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物探瑞利面波勘探PPT课件

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矿井物探-8(瑞雷波地震勘探)

矿井物探-8(瑞雷波地震勘探)

第8章 瑞雷波地震勘探
§8.1 瑞雷波的性质
8.1.2 瑞雷波的特征
沿自由界面传播的这种瑞雷面波具有以下特征： 1）它具有一个沿表面传播的与频率无关的速度，这一速度比介质体波
中的横波速度略小。
2）表面上质点的运动轨迹不是线性的而是椭圆形的(它是由纵波P和横 波S波沿自由界面传播相互叠加而形成)。
3）这种波的振幅随距界面深度的加大而呈指数下降。
以上是指在均匀、各向同性介质表面的情况。在实际观测中，各种 岩石都是成层的非均匀介质。在这样的介质表面，所观测到的瑞雷面 波将是频散的；也就是说，瑞雷波的速度将与频率有关，是频率的函 数。这样，在成层的非均匀介质的自由表面，所观测到的瑞雷波应是 频散的，质点运动呈椭圆形的，其振幅随界面深度加大而呈指数下降 的一种面波。
第8章 瑞雷波地震勘探
瑞雷波勘探方法是一种以瑞雷面波作为有效波，在几十米深
度范围内探查地质体的一种物探方法。作为地震勘探中的一个分
支，瑞雷波勘探是自20世纪80年代发展起来的一种新的浅层勘探 手段。它是基于不同振动频率的瑞雷波沿深度方向衰减的差异，
通过测量不同频率成分(反映不同深度)瑞雷波的传播速度，来探
§8.3 瑞雷波勘探的应用
8.3.1 地层界面异常特征
实测“之”字型
VR H
曲线
实测“之”字型VR—H 曲线
第8章 瑞雷波地震勘探
§8.3 瑞雷波勘探的应用
8.3.2 洞穴界面的异常特征
洞穴曲线的中断
第8章 瑞雷波地震勘探
§8.3 瑞雷波勘探的应用
8.3.2 洞穴界面的异常特征
洞穴曲线的错断
第8章 瑞雷波地震勘探
§8.2 瑞雷波勘探的基本原理
瑞雷波勘探方法的实质：根据不同振动频率的瑞雷波沿深 度方向衰减的差异，通过测量不同频率成分(反映不同深度)瑞

第二章2-1面波勘探的基本原理

第二章2-1面波勘探的基本原理

第⼆章2-1⾯波勘探的基本原理第⼆节瑞雷⾯波法⾃1887年英国学者瑞雷从理论上证明了瑞雷⾯波的存在以来，⼈们曾对⾯波的形成和传播特征做过许多研究，但长期以来，它却⼀直被认为是地震勘探中的⼀种⼲扰波，没有利⽤价值。

上世纪六⼗年代开始，国外有⼈开始研究瑞雷⾯波的有效利⽤问题。

到上世纪⼋⼗年代，瑞雷⾯波的传播特性及利⽤⽅⾯的研究成为世界⼯程地球物理勘探同⾏们的研究热点。

⽬前，瑞雷⾯波勘探法在我国已经得到⼴泛应⽤，现在⼏乎国内外所有的浅层地震勘探仪都配有瑞雷⾯波勘探的功能。

尽管其应⽤已经如此⼴泛，但瑞雷⾯波勘探的理论问题、仪器问题和处理解释问题还并没有得到很好的解决。

也就是说，瑞雷⾯波勘探在技术及理论⽅⾯还有⼤量的⼯作要做。

§2－1⾯波勘探的基本原理2.1.1均匀半空间瑞雷⾯波的形成地表震源不仅激发纵波和横波，同时由于纵波和横波的相互⼲涉叠加，会出现波形的转换，使地下介质质点按⼀定的轨迹运动，形成⼀种新的、能量很强且主要集中在地表附近的波动。

由于这种波是1887年由瑞雷从数学上证明其存在的，故称为瑞雷⾯波。

关于瑞雷波的推导如下：条件：⾃由界⾯以下为半⽆限均匀弹性介质，介质的弹性常数为λ和µ，密度为ρ，x、y轴取在⾃由表⾯上，z轴垂直向下。

设瑞雷波速为V，在zox平⾯内沿x轴⽅向传播，在y轴⽅向的振幅和相位完R全相同，及只讨论平⾯⼆维情况。

令其势函数为：)()(t x ki R e z f ω?-= )()(t x ki R e z f ωψ-=和ψ分别满⾜下列波动⽅程：22221tV P ??=??22221tV S ??=?ψψ将?、ψ代⼊上式，可得：0)(2222=--f k k dzf d P R0)(2222=--g k k dzg d S R 其中，PP V k ω=，SS V k ω=，RR V k ω=。

上式的解为：z z Ce Ae f αα+=- z z De Be g ββ+=-式中：22PR k k -=α，22S R k k -=β。

第三章第二节 瑞雷面波法

第三章第二节 瑞雷面波法

相干函数定义为：
R()
S
21
(
)S
21
()
S11 ()S22 ()
图3-56 （a）瞬态面波记录的相干函数（b）互功率相位谱
p 变换
2、当前主流的瞬态面波勘探法
（1）观测系统 偏移距的选择 道间距的选择 检波器的选择 记录长度的选择 （2）面波的激发 （3）资料处理 （见下页）
2、当前主流的瞬态面波勘探法
之所不及。这是因为在同一介质中，瑞雷波的速度较 其他类型的弹性波传播速度要小，且只在表层某一深 度内传播所致；
一. 瑞雷面波的优点:
（7）瑞雷波法基本不受各地层速度关系的制约。折射 波法要求下伏地层的速度要大于上覆地层的速度， 反之则为勘探中的盲层；反射波法要求各层之间具 有波阻抗差异。而且，以上两种方法均要求层与层 之间的波速或波阻抗具有较大的差异。瑞雷波法则 不同，只要求之间具有波速差异即可。即使只有 10%的波速差异，也可进行精确的分辨；
图3-59 同相轴 图3-58 提取面 清晰、相位多 波窗口（虚线框） 的面波记录
c. 同相轴的斜率改变
引起面波同相轴改变的原因主要有两种：
（1）有高阶面波存在（图3-60） （2）地层中有局部地质体或岩性突变面存在（3-61）
图3-60 高阶和基阶面波共存的情况 图3-61直立界面存在时的面波记录
频散曲线的计算方法
二维傅立叶变换法
图3-62 时间-空间域到频率-波数域的二维傅里叶变换示意图
频散曲线的计算方法
图3-64 根据波长计算的面波频率曲线
图3-63 频率-波数域的面波信号
频散曲线的计算方法
图3-66高阶与基阶面波在频率-波数域中的状态
图3-65 高阶与基阶面波同时存在

物探仪器介绍4PPT课件

物探仪器介绍4PPT课件

音频电透仪
•
1 0 7 0 3 音 频 电 透 视 成 果 分 析 图（5 0 米）
9 6 5 0 .0 0
二
节
9 6 0 0 .0 0
轨
二
道
节
下
皮
1
0
7
0
3
上
出
13#
口
山
带
9 5 5 0 .0 0
下
9#
山
9 5 0 0 .0 0
19#
1
0
7
0
3
中间
23#
巷
21# 20#
18# 9 4 5 0 .0 0
超前探测实例
超前探测实例
超前探测实例
超前探测实例
超前探测实例
物理探测仪器 水害探测
• 音频电透仪
YT120(A)音频电穿透仪
• 用途： • 采煤工作面底板下100米内富水区域探测
平面分布范围、富水体深度 • 工作面顶板老窑、陷落柱、砂体内富水范围探
测 平面分布范围、富水体深度 • 掘进巷道前方导含水构造及深度 • 注浆效果检查 • 注浆方案设计、抽放水方案设计
500瑞利波探测仪?追踪断层127160206142150140196141204204267200140219117350380一采区皮带上山未掘解释层位解释断层掘进位置巷道位置瑞利波探测仪?平工点探测结果煤一矿丁?施1皮带下山瑞利波探测仪窑洞的反映瑞利波探测仪?许侧帮测点处理结果图厂煤矿?4305皮带顺槽瑞利波探测仪?神前测点1处理结果火集团葛店矿?超瑞利波探测仪神火集团葛店矿底板测点2处理结果物探监测仪器ysa钻孔窥视仪ysb型钻孔窥视仪?特点
22#
9 4 0 0 .0 0

瑞利波勘探原理及应用实例[1]

瑞利波勘探原理及应用实例[1]
距离和解析精度已具备了一定指导矿井生产的实际 意义。且施工方便快捷, 对现场工作条件要求较低,
工作量小, 仪器操作易于掌握。 地面资料处理不用专业人员处理, 智能化程
度高, 5 分钟内显示现场初步处理结果; 仪器探 测距离大、对小信号也有较高的识 别能力, 探测解 释距离可 超过 80m。 但仍 存 在 以 下 问题 还 需 改 进:
28
吴迪等: 瑞利波勘探原理及应用实例
第 10 卷 第 5 期
图 6 1427 运料巷测点原始数据曲线
界。经钻探后确定的 X416 陷落柱边界如图 5 中实 线所示, 与瑞利波探测的边界( 如图 5 中虚线所示) 对比可以看出, 探测结果基本吻合。
图 7 1427 运料巷瑞利波探测结果
具体位置对比情况如表 1 所示。其他突起异常
可能由于岩性密度变化或地质分层引起的, 由于数
据未根据本矿实际地质资料进行校正处理, 故处理
结果可能会有一定误差。
表1
探测距离对比表
单位: m
测点 探测距离 实际距离
测点 1 11
11 5
测点 2 18
18 4
测点 3 30 26
测点 4 27 24
4 结语 通过此次勘探, 说明了瑞利波探测技术在探测
2 杨成林 瑞雷波勘探[ M ] . 北京: 地质出版社, 1993 3 崔 占荣、张世洪、张俊喻 瞬态瑞雷波勘探中一些问题 讨
论[ J] . 物探与化探, 1997( 5) 4 李公正 瞬态 瑞利 面波技 术探 测原理 及其 应用[ J] . 矿
产与地质, 2003( 5) 5 潘秋明 瞬态瑞利波探测技术及其在矿井地质中的应 用
探测地点: 1427 运料巷; 探测时间: 2007 年 8 月 10 日上午; 探测目的: 煤巷侧邦 内部 X416 陷落柱边 界位 置探测; 探测模式: 巷道侧邦水平深层模式; 采样频率: 4000H z; 记录长度: 2048; 叠加次数: 5 炮;

物探-瑞利面波勘探-文档资料

物探-瑞利面波勘探-文档资料
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。
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！
18
§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。
堤坝危险性预测、桩基入土深度探测等
6
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。
P、S、R波速与泊松比的关系
9
二、R波质点的振动
R波质点位移方程：
k1 kR 2 1 R1 z
sin2
f
t
x VR
uz
A02ceR1 z
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10
k1 kR 2 1m n22
1R21m2
C

工程物探中的面波勘探

摘要在天然地震中瑞雷波是一种具有危害性较大的地震波，在人工地震勘探中面波也是一种干扰波。

但在工程勘探中将面波视为有效波，并且在层状介质中，面波具有频散的特性，由此特性将面波用于工程勘探中。

本次主要是勘察路基的承载力，由于前期的实验发现工区的刚度系数较小，广泛分布软土，所以引用GDS 表面波测试系统(The GDS Continuous Surface Wave System,简称GDS)用稳态面波法寻找软土。

本文将从瑞雷面波理论以及GDS连续表面波测试系统着手，介绍它的在工程中的工作，即先将野外采集到的信号转换成相位，在处理时调节相位差，然后利用处理软件，根据频散特性生成深度-剪切波速度曲线。

并结合本次在武广线的实习过程探讨仪器使用情况、测线布置、施测、资料的处理及解释等问题。

关键词: GDS连续表面波测试系统瑞雷波稳态面波相位相位差层速度道间距频散曲线剪切波速度波长刚度深度目录第1章序言1.1论文研究的目的和意义1.2研究与应用现状第2章：瑞雷面波的基本理论2.1：瑞雷波的传播特征2.1.1:物体的弹性与弹性波2.1.2瑞雷面波的形成和定义2.1.3 弹性波波动方程2.1.4均匀半空间介质瑞雷面波传播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2.2.2面波速度、厚度频散曲线的一般绘制方法第3章:稳态面波3.1:瑞雷波勘探原理3.2:野外工作方法及仪器配置3.2.1工作布置3.2.2：GDS连续表面系统简介及布置3.2.3野外工作3.3 GDS连续表面波测试系统资料处理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3.3.2室内利用随仪器配置的软件对采集的野外数据进行处理3.4 GDS连续表面波测试系统资料解释3.4.1解释原则3.4.2、解释结果第4章结论及建议4．1结论4.2建议致谢参考文献第1章序言1.1论文研究的目的和意义1.1.1论文研究的目的随着社会的大发展，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。

物探精品课程 第二章第四节 瑞雷面波勘探技术


第四节 瑞雷面波勘探技术
二、瞬态瑞雷波法资料采集系统 瞬态面波法的震源可以采用锤击、落重、爆炸等方式。根据勘 探的深度，对激振脉冲做出合理选择。激振力较小时脉冲面波的 主频率较高。 检波器安置在地面作为拾取介质振动的传感器。面波勘探所用 检波器频率范围很宽，可以从数赫兹到数千赫兹。瞬态面波一般 使用固有频率较低的检波器。检波器接收到的基本是瑞雷波的垂 直分量。 瞬态面波法也可以利用仪器的信号增强功能，进行垂直叠加， 以达到增强有效信号压制干扰的目的。 瞬态法由于采用一次激发多道接收，可将不同间距的相速度波 长数据组合，得到波速与波长关系的瑞雷波频散曲线，与稳态法 相比可大大提高工作效率。
线。在深度6 m以上的范围内，强夯后的波速值增加近一倍。在
深度3.7 m以上的第一层杂填土中，波速由 175 m/s增至318 m/s, 深度5～9 m以上的第二层杂填土中,波速由166 m/s增至346 m/s.
加固后波速值增加，必然导致地基物理力学性质的变化。
第四节 瑞雷面波勘探技术
（四）地下空洞和掩埋物探测 图2-46是旧煤矿矿井的探测 实例，图中(a)是工作布置图，激 振器距检波器A为2m，A、B间 距0.5m，然后按0.5m间隔移动B, AB 形成AB, AB, ,…, AB 的6种间 距实测频散曲线。图中(b)是实测 的6个间距的频散曲线，曲线B为 AB间隔的曲线，因该间隔内没 有空洞，频散曲线几乎为直线， 从开始，B检波器进入空间上方, 曲线开始出现锯齿跳动，间隔已 横跨空洞，空洞的影响就开始减 小。
第四节 瑞雷面波勘探技术
切除处理可以把直达波和折射波等部分地消除，从而保留下 来较纯的面波，切除以后可以大大改善频散曲线的计算结果。 能量衰减（增益处理）也是一种数据处理手段，它可以对一 定时窗内的地震波进行能量衰减控制。由于地震记录中面波能

物探-瑞利面波勘探


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！
§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。
1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.
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；
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。
五、R波的衰减
由于面波的波前面为高约λ R的圆柱体，其波前面
积与 r 成正比，能量衰减则与
于1/r。
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
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。
§4-1 瑞利波的波场特征
一、R波的传播速度
VR/Vs
0.95
0.88 0 0.1 0.5

物探-瑞利面波勘探


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。
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！
§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。
二、R波质点的振动
R波质点位移方程：
k1 kR 2
1
m2 n2
k1 kR 2
1
m2 n2
C
1 m2
1 n2
2 m
n
VP VS
,m
VR VS
m
、k是瑞雷波衰减系数 R、f 是瑞雷波波长和频率
A0 是任意常数
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。
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
R波法可解决的浅层地质问题
1. 工程地质勘察—分层 2. 地基加固处理效果评价 3. 岩土物理力学参数原位测试 4. 地下空洞及掩埋物探测 5. 公路、机场跑道质量无损检测 6. 饱和砂土层的液化判别 7. 其它方面：基岩完整性评价、滑坡调查、
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2 m
n
VP VS
,
m
VR VS
m
、k是瑞雷波衰减系数 R、f 是瑞雷波波长和频率
A 0 是任意常数
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。
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。
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。
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。
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。
P、S、R波速与泊松比的关系
二、R波质点的振动
R波质点位移方程：
k1 kR 2 1m n22
kR1 z
u Ae x
0
ce 1 R1 z
sin2
f
t
x VR
uz
A02ceR1 z
k e 1 kR1 z
2
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k1 kR 2 1m n22
1R21m2
C
1 m2
1 n2
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
R波法可解决的浅层地质问题
1. 工程地质勘察—分层 2. 地基加固处理效果评价 3. 岩土物理力学参数原位测试 4. 地下空洞及掩埋物探测 5. 公路、机场跑道质量无损检测 6. 饱和砂土层的液化判别 7. 其它方面：基岩完整性评价、滑坡调查、
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。
第四章
瑞利面波勘探
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
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
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。
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 1 成正比；而体波
r
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。
堤坝危险性预测、桩基入土深度探测等
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。
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！
§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。
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。
§4-1 瑞利波的波场特征
一、R波的传播速度
VR0.817 1.12•VS
VR/Vs
0.95
0.88 0 0.1
σ 0.5
பைடு நூலகம்
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。
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。
位移振幅矢量曲线
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。
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。