面波勘探方法.ppt

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弹性波成像方法面波勘探技术（Rayleigh）,瑞雷波勘探是近年发展起来的浅层地震勘探新方法。

传统的地震勘探方法以激发、测量纵波为主，面波则属于干扰波。

事实上，面波传播的运动学、动力学特征同样包含着地下介质特性的丰富信息。

在地层介质中，震源处的振动（扰动）以地震波的形式传播并引起介质质点在其平衡位置附近运动。

按照介质质点运动的特点和波的传播规律，地震波可分为两类：

即体波和面波。

纵波（P波，压缩波）和横波（S波，剪切波）统称为体波，它们在地球介质内独立传播，遇到界面时会发生反射和透射。

当介质中存在分界面时，在一定的条件下体波（P波或S波，或二者兼有）会形成干涉并叠加产生出一类频率较低、能量较强的次生波。

这类地震波与界面有关，且主要沿着介质的分界面传播，其能量随着与界面距离的增加迅速衰减，因而被称为面波。

波长、频率与深度的关系,波的干涉，物理学现象。

频率相同的两列波叠加，使某些区域的振动加强，某些区域的振动减弱，而且振动加强的区域和振动减弱的区域相互隔开。

这种现象叫做波的干涉,根据各类波在介质中传播的速度的不同，在离震源较远的观测点处应接收到一地震波列，其到达的先后次序是P波，S波，拉夫面波和瑞雷面波。

面波主要有两种类型：

瑞雷面波和拉夫面波。

瑞雷面波沿界面传播时，在垂直于界面的入射面内各介质质点在其平衡位置附近的运动即有平行于波传播方向的分量，也有垂直于界面的分量，因而质点合成运动的轨迹呈逆椭圆；,勒夫面波以发现者英国科学家勒夫而定名传播时，介质质点的运动方向垂直于波的传播方向，在垂直面上，粒子呈逆时针椭圆形振动。

震动振幅一样会随深度增加而减少。

目前在岩土工程测试中以应用瑞雷面波勘探为主。

瑞雷波勘探方法是近年来发展起来的浅层地震勘探新方法。

由于瑞雷波速度同剪切波速度及岩、土力学参数有着密切的关系.因此，目前在岩土工程测试中以应用瑞雷面波勘探为主。

勒夫波在岩土介质中衰减速度非常快。

可以解决如下几方面的具体浅层地质问题:

（1）地层划分：

通过对瑞雷波频散曲线进行定性及定量解释，得到各地层的厚度及弹性波的传播速度。

（2）地基加固处理效果评价：

通过实测地基加固前后的波速差异得到处理后的地基较处理前的物理力学性质的改善程度。

（3）岩土的物理力学参数原位测试：

通过对实测资料的反演解释，可以得到岩、土层的S波速度、P波速度及密度等参数。

原位测试：

在岩土层原来所处的位置，基本保持的天然结构,天然含水量以及天然应力状态下，测定岩土的工程力学性质指标。

原位测试包括静力触探、动力触探、标准贯入试验、十字板剪切、旁压试验、静载试验、扁板侧胀试验、应力铲试验、现场直剪试验、岩体应力试验、岩土波速测试等,（4）公路、机场跑道质量无损检测：

利用人工激发的高频瑞雷波，可以确定路面的抗折、抗压强度及路基的载荷能力，以及各结构层厚度。

该方法用于机场跑道及高等公路的另一项意义是实现质量随年代变化的连续监控。

（5）地下空洞及掩埋物的探测：

当瑞雷波的勘探深度与地下空洞及掩埋物的深度相当时，频散曲线会出现异常跳跃，据此可以确定其埋深及范围，这是瑞雷波勘探的独特优点之一。

波速随频率或波长而变化，这种现象叫做频散。

在地球内部，由于介质的不均匀性和非完全弹性，会导致体波的频散，这是物理原因造成的。

由于频散，波形在传播过程中会发生变化。

例如在震源处发出的一个脉冲，在远处就可以散成一个波列。

（6）饱和砂土层的液化判别：

根据一定场地内的饱和砂土层的埋深，地下水位的深浅等地质条件，可以计算出饱和砂土层的液化临界波速值。

（7）场地类型划分：

通过面积性的瑞雷波探测，再结合微动观测，可以更可靠地划分场地类型，或更大范围的地震区划。

场地类别根据建筑场地覆盖层厚度和土层等效剪切波速等因素，按有关规定对建设场地所做的分类。

用以反映不同场地条件对基岩地震震动的综合放大效应。

地震区划是按地震危险性的程度将国家或地区划分为若干区，对不同的区规定不同的抗震设防标准。

（8）其它方面的应用：

滑坡调查、堤坝危险性预测、基岩的完整性评价和桩基入土深度探测等。

和已有的浅层折射波法和反射波法相比：

瑞雷波的独特之处是它不受地层速度差异的影响，折射波法和反射波法对于波阻抗差异较小的地质体界面反映较弱，不易分辨，尤其是折射波法要求下覆层速度大于上覆层速度，否则为其勘探中的盲层，瑞雷波法则不存在这类问题。

瑞雷波法的勘探深度受方法本身的限制，明显不如前两者，但纵横向分辨率高于前两者。

瑞雷波法勘探实质上是根据瑞雷面波传播的频散特性，利用人工震源激发产生多种频率成分的瑞雷面波，寻找出波速随频率的变化关系，从而最终确定出地表岩土的瑞雷波速度随场点坐标（x，z）的变化关系，以解决浅层工程地质和地基岩土的地震工程等问题。

瑞利面波与反射波、折射波一样都含有地下介质的地质信息。

瑞利面波在振动波组中能量最强，振幅最大，频率最低，容易识别也易于测量。

瑞利波勘探是一种新兴的岩土原位测试的浅层勘探方法：

它同其它物探方法一样，可分为人工源和天然源两大类。

人工源瑞利波勘探方法有两种，即瞬态瑞利波勘探和稳态瑞利波勘探。

瞬态法与稳态法的区别在于震源的不同，前者是在地面上产生一瞬时冲击力，产生一定频率范围的瑞利波，不同频率的瑞利波叠加在一起，以脉冲的形式向前传播;后者则产生单一频率的瑞利波，可以测得单一频率波的传播速度。

一、瑞雷面波的传播特征1.质点的振动由质点位移方程可知，为椭园方程，表明在自由表面附近沿波传播方向的垂直平面内，面波质点运动的轨迹是椭圆，椭圆的水平轴与垂直轴之比约2:

3，且质点的垂直位移比水平位移相位超前PI/2.,0.193,它以圆柱状的波前从震源出发向外传播。

面波质点振动既具有垂直分量也具有水平分量；质点振动的轨迹在地表为一向后旋转的椭圆状，见下图；能量随离开表面向下迅速衰减，面波扰动层厚度大概在一个波长左右，其实，它主要集中在近地表厚约/2的薄层内。

面波传播的速度与其扰动层的岩石物性有关。

如果当地表存在低速盖层或者是层状介质时，这时，面波将具有明显的“频散”特征，即组成面波的不同频率谐波分量的传播速度不同；谐波就是一组（很多个）频率成整数倍的正弦波。

要明白谐波就要明白基波，基波是一组谐波中作为频率基准的正弦波，其频率基位f，则其他频率是f整倍数的所有正弦波就是一组谐波，如2f，3f单独的一个频率下，例如3f的正弦波，其所占的能量比例，称作谐波分量自然界中的任何波动都可以用一组谐波来表示，详细证明见傅里叶定律,于是，随着距离增大，不同频率谐波分量逐渐散开，波列拉长，在多道单炮记录上出现“扫帚”状。

在此情况下，值得注意的是不同频率的谐波，有不同的波长，沿地表传播的扰动层厚度也不同。

频率越低，速度越低，波长越大，扰动层厚度越大，它反映的深度越深。

2.面波穿透深度与波长的关系,1）水平、垂直位移的振幅随泊松比增大而增大，说明介质的泊松比越大，转换为面波的能量越多；泊松比是指材料在单向受拉或受压时，横向正应变与轴向正应变的绝对值的比值，也叫横向变形系数，它是反映材料横向变形的弹性常数。

2）对于不同的介质，随着深度的增加，面波的水平和垂直位移振幅达到极值后迅速降低，其主要能量主要集中在1深度范围内，由此认为面波的穿透深度约一个波长。

3）当深度为波长的一半时，面波的能量较强，当深度与波长相近时，能量迅速衰减。

因此，某一波长的面波速度主要与深度小于一个波长范围内的地层物性有关。

是利用面波进行浅层勘探定量解释的前提依据,4.面波的衰减,纵波、横波的波前面相对激发点呈球面扩散，面波的波前面呈圆柱面扩散，所以能量密度衰减较小。

沿深度方向衰减快，仅存在于一个波长深度内另外，研究证实，在弹性半空间表面上，通过园形基础加一个垂向振动力，能量从震源向下辐射，约有2/3的能量转化为面波，而仅有1/3能量是由体波携带的。

（面波勘探的有利条件）,二、瑞雷波勘探的基本原理,瑞雷波沿地面表层传播，表层的厚度约为一个波长，因此，同一波长的瑞雷波的传播特性反映了地质条件在水平方向的变化情况，不同波长的瑞雷波的传播特性反映着不同深度的地质情况。

在地面上沿波的传播方向，以一定的道间距x设置N+1个检波器，就可以检测到瑞雷波在Nx长度范围内的波场，设瑞雷波的频率为fi，相邻检波器记录的瑞雷波的时间差为t或相位差为，则相邻道x长度内瑞雷波的传播速度为：

或,得到,在满足空间采样定理的条件下，测量范围Nx内平均波速为：

或,在同一测点测量出一系列频率fi的VRi值，就可以得到一条VRf曲线，即所谓的频散曲线或转换为VR-R曲线，R为波长:

R=VR/f,VRf曲线或VR-R曲线的变化规律与地下介质条件存在着内在联系，通过对频散曲线进行反演解释，可得到地下某一深度范围内的地质构造情况和不同深度的瑞雷波传播速度VR值，另一方面，VR值的大小与介质的物理特性有关，据此可以对岩土的物理性质作出评价。

DispersioncurveS-wavevelocity,Inversion,对频散曲线进行反演解释,地球物理反演是在地球物理学中利用地球表面观测到的物理现象推测地球内部介质物理状态的空间变化及物性结构的一个分支。

核心问题：

如何根据地面上的观测信号推测地球内部与信号有关部位的物理状态，如物理性质、受力状态或热流密度分布等，这些问题就构成了地球物理反演的独特研究对象。

具体来说，地球物理反演研究的是各种地球物理方法中反演问题共同的数学物理性质和解估计的构成和评价方法，它是从各个地球物理分支中抽象出来的新的边缘学科。

地震反演（seismicinversion）是利用地表观测地震资料，以已知地质规律和钻井、测井资料为约束，对地下岩层空间结构和物理性质进行成像（求解）的过程，广义的地震反演包含了地震处理解释的整个内容。

通俗的讲就是由地震为基础加上其他条件为约束推测出地层岩性构造的过程叫地震反演。

是指在地球物理资料解释理论中，由地质体的赋存状态（形状、产状、空间位置）和物性参数（密度、磁性、电性、弹性、速度等）计算该地质体引起的场异常或效应的过程。

已知地质体的赋存状态和物性可统称为模型。

地球物理正演,瑞雷波法根据其激发的震源的不同，可分为稳态法和瞬态法两种。

瑞雷波法的分类,2.1稳态激振法,稳态法的基本原理如图所示。

振动器可以激发出29900Hz的控频瑞雷波，频率精度随选用的频率的数量级而异，最高可精确到0.001Hz，这种频率高精确的稳定振动是探测准确的重要保证，故名稳态振动法。

2.1稳态激振法,瑞雷波勘探原理的核心是利用了层状介质中瑞雷波的频散特性，即不同的频率成分具有不同的相速度。

稳态法中，频率是由仪器中信号发生器来控制的；速度是由仪器中的运算器根据检波器1、检波器2两道检波器的实际距离和通过互相关方法计算出的两道检波器的时差计算得出的，再由公式得出相应的勘探深度。

2.1稳态激振法,用稳态法实际勘测时，是一个频点一个频点地分频测试，多从高频做起，随着频率的逐渐降低，波长随之增加，探测的有效深度也相应增加，至终止频率，达到最大的勘探深度。

对于实测的地下空间，弹性性质随深度逐渐变化，亦就随着不同频率而变化，不同的波长就能探测出不同深度上地层弹性性质的变化，从而在地面用稳态振动法探明地下弹性性质的资料。

稳态法的主要优点是可以降至23Hz的较低频率，从而达到较大的勘探深度；并且可以从各频点资料的过程中，总结出一套地层地质解释的经验；缺点是仪器大，施工慢，效率低。

2.1稳态激振法,2.2稳态激振法资料采集,野外工作布置图,2.2稳态激振法资料采集,激发方式可以是单边、双边或中点激发，并保持一定的偏移距。

激发频率一般采用降频扫描方式。

其频率范围和间隔的选择应根据勘探深度、精度和分辨率的要求确定。

一般而言，勘探深度越大，扫描频率越低；精度要求越高，频点间隔越密。

2.2稳态激振法资料采集,2.2稳态激振法资料采集,该方法采用锤击或炸药震源激发瑞雷波，在地面按一定方式用垂直速度检波器接收，并根据波场的频散特性，求取VR速度分布场。

3.1瞬态激振法资料采集,针对稳态法施工效率低的缺点，瞬态激振法用锤击方式取代