物探-瑞利面波勘探

即面波按r-1衰减，体波按r-2衰减。面波比体
波传播的更远！
§4-2 瑞利波的勘探原理

瑞利波勘探是根据：①瑞利波传播于介质的自由表层， 只要存在波动就会有瑞雷波的存在；②在均匀介质中， 瑞利波的传播速度与频率无关，即没有频散性；③瑞利 波的频散特征主要取决于剪切波速度及各层厚度； ④瑞
利波的波长与勘探深度有关，传播速度接近横波速度。
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工程地质勘察—分层 地基加固处理效果评价
岩土物理力学参数原位测试
地下空洞及掩埋物探测 公路、机场跑道质量无损检测 饱和砂土层的液化判别 其它方面：基岩完整性评价、滑坡调查、 堤坝危险性预测、桩基入土深度探测等
R波法与其它波动法的对比特点

浅层分辨率高----可确定厘米级裂隙；
四、R波的激发能量

实验证明，当在圆形振板上作上下激振时，
激发出的R波、P波、S波的能量为：R—
67%，P—7%，S—26%。R波的能量
占总能量的2/3。
五、R波的衰减
由于面波的波前面为高约λ R的圆柱体，其波前面
积与 r 成正比，能量衰减则与
于1/r。
成正比；而体波
波前为半球形，波前面积正比于半径r2，能量衰减正比
不受地层波阻抗关系的影响。R波只要求地层有
速度差异，波阻抗相同也能精确分辨； 建筑场地波速测试无需钻孔测试效率高，而且能 够较可靠地测定浅层的波速。但R波法也存在试 验场地较大，深层测试结果精度不如跨孔法等缺

陷；

测试深度浅。
§4-1 瑞利波的波场特征
一、R波的传播速度
VR/Vs
0.95
0.88 0 0.1 0.5
瞬态法资料处理：
多道波形记录预处理 ； 富里叶变换 ； 相邻信号作互功率谱和相干函数分析； 求出相位差 ； 求出R波波速与频率间的曲线——正反 演频散曲线 ； 得到R（或S）波速与深度曲线，并进 行 分层。
三、稳态法与瞬态法的比较
（1）测试设备 瞬态法仅需一套接收系统和一只激振物体（如铁锤等）， 而稳态法中的振源由专门设备构成；瞬态法试验信号处 理需进行谱分析，稳态法只需记录距离与相位差或时差。 （2）现场工作 瞬态法原则上只需一次冲击地面就能获得稳态法的全部 结果；稳态法不但现场工作量大，而且在确定相位差受 人为误差影响较大。 （3）测试深度 由于稳态法中激振器工作频率范围有限，它很难得到 10Hz以下的试验数据；而瞬态法原则上不受此限，在地 面干扰小的情况下，最低频率可达到1HZ左右，可见它 能够达到的测试深度较稳态法为大。
质点振动特点： 沿逆时针椭 圆轨迹运动， 振幅随深度 迅速衰减， 且衰减系数 与波长λ 成 反比，说明 波长越大传 播的深度越 深。
从图中可以看出
位移振幅矢量曲线
对于不同的介质，
瑞利波水平和垂直 位移的主要能量均
在(Z/λ R) ＜1的深
度内，即认为瑞利 波的穿透深度为一 个波长、且主要能 量集中在λ R/2的 范围内。
VR2
VR1 f
2 4 6 10 20 40 60 100
二层介质
VR
三层介质条件下： 当频率f较高时， 渐近线VR=VR1； 当频率f较低时， 渐近线VR=VR3 中间为一平缓段， 渐近线VR≈VR2
2 4 6 10
VR3
VR2
VR1
20
40
60
100
三层介质
中间层即使很薄也会影响曲线的变化率，这一特征提 供了分辨薄层的能力
从图中还可看出，ux在(Z/λR) = 0.1～0.2之间变化符号，ux是正弦 函数，uz是余弦函数，所以当ux、uz同号时Z=0，两者合成之后形成的 质点振动轨迹为一逆时针方向转动的椭圆；不同号时，质点振动轨迹 为一顺时针转动的椭圆。
三、R波在非均质中的频散
从地震波的频谱理论中可知．实际的波动极 少为单频波（简谐波），但较复杂的波动总可以
m2 k1 kR 2 1 2 n
1 1 VP VR 2 2 n V ,m V C m n S S 2 m m 、k 是瑞雷波衰减系数 R、f 是瑞雷波波长和频率
A0 是任意常数
从方程可看出：当Z→∞时，Ux→0、 Uz→0，即x、z方 向的位移为0，说明传播深度有限；Ux、Uz在相位上相 差（π /2）。由此可得出结论---x、z方向合成后，R波 使介质质点沿椭圆轨迹运动，且传播深度有限。
§4-3 频散曲线特征

R波勘探的直接成果是频散曲线，频散曲 线为R波传播速度与频率的关系曲线。 频散曲线的形态和变化规律是与地下介质 的层厚度、速度等密切相关。

一、（VR-f）曲线与波速的关系
VR
二层介质条件下： 当频率f较高时， 曲线近似直线，渐 近线VR=VR1； 当频率f较低时， 曲线也近似直线， 渐近线VR=VR2
二、（VR-f）曲线变化与层厚的关系
右图为第一层厚度不同的 两层介质曲线变化情况。 曲线形态基本一样，只是 随H1的增大，拐点位置向 低频方向移动，这是因为 勘探深度Z∝λ R。 对于三层介质应有两个拐点，显然， 高频段拐点与H1有关、低频段拐点 与（H1+H2）有关。
2 4
VR
拐点 H=10m H=3m地震仪S来自AOB
单点工作方法一般采用等偏移距测试，即|SA|=|AB|
瞬态试验步骤：
1）在所需测试区域内选定测线。 2）将检波器按一定距离安放在地表上，要求它们与地表嵌 合紧密并且正立。 3）在测线激发点处用锤或其它合适的重物竖向冲击地面， 同时用记录仪记录检波器所接收的地表竖向振动信号。 4）将接收信号回放并进行初步处理与分析，检验记录的质 量。 5）保持检波器位置不动，将振源移至另一侧对称点，重复 2-4步试验。这是考虑地层可能不完全水平分层，对谱 分析时，取两组结果的平均值会更接近于排列中心点处 的实际值。 6）根据测试深度要求调整检波器的间距，重复步骤2-5。

稳态法装置图： 激振时测量出相邻道瑞 利波的同相位时差△t， 可计算出fi下的VRi。当 激振器的振动频率从高 向低变化时，就可得到 一条（VR-f）曲线
地震仪
激振器
i
△x
j
稳态法仪器：


主仪器：示波器（面波仪或地震仪）。
激振器：稳态激振器要控制激振频率和激振力的 大小。常用的激振器有机械式和电磁式两种，其 中前者主要用来进行低频和深层测试，而后者由 于激振力有限，大多被用于高频和浅层测试。
所谓频散---就是指相速度随频率而改变的现 象

瑞利波的频散特性与波场分布空间内介质的 物质成分、结构、密度、孔隙度等因素有关。 实际上，由于瑞利波的穿透深度约为一个波 长，因此，在地表测得的瑞利波波速被认为 反映小于一个波长的某一深度范围内介质的 平均弹性性质。不同的频率有不同的波长， VR的变化反映了不同深度内介质平均性质的 改变，也就是说非均匀介质中面波的频散特 性决定了进行面波勘探的可行性。
σ
瑞利面波波速的3个 特点：
（l）在相同介质中，纵 波波速最快，横波次之， 瑞利波最慢 （2）VR与Vs呈近似线 性关系 （3）VR与频率 f 无关， 表明在均匀介质中面波 无频散现象。
P、S、R波速与泊松比的关系
二、R波质点的振动
R波质点位移方程：
k1 kR 2 1 m2 n2
H=1m
6
10
20
40
60
100
二层介质
以上分析说明：曲线拐点的位置与层厚有关联，这是定 量解释的前提
三、VR与λ R的关系
VR1 VR2
两层介质不同H1的
VR-λ R的变化曲线 当λR≤H1时： VR≈VR1 当λR＞8H1时： VR ≈VR2
λR 8 1 3 H1=3m
VR
H1=1m H1=8m 8H1
瞬态法装置：
瞬态法原理如图所示，采用锤击 作震源，锤击时激发一瞬时冲击 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，因而瞬 态法记录的信号要经过频谱分析、 相位谱分析，把各个频率的瑞利 波分离开来，从而得到一条VR-f 曲线。 为了使得两检波 器接收的信号有 足够的相位差， 应满足→
§4-4 资料解释
一、深度换算
在瑞利面波勘探中，波长λ R的变化对应着深 度H的变化，而深度值并不等于波长值，之间有
一个换算系数，即：
换算系数β是一个随介质泊松比不同而 变化的常数，其值小于1，目前国内外多数按 半波理论解释（H=1/2λ R）。

根据震源信号的特点不同，瑞利波勘探分为稳态法和瞬 态法两种。
一、稳态法测试

稳态振动法用稳态震源实测地层的瑞利波频散曲 线，并按反算方法求地层剪切波速度。 进行稳态振动法试验时，先在离简谐激振器一定 远处（以保证接收的是瑞利波信号）固定检波器i， 检波器j的位置可变动，根据两检波器距离和相位 差（或同相位时差）以及激振频率求出瑞利波速 度；改变激振频率，重复上述工作，最后可得R波 频散曲线


60年代起计算机应用于R波的频散研究
70年代出现人工激发瞬态R波法勘探(美国)


80年代初出现稳态R波法勘探（日本）
87年起我国开始R波法的试验研究

表面波法的提出

传统岩土勘察的S波测试试验中需在地层中钻孔，并且在
软弱土层中还应下套管和进行回填灌浆，工期较长，费 用较高； 在浅部测点试验中，信号易受干扰；波传播路径复杂， 致使测试结果不便应用； 另一方面，地震勘测中的折射波法和反射法虽然不需钻 孔，但它们在测定S波速度时也有如下缺陷:



在地面上接收地层界面反射波或折射波，易受环境和R波的干扰，
折射波法要求待测地层中波速沿深度递增，而软弱夹层往往又