地面上任何点测得的彼此正交的水平电磁场分量来确定，而且与坐标轴的选择无关，因此，又称为标量阻抗。
这个特点也适用于任何水平均匀层状介质．计算阻抗时可以避免一次场，也就是未知的场漏因素的影响。
三、重力均衡异常有何动力学意义？
均衡重力异常包含了动态信息，它反映了地壳—地幔，岩石圈—软流圈各系统中由于构造运动造成的相对于流体静力学平衡的偏离。
研究均衡作用可以了解地球内部的动力学过程，根据均衡重力异常的局部分量和区城分量还可以研究地壳和上地幔结构与密度分布的横向不均匀性。
均衡重力异格与其它重力异常（布格重力异常和空间重力异常）一样。
反映了地质体的形态分布和构造特征，尤其与地壳和上地幔的成分组成及构造运动的相关性极为密切。
中国西部的均衡重力异常与大地构造非常吻合。
沿帕米尔—喜玛拉雅是一条很强的正均衡异常带，该地带上均衡的破坏主要是新构造运动引起的。
这里的岩石层受多次、多向、多种构造运动之后产生了大的剩余质量，明显反映出近代板块运动的特征，表明在大陆发生碰撞以后，由于低密度陆壳的浮力，印度板块停止俯冲而形成大规模的褶皱．地壳短缩和垂直运动，使喜玛拉雅山不断隆起。
中
国东部的均衡重力异常与大地构造的关系没有西部明显，反映了两个地区的深部地质结构很不相同，也说明了两个地区的断裂和盆地形成的结构以及地球动力学过程截然不同，西部的断裂和盆地的形成是构造运动对抗均衡调整力的结果，而东部沉积盆地的形成．均衡调整力起着重要作用。
所以说，无论是在扳块边界还是在板块内部；均衡异常的范围和量级与区域性的构造运动和地震活动都有明显的相关关系，这一事实有力地表明，在引起大规模构造运动和地震活动的地球动力学过程中，地壳和上地幔的重力均衡调整在很大程度上发挥着主导作用。
然而，它的之间的相互关系对于不同的构造单元可能有不同的形式。
根据研究分析，大致可以分为以下几种不同情况：
1、第一类地区具有强烈的均衡破坏与强烈的新构造运动。
这类地区的深部作用强烈，最新的地壳垂直构造运动不是朝恢复均衡的方向发展，而是表现为明显的反均衡性质。
这类地区新构造运动与均衡重力异常及地震活动之间存在明显的相关性。
往往这一类地区潜在的地震危险性要大一些。
2、某地区具有铰强的均衡破坏，但新构造运动并不明显。
这类地区的深部活动性小，岩石因强度比较大，不易发生地震。
这类地区比较少见。
3、第三类地区衡败坏和新构造运动远不如第1类地区强烈。
这类地区岩石围比较薄，强度比较小，新构造运动受均衡调整力控制。
最新的地壳垂直构造运动在朝恢复均衡的方向发展，大范围内表现为均衡调整运动，强震主要集中在活动性最强的少数地区。
例如中国华北地区。
4．第四类是接近地壳均衡的地区。
这类地区的近代构造活动性很弱，大多数是稳定的地台区，一般为无地震区。
例如我国的鄂尔多斯地块等。
祝恒宾等根据1950—1975年的地震资料，用地震叠加法绘制了喜马拉雅中、东部地区地震活动性图。
并与该地区均衡重力异常进行定量比较。
结果表明：
在喜马拉雅地区地震活动性随均衡重异常下降（上升）而增强（减弱）。
大地负均衡重力异常往往与高地震活动性有关。
较强的地震活动通常出现在均衡重力异常水平梯度变化较大的地区。
地球物理基础地震部分试题:
关于深部地震、天然地震、广角地震的基础理论
一、深部地震
1、深部地震地质条件
地震勘探的质量除了与表层地震地质条件有关外，还与深部地震地质条件有关。
它涉及到地层波的传播和地层反射层与地质层位的统一问题。
主要有地震层位与地质层位的关系、地层层位的性质问题。
1.1地震层位与地质层位的关系
地震界面是波阻抗分界面或速度分界面，是物性界面。
地质界面是不同地质时期形成的岩性或古生物分界面。
两者的关系通常是一致的，因为不同的地质层位往往具有不同的岩性，不同的岩性具有不同的波阻抗。
但是，不能说所有的地震界面都是地质界面。
因为有的地区相邻地质层位的物理性质差别很小，不易形成反射波，而同一地质层位内由于岩性变化，有可能形成反射波。
由于激发条件，接收条件（包括仪器因素）的改变，地震层位和地质层位在深度上也不完全统一。
因此，同地质层位一致或相差一个常量的地震层胜对地震勘探有利。
特别是与石油和天然气有关的地震层，是我们寻找石油和天然气的目的层。
1.2具有较好的地震标准层
上下地层的波阻抗差异决定地层层位的存在。
在折射波法勘探中，必须满足下层介质的波速大于上覆介质的波速，折射波法才能应用。
在反射波法勘探中，必须满足上下介质的波阻抗不等的条件，且波阻抗差较大时，才能成为良好的反射界面。
与地质标准层一样，地震标准层是对比和追踪反射界面的主要层位，是确定构造形态的重要依据。
因此，地展标准层必须具备波阻抗差大，地震波能量强，在探区内稳定。
能大面积连续追踪，具有明显的运动学和动力学特征，与含油气层有明显的对应关系或是勘探目的层。
一般地说古侵蚀面是良好的反射界面。
反射界面平滑、倾角小、便于对比追踪；反射界面粗糙、起伏大、将产生地震波漫射和因倾角太大而不利于接收地震波，反射界面数目多、反射层薄时，会产生薄层干射，影响记录质量，构造复杂的地区，易产生干扰波和屏蔽现象。
1.3没有高速度的厚地层
在速度剖面中，具有高速的厚地层对地震勘探不利。
特别是对反射波法勘探来说，会造成屏蔽作用，使勘探深度受到限制。
高速厚地层因波阻抗差太大，反射系数大，能量在该层顶界面上大部反射回地面不能很好地向下传播，因而不能得到深层反射。
2、深地震反射剖面探测中应注意的几个问题：
2.1深地震反射剖面法是探测地球内部构造的一种光进技术。
与深地震反射剖面相重合的地震折射和宽角反射探测是必不可少的。
众所周知，地震折射或宽角反射探测能够提供最可靠的深部地震波速度估计（MooneyandBrocher,1987）。
地震道的CDP叠加需要作正常时差校正，它要用到地壳速度结构的知识。
对于反射剖面来说，最佳的速度—深度函数从一系列的叠加速度中选取。
对于地壳深部，合理的速度估计必须用较长的排列长度来得到，因为较大的偏移距相应有较大的时差（Klempererando1iver，1983）。
理论上，均方根速度能够在2或3倍偏移距的深度上确定（Hajnal，1986）．Hawman和Phinney（1985）指出，对于大偏移距在较大限定的范围上连续取样波场能够得到关于深部地壳速度的有用信息。
然而，速度横向不均匀性和低信噪比降低了这些估计。
因此，实际上基于反射数据的深部速度估计是困难的，必须求助于折射或宽角反射剖面的结果．另外，折射或宽角反射剖面的资料能够比任何其它地球物理方法更准确地取得复杂的二维模型，所提供的速度信息对于推断地壳深部介质的组成、岩性及物理状态是至关重要的。
2.2全面的深反射试验设计是取得高质量数据的关键
深部的反时信息比浅部弱得多，因此，深反射试验剖面的设计必须是以取得高信噪比资料为目的，经费有限，为使得每一条剖面都能取得成功，全面的深反射试验设计是必要的。
在下面几个方面可以在设计中加以考虑：
（1）适当增加覆盖次数以提高有效信号的信噪比．我国现有的深反射剖面多为24次覆盖，在复杂构造地区不足于取得细结构，因此，覆盖次数应尽可能增加到48或96次以上；
（2）测线的位置尽可能选择在具有良好激发条件的地区、以保证对每一次激发从地壳深处有足够的能量反射返回地面；
（3）缩小道间距。
在地表横向不均匀性较大的地区，地表低速带对时差校正影响很大，为取得可靠的静校正，必须采用较小道间距。
然而，这与为取得深部速度需要较长的排列长度是矛盾的。
因此，道间距的选择还需要作权衡。
3、深部地震研究时利用双重反射波的前景
在深部地震测深中利用双重反射波的前景，首先和研究深部断裂带有关。
地球科学的现状迫切需要对深部地震研究作更新认识，特别是根据地球物理资料的解释结果来划分断裂带时所采用的途径和方法。
因此，必须从用地球物理方法研究深部断裂的总体现状出发来确定深部地震测深个利用多波地震勘探的前景。
过去建立的关于地壳模型的认识是过于简单了。
现在，由研究水平—层状简化模型转向校复杂的包括倾斜岩层和垂向接触面在内的模型很有必要。
该问题中很重要的一环就是研究断裂带构造。
不久之前．是用重力资料划分断裂带，同时引用地震标志作为间接标志，例如，对比中断、界面产状角度不整合、界向沿垂向位移等。
最近，利用直接标志划分断裂带并同时引用绕射波、双重反射波以及直接内断裂带界面产生的反射波已具有越来越重要的意义。
断裂带可用不同的方法进行划分，而且不同的作者有不问的划分法。
区域深部剖面所含的大部分信息是有关深部断裂的信息。
同时，只有断裂总数的17％在某种程度上是内地震资料解释的。
如果注意到，确定区域深部剖面上断裂带的主要标志就是追踪地震界面的中断和在深部方向上的位移，以及总观测信息量只有利面长度的6％，而其余94％的绘制界面是内插出来的，那么结果是，绘在地震地质区域剖面上的断裂只有1％是按地震资料解积结果作出的．而其余99％是按直观标志并利用偶然有的重力勘探资料绘出的。
研究表明，在用深部地震测深资料划分断裂带的过程中应用多波地震勘探方法，就可大大地提高所得资料的信息量以及方法的有效性。
4．深部地震可以解决的地质问题：
现代地震方法的发展使有可能去研究整个地壳深度的内部构造以及与地壳毗邻的上地幔层，这种应用所进行的地震勘测称为深部地震测深，所用的方法和技术与地震勘探类同，其实，为了解决地质勘探的远景课题就必须研究较大的深度，深部地震测深也必将成为地震勘探的重型领域。
通常，深部地震测深用来解决下列任务：
（1）划定被深大断裂分割的内部结构有重大差别的地壳区域分界；
（2）研究地壳下部层、结晶基底和上伏沉积层构造之间的相互关系；（3）研究与结晶基底区域构造和它的内部结构有关的沉积层中隆起分布的规律；（4）研究上地慢上部的构造及其与地壳结构和类型的关系。
现在，深部地震测深在研究某些大区域或它们的一部分深部地质结构时得到越来越广泛的应用。
此外，在海上的地震测线也揭示了地壳构造的细节，例如消减带断层和洋壳板块底部等构造特点。
二、天然地震
1、天然地震研究的特点
由于天然地震震源位置和发震时刻的测定有一定误差，因此用它研究地壳构造不如人工振动源那样准确；而且人工振动源可以沿预先选定的剖面移动，构成追逐和相遇的观测系统。
地震台仪器的频率通常较深地震测深仪器为低，因此其分辨性能较差。
但是，利用天然地晨研究地壳构造有它自己的特点：
（1）根据不同深度的地层直达波走时，可以直接计算震源到地面间的速度分布；
（2）比较不同深度地震的走时，可以更好地研究震相性质和地壳中的速度分布。
特别是地壳中存在低速层或速度梯度时，仅有地面振动源的走时，不能得到单一的解答；（3）利用单个地震台记录中的转换波或是其他某些特殊震相，即可求得地震台下面的速度。
由于深地震测深的工作耗资甚大，因此利用天然地震研究震源区的地壳构造仍然是很有意义的。
2、天然地震震源机制研究
震源机制问题是指由地震图以及地面形变研究震源处的作用力和断层错动的性质。
可以利用S波辐射的特点判断震源模型：
应用SV或SH的初动方向分布确定相应的节线；用S波和P波的振幅比值求震源机制；用SH和SV的振幅比，也就是利用极化角求震源机制。
利用体波的振幅可以研究震源机制，这种方法受到体波传播介质、仪器性能的影响，而利用体波的频谱效果较好。
基本方法是先计算假定震源模型相应的观测体波频谱，再由实测的频谱中消除介质和仪器的影响．然后与计算的频谱相比较，可求得最佳的震源模型。
考虑到实际的断层具有一定长度，破裂过程需要持续一定的时间，于是产生了有限移动源的震源模型。
面波是研究震源机制的另一种有效方法。
在对比不同方位上的面波相位时，需要先把它们归化为相同震中距的相位；瑞雷面波和纵波一样，它的相位和振幅也是象限分布，不能分辨单偶力和双偶力的震源模型。
而勒夫波能够分辨。
对面波也计算有限长度移动源的传播效应，并用于求取断层的参数。
3、利用天然地震震源点确定活动断裂深部延伸性状
国内、外不少专家曾利用震源点的散布频数，推断地壳内水平滑脱层及板块俯冲带的存在。
利用震源点的散布频数，确定活动断层在地壳中的延伸展状况尝试也取得了成功。
利用震源点确定活动断层深部延展性状．需要具备两个前提条件。
其一，必须事先查情活动断层的地面展布情况（若为隐伏断裂，则为基岩面上的展布情况）。
其二，必须具备一定数量的、准确可靠的震源点三维坐标资料。
先在各个剖面上标出地表已查明的活动断层的位置。
再根据震源点的分布情况，识别、判断同一条断层的震源点，并画出断层线。
4、天然地震方法在岩石圈研究中的应用
4.1宏观方法：
这是一种相对直观的研究方法。
比如从震中分布图上确定活动构造带的分布、板块的边界等等，这已经是人们熟细的了。
但细究起来，各地震带的活动方式却不尽相同，它们在重复性、空区性、周期性、相关性和震中迁移特点上的差异都不是偶然的，与各地区深部构造背景和介质条件有很大关系。
以中国为例，从主雷同前景余霓的关系上看，明显存在着单发式地震带、连发式地震带和震群型地震区三种类型。
从已编制出的全国地震带分布图来看，这种活动特征是长期而稳定的。
据茂木的实验室岩样试验结果，它们相当好地对应着岩石处于较完整、破碎和相当破碎这三种状况。
因此根据天然地震的活动特点，可在一定程度上推断岩石圈的介质状况和深部构造带的发展。
4.2微观方法：
这种方法的实质是根据地震波记录到的大量信息，通过合理的数学物理模型反推地球内部的构造和震源的力学过程，正演与反演地球内部的构造应力场、速度分布、深部构造（包括断层与间断面）、非弹性性质和其它地球物理参数。
在地学的观测与研究中有许多固有的困难，而微观方法的作用正是通过准确的定量计算，细致地分析那收有明确物理化学意义的参数的变化以弥补宏观方法的不足。
目的是试图在宏观表象多端的地学中，通过先进技术和定量计算，找到逼真的扰动源，从而进行地质解释推断。
5、对天然地震力学过程研究除了震源机制外，还应包括地壳应力与断层滑动速率的研究。
在地质力学研究中，正确分析构造应力有助于对地质勘探和矿产预测的合理推断。
近年来根据地震波估算发震地点的应力值是一种正在发展的办法，对中小地层和大地震均有不同的模式。
一种改进的算法是从破裂力学观点出发，认为地层是岩石在应力作用下的低应力破裂现象，属岩石中裂纹不断稳态扩展最后进入失稳扩展的结果。
由此依下式估算岩石的应力值（陈培善，1981）：
。
研究表明，大断层中不同部位的滑动量相当不同，但从长期来看有在整个断层上积累均匀滑动的趋势，顾将长时期内各次地震产生的作用相加，即可得出整个断层积累起来的滑动量及速率。
将结果用于计算地震矩张量，应用于历史地震资料即可求出研究区域内地壳的伸张、收缩以及剪切运动状况。
三、广角地震
广角地震（wideangle（aperture）reflectionandrefractionprofiling（WARRP））最初仅是利用人工激发的弹性波，通过大量的布设于地表的接收仪阵列，接收来自地下深部界面的反射波、折射波和转换波等多种波组系列，并根据地震波的运动学和动力学等特征对资料进行分析计算，实现对深部地壳的地震成像，由此得到界面深度和层速度等参数。
Fruehn等（1998）介绍了利用双船采集取得大偏移距折射资料的试验，利用折射波可在大偏移距上清楚地识别火成岩及基底折射，更重要的是基底的速度只能用折射法获得。
综合国内外的研究可见，广角地震在解决模糊区成像方面主要有三种方法：
一是利用折射波，以取得高速屏蔽层顶面和基底的构造形态及基底的速度；二是利用广角反射波，以避开近偏移距上各种难以避免的干扰波，提高成像质量，使得常规方法成像的模糊区变得更清晰；三是利用高速层中的转换波，以对高速屏蔽层之下的低速储层成像．
单一广角折射波的处理：
在层状介质中，广角条件下入射、反射和透射波在地层界面上的能量分布由Zoeppritz方程和Snell定律确定．通过研究地震波在介质中的AVO效应可知，随着入射角的增大，在临界角内，反射能量会逐渐增大，当接近临界角时，反射能量突然增大，而在超临界角以外的范围内，反射波的能量虽然逐渐减小，但要比临界角内反射波能量大得多。
从物理意义上讲，小于临界角时，发生透射损失；等于临界角，发生全反射，少部分能量转化为折射波能量；超临界角时，反射波能量不是减弱而是增强。
对高速屏蔽层的研究发现，其顶底界面是产生转换波的最佳位置，同时地震波在高速体内的传播方向近于平行界面，从而产生较强的折射波能量。
折射波数据的成像处理大致可通过两种途径来实现：
一是基于射线追踪和程函方程的波场延拓法，不仅可用于复杂二维数据的成像，还可对三维深层折射数据成像；二是广义互易法（GRM）和延迟时间法的联合成像，GRM法对顶底界面成像，延迟时间法填补中间空缺带。
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