瑞利波法探测

瑞利波法探测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，寻求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。

根据激发震源的方式，瑞利波法分为频率域观测的稳态法和时间域观测的瞬态法。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探测数据采集系统。

瑞利波法与折射波法和反射波法相比，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，探测深度较浅。

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

6.2.1 瑞利波探测原理

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（v Rf曲线）和转换曲线（v Rλ曲线）。

频散曲线和转换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做出评估。

稳态瑞利波野外探测中，激振器在地面上施加频率为f的简谐竖向激振时，频率为f的瑞利波以稳态的形式沿表层传播（图6-7），利用地面上布设的检波器可测量出相邻道瑞利波的同相位时间差Δt，计算出f1频率瑞利波传播速度vf1。改变激振器的振动频率f，就可以测得当前频率f下的vf。当激振器的频率从高向低变化时，可以测得一条v Rf曲线。当速度变化不大时，改变频率就可以改变探测深度，频率越高，波数越小，探测深度也越浅。

图6-7 稳态面波法工作原理示意图（据文献[21]修改）

瞬态瑞利波法探测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（图6-8）。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、落重、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（v Rf曲线）和转换曲线（v Rλ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v R可以认为是1/2波长深度处介质的平均弹性性质的反映，即探测深度为

两个观测点之间的距离也要随着波长的改变而改变。若要求探测深度较深时，需要地震波有较低的频率，这时两个观测点之间的距离Δx要大，才能测到较为正确的相位。当探测对象深度较浅时，只需要地震波的高频成分，这时两个观测点之间的距离Δx要小。根据实际经验，Δx取为λR～2λR范围较为合适，即在一个波长内的采样点数，要小于在间距Δx内的采样点数的3倍，大于在Δx内的采样点数的0.5倍。这个滤波准则要针对不同的仪器分辨率和场地的实际情况做适当调整。

图6-8 瞬态面波法工作原理示意图（据文献[21]修改）

6.2.2 瑞利波探测的工作方法

1.稳态激振法

1）工作布置

瑞利波探测一般采用纵波观测系统，即激振点和检波器排列在一条直线上，利用地震仪作为信号采集仪器，可连续进行测量，也可以一定间隔布点进行点测。工作时，激振器两边各放置3～4道检波器为宜。

为简化计算工作，道间距Δx一般为等间隔。在稳态等幅激振条件下，Δx应满足Δx≤λR=，在稳态变幅激振条件下，Δx应满足Δx≤λR，其中N为激振信号相邻两大振幅间的周期数。

2）参数选择

所采用的工作频率范围和频率间隔与探测目的、分辨率、精度以及地质条件等因素有关。在选择频率范围时，主要考虑要求的探测深度。确定采用的频率间隔时，主要考虑精度和分辨率。

设深度分辨率为ΔH（m），波长变化为Δλ=ΔH/β（其中β为深度转换系数），那么频率间隔f1+1（即相邻频点差）由探测深度Hi来确定。即

如果场地要求探测深度为0.5～15m，波速v R为150m/s，则频率范围可取200～6.5Hz。如果上述场地ΔH为0.5m，则Δλ=0.76m，β取0.65，则探测深度H达到15m时，频率应为6.5Hz。实际条件下，地下介质不是均一的，可对v R值变化较大的某些频点间隔进行适当加密。

3）激发与接收

安装激振器，并给激振器一定频率的电流，使之开始激振，当激振器工作稳定后，方能进行瑞利波信号的采集接收。

检波器的选择要使检波器适用频带与瑞利波工作频带一致。动圈式检波器的自振频率不同，频带也有较大差别，使用时应对其进行测试。

测试工作开始前，应对接收仪器的各种参数进行调试，记录长度应保证有2～3个信号周期，增益的大小应能使得瑞利波的振幅显示3～5mm为宜，以便通过屏幕对接收的信号质量进行监视。

2.瞬态激振法

瞬态瑞利波法与稳态瑞利波法相比虽然有许多优势，但是还存在许多问题，主要是瞬态激振的功率密度谱分布不均，许多频率能量太小，随机干扰大，以至于频散曲线与理论相差太大，常常无法利用。为了克服这些缺点，又发展了一种新的瑞利波探测方法——瞬态多道瑞利波探测技术，它可以通过多次叠加和多道相关叠加，使得频谱能量加大，干扰减小，测试结果更为可靠。

瞬态多道瑞利波法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，得出频散曲线上的反映更加突出，判断准确性大大增强。

1）工作布置

瞬态法工作布置中，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。随着探测深度的增大，λR增大，Δx的距离也应相应增大。

2）激发与接收

瞬态法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。

瞬态法探测的记录与浅层地震探测类似，但在资料分析时，主要采用频谱分析。而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。

6.2.3 资料处理与解释

瑞利波探测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、计算和解释才能得到所需的探测结果。归纳起来，室内主要工作有：

（1）对原始资料进行整理，检查核对记录；

（2）计算各频率下瑞利波的传播速度；

（3）绘制实际频散曲线图及有关的辅助图件；

（4）根据频散曲线的变化，对层数和各层速度的厚度变化范围给出定性解释；

（5）定量解释，确定各层的厚度，计算各层的瑞利波传播速度；

（6）根据不同的探测目的，对资料做出地质解释或对各层的岩土工程性质做出评价。

1.数据整理

瑞利波探测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

瑞利波探测的第一手资料是各频率的传播速度，在稳态法探测中，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，峰谷法采用时间差法；在利用数值计算时，采用相位差法。

1）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为瑞利波的传播速度。

瞬态瑞利波速度的计算是由地面上沿波的传播方向上两处的信号，计算互相关函数，互相关函数进行傅氏变换求取互相关谱，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v R。

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可认为是可靠的信号，可以用来计算v R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。

2）层厚度的确定方法

一次导数（ R ）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值。根据频散曲线的变化规律，估计VR1/VR2的范围，则可计算出深度。

3）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）。层速度的计算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、（·H）极值法、近似计算法等。

6.2.4 瑞利波法的应用实例——福州某人防通道探测

依据调查资料，在设计轨道交通沿线存在较大规模的地下人防通道。实际探测时，结合调查资料，采用瑞利面波现场测量的物探方法，来确定人防通道的分布及埋深。现场布置的面波测线如图6-9所示，大致垂直于该段人防通道的大致走向。

图6-9 测线布置图

面波探测采用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0.5m，偏移距5.0m，采集点距1.0m，震源采用锤击方式。使用CCSWS软件系统对瑞雷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6-10和图6-11所示。

图6-10 面波测点频散曲线

图6-11 测线32～7面波探测层速度彩色剖面图及解释成果

由面波层速度彩色剖面图（图6-11）可以看出，测线下方浅部不同成分土层的面波层速度有所不同，土体面波层速度一般在90～330m/s之间；而在剖面9～13m位置处，约5.5m深度以下面波层速度大于400m/s，与周围土体存在明显的差异，判定为测线下方人防通道的反应，人防通道的顶面埋深约5.5m。这与调查的人防资料吻合较好。