地球物理通论：折射波和面波法勘探技术

1.5.1 折射波法

人工震源激发的地震波在地下介质传播中，当穿过波速不同的分界面时，波改变了原来的传播方向而产生了透射，当下层介质波速大于上层介质的波速时，入射角到达临界角后，透射波将沿着分界面以下层速度“滑行”，这种“滑行波”也将引起界面上层质点的振动，并传播回到地面，成为折射波。在地面观测点用地震仪记录其到达时间并测量震中距，绘制时距曲线，就可以求出折射界面的空间分布状态，并获得下层介质波速。

地震折射波法利用入射角达临界角时的折射波即首波来工作，其勘探深度范围从几米到几十公里。相比而言是一种简便经济的勘探方法，在精度要求不高的情况下，它可为环境工程地质提供浅层地层起伏变化和速度横向变化的资料，为反射波法地震勘探提供静校正的表层速度和低速带起伏变化资料。在工程和环境地球物理探测中，地震折射波法常用于探测覆盖层厚度、基岩面起伏、地下水通道、污染羽流路径等。

在深部构造研究中，通常有上地幔的P波速度远大于地壳的P波速度。虽然折射波法不能细致地划分地层剖面，但可用来探测研究壳幔边界起伏和上地幔横向不均匀性。

1）折射波时距曲线

（1）水平界面的折射波时距曲线。如图1．50所示，在一个水平界面的情况下，时距曲线为直线，直线斜率为1／v2。时距曲线的截距为

t01＝2zcos（i0／vl）

图1.50 一个水平界面的折射波时距曲线

在多个折射界面的情况下，要求该界面之下波的速度大于其上部所有覆盖层中的速度（图1．51）。假若每层的厚度为zi，波速为vi，每层临界角为i0i＝arcsin（vi／vi＋l）。这时每个折射界面上均形成首波，第n个界面上的折射波时距方程为

图1.51 水平层状介质的折射波时距曲线

其中

上式可用来求多层水平折射层的每一层的波速和厚度。由于v1＜v2，…，vn＜vn＋1，浅层折射波时距曲线要比深层的陡，时距曲线会发生相互干涉。

（2）倾斜折射界面的时距曲线。定义界面上升方向为上倾方向，下降方向为下倾方向，如图1．52所示。O点激发，O′点接收，下倾方向的折射波时距方程为

z上和z下分别表示折射层上倾和下倾方向爆炸点的法线深度。

z下＝z上＋xsinφ 　（1．62）

t下表示下倾的传播时间，则沿下倾方向的时距方程为

同理，t上表示上倾的传播时间，则沿上倾方向的时距方程为

图1.52 倾斜界面的折射波时距曲线

2）折射波法的特点

折射波即首波，首波形成于下面地层的波速大于上覆地层波速的界面上，而且能量较弱，一般只能观测到3个或4个折射波，不能细致地划分地层剖面。但它的勘探深度范围较宽，可从几米到几十公里。此外，可从折射层的速度资料判断岩性。

折射波方法可以研究剖面上的分层结构，探测界面的起伏及折射界面下伏层的层速度。多层情况下深层界面产生折射波的条件是，该界面之下波的传播速度大于其上部所有覆盖层中的传播速度，若其上部覆盖层中存在一个波速大于其下任何层中的速度的地层，则其界面一般不能形成折射波，这就是屏蔽效应，高速层称为屏蔽层。当高速层的厚度较薄，或下部界面为角度不整合时，可不发生屏蔽现象。所以，折射波法分辨率相对低于反射波法。

还需注意的是，并不是所有的倾斜界面都能产生折射波并能在地面接收到折射波的。在i＋φ≥90°的情况下，无论上倾或下倾方向都观测不到折射波。

3）折射波观测系统

（1）相遇时距曲线系统。折射界面的所有参数都要利用相遇时距曲线才可求得。在测线两端放炮时，两支相遇时距曲线所反映的界面必须重复覆盖，并且确定是来自相同的速度界面，才能使解释可靠。相遇观测系统的综合平面图形式上和间隔的反射波双重观测系统相似，如图1．53所示。

（2）追逐时距曲线系统。在同一接收段的同侧不同的激发点O1、O2点分别放炮得到两条时距曲线，称为追逐时距曲线系统，如图1．54所示。同一界面的折射波追逐时距曲线应是平行的［图1．55（a）］，但对于穿透波，由于出射角变化，追逐时距曲线不平行［图1．55（b）］。

图1.53 相遇时距曲线观测系统

图1.54 追逐时距曲线观测系统

图1.55 追逐时距曲线

（a）折射波追逐时距曲线；（b）穿透波追逐时距曲线

1.5.2 瑞利波法勘探

瑞利波法勘探实质上是根据瑞利面波传播的频散特性，利用人工震源激发和接收多种频率成分的瑞利面波，揭示地下介质波速随频率的变化特征，确定地表岩土瑞利波速度随场点坐标的变化关系，以解决环境与工程地质问题。

根据激发震源的不同方式，瑞利波法有频率域观测的稳态法和时间域观测的瞬态法两种。稳态法应用时间较长，方法技术也较为成熟，但缺点是设备笨重，不利于提高效率。瞬态法则具有轻便、快捷、效率高的特点，所用的采集系统就是地震勘探数据采集系统。(www.xing528.com)

瑞利波法与折射波法、反射波法相比，其独特之处是它不受地层速度差异的影响，对于波阻抗差异较小的地质体界面较折射波法和反射波法反映明显，纵横向分辨率较高，勘探深度较浅。

瑞利波法可解决的环境与工程问题有地层划分，地基加固处理效果的评价，岩土的物理力学参数原位测试，公路、机场跑道质量无损检测，地下空洞及掩埋物的探测等。

1）瑞利波勘探原理

瑞利波沿地面表层传播，表层的厚度约为一个波长。同一波长的瑞利波的传播特性反映了地下地质条件在水平方向的变化情况，不同波长的瑞利波传播特性反映了地下不同深度介质的物性情况。在地面上沿波的传播方向，以一定的道间距Δx布设N＋1个检波器，就可以检测到瑞利波在NΔx长度范围内的传播过程。设瑞利波的频率为f，相邻检波器记录的瑞利波的时间差为Δt或相位差为Δφ，则可求得相邻道Δx长度内瑞利波的传播速度和平均速度式，相应地可得到频散曲线（vRf曲线）和转换曲线（vRλ曲线）。

频散曲线和转换曲线的变化规律与地下地质结构存在着内在联系，通过对频散曲线进行反演解释，可得到地下某一深度范围内的地质构造情况和不同深度的瑞利波传播速度vR值，由此可对地下岩土的物理性质作出评估。

瞬态瑞利波法检测的实质是通过测量不同频率瑞利波的传播速度，来探测不同深度（距离）的岩土介质性质。工作中在地面上施加一瞬间冲击力后，在地面表层就有瑞利波的传播。这种方法产生的瑞利波是由许多简谐波叠加而成，以脉冲的形式向前传播。用人工震源（如锤击、撞击、爆炸等）使诸如地面的自由表面产生包含所需频率范围的瞬态激励。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，从而得到一条频散曲线（vRf曲线）和转换曲线（vRλ曲线）。

瑞利波的能量主要集中在介质的自由表面附近，其深度大体在一个波长深度范围内，由半波长理论，所测量的瑞利波的平均波速vR可认为是1／2波长深度处介质的平均弹性性质，即勘探深度为H＝＝vR／2f。

2）瑞利波工作方法

通常采用瞬态多道瑞利波勘探技术，它是在地面上沿着波传播的方向布置间距相等的多个拾振器，一般可为12个或24个，将多个拾振器信号通过逐道频谱分析和相关计算，并进行叠加，得出频散曲线将更为可靠。

（1）工作布置。为了使两检波器接收的信号有足够的相位差Δφ，两检波器距离Δx应满足λR／3＜Δx＜λR，两检波器间的相位差Δφ应满足2π／3＜Δφ＜2π。随着勘探深度的增大，λR增大，Δx的距离也应相应增大。

（2）激发与接收。震源一般采用落重法，即以一定质量的重块，提升一定高度后，自由落下撞击地面，从而产生瑞利波。当进行浅部测试时，可采用小铁锤，当测试深度较大时，可采用大铁锤或重铁块为震源。

瞬态法勘探的记录与浅层地震勘探类似，但在资料分析时，主要采用频谱分析。目前的记录仪大部分是数字化记录仪，频谱也是离散化的。高频时记录时间可短些；低频时记录时间应长些。如要求分辨率为0．5m，在10～6．5Hz范围内记录时间不应小于5000ms。

瞬态法的有效信号和干扰信号在记录上难以区别时，应在同一激发点重复接收3～5次，把重复接收的信号叠加，取其平均值，加强有效信号，压制干扰信号。在测点的一侧激振和接收完成后，可把震源移至测点的另一侧，再重复激振接收3～5次。把两侧的测量结果平均，作为该点的最终结果。

3）资料处理与解释

瑞利波勘探采集到的原始资料是瑞利波沿地面传播的振动波形，对原始资料须经过室内整理、各频率瑞利波传播速度的计算后绘制出实际频散曲线图及有关的辅助图件。根据不同的勘探目的，对资料作出地质解释或对各层的岩土工程性质作出评价。

（1）数据整理。瑞利波勘探每一排列或每一测点需记录数十个频点（稳态法）或数十次激振的记录（瞬态法），数据整理主要是检查记录质量是否合格、校对剖面号、检查测点是否正确、核实记录的频率与实际波形的频率是否一致等。

（2）资料解释。瑞利波勘探的第一手资料是各频率的传播速度，在稳态法勘探中，主要采用同相位时间差法和相位差法。在利用天然地震中的瑞利波研究深部地质构造时，手工采用时间差法；在利用数值计算时，采用相位差法。

（A）瑞利波传播速度的计算。稳态法瑞利波传播速度的计算方法有时间差法和互相关分析法。时间差法是由地面上两检波器间的距离除以两检波器接收的瑞利波的同相位时间差所得的商作为瑞利波的传播速度。

由地面上沿波的传播方向上两处的信号计算互相关函数，互相关函数进行傅里叶变换求取互相关谱，互相关谱的相位就是地上两点的相位差。根据不同频率的相位差，就可以计算出不同频率谐波的瑞利波传播速度vR。

为了评价记录信号在各频段的质量，由自功率谱可定义相干函数。如果信号来自同一振源，记录系统是理想的，则相干函数等于1，说明信号质量良好。如果存在干扰信号及系统的非线性，都会降低信号质量，使得相干函数γ（f）小于1。在实际应用中，应首先在相干函数图上，确定一界限值，大于该界限值的频段就认为是可靠的信号，可以用来计算vR值。确定了瑞利波在地表的传播速度，可绘制频散曲线或转换曲线。曲线反映了速度随深度的变化。

（B）层厚度的确定方法。一次导数极值点法。用极值点对应的λi，自乘以深度转换系数β，可计算出相应的深度H（H＝βλi）。

拐点法。从频散曲线上找出拐点位置，并计算出拐点处所对应的波长。根据频散曲线的变化规律，估计v R1／v R2的范围，则可计算出深度。

（C）层速度的计算方法。实测瑞利波的传播速度代表着某一深度内各层的传播速度的加权平均值（权系数与层厚度有关）。层速度计算的目的就是根据实测频散曲线，从平均传播速度中计算出各层的传播速度。有渐近线法、极值法、近似计算法等。

4）瑞利波法的应用

在浙江宁波余姚江北侧驳岸边布置了面波测线，以探查余姚江驳岸基础埋深，测线布置如图1．56所示。

图1.56 面波测线布置

面波探查采用SWS3型多功能地震仪，接收传感器使用4．5Hz垂直地震检波器，24道采集，道间距1．0m，偏移距6．0m，采集点距2．0m，震源采用锤击方式。使用CCSWS软件系统对瑞利面波探测数据进行一系列的处理和分析，最终得到面波测点的频散曲线和相应的面波层速度彩色剖面图，如图1．57、图1．58所示。

图1.57 面波测点频散曲线

（a）57号测点；（b）75号测点

由图1．58面波层速度彩色剖面图可以看出，在剖面深度2．3～2．7m范围内有一较为平缓的波速分界面，界面以上介质面波层速度较低，一般在90～180m／s，为驳岸基础上方填土的面波层速度反映，而界面以下介质波速均大于180m／s。结合现场场地情况分析，判定此处波速分界面为驳岸基础顶界面的反映，因此，驳岸基础顶界面埋深约为2．3～2．7m，平均深度约为2．5m。

图1.58 面波测线探查层速度彩色剖面图及解释成果