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瑞雷波法


瑞利面波法

地表震源不仅激发纵波和横波, 同时由于纵波和横波的相互干涉叠 加,会出现波型的转换,使地下介 质质点按一定的轨迹运动,形成一 种新的能量很强且主要集中在地表 附近的波动,称为瑞利面波。

一、基础知识

介质的泊松比越大, 转换为面波的能量越 多;对于不同的介质, 随深度增大,面波的 水平和垂直位移振幅 达到极大值后迅速降 低,其主要能量均集 中在小于一个波长的 深度范围内,由此认 为面波的穿透深度约 为一个波长。

实测面波地震记录的 频率波数图,并标出 某一频率所对应的高 阶面波和基阶面波的 相速度。不同模态面 波的能量大小和地层 的速度结构有关。将 不同模态面波分开的 方法是在远距离处布 臵检波器排列,因为 不同模态的波以不同 的相速度传播,在远 处的不同时间到达。

图是地面激发, 在10-480米范围 内接收的具有不 同模态面波的记 录。记录中A 所 指的部分为折射 波或反射波;B所 指的部分为高阶 面波;C 所指 的部分为基阶面 波。

然而,在层状大地上,面波的频散曲 线中包含可以区分的多个模态,各模态面 波特征表现在以下三方面: ?各模态面波的相速度随频率的变化规律; ?各模态面波所传播弹性能量随频率的变 化规律; ?各模态面波沿地表传播的规律。 这些变化规律,与地层的速度结构 有密切关系,是值得研究和探索的。

面波沿地表由震源向外传播,其波阵面是 圆柱面。面波勘探的核心问题是准确地获得不 同频率面波的相速度,同一频率的相速度 在 水平方向上的变化反映出地质条件的横向不均 匀性,不同频率的面波速度相速度的变化则反 映出介质在深度方向上的不均匀性。 由于面波相对于体波而言,其能量较强, 速度较低,频率较低,容易分辨,因此在揭示 地下地层结构的物探方法中具有一定的优越性。 在面波勘探中由于震源、接收方式和资料处理 方法不同分为稳态面波法和瞬态面波法。

二、稳态面波法

稳态面波法的特点 稳态面波法资料处理简单直 观,观测结果准确,受其他类型 地震波的干扰较小。但对震源的 要求较高,需要能产生稳定的、 可调控频率的、激发时仅发射单 一频率的机械震源。

三、瞬态面波法

瞬态面波法勘探利用瞬态冲击力作 震源激发面波,地表在脉冲荷载作用下, 产生波动。在离震源稍远处,用传感器 记录面波的垂直分量。对记录的面波信 号作频谱分析和处理,计算并绘制 频散 曲线,根据频散曲线特征分析解决地质 问题。 瞬态面波法的数据采集方式与反射 波或折射波法相似,以SWS 型多功能瞬 态面波仪为例,数据采集系统如图所示。

(一)、瞬态面波法的观测系统 面波采集一般采用常规地震勘探中的共 炮点排列,在要求的勘探深度较小的情况下 (小于50米) ,可采用锤击震源,落重或炸 药震源,野外工作方法方便简单。 共炮点排列一般选择12-24个地震道, 用低频检波器接收面波的垂直分量,记录点 设在整个排列的中点,由此排列获得的频散 曲线实际上是整个排列下方、一定深度范围 内介质面波速度的综合反映。在场地条件允 许的情况下,尽量采用多个检波器采集数据。

为了保证激振的频率成分 能够满足需要的勘探的深度范 围,要适当的设计偏移距、道 间距及仪器的各种采集参数。 这些采集参数,应根据野外现 场试验工作选择,即在分析干 扰波调查剖面的基础上,选取 面波采集参数。

(1) 偏移距的选择 采集数据的道间距和道数确 定后,选择偏移距实际就是选择 面波的最佳接收地段。根据试验 剖面,应选取面波和反射波已经 分离的接收地段。在基、高阶可 能分离的情况下,选取基阶面波 明显的接收地段。

(2) 排列长度的选择 瞬态面波排列的长度主要考 虑探测工作要求达到的深度,一 般要求排列的长度达到1/2波长。 探测深度较大时,检波排列与探 测深度相当;反之,采用小排列。

(3)道间距的选择 道间距应小于最小勘探深度 所需波长的二分之一。 (4)检波器的选择 一般土层中传播的面波频率 较 低 , 可 采 用 4 赫 兹 或 10 赫 兹 的低频检波器;在要求精度较高 的浅地层探测中,可采用频率为 38赫兹的检波器。

(5)记录长度的选择 要使所有的面波记录道上有 完整的面波波形,即有足够的记 录长度。

(二)、面波的激发 瞬态面波法的震源多用锤击或 落重,敲击臵于地面的垫板。为了 获得对应于不同深度的波速,要求 震源能产生各种频率成分的波。测 试浅地层时应激发高频率波,用小 锤或较轻的大锤锤击地面的垫板获 得高频信号并采用小道间距;测试 深度大时则相反。

(三)、瞬态面波法资料处理 瞬态面波资料处理的主要步骤 为: ?时间域-空间域提取面波; ?对面波信号进行二维傅里叶变换; ?建立频率-波数域振幅谱等值线; ?提取面波频散数据; ?计算1/2波长并绘制频散曲线

(1)时间-空间域提取面波 在如图所示的共炮点记录中,包含各种波的信 息,但只有面波是有效波,利用干扰波与面波 的视速度差异,用窗口提取面波,消除干扰波, 如图中虚线所围的范围。 在面波窗口中,还有一 些与面波重叠在一起的 干扰波,无法用窗口消 除。但窗口中所有的信 号都被认为是面波进行 处理。因此瞬态面波法 中,窗口中的波对频散 曲线有较大的影响。

面波记录的一般情况可分为: 1)同相轴清晰,相位少。由于地质条件的差异, 面波的波形千差万别,较规则的、易于识别的 面波记录如图所示,面波群仅由1个或2个周期 的波组成。其同相轴可以延长至原点,面波窗 口也容易划分。如虚线所围的范围。

2)同相轴清晰,相位 多。由于面波的频散 及含有多阶模态的特 征,在面波记录中面 波群的相位数随距离 增大逐渐增加,如图 所示的面波记录相位 从3个增加至5个或6个。 在这样的情况下,不 但要注意用窗口分离 记录中的折射波、反 射 波 、声波 、 转换波,在时间空间域的面波窗口如图中虚线 还 要 注 意 用 窗 口 取 全 框所示。从图中还可看出这些面波与 部 面 波 信 号 ( 从 原 点 其他类型的波在时间-空间域中干涉 开 始 ,扫帚 状 分散) 。叠加的现象。在这样的记录上,无法
分辨基阶或高阶面波。

3)同相轴的斜率改变。 引起面波的同相轴的斜率变 化的原因有多种,最主要的原因 有两种:

a)高阶面波存在。高阶面波在地震记录上的形态, 在远距离道上可以明显的分开,而在实际工作中, 无法采用很远的偏移距。
一般存在的高阶面波如图所 示,面波记录偏移距25米, 道间距1米。面波群在34米附 近分成两支,同相轴斜率明 显不同,其中箭头所指的面 波为基阶面波。这表明在时 间域中无法利用窗口完全分 离高阶面波。这种记录的面 波窗口设计应尽量取面波的 基阶部分,不可分离的高阶 干扰将在频率波数域中进一 步处理。

B)地下介质中有局部地质体或岩性突变面存在。 在遇到岩性差异特别大的直立界面(如在直立 边坡)时,在界面上将产生波的反射。

如 图 6 - 19 所示,在波 形图中存在 明显的面波 的镜像波

如果直立界面在面波排列中,镜像 波很快出现,面波的传播路径受直立界 面的影响,无法利用全部的记录进行分 析解释。 在地下介质为非水平层分布时,地 质条件的变化,改变了面波的传播路径, 使瞬态面波记录复杂化。如沿测线方向 有垂直岩性接触面存在,面波窗口只能 选在没有受接触面干扰的范围内。这时 应改变接收排列方向,可能得到更好的 面波记录。

使用时间-空间窗口提取面波 时,应注意识别和分析有效面波信 号特征、特别是基阶面波特征。在 覆盖层很薄、基岩起伏较大、横向 严重不均匀等地质条件下,很难得 到规则的面波,不宜用面波进行勘 探。

在图6-21中面波的 能量团只有一个, 面波以基阶成分为 主。而有高阶面波 存在时,频率-波 数域信号的特征发 生变化。

从面波的基本理论可知,层状大地上的面波可分为不同 视速度和不同能量分布的基阶面波和高阶面波,在时间 空间 域中,不能完全分离高阶面波。各阶面波的能量分布与频率有 关,在频率-波数域中,不同阶的面波显示出各自的能量团 (参见图6-9)。因此在频率-波数域中可进一步分离高阶面 波。

图6-23为时间空间域的记录,在波形图中并 没有表现出明显的基阶或高阶面波,但在频 率波数域(图6-24)中可以看到,面波的能 量团不止一个,除基阶面波外,还有一组高 阶面波,两者有各自独立的能量中心。

图分别为两组面波的频散曲线。对比图可知, 不同模态的面波速度差异明显,高阶面波和基 阶面波的频散规律相差较大,如果用高阶面波 进行资料解释,可能得出错误的结论。

(四)、频散曲线的解释

频散曲线反映了面波排列 范围内面波相波速随深度的 变化,因此,对于不同类型 的频散曲线进行分析解释, 可推断其对应的层状大地模 型。

1、地层结构类型及其频散曲 线特征 在利用面波描述地层结构 的变化时,可以将地层归纳 为3种类型,在不同类型的地 层上激发的面波频散曲线, 具有不同的特征。

(1)横波速度逐层增高 当由表层向底层横波速度逐层增高 的情况下,面波的大部分能量分布在基 阶模态中,在时间空间域各道面波波形 随距离增大而平缓衰减,不见明显的高 阶模态面波(高视速度)干涉现象。在 频率波数谱中,主要能量都集中于基阶 面波。随离震源的距离增大,面波能量 中长波长(反映更大深度)的比重也增 大。

在这种地层分层结构情况下,时距窗口的设臵和 基阶模态数据的提取都比较容易,并可以得到稳 定的结果。速度逐层增加的三层大地上的基阶模 态面波理论频散曲线如图所示。

(2)底层横波速度最高,中间某层为低速层 当大地中某一中间层为低速层时,面波 的能量分布不再集中于基阶模态,能量分布 于各阶模态中,并随频率变化。在这样的地 层结构上,时间空间域各道面波波形随距离 增大出现明显的高阶模态面波(高视速度) 干涉现象。而频率波数谱中会出现两个或多 个很强的高阶模态面波能量峰。离震源的距 离增大,长波长(反映更大深度)面波的能 量比重增大,时间 空间域中高阶面波和基阶 面波逐渐分离。

在这种地层分层结构条件下,必须 更多地考虑到减少高阶面波能量对提取 基阶频散数据的影响,一般采用以下两 种方法: ? 在时间空间域采用更适应于突出基阶 模态面波的时距窗口。 ? 在采集时使用更多的记录道,提高频 率波数谱的分辨能力。

中间层为低 速层的三层大地上 的基阶模态面波理 论频散曲线,如图 所示。 在实际工作 中,只有低速层的 厚度足够大时,才 能获得类似图所示 的频散曲线。

一般有低速层存在时,特别是有低速薄层存在时, 高阶模态面波在某些频率范围内的能量高于基阶模态面波, 根据面波的最高能量提取的频散曲线不可能是纯粹的基阶 面波。图为在地层深度15-20米之间,存在软弱夹层时的 频散曲线,夹层厚度约1米。在频散曲线出现“之”字形 异常的深度上大致对应软弱夹层的深度位臵。

有“之”字形异常存在时,无法 应用基阶模态面波的理论解释频散曲 线。但这一特征也反映出地下有低速 薄层存在。可以应用频散曲线的 “之”字形异常寻找低速薄层或软弱 滑坡面。

(3)表层为横波高速层,下部低速地层 当表层为横波高速层时,面波的能 量分布也不再集中于基阶模态,能量分 布于各阶模态中,能量的分布随频率变 化。在这样的地层结构上,时间空间域 各道面波波形随距离增大出现明显的高 阶模态面波(高视速度)干涉现象。而 频率波数谱中的能量分布于所有各阶模 态面波中。在频率波数谱图上很难提取 基阶模态面波。

图为用跨模态拾取极大值方法得到的频散数据 曲线。在长波长的范围内,主要是基阶模态面波的 相速度,基本反映了高速覆盖层下土层的波速特征。 在短波长范围内的相速度点,来自各个高阶面波。

对于高速覆盖型的地层,应该利用 多模态的面波频散数据来研究地层断面。 按图6-30拾取的跨模态面波频散数据, 可以定性地反映地层波速断面,而定量 的分层波速参数,还需要采用多模态频 散数据的反演方法才能得到。目前的多 道面波反演方法不适于解释这种地层构 造问题。

(4)非水平地层 面波波速的频散现象,反映了与其 波长相应的深度范围内的地层弹性分布。 地层的弹性参数分布越不均匀,面波频 散的表现也越复杂。对于横向不均匀的 地层,面波的频散数据更为复杂,并不 容易定量解释,但在一些特定的地层条 件下,如有局部地质体(空洞)存在, 频散曲线出现可以识别的特殊频散特征, 从而定性划分出地层的横向变化。

在存在空洞或软土层等的情况下,高阶面波能量增强, 但又不能完全与基阶面波分离,从而频散曲线为高、基阶面波 混合的形态。频散曲线上呈现出多次重复、曲线回折、深部无 面波信号等现象。如图可见测点未进入空洞上方范围时,频散 曲线形态相当于水平地层情况,测点进入空洞上方范围后,频 散曲线形态有明显异常。

频散曲线定量解释

频散曲线类型图,做法是:按相应的工作比例尺在图纸上标明 各测点的位臵,绘出该点的频散曲线,纵坐标为二分之一波长, 这样并不是意味着半波长就是深度。这种频散数据显示方式, 可以由频散数据预先估计地层波速断面的轮廓,并且在反演后 和地层参数直观的对比,如图所示。频散曲线的形态取决于地 下介质层厚度和层速度,频散曲线形态的横向变化可以反映地 下岩土层的变化特点。

频散曲线断面等值线图:为了反映测线通过的垂向断面 中面波速度和地层厚度的变化情况,可绘制面波速度断面等值 线图。从这种图件中可以看出地层起伏、构造变化和速度层沿 测线的分布等信息。作法是:以测点为横坐标,以深度为纵坐 标,把每个测点上各深度的面波速度值放在相应的位臵上,绘 制出面波速度等值线图,如图所示。从图上,可以直观地看出 面波速度沿测线方向和沿深度方向上的变化。

在有地形起 伏的情况下, 应考虑地形 影响,将频 散曲线绘制 在地形线上, 这样面波勘 探所达到的 深度及范围 更加清晰、 明确,如图 所示。

面波法的应用
(1)工程地质勘察。利用实测的面波 频散曲线,通过定量解释,可以得到 各地层的厚度及面波速度,速度的大 小直接反映了地层的“软”“硬”程 度。因此,可以对第四系地层分层、 确定地基的持力层、确定地层中是否 存在低速带或软弱夹层。

面波法的应用

(2)地基加固处理效果评价。如软地基 不能符合建筑要求,则需要进行加固处理, 即采用强夯、挤密臵换、化学处理等方法 使软地基变“硬”。在加固处理后,土体 的物理力学性质发生改变,通过实测加固 处理前后的面波速度差异评价土体的改善 程度,同时可对处理后场地在水平方向的 均匀性作出评价,以及加固所影响的深度 和范围。

面波法的应用

(3)岩土的物理力学参数原位测试。波 速的大小与介质的物理力学参数,如密度、 剪切模量、压缩模量、泊松比密切相关。 因此,通过对实测资料的反演拟合,得到 横波、纵波速度等参数,进而计算出其他 力学参数,也可以利用波速和力学参数的 统计关系,计算弹性参数。

面波法的应用

(4)地下土洞探测。有时需要准确地确 定地下土洞、溶洞、矿区废弃矿井以及各 种地下掩埋物的空间位臵,用面波进行探 测时,当面波的勘探深度与这些物体的深 度相当时,频散曲线会出现异常跳跃,根 据异常出现的位臵,可确定其埋深和范围。

面波法的应用

(5)饱和沙土层的液化判别。当较松散的饱和砂 土层受到振动时,会被振实,体积减少。如果不排 水,孔隙水的压力就会增高。在连续振动条件下, 沙土层内的孔隙水压力增高到了某一水平,孔隙水 压力等于上覆土层压力,在这样的情况下,沙土层 就不在具有抗剪强度,而处于液化状态。可见,沙 土层液化与否,与沙土层的密实度有关,土层越松 散越容易液化。同时,土层的松散程度与波速有关, 即波速越低越易液化。根据场地内饱和沙土层的埋 深、地下水位的深浅等地质条件可以计算出该饱和 沙土层的液化临界值。实测波速大于临界值,则为 非液化层,否则为液化层。

面波法的应用

(6)滑坡调查。滑坡是一种常见的地质灾害,也 是边坡失稳破坏的主要形式之一。边坡的物质构造 和结构是造成滑坡的内在因素,而重力和水的作用 则是引起滑坡的外因,水有时起重要作用。为评价 滑坡的危害,需了解滑坡体的构造和成分,各岩土 层的状态和特征,如含水层、富水带的分布及对滑 坡的研究表明,滑坡体、滑动面(厚度大时形成滑 动带),滑坡床在物质构成、物质结构、孔隙度、 含水率方面均有明显差异,从而造成其密度、电性、 弹性波速度等物理参数的差异。

滑坡调查可以利用多种物探方法,主 要有电阻率法、浅层地震法等。 面波法能够探测介质速度随深度的变 化。如滑坡面在基岩上,则基岩面上下一 般存在明显的密度差异,因此,可以用面 波法确定滑坡面深度;沿滑坡轴线方向布 臵测线可确定滑坡面的形态。在滑坡面为 软弱层(低速层)的情况下,面波频散曲 线有明显的变化,使滑坡面特征更为明显。 若滑动面厚度较小但滑面上下有一定的密 度差异,则可以用面波法分层来探测滑坡 面的位臵

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。

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。但瑞雷波法 的勘探深度受方法本身的限制,明显不如 前两者,而纵横向分辨率又高于前两者。


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