工程与环境物探(3-4章)
工程物探试题库
工程物探试题库 It was last revised on January 2, 2021工程物探试题（一）一、解释概念（共16分）1.观测系统2.惠更斯原理3.频谱4.波动曲线5.静校正6.地球物理勘探7.折射定理8.视速度二、填空题（共13分）1．地震波在岩土介质中传播，岩土介质可视为介质，产生的波可视为波，按传播方向与介质振动方向的不同，波主要可细分为、和波，同一岩土层波速大小关系为。
2．原始地震记录上主要包含的地震波、、、和。
3．浅层折射波法勘测时，常用的观测系统为，资料处理的主要流程、、。
4.影响地震波传播速度的因素有：、、、和。
三、简答题：（共20分）1． 1.地震波传播过程中其能量衰减有什么规律？(4分)2．什么是多次覆盖观测系统有什么优越性（4分）3. 为什么水平叠加时间剖面需要做偏移归位（4分）4．t0法的原理。
（8分）四、证明题：（共12分）假设均匀介质一个水平界面情况下。
证明：1.直达波时距曲线是反射波时距曲线的渐近线。
2.该界面产生的折射波时距曲线在盲区半径点与反射波时距曲线相切。
五、（共24分）假设地质模型如图1所示。
1.推导R界面共激发点反射波理论时距曲线方程2.写出R界面共中心点时距曲线方程。
3.讨论两方程共同点和不同点。
4.绘制R界面直达波、反射波和折射波时距曲线。
5.绘出图2水平叠加后时间地震剖面。
地面h1=50m v1=800m/sRv2=1000m/s图1地面（a）（b）图2六、（共15分）已知4次覆盖，接收道数N=24，道间距ΔX=4米，偏移距=1个道间距，单边放炮多次覆盖的观测系统。
求：1.为达到满覆盖次数，炮间距应为多少？2.排列长度和最大炮检距为多少？3.写出共CDP点道集？工程物探试题（二）一、解释概念（24%，每小题3分）1.惠更斯原理2.视速度3.波动曲线4.采样定理5.抽道集6.静校正7.纵向电导率解释法二、简答题（36%，每小题6分）1．1．地震波是如何形成的其传播过程中能量衰减有什么规律2. 水平叠加剖面的主要处理流程有哪些并说明水平叠加时间剖面为什么还需要做偏移归位处理3.声波探测的基本原理是什么说明声波探测与浅震波速测试的主要区别是什么4. 地震勘探中的反射波和折射波是如何产生的在共激发点地震记录上呈现出什么特征5.瑞利面波测试方法有哪两种其方法原理有何异同6.什么是地震信号的频谱和频谱分析它对地震勘探工作有什么意义三、（8%）用费马原理证明地震波在均匀介质中呈直射线传播。
环境与工程物探：电阻率测深法
（二）电测深曲线的类型
1、二层断面的电测深曲线类型
ρ2 S G型 ρ
1
S D型
ρ 1
ρ2
AB / 2
ρ 1
h1
ρ 1
ρ2
h→∞ 2
ρ2
S
ρ 1
AB / 2
45°
AB / 2
h1 h→2 ∞
ρ 1
h1
ρ2→∞ h→2 ∞
ρ 1
<
ρ2
ρ 1
>
ρ2
2、三层断面的电测深曲线类型
ρρ3 1
H
ρ
2
ρρρ32 1
第一节 电阻率法
电测深法
（一）电测深法概述
前述的电剖面法是在测量过程中保持AB不变，使整 个或部分装置沿测线移动，逐点观测，以了解某一深 度范围内不同电性体沿水平方向的分布。
而电测深法是在同一点上逐次扩大供电电极距，使探 测深度逐渐增大，以此来得到观测点处沿垂直方向上 由浅到深的ρs变化情况。
一、电测深法的原理 什么是电测深法：
这8种类型分别为：HK、HA、KH、KA、AA、AK、 QQ、QH。
例如:HK（ρ1>ρ2<ρ3>ρ4） HA（ρ1>ρ2<ρ3<ρ4）
ρ1 ρ2 ρ3 ρ4
HA HK
h1 h2 h3 h4→∞
地电断面的电性层很多（例如：大于三层）时， 每增加一层，则表示电测深曲线类型的字母就 增加一个。如“五层”则用“三个字母”来表 示，例如：HKH、HKQ等。
AB/2
K ρρρ32 1 AB / 2
ρ 1
Q
A
ρ ρ2
3
AB / 2
AB / 2
工程与环境物探-期末考试试题及答案-绝版
不一、填空题1. 组成地壳的不同岩土介质往往在密度、弹性、电性、磁性、放射性及导热性等方面存在差异，这些差异将会引起相应的地球物理场在空间（或时间)上的局部变化,这种变化称为_____地球物理变化______.2. 按照介质的物理性质分类,物探方法可以分为__纵波___、_磁场____、__电磁___、_振动____、__放射____、__地热___大类。
3. 工程物探的特点主要要求探查目标对象_____、埋藏____、分辨率_高___。
4. 电法勘探是以岩、矿石之间的 电学性质 差异为基础，通过观测和研究这些差异有关的电场或电磁场在空间或时间上的分布特点和变化规律，从而查明地下地质结构和解决工程地质问题。
5. 电法勘探按照场源分为_天然_____和___人工_____,按电流性质分为___直流____和____交流_____.6. 影响岩石电阻率的主要因素有：_矿物结构______、___空隙排列_____、__含水性______、_温度______。
7. 高密度电阻率法是集 剖面法 和 测探法 法于一体的一种多装置、多极距的组合测量方法，它具有一次布极即可进行多装置数据采集以及通过求取比值参数而能突出异常信息的特点。
8. 视电阻率计算公式中,IU K MN S ∆=ρ，其中K 称为___装置系数________，主要与_电极距____有关。
9. 影响水的电阻率的主要因素是_矿化度______和__温度______。
10. 激发极化法是以岩、矿石的 激发极化效应 的差异为基础，通过观测和研究大地激发效应来探查地下地质情况或解决某些水文地质问题的一种勘探方法，其视极化率的定义为_二次场______和___总场_____比值，它表征了不同岩矿石的激发极化性质。
11. 地下溶洞、采空区等是一种地质灾害，在通常情况下，视电阻率值为高阻，但在实际测量中，常常为低阻，原因是__封闭性不好，有低阻填充物____.12. 地震勘探按照有效波类型分___反射波_______地震法、_折射波_____地震法和__投射波___地震法三种.反射波地震勘探，首先用人工方法使__人工方法使地表________产生振动，振动在地下__传播______形成地震波，地震波遇到岩层__分界面_______时,会产生__反射____成反射波。
物探--4电测深法
4、参数图类及推断成果图类 （1）剖面图
剖面图的作法是：以测点距为横坐标，以电参数（ s或s ）为纵坐标，将各测点的
s (或s ) 值之间用直线连接，两头适当留空。
剖面图反映的是沿测线方向，同一探测深度 s (或s ) 变化的情况。
• 以上为一般常用图件，然而在工作中也常因具体情况绘制其 他形式的图件。如地电断面图，推断成果图等
复习： 1.电阻率测深法的装置 2.不同层数电阻率测深曲线的类型 3.测深法的地质解释？
高密度电阻率法
高密度电阻率法及其应用技术
高密度电阻率法是集电剖面和电测深为一体采用 高密度布点，进行二维地电断面测量的一种电阻率法 勘查技术。由于它提供的数据量大，信息多，并有观 测精度高，速度快和探测深度较大等特点，因此在工 程地质和水文地质勘查中有着广阔的应用前景。
电测深资料的解释
电阻率测深法
电测深资料的解释
• 1、在工区内或周围凡有钻孔的地方，都应布置井旁测深或十字 测深，并对比测深曲线与钻孔剖面（柱状）及测井曲线的对应关 系，充分采集、测定、利用区内外岩矿层的电阻率资料，初步推 断垂向电性层的结构特征。
• 2、编制电测深测量成果图，包括电测深曲线类型图、等视电阻 率断面图、多AB/2 a 平面及剖面图，并与相应的地形地质图、 地质剖面图等资料进行对比及定性解释。
测量电极距MN的选择：在实际工作中，由于AB极距的不断 加大，MN距离如始终保持不变，那么当AB极距很大时，MN 电位差将会太小，以至于无法观测。因此，随着AB极距的 加大，往往也需要适当加大MN距离，通常要求MN满足条件
AB/3>=MN>1/30AB
工程与环境物探教程重点资环版
工程与环境物探教程重点资环版IMB standardization office【IMB 5AB- IMBK 08- IMB 2C】学会H、A、K、Q四种曲线的画法。
视电阻率:若进行测量的地段地下岩石电性分布不均匀时，上式计算出的电阻率称为视电阻率，它不是岩石的真电阻率，是地下岩石电性不均匀体的综合反映，通常以rs表示纵向电导:是指电流沿水平方向流过某一电性层时，该层对电流导通能力的大小。
视速度:沿射线方向Ds传播的波称为射线速度，是波的真速度V。
而位于测线上的观测者看来，似乎波前沿着测线Dx，以速度V*传播，是波的视速度均方根速度:在水平层状介质中，取各层层速度对垂直传播时间的均方根值就是均方根速度静校正:对由于地表不同检波点的高程和地表低速层的厚度、速度变化等的影响所产生时差的校正称为静校正，它包括井深校正、地形校正、低速带校正。
同相轴:同一波相同相位的连线称为同相轴应力：单位面积上所承受的附加内力。
应变：单位长度所产生的形变。
杨氏模量：相同轴向上应力与应变的比值，又称拉伸模量。
--E泊松比：正交情况下横向与轴向应变比的负值。
σ（介于）视速度：非射线方向地震波的传播速度。
视速度定理：满足函数关系V*=V/sinα的表示视速度和真速度关系的定理。
理解：入射角为0度和90度时，视速度分别是无穷和真速度，前者时测线方向传播速度好像无穷大；入射角增大时，视速度减小至真速度，一般，前者大；V不变，故视速度反映入射角的变化。
地震波分类：体波（纵波P-press，横波S-second----SV，SH），面波（瑞利波，勒夫波）体波：在介质整个体积内传播的波。
面波：沿介质自由面或两种不同介质的分界面传播的波。
纵波：弹性介质发生体积形变（拉伸和压缩形变）所产生的波。
亦称压缩波。
特点：传播方向与质点的振动方向相同。
横波：弹性介质发生剪切变形时所产生的波。
（剪切波）特点：传播方向与指点振动方向垂直。
抽道集：为了进行叠加和计算速度谱方便，先把每一个共深度点的所有道集抽出的过程。
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④ 海洋物探：在海域内进行多种地球物理场 的观测；
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(5)按场源的时间特性分类
① 时间域法（稳定场法）： 包含直流方法和过渡过程法或脉冲瞬 变法；
② 频率域法（交变场法）： 包括低频法和高频法；
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3. 地质效能更趋理想：理论上讲，地球物理场 仍是一种物质属性。每种地球物理场均为某 种特定条件下物质的一种表现形式。场与物 质之间具有统一性的密切联系。因此, 只要地 球物理工作者们能够确定其相关联系, 便可以 进行或实现直接找矿, 这可以说是国内外物探 工作者长期以来的最高理想。
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•荷兰某盐丘构造时间剖面图
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• 抚顺市活断层横波探测的试验剖面
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•中卫-同心活动断裂带一碗泉西断 •层隐伏段高密度电阻率反演剖面
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为基础 ③磁法勘探：以不同岩矿石之间的磁性差异为基础 ④电法勘探：以不同岩矿石间的电性差异为基础 ⑤放射性勘探：以自然界中某些元素具有天然和人
工激发的核辐射特性为基础 ⑥地热观测法：以不同岩、矿石间导热性的差异为
基础
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(2)按场源性质分类
①人工场法（或主动源法） ②天然场法（或被动源法）
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⑥ 地热测量法
本法是以不同岩、矿石间导热性的差异 为基础，通过观测和研究地热场的分布规律 以实现地质勘查目标的一种物探方法。本法 主要用于探查地质构造、解决水文工程地质 中的一些问题以及寻找地热田、油气田、煤 田和某些金属与非金属矿床等 。
环境与工程地球物理勘探05第四章 磁法
正，反之取负。H与x轴的夹角称为
磁偏角D，当H偏东时，D取正，反 之取负，H与T的夹角称为磁倾角I ，T下倾时取正，反之取负。
图4·1·1 地磁场坐标系统
第一节 高精度磁法
上述X、Y、Z、H、T、D、I各量统称为地磁要素，它们之间的关系如下：
X = H cosD，Y = H sinD，Z = T sinI = H tgI
H = T cosI， T2 = H2+Z2 = X2+Y2+Z2
(4·1·1)
分析这些关系可知,地磁要素中有各自独立的三组：I、D、H；X、Y、Z；H、Z、 D。如果知道其中一组，则其他各要素即可求得。在地磁绝对测量中通常测I、D、H 三个要素。
磁法勘探一般都是相对测量，地面磁测主要测Z的变化，有时也测H和T；航空磁测 主要测定T的变化。
磁场强度的单位，在国际单பைடு நூலகம்制中为特斯拉 ( T )，在磁法勘探中常用它的十亿分之 一为单位，称为纳特 ( nT )，即
1nT = 10-9 T 过去习惯使用CGSM单位制中的伽玛 ( γ )，其与国际单位制的换算关系为
第一节 高精度磁法
二、磁测仪器和磁法勘探野外工作方法
(一) 磁力仪
磁力仪的种类很多，大致可分为两大类，即机械式磁力仪和电磁式磁力仪。 由于磁法勘探早期主要以勘探磁性较强的固体矿产为主，使用的仪器主要为机 械式磁力仪(又称磁秤)，机械式磁力仪可分为刃口式和悬丝式两种，而每种又可 分为垂直磁力仪(测量磁场强度垂直分量)和水平磁力仪(测量水平分量)，仪器的灵 敏度一般为n×10nT，主要用于地面磁测。随着磁法勘探研究的深度和空间范围 的不断扩展，近年来已经向地壳深部与向微磁、弱磁性的地质对象勘探转变，不 仅在油气藏、地热、煤田等弱磁性领域扩大磁法的应用，而且在考古、环境污染 、灾害预测等方面也有应用。这就要求磁测仪器具有较高的灵敏度，所以磁测仪 器加速了发展速度，第一代磁力仪利用永久磁铁或感应线圈，如机械式磁力仪； 第二代磁力仪应用高导磁性材料或原子、核子的特性以及复杂的电子线路，如质 子磁力仪和光泵磁力仪；第三代磁力仪为利用低温量子效应制成的超导磁力仪。 同时，磁性参数的综合利用方法，也从研究单一磁导参量和磁性参数向三分量、 磁梯度和磁各向异性等多种磁性参数综合研究与利用方向发展。
工程与环境物探
四、无线电波透视法 1、基本原理及工作方法 无线电波是一种频率很高且具有一定能量的电磁波，它可以 在真空及各种介质中传播，由于介质的性质不同，它们对电 磁波吸收的程度也不一样。真空中不吸收电磁波，空气或高 阻岩石对电磁波的吸收作用很弱，低阻矿体和充水溶洞对电 磁波的吸收作用较强。无线电波透视法就是通过研究钻孔或 坑道间电磁波的传播规律(或者说被介质吸收的情况)来寻找 矿体、充水溶洞等地质对象的一种电法勘探方法。
无线电波透视法工作原理示意图 1－发射机； 2－发射机天线； 3－接收机； 4－接收机天线； 5－发射机控制面板； 6－记录仪 7－绞车；8－滑轮； 9－电缆；10－曲线
井中无线电波透视法的工作原理如图所示。
在一个井孔利用发射机发射一定频率(零点几兆赫～几 十兆赫)的电磁波，在另一个井孔中利用接收机接收被介质 吸收后的电磁波。当井孔间有良导矿体或充水溶洞存在时， 由于电磁波被强烈吸收，使其能量大为降低，因而在测量 井孔的相应井段便出现场强曲线的低值异常 ( 或称为“阴 影”)。根据收、发仪间的关系及异常出现部位便可推断地 质体的存在。
3、体变模量和切变模量
任何复杂的形变均可分为体积形变与形状形变 （剪切形变）两种简单的形变类型。
对于这两种简单形变，其应力与应变的比值分别 称为体变模量（压缩模量）和切变模量（刚性模 量），相应的符号是K和 μ ，并用下式表示：
F/S K= ΔV / V
F /S μ= Δl / l
θ 因∆ l / l=tg θ，当 θ 很小时，tg =θ ，所以有
ΔL L
F ΔL = E 。该区 S L
在拉伸形变中，样品的横截面会减小；反之，在 压缩形变中，截面积将增大。换句话说，纵向增 量与横向增量的方向总是相反的。介质的横向应 变与纵向应变的比值称为泊松比，以符号 σ 表示。
工程环境物探教程
3 工程与环境物探特点
表1为常用物探方法解决工程及环境地质问 题能力一览表，由表可见。工程及环境物 探工作通常有以下特点： （1)要求探查目标浅、小、分辨率高、定 量解释精度高； （2）还往往要求查明单个对象（如溶洞） 的空间位置； （3）对工作结论要求高； （4）探查对象复杂。
地表 质一 问工 题程 能与 力环 一境 览物 表探 常 用 方 法 及 解 决
1.4 物探多解性
多解性：在物探资料解释中，对同一个地 球物理异常可以有互不相同甚至截然相反 的结论，这叫物探的多解性； 造成多解性的原因：数学解的不稳定性、 观测误差、干扰因素；但是最根本原因是 因为地球内部信息获取困难造成的信息量 不足造成的。
2 工程与环境物探应用范围
（1）区域性地质调查。 （2）工程地质环境调查。 （3）工程施工或巷道掘进过程中的超 前预测。 （4）工程施工质量及工程现状的检测。 （5）环境地质方面。 （6）水资源的调查。 （7）考古及文物保护方面的调查。 （8）水资源的调查。
工程与环境地球物理勘探
绪 论
1 物探及其分类
1.1 什么是物探？
地球物理场：是指存在于地球内部及 其周围的、具有物理作用的物质空间。 例如，地球内部及其周围具有重力作 用的物质空间，称为重力场；天然或 人工建立的具有电(磁)力作用的物质 空间称为电(磁)场；质点振动传播的 物质空间，称为弹性波场等等。
1.1 什么是物探？
地球物理异常：组成地壳的不同岩土介质往 往在密度、弹性、电性、磁性、放射性及导 热性等方面存在差异，这些差异将会引起相 应的地球物理场在空间(或时间)上的局部变 化，这种变化称为地球物理异常。 地球物理勘探（物探）：就是通过专门的 仪器，观测这些地球物理异常，取得它们 (在时间和空间上)的分布及形态等有关地球 物理资料，然后结合已知地质资料进行分析 研究，推断地下地质构造，或确定岩土介质 的性质，从而达到解决地质问题的目的。
工程物探
1）、剖面法解决的问题：剖面法是发射天线(T)和接收天线(R)以固定间距沿测线同步移动的一种测量方式，当发射天线与接收天线间距为零，亦即发射天线与接收天线合二为一时称为单天线形式，反之称为双天线形式。这种记录能准确反映测线下方地下各反射界面的形态。
2）、多次覆盖：由于介质对电磁波的吸收，来自深部界面的反射波会由于信噪比过小而不易识别。这时可应用不同天线距的发射—接收天线在同一测线上进行里复测量，然后把测量记录中相同位置的记录进行叠加。这种记录能增强对深部地下介质的分辨能力。
一，工程与环境物探的应用范围:
1）在工程勘察中的应用：应用于建筑工程基础的勘探；用于工程施工质量的监测和检测；地下管道，线以及其它探测物的探测；考古调查；地质灾害成因调查；
2）在水文地质调查中的应用：在区域水文地质调查中的应用；在水文地质普查中的应用；寻找山区基岩中的地下水；应用于平原沉积覆盖层找水；探定古河道水源的应用；勘探岩溶蓄水构造的应用；滨海地区寻找淡水资源；勘查地热资源；地下水资源的评价和管理；为水治理提供服务
4) 铁路、公路的地基勘查 5) 圈定地层岩性边界6) 垃圾掩埋场淋漓范围的勘测
7) 古墓勘察8) 污水管道的探测
（3）瞬变电磁的应用：在桥基、路基、坎基、高层建筑地基勘查，地热和地下水资源探测，岩溶、滑坡、煤矿陷落柱、地下水污染等灾害地质和环境地质调查中，TEM都发挥了重要作用。
3）、宽角法：当一个天线固定在地面某一点上不动，而另一个天线沿测线移动，记录地下各个不同界面反射波的双程走时，这种测量方式称为宽角法。当一个天线固定在地面某一点上不动，而另一个天线沿测线移动，记录地下各个不同界面反射波的双程走时。这种测量方式称为宽角法。这种测量方式的目的是求取地下介质的电磁波传播速度。
工程与环境物探实验报告
工程与环境物探教程实验报告一个反射地震纪录道的形成专业: 勘查技术与工程学号: ********XXXX姓名: XXXXXXX1.解决的问题假设在地面以下半空间内有n+1层弹性介质, 则有n个波阻抗界面, 在第I 层的p波速度为v[i], 密度为p[i], 第i层反射界面上反射系数用R[i]表示, 进行实验一个反射地震纪录道的形成。
已知模型如图所示,p1=2000kg/m3 v1=800m/s p2=1600kg/m3 v1=1000m/sp3=2600kg/m3 v1=2000m/s p4=1800kg/m3 v1=900m/sp5=3200kg/m3 v1=2300m/s h1=h2=h3=h3=50m2. 计算要求1.求每个反射界面的反射系数波阻抗: Z[i]=D[i]*v[i] — D[i]为第i层密度, v[i]为第i层速度反射系数:R[i]=(z[i+1]-z[i]/(z[i+1]+z[i]整理后反射系数表达式如下:R[i]=(V[i+1]*D[i+1]-V[i]*D[i])/(V[i+1]*D[i+1]+V[i]*D[i]) 实验选取选取Ricker （雷克）子波:z[i]=(1-π*f*i*π*f*i)*exp(-(π*f*i)*(π*f*i ）);2.思路方法主导思想: 地震记录道由振幅反射系数序列与子波的褶积构成多层反射界面, 在地面接收的反射波总和的一个地震到记录X （t ）可表示为地层反射系数序列R[i]和地震子波z[i]的褶积（卷积）的结果, 公式表示如下：X(t)=∑R [i ]∗z [i ]=R[itao]N n=1∗b[itao]4.程序代码# include<stdio.h># include<math.h># include<string.h># define pi 3.1416int Wave(float,float ); //定义子波int Reflect(float,float); //定义反射系数int Convolution(float,float,float ); //定义合成记录int main(){float d=0.004,f=30.,h=50; / /设定采样间隔 频率 厚度if(Wave(f,d)!=1) printf("error");if(Reflect(h,d)!=1) printf("error");if(Convolution(f,d,h)!=1) printf("error");return 1;}/***********子波的求取***********/ int Wave(float f,float d){FILE *fpw;if((fpw=fopen("Wave.text","w"))==NULL)printf("error");int i;float Wa[100],t;for(i=0;i<50;i++){t=(50-i)*d;Wa[i]=(float)(1-(pi*pi*f*f*t*t))*(float)exp(-2*pi*pi*f*f*t*t);}for(i=50;i<100;i++){t=(i-50)*d;Wa[i]=(float)(1-(pi*pi*f*f*t*t))*(float)exp(-2*pi*pi*f*f*t*t);}for(i=0;i<100;i++){fprintf(fpw,"%f\n",Wa[i]);}fclose(fpw);return 1;}/*******反射序列的求取*******/ int Reflect(float h,float d){FILE *fpr;fpr=fopen("Rflct.text","w");int i,c=0;float v[5]={800,1000,2000,900,2300};float p[5]={2000,1600,2600,1800,3200};float Re[50];for(i=0;i<50;i++)Re[i]=0;for(i=0;i<4;i++){c+=(int)(h/(v[i]*d));Re[c]=(float)(v[i+1]*p[i+1]-v[i]*p[i])/(v[i+1]*p[i+1]+v[i]*p[i]);}for(i=0;i<50;i++){fprintf(fpr,"%f\n",Re[i]);}fclose(fpr);return 1;}/**********褶积的计算*********/ int Convolution(float f,float d,float h){FILE *fpr,*fpw,*fpc;int i,iao;float w[100],w1[100],r[200],r1[50],Con[150];if((fpw=fopen("Wave.text","r"))==NULL) printf("error");if((fpr=fopen("Rflct.text","r"))==NULL) printf("error");if((fpc=fopen("Convolution.text","w"))==NULL) printf("error");for(i=0;i<100;i++){fscanf(fpw,"%f",&w1[i]);//printf("%f\n",w1[i]);w[100-1-i]=w1[i];//printf("%f\n",w[100-1-i]);}for(i=0;i<50;i++){fscanf(fpr,"%f",&r1[i]);}for(i=0;i<200;i++)r[i]=0;for(i=0;i<50;i++){r[100+i]=r1[i];}for(i=0;i<200;i++)printf("%f\n",r[i]);for(i=0;i<150;i++){Con[i]=0.;for(iao=0;iao<100;iao++)Con[i]=Con[i]+w[iao]*r[i+iao];}for(i=0;i<150;i++){//printf("%lf\n",Con[i]);fprintf(fpc,"%lf\n",Con[i]);}fclose(fpw);fclose(fpr);fclose(fpc);return 1;}5.数据及解释f=40Hz地震记录f=25Hz地震记录f=20Hz地震记录由图可知, 当频率f逐渐变小时, 子波开始产生干涉现象, 导致分辨率降低。
第四章 第四节地温测量
此时，电桥平衡被破坏，在M、N间产生了电位差△UMN，它是温度的函数
，4K·4) I
MN
式中：T0为电桥平衡时的温度 (仪器的零点温度) ；K为仪器系数，K= 2 /αR0
；I为供电电流。若事先用校验方法求出仪器的T0和K值，并在测量中保证供电电
流不变，则M、N间的电位差就反映了温度的变化。根据不同深度两点间的温度
变为
t
T = f ( x， y，z )
(4·4·2)
此时的热场为稳定热场。
连接地热场中温度相同的各点，可组成
许多等温面，等温面的总体反映着某一时
刻地球热场的分布特征(图4·4·1)。
图4·4·1 地热场示意图
第四节 地温测量
大地热流密度是表征地球热场的一个重要物理量。当岩石热导率恒定时，
大地热流与地温梯度dT/dz成正比，因此，地温梯度对于研究地球内部的温
100m
150m
图4·5·7 西藏羊八井地热田等温线平面图 据黄坚等《物探测井技术在地热开发勘探中的应用研究》
第四节 地温测量
当在某一温度T0 ( 18 ~ 20°C ) 时，使仪器满足 R1 = R2 = R3 = R4 = R0
则电桥处于平衡状态。这时向A、B通电，则M、N间的输出电位差为零。
当温度由T0变为T时,固定臂因其电阻温度系数很小,可以认为仍满足R2= R4=R0 ，但灵敏臂的电阻则变为
R1= R3 = R0 [ 1+ α ( T－T0 ) ] 式中α为灵敏臂的电阻温度系数，表示温度升高1°C时电阻的相对增量。
地温测量可在由一定间隔的点、线组成的测网上进行。测线方向一般应 垂直于地热异常的长轴或储热、导热构造的走向。测网密度应根据地热异常 形态、规模等确定，如控制地下热水的构造不清，热异常形态复杂，则测网 密度应加大；若覆盖层较厚，地热异常不明显，则测网密度可适当放稀，而 扩大测量面积。
工程与环境物探教程重点资环版
学会H、A、K、Q四种曲线的画法。
视电阻率:若进行测量的地段地下岩石电性分布不均匀时，上式计算出的电阻率称为视电阻率，它不是岩石的真电阻率，是地下岩石电性不均匀体的综合反映，通常以rs表示纵向电导:是指电流沿水平方向流过某一电性层时，该层对电流导通能力的大小。
视速度:沿射线方向Ds传播的波称为射线速度，是波的真速度V。
而位于测线上的观测者看来，似乎波前沿着测线Dx，以速度V*传播，是波的视速度均方根速度:在水平层状介质中，取各层层速度对垂直传播时间的均方根值就是均方根速度静校正:对由于地表不同检波点的高程和地表低速层的厚度、速度变化等的影响所产生时差的校正称为静校正，它包括井深校正、地形校正、低速带校正。
同相轴:同一波相同相位的连线称为同相轴应力：单位面积上所承受的附加内力。
应变：单位长度所产生的形变。
杨氏模量：相同轴向上应力与应变的比值，又称拉伸模量。
--E泊松比：正交情况下横向与轴向应变比的负值。
σ（介于0-0.5）视速度：非射线方向地震波的传播速度。
视速度定理：满足函数关系V*=V/sinα的表示视速度和真速度关系的定理。
理解：入射角为0度和90度时，视速度分别是无穷和真速度，前者时测线方向传播速度好不变，故视速度反映V像无穷大；入射角增大时，视速度减小至真速度，一般，前者大；入射角的变化。
地震波分类：体波（纵波P-press，横波S-second----SV，SH），面波（瑞利波，勒夫波）体波：在介质整个体积内传播的波。
面波：沿介质自由面或两种不同介质的分界面传播的波。
纵波：弹性介质发生体积形变（拉伸和压缩形变）所产生的波。
亦称压缩波。
特点：传播方向与质点的振动方向相同。
横波：弹性介质发生剪切变形时所产生的波。
（剪切波）特点：传播方向与指点振动方向垂直。
抽道集：为了进行叠加和计算速度谱方便，先把每一个共深度点的所有道集抽出的过程。
纵向电导：当电流平行岩柱体底面流过时，所测得的电导值，称为纵向电导，用符号S来表示，单位为1/?。
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环境与工程物探：浅层地震地质条件
工程物探的最终目的是要有效的解决工程地质问题，在 一个工区内能否使用地震勘探解决工程地质的问题，很 大程度上取决于该地区的地震地质条件。一般来说，工 程地震地质条件可用分为表层地震地质条件和深层地震 地质条件两大类。
1）表层地震地质条件 工程地震勘察的效果，在很大程度上取决于工区场地 的地震地质条件是否具备地震勘探的背景。在工程地震 勘察中，这种背景指的是浅部岩土介质和地质特征，以 及影响勘察的其它各种因素。
必须指出：疏松层（或低速带）的概念是相对的。我国东部 及沿海地区，波在疏松层（或低速带）纵波传播的速度，据 测定大约为400m/s~1000m/s，它相对于未风化的“基岩” 纵波的传播速度为2000m/s~5000m/s来说，小了一倍以上。 在我国西南四川地区，其表层速度较高可达 1200m/s~1400m/s，而下部的“基岩”波速仅有 3500~4000m/s。而表层速度高达1200m/s~1400m/s的地层 介质也属于低速带。而表层地层纵波速度小于300m/s的地 层属于超低速层。
地震界面是指利用地震波的运动学和动力学特点，把波速
变化和波阻抗差异较大的原因为依据分出的界面。而地质界 面是指岩性不同或时代不同的地层分界面。
这两种界面，有时可能是一致的，有时可能却完全不相同。 譬如，前面说的覆盖层中的第一速度界面，从地震记录上可 以识别这个界面形成的同相轴而且比较清晰，可以认定为界 面。但是这个界面是一个速度界面而不是地质岩性不同的界 面。再譬如有些地层地质年代不同，但是波速差异很小，地 震波是很难识别它们的。折射波法在使用中，可能会出现隐 伏层、薄层、低速层，这些都是地质分界面，但是利用地震 勘探的方法有时很难识别它们的存在。沉积岩有时在同一个 时代地层形成过程中如果出现了沉积环境变化，就可能出现 出现较大的垂直方向的岩性变化，此时在同一地层中就可能 出现多个速度、波阻抗界面，但这些界面不是地质年代界面。 凡此种种，一个地层中，也可能出现不同的波速层，也可能 真正的地质界面没有速度差异而区分不出界面。
环境与工程物探：联合剖面法
由于C极为无穷远极，它在M、N处产生的电位很小，故可忽略 不计，因此，联合剖面法的电场可视为一个“点电源”的电场。
2、联合剖面法 ρs 曲线特征分析 讨论直立低阻薄脉上联合剖面法ρs 曲线特征：
s
=
jMN j0
MN
由图可见：
① 在直立良导薄脉顶部上方，sA 与 sB 相交，且 交s 点< （1 围岩）；
sSA
野外工作中，地表覆盖层电性不均匀将导致 sA 和 sB曲线出现锯齿状跳动，
当极距L大于电性不均匀体半径的5倍时，局部不均匀体对两条曲线的影响
近于相等，两条曲线呈同步跳动。这时可以取 F
A
A s
来消除表土不均匀的影响。
B s
和
FB
B s
A s
4、应用
联合剖面法主要用于探测产状陡倾的良导薄脉（矿脉、 断层、含水破碎带）及良导球状矿体。
虽然联合剖面法在直立高阻薄脉 上也有异常显示，但是其效果比 在直立低阻薄脉上差，加之与其 他对直立薄脉同样有效的电剖面 法相比，它的效率又低，因此一 般不用联合剖面法寻找高阻地质 体。
当薄脉倾斜时：
S 曲线不对称，交点两侧两条曲线所围的面积不
相等。薄脉向两条曲线所围面积较大的一侧倾斜。
在实际工作中，常采用不同极距的联合剖面曲线交点 的位移来判断脉状体的倾向。
（一）联合剖面法
C→∞
1、装置特点及 ρs 公式
AO=BO MO=NO
OC > 5AO
A s
=
kA
U
A MN
IA
(AMN ∞ )
A (I)
M ON
(-I) B
B s
=
kB
U
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经验公式
Em Es 5.3 Em 200000
Es
Em
1550 645 Em
❖ 科学院：
Es aEmb
Es
0.25E
1.3 m
（适合完整的岩体）
Es
0.25E
1.7 m
（适合破碎的岩体）
Es
0.25E
2.0 m
（适合破碎含水的岩体）
上述经验公式，可以借鉴，在一个新区工作时，
最好做一定试验，建立适合本区的公式（非线性 回归）。如上表：
Es aEmb lg(Es ) lg(a) b lg(Em ) Y A bX
a 0.00363 b 2.3
Es
0.00363E
2.3 m
四、岩土波速的应用
不同性质的岩土介质波速不同，可通过波速评价 岩体的性质。而波速测定具有经济快速和无破坏性 的优点，该方法在工程勘察的各个方面得到了广泛 的应用。
(v2 v1)
(h)
vR
2
vR
v1 v2
v3
(v3 v2 v1)
(h)
2
还可以用反演软件计算各层的层速度。
o
vR
o
vR
v1
v2
v3
(v3 v2 v1)
(h)
2
h(m)
震源
x1
x2 A
u1(t)
三、瞬态瑞利波法
B
u2 (t)
原理：
这个脉冲波包含各种各种频 率，由不同频率的间谐波叠加 而成，可用傅氏变 分离出这 些间谐波，求出不同频率的间 谐波的波速即可。
第二节 瑞利面波法
理论研究表明：当有震源存在时，除产生纵、
横波外，还产生一种沿地表表层传播的面波 （1887年英国学者瑞利发现）。传统地震勘探中 是干扰波。
近年来，通过对其传播特征的研究，可以实现 对表层岩土介质进行分层。--瑞利面波法
一、瑞利波的基本特征
１、质点振动轨迹是一个椭圆；
o
s
p
R
２、频率低、速度低，是一种直达波；
（１）当VP /VS 3( 0.25一般岩石) ，且Ｖp较大：未风 化基地
（２）当 VP /VS 3 ，且Vp较小：主要为砂或卵石。
（３）当Vp值低，而Vp/Vs值高时，表示经常处于水 位以上的粘性土壤。
（４）当Vp值接近水的速度（1500m/s），而Vp/Vs 值高，可能表示水位以下的软粘土层。
vp vs vR
３、沿自由界面分布，穿透深度约为半波长；
vR •T vR / f
o
高频波穿透深度浅
2 低频波穿透深度大
分层探测的依据
z
４、在均匀介质中波速无频散；在非均匀介质中 有频散。
以上特点，构成了瑞利波法的基础。
稳态瑞利波法：用专门仪器（GR-810面仪）， 用可控频率的连续波震源。
t(ms)
设已分离出来频率为 f 的瑞利波谐波
震源x1
x2
A
B
U1(
f
)
A c os (t
x1 VR
)
A c os (t
2f x1
VR
)
U2(
f
)
A c os (t
x2 VR
)
A c os (t2f x2Fra bibliotekVR)
( f ) 2fx
VR
VR (
f
)
2fx ( f )
t(ms)
震源 A u1(t)
B
2、工作方法
（1）地表法----测地表岩土介质的波速；
o
x D1 x D2
D1 x D2
x
p
vp x / t p
s
t p
vs x / ts
ts
t
(2)单孔法和跨孔法----测深部岩土介质的波速；
3、纵波、横波的识别
（1）炸药类震源有利于纵波的激发，机械类震源有 利于纵波的激发；
（2）Vp>Vs 纵波出现在记录的前部；
一、动弹性参数测试原理
Em
V
2 p
•
(1 )(1 2 ) (1 )
Em Vs2 • (1 )
Gm
V
2 p
•
(1 2 ) 2(1 )
Gm Vs2 •
二、波速测试方法
1、震源 （1）炸药类震源----以纵波成分为主； （2）垂向打击类震源----以纵波成分主； （3）定向打击类震源----以横波成分主； 击板法 弹簧激震法 钻孔横波锤和电火花震源
剪切应变和波速密切相关：
re (%)
G
•
amax • VS2
z
•
Ｇ：和相应最大剪切应变等有关的常数；
Ｚ：砂土层的深度；
Vs ：在砂土层中测得的横波波速； amax：地震时地面最大加速度； γ：为深度Ｚ以上砂土层的容重。
re (0.01% 0.02%) 基地不发生液化 re (0.01% 0.02%) 基地可能发生液化
u2 (t) t(ms)
瞬态瑞利波法：用传统的地震仪，脉冲震源。
二、稳态瑞利波法
震源 A x B t1
t2
原理： vR ( fi ) x /(t2 t1) ( f ) vR •T vR / f h/2
vR
t(ms)
(h)
2
v1
v1 v2 v3
(v3 v2 v1)
(h)
2
(h)
2
vR
vR
v1
v2
(3)改变打击方向后，纵波不变，横波发生相位反转。
三、动、静弹性参数之间的关系
在评价岩体和地基的的稳定性时： 动弹性参数—方便，可大量测试； 静弹性参数---采集标本，室内测试；
两者的性质相同，但由于测试方法不同，其数值不 同。
我国南方某坝基动、静弹性参数的测试结果为：
❖ 南斯拉夫 ❖ 苏联
第三章 浅震中的新技术新方法
随着工程勘察任务的发展，对地震勘探的要求不 断提高，为了适应工程勘察任务的需要，在常规反 （折）射波法的基础上又形成了一些新的方法。
纵、横波测试技术 瑞利面波探测 地震波CT技术 桩基动态无损检测
第一节 纵、横波速测试技术
测定岩土介质的波速，计算出岩土介质的弹性参 数，评价岩土介质的质量。
１、划分岩土性质和岩体质量分类：
: 0----0.5，岩土介质越松软其值越大，越坚硬致 密其值越小，一般为0.2----0.3。
Vp 2 2(1 ) 3
Vs
(1 2 )
VP/VS 与σ的关系
σ 0 0.1 0.2 0.25 0.3 0.4 0.5 VP/VS 1.41 1.5 1.63 1.73 1.87 2.45 ∞
完整性系数:
Kw
(VP体 VP石
)2
2、判断砂土基地的“液化”—剪切波速度法
液化：砂土基地在一定的条件下（饱和水、受到 震动），由原来的状态变为“粘滞流体”的过程。
液化后，砂土层的抗剪强度为零，造成地基塌陷、 山体滑坡等地质灾害。
判断基地液化的方法：经验法；对比法。 剪切波速度法：通过横波波速的测定，监测“液 化”的发生。 不发生“液化” 时：Vs较大； 发生“液化” 时： Vs较小。