范文一：层速度、平均速度、叠加速度和均方根速度的关系

层速度，平均速度，叠加速度，均方根速度的关系

平均速度就是地震波垂直穿过一组水平层状介质各层的总厚度与总的传播时间之比。 地震处理用的速度都是均方根速度RMS，也就是叠加速度。

解释上要做时深转换用的速度是层速度。OMEGA软件好像可以转换。

叠加速度在水平连续介质中就是均方根速度，如果界面倾斜，得做倾角校正，意思就是对叠加速度进行倾角校正得到。

其实：学物探的都学过时距曲线，t2=t02+(x2/v2), 这里由于格式的关系，2都是平方的意思。 但是这个公式是基于水平均匀介质的，在坐标中是一个双曲线，自然界中没有这样的介质，为了让时距曲线仍然是双曲线，就引入了均方根速度，实际上就是把不是双曲线的时距曲线简化为双曲线的速度，处理做动校正是就用到这个速度。

在水平层状介质的情况下，叠加速度就等于均方根速度，在倾斜层状介质的情况下，叠加速度就等于均方根速度乘以倾角的余弦。

作解释时，如何把t0图转化为深度图呢，就是把t0与速度相乘再除以2（因为t0是双程的）,这个速度就是平均速度，平均速度是基准面到目标层位之间的速度。

如何把某两个层位之间的时间厚度转化为深度域的厚度呢，就要乘以一个层速度，就是两个层位之间的速度，也就是说，地震剖面上最上面一层的层速度就是平均速度（基准面与最上面层位之间的层速度不就是这个层位的平均速度吗）。

声波时差的倒数就是这层的层速度。

做完合成记录标定后，时深对应的速度是平均速度。

时间深度对应的是平均速度。

通常叠加速度转成层速度就是用ｄｉｘ公式，或者用射线追踪。

做变速成图时，输入的是叠加速度，如果是水平层状介质，其实就是均方根速度，输出的是平均速度。

吃的是叠加速度，得到的是平均速度。

平均速度和层速度之间的区别是，层速度是任意两层之间的速度，而平均速度必须是基准面到某个层位之间的速度，这个基准面通常是剖面的零线。剖面的零线就是基准面啊。

说说我个人的理解吧，平均速度和均方根速度都是对介质模型做了不同的简化，简单的说就是把不均匀的介质简化为具有一个速度的均匀介质。

平均速度主要用于时深转换。通常由叠加速度求的，处理完的速度就是叠加速度。当然也可以在实验室里测定岩石物理性质得到或者井中测量vsp等

关于叠加速度与均方根速度：

1.对水平层状介质（或水平界面覆盖为连续介质）叠加速度等于均方根速度。

2.当界面有倾角时，覆盖层为均匀介质时，均方根速度等于叠加速度乘以倾角的余弦； 3..均方根速度通过Dix方程转换为层速度。

4.目前实际生产中较少或不做倾角较正，直接当均方根速度用，这是一种近似，由它计算成图的平均速度往往偏大，而且深层误差更大。

里面第三步就是均方根速度转换为层速度，通过DIX方程。

一般来说叠加速度应该是地震处理中从速度谱上点的速度，用来做时间域叠加，层速度是用dix公式转换来的速度，

范文二：层速度，平均速度，叠加速度，均方根速度的关系

平均速度就是地震波垂直穿过一组水平层状介质各层的总厚度与总的传播时间之比。

地震处理用的速度都是均方根速度RMS，也就是叠加速度。

解释上要做时深转换用的速度是层速度。OMEGA软件好像可以转换。

叠加速度在水平连续介质中就是均方根速度，如果界面倾斜，得做倾角校正，意思就是对叠加速度进行倾角校正得到。

其实：学物探的都学过时距曲线，t2=t02+(x2/v2),

这里由于格式的关系，2都是平方的意思。

但是这个公式是基于水平均匀介质的，在坐标中是一个双曲线，自然界中没有这样的介质，为了让时距曲线仍然是双曲线，就引入了均方根速度，实际上就是把不是双曲线的时距曲线简化为双曲线的速度，处理做动校正是就用到这个速度。

在水平层状介质的情况下，叠加速度就等于均方根速度，在倾斜层状介质的情况下，叠加速度就等于均方根速度乘以倾角的余弦。

作解释时，如何把t0图转化为深度图呢，就是把t0与速度相乘再除以2（因为t0是双程的）,这个速度就是平均速度，平均速度是基准面到目标层位之间的速度。

如何把某两个层位之间的时间厚度转化为深度域的厚度呢，就要乘以一个层速度，就是两个层位之间的速度，也就是说，地震剖面上最上面一层的层速度就是平均速度（基准面与最上面层位之间的层速度不就是这个层位的平均速度吗）。

声波时差的倒数就是这层的层速度。

做完合成记录标定后，时深对应的速度是平均速度。

时间深度对应的是平均速度。

通常叠加速度转成层速度就是用ｄｉｘ公式，或者用射线追踪。

做变速成图时，输入的是叠加速度，如果是水平层状介质，其实就是均方根速度，输出的是平均速度。

吃的是叠加速度，得到的是平均速度。

平均速度和层速度之间的区别是，层速度是任意两层之间的速度，而平均速度必须是基准面到某个层位之间的速度，这个基准面通常是剖面的零线。剖面的零线就是基准面啊。

说说我个人的理解吧，平均速度和均方根速度都是对介质模型做了不同的简化，简单的说就是把不均匀的介质简化为具有一个速度的均匀介质。

平均速度主要用于时深转换。通常由叠加速度求的，处理完的速度就是叠加速度。当然也可以在实验室里测定岩石物理性质得到或者井中测量vsp等

关于叠加速度与均方根速度：

1.对水平层状介质（或水平界面覆盖为连续介质）叠加速度等于均方根速度。

2.当界面有倾角时，覆盖层为均匀介质时，均方根速度等于叠加速度乘以倾角的余弦；

3..均方根速度通过Dix方程转换为层速度。

4.目前实际生产中较少或不做倾角较正，直接当均方根速度用，这是一种近似，由它计算成图的平均速度往往偏大，而且深层误差更大。

里面第三步就是均方根速度转换为层速度，通过DIX方程。

一般来说叠加速度应该是地震处理中从速度谱上点的速度，用来做时间域叠加，层速度是用dix公式转换来的速度，

叠加速度就是可以获取最佳叠加效果（CMP道集拉平）的速度，若定义Va为叠加速度，Vrms为均方根速度，则Va=Vrms/cos(theta)，其中theta为地层倾角。

地层倾角，叠加速度。

层速度则是各向同性介质的真实速度，因为地下构造多为层状，所以叫层速度。各向同性介质的真实速度，地下构造多为层状，所以叫层速度。

平均速度，是描述一个综合效应，即波从震源出发传播至目标点的距离和时间相除得到。

通常由叠加速度建立初始模型进行时间偏移，

然后进行速度分析，这时得到的速度通常认为是Vrms，

由Vrms通过DIX公式得到层速度建立初始深度速度模型，

然后进行深度偏移并进行层速度模型建模。

平均速度－在水平层状介质中，波沿直线传播所走过的总路程与总时间之比，用于时深转换；

均方根速度－把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近似地当作双曲线所求出的波速；适用于偏移距不等于0的情况；

等效速度－倾斜界面共中心点反射波时距曲线用水平界面来替代所对应的速度；适用于倾斜界面均匀覆盖介质的情况；

叠加速度－对共反射点道集上的某个同相轴利用双曲线公式使用一系列不同速度计算各道的动校正量，做动校正后再计算其叠加能量或相似系数，其中某个Ｖｉ的叠加能量或相似系数最大，即为该同相轴的叠加速度。

几种速度间的关系：(1) 平均速度Ｖａｖ与均方根速度Ｖｒ的关系为：Ｖａｖ≤Ｖｒ；Vav适用于ｘ＝0的自激自收情形，主要用于时深转换和叠后偏移，而Ｖｒ适用于ｘ≠0的情形；从计算公式上看，层间旅行时大的地层中速度对Vav影响大，而层速度大的对Ｖｒ影响大，Ｖｒ还考虑了层状介质的射线偏折效应。

(2) 均方根速度Ｖｒ与叠加速度Ｖｓ的关系为：水平层状介质时，Vs=Vr；倾斜均匀介质时，Vs=Vφ，Vφ为等效速度，Vr＝Vscosφ。

(3) 均方根速度与层速度Ｖｎ的关系为：利用Dix公式由均方根速度换算层速度

范文三：均方根速度反演层速度

The inversion of interval velocities

For a horizontally layered model, the rms velocity from the surface to the bottom of layer n is defined by:

22 V n =t n i=1v i ?t i (1) n 1

and t n = n i=1?t i (2)

The simple linear relation between the squared interval velocities and the squared rms velocities in expressions 1and2 proposes a practical choice of data and model parameters. Let the data vector d contain the squared rms velocities picked from the velocity analysis:

222T d =[ V1, V 2, ……………… Vn ], (3)

and let m be the unknown squared interval velocities

222T m =[ v1, v 2, ……………… vn ], (4)

where n is the number of picked rms velocities.

The relation between the squared picked rms velocities in d and the unknown squared interval velocities in m can be written as

d=Gm (5)

where G is an integral or summation operator with dimension n ×n , in this paper ,we consider the case that ?t 1=?t 2=??t n .

So the matrix G will be follow:

1 0 0 00 011 0 0 0 0 . . . . . G= … … … …. 11111 . . .

Object Function ：在此处键入公式。

? v =eTe+λ2L2=(dobs?Gmest) T(dobs?Gmest) +λ2mTm (6)

i i n T 2= n i=1 V i ?i j=1v i V i ?i j=1v i + i=1v λv 1T 1let

e?(v) =0 we can get the following form: GTG+λ2I m=GTGd

Then we solve the linear equation by the Cholesky decomposition method.

This is the result of one trace :

Figure 1 The interval velocities obtained from the dix formula (red lines),the blue lines is the result of the inversion.

范文四：加权加速度均方根值

步骤如下:

1、首先，要有随机路面分析输出的时域加速度响应曲线;

2、利用FFT对该曲线求自功率谱密度;

3、将该方向的加速度加权函数离散化，并读入adams中，得到加权函数曲线; 4、将自功率谱密度曲线与加权函数曲线的平方做乘积，得到一条新的曲线; 5、对该曲线求积分;

6、取积分后曲线的最后一点的Y值，再做开平方，即是加权加速度均方根值。 注意:时域加速度响应曲线时的输出频率不宜过小，那样得到的自功率谱密度会比较稀疏。 如使用这种方法时，可与adams直接对时域加速度响应曲线求出的RMS比较，如相差不多，说明此方法可行。

最近在adams/car中做汽车的平顺性仿真实验，感觉求加权加速度均方根值有点难度，以下是求加权加速度均方根值的步骤，希望共同学习，有不对之处，还请指教。 1 先生成随机路面分析输出的时域加速度响应曲线，包括纵向、横向、垂向。

2 利用后处理中的FFT对加速度响应曲线求功率谱密度曲线

3 将加权加速度函数离散化，读入adams，得到加权函数曲线。

具体方法我是这样做的:在excel中生成加权函数的离散坐标值，以txt格式保存后导入adams后处理中，file-import-numerical data，找到文件后，measure下面选择纵坐标，indepent data选择横坐标

4 将功率谱密度曲线与加权加速度曲线的平方相乘，得一条新曲线

加权加速度的平方容易求，但功率谱密度曲线与加权加速度曲线的平方相乘不好求，因为他们不在同一图中，怎么解决呢,将功率谱密度曲线输出:file-export-table(format选spreadsheet)，然后按照步骤3再将其导入，即可。有点麻烦，请高手指点一下，有没有简单的方法。

5 对曲线求积分，取曲线的的最后一点纵坐标的值，开方，即得到加权加速度均方根值

范文五：均方根加速度定义

汉克斯通过对奥罗维尔地震系列的强震观测和其他地震的研究，指出地震动峰值加速度作为地震强度指标有两个重要的缺点。第一，它表示地震高频成分的振幅，决定于地震震源断裂面的局部特征，不能很好的反应整个震源的特性，所以子啊大地震级时，震中或断层附近的加速度最大值可能会饱和；第二，离散性极大，震级、距离和场地条件的改变，会使它变化很大。同时从随机过程观点看，加速度过程a(t)中的最大峰值是一个随机量，不宜作为地震动特性的标志，而方差而是表示振幅大小特征的一个统计特征。阿里亚斯（Arias，1969）建议用地震动过程中单质点弹性体系所消耗的单位质点能量

IA?2g??Td

0a2(t)dt

作为地震动总强度的概念，常被称为阿里亚斯强度，式中Td为震动持时。假若取Td为强震动阶段的持时，则地震动过程a(t)在此持时内可以近似看做是平稳过程，那么单位持时的能量与方差

a2

rms1???Td2a?Td0a2(t)dt

成正比，这就是均方根加速度arms的定义。

本程序就根据拟静力法把地震力动态的加载在土坡上，按照上面的方法实现动态监控，把地震力按水平和竖直方向上按照正弦波加载在土坡上，具体的的公式是：

a(t)?armssin(?t??)

式中：arms是均方根加速度；?是振动频率，?初始相位角

转载请注明出处范文大全网 » 层速度、平均速度、叠加速度和