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本页仅作为文档页封面，使用时可以删除This document is for reference only-rar21year.March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)瑞利波勘察原理 (3)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)面波频散曲线的深度解释 (6)层厚度的计算方法 (6)层速度的计算方法 (7)第四章工程实例 (9)工程概述 (9)数据采集和处理 (9)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 Sv 波成分，而无 SH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SH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)⎪⎩⎪⎨⎧∆∆=∆∆=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 112ϕπfV R R =λ由于(VR -ｆ）与（VR-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VR值。

2．2多道瞬态面波数据采集方法2．2．1仪器及配件一套完整的多道瞬态面波采集系统至少应该配备以下仪器和配件：地震仪：用于处理和存贮地震波信号。

一般使用 SWS 多通道工程地震仪，也可以采用其它通用多通道数字地震仪，数据通道不应低于六道。

数据传输线：用于检波器和地震仪间的数据传输，其长度不应小于最大测线长度。

检波器：用于接收地震波信号，面波采集时应采用低频检波器。

触发开关：触发开关通过导线连接震源和地震仪，以保证震源的激发的同时地震开始记录数据，使所采集的地震信号具有时间特性。

震源：一般的浅层面波勘探常采用锤击震源，也可采用落重或炸药震源。

电源：根据不同的仪器要求，配备相适应电源。

2．2．2数据采集1、侧线布置野外数据采集时使用低频面波检波器在震源纵向方向等间距排列，如图 2-1所示，排列长度应大于预期探测深度，排列线附近地面尽量避免有沟、坎、墙等能产生反射或散射的障碍物。

图2-12、参数设置仪器开启进入面波采集系统后，需要对以下各种参数进行设置：存盘路径：用来指定数据的存放地点，方便以后调用。

文件名：由于野外数据采集时往往数据量大，文件多，所以必须正确设置文件名，否则极易搞混淆。

文件名应该包括代号和代码两部分，代号部分一般用工程名称的拼音简写，代码部分用来表示数据采集的先后顺序，可以由仪器自动生成。

采样间隔：常采用或每道采样数：常取1024、2048、4096等。

道数：根据实际情况设置，常采用12道或24 道。

道间距：道间距由测线长度和道数控制，设测线长度为 L，道数为 n，则道间距为L/（n-1）。

道间距的设置还应该考虑分辨率要求，不能大于欲探测的最薄地层的厚度。

偏移距：视具体情况而定，取值范围一般为2~10米。

3、震源激发多道瞬态面波震源激发位置必须位于检波器排列的纵向方向，可置于前端也可置于后端，最小偏移距不宜低于 2m。

震源能量视预期勘探深度而定，当预期勘探深度小于30m时，可用人工锤击震源，预期勘探深度在30~80m可采用落重震源，预期勘探深度大于80m时一般应使用炸药震源。

瞬态面波测深要求采用的震源在时间上是单个脉冲的冲击。

在锤击或落重操作中往往会产生连击，甚至在爆炸时，由于围岩的影响，也能出现反冲。

如果两个脉冲的时间间隔小于期望获得的面波最长周期，就不可能用时间-空间窗口加以清除，而会在频率波数谱上出现周期性的能量强弱起伏，严重时甚至会导致相位的周期性扭曲。

4、数据检查与保存当震源激发后，地震仪会将所接受到的地震波形记录显示在屏幕上，可以通过增益控制键调整波形幅度，观察有无缺道以及干扰的大小等，然后确定记录信号的质量是否合乎要求。

有的工区，由于客观条件的限制而无法避开干扰，这时就需要采用多次叠加技术来压制干扰，叠加的次数视具体情况而定。

当确定接收的信号合乎要求后，即可存盘。

第三章瑞利波资料整理与解释3．1面波频散曲线的深度解释要利用面波频散曲线进行地层划分，首先要确定面波波长与深度的转换系数β，以便将面波f-VR 曲线转换为H-VR曲线。

瑞雷波的能量随深度按指数规律衰减，通常定义当振幅比 µz /µ衰减到1/e时的深度为穿透深度，其中 µ0为横向振动的振幅，µz为纵向振动的振幅。

针对不同的岩土介质，我们可以计算出穿透深度与振幅能量之间的关系，如表3-1所示，从而确定出比较合理的深度H与波长λR的转换系数值β值。

从表3-1中可以看出，对于所有的介质，瑞雷波的穿透深度为λR ~λR 。

对于土体而言，泊松比σ＝－，则穿透深度Ｈ≈R 。

对于淤泥质软塑土层，穿透深度可取λR 。

对于一般土层穿透深度可采用： f V H R R 8.08.0==λ (3-1)实际应用中，由于各测区地层条件一般不会相同，所以应该根据现场对比试验来确定合适的深度的转换系数β。

一般来说，以上述β值绘出V R —βλR 曲线中的传播速度能够代表 βλR 深度以上的平均速度，其变化规律与V R —λR 曲线一致。

表3-1 不同介质中瑞利波的穿透深度3．2层厚度的计算方法在实际勘察工作中，以V R 为横坐标，以H=βλ为纵坐标，绘制V R -H 曲线（如图3-2），曲线的纵坐标就可近似代表勘探深度。

分析V R -H 曲线的形态和变化规律，可以初步确定地层界面深度以及各层速度的大概范围。

精确确定地层段划分主要有以下两种方法：图3-21、 一阶导数极值点法根据R RRV βλλ-∂∂曲线的极值点对应的分层位置，求出其波长Ri λ，并根据 Ri λβ=H 确定分层深度。

2、 拐点法根据V R -βλR 曲线上的拐点的位置，计算出拐点处所对应的波长Ri λ，同样根据Ri λβ=H 确定出分层深度。

需要注意的是瑞利波速度代表着Ri λβ深度以上介质的平均速度。

对于多层介质，深度计算公式需要作适当的修正，即：Ri λβk H i =，以消除层间的影响。

3．3层速度的计算方法1、瑞利波速度层速度计算一般采用近似计算方法，即近似的认为瑞雷波传播速度代表某一深度内各层波速的加权平均值。