工程的面波勘探

第4章结论及建议 4．1结论 4.2建议 致 谢 参考文献

第1章1.1论文研究的目的和意义

1.1.1论文研究的目的

序 言

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GDS表面波测试系统中的稳态面波—寻找软土

随着社会的大发展，交通枢纽压力越来越重，国家大力发展铁道建设铁道部决定第三次提速，将客运线和货运线分开。在铁道建设中路基至关重要，但路基的修建一般都在地形较为平坦，地下含有大量的软土影响路基的承载力所以工程中必须找出软土并解决软土对承载力的影响。在一般的工程勘探中大量引用钻探技术和静力触探技术，但是它们的经济昂贵以及速度慢，所以本次在武广线引用瑞雷面波（GDS表面波测试系统）中的稳态面波法寻找软土。

1.1.2瑞雷面波在工程方面研究意义

近十几年来，面波勘探引起工程地质界广泛的兴趣。其原因在于工程地质中传统的原位测试法需要对场地钻孔，其成本较高，也很耗时；而面波勘探能较为快速、经济地对场地进行分层，并给出每层的剪切波速度；后者对于计算地基的模量，并进而计算地基承载力、评价地基加固效果、计算地基层动液化以及地震小区划等方面是必不可少的。另一方面，面波勘探也能应用于诸如机场跑道、高速公路质量的无损检测。

1.2研究与应用现状

1.2.1国外发展现状

瑞雷面波从理论上被发现以后，人们首先从天然地震的记录证实了面波的存在。二十世纪五十年代初，人们又发现了瑞雷面波在层状介质中具有频散特性，当时Haskell首先用矩阵方法计算了层状介质中瑞雷面波的频散曲线，这是后来人们利用瑞雷面波了解地层结构的基础。于是，人们最初主要根据频散特性广泛地利用天然地震记录的瑞雷面波来研究地球内部构造，如日本的吉田满、川崎一朗就曾利用瑞雷面波频散测定了西太平洋上地幔的密度结构。2000年，Wolfgang Friedrich、 Stefanie Hunzinger 等人利用多模式波场，探讨是否可用Helmholtz方程来提高地震面波对大地结构解释的精度。

二十世纪六十年代后，随着高速数字计算机广泛地应用于地球物理学的各

个领域，对瑞雷面波的研究也有很大的发展，其主要标志是出现了瑞雷面波频散曲线的快速计算。大量外国学者对层状介质中瑞雷面波频散函数的计算进行了研究，提出了各种方法，其中主要有Thomson-Haskell法、Schwab-Knopoff法、矩阵法、Abo-Zena法、RT矩阵法等。

1979年，Anas Abo-Zena对传递矩阵法进行修改，很好地解决了高频精度丢失的问题。Harvey(1981)进一步对Abo-Zena算法进行了改进，明显提高了计算的速度。

1972年，Takeuchi和Saito还提出了数值积分的方法，他们的方法对于计算一般的层状地层模型的频散曲线比较方便，但在处理高频数值问题时具有不稳定性。

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Kennett和Kerry等人提出的RT矩阵法是一种计算频散曲线的有效方法[15\\22\\23],该方法是建立在反射系数和透射系数基础上的,它不仅有效地解决了面波的频散曲线问题,而且还明确地解释了面波的形成机理,即相长干涉。1993年，Xiao Chen又对该方法进行了改进和提高。

这些对面波频散曲线正演计算方法的研究，对面波的实际应用起了很大的促进作用。

二十世纪六十年代，美国人提出面波的半波长解释方法，并将稳态法首先用于地基勘察。

二十世纪八十年代初，面波工程勘探有了突破性进展。

1983年，Stokoe II和Nazarian等提出所谓的面波频谱分析方法（SASW），通过分析面波的频散曲线建立近地表的S波速度剖面。随后，SASW方法得到不断的改进，并在许多工程中得到应用。

2000年，Damien M.Leslie和Brians研究了低速夹层存在时的能量传播。以往在地震勘探中，一般将地震反射记录中的导波能量看成噪声并把它丢弃，但他们研究后发现导波的主波长与低速层的物理性质存在相关关系，由此可估计低速层的厚度等特性。

总体上而言，国外在瑞雷面波正、反演理论方面的研究比较深入，比国内研究的时间要早，有很多成果值得我们去继承和发展。

1.2.2国内研究及应用现状

我国学者对瑞雷面波勘探法的研究开始于二十世纪八十年代，经过20多年

的艰苦努力，国内学者在瑞雷面波的理论、工程应用、仪器研制等多方面做出了大量卓有成效的工作。

二十世纪八十年代后期，我国铁道部第四设计院（1987）和西安煤研院（1988）花巨额外汇从日本引进GR810探测系统，这对推动瑞雷面波探查技术在我国的应用起了积极作用。同时，我国也开始自行研制仪器设备并开展瑞雷面波法勘探的试验研究。

1988年，吴世明、夏唐代等人采用瑞雷面波法测试土层波速。 19年，杨成林等人将Terralog浅震仪改装成稳态瑞雷面波勘探系统 1990年，时福荣提出用互相关法计算稳态瑞雷面波的传播速度。同年，陈云敏等用瞬态法测量机场跑道地基的剪切波速，提出用相干函数法判别信号有效性，并用互谱法求取其频散曲线。1991年，朱裕林将GR810系统用于建筑地基、软土地基加固效果评价和人工洞穴、岩溶探测。1999年，方谦光、李志华、潘瑞林将瑞雷面波法应用于铁路路基稳定性检测中并用互谱法求取其频散曲线。1991年，朱裕林将GR810系统用于建筑地基、土地基加固效果评价和人工洞穴、

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岩溶探测。1999年，方谦光、李志华潘瑞林将瑞雷面波法应用于铁路路基稳定性检测中。

2001年，黄真萍等针对当前瑞雷面波在实际勘探中有时误差较大，精度偏低的现状，就提高瞬态振动法瑞雷面波采集问题进行了探讨。

2004年武炜等利用瞬态面波预测单桩承载力模型进行了研究，总结了现有单桩竖向承载力检测技术存在的一些问题，结合实例提出了一种预测单桩承载力的间接方法——瞬态面波法。剪切波速与标贯击数之间也存在着相关关系，通过标贯击数建立起剪切波速与桩侧摩阻力及桩端阻力的相关模型，应用瞬态面波测试技术可快速检测桩周土剪切波速，确定单桩承载力。

总体而言，瑞雷面波在目前的实际应用中，主要用于地层划分、地基加固处理效果评价、岩土的物理力学参数原位测试、混凝土质量无损检测、地下空洞及掩埋物的探测、饱和砂土层的液化判别、场地类型划分等方面。

本论文的研究内容：

第2章：瑞雷面波的基本理论

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2.1：瑞雷面波的传播特征

2.1.1: 物体的弹性与弹性波

2.1.1.1物质的弹性常数

设作用于物体单位面积的力为应力S，则纵应变定义为缩小或伸长量△L与原长度L的比值，即△L/L。横应变定义为在垂直于力的方向上，物体膨胀或收缩量△d与物体原尺寸d的比值,即△d/d。

F/A在物体的弹性范围内，根据虎克定律，E,E称为杨氏模量。

L/Ld/d 横应变与纵应变的比值称为物质的泊松比，。

L/L 一个均匀的压应力作用于物体上，引起物体体积减小，应力除以体积的相对

P/A变化称为物体的体积模量K，K，式中，V为物体的原体积，△V为体

V/V积变化量，A为表面积。

当作用力F平行于物体的底面和顶面时，这种力F称为剪切应力。由于剪 应力的作用使原来成直角的物体变化为90，变化角叫做剪切应变。如 很小，剪切应变与应力成正比，关系为：F/A，μ定义为物体的剪切模量

或称为刚度模量。 2.1.1.2 弹性波

机械振动在弹性体中的传播过程，称为弹性波。按波的物理实质分类，波的基本类型只有纵波P和横波S。P波的振动方向与传播方向一致，S波的振动方向则与传播方向垂直。按波与界面相互作用形成的面波有：瑞雷面波、love波、斯通莱波、导波。love波由弹性分层半空间中的SH波叠加所形成。斯通莱波是沿两介质界面传播的波。在介质中若有低速层存在，则可能出现P波或S波的导波。

弹性波具有一定的传播速度或走时曲线，且具有一定的振幅、波形、极化方向、能量和频谱。

2.1.2瑞雷面波的形成和定义

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如图2-1所示，为瑞雷面波在均匀半空间介质中的传播，质点在波的传播方向垂直平面内振动，质点的振动轨迹为逆时针方向转动的椭圆。当平面SV波大于临界角入射自由表面时，反射P波为沿着自由表面前进的不均匀波。这两种波相互干涉，便产生了面波，由于最初由英国学者瑞雷（Rayleigh）在理论上确定的，称做瑞雷面波。

根据弹性波动力学和物质的弹性系数，可以确定纵波vp、横波vs、瑞雷面波v与介质弹性系数有如下关系：

vp(2)E(1) (2-1)

(1)(12)vsvE (2-2) 2(1)0.871.12vs (2-3)

12.1.3 弹性波波动方程

在均匀、各向同性、理想的固体弹性介质中，通过位移表示的弹性波波动方程为：

2u2()grad2uF （2-4） t 式中：u——在F作用下质点的位移向量； F——力向量；

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； ——体变系数（divu）

2——拉布拉斯算子，2。 x2y2z2 如果位移向量u在x、y、z三个坐标轴的分量为ux、uy、uz；力向量F在三个坐标轴的分量为Fx、Fy、Fz，则（2-4）式用分量表示为：

2uxt2()x2uxFx2uyt)y2u2(yFy 2uz2t2()zuzFz其中 ：F/A，E(1)(12)；

—物体的剪切模量；

E—杨氏模量（单位面积的应力处以相对变化）；

—泊松比（横应力与纵应力的比值）；

A—为物质的表面积； —剪切应变。

根据虎克定理，

对（2-4）式两边分别取散度（divgrad2）得：

2t222divF 对（2-4）式两边分别取旋度（rotgrad0，rotu）得：

2 t22rotF 位移向量u和力向量F可表示为：

ugradrotFgradrot 将（2-8） 式代入（2-6）、（2-7）式可得：

2t222

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2-5）

2-6） 2-7）（2-8）

（2-9） （ （ （ 39 成都理工大学2005届 论文 工程物探中的面波勘探

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22 （2-10） t2令，v2p2，vs2代入（2-9）、（2-10）得： 222vpt2 （2-11） 222vst2在不考虑外力F作用下，只考虑介质特性对波的影响，令0，0，（2-11）可变为：

22v2 p0 （2-12） 2t222v s0 （2-13） 2t（2-12）、（2-13）分别代表纵波和横波波动方程。

2.1.4均匀半空间介质瑞雷面波传播

0 x 2.1.4.1均匀半空间介质瑞雷面波传播方程 表垂直的平面可截取一个二维的介 vP 、vs、、 质剖面。选水平坐标轴x沿地表方

向，垂直坐标轴z由地表算起并指 z 向地下。 图2-2 半空间介质 将（2-12）、（2-13）作以下变换：

1222 (2-14)

vpt21222 (2-15)

vst2质点的水平位移ux和垂直位移uz可表示为：

 （2-16） xz uz （2-17） zx（2-14）、（2-15）解的形式设为： ux ８

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(x,z,t)(z)e[ik(xVt)] （2-18）

(x,z,t)(z)e[ik(xVt)] （2-19）

将（2-18）、（2-19）代入（2-14）、（2-15）得：

''(z)k2P12(z)0 （2-20）

''(z)k2P12(z)0 （2-21）

21/2其中：P，P2[(v/vs)21]1/2，k2/； 1[(v/vp)1]当，vvsvp时，P1、P2为虚数，此情况适合于瑞雷面波，其它情况为

体波入射、反射，或者物理上实现不了。

在满足P1、P2为虚数时，（2-20）、（2-21）的解分别为：

(z)A1ekvzA2ekvz

11(z)B1ekvzB2ekvz

22

式中：v1[1(v/vp)2]1/2，v2[1(v/vs)2]1/2，A1、B1、A2、B2为任意常数。

根据波动的物理概念，当z时，振幅应为有限值，因此，令A1B10，将

A2、B2换为A、B则方程（2-18）、（2-19）变为：

(x,z,t)Aekvzeik(xVt) （2-22）

1(x,z,t)Bekvzeik(xVt) （2-23）

2（2-22）、（2-23）为瑞雷面波传播方程，它是以速度v沿x轴方向传播的简谐波，由方程可见随着深度增加，其振幅幅度按指数衰减。

2.1.4.2 瑞雷面波的存在条件

为了证明瑞雷面波的存在，利用自由边界上应力为零这个条件，设Tzz和Txz分别为界面上正应力和切向应力，则Tzz|z00，Txz|z00 即： Tzz(uzuxu)2z|z00 (2-24) zxzuzux)|z00 (2-25) xz Txz( 将(2-16)、(2-17)代入（2-24）、（2-25）两式得：

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uxxuzzuxxuxzuzxuxz222zxx222xzz22uz22zxz (2-26) 222xzz222zxxuz222222xzxzx222)|z00 （2-27） Tzz2(2zxz22222)|z00 （2-28） Txz(2xzxz

由（2-22）、（2-23）式得：

22(jk)x222(kv)1z222(jk)x2 （2-29） 22(kv)2x22jk2v1zx2jk2v2xz2把（2-29）式中的相应公式代入（2-27）、（2-28）式，考虑到(v2p2vs)，整理化简得：

2(1v2)A2iv2B0  （2-30） 22iv1A(1v2)B0因A、B不等于零，只有：

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21v22iv2 0 22iv11v2因此可得：

[(2(v/vs)2]24[1(v/vp)2]1/2[1(v/vs)2]1/20 （2-31）

（2-31）称为瑞雷面波方程（瑞雷面波存在条件）。

解方程(2-31)的实数解条件为:0vvs 即瑞雷面波速度小于横波速度。 2.1.4.3 瑞雷面波传播特点

将（2-22）、（2-23）代入（2-16）、（2-17）得：

uz(Akv1ekv1zBikekv2z)eik(xvt) （2-32） kv1zkv2zik(xvt)ux(AikeBkv2e)e 由（2-30）式可知，B2iv1A 代入上式（2-32），并取实部得： 21v22vuzD(12ekv2zv1ekv1z)cosk(xvt)1v2 （2-33）

2vvkv2zuxD(ekv1z12e)sink(xvt)21v2 式中，DAk为任意常数。

上式（2-33）即为瑞雷面波垂直分量与水平分量的振幅，常规地震记录接受的是uz垂直分量。

为了将（2-33）式便于计算，将（2-22）式代入（2-14）式得：

22(ikv)2v2p[(kv1)(ik)]

整理可得：

k2v22v (kv1}k2()2[1()2]

vPvp22vpmv设 k1242[1()2],m,n

nvsvs则：(kv1)2k12/2 （2-34）

其中，为瑞雷面波波长。

同理把（2-23）代入（2-15）式并整理可得：

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(kv2)212/21v22v2[1()] （2-35）

vs1242(1m2) Cv1112/(m) （2-36） 21v2m2n2mv11(v/vp)21(m/n)2k1/2 （2-37）

把（2-34）、（2-35）、（2-36）、（2-37）代入（2-33）得：

k1zk1uzD(2Cee)cosk(xvt)2 （2-38） k1k1z1CzuxD(ee)sink(xvt)z1 当已知泊松比，可根据（2-1）、（2-2）、（2-3）及（2-34）式的假设条件

可求出m、n值，然后，根据（2-34）、（2-35）、（2-36）求出k1、1、C的值，

如果0.25，

可求得：k15.32，12.46，C0.74，（2-38）可进一步简化为：

2.46uzD(1.47e5.32uxD(ez)cosk(xvt) （2-39） 2.46z0.5757e)sink(xvt)z5.320.85ez该方程具体的物理意义是，表示了瑞雷面波在波松比0.25的均匀介质传

波时，纵向、横向位移随着波从地面传播到地下某一深度点（x,z）的状态，若t固定，可以计算出瑞雷面波的振动图，若（x，z）固定，可以计算出瑞雷面波的波剖面图。 2.465.322.465.32zzzz0.85e),XD(0.5757ee) 消去时t，令ZD(1.47e则(2-39)可变为:

(uz2ux2)()1 (2-40) ZX 从(2-40)椭圆方程中可看出,瑞雷面波在(x,z)平面传播时质点的振动为椭

园，长轴为Z，短轴为X。

为了研究瑞雷面波在传播过程中的长、短轴（纵、横振幅）变化，令z0，可得：

X0(10.5757)D0.4243D

Z0(1.470.85)D0.62D

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瑞雷面波长、短轴（纵、横振幅）随深度（以为单位）变化可表示为：

Xe5.32z0.5757e2.46z （2-41） X00.4243Z1.47e2.46z0.85e5.32z （2-42） Z00.62 根据（2-41）、（2-42），以瑞雷面波波长为深度单位，可以计算出相对于地

面变化的长、短轴（纵、横振幅）变化曲线。见图2-3所示。分别取0.1、0.2、0.3、0.4计算出相对于地面变化的长、短轴（纵、横振幅）变化曲线。见图2-4所示。从图中可看出，瑞雷面波纵、横向振幅集中在z的深度范围内。在深度z=0.2λ处，横向位移变号。因此，一般认为瑞雷面波的穿透深度大约为一个波长，在地表测得的瑞雷面波速度被认为反映了小于一个波长的某一深度范围内介质的平均弹性性质。图2-5为瑞雷面波在一个波长范围内的波前三维图。

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关于能量衰减方面，众所周知 P波和S波的波前在均匀介质中为球面，其能量按1/r2的规律衰减，或者说波的振幅以1/r的方式减小，而瑞雷面波的波前见图2-5所示，它的高度大约为一个波长，波的能量以1/r形式衰减，瑞雷面波的振幅以1/r的方式减小，瑞雷面波比体波的衰减慢得多。

通过对瑞雷面波在均匀半空间介质中传播的研究可知，在瑞雷面波存在的方程（2-31）式中没有与频率f或有关，也就是说瑞雷面波的传播与频率没有关系，即无频散现象，但瑞雷面波的振动、位移、能量衰减等传播特征已清楚，这为利用瑞雷面波打下了基础。所谓频散是指瑞雷面波在多层介质中所产生的面波速度随频率变化的现象。

2.1.4.4瑞雷面波速度与横波之间的转换

根据弹性波理论，瑞雷面波与横波的关系见第二章（2-3）公式，即：

0.871.12vvs

1瑞雷面波与横波之间转换的更为精确的计算，可将（3-2）代入（2-31）瑞雷面波存在的条件公式可得 3828280 （3-3） 11 １４

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其中，v/vs。

用牛顿叠代法解方程（3-3），且满足1，可得不同值的v/vs。见图3-21

表3-2

波松比 0 0.02 0.04 0.06 0.08 0.1 0.12 0.14 0.16 0.18 0.2 系数 0.874 0.878 0.882 0.886 0.8 0.3 0.7 0.9 0.904 0.908 0.911 波松比 0.21 0.22 0.23 0.24 0.25 0.26 0.27 0.28 0.29 0.3 0.31 系数 0.913 0.914 0.916 0.918 0.919 0.921 0.922 0.924 0.926 0.927 0.929 波松比 0.32 0.33 0.34 0.35 0.36 0.37 0.38 0.39 0.4 0.41 0.42 系数 0.931 0.932 0.939 0.935 0.936 0.938 0.939 0.94 0.942 0.944 0.945 波松比 0.43 0.44 0.45 0.46 0.47 0.48 0.49 0.5 系数 0.946 0.948 0.949 0.95 0.952 0.953 0.954 0.955 所示。具体数据见表3-2。

为了确定转换的精度，根据公式（3-2）和已知vs195m/s，vp1250m/s，

vs2240m/s，vp2500m/s，计算出波松比值10.41，20.35，在上表

3-2中，找到波松比值对应的系数得：k10.944，k20.935。

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因此，由频散曲线计算出的两层介质瑞雷面波层 vR1m/svR2213m/s, 转换的横波速度为：

vs1vR1/k194.3(m/s)

vs2vR2/k2227.8(m/s)

与理论模型的比较，转换的横波速度相对误差分别为：0.7%、10.8%。 由转换过程引起系统误差的计算,可令瑞雷面波速度为理论计算数值,然后转换成横波。取vR190m/s，vR2222m/s进行以上的横波。计算结果表明，转换成横波速度系统误差分别为：0.36%、5.0%。

2.2层状介质中的瑞雷面波

2.2.1固体-弹性半空间二层介质中的瑞雷面波

设有两层半空间介质

如图2-6所示，设x轴位于 H 、vp、vs 固体1 两层界面上，z轴向下，瑞 O x 雷波沿x轴方向传播。 、vp、vs 固体2 z 在这种条件下，瑞雷面波 图2-6 两层半空间介质 传播方程(波动方程解)可写成如下形式：

Hz0kv2zkv2zki(xvt)(x,z,t)(B1eB2e)e  （2-43） kv1zki(xvt)(x,z,t)A2e)ez0(x,z,t)B2ekv2z)eki(xvt)(x,z,t)(A1ekvzA2ekvz)eki(xvt)11式中：v1[1(v/vp)2]1/2，v2[1(v/vs)2]1/2，v1[1(v/vp)2]1/2，

v2[1(v/vs)2]1/2，A1、A2、B1、B2、A2、B2为常数

在自由界面上（zH），法向应力和切向应力为零：

Tzz0，Txz0，zH (2-44)

在两层介质界面上（z0），两个位移分量需连续，两个应力分量也需连续， 即：

ux1ux2uz1uz2  （2-45）

uzz1uzz2uxz1uxz2

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x由(2-43)式得：xik,kv1xzik,ik,kv2 （2-46） xzik,kvkv1zkv1zik(xvt)z1(A1eA2e)ezkvkv1e1zBkv2e1z)eik(xvt)2(B22x2(ik)2,2x2(ik)22x2(ik)2,x2(ik)22z2(kv2221),z2(kv2)22z2(kv1)2,z2(kv2 2)2ik2v1z1(A1ekv1zA2ekv)eik(xvt)xz2ik2v2z2(B1ekv2zB2ekv)eik(xvt)zx22xzik2v1,zxik2v2由（2-16）、（2-17）和（2-46）式得：

ux1ikkv2(B1ekv2zB2ekv2z)eik(xvt)uikkvx22 ukv2zkv2zeik(xvt)ikz1kv1(A1eA2e)uz2kv1ik由（2-24）、（2-25）和（2-47）式得：

T2zz1((kv1)(ik)2)2((kv21)ik2v2(B1ekv2zB2ekv2z)eik(xvt))T((kv22kv22zz21)(ik))2((1)ikv2)T2ik2vkvz)eik(xvt)(ik)2(kvxz1(1(A1e1zAkv2e12)2)T(2ik2v(ik)2(kvxz212)2)上式中，下标1、2分别代表第一层、第二层介质。 将（2-48）、（2-49）代入（2-44）、（2-45）得：

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2-47） （2-48） 2-49）

（ （39 成都理工大学2005届 论文 工程物探中的面波勘探

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222iv1ekv1HA12iv1ekv1HA2(1v2)ekv2HB1(1v2)ekv2HB20222(1v1)A1(1v1)A22iv2B12iv2B2(1v1)A22iv2)B20 (2-50)

2222iv1A12iv1A2(1v2)B1(1v2)B22iv1A2(1v2)B20iA1iA2v2B1v2B1iA2v2B20v1A1v1A2iB1iB2v1A2iB20(1v12)ekv1HA1(1v12)ekv1HA22iv2ekv2HB12iv2ekv2HB20为了求解A1、A2、B1、B2、A2、B2系数，令r1iv1，r2iv2，kv1HQ，

kv2HP，写成矩阵形式如下：

(1r12)eiQ(1r12)eiQ2r2eiP2r2eiP00A10iQiQ2iP2iP2re2re2(1r)e2(1r)e001122A0(1r2)222(1r)2r2r(1v)2iv112212B0（2-51） 1B02222r12r1(1r2)(1r2)2iv1(1v2)2A2011r2r21iv20B2rriv111111解此矩阵方程可采用高斯消去法，求取各A1、A2、B1、B2、A2、B2系

数，将系数代入（2-49）可求出二层介质面波的频散关系,即面波速度随频率变化的关系。代入（2-48）的uz1可得出地面接收点垂直分量的表达式。

2.2.2面波速度、厚度频散曲线的一般绘制方法

从两层水平层状介质瑞雷面波频散曲线的计算可知,瑞雷面波的速度是频率

的函数,可以绘制vR—f曲线，但频率f不能直接表示深度，在实际应用中，一般绘制vR—，为波长深度转换系数，因为代表深度，所以vR—的变化直接反映了vR随深度的变化情况。值的选择可参考表2-1

不同介质中瑞雷面波的穿透深度

表2-1

波松比σ 0.1 0.15 0.2 穿透深度（H） 0.55λ 0.575λ 0.625λ 0.25 0.3 0.35 0.4 0.45 0.48 0.875λ 0.70λ 0.75λ 0.79λ 0.84λ 0.65λ

第3章:稳态面波

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本次野外实习的工区由于是勘察铁路的路基,主要是寻找软土.且工区在公

路旁边过往的车辆较多噪音很大,用瞬态面波法干扰大,采集的资料不可靠.因此是利用稳态面波法勘探.

3.1:瑞雷波勘探测原理

瑞雷波沿地表层传播,表层的度约为一个波长,因此,同一波长的瑞雷波的传

播特性反应了地质条件在水平方向的变化情况,不同波长的瑞雷波的传播特性反映着不同深度的地质情况.在地面上沿波的传播方向,以一定的道间距△x设置N+1个检波器,就可以检测到瑞雷波在N△X长度范围内的传播过程,设瑞雷波的频率为fi,相邻检波器记录的瑞雷波的时间差为△t或相位差为△￠,则相邻道△x长度内瑞雷波的传播速度为:

VR=△x/△t 或 VR=2∏fi△x/△￠ (3.1)

测量范围N△x内平均波速为:

N

VR=N△x/∑△ti

i=0

或 n

VR=2∏fiN△x/ ∑△φ (3.2) i=1

在同一地段测量出一系列频率的VR 值 ，就可以得到一条VR--f 曲线，即所谓的频散曲线或转换为VR—λR曲线，λR 为波长：

λR=VR/f (3.3)

VR—f曲线或VR—λR曲线的变化规律与地下地质条件存在着内在联系，通过对频散曲线进行反演解释，可得地下某一深度范围内的地质沟造情况和不同深度的瑞雷波传播速度VR值。另一方面，VR值的大小与介质的物理特性有关，据此可对岩土的物理性质做出评价。 信 号 采 集 求△t或△φ 频 散 曲 线 激 震 器 图3.1 稳态法原理示意图

图3.1是稳态瑞雷波勘探原理示意图，当激振器在地面上施加一频率为fi的简谐竖向激振时，频率为fi的瑞雷波以稳态的形式沿表层传播，利用地面上

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的检波器可测量出相邻道瑞雷波的同相位时间差△t，根据（3.1）式计算出fi的瑞雷波传播速度Vri。改变激振器的振动频率fi，就可以测得当前频率下的VR值，所以，当激振器的频率从高向底变化时，就可以测得一条VR—f曲线或VR- λR曲线。由（3.3）式可知，当速度变化不大时，改变频率就可以改变勘探深度，频率越高，波长越小，勘探深度也越小，反之，勘探深度越大。

频散曲线 求 或 信号采集 信号分析 检波器 震源 P波 S波 瑞雷波

图3.2 瞬态法原理示意图

瞬态法与稳态法的区别在于震源的不同，前者是在地面上产生一瞬时冲击力，产生一定频率范围的瑞雷波，不同频率的瑞雷波叠加在一起，以脉冲的形式向前传播；后者则产生单一频率的瑞雷波，可以测得单一频率波的传播速度。所以瞬态法记录的信号要经过频谱分析，相位谱分析，把各个频率的瑞雷波分离开来，从而得到一条VR--f曲线或VR--λR曲线。

由于本次出野外实习的目的是寻找铁路路基下的软土层，其主要原理是由利用相速度φ计算出波长λ，再求出剪切波速度Vs,

3.2:野外工作方法及仪器配置

瑞雷波用于工程地质勘察或原位测试等方面，能够解决诸多地质问题，不同的勘察目的或要求的精度不同，其野外工作方法也不相同。例如，要求的分辨率高，则频率间隔应小些，反之，可大一些。而此次勘探目的寻找软土，其分辨率要求不是太高而且跟当地的地形以及地质构造有关，所以采用的频率是在6-130Hz范围内。采集时频率是分为3部分：

1：（1）当地下土性很软时速度130m/s采用6-16Hz的频率范围呈0.5Hz向上递增；（2）当地下土性为一般软土时用13-16Hz的频率范围呈0.5Hz向上递增。如果波长变化较大时则将频率以0.2Hz递增。

2：以1Hz的间隔频率从16Hz—25Hz递增。

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3：以5Hz的间隔频率从25Hz—130Hz递增。

3.2.1工作布置

3.2.1.1：传统的稳态面波工作布置

瑞雷波勘探一般采用纵观测系统，即激振点和检波器排列在一条直线上，就一般的稳态激法，如图3.4是利用24道地震仪做为信号采集仪器的一个标准工作布置。它是一种连续测试的工作布置，如果不是要求对地下地质剖面进行连续测试，而是像钻探那样，以一定间隔布置，则激振器两边各放3—4道检波器为宜。 电 源 稳压电源 信 号 源 电 源 功能信号源 功能放大器 电 磁 激振 器 △x 连接杆 震板 △x 检波器电缆 检波器 计 算 机 地 震 仪 图3.3 传统野外布置图

打 印 机 为简化计算工作，道间距△x一般为等间隔，在稳态等幅激振条件下，△x应满足下式：

VR △x≤λR= f

在稳态变幅激振条件下，△x应满足下式：

△ x≤NλR

式中N为激振信号相邻两大振幅间的周期数。

3.2.2：GDS连续表面系统简介及布置

3.2.2.1: GDS连续表面系统简介

GDS连续表面波系统是一种由计算机控制的测试地下刚度剖面的仪器。一个放在地表不动的振荡器产生瑞利波（类似水波）。振荡器由计算机控制。计算机可以在一个范围内以一个单一的频率控制振荡器

振荡器通过排成一线的地震检波器采集瑞利波信号，瑞利波散布在地下大约

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一个波长的深度。地震检波器的输出信号通过计算机中的傅立叶转换程序得到每个检波器的相位差。地震检波器按照测量的距离分布，因此瑞利波速可以按照图3.4所示计算出来。已知土的泊松比，利用弹性理论可以得到剪切波速。已知土的密度，再通过图3.5所示的弹性理论可以得到剪切模量。该模量与深度的关系可以绘出图。深度与波长有关

图 3.4 相速的计算

图3.5刚度的计算

一个简单的倒置处理，就可以在试验时画出剪切模量-深度剖面图，深度根据土/软岩的类型不同而可以达到10m~30m。从这些曲线我们可以计算出沉降量，并可将计算结果与大面积沉降盘加载试验取得的结果进行对比。对于岩土预测来说，其相关性非常好。

对于土和岩石的分层，简单的倒置处理是不合适的。在这种情况下使用动态有限元法可以得到精确的刚度-深度剖面。实际上，泊松比是估计的。通过估计的泊松比计算的剪切模量的最大误差小于10%。

钻孔地震法也得到同样的结果。这意味着在深度范围为10~30米时，钻孔不

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是必须的。我们因此可以有一个简单的（相对于钻孔系统），精确的和快速的勘察方法来完成浅层的勘察。这是很理想的方法，比如公路，铁轨和跑道的勘察。另外一个应用是定量监测地下移动，例如回填区，垃圾场等。

图3.6显示了如何安装。通过计算机控制的振荡器产生的表面波被与振荡器排成一线的6个地震检波器检测到。来自传感器的信号反馈到计算机，计算机分析它们之间的相位关系，然后计算出表面波的速度。从而绘出表面波速与深度的剖面。通过输入土/岩石的密度和它的泊松比，该剖面可以转换成剪切模量和深度的剖面。

图3.6设备示意图

刚度-深度图可以在每次刚度测量后看到。典型的剪切模量-深度剖面包括50~100个不同深度的刚度测量值。采用小频率，可以测到更多的刚度值。一个典型的剖面，如图3.7需要2个小时完成。如果比较单个刚度测量的成本，则表面波比其它任何直接测量的方式（如压力计和静载试验）都要便宜。图38表面波的数据提供刚度测量的上限值，而三轴试验中的小应变测量提供其下限值。

图3.7 典型的刚度-深度剖面

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图3.8和岩石的刚度特性

3.2.2.2 ：GDS连续表面系统的主要部件

（1）GDS地球物理控制单元或系统控制器。 （2）振荡器驱动装置： • 振荡器；

• 2~6个地震检波器（G1，G2，…G6）。这些地震检波器可选2Hz或4.5Hz。

所有的地震检波器必须是同一个型号。

（3）风扇：用来在使用振荡器时降低温度。振荡器不要一直使用，除非风扇开着。

（4）连接吹风机到振荡器的空气软管。这是一个直径为25mm的柔性管，一端连接吹风机，另一端连接振荡器。这条管必须平放，以免影响振荡器的操作。 （5）可以使用任何标准的PC机显示器/键盘/鼠标在控制单元上观察或通过标准的RS232电缆连接膝上电脑。 （6）电缆说明：

分电缆，从发电机获得110V电源到附近的设备。该电缆一端连接到发电机，另一端分为三路连接到其它的设备上。

控制单元电源线，从发电机获得110V电源。 振荡器驱动器电源线，从发电机获得110V电源。

从膝上电脑（如采用）到控制单元的连接电缆。这是一个RS232电缆，一边连接到电脑的COM1，另一边连接到控制单元的COM2。

从控制单元到振荡器的控制电缆（兰色）。

从振荡器驱动装置到振荡器的控制电缆（橙色）。

两个地震检波器之间的连接电缆。这是一条特殊的电缆，有三个分岔分别连接成排的地震检波器到控制单元。这条电缆的每个连接头都是一样的。因此，可以试验时可以将振荡器放在地震检波器排列的末端，然后可

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以移动另一个振荡器（和其它设备）到地震检波器排列的另一端。另外一个试验可以在不移动地震检波器的条件下完成。 （7）电源。通常为便携式的发电机 3.2.2.3、地形地质概况及物性特征

1、地形地质概况 工区地形起伏不大，靠山面马路在竹林以及稻田里，最大相对高差约4-5m，有公路直达，交通方便。

工区上覆黏土、软土及松软土（Q4al+dl）,厚度约15m；下伏灰岩（C1ds）。根据静力触探及钻探资料，软土及松软土主要分布在路基中间段，厚度约 2-14m,其分布范围较广,且厚度变化较大.其余部分也有零星分布.

2、物性特征 综合分析工区实测频散曲线瑞雷面波速度VR（在实际资料处理中已换算成剪切波速度VS）资料、静力触探及钻孔资料，得出物性参数见表-1。

物 性 参 数 表 表-1

岩 土 名 称 软 土 松软土 黏 土 基 岩 VS（m/s） ≤180-185 180～200 200～300 ≥300 由表-1可见,软土或松软土与其它岩土之间的VS值存在一定差异,因此工区具备利用瑞雷面波法勘探软土的前提条件。

3.2.3野外工作

3.2.3.1、测网布置

在线路的中线（左中线）、右5m（右中线）位置沿线路方向分别各布置1条测线，即共布置2条测线，测点点距为10m，由于鱼塘等地物的阻隔，实际测点点距为 5-15 m。需指出的是，由于鱼塘、房屋阻挡等因素，有部分地段未作物探工作。

3.2.3.2、野外观测系统和仪器的参数选择 （1）仪器布局

设备的简单布局图见图8。如果现场有汽车，就可以将控制单元，振荡器驱动装置和电脑/监视器放在车中。振荡器放在汽车附近，紧靠振荡器驱动装置。地震检波器（G1-G6）将和振荡器排成一线。发电机离地震检波器约20米（60英尺），并且在其右面。

布局主要考虑的是振荡器和地震检波器的位置——一旦位置确定，其它设备的位置就必须和它们配合。为了尽可能的取得最好的数据，小心放置电缆是很关键的。放置电缆的主要原则如下：

从发电机引出的电源线可以互相靠拢，但不要靠近从系统其它设备引出的电缆，并且要尽可能远离控制单元。

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连接振荡器驱动装置到振荡器的控制电缆必须远离任何地震检波器电缆或电源线。

最重要的是地震检波器电缆必须远离任何其它电缆——特别是电源线和连接振荡器驱动装置到振荡器的控制电缆

发电机 (110 V) 振荡器 风扇 电源分电缆 地震检波器(1,2 和3) 地震检波器

振荡器电流指示 连接到振荡器 连接到控制单元 紧急停止键 (4,5 和6) 控制单元 放大器 连接到放大器 RS232 连接到电脑(如果用的话) .所有的地震检波器连接起来并按顺序排列

图8简单布局

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（2）振荡器定位

振荡器固定是否牢固和水平是很重要的。 在地表有松土或草时，必须除掉它直到表层为硬土层为止，然后才可以回填30mm厚的松砂，用铁铲或大的泥铲拍实。然后将振荡器小心的安放在准备好的地表上。放一个水平仪在振荡器顶部，用两个交叉的角度检测其是否水平——如有必要，可做小的调整。确保振荡器安放水平和不摇动。

如果将振荡器放在非常硬的地表（岩石，路面，混凝土），可以在振荡器底盘下铺一些快速干的水泥或石膏。

不要将振荡器和地震检波器放置在靠近任何垂直连续面的地方，例如挡土墙，悬崖或沟壕等。如果必须在这些地方工作，则应该与其平行，并尽可能的远离它。

（3）地震检波器定位

按照2.3描述选择地震检波器的间距（d）。在远离振荡器底盘的位置拉一条卷尺测量一条直线。定出第一个地震检波器到振荡器底盘的距离d，然后让地震检波器按照相同的间距d放置。如果遇到硬地而需要调整间距，不要过分担心。你定好地震检波器后，必需测量和记录从振荡器底盘到第一个地震检波器中心的精确间距和地震检波器间的中心间距。系统软件需要获得精确的地震检波器位置以便正确计算出表面波的速度。

地震检波器包括一个主体和一个长钉。长钉旋进主体中。地震检波器是一种精巧，高灵敏度的仪器，用来采集地下每分钟的震动信号，因此必须小心呵护。不要在地震检波器上贴任何东西。不要摔地震检波器。不要摇动地震检波器或将其撞到任何物体。不要用锤或棒敲击地震检波器。

如果地表松散，则刮走几公分直到到达硬的土层。 可以旋上长钉，然后将地震检波器用手小心地推入土中。当插入地震检波器后，必须保证其牢固和稳定，并不受其电缆的干扰。如果土层较软，可以无需任何准备就可以完成以上操作。

如果是硬土，你需要在安装地震检波器的地方先挖一个洞。

在岩石，混凝土或路面，你通常需要钻一个孔，然后放入膨胀插销以固定地震检波器。你所采用的方法根据实地情况决定。不建议在地震检波器下铺快速干的水泥或石膏，因为这样提供的位置不稳，而且将对表面波波速的测量产生误差。 （4） 选择地震检波器间距

使用最多的间距是0.5m。一个简单的原则就是：对于软土（G最大＜100Mpa 间距采用0.5m，而对于硬土（G最大＞100Mpa）间距采用1m。而本次工程中则大多数时候是使用的1m的到间距，只有在做检查点或是测得的数值相差很大时用到0.5m到间距。因为这个工程是路基上，泥土包括软土，松软土以及粘性土。

系统采用6个排成一排的地震检波器，间距未规定。采用0.5m或1m的道间距，则第一个和最后一个地震检波器的距离为2.5m或5m。软件通过距离自动计算6个地震检波器的平均相位移（度/米）。

经过现场野外试验，选择观测系统和仪器参数如下：

道间距和偏移距均为1m。一般沿无地物阻隔的平直方向布置检波器和激发震源，因此观测排列方向不总是平行线路。

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施测仪器为英国GDS公司制造的瑞雷面波仪，稳态激振源、检波器的主频为2Hz ,6道检波器采集一个测点的瑞雷面波野外数据。根据工区野外实验结果使用13～130Hz三频段进行勘探，其中，13～16Hz的频点间隔为0.5Hz，16～20Hz的频点间隔为1Hz，20～130Hz的频点间隔为5Hz。

工作质量:施测工作严格按照《铁路物理勘探规程》（TB10013-2004 J340-2004）进行，观测点与检查点的波形和频散曲线形态基本一致，说明外业工作质量可靠。

3.3 GDS连续表面波测试系统资料处理

GDS连续表面波测试系统资料处理分为两部分:

1:系统内部自身在采集过程中对采集数据的初步处理;

2:室内利用随仪器配置的软件对采集的野外数据进行处理.

3.3.1系统内部自身在采集过程中对采集数据的初步处理

3.3.1.1基本公式：

因为震源是用固定频率振动,所以波长是一定的即:

V= f ...... 公式 

又有道间距已知为△x这就可以换算出两检波器的相位移动:

△x /  ...... 公式 

工区的土的密度由实验得知有:

V = (G/) ......公式 (3)

G =剪切模量 MPa * 106, 即 kg . m-1 . s-2 或牛顿/平方米, 即帕斯

由公式1,2 和3 得到 :-

G =  . 3602 . f2 . d2 / 2 ......公式(4)

or / d = 360 f (/G) ......公式(5) 设在地面上有与震源在同一条直线上的两检波器所在的点为x1,x2,( x2 -x1)≤ λR, λR为波长.则x1,x2两点处瑞雷波的垂直位移方程可分别简写为:

x1u1(t)A1cos(t) …….. 公式(6)

vr 由于x1,x2处的振动是由同一震源引起的,所以公式(7)是公式(6)延迟某一时间后的重复,延迟时间为:

△t=(x2-x1)/VR ……..公式(8)

x2u1(t)A1cos(t) ……... 公式(7)

vr可见u1(t),u2(t)虽是同一震源引起的振动,但由于u2(t)相对u1(t)延迟了△t时间,同一时刻两波形并非具有相似性,只有把u2(t)加上△t时间后,两波形才达到最相似,在这种情况下,就必须在时移考虑两点振动信号的相似性,把u2(t)加以延迟时间τ后考察两信号的相似性,即计算两信号的相关系数.

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1u1u2()Nu1(n)u2(n) ………公式(9)

n1N当τ从0变化到N时,观察u1u2()的变化情况,就可以了解到u2加上不同的时间

后与u1的相关程度,如果u1u2()在τ0达到最大值,说明u2在加以τ0时间后

u1(t).u2(t)最相似,它反映了所要确定的两个振动信号同相位的时差.

由(8)式可得到两点间瑞雷波的传播速度: VR=(x2-x1)/τ0

3.3.1.2利用傅立叶变换

通过使用傅立叶转换将任何连续信号分解成无限多组谐音的当量总和来重新调用之，如果信号采集的间隔为 t秒，象数字式地震仪那样时，则这些时间域的数据可以转换成无限多组的谐音频率，其范围由0到Nyquist频率1/(2 t)赫兹。在频率域中的每一个数据点由一系列复杂的数(af,bf)所组成，它的大小(af2+bf2)1/2是频率的光谱值，这表示了记录的信号是如何用频率产生的，角度tam-1(bf/af)是时间零时谐音的相位，例如，对频率f1的纯粹正弦波来说，在记录开始时处于它的峰值，其相位角为90，并在光谱和频率的关系图上的f1处显示增强的效果。

3.3.1.3现场扩散曲线的转换

将现场的扩散曲线转换成瑞利波的波速同深度的关系，可使用如下的三种途径：即波长/深度法；Haskell-Thomson的矩阵技术和有限元方法。 （1）波长/深度法

波长/深度法是最简单、而且又是一种较为精确的方法，因为在现场进行预先评估工作时，它可以提供比较快速处理数据的途径。为了评价该深度剖面，必须确定深度z处代表地层传播性质的计算相速。恢复瑞利波随深度减少的大小，在波长深度剖面方法中，代表性的深度只是波长的一部分，即(/z)假定是常数，普通情况下该比值是2，但也可以使用其它任何值[1,2,6,7]，Gaxetas[21]建议在刚度随深度快速增大的地方用4，而在比较均质的地方用2，故一般情况下采用3是合理的折中方案。

(2) Haskell-Thomson的矩阵技术

这种计算是根据Thomson[23]所推荐的矩阵方法而形成的，绝大多数地震学家对此方法感兴趣，多利用地震产生的瑞利波数据来描述地球上部的结构，这种方法在表面波地层勘探中的应用由Stokoe及其助手所推广，这种方法的运算法则是为了初始评估土层剖面时来确定人为的扩散曲线，用它同现场所得的扩散曲线进行对比。通过反复地试算处理，对确定的速度深度剖面进行调整，直到这两条曲线完全一致为止。 (3) 有限元方法

有限元技术的使用同Haskell-Thomson的方法类似，即根据当初确定的刚度分布情况，用动态有限元产生一个人为的扩散曲线，逐渐调整土层的刚度分布，

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直到该曲线同现场所得的扩散曲线吻合为止[24]。这时的地层可分为具有常数刚度的一些土层，为了简化地下的几何形态，用平面(轴对称)问题将表面波的检测理想化，将地层活动的公式对时间进行积分, 以建立现场实际地音耳机位置处地层活动的模型，这些数据将用来确定人为的扩散曲线，在选择有限元的网格尺寸和时间步长时应该特别小心，以避免产生混肴现象[25,26]。对较复杂的地下几何形态来说，必须使用空间分析技术，以便于得到更精确的扩散曲线，但是，该方法在计算机的时间消耗上是很昂贵的。它的主要优点是有能力建立更适合于现场情况和更复杂的地下几何形态的模型，这方面超过了Haskell-Thomson的方法。

3..3.1.4刚度深度剖面的计算

(1)按照弹性理论，剪切波的传播速度Vs同VR有关：

Vs =pVR

这里的p是泊松比的复杂函数， 当=0.25时，p=1.088，而=0.5时，p=1.047，内插对Vs的影响不大。 (2)剪切模量G同剪切波的速波有关：

G = Vs2

G =  p2 VR2 (这里的是土的容重)

这就允许直截了当地将瑞利波的速度深度剖面转换成它的刚度深度剖面。

3.3.2室内利用随仪器配置的软件对采集的野外数据进行处理

采用随仪器配置的软件对采集的野外数据进行处理，处理步骤简述如下： （1）对每一排列，即同一激发频率6道波形记录的相应相位按照线性回归原理进行校整，屏蔽畸变点；

（2）根据道间距和相位时间差资料，计算对应激发频率的瑞雷面波速度VR

（在实际资料处理中已换算成剪切波速度VS）；

（3）设定岩土的泊松比σ为0.4，密度ρ为1.9；

（4）输出频散曲线、VS值与对应波长关系的表格数据，据此作为资料解释的基本依据

3.3.2.1对每一排列，即同一激发频率6道波形记录的相应相位按照线性回归原理进行校整，屏蔽畸变点。

这是室内处理的第一步也是后面的基础。这是在野外采集的数据在傅立叶变换后相位相差360度，将相位调节使之成为一条直线，即拥有相同的斜率。

将野外采集资料利用PostPro处理软件打开即原始图再调节相位，形如下图所示：

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图3.9原始图

调节相位的原则：Max Deviation不超过5，右上角的6个点尽量处在一条直线上，include选中的相位差不少于3个且相邻的的不能空。

调节过程：首先看右上角屏幕中的点是不是在一条直线上，如果是就直接Save跳到下一频率，如果不是就必须调节两检波器之间的相位，即在左上角的PhaseAnqle上调节相位，左边的“-”是减小360度，右边的“+”是增加360度。看1-6点的相位是不是由小到大，是就看6个点在不在一条直线上，成立且Max Deviation小于5就Save，不小于5就在include中适量的选择不小于3个点且不能连续空着，此时就可以完全的Save，并且Next到下一频率了。 此时调节后如图：

图3.10调节后的相位差图

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这个频率调好后就转到下一个频率，所以采集一个点位，频率一般要从11-130HZ调节，有些个别的须将频率降到不小于6。

3.3.2.2根据道间距和相位时间差资料，计算对应激发频率的瑞雷面波速度VR,在实际资料处理中已换算成剪切波速度VS 。

因为道间距△x<λR,两检波器接收到的瑞雷波的同相位时间差△t,则瑞雷波的传播速度为:

VR=△x/△t

Vs= VR/ C (c=0.9195 Vr为瑞雷面波速度、Vs为剪

切波速度、C为与岩土泊松比有关的系数)

将处理后的相位差和频率转化成Out文件，用Excel打开并复制频率和相位到面波测试系统成图模板中，调节频率顺序即转化成成果，见如下表3-2：

Vr =

文件名：

密度（单位：） 倍数： 道间距:（单位：米）

频率 (Hz) 13.5 13.75 14 14.25 14.5 15 15.5 15.75 16 17 18 19 20 21 22 23

（Vr为瑞雷面波速度、Vs为剪切波速度、C为与岩土泊松比有关的系数） C =

0.9195

量 G 深度 波长 (m) 423 230 185 79 46 49 45 50 73 68 58 49 52 49 77 -32.12 -23.25 -20.49 -13.13 -13.73 -9.58 -9.50 -9.03 -9.30 -10.58 -9. -8.47 -7.39 -7.25 -6.70 -8.05 G1810841

C*Vs 1m

1.90 克/平方厘米 1

1m 相位差 偏移距:（单位：米） 校正后相位差 波长 (m) 11.21 15.49 17.57 27.43 26.22 37.60 37.91 39.88 38.73 34.03 37.34 42.50 48.71 49. 53.72 44.74 32.12 23.25 20.49 13.13 13.73 9.58 9.50 9.03 9.30 10.58 9. 8.47 7.39 7.25 6.70 8.05 剪切波速 动剪切模(单位：度) 11.207 15.486 17.567 27.427 26.215 37.596 37.907 39.881 38.727 34.028 37.335 42.499 48.706 49.636 53.721 44.742 (单位：度) (m/sec) 472 348 312 203 217 156 160 155 162 196 1 175 161 166 160 201 (MPa) ３２

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24 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 70 75 75 80 80 85 90 95 100 105 115 120 125 130

46.463 50.183 65.075 78.367 .447 106.095 131.252 155.957 170.299 192.328 198.452 198.355 221.475 221.71 240.925 239.885 242.825 179.199 154.888 158.446 170.622 175.471 191.7 207.53 223.188

46.46 50.18 65.08 78.37 .45 106.10 131.25 155.96 170.30 192.33 198.45 198.36 221.48 221.71 240.93 239. 242.83 179.20 154. 158.45 170.62 175.47 191.70 207.53 223.19

7.75 7.17 5.53 4.59 4.02 3.39 2.74 2.31 2.11 1.87 1.81 1.81 1.63 1.62 1.49 1.50 1.48 2.01 2.32 2.27 2.11 2.05 1.88 1.73 1.61

202 195 180 175 175 166 149 138 138 132 138 138 133 132 130 131 137 197 240 247 241 257 245 236 228

78 72 62 58 58 52 42 36 36 33 36 36 33 33 32 32 36 73 110 116 110 125 114 106 99

-7.75 -7.17 -5.53 -4.59 -4.02 -3.39 -2.74 -2.31 -2.11 -1.87 -1.81 -1.81 -1.63 -1.62 -1.49 -1.50 -1.48 -2.01 -2.32 -2.27 -2.11 -2.05 -1.88 -1.73 -1.61

由于此表中存在的频率有跳变点即采集过程中有外部干扰，效果不好所以应当屏蔽，屏蔽.整理后如下（表3-3）：

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上一步调节相位所生成的相位差-频率，波长-频率以及深度（波长）-动剪切模量图为：

整理后生成的相位差-频率，波长-频率以及深度（波长）-动剪切模量图为：

3.3.2.3设定岩土的泊松比σ,密度ρ。

因为在以前所做的实验中可以得知岩土的泊松比σ=0.4,密度ρ=1.9，这就可以换算出C=0.9195。

3.3.2.4输出频散曲线、VS值与对应波长关系的表格数据，据此作为资料解释

每个频率点转化为深度（波长）与速度的图为下面右边的图，输出的频散曲线图为左下图：

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屏蔽掉效果不好的频率点后所成的深度（波长）与速度的图以及输出的频散曲线图为

以上三个图就是GDS连续表面波测试系统资料处理成果图，以供解释用！

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3.4 GDS连续表面波测试系统资料解释

3.4.1解释原则

根据上述定性分析，得出工区的资料解释原则：

（1）地层的定性划分

把频散曲线中VS值为70～185m/s的曲线段判释为软土，180～190m/s的曲线段判释为松软土，190～300m/s的曲线段判释为黏土，大于300m/s的曲线段判释为基岩。

（2）地层的顶底板深度确定

频散曲线速度分层点对应的波长乘以0.9系数即为各地层的顶底界面深度。 3.4.2、解释结果

根据上述资料分析和解释原则，对上述瑞雷面波资料进行判释，将其分层以及判别土性如下：（表3-4）。

统计出剪切波速度范围以及层厚，得出工区的瑞雷面波软土勘探成果表：

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在面波勘探中,决定岩土面波速度大小的主要因素是岩土的孔隙度.含水量及岩土的物质成份,在同一地层中面波速度和含水量成反比.含水量大或空隙度大的地层速度均较底.

应说明的是，由于软土和松软土的瑞雷面波速度差异不大，可能把两者相互混判。

第4章结论及建议

4．1结论

GDS表面波测试系统在路基勘探中具有明显的优势也有缺点。 存在的优势：

（1） 体积不大，搬运方便； （2） 勘察速度快，经济效益好； （3） 拟合度高，抗干扰能力强；

（4） 处理成果与实际情况基本相同。 缺点：

（1） 要求地形起伏不能太大； （2） 人为因素多，在野外采集过程中要对检波器注意保护，在资料处理过

程中调节相位差应合理、细致、避免人为影响。

4.2建议

（1）GDS表面波测试系统工艺粗造、线路接口太多，应改进接口方式； （2）主机及脉冲放大器内部空间太大，应该压缩内部空间缩小体积，既避免了搬运中损伤仪器内部又更加方便携带；

（3）在勘探过程中尽量避免外界的干扰，如：不要轻易的触摸检波器以免对原始数据的影响；

（4）将勘探资料与钻探和静力触探的资料作对比处理效果会更好。

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致 谢

在本次毕业论文中，李晶老师给出了一些行之有效的建议和帮助，提出了我在实习过程中该注意的问题。帮我找材料，并在我论文完稿后帮我审稿，修改。在此我对李晶老师表示衷心的感谢！

在实习过程中，铁道第二勘察设计院工程物探检测中心的魏栋华总工程师、雷旭友总工程师、王亮总工程师、黄宇工程师等人给予了我很大的支持和帮助，他们教我如何操作和使用仪器并给出了一些理论上的指导。在论文成稿前给出了一些材料让我查阅。在此，我向他们表示真挚的谢意！

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参 考 文 献

[1] 杨成林 等编著 《瑞雷波勘探》 北京：地质出版社 1993 [2] 朱介寿 等编著 《地震学中的计算方法》北京：地震出版社 1988

[36] 夏唐代，陈云敏，吴世明．匀质软夹层瑞利波弥散特性[J]．振 动工程学报，1993，6(1)：42—50．

[37]夏唐代，吴世明．流体—固体介质中瑞利波特性[J1．水利学 报，1994，(1)：69—75．

[2] 黄嘉正．瑞雷波勘探“工程与环境初探新方法新技术”[M]. 北京：地质出版社，1996．4l一59．

13 王振东，浅层地震勘探应用技术，地质出版社，1994。 19王兴泰，工程与环境物探新方法新技术，中国地质大学，1999。 49 关小平，黄嘉正，工程勘察中稳态瑞利面波法解释理论的探讨，地球物理学报，1993，36（1）：97。

50 时福荣，互相关分析计算瑞利面波传播速度的原理和方法，物探化探计算技术，1990，12（4）：357。

51 喻明，兰从庆，获得地表面波频散曲线的新方法，物探化探计算技术，1994，16（3）：262。

３９