0 引言
解决近地表10 m内工程勘察问题,常用的地震勘探方法有瑞利面波法、折射波法、浅层地震反射法和地震映像法等。
面波勘探以其快速经济、受场地条件限制小等优点广泛应用于浅部横波速度结构探查[1 ] ,其反演瑞利波波速与工程地质领域中的弹性力学参数密切相关[2 -3 ] ,但瑞利面波反演目前主要是依据层状介质理论[4 ] ,工作效率低。折射波勘探的物理前提之一是下层界面速度大于上层界面速度[5 ] ,当近地表存在一些局部高、低速埋伏体或下覆界面起伏较大时,由于埋伏体对信号较强的衰减、散射作用,会形成“屏蔽”,使浅层折射波法难以准确获取反映下覆界面起伏的地震记录[6 ] 。浅层地震反射波法通过覆盖叠加或偏移校正来提高地震资料的信噪比,但多次覆盖或各种偏移算法具有低通滤波特性,覆盖次数过高会降低原本主频不高、频带不宽的近地表地震资料分辨率[6 ] ;另外,叠加速度选取不合适,直接导致动校正过程中波形拉伸和畸变[7 ] 。考虑到近地表地震记录多波干涉的复杂性以及介质结构横向速度分布上的多变背景,传统的反射地震资料处理流程或软件很难达到理想的效果。
近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] 。地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] 。虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] 。地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等。
近地表约10 m深度范围内的工程地质问题在工程、环境与灾害调查中被重点关注,相比其他物探手段,地震映像法有较大的综合优势。地球表面第四系冲、洪积物广泛分布,尤其在平原、低山丘陵处大量发育[18 ] ,在岩溶地区更为突出。由于近地表低速覆盖物的广泛存在,地震映像剖面上有效初至波旅行时增加,使剖面失去了对下部地层或异常目标体相对深度提取的背景,容易在资料解释过程中产生误解,因此非常有必要对地震映像剖面进行一次静校正。针对地表存在低速带的情况,讨论不同偏移距、不同反射层深度以及不同低速体速度对地震映像静校正剖面的影响,将为工程实践提供依据。
1 射线追踪方法基本原理
射线追踪法是在地下介质模型结构和相应物理参数已知的条件下,研究地震波在地下介质中的传播规律,计算在半空间或全空间内各测点所观测到的地震记录的一种数值模拟方法[19 ] 。射线追踪法又称渐近法,它是在一种高频近似的情况下把地震波动理论简化为射线理论,只考虑到射线经过的局部区域[20 -21 ] 。地震波传播波场中的主能量沿着射线轨迹传播,利用程函方程计算射线的旅行时,求解传播方程计算地震波振幅[22 ] 。
射线追踪法是将震源出发的地震波离散成若干段射线,对各段射线的走时和轨迹叠加,得出地下介质中射线分布和地面上的时距曲线。当介质的速度较小,波长较短时,波的传播可以用波前方程
∂ w ∂ x 2 + ∂ w ∂ y 2 + ∂ w ∂ z 2 = n 2 1
来描述。其中:n 是折射率,w 是波阵面(波前),它的解是空间坐标的函数,具有简单的形式:
w ( x , y , z ) = C 。 ( 2 )
式中,C 为常量。式(2)表示了三维空间曲面簇,每一时刻波阵面的法线为射线,波的旅行时可以由射线路径积分获得。波阵面的形状与介质速度有关,在非均匀介质中射线为曲线。如果已知边界条件和速度分布,求出波前方程的解析解或数值解或者把非均匀介质视为连续介质,求出其走时,最后得到射线在非均匀介质的分布和走时[21 ] 。
2 地震映像剖面时间场正演与静校正
由于地形起伏、近地表速度分布不均匀使地震映像剖面中的有效波旅行时增加,直接影响地震映像剖面的质量和解释成果的可靠性,静校正的目的是为了克服地表条件对时间剖面质量的影响,真实地反映地下构造的形态和变化[23 ] 。地震映像法的偏移距(炮检距)相对深部地震勘探较小,在未知近地表低速带几何规模的情况下,本案例试图通过初至直达波延时来完成近似静校正。
2.1 相对静校正量的计算
相对时差获取的前提是形成参考道。参考道认为是没有剩余静校正量的基准层反射的道。地震映像剖面中一般是将剖面中的第一道或各记录道的平均值作为参考道。设gj (t )表示地震映像剖面内第j 道的波形,则:
M ( t + pΔ ) = 1 J ∑ j = 1 J g t ( t p + pΔ ) , ( p = 0,1 , … , T ) ( 3 )
式中:M (t )为参考道;J 为地震映像剖面中的总道数;Δ 为采样间隔;tp 为选出的基准层反射起始时间;T 为选择的时窗长度(一般为标准层反射起始时间)。
参考道形成后,就要计算记录中各道与参考道之间的相对时差。因为地震映像剖面中各道波形有一定的相似性,故常用的提取相对时差的办法是互相关方法。计算互相关函数的公式为:
R gM ( t ) = ∑ k = 0 N M ( kΔ ) g j ( kΔ + τ ) ( 4 ) ( τ = 0 , ± Δ , … , ± τ max )
式中:M (t )为参考道;gj (t )表示地震映像剖面中待求相对时差的第j 道;k 为相关运算时离散采样值序号;N 为选取的相关时窗;Δ 为采样间隔;τ 为时移值;τ max 为最大时移绝对值。认为gj (t )相对于M (t )向下移动的时移称为正。用互相关方法提取相对时差的实质是用待求时差的记录道相对于参考道做一系列大小不同的时移,每移动一次计算一个互相关函数,移动一系列值得到一组互相关系数值(组成互相关函数)。在这一系列移动值中可能有一个移动值正好等于该两道的相对时差,此时两道波形对齐,求出的互相关值最大,所对应的相对时移值就是要求的相对时差[9 ,24 ] 。
2.2 不同偏移距对地震映像剖面静校正量的影响
计算模型如图1 所示,低速带v 1 =500 m/s,ρ 1 =1.5 g/cm3 ,界面方程为z 2 = 3 . 625 2 - ( 10 - x ) 2 -2.625(12.5 ≤x ≤17.5);第2层v 2 = 600 m/s,ρ 2 = 1.8 g/cm3 ,埋深为10 m;第3层v 3 = 800 m/s,ρ 3 = 2.2 g/cm3 。此次正演炮点位置从1~25 m,共25炮。合成记录所用的子波为Ricker子波,主频30 Hz,为了能够更好地比较利用直达波旅行时作静校正所获得的静校正量,文中的合成记录未加入低速带的反射。
如图2 ~4所示,由于地表低速体的存在,使通过低速带的直达波与反射波旅行时增加,造成地震映像剖面中原本来自水平地层的反射波同相轴往下凹。利用直达波的旅行时静校正之后,剖面中的目的层反射波同相轴往上凸,表明静校正量过大。从图5 中可以看出当偏移距为2 m时,最大时差为0.2 ms,那么等效为引起的最大深度变化为600 m/s×0.2 ms/2=0.06 m;当偏移距为4 m时,最大时差为1.0 ms,等效为引起的最大深度变化为0.30 m;当偏移距为6 m时,最大时差为1.6 ms,等效为引起的最大深度变化为0.48 m。结果表明:偏移距越大时利用直达波静校正所获得的静校正量越大,原因是当偏移距增大时,直达波通过低速带的距离增加,导致直达波所增加旅行时比反射波增加的旅行时更多,使得静校正量随着偏移距的增加而增加。由于偏移距不同,使时差曲线起跳的初始位置不一致,偏移距越大,越先通过低速带,使时差曲线起跳的初始位置越早,但时差曲线归零的位置是一致的。
图2 偏移距2 m时静校正前(a)后(b)的模拟地震映像剖面
图3 偏移距4 m时静校正前(a)后(b)的模拟地震映像剖面
图4 偏移距6 m时静校正前(a)后(b)的模拟地震映像剖面
图5 低速带下不同偏移距剖面静校正后与无低速带时差
2.3 不同目的反射层深度对地震映像静校正量的影响
目的反射层深度对地震映像剖面静校正的影响分析,还是利用图1 中模型与相关模型参数,分别计算目的层深度为6 m、8 m时的地震映像剖面及静校正剖面。
同图2 ,由于地表低速带的存在,原始地震映像剖面中原本应该水平的界面反射同相轴出现了下凹(图6 a、7a、8a、9a);经过静校正后,目的界面同相轴出现了不同程度上凸,说明静校正有过剩。对比图5 ,分析图10 ,11的变化规律。讨论极端情况。当偏移距为2 m时,目的层深度为10 m、8 m和6 m所对应的时差均一致,最大时差为0.2 ms,等效为引起的最大深度变化为0.06 m; 当偏移距为4 m时,不同目的层深度所对应的时差相同,为 1.0 ms,等效为引起的最大深度变化为0.30 m。表明在偏移距不变的情况下,不同目的反射层深度所对应的剩余静校正量完全一致;该结果同样也说明随着偏移距的增加,所得到的静校正量也会增加。虽然在偏移距恒定的情况下,目的反射层的深度对剩余静校正量无影响,但随着目的反射层深度增大,产生的相对深度误差逐渐减小。图10 中时差曲线出现时差陡降是由于低速带的最大埋深为1 m,当射线从低速带中心附近穿过时,其通过低速带的双程距离与偏移距为2 m时相当,使得利用直达波旅行时静校正所得到的静校正量最小。
图6 偏移距为2 m,目的反射层深度为6 m时静校正前(a)后(b)模拟地震映像剖面
图7 偏移距为2 m,目的反射层深度为8 m时静校正前(a)后(b)模拟地震映像剖面
图8 偏移距为4 m,目的反射层深度为6 m时静校正前(a)后(b)模拟地震映像剖面
图9 偏移距为4 m,目的反射层深度为8 m时静校正前(a)后(b)模拟地震映像剖面
图10 低速带下偏移距为2 m时不同目的反射层深度静校正后与无低速带存在时时差
图11 低速带下偏移距为4 m时不同目的反射层深度静校正后与无低速带存在时时差
图12 偏移距为2 m,低速带速度为400 m/s时静校正前(a)后(b)的模拟地震映像剖面
图13 偏移距为4 m,低速带速度为400 m/s时静校正前(a)后(b)的模拟地震映像剖面
2.4 不同低速带速度对地震映像静校正量的影响
分析低速带速度对地震映像剖面静校正的影响:利用图1 中模型与相关模型参数,计算目的层深度为6 m,低速体速度v 1 =400 m/s,密度ρ 1 =1.5 g/cm3 情况下的地震映像剖面及静校正剖面。
如图12 a、13a所示,仍然存在直达波和反射波同相轴向下凹的情况,且低速带与周围地层速度差越大时,得到的剩余静校正量越大。通过图14 、15可知,当偏移距为2 m时,低速带速度v 1 =500 m/s时,最大时差为0.2 ms,等效为引起的最大深度变化为0.06 m;低速体速度v 1 =400 m/s时,最大时差为0.4 ms,等效为引起的最大深度变化为0.12 m。当偏移距为4 m时,低速带速度v 1 =500 m/s时,最大时差为1.0 ms,等效为引起的最大深度变化为 0.48 m;低速带速度v 1 =400 m/s时,最大时差为2.4 ms,等效为引起的最大深度变化为0.72 m。当低速带速度与下覆地层速度差越大时,直达波旅行时的增加量比反射波的旅行时增加量更大,因此所得到的静校正量越大,反射波同相轴被拉伸畸变的越严重。在相同的偏移距下,低速带速度为400 m/s的时差曲线相对于速度为500 m/s而言,其时差曲线起跳的初始位置更早,时差曲线幅度消失的位置更晚,原因是在通过距离一定时,速度越低所消耗的时间越多,使得与水平界面同相轴的时差提前变大,所以会出现时差起跳提前和时差归零滞后。
图14 偏移距为2 m时不同低速带速度下静校正后与无低速带存在时时差
图15 偏移距为4 m时不同低速带速度下静校正后与无低速带存在时时差
综上所述,在目的层深度和低速带速度恒定的情况下,利用直达波旅行时来对小偏移距地震映像剖面做静校正所带来的误差很小,不会对低速体下方同相轴产生太大的畸变。图12 中当偏移距为2 m,低速带速度为400 m/s时,其获得的剩余时差约为0.4 ms,因此在已知条件有限的情况下,可以尝试利用直达波初至时差来实现地震映像剖面静校正。
3 工程应用
近地表工程物探中广泛应用地震映像法开展野外作业,能够利用静校正快速有效地排除地表局部低速体引起的同相轴错断假异常,可以达到事半功倍的效果,一段公路路基探查的地震映像剖面可以作为静校正应用的实例。
图16 为某公路路基地震映像实测剖面,共155道。采集参数为偏移距3 m,道间距为0.5 m,采样间隔为25 μs,采样点数为2 048。
图16 实测公路路基静校正前(a)后(b)的地震映像剖面
静校正前,如图16 a所示,地震映像剖面上存在①、②两个明显异常区,若不经过校正,容易对下方路基的真实结构产生判读。左侧异常区①有效波同相轴出现了不同程度的下凹且存在局部低频振荡现象,可解释为地表低速带及小范围的路基沉降;右侧异常区②有效波同相轴出现了大范围的下凹及存在明显的低频振荡现象,可认为是地表较大范围的低速体及一定范围的路基沉降造成的。利用前述方法计算各道与参考道之间的相对时差,一般来说,低速带获得的相对时差为负值,高速带获得的相对时差为正值。将各道波形按对应的时差上下移动,结果如图16 b所示。经过静校正后直达波同相轴被拉平,对比可知,左侧异常区①内同相轴变得连续,说明下方介质结构正常,仅是由于地表低速体的存在导致同相轴下凹;右侧异常区②内的同相轴整体向上抬升并且连续性更好,可以更直观反映异常路基相对深度,静校正后的映像剖面也有助于利用时—深转换近似获取路基沉降深度。后期钻孔结果表明,左侧异常区①处下方路基介质确实无病害,仅是由于路面局部低速体造成同相轴的下移;右侧异常区②处确定为路基松散并伴有一定范围沉降,沉降范围与探测结果吻合。
利用直达波旅行时静校正在很大程度上能够消除地表不均匀造成的有效波到达时间滞后的问题,更好地反映出地下介质的真实结构,也说明了利用直达波旅行时进行静校正在特定环境中的有效性。
4 结论及建议
通过对比偏移距、目的反射层深度以及低速带的速度来探讨利用直达波旅行时静校正所获得的静校正量的值,计算结果表明:偏移距越大,静校正后目的反射层同相轴的拉伸畸变越严重;在偏移距保持不变时,目的层的深度与静校正时间量几乎无关联;当偏移距与目的层深度不变时,低速体与周围介质速度差异越大,过剩的静校正量越大。结合在地震映像实际工作中的应用效果可给出以下建议:
1)小偏移距下利用初至波旅行时做静校正,基本上不会使目的层发生大的畸变。
2)当低速带与周围介质速度差别越大,为获得较小静校正量,应采用小偏移距施工。
3)为较好地进行水平滤波、偏移成像等数据处理,实测数据应先经过静校正。
本次正演模拟中只考虑了直达波的时间场特征,考虑全波波场的时间场特征来分析地震映像静校正解决方案有待进一步研究。
(本文编辑:叶佩)
The authors have declared that no competing interests exist.
参考文献
文献选项
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2015
... 面波勘探以其快速经济、受场地条件限制小等优点广泛应用于浅部横波速度结构探查[1 ] ,其反演瑞利波波速与工程地质领域中的弹性力学参数密切相关[2 -3 ] ,但瑞利面波反演目前主要是依据层状介质理论[4 ] ,工作效率低.折射波勘探的物理前提之一是下层界面速度大于上层界面速度[5 ] ,当近地表存在一些局部高、低速埋伏体或下覆界面起伏较大时,由于埋伏体对信号较强的衰减、散射作用,会形成“屏蔽”,使浅层折射波法难以准确获取反映下覆界面起伏的地震记录[6 ] .浅层地震反射波法通过覆盖叠加或偏移校正来提高地震资料的信噪比,但多次覆盖或各种偏移算法具有低通滤波特性,覆盖次数过高会降低原本主频不高、频带不宽的近地表地震资料分辨率[6 ] ;另外,叠加速度选取不合适,直接导致动校正过程中波形拉伸和畸变[7 ] .考虑到近地表地震记录多波干涉的复杂性以及介质结构横向速度分布上的多变背景,传统的反射地震资料处理流程或软件很难达到理想的效果. ...
... [6 ];另外,叠加速度选取不合适,直接导致动校正过程中波形拉伸和畸变[7 ] .考虑到近地表地震记录多波干涉的复杂性以及介质结构横向速度分布上的多变背景,传统的反射地震资料处理流程或软件很难达到理想的效果. ...
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2006
... 面波勘探以其快速经济、受场地条件限制小等优点广泛应用于浅部横波速度结构探查[1 ] ,其反演瑞利波波速与工程地质领域中的弹性力学参数密切相关[2 -3 ] ,但瑞利面波反演目前主要是依据层状介质理论[4 ] ,工作效率低.折射波勘探的物理前提之一是下层界面速度大于上层界面速度[5 ] ,当近地表存在一些局部高、低速埋伏体或下覆界面起伏较大时,由于埋伏体对信号较强的衰减、散射作用,会形成“屏蔽”,使浅层折射波法难以准确获取反映下覆界面起伏的地震记录[6 ] .浅层地震反射波法通过覆盖叠加或偏移校正来提高地震资料的信噪比,但多次覆盖或各种偏移算法具有低通滤波特性,覆盖次数过高会降低原本主频不高、频带不宽的近地表地震资料分辨率[6 ] ;另外,叠加速度选取不合适,直接导致动校正过程中波形拉伸和畸变[7 ] .考虑到近地表地震记录多波干涉的复杂性以及介质结构横向速度分布上的多变背景,传统的反射地震资料处理流程或软件很难达到理想的效果. ...
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
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2006
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
... [8 ].地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
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2006
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
... 式中:M (t )为参考道;gj (t )表示地震映像剖面中待求相对时差的第j 道;k 为相关运算时离散采样值序号;N 为选取的相关时窗;Δ 为采样间隔;τ 为时移值;τ max 为最大时移绝对值.认为gj (t )相对于M (t )向下移动的时移称为正.用互相关方法提取相对时差的实质是用待求时差的记录道相对于参考道做一系列大小不同的时移,每移动一次计算一个互相关函数,移动一系列值得到一组互相关系数值(组成互相关函数).在这一系列移动值中可能有一个移动值正好等于该两道的相对时差,此时两道波形对齐,求出的互相关值最大,所对应的相对时移值就是要求的相对时差[9 ,24 ] . ...
地震映像法在地质灾害调查中的应用
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2010
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
地震映像方法及其应用
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2003
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
地震映像法在古河道探测中的应用
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2011
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
地震映像法及其应用
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2008
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
地震映像法在垃圾坑勘察中的应用
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2012
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
高密度地震映像在古建筑检测中的应用
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2011
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
水域地震映像法及其在海洋地质调查中的应用
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2011
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
地震映像技术在地下工程透水事故中的应用
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2012
... 近年来,地震映像法在工程勘察中越来越受到青睐,其主要采集震源附近的弹性波场,利用多种波干涉后的振幅、频率、相位等动力学特征实现定性或半定量探查作业,识别剖面下横、纵向不均匀体[7 ] .地震映像中波的主要能量来自地震波勘探中被称为干扰波的瑞利波,但记录成分同时涵盖了直达波、折射波、绕射波和转换波等波列,随着偏移距的改变以及近地表介质结构波速或波阻抗上的差异,相关波列在介质中的传递衰减和频率变化存在较大差异[8 ] ,由此可见,地震映像法所利用的有效波既可以是反射波,也可以是折射波、绕射波或同时有2种或3种能够反映地下介质变化的地震波[9 ] .虽然地震映像法的激发与接收类似于地震反射法的单点激发单点接收或单点激发多点接收,每次移动的距离相同,也可以看作是地震反射中的多次覆盖,但处理手段、效果和解释方法却有很大不同[8 ] .地震映像法具有直观、高效和低成本等优势,通常无需做动、静校正,广泛应用于采空区、地裂缝、岩溶、滑坡体[10 ] 、基岩面起伏、断层带[11 ] 、古河道[12 ] 、堤坝隐患、地下管道及障碍物[13 ] 、垃圾坑勘察[14 ] 、古建筑[15 ] 探测以及海洋地质调查[16 ] 、地下工程透水事故的检测[17 ] 等. ...
第四系冲、洪积物的识别标志和研究意义
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2007
... 近地表约10 m深度范围内的工程地质问题在工程、环境与灾害调查中被重点关注,相比其他物探手段,地震映像法有较大的综合优势.地球表面第四系冲、洪积物广泛分布,尤其在平原、低山丘陵处大量发育[18 ] ,在岩溶地区更为突出.由于近地表低速覆盖物的广泛存在,地震映像剖面上有效初至波旅行时增加,使剖面失去了对下部地层或异常目标体相对深度提取的背景,容易在资料解释过程中产生误解,因此非常有必要对地震映像剖面进行一次静校正.针对地表存在低速带的情况,讨论不同偏移距、不同反射层深度以及不同低速体速度对地震映像静校正剖面的影响,将为工程实践提供依据. ...
地震波传播数值模拟
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2004
... 射线追踪法是在地下介质模型结构和相应物理参数已知的条件下,研究地震波在地下介质中的传播规律,计算在半空间或全空间内各测点所观测到的地震记录的一种数值模拟方法[19 ] .射线追踪法又称渐近法,它是在一种高频近似的情况下把地震波动理论简化为射线理论,只考虑到射线经过的局部区域[20 -21 ] .地震波传播波场中的主能量沿着射线轨迹传播,利用程函方程计算射线的旅行时,求解传播方程计算地震波振幅[22 ] . ...
基于射线追踪方法的煤层地震响应特征
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2016
... 射线追踪法是在地下介质模型结构和相应物理参数已知的条件下,研究地震波在地下介质中的传播规律,计算在半空间或全空间内各测点所观测到的地震记录的一种数值模拟方法[19 ] .射线追踪法又称渐近法,它是在一种高频近似的情况下把地震波动理论简化为射线理论,只考虑到射线经过的局部区域[20 -21 ] .地震波传播波场中的主能量沿着射线轨迹传播,利用程函方程计算射线的旅行时,求解传播方程计算地震波振幅[22 ] . ...
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1988
... 射线追踪法是在地下介质模型结构和相应物理参数已知的条件下,研究地震波在地下介质中的传播规律,计算在半空间或全空间内各测点所观测到的地震记录的一种数值模拟方法[19 ] .射线追踪法又称渐近法,它是在一种高频近似的情况下把地震波动理论简化为射线理论,只考虑到射线经过的局部区域[20 -21 ] .地震波传播波场中的主能量沿着射线轨迹传播,利用程函方程计算射线的旅行时,求解传播方程计算地震波振幅[22 ] . ...
... 式中,C 为常量.式(2)表示了三维空间曲面簇,每一时刻波阵面的法线为射线,波的旅行时可以由射线路径积分获得.波阵面的形状与介质速度有关,在非均匀介质中射线为曲线.如果已知边界条件和速度分布,求出波前方程的解析解或数值解或者把非均匀介质视为连续介质,求出其走时,最后得到射线在非均匀介质的分布和走时[21 ] . ...
射线追踪数值模拟方法研究及效果分析
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2008
... 射线追踪法是在地下介质模型结构和相应物理参数已知的条件下,研究地震波在地下介质中的传播规律,计算在半空间或全空间内各测点所观测到的地震记录的一种数值模拟方法[19 ] .射线追踪法又称渐近法,它是在一种高频近似的情况下把地震波动理论简化为射线理论,只考虑到射线经过的局部区域[20 -21 ] .地震波传播波场中的主能量沿着射线轨迹传播,利用程函方程计算射线的旅行时,求解传播方程计算地震波振幅[22 ] . ...
利用多项式拟合单炮初至作地表静校正
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2001
... 由于地形起伏、近地表速度分布不均匀使地震映像剖面中的有效波旅行时增加,直接影响地震映像剖面的质量和解释成果的可靠性,静校正的目的是为了克服地表条件对时间剖面质量的影响,真实地反映地下构造的形态和变化[23 ] .地震映像法的偏移距(炮检距)相对深部地震勘探较小,在未知近地表低速带几何规模的情况下,本案例试图通过初至直达波延时来完成近似静校正. ...
1
2005
... 式中:M (t )为参考道;gj (t )表示地震映像剖面中待求相对时差的第j 道;k 为相关运算时离散采样值序号;N 为选取的相关时窗;Δ 为采样间隔;τ 为时移值;τ max 为最大时移绝对值.认为gj (t )相对于M (t )向下移动的时移称为正.用互相关方法提取相对时差的实质是用待求时差的记录道相对于参考道做一系列大小不同的时移,每移动一次计算一个互相关函数,移动一系列值得到一组互相关系数值(组成互相关函数).在这一系列移动值中可能有一个移动值正好等于该两道的相对时差,此时两道波形对齐,求出的互相关值最大,所对应的相对时移值就是要求的相对时差[9 ,24 ] . ...
, 周光建
