物探-瑞利面波勘探分解课件

第四章瑞利面波勘探第四章瑞利面波勘探1本章内容要点了解瑞利波的波场特征掌握面波勘探的基本原理了解瑞利面波勘探的工作方法掌握面波频散曲线的特征了解资料处理过程及掌握解释方法掌握面波勘探在工程方面的应用本章内容要点了解瑞利波的波场特征2瑞利波法的发展历程1887年由英国学者Rayleigh在理论上确定20世纪50年代发现R波的频散特征60年代起计算机应用于R波的频散研究70年代出现人工激发瞬态R波法勘探(美国)80年代初出现稳态R波法勘探（日本）87年起我国开始R波法的试验研究瑞利波法的发展历程1887年由英国学者Rayleigh在理论3表面波法的提出传统岩土勘察的S波测试试验中需在地层中钻孔，并且在软弱土层中还应下套管和进行回填灌浆，工期较长，费用较高；

在浅部测点试验中，信号易受干扰；波传播路径复杂，致使测试结果不便应用；另一方面，地震勘测中的折射波法和反射法虽然不需钻孔，但它们在测定S波速度时也有如下缺陷:在地面上接收地层界面反射波或折射波，易受环境和R波的干扰，折射波法要求待测地层中波速沿深度递增，而软弱夹层往往又是工程勘测中的主要任务，显然此法不能满足这种要求。表面波法的提出传统岩土勘察的S波测试试验中需在地层中钻孔，并4瑞利波勘探的理论依据在分层介质中R波具有频散特性R波的波长不同，穿透深度也不同R波的传播速度与S波的传播速度具相关性瑞利波勘探的理论依据在分层介质中R波具有频散特性5R波法可解决的浅层地质问题工程地质勘察—分层地基加固处理效果评价岩土物理力学参数原位测试地下空洞及掩埋物探测公路、机场跑道质量无损检测饱和砂土层的液化判别其它方面：基岩完整性评价、滑坡调查、堤坝危险性预测、桩基入土深度探测等R波法可解决的浅层地质问题工程地质勘察—分层6R波法与其它波动法的对比特点浅层分辨率高----可确定厘米级裂隙；不受地层波阻抗关系的影响。R波只要求地层有速度差异，波阻抗相同也能精确分辨；建筑场地波速测试无需钻孔测试效率高，而且能够较可靠地测定浅层的波速。但R波法也存在试验场地较大，深层测试结果精度不如跨孔法等缺陷；

测试深度浅。R波法与其它波动法的对比特点浅层分辨率高----可确定厘米级7§4-1瑞利波的波场特征一、R波的传播速度00.10.5σVR/Vs0.950.88§4-1瑞利波的波场特征一、R波的传播速度008P、S、R波速与泊松比的关系瑞利面波波速的3个特点：（l）在相同介质中，纵波波速最快，横波次之，瑞利波最慢（2）VR与Vs呈近似线性关系（3）VR与频率f无关，表明在均匀介质中面波无频散现象。P、S、R波速与泊松比的关系瑞利面波波速的3个特点：（l）在9二、R波质点的振动

R波质点位移方程：

二、R波质点的振动10从方程可看出：当Z→∞时，Ux→0、Uz→0，即x、z方向的位移为0，说明传播深度有限；Ux、Uz在相位上相差（π/2）。由此可得出结论---x、z方向合成后，R波使介质质点沿椭圆轨迹运动，且传播深度有限。是瑞雷波衰减系数是瑞雷波波长和频率是任意常数、、从方程可看出：当Z→∞时，Ux→0、Uz→0，即x、z方向11质点振动特点：沿逆时针椭圆轨迹运动，振幅随深度迅速衰减，且衰减系数与波长λ成反比，说明波长越大传播的深度越深。质点振动特点：沿逆时针椭圆轨迹运动，振幅随深度迅速衰减，且衰12位移振幅矢量曲线从图中可以看出对于不同的介质，瑞利波水平和垂直位移的主要能量均在(Z/λR)＜1的深度内，即认为瑞利波的穿透深度为一个波长、且主要能量集中在λR/2的范围内。从图中还可看出，ux在(Z/λR)=0.1～0.2之间变化符号，ux是正弦函数，uz是余弦函数，所以当ux、uz同号时Z=0，两者合成之后形成的质点振动轨迹为一逆时针方向转动的椭圆；不同号时，质点振动轨迹为一顺时针转动的椭圆。位移振幅矢量曲线从图中可以看出对于不同的介质，瑞利波13三、R波在非均质中的频散从地震波的频谱理论中可知．实际的波动极少为单频波（简谐波），但较复杂的波动总可以认为是由许多单频波的叠加。物理学上，单频波的传播速度称为相速度V（或相位速度，常指波峰或波谷的传播速度），各单频波叠加总振动的极大值（或能量最大值）的传播速度称为群速度U。在地震学中，群速度就是地层介质的速度。三、R波在非均质中的频散从地震波的频谱理论中可14

在均匀介质中，不同频率成分的面波相速度相同，因此相速度等于群速度，即VR与频率无关，因而实测得到的波速就是介质的波速。

而对于非均匀介质，由于面波的相速度与频率（或波长）有关，因此不同频率的单频面波都按自已的相速度传播，于是各分振动的相位差随波的传播而改变，从而导致由分振动叠加的速度不等于相速度，即为频散。在均匀介质中，不同频率成分的面波相速度相15所谓频散---就是指相速度随频率而改变的现象瑞利波的频散特性与波场分布空间内介质的物质成分、结构、密度、孔隙度等因素有关。实际上，由于瑞利波的穿透深度约为一个波长，因此，在地表测得的瑞利波波速被认为反映小于一个波长的某一深度范围内介质的平均弹性性质。不同的频率有不同的波长，VR的变化反映了不同深度内介质平均性质的改变，也就是说非均匀介质中面波的频散特性决定了进行面波勘探的可行性。所谓频散---就是指相速度随频率而改变的现象瑞利波的频散特性16四、R波的激发能量实验证明，当在圆形振板上作上下激振时，激发出的R波、P波、S波的能量为：R—67%，P—7%，S—26%。R波的能量占总能量的2/3。四、R波的激发能量实验证明，当在圆形振板上作上下激振时，激发17五、R波的衰减由于面波的波前面为高约λR的圆柱体，其波前面积与

r成正比，能量衰减则与成正比；而体波波前为半球形，波前面积正比于半径r2，能量衰减正比于1/r。即面波按r-1衰减，体波按r-2衰减。面波比体波传播的更远！五、R波的衰减由于面波的波前面为高约λR的18瑞利波勘探是根据：①瑞利波传播于介质的自由表层，只要存在波动就会有瑞雷波的存在；②在均匀介质中，瑞利波的传播速度与频率无关，即没有频散性；③瑞利波的频散特征主要取决于剪切波速度及各层厚度；④瑞利波的波长与勘探深度有关，传播速度接近横波速度。根据震源信号的特点不同，瑞利波勘探分为稳态法和瞬态法两种。§4-2瑞利波的勘探原理瑞利波勘探是根据：①瑞利波传播于介质的自由表层，只要存在波动19一、稳态法测试稳态振动法用稳态震源实测地层的瑞利波频散曲线，并按反算方法求地层剪切波速度。进行稳态振动法试验时，先在离简谐激振器一定远处（以保证接收的是瑞利波信号）固定检波器i，检波器j的位置可变动，根据两检波器距离和相位差（或同相位时差）以及激振频率求出瑞利波速度；改变激振频率，重复上述工作，最后可得R波频散曲线

一、稳态法测试稳态振动法用稳态震源实测地层的瑞利波频散曲线，20激振器ij地震仪△x稳态法装置图：激振时测量出相邻道瑞利波的同相位时差△t，可计算出fi下的VRi。当激振器的振动频率从高向低变化时，就可得到一条（VR-f）曲线激振器ij地震仪△x稳态法装置图：激振时测量出相邻道瑞利波的21稳态法仪器：主仪器：示波器（面波仪或地震仪）。激振器：稳态激振器要控制激振频率和激振力的大小。常用的激振器有机械式和电磁式两种，其中前者主要用来进行低频和深层测试，而后者由于激振力有限，大多被用于高频和浅层测试。检波器：稳态振动法中使用的检波器是接收地表质点垂直运动信号的，应根据测试深度和拟试验频率选用适当的检波器。测试深度小，试验频率较高，可选用自振频率适宜的位移检波器或自振频率较高的加速度检波器；当测试深度大，试验频率小，则可选用加速度检波器或自振频率很小的位移检波器。

稳态法仪器：主仪器：示波器（面波仪或地震仪）。22二、瞬态法测试用稳态振动法测定一条地层波速与深度关系曲线所占时间和工作量相当大，在工程测试中应用很难普及。瞬态法：利用一次地面冲击，检波器接收多频信号进行频谱分析来确定相位差与频率的关系，由此得到R波频散曲线。又称为表面波频谱分析法简记SASW（SpectralAnalysisofSurfaceWave的缩写）。

二、瞬态法测试用稳态振动法测定一条地层波速与深度关系曲线所占23仪器设备主要包括:

振源、检波器、工程检测仪、电源、大线等。试验的振源信号是由铁锤或其它重物竖向冲击地面而产生的，显然冲击物质量(M)、冲击面积（以半径r0表达）以及冲击速度V等因素会对它的频率成分及能量大小产生影响。振源信号主频率与(r0/M)1/2

成正比，而振幅与(r0/M)1/2成反比；冲击速度V主要影响振幅的大小，主频几乎与它无关；另外，冲击物模量和地层波速越低，则振源主频率越小，但主频段宽度增大。因此，在测试浅层波速时宜采用小质量、大底面积的物体作振源（如小铁锤）；当测试深层波速时，应采用大质量、小底面积的物体作振源，并以较高速度冲击地面。

仪器设备主要包括:

振源、检波器、工程检测仪、电源24瞬态法装置：

瞬态法原理如图所示，采用锤击作震源，锤击时激发一瞬时冲击力，产生一定频率范围的瑞利波，不同频率的瑞利波叠加在一起，以脉冲的形式向前传播，因而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VR-f曲线。为了使得两检波器接收的信号有足够的相位差，应满足→单点工作方法一般采用等偏移距测试，即|SA|=|AB|SAOB地震仪瞬态法装置：瞬态法原理如图所示，采用锤击作震源，锤击时激发25瞬态试验步骤：1）在所需测试区域内选定测线。2）将检波器按一定距离安放在地表上，要求它们与地表嵌合紧密并且正立。3）在测线激发点处用锤或其它合适的重物竖向冲击地面，同时用记录仪记录检波器所接收的地表竖向振动信号。4）将接收信号回放并进行初步处理与分析，检验记录的质量。5）保持检波器位置不动，将振源移至另一侧对称点，重复2-4步试验。这是考虑地层可能不完全水平分层，对谱分析时，取两组结果的平均值会更接近于排列中心点处的实际值。6）根据测试深度要求调整检波器的间距，重复步骤2-5。瞬态试验步骤：1）在所需测试区域内选定测线。26瞬态法资料处理：多道波形记录预处理；富里叶变换；相邻信号作互功率谱和相干函数分析；

求出相位差；求出R波波速与频率间的曲线——正反演频散曲线；得到R（或S）波速与深度曲线，并进行分层。瞬态法资料处理：多道波形记录预处理；27物探-瑞利面波勘探分解课件28物探-瑞利面波勘探分解课件29三、稳态法与瞬态法的比较

（1）测试设备瞬态法仅需一套接收系统和一只激振物体（如铁锤等），而稳态法中的振源由专门设备构成；瞬态法试验信号处理需进行谱分析，稳态法只需记录距离与相位差或时差。（2）现场工作瞬态法原则上只需一次冲击地面就能获得稳态法的全部结果；稳态法不但现场工作量大，而且在确定相位差受人为误差影响较大。（3）测试深度由于稳态法中激振器工作频率范围有限，它很难得到10Hz以下的试验数据；而瞬态法原则上不受此限，在地面干扰小的情况下，最低频率可达到1HZ左右，可见它能够达到的测试深度较稳态法为大。三、稳态法与瞬态法的比较（1）测试设备30§4-3频散曲线特征R波勘探的直接成果是频散曲线，频散曲线为R波传播速度与频率的关系曲线。频散曲线的形态和变化规律是与地下介质的层厚度、速度等密切相关。§4-3频散曲线特征R波勘探的直接成果是频散曲线，频散曲线31一、（VR-f）曲线与波速的关系24610204060100fVRVR1VR2二层介质二层介质条件下：当频率f较高时，曲线近似直线，渐近线VR=VR1；当频率f较低时，曲线也近似直线，渐近线VR=VR2一、（VR-f）曲线与波速的关系2463224610204060100VR三层介质条件下：当频率f较高时，渐近线VR=VR1；当频率f较低时，渐近线VR=VR3中间为一平缓段，渐近线VR≈VR2三层介质VR2VR3VR1中间层即使很薄也会影响曲线的变化率，这一特征提供了分辨薄层的能力24610203324610204060100VR二、（VR-f）曲线变化与层厚的关系拐点H=1mH=3mH=10m二层介质右图为第一层厚度不同的两层介质曲线变化情况。曲线形态基本一样，只是随H1的增大，拐点位置向低频方向移动，这是因为勘探深度Z∝λR。以上分析说明：曲线拐点的位置与层厚有关联，这是定量解释的前提对于三层介质应有两个拐点，显然，高频段拐点与H1有关、低频段拐点与（H1+H2）有关。246102034三、VR与λR的关系138λRVRH1=1mH1=3mH1=8m8H1两层介质不同H1的VR-λR的变化曲线当λR≤H1时：VR≈VR1当λR＞8H1时：VR≈VR2VR1VR2三、VR与λR的关系1λRVRH1=1mH1=3mH1=8m35§4-4资料解释

在瑞利面波勘探中，波长λR的变化对应着深度H的变化，而深度值并不等于波长值，之间有一个换算系数，即：一、深度换算§4-4资料解释在瑞利面波勘探中，波长λR的36

换算系数β是一个随介质泊松比不同而变化的常数，其值小于1，目前国内外多数按半波理论解释（H=1/2λR）。理论上不同介质的β值与泊松比的关系见下表换算系数β是一个随介质泊松比不同而变化的常37二、频散曲线绘制在以土体为勘探对象的工作中，以实测VR为横坐标，以H=βλR为纵坐标（一般淤泥质粘土以0.85λR，岩石以0.65λR为纵坐标，等等）绘制“VR-λR”曲线，这样绘制的频散曲线，纵坐标可近似代表勘探深度。因实测的VR值中包含有各种干扰引起的误差，使得频散曲线不圆滑，在解释前．应根据频散曲线的一般变化规律进行圆滑。二、频散曲线绘制在以土体为勘探对象的工作中，以38物探-瑞利面波勘探分解课件39§4-5瑞利波在工程勘察中的应用面波勘探已经在第四系地层的划分，地基填筑土的调查，地基处理效果评价，地震小区域划分，堤坝无损检测，探测建筑桩基根部埋深，高速公路无损检测，探测地下空洞和地下埋设物，评价饱和砂士的液化，计算各种弹性动力学参数，评价地基的承载力等方面取得了较好的应用效果。§4-5瑞利波在工程勘察中的应用面波401.工程地质勘察（l）地基调查b为实测的平均速度VR曲线；c为由VR曲线计算的层速度Vs曲线；d为由Vs曲线计算的标准贯入系数N曲线；e为钻孔柱状图1.工程地质勘察（l）地基调查b为实测的平均速度VR曲41（2）填筑地的调查

用瑞利波频率测深测定地基的S波速度，可以检查鉴定地基的夯实程度，也可以评价一些滨海、滨湖填筑地随时间变化的情况．以及检测坚硬盖层如机场跑道、水泥路面等的质量。（2）填筑地的调查用瑞利波频率测深测定地基的42（3）探测地下空洞当空洞位于瑞利波频率测深的可能探测的深度内并且直径大于埋深的1／10时，用瑞利波频率测深可以探测出空洞的位置。在已VR-H曲线上，当有空洞存在时，VR值会突然降低。这种方法可以检查防护堤岸和探测防空洞以及溶洞等。（3）探测地下空洞当空洞位于瑞利波频率测深的43物探-瑞利面波勘探分解课件44（4）堤坝检测（4）堤坝检测452.岩土力学参数原位测试各种岩士力学参数与弹性波速度之间的关系被表示为纵波速度Vp和横被速度Vs的函数，但由于横波速度的测定较为复杂，常需要钻孔和安置井中检波器接收来测定。鉴于面波速度VR与横波速度Vs近似相等，由各岩土层的瑞利波速VR换算为横波速度Vs，再利用公式即可获得各种岩土力学参数。包括：Em、Gm、Km、σm、N

等标准贯入击数：2.岩土力学参数原位测试各种岩士力学参数与弹46本章结束本章结束47复习题瑞利面波勘探的基本原理？与其它波动测试方法比较有何特点？瑞利面波勘探可解决哪些地质问题？复习题瑞利面波勘探的基本原理？与其它波动测试方法比较有何特点48第四章瑞利面波勘探第四章瑞利面波勘探49本章内容要点了解瑞利波的波场特征掌握面波勘探的基本原理了解瑞利面波勘探的工作方法掌握面波频散曲线的特征了解资料处理过程及掌握解释方法掌握面波勘探在工程方面的应用本章内容要点了解瑞利波的波场特征50瑞利波法的发展历程1887年由英国学者Rayleigh在理论上确定20世纪50年代发现R波的频散特征60年代起计算机应用于R波的频散研究70年代出现人工激发瞬态R波法勘探(美国)80年代初出现稳态R波法勘探（日本）87年起我国开始R波法的试验研究瑞利波法的发展历程1887年由英国学者Rayleigh在理论51表面波法的提出传统岩土勘察的S波测试试验中需在地层中钻孔，并且在软弱土层中还应下套管和进行回填灌浆，工期较长，费用较高；

在浅部测点试验中，信号易受干扰；波传播路径复杂，致使测试结果不便应用；另一方面，地震勘测中的折射波法和反射法虽然不需钻孔，但它们在测定S波速度时也有如下缺陷:在地面上接收地层界面反射波或折射波，易受环境和R波的干扰，折射波法要求待测地层中波速沿深度递增，而软弱夹层往往又是工程勘测中的主要任务，显然此法不能满足这种要求。表面波法的提出传统岩土勘察的S波测试试验中需在地层中钻孔，并52瑞利波勘探的理论依据在分层介质中R波具有频散特性R波的波长不同，穿透深度也不同R波的传播速度与S波的传播速度具相关性瑞利波勘探的理论依据在分层介质中R波具有频散特性53R波法可解决的浅层地质问题工程地质勘察—分层地基加固处理效果评价岩土物理力学参数原位测试地下空洞及掩埋物探测公路、机场跑道质量无损检测饱和砂土层的液化判别其它方面：基岩完整性评价、滑坡调查、堤坝危险性预测、桩基入土深度探测等R波法可解决的浅层地质问题工程地质勘察—分层54R波法与其它波动法的对比特点浅层分辨率高----可确定厘米级裂隙；不受地层波阻抗关系的影响。R波只要求地层有速度差异，波阻抗相同也能精确分辨；建筑场地波速测试无需钻孔测试效率高，而且能够较可靠地测定浅层的波速。但R波法也存在试验场地较大，深层测试结果精度不如跨孔法等缺陷；

测试深度浅。R波法与其它波动法的对比特点浅层分辨率高----可确定厘米级55§4-1瑞利波的波场特征一、R波的传播速度00.10.5σVR/Vs0.950.88§4-1瑞利波的波场特征一、R波的传播速度0056P、S、R波速与泊松比的关系瑞利面波波速的3个特点：（l）在相同介质中，纵波波速最快，横波次之，瑞利波最慢（2）VR与Vs呈近似线性关系（3）VR与频率f无关，表明在均匀介质中面波无频散现象。P、S、R波速与泊松比的关系瑞利面波波速的3个特点：（l）在57二、R波质点的振动

R波质点位移方程：

二、R波质点的振动58从方程可看出：当Z→∞时，Ux→0、Uz→0，即x、z方向的位移为0，说明传播深度有限；Ux、Uz在相位上相差（π/2）。由此可得出结论---x、z方向合成后，R波使介质质点沿椭圆轨迹运动，且传播深度有限。是瑞雷波衰减系数是瑞雷波波长和频率是任意常数、、从方程可看出：当Z→∞时，Ux→0、Uz→0，即x、z方向59质点振动特点：沿逆时针椭圆轨迹运动，振幅随深度迅速衰减，且衰减系数与波长λ成反比，说明波长越大传播的深度越深。质点振动特点：沿逆时针椭圆轨迹运动，振幅随深度迅速衰减，且衰60位移振幅矢量曲线从图中可以看出对于不同的介质，瑞利波水平和垂直位移的主要能量均在(Z/λR)＜1的深度内，即认为瑞利波的穿透深度为一个波长、且主要能量集中在λR/2的范围内。从图中还可看出，ux在(Z/λR)=0.1～0.2之间变化符号，ux是正弦函数，uz是余弦函数，所以当ux、uz同号时Z=0，两者合成之后形成的质点振动轨迹为一逆时针方向转动的椭圆；不同号时，质点振动轨迹为一顺时针转动的椭圆。位移振幅矢量曲线从图中可以看出对于不同的介质，瑞利波61三、R波在非均质中的频散从地震波的频谱理论中可知．实际的波动极少为单频波（简谐波），但较复杂的波动总可以认为是由许多单频波的叠加。物理学上，单频波的传播速度称为相速度V（或相位速度，常指波峰或波谷的传播速度），各单频波叠加总振动的极大值（或能量最大值）的传播速度称为群速度U。在地震学中，群速度就是地层介质的速度。三、R波在非均质中的频散从地震波的频谱理论中可62

在均匀介质中，不同频率成分的面波相速度相同，因此相速度等于群速度，即VR与频率无关，因而实测得到的波速就是介质的波速。

而对于非均匀介质，由于面波的相速度与频率（或波长）有关，因此不同频率的单频面波都按自已的相速度传播，于是各分振动的相位差随波的传播而改变，从而导致由分振动叠加的速度不等于相速度，即为频散。在均匀介质中，不同频率成分的面波相速度相63所谓频散---就是指相速度随频率而改变的现象瑞利波的频散特性与波场分布空间内介质的物质成分、结构、密度、孔隙度等因素有关。实际上，由于瑞利波的穿透深度约为一个波长，因此，在地表测得的瑞利波波速被认为反映小于一个波长的某一深度范围内介质的平均弹性性质。不同的频率有不同的波长，VR的变化反映了不同深度内介质平均性质的改变，也就是说非均匀介质中面波的频散特性决定了进行面波勘探的可行性。所谓频散---就是指相速度随频率而改变的现象瑞利波的频散特性64四、R波的激发能量实验证明，当在圆形振板上作上下激振时，激发出的R波、P波、S波的能量为：R—67%，P—7%，S—26%。R波的能量占总能量的2/3。四、R波的激发能量实验证明，当在圆形振板上作上下激振时，激发65五、R波的衰减由于面波的波前面为高约λR的圆柱体，其波前面积与

r成正比，能量衰减则与成正比；而体波波前为半球形，波前面积正比于半径r2，能量衰减正比于1/r。即面波按r-1衰减，体波按r-2衰减。面波比体波传播的更远！五、R波的衰减由于面波的波前面为高约λR的66瑞利波勘探是根据：①瑞利波传播于介质的自由表层，只要存在波动就会有瑞雷波的存在；②在均匀介质中，瑞利波的传播速度与频率无关，即没有频散性；③瑞利波的频散特征主要取决于剪切波速度及各层厚度；④瑞利波的波长与勘探深度有关，传播速度接近横波速度。根据震源信号的特点不同，瑞利波勘探分为稳态法和瞬态法两种。§4-2瑞利波的勘探原理瑞利波勘探是根据：①瑞利波传播于介质的自由表层，只要存在波动67一、稳态法测试稳态振动法用稳态震源实测地层的瑞利波频散曲线，并按反算方法求地层剪切波速度。进行稳态振动法试验时，先在离简谐激振器一定远处（以保证接收的是瑞利波信号）固定检波器i，检波器j的位置可变动，根据两检波器距离和相位差（或同相位时差）以及激振频率求出瑞利波速度；改变激振频率，重复上述工作，最后可得R波频散曲线

一、稳态法测试稳态振动法用稳态震源实测地层的瑞利波频散曲线，68激振器ij地震仪△x稳态法装置图：激振时测量出相邻道瑞利波的同相位时差△t，可计算出fi下的VRi。当激振器的振动频率从高向低变化时，就可得到一条（VR-f）曲线激振器ij地震仪△x稳态法装置图：激振时测量出相邻道瑞利波的69稳态法仪器：主仪器：示波器（面波仪或地震仪）。激振器：稳态激振器要控制激振频率和激振力的大小。常用的激振器有机械式和电磁式两种，其中前者主要用来进行低频和深层测试，而后者由于激振力有限，大多被用于高频和浅层测试。检波器：稳态振动法中使用的检波器是接收地表质点垂直运动信号的，应根据测试深度和拟试验频率选用适当的检波器。测试深度小，试验频率较高，可选用自振频率适宜的位移检波器或自振频率较高的加速度检波器；当测试深度大，试验频率小，则可选用加速度检波器或自振频率很小的位移检波器。

稳态法仪器：主仪器：示波器（面波仪或地震仪）。70二、瞬态法测试用稳态振动法测定一条地层波速与深度关系曲线所占时间和工作量相当大，在工程测试中应用很难普及。瞬态法：利用一次地面冲击，检波器接收多频信号进行频谱分析来确定相位差与频率的关系，由此得到R波频散曲线。又称为表面波频谱分析法简记SASW（SpectralAnalysisofSurfaceWave的缩写）。

二、瞬态法测试用稳态振动法测定一条地层波速与深度关系曲线所占71仪器设备主要包括:

振源、检波器、工程检测仪、电源、大线等。试验的振源信号是由铁锤或其它重物竖向冲击地面而产生的，显然冲击物质量(M)、冲击面积（以半径r0表达）以及冲击速度V等因素会对它的频率成分及能量大小产生影响。振源信号主频率与(r0/M)1/2

成正比，而振幅与(r0/M)1/2成反比；冲击速度V主要影响振幅的大小，主频几乎与它无关；另外，冲击物模量和地层波速越低，则振源主频率越小，但主频段宽度增大。因此，在测试浅层波速时宜采用小质量、大底面积的物体作振源（如小铁锤）；当测试深层波速时，应采用大质量、小底面积的物体作振源，并以较高速度冲击地面。

仪器设备主要包括:

振源、检波器、工程检测仪、电源72瞬态法装置：

瞬态法原理如图所示，采用锤击作震源，锤击时激发一瞬时冲击力，产生一定频率范围的瑞利波，不同频率的瑞利波叠加在一起，以脉冲的形式向前传播，因而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VR-f曲线。为了使得两检波器接收的信号有足够的相位差，应满足→单点工作方法一般采用等偏移距测试，即|SA|=|AB|SAOB地震仪瞬态法装置：瞬态法原理如图所示，采用锤击作震源，锤击时激发73瞬态试验步骤：1）在所需测试区域内选定测线。2）将检波器按一定距离安放在地表上，要求它们与地表嵌合紧密并且正立。3）在测线激发点处用锤或其它合适的重物竖向冲击地面，同时用记录仪记录检波器所接收的地表竖向振动信号。4）将接收信号回放并进行初步处理与分析，检验记录的质量。5）保持检波器位置不动，将振源移至另一侧对称点，重复2-4步试验。这是考虑地层可能不完全水平分层，对谱分析时，取两组结果的平均值会更接近于排列中心点处的实际值。6）根据测试深度要求调整检波器的间距，重复步骤2-5。瞬态试验步骤：1）在所需测试区域内选定测线。74瞬态法资料处理：多道波形记录预处理；富里叶变换；相邻信号作互功率谱和相干函数分析；

求出相位差；求出R波波速与频率间的曲线——正反演频散曲线；得到R（或S）波速与深度曲线，并进行分层。瞬态法资料处理：多道波形记录预处理；75物探-瑞利面波勘探分解课件76物探-瑞利面波勘探分解课件77三、稳态法与瞬态法的比较

（1）测试设备瞬态法仅需一套接收系统和一只激振物体（如铁锤等），而稳态法中的振源由专门设备构成；瞬态法试验信号处理需进行谱分析，稳态法只需记录距离与相位差或时差。（2）现场工作瞬态法原则上只需一次冲击地面就能获得稳态法的全部结果；稳态法不但现场工作量大，而且在确定相位差受人为误差影响较大。（3）测试深度由于稳态法中激振器工作频率范围有限，它很难得到10Hz以下的试验数据；而瞬态法原则上不受此限，在地面干扰小的情况下，最低频率可达到1HZ左右，可见它能够达到的测试深度较稳态法为大。三、稳态法与瞬态法的比较（1）测试设备78§4-3频散曲线特征R波勘探的直接成果是频散曲线，频散曲线为R波传播速度与频率的关系曲线。频散曲线的形态和变化规律是与地下介质的层厚度、速度等密切相关。§4-3频散曲线特征R波勘探的直接成果是频散曲线，频散曲线79一、（VR-f）曲线与波速的关系24610204060100fVRVR1VR2二层介质二层介质条件下：当频率f较高时，曲线近似直线，渐近线VR=VR1；当频率f较低时，曲线也近似直线，渐近线VR=VR2一、（VR-f）曲线与波速的关系2468024610204060100VR三层介质条件下：当频率f较高时，渐近线VR=VR1；当频率f较低时，渐近线VR=VR3中间为一平缓段，渐近线VR≈VR2三层介质VR2VR3VR1中间层即使很薄也会影响曲线的变化率，这一特征提供了分辨薄层的能力24610208124610204060100VR二、（VR-f）曲线变化与层厚的关系拐点H=1mH=3mH=10m二层介质右图为第一层厚度不同的两层介质曲线变化情况。曲线形态基本一样，只是随H1的增大，拐点位置向低频方向移动，这是因为勘探深度Z∝λR。以上分析说明：曲线拐点的位置与层厚有关联，这是定量解释的前提对于三层介质应有两个拐点，显然，高频段拐点与H1有关、低频段拐点与（H1+H2）有关。246102082三、VR与λR的关系138λRVRH1=1mH1=3mH1=