面波法勘探在工程勘察中的应用

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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

2

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

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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，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。

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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

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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VR 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VR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NΔX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：

VRx2fi2fit2fit2fx (2-1) 式中 (2-2) VRt/2fi

测量范围NΔX 内地层

VRNxNtii1- 3 - V2fiNxnRii1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（VR-ｆ）曲线，即所谓的频散特性曲线或把（VR-ｆ）曲线转化为（VR-λR）曲线，可用下式表示： (2-4)

RVRf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。

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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2-1 2、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。

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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。

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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/µ0 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：

VH0.8R0.8Rf (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VR —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VR—λR曲线一致。

表3-1 不同介质中瑞利波的穿透深度

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3．2层厚度的计算方法

在实际勘察工作中，以VR为横坐标，以H=βλ为纵坐标，绘制VR-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VR-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3-2

1、一阶导数极值点法 根据

VRR曲线的极值点对应的分层R位置，求出其波长Ri，并根据

H Ri确定分层深度。

2、拐点法

根据VR-βλR曲线上的拐点的位置，计算出拐点处所对应的波长Ri，同样根据H Ri确定出分层深度。需要注意的是瑞利波速度代表着 Ri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：

Hik Ri，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。分层速度由下式计算：

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速度VR随H增大而增大时：

VRmHnVRnHn1VRn1 (3-2)

HnHn1速度随深度减小时：

VRmHnHn1HnHn1 (3-3)

VRnVRn1式中：Hn 为第 n点深度；

Hn1为第n-1点深度； VRn为 n点深度以上平均波速； VRn1为第n-1点深度以上平均波速；

VRm 为Hn—Hn1深度间隔的波速。

2、横波速度

由瑞雷波的基本原理可知，在均匀各项同性半无限弹性介质中，瑞雷波速 度和横波速度的近似关系为VR0.919VS。对于不同的岩土介质，经理论计算，可得到不同泊松比σ 与VRVS的关系见表3-3。从表中可以看出，随着泊松比的增大， VR相对VS急剧增大，而VS与VR的值则趋于一致。一般岩石泊松比在左右，第四系地层泊松比为~，可以认为对土体而言，VR与VS基本相等。其误差只有5%左右，即VR0.95VS。由此，在计算岩土的力学参数时，可利用VR代替VS进行近似计算。

表3-3 瑞利波速度与横波速度的关系表

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第四章 工程实例

工程概述

2007 年春季，陕西延长县某河岸黄土陡边坡出现滑动迹象，严重威胁穿行而过的输气管道的安全。滑坡区位于陕北黄土高原中部地区，属于典型的继承型和继承、侵蚀混合型的黄土沟壑地貌。黄土广覆于下伏起伏的基岩古地形之上，在新构造运动的影响下，由于河流的长期侵蚀切割，形成沟谷深切的地形。该处滑坡受河流的侵蚀切割作用，坡体前部形成陡坡临空面，为滑坡提供了滑动的空间条件。

该滑坡危及输气管线的安全，所以必须尽快勘察和治理。由于时间紧迫，按常规的勘察方法很难满足工期要求，急需一种快速、高效、准确的勘探方法。经分析和研究，最后确定了以多道瞬态面波勘探为主，配以少量钻孔加以验证的勘察方案。面波勘察的任务是要划分地层并确定滑动面的位置。

数据采集和处理

1、野外数据采集

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仪器采用北京水电物探研究所 SWS 工程地震仪，检波器使用4 赫兹面波检波器，震源采用18磅铁锤锤击合金垫板。采集时参数设置如下：

采样间隔： 每道采样数： 2048 道数： 12道 道间距：2m

偏移距：各点取4m和8m各采集一组数据 观测系统

测试中沿河堤走向布置测线，等间距设置6个测点（CD1~CD6），总覆盖长度约140m。

2、数据分析和处理

对所采集的数据按本文所述方法在时间-空间域和频率-波数域进行初步处理和分析，发现测区面波数据呈现两类不同的特征：

一类是基阶面波型号很强，高阶信号较弱，，如图 4-1 所示，类似Ⅰ类（波速由表层向底层逐层增高的横向均匀介质）地层面波频散特性。

二类是基阶面波和高阶面波都很强，但是能够区分，如图4-2所示，类似Ⅱ类（底层波速最高，中部含低速层的横向均匀介质）地层面波频散特性。

通过进一步分析发现，测区面波频散曲线形状非常类似，都具有两处明显拐折，较深处拐折出现速度倒转现象，说明该深度处具有低速夹层。而测区部分面波信号(CD3-CD6)在时间-空间域和频率-波数域出现类似Ⅰ类地层的面波频散特征，则是由于该处低速层深度较大，减弱了高速波导效应。事实上，我们

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从图上可以看出，高阶面波还是具有一定能量，要比正常Ⅰ类地层中高阶面波信号稍强。由此可以得出，测区内地层都可以归为Ⅱ类地层。

将验证孔的地质和面波资料进行对比分析，经多次计算和比较，确定β取 最为合适。按此换算系数得出的面波 H-VR 曲线上两处拐折很好的对应了两处地层分界面，如图4-3所示。由此也确定了层段划分标准。

图 4-1 测点4 实测面波S-T域波形记录及（右）F-K域图谱

图 4-2 测点1 实测面波S-T域波形记录及（右）F-K域图谱

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对所有资料进行时间空间域和频率-波数域处理后得到各测点基阶面波频散曲线，然后按上面得出的波长-深度转换系数将面波频散曲线转换为H-VR曲线。各曲线按其测点相对位置显示在图4-4中。

地层划分及滑动面确定

利用所得VR-H曲线反演横波速度结构，反演方法采用人机联合反演。首先根据频散曲线的形状特点确定地层界面位置，然后再反演其横波速度结构。反演结果见表4-1。

表 4-1 测点1~6横波速度反演结果表

层号 深度（s） 1 2 3 4 5 6 层号 深度（s） 1 2 3 4 5 CD4 CD1 CD2 深度（s） CD5 深度（s） - 13 -

CD3 深度（s） CD6 深度（s） Vs（m/s） 97 166 256 152 272 409 Vs（m/s） 130 173 227 150 269 427 Vs（m/s） 120 165 227 138 324 779 Vs（m/s） 149 188 207 252 199 Vs（m/s） 136 174 263 169 403 Vs（m/s） 148 177 159 249 198 6 7

290 456 762 256 542 可以看出，地层横波速度总体随深度加深呈增大趋势，深度在 20m 左右出现低速夹层，横波速度值不超过 200m/s。归纳各点横波速度结构并结合验证孔地层结构情况，确定测线下方从上向下依次分布四层地层:

1、地表至 8 米深度左右，横波速度 97～207(m/s)，为黄土：浅黄色，结构疏松，孔隙发育，天然状态下垂直节理十分发育，遇水显湿陷性，强度很低。该层在陡坡处出现相对滑动。

2、黄土层下方，波速范围227～263(m/s)，为黄土质砂粘土：黄褐色，结构致密，垂直节理发育，无层理，无湿陷性，抗剪强度较高。

3、黄土质砂粘土下方，横波速度降低到138～198(m/s)，为泥岩：灰白色，强风化，多为土状，位于地下水位以下，遇水软化，抗剪强度极低。该层即为滑动带。

4、最底层的横波速度明显增大，超过400(m/s)，为砂岩：灰色-灰白色，坚硬，抗剪强度高，顶部具有3-5米的风化带，具有垂直节理，但其空隙和节理中往往充填了粘土物质而形成相对的隔水层，易于形成滑坡面。

图 4-5 和图 4-6 为根据以上反演和解释所得的地层剖面图。图 4-5 为该滑坡沿河堤走向的地层解释剖面，图4-6为该滑坡沿滑坡轴方向的地层解释剖面。

瞬态面波方法在该滑坡勘察中的应用取得了良好的效果：为滑坡治理方案的设计提供了地层分层参数；节约了勘察成本，缩短了勘察周期，为滑坡的治理赢得了宝贵的时间；采用面波勘探方法，避免了大量钻探工作对土体的扰动而加速滑坡体的滑动。

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图 4-3 实测面波频散曲线与钻孔柱资料对比图

图 4-4 测点1~6的实测面波频散曲线（β=）

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图 4-5 沿河堤走向的地层解释剖面

图 4-6 沿滑坡轴方向的地层解释剖面

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第五章 结论

本文结合工程实例，对瑞利波勘察的方法可以得出以下结论和认识： 1、瞬态瑞雷波法用于浅层地质勘探和工程检测具有高效，环保，经济，抗干扰强等优点，在中间夹软弱低速层的复杂地层条件下也能使用，能够弥补传勘探方法的不足。

2、多道瞬态面波数据处理过程中，采用频率-波数谱分析法求取频散曲线效率高，结果很稳定，但其只能反映地层在横向变化的平均效应。

3、不同结构类型地层的面波频散特征不同，相应的面波采集处理方法也应不一样。

4、在实际面波勘探工作中，应该根据测区面波资料与地质资料对比，确定合适的瑞雷波长与深度转换系数。对于一般的黄土覆盖层，波长深度转换系数取比较合适。

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参考文献

[1] 朱介寿等．地震学中的计算方法[M]．北京：地震出版社，1988．

[2] 明，李正文．地震勘探原理、方法及解释[M]．成都:成都理工大学内部教材，2005．

[3] 杨文采．地球物理反演的理论与方法[M]．北京：地质出版社, 1996． [4] 袁学诚．中国地球物理图集[M]．北京：地质出版社, 1996．

[5] 左兆荣，房明山．震相与地球内部结构[M]．北京：地质出版社, 1986． [6] 傅淑芳，刘宝诚．地震学教程[M]．北京：地震出版社, 1991． [7] 曾融生．固体地球物理学导论[M]．北京

科学出版社，1984．

[8] 雷宛，肖宏跃，邓一谦．工程与环境物探教程[M]．北京：地质出版社，2006． [9] 杨成林等，瑞雷波勘探[M]．1993 年，地质出版社。

[10 ] 吴如山,安艺敬一．主编.地震波的散射与衰减[M]，李裕澈，卢寿德等译，吴建春，刘洪校，北京：地震出版社，1993．

[11 ]安艺敬一，Ｐ．Ｇ．理查兹．定量地震学[M]，李钦祖，邹其嘉等译，傅承义校，北京：地震出版社，1993．

[12 ] G. Nolet, edit, Seismic Tomography [M]. Reidel, Dordrecht, 1987．

[13] 朱介寿等，用瑞雷面波研究东亚及西太平洋地壳上地幔速维结构[J]．物探化探计算技术2005，27（3）：185-192．

[14] 朱介寿，曹家敏，蔡学林等.东亚及西太平洋边缘海高分辨率面波层析成像[J]．地球物理学报，2002，45（5）：6-6．

[15 ] 黄绪德．由面波求表层横波速度[J]．勘探地球物理进展[J]．2004，27(1)，9-15． [16 ] 徐华全，顾勤平，刘远志．多道瞬态面波法在覆盖层调查中的应用[J]．内蒙古石油化工．2008，17：26-27．

[17 ] 董海文．瑞雷面波法在公路质量检测中的理论与应用研究[D]．长沙：湖南大学土木工程学院，2005．

[18] 李晶．面波在地震波场中的特性研究及应用[D]．成都：成都理工大学信息工程学院，2006．

[19] 贾辉．瞬态瑞雷波法在隐伏断层探测中的应用研究[D]．北京：中国地震局地球物理研究所，2007．

[20] 肖伯勋．高模式瑞雷面波及其正反演研究[D]．长沙：中南大学，2000． [21] 娄晓龙．瑞雷面波法在路基压实度检测中的试验研究[J]．公路交通科技．2006，5：66-68．

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