面波法勘探在工程勘察中的应用

面波法勘探在工程勘察中的应用

摘要

在近地表勘探工作中，常用的方法有地质钻探、地震折射和反射

等方法。地质钻探方法比较可靠，但是成本高，且具有破损性；地震

折射方法和反射方法对于波阻抗差异较小的地质体界面反映较弱，不

容易分辨，特别折射波法要求下层介质的速度一定要大于上层介质的

速度，如果地层存在低速夹层和速度倒转，则折射法将无能为力。瑞

雷面波勘探法是一种新型的地震勘探方法，能够弥补传统方法的不

足。本文就是研究如何利用瑞雷面波的频散特性进行浅层地质勘探检

测。

引言 (1)

第一章地震面波简介 (2)

第二章瑞利波勘察原理及现场工作方法 (3)

2.1瑞利波勘察原理 (3)

2.2多道瞬态面波数据采集方法 (4)

第三章瑞利波资料整理与解释 (6)

3.1面波频散曲线的深度解释 (6)

3.2层厚度的计算方法 (6)

3.3层速度的计算方法 (7)

第四章工程实例 (9)

4.1工程概述 (9)

4.2数据采集和处理 (9)

4.3底层划分及滑动面确定 (11)

第五章结论 (15)

致谢 (16)

参考文献 (17)

引言

面波勘探，也称弹性波频率测深，是国内外近几年发展起来的一种新的浅层地震勘探方法。面波分为瑞利波（R波）和拉夫波（L波），而R波在振动波组中能量最强、振幅最大、频率最低，集中于自由表面，容易识别也易于测量，所以面波勘探一般是指瑞利面波勘探。

人们根据激振震源的不同，又把面波勘探分为①稳态法、②瞬态法、③无源法。它们的测试原理是相同的，只是产生面波的震源不同罢了。

1938年德国土力学协会首次尝试用稳态振动来检测岩土的各种弹性力学参数。1960年美国密西西比陆军工程队水陆试验所开始开发类似的技术方法，但由于当时技术条件的限制，均未获得成功。70年代初美国利用瞬态激振产生的瑞利波来研究浅部地质问题，并于1973年在第42届国际地球物理勘探年会上发表了“Rayleigh Wave Dispersion Technique for Rapid Subsurface Exploration”（瞬态面波在浅层勘探中的应用）论文，报道了有关的研究成果。在稳态方面，直到80年代初，日本的VIC株式会社经过多年的研究试制，推出了GR－810佐藤式全自动地下勘探机，才使该项物探技术在浅层工程勘察工作中得以应用。上个世纪九十年代中期，日本科学家在研究常时微动的过程中发现，常时微动是一种震源（包含面波在内）并初步完成了地基勘察。这是一项具有很大潜力的面波勘探方法。

第一章地震面波简介

地震波是地震震源在地球介质中产生的扰动。在有介质分界面存在时，地震波除了像反射波和折射波那样在整个介质体内传播的体波外，还存在一类沿介质自由界面传播的面波，当它沿着自由表面传播时，其能量主要集中在自由表面附近，并随着深度的增加能量迅速衰减。面波按其类型主要有瑞雷面波和勒夫面波两大类。

瑞雷面波是 1887 年由英国学者瑞雷首先在理论上确定的，这种面波分布在自由表面上，或者表面为疏松的覆盖层内。当介质为均匀各向同性介质时，瑞雷面波的相速度和群速度将一致，否则瑞雷波的相速度将不一致，出现频散现象，当介质具有水平层状性质时，瑞雷面波的频散规律与介质的分层结构紧密相关。

瑞雷面波既有 P 波成分也有 S

v 波成分，而无 S

H

波成分。瑞雷面波在天然地

震中常常可以观测到，它对建筑物的破坏性极大。在地震勘探中，瑞雷波已由过去的干扰波变成了可以利用的信号。

勒夫面波产生于介质表面的低速覆盖层以及该层与下面介质的分界面上。勒

夫面波面波是一种S

H

型波，具有频散现象。

假定存在一均匀完全弹性的半无限空间，不均匀平面纵波与不均匀平面横波沿自由表面传播时相互叠加就产生了瑞利面波。在各向均匀半无限空间弹性介质表面上，当一个圆形基础上下运动时，由它产生的弹性波入射能量的分配率已由Miller（1955年）计算出来，即 P波占7%、S波占26%、R波占67%，亦就是说，R波的能量占全部激振能量的2/3，因此利用面波作为勘探方法，其信噪比会大大提高。

第二章 瑞利波勘察原理及现场工作方法

2．1瑞利波勘察原理

瑞利波沿地表面传播，其穿透能力仅有一个波长，也就是说，可以达到距表层一个波长λR 的深度范围。如果能在水平方向的测线上记录同一波长不同点的V R 值，就可以反应地质界面在水平方向的变化特征。若记录不同λR 的V R 值，也就可以反映出不同深度的地层分布和特征。

瑞利波和反、折射波一样都是沿测线方向传播的。在测线上以一定道间距ΔX 设置N+1 个检波器，就可以观测到瑞利波在N ΔX 长度范围内传播的过程。设瑞利波的频率为fi ，相邻两各检波器的瑞利波的到时差为Δt 或相位差为Δφ,则相邻两道ΔX 长度的范围内，瑞利波的传播速度，可以记为：

(2-1) 式中 (2-2)

测量范围N ΔX 内地层 的平均速度为 (2-3)

在同一地段测量出一定频率的值就可以得到一条（V R -ｆ）曲线，即所谓的频散特性曲线或把（V R -ｆ）曲线转化为（V R -λR ）曲线，可用下式表示：

(2-4) 由于(V R -ｆ）与（V R -λR ）曲线的变化规律与地层地质条件存在着内在的联系，因此通过 对频散曲线的反演解释，可以得到地下某一定深度范围内的地质构造，也可以得到不同深度地层的V R 值。

⎪⎩⎪⎨⎧∆∆=∆∆=ϕπx f V t x V R

R 2i i i i f t f t f f πϕϕπππ2/222∆=∆∆∆X =∆∆X ⎪⎪⎪⎩⎪⎪⎪⎨⎧∆∆=∆∆=∑∑==n i i i R N i i R x N f V t x N V 112ϕπf

V R R =

λ