표면파는 1885년 레이리 경에 의해 처음 증명되었습니다. 지표면 근처 지진과 관련된 표면파에는 두 가지 유형, 즉 레이일리파와 르페브르파가 있습니다. 스톤리파는 세 번째 유형의 지표파이지만 지표면이 없는 계면에서는 관측할 수 없고 지표면 아래에서만 관측할 수 있으며, 1965년 Grant와 West에 의해 지표파의 간단한 수학적 도출이 제시되었습니다. 일반적으로 위에서 정의한 두 가지 유형의 파동은 독립적으로 존재하지만, 특정 경계 조건과 거리 및 관측 시스템 하에서 수평 성분은 상호 변환이 가능하다고 생각합니다. 이 문제는 이 강좌의 범위를 벗어나므로 여기서는 자세히 다루지 않겠습니다.
실제로 표면파의 진폭은 깊이에 따라 기하급수적으로 감소합니다. 깊이에 따라 진폭이 급격히 감소하는 이러한 특성 때문에 표면파라고 부릅니다. 계면에서는 전파 거리가 증가함에 따라 진폭이 대략적으로 감소합니다.
다음 두 가지 지표파 연구 결과는 지구가 층이 있고 불균일하다는 것을 보여줍니다.
1) 이론적으로 LEF 파가 존재하려면 속도가 단조롭게 증가하거나 저속 층이 경계면 위에 존재해야 한다는 두 가지 조건 중 하나가 충족되어야 합니다. 그림 2-3-1은 잘 발달된 레프파가 저속층을 통해 전파되는 모습을 보여줍니다. 지진 기록은 해머를 소스로, 수평 지오폰을 수신기로 사용하여 이루어졌습니다. 횡파 굴절은 이 저속 층의 두께가 불과 몇 피트에 불과하다는 것을 보여줍니다. 르페브르 파의 첫 번째 도착은 기록 후반부에 가장 중요합니다.
그림 2-3-1 저속층에서의 로우 표면파
2) 사실 로우 파동과 레이리 파동 모두 분산이 있을 수 있습니다. 파장이 큰 파동은 더 깊숙이 침투하고 속도는 일반적으로 더 깊은 층에서 더 빠르기 때문에 파장이 가장 큰 파동이 가장 먼저 탐지기에 도달합니다. 깊이에 따라 속도가 증가함에 따라 분산이 더욱 심해집니다. 예를 들어 그림 2-3-2에서는 그림의 왼쪽 절반이 오른쪽 절반보다 분산이 더 적습니다. 그림의 왼쪽 절반을 보면 표면파에서 두 개의 명확한 지평선을 발견할 수 있습니다. 기록 시간이 1m 오프셋에서 30ms, 20m 오프셋에서 230ms인 경우 상부 레이어는 위상 속도가 약 100m/s인 저속 레이어임을 알 수 있습니다. 그러나 1m 건 체크 거리에서 기록 시간이 약 100m인 파동과 25m 건 체크 거리에서 기록 시간이 150ms인 파동이 도착하면 하층은 위상 속도가 약 480m/s인 고속 층이며, 두 파동 열차는 5~15m의 건 체크 거리 내에서 서로 간섭하여 파장이 긴 파동이 먼저 도착합니다.
그림 2-3-2 서로 다른 표면파의 분산 비교
이 위상 속도는 각각 직접파 및 굴절파 속도의 약 90%에 해당한다는 점에 유의해야 합니다. 때때로 이 두 개의 서로 다른 표면파 열이 기록에 나타나며, 각각 다른 지층에서 생성됩니다. 그림 2-3-2의 왼쪽 절반이 이를 설명하는 좋은 예입니다.
앞의 예를 통해 지진 기록에서 지표파를 연구하고 간단한 계산을 통해 유용한 지질 정보를 얻을 수 있다는 것을 알 수 있었습니다. 그러나 지표파는 일반적으로 탐사 지진학자들에 의해 쓸모없는 소음으로 간주됩니다. 그러나 어쨌든 토목 엔지니어들은 얕은 기초의 공학적 기계적 특성을 연구하기 위해 표면파(특히 레이일리 표면파)를 사용하기 시작했습니다. 표면파의 스펙트럼 분석(SASW)을 사용하면 순방향 시뮬레이션 또는 표면파 속도의 반전을 통해 표면 근처 재료의 강성 계수 프로파일을 얻을 수 있습니다. 이러한 광대역 레이리 파를 사용하면 다양한 깊이에서 결과를 얻을 수 있습니다.
일반적으로 매질에서 표면파의 속도는 횡파 속도의 약 0.92배라는 것이 과학 문헌에서 널리 알려져 있지만, 표면파와 밀접한 관련이 있는 분산 현상은 무시되고 있습니다. 어느 정도 푸아송비 0.25 매질(화강암, 현무암, 석회암과 같은 전형적인 경암)의 경우 0.92배의 관계가 성립하지만 실제로는 이 층은 존재하지 않으며, 푸아송비 0.0 매질의 경우 표면파 속도는 S파 속도의 0.874배, 푸아송비 0.5 매질의 경우 0.955배가 되어야 하며, 느슨한 물질인 경우 푸아송비는 다음과 같아야 합니다. 레이리 파속이 S파속의 0.94배라는 일반적인 가정인 0.40~0.49 사이에서 이 가정 오차는 65438 ± 0% 미만입니다.
우리는 흔히 레이리 파속이 P파속과 무관하다고 생각하지만, P파속은 푸아송 비율을 결정하는 여러 요소 중 하나라는 점을 잊지 말아야 합니다. 레이리파 속도는 푸아송 비율에 덜 의존하는 반면, P파 속도는 푸아송 비율에 덜 의존합니다.
표면파는 일반적으로 체파보다 주파수가 낮으며, 특히 수심에서 체파의 전파 경로가 짧기 때문에 고주파 성분이 감쇠되지 않는 근해 연구에서는 더욱 그렇습니다. 따라서 표면 근처 반사의 표면파는 간단한 로우 컷오프 필터로 제거할 수 있습니다. 그림 2-3-2는 횡파와 표면파의 주파수 차이를 보여주는 좋은 예입니다. 직접 및 굴절 횡파의 주요 주파수는 60Hz 이상입니다. 얕은 르페브르파의 주 주파수는 40Hz 미만이며, 그 아래의 고속층을 관통하는 르페브르파의 주 주파수는 25Hz 미만입니다.
오르간에 다양한 모드가 있듯이 표면파에도 다양한 모드가 있습니다. 그러나 일반적으로 기본 모드가 가장 중요하며, Rix 등(1990)은 실험적으로 16Hz에서 측정 영역의 입자 변위의 73%가 기본 모드에 의해 제공되고, 50Hz에서는 87%가 기본 모드에 의해 제공됨을 입증했습니다.
둘째, 표면파의 종류
1. 레이일리 표면파
레이일리 파는 수직으로 편광되며, 입자의 궤적은 편광 표면에서 역타원을 이룹니다. 즉, 타원 경로의 상단에서 질량 변위의 방향은 광원을 향합니다. 폭발 지점에서 수백 미터 떨어진 관찰자의 경우, 수십 킬로그램의 고에너지 폭발물이 레이일리 파동에 의해 생성되면 사람이 "땅바닥을 구르는" 느낌을 받게 됩니다. 그렇기 때문에 레이리파는 종종 "땅을 구르는 파동"이라고 불리지만 실제로는 대부분 그렇습니다.
대부분의 경우 지면에서 표면파의 전파는 단일 파장으로 제한됩니다. 특정 깊이에서 레이리 파의 진폭은 0입니다. 이 깊이보다 크면 질량은 반대 방향으로 이동하여 시계 방향의 타원형으로 움직입니다. 진폭이 0인 평면을 노드 평면이라고 하며 그 깊이는 푸아송 비에 따라 달라집니다. 예를 들어 푸아송비가 0.25일 때 마디면은 지표면 아래 파장의 0.19배에 놓이고, 푸아송비가 0.45일 때 마디면은 지표면 아래 파장의 0.15배에 놓입니다(Grant and West, 1965)
일반적으로 레이리파의 운동은 수직 지오폰이 현장에서 작동할 때 관찰할 수 있는 지면 롤파와 관련되어 주로 수직이라고 가정합니다. 그러나 건 포인트와 검출기 포인트가 위치한 평면에 수직인 평면에서 앞뒤로 진동하며 바깥쪽으로 전파되는 수평 운동 성분도 존재합니다. 모든 수심에서 수평과 수직 운동의 비율도 푸아송의 비율에 따라 달라집니다. 예를 들어, 우리가 자주 사용하는 지표면 또는 지표면 근처 지오폰은 푸아송 비율이 0.25인 매질의 경우 수직 대 수평 진폭비가 1.25인 레이리 파를, 푸아송 비율이 0.45인 매질의 경우 1.7인 레이리 파를 갖습니다.
앞의 두 단락에 주어진 수치는 매질이 탄성 반공간 매체라고 가정하여 얻어진 값입니다. 실제로는 균일한 매질의 두께가 지진 기록에서 최대 파장의 4~5배에 달할 때에도 사용할 수 있습니다. 지오폰이 균일하게 매설되고 이러한 지오폰의 방향 조정 장치가 제대로 작동하면 푸아송 비율은 레이리 파의 수평 및 수직 성분의 상대 진폭으로부터 직접 결정할 수 있습니다. 층 두께가 균일하지 않은 불균일한 표층의 경우는 더 복잡하므로 여기서는 자세히 설명하지 않겠습니다.
지진 기록에서 제로 건 확인 거리에서의 레이리 파 진폭은 0이 아닙니다. 1904년 램은 자유 계면에서 체파의 곡선 파면의 회절이 레이리파를 생성할 수 있음을 증명했습니다. 그 결과, 체파가 표면에 도달하여 여기 지점 위의 작은 부피에서 회절하기 시작할 때까지 레이리파는 바깥으로 전파될 수 없습니다. 따라서 레이리 파를 줄이는 한 가지 방법은 소스의 깊이를 늘리는 것입니다. 다시 말하지만, 곡선형 초기 파면이 필요하기 때문에 평면 변동 방정식의 해에 레이일리 파가 나타나지 않습니다.
그림 2-3-3 레이리 파의 분산 예
무한 반공간 균질 매질에서 레이리 파 속도는 매질의 성질에만 의존하며 이 시점에서는 분산이 없습니다. 지표면이 층상 매질이거나 속도 구배가 있는 경우, 레이리 파동 속도는 파장에 따라 달라집니다. 따라서 표면파의 분산은 지표면이 층을 이룬 매질이거나 속도 구배가 있다는 것을 의미합니다.
그림 2-3-3은 저속 층에서 전파되는 분산형 레이일리 파의 예를 보여주며, 이 그림에서 직진파와 종파도 볼 수 있습니다. 대포 검사 범위에서 파장에 따라 레이리파의 투과 깊이가 증가한다는 점에 주목할 필요가 있습니다.
지진 기록을 살펴보면 몇 가지 유용한 지질학적 정보를 찾을 수 있습니다. 그림 2-3-3에서 지진 기록의 오른쪽 3분의 1에 굴절파의 첫 번째 도착이 교란되어 있으며, 이 교란은 그림에 추가 예로 표시된 레이일리파에도 영향을 미칩니다. 지반 굴림파는 지질학적 변화가 심한 지역 근처에서 상당한 교란을 나타낼 수 있지만, 지형 변화로 인한 정적 보정이 때때로 동일한 영향을 미칠 수 있으므로 큰 변화가 없는 경우에도 상당한 교란이 발생할 수 있습니다. 데이터에서 이러한 교란의 중요성은 측량선을 따라 지형 측량 데이터를 검토하여 결정할 수 있습니다.
그림 2-3-4는 상대적으로 산란이 없는 레이일리 파의 예를 보여줍니다. 이 파는 건 포인트에서 24m에서 전파되며 기록 시간은 15ms에서 시작하여 145ms에서 끝납니다. 파동이 전파되는 매질은 균일하다는 점에 유의하십시오.
2. 뢰프파
뢰프파는 파동 전파 방향에 수직인 방향으로 수평으로만 움직인다는 점에서 '트로프파'와 같습니다. 로우파의 특성은 표층이 저속층일 때 S파의 전체 반사에서 비롯되는 다양한 파동입니다. 저속층이 없으면 로우파는 전파할 수 없습니다. 그림 2-3-5의 지진 기록 중 오른쪽 절반은 캔자스주 맨해튼 인근 터틀크릭 저수지의 배수로에서 홍수로 인해 막 노출된 석회암 위에 지오폰을 설치하여 수집한 것입니다. 석회암층은 약 2m 두께이며 셰일과 석회암이 섞여 있는 두꺼운 암석층으로 덮여 있습니다. 기록 전체에 일관된 왼쪽 파쇄가 없는 것을 볼 수 있습니다. 이미지 왼쪽의 지진 기록은 캔자스주 로렌스 근처에서 비슷한 두께의 셰일과 석회암 층을 번갈아 가며 수집한 것으로, 지오폰은 풍화된 셰일 상단에 배치했습니다. 르페브르 파의 분산 방향에 주목하십시오.
그림 2-3-4 균질 매질에서 분산이 없는 예
그림 2-3-5 저속층에서의 르페브르 표면파 및 그 분산 특성의 모식도
과거 자연 지진학자들은 지각 구조를 측정하기 위해 르페브르 파를 광범위하게 사용해왔습니다. 횡단(S파) 조사에서 표면 근처 정적 보정에 Loew파를 적용하려는 시도가 있었습니다(Mari, 1984; Song et al., 1989).Lee와 Mcmachan(1992)은 표면 근처의 불균일 매질을 이미지화하기 위해 Loew파의 후방 산란 반향을 사용했습니다.
로우파는 레이리파와 마찬가지로 0이 아닌 건 체크 거리에서 진폭이 0이 아닙니다. 로이파는 저속 층의 바닥에서 반사되어 나오기 때문에 건 포인트에서 계면까지 이동한 후 지상 지오폰에 포착되기까지 시간이 걸립니다. 이러한 레이프파의 특성은 지표면 근처 지질 조건을 평가하는 데 사용될 수 있지만, 우리가 아는 한 이 분야에 대한 연구는 거의 없습니다.
지진 기록의 모든 부분에서 일반적으로 로이프파가 나타난다는 사실은 지구가 층을 이루고 있다는 좋은 증거이며, 많은 곳에서 로이프파의 속도는 깊이에 따라 증가합니다. 로우파는 반드시 층이 있는 매질에서 전파되고 분산성이 있기 때문에 이 특성을 바탕으로 지층의 두께, 속도 및 층 수에 대한 정보를 추출할 수 있습니다. 가장 짧은 파장의 로우파의 속도는 가장 속도가 낮은 층의 S파 속도에 비례하고, 가장 긴 파장의 로우파의 속도는 가장 깊은 매질에서 S파 속도에 비례합니다. 분산 현상으로 인해 르페브르 파의 진폭은 거리가 멀어질수록 약 0으로 약간 빠르게 감소합니다.
셋째, 분산 곡선
레이리 파 탐사의 직접적인 결과는 레이리 파 분산 곡선입니다. 분산 곡선의 특성과 변화는 각 층의 두께 및 파속과 같은 지표면 조건과 밀접한 관련이 있습니다. 여기에서는 이러한 변화에 대한 일반적인 법칙과 레이리 파 분산에 영향을 미치는 요인 및 몇 가지 일반적인 이상 곡선의 원인에 대해 설명합니다.
1. 층상 매질에서의 주파수 분산 곡선의 특성
무한 반공간 균질 매질의 경우, 레이리 파속은 매질의 성질에만 의존합니다. 이때는 분산 현상이 없으며, 그림 2-3-6과 같이 파장(또는 주파수)에 따른 레이리 파속은 직선으로 변화합니다.
층상 매질의 지반이나 속도 구배가 존재하면 파장(또는 주파수)에 따른 레이리 파속이 변화하는 즉, 분산 현상이 존재합니다. 그림 2-3-7은 2층 매질에서의 레이리파 전파 분산 곡선, 그림 2-3-8은 다층 매질에서의 분산 곡선입니다. 그림에서 알 수 있듯이 곡선은 전체적으로 단조로운 변화, 즉 파장이 증가하고 주파수가 증가하고 감소함에 따라 위상 속도가 증가하지만 "국부적"변화도 있으며 종종 이러한 국부적 변화에는 레이어에 대한 풍부한 정보가 포함되어 있습니다.
그림 2-3-6 무한 반공간에서의 균일한 매질
그림 2-3-7 이중층 매질의 분산 곡선
2. 분산 곡선에 영향을 미치는 요인
위에서 언급한 것처럼 레이리 파 탐사의 직접적인 결과는 레이리 분산 곡선이며, 분산 곡선의 품질은 역전 결과에 영향을 미치므로 여기서 분산 곡선에 영향을 미치는 요인에 대해 논의할 필요가 있습니다. 요인.
일반적으로 분산 곡선은 현장 지진 기록에서 표면파 정보를 추출하여 얻습니다. 따라서 현장 지표파 조사에서 지진 기록의 품질은 분산 곡선의 품질에 직접적인 영향을 미칩니다. 특정 조사 영역의 경우 vR은 획득 방법 및 매개 변수와 관련이 없으며 매체의 특성과 만 관련이 있으며 주파수 특성은 횡파 속도에 수치 적으로 가까운 지구 매체의 불균일성과 관련이 있습니다. 따라서 일반적으로 vR의 변화 범위는 일정하며 파장에 영향을 미치는 요인은 주로 표면파의 주파수 성분에 따라 달라집니다. 저주파 표면파의 전파 특성은 깊은 정보를 반영하는 반면, 고주파 성분의 특성은 얕은 정보를 반영합니다. 이는 주파수 성분이 레이리파 탐사에 영향을 미치는 결정적인 요소이며, 해당 주파수 대역의 표면파 에너지를 향상시키기 위해 탐사 목적 층에 따라 가능한 한 다른 여기 방법과 획득 매개 변수를 선택해야 함을 나타냅니다. 탐사 깊이가 매우 얕은 경우 (예 : 고속도로 포장 감지) 주파수를 가능한 한 높게 (수백 주 정도), 탐사 깊이가 큰 경우 (10m 이상) 저주파 성분을 유지하십시오. 과도 레이리파 탐사에서 표층파의 주파수 성분에 영향을 미치는 주요 요인은 다음과 같습니다.
그림 2-3-8 다층 매체의 주파수 분산 곡선
(1) 소스의 여기 주파수
특히 저주파 에너지의 여기 능력이 필요한 깊은 표적 층의 탐지에서는 광대역 펄스 소스를 사용하는 것이 더 좋습니다.
(2) 수신 지오 폰의 주파수 응답 특성
이상적인 경우, 지표파 탐사에 사용되는 지오 폰의 주파수 응답 특성은 광대역의 0에서 수백 또는 수천 사이클이어야하며, 이는 일반적인 지진 탐사 지오 폰에 도달 할 수 없으므로 광대역 지오 폰의 지표파 탐사를 위해 개발되어야합니다.
(3) 기록 시스템의 주파수 응답.
현재 지진 데이터 수집 시스템은 일반적으로 몇 주에서 수천주의 주파수 응답 특성을 가지고 있으며 기본적으로 지표파 탐사의 요구 사항을 충족 할 수 있지만 수집은 필터 파일 선택에주의를 기울여야합니다.
(4) 시간 샘플링 속도의 효과
샘플링 정리에 따르면
환경 지구 물리학 과정
시간 샘플링 속도가 높을수록 의사 주파수 정리를 만족하는 고주파 성분이 높아지고 푸리에 변환 후 주파수 영역의 주파수 분해능이 낮아지고 순간 영역에서 δ T가 낮아지고 주파수 영역에서 δ F가 커집니다. 앞서 말했듯이 위상 속도의 변화 범위는 특정 깊이 내에서 고정되어 있으며 종종 크기를 초과하지 않지만 표면파의 주파수 성분은 수 주에서 수백 주까지 다양하며 매우 얕은 탐사에서는 천 주 이상에 도달하기도합니다. 따라서 방정식 (2.3.1)에서 f가 동일한 간격 δf로 증가하면 저주파 대역에서 다른 f에 해당하는 λR 값이 크게 변하고 고주파 대역에서 다른 f에 해당하는 λR 값이 크게 변하는 것을 알 수 있으며, 이는 일반적인 과도 레이리 파 탐사에서 λR-vR 곡선이 매우 불균일한 분산 점 분포의 곡선 특성, 즉 고주파 대역의 점이 매우 밀집되어 있고 저주파 대역의 점이 특히 희소하여 매우 불리하다는 결과를 낳습니다. 불리합니다.
이를 위해서는 다양한 탐사 목적에 따라 시간 샘플링 속도를 결정해야 합니다. 얕고 매우 얕은 층 탐사의 경우 더 높은 시간 샘플링 속도를 사용하고 깊은 층 탐사의 경우 더 낮은 샘플링 속도를 사용하여 저주파 대역 주파수 지점에서 주파수 분산 곡선을 증가시키고 깊은 층 탐사의 해상도를 향상시켜야합니다. 또한이 문제를 해결하는 또 다른 방법은 FFT 변환의 포인트 수를 늘려 분산 곡선 선에서 저주파 대역 F의 주파수 포인트 수를 늘리거나 구체적으로 세분화하는 것입니다.
위와 같은 주파수와 직접적으로 관련된 요인 외에도 다음과 같은 요인들이 과도 레이리파 탐사에 중요한 영향을 미칩니다.
(5) 공간 샘플링 속도의 영향
반사 지진 탐사에서 공간 샘플링 속도는 수평 분해능뿐만 아니라 수직 분해능과도 관련이 있다는 것은 잘 알려져 있습니다. 레이리 파 탐사에서 분산 효과는 두 수신 지점 사이의 매질의 평균 효과를 반영하여 공간 샘플링 속도가 작을수록 매질의 측면 변화에 대한 특성화, 즉 수평 해상도가 높아짐을 나타냅니다. 반면에 공간 샘플링 정리는 위의 공식이 만족되지 않으면 파수 도메인 데이터 처리가 공간적으로 앨리어싱됩니다. 파수 도메인 데이터 처리를 수행하려면 위상 편이 계산의 신뢰성에서만 δx ≤ λR을 만족해야하며 그렇지 않으면 두 경로 간의 위상 편이가 동일한 주파수의 표면파 간의 위상차가 아니며 잘못된 분산 곡선을 얻을 수 있습니다. 이는 공간 샘플링 속도가 종 방향 분해능에 영향을 미치므로 획득 매개 변수를 설계 할 때이 점에 특별한주의를 기울여야하며, 특히 얕은 대상 (예 : 고속도로 포장 감지)을 감지 할 때 감지 깊이가 수십 센티미터에 불과하고 속도가 빨라 (2.3.2) 또는 δx ≤ λR을 쉽게 만족시킬 수 있음을 보여줍니다. 이 경우 δx는 다음 원칙에 따라 결정해야합니다. 반파장 및 공간 샘플링 정리(2.3.2) 또는 δx≤λR의 경험적 근거에 따르면, 깊이(또는 두께)가 h인 지층을 구분하려면 δx가 Δx≤h 또는 Δx≤2h를 만족해야 합니다.
환경 지구물리학 과정
(6) 다중 채널 수신에서 채널 일관성의 효과.
일시적 레이리파 탐사의 원리에 따르면, 인접한 지오폰에서 수신한 신호가 상관관계가 좋을 때만 좋은 탐사 결과를 얻을 수 있습니다. 따라서 수신 지오 폰은 진폭과 위상의 일관성이 좋아야하며 그렇지 않으면 채널 간의 상관 관계 (진폭 및 위상 포함)가 좋지 않으면 분산 곡선의 계산 및 해석에 오류가 발생합니다.
(7) 비탐사 대상 물체의 영향
예를 들어, 부지 주변의 건물과 표토 아래의 얕은 깊이에 있는 장애물(예: 벽 기초)은 반사된 표면파를 생성하여 분산 곡선의 계산 값에 영향을 미칩니다.
위와 같은 요인으로 인해 다중 채널 표면파 기록에서 채널 간 상관관계(진폭 및 위상 포함)가 좋지 않을 수 있으며, 이러한 채널 간 불일치로 인해 분산 곡선 계산에 계산 오류가 발생할 수 있습니다.
3. 몇 가지 이상 곡선 분석
1) 그림 2-3-9에 표시된 분산 곡선에서 λR은 상수와 같거나 가까운데, 이는 분명히 비정상적인 상황입니다. λR = vR/f에서 A 단면 곡선의 경우 λR은 상수이므로 F는 vR의 선형 함수가 되고, δ φ =이므로 A 단면 분산 곡선에서 δ φ는 모든 F에 대해 상수입니다. 따라서 분산 곡선에서 A 세그먼트가 비정상적인 이유는 위상 편이 δ φ가 상수와 같기 때문이며, 이는 분명히 잘못된 것입니다.
2)그림 2-3-10에 표시된 분산 곡선에서 주파수가 감소함에 따라 vR 값이 급격히 감소하는데, 이는 심한 간섭을받은 결과입니다. 이는 정상적인 지상파 속도보다 현저히 낮은 표면파 속도가 특징입니다. 이 결과의 원인은 위상 편이 δφ의 계산 오류로, 이는 표면파의 심각한 간섭 또는 두 검출기의 불일치로 인해 발생합니다.
3)그림 2-3-11a와 b의 IF 분산 곡선의 경사 직선 세그먼트 그림 2-3-11a의 분산 곡선은 경사 직선이 지배하는 곡선인 반면, 그림 2-3-11b는 정상 분산 곡선과 경사 직선 세그먼트가 동시에 구성되어 있습니다. 이 상황의 원인을 분석해 봅시다.
환경 지구물리학 강좌
여기서 k와 vR0은 상수이고, λR = vR/f, 그러면 vR = vR0 + k, 변형된 = vR0, 그리고 VR =에 따라 다음과 같은 함수 관계를 사용하여 대각선 세그먼트들을 설명할 수 있습니다.
그림 2-3-9 이상 분산 곡선 A 단면
그림 2-3-10 이상 발산 곡선
그림 2-3-11 규칙적인 간섭에 의한 분산 곡선
환경 지구물리학 강의
방정식 (2.3.5)는 δx가 f에 정비례함을 보여주며 푸리에 해석 이론에 따르면, 신호 f2 (t)가 f1(t)의 지연된 형태일 뿐이라면, 상호 전력 스펙트럼에서 동일한 주파수 성분 간의 위상차는 주파수에 정확히 비례하고 진폭은 동일합니다. 방정식 (2.3.5)에서 δφ도 주파수에 비례하며, 즉 비스듬한 직선 세그먼트를 생성하는 두 레코드가 동일하고 분산되지 않습니다. 지진 기록의 직접파와 굴절파는 비분산성이므로 사선 직선 분산 곡선이 나타나는 이유는 직접파와 굴절파의 에너지가 너무 강하기 때문이며 데이터를 수집할 때 이러한 종류의 파를 제거하고 감쇠시키는 데 주의를 기울여야 합니다.
분산 곡선의 품질을 향상시키기 위해 f-K 필터링(Al-Husseini 등, 1981) 및 협대역 필터링(Mari, 1984; Herrmann, 1973), p-ω 방법(McMechan and Yedlin, 1981; Mokhtar 등, 1988) 등의 다른 방법을 사용할 수 있습니다.
IV. 표면 스펙트럼 분석법(SASW)
레이레이파의 가장 유망한 응용 분야는 표면 스펙트럼 분석에 의한 공학 지질학적 부지 평가입니다(Stockier et al., 1994). 이 방법은 도로 품질 평가 및 토목 공학에서 지반에서 몇 미터 이내의 재료 강성을 측정하는 데 사용되었습니다. 다양한 범위의 파장을 사용하여 다양한 깊이에서 매질을 샘플링할 수 있습니다.
SASW 방법은 정상 상태 레이리 파법에서 개발되었습니다. 이 정상 상태 레이리 파는 주어진 주파수의 여기기를 소스로 사용하고, 하나의 수직 지오폰을 소스 지점에서 단계적으로 바깥쪽으로 이동시켜 결국 같은 위상에 연속적으로 묻습니다. 이 지점에서 지진파와 지오폰 사이의 거리는 한 파장입니다. 주파수와 파장을 알면 이 주파수에 해당하는 속도를 구할 수 있습니다.
환경지구물리학 과정
파장이 다르면 깊이에 따른 특성이 반영되기 때문에 주파수를 바꿔 파장을 연속적으로 측정하여 속도 프로파일을 구축할 수 있습니다. 그러나 이 기법의 단점은 시간이 많이 걸린다는 것입니다.
1994년에는 스윕 멀티채널 수신 기법을 사용했습니다. 신호는 고속 푸리에 변환을 통해 주파수 영역으로 변환되고 각 주파수에서의 위상차는 주파수 영역에서 계산됩니다. 전파 시간차는 다음 방정식으로 주어집니다.
환경 지구물리학 과정
여러 주파수에 대해, 여기서 φ(f)는 라디안으로 표현되는 위상차이고, f는 헤르츠 단위의 주파수입니다.
탐지기 사이의 거리인 d를 알면 다음 방정식으로 다양한 주파수의 레이리 파속을 계산할 수 있습니다.
환경 지구물리학 과정< /p>레이레이 파의 파장은 다음과 같습니다
환경 지구물리학 과정
다양한 주파수에 대해 이러한 계산은 v-λ 플롯으로 표시됩니다.
강성 파라미터 모델은 직교 모델에서 얻은 이론 곡선과 특정 반전 절차를 통해 비교 및 일치시켜 추출합니다.
V. 다채널 표면파 분석(MASW)
멀티 채널 표면파 분석(MASW)은 비교적 새로운 기법으로, Miller 등. 및 Xia 등은 이 기법을 사용하여 여러 생산 사례를 성공적으로 해결했습니다. 이 기법에는 다음과 같은 장점이 있습니다.
1) 지진원은 휴대가 가능하고 재사용이 가능하며 넓은 유효 에너지 대역(2~2~100Hz)의 레이리 표면파를 생성할 수 있습니다.
2)1차원 레이리파 분산 곡선을 추출하고 분석하는 처리 절차는 안정적이고 유연하며 사용하기 쉽고 정확합니다.
3)일반화된 선형 반복 반전 방법과 최소 가정을 결합하여 얻은 1차원 근표면 횡파 속도 프로파일은 안정적이고 유연합니다(Tian g et al., 1997, Xia j et al., 1999).
4) 2차원 횡파 속도장의 확립.
5)이 관측 시스템은 단일 탐사에서 체파 반사 및 표면파 정보를 동시에 사용할 수 있는 기반을 제공하는 CDP 방법과 유사합니다(Okada et al., 2003).
표면파는 스캐닝 소스(예: 제어 지진 소스) 또는 펄스 소스(예: 헤비 해머)를 사용하여 쉽게 얻을 수 있습니다. 다중 채널 분석의 경우 상관관계가 없는 원시 데이터가 가장 적합하므로 주파수와 진폭이 탐사 목적에 적합한 경우 스캐닝 지진원을 사용하는 것이 바람직합니다. 반면에 분산 지반 롤파의 위상 속도와 주파수 간의 관계를 보여주기 위해서는 펄스 소스 데이터를 스캐닝 주파수 형식으로 분해해야합니다. MASW 방법의 기본 현장 장비 및 획득 절차는 기존 반사파 조사의 공동 중심점 측정과 일부 원칙에서 동일하며, MASW와 기존 레이리 파 조사는 현장 작업에서 사용하는 것을 제외하고는 원칙적으로 동일하거나 유사합니다. 다른 장비를 사용하고 실내 처리에서 다른 계산 및 해석 방법을 사용한다는 점을 제외하면 원칙적으로 동일하거나 유사합니다. 다음은 MASW 방법에서 일부 매개 변수의 선택 원칙에 대해 간략하게 설명합니다.
1. 근거리 오프셋
좋은 지진파 기록을 위해서는 현장 장비와 수집 파라미터가 기본 모드에서 레이리파를 기록하는 데 적합해야 하지만 다른 유형의 음파를 기록하는 데는 적합하지 않아야 합니다. 근거리장의 영향으로 인해 레이리파는 진원지에서 일정 거리를 이동한 후에만 수평으로 전파되는 평면파로 간주할 수 있습니다.
평면 형태의 표면파 전파는 어떤 상황에서도 발생할 수 없으며, 원하는 최대 파장(λmax)의 절반보다 큰 최소 오프셋 거리(x1)를 만족해야 합니다.
환경 지구물리학 강좌
스윕 주파수 형식으로 표시되는 다중 채널 기록에서 근장 효과는 저주파에서 위상 간섭을 악화시키고, 이 간섭은 주파수 그림 2-3-12(b)에 표시된 것처럼 주파수가 감소합니다. 연구자마다 x1과 zmax에 대해 서로 다른 스케일링 관계를 제시했습니다. 일반적으로 표면파의 투과 깊이는 파장(λ)과 거의 같으며, 최대 탐사 깊이 zmax(합리적인 vS를 계산할 수 있는)는 최대 파장(λmax)의 절반으로 간주됩니다. 따라서 식 (2.3.10)은
그림 2-3-12 제어된 지진원으로부터 얻은 다양한 특성의 지표파 기록
환경지구물리학 강의
으로 변경되어야 하며, 식 (2.3.11)은 작은 오프셋 거리를 선택하는 데 좋은 원칙을 제공한다는 것을 알 수 있습니다.
2. 원거리 오프셋
표면파의 고주파 부분은 다양한 음향파가 지표면을 통해 전파됨에 따라 빠르게 감쇠합니다. 최대 오프셋이 너무 크면 표면파 에너지의 고주파 부분이 스펙트럼을 지배하지 않습니다. 특히 체파가 있을 때 캐논 검사 거리에서 고주파 표면파의 감쇠로 인한 체파 간섭을 원거리 효과라고 합니다. 이 효과는 최고 주파수에서 위상 속도 측정을 제한합니다. 반파장 원리에 따라 초기 레이어 모델을 결정할 때 최대 주파수(fmax) 성분은 일반적으로 특정 위상 속도에 대한 최상위 이미지를 나타냅니다.
식 (2.3.12)를 사용하여 가장 얕은 층의 최소 두께를 대략적으로 추정할 수 있습니다. 더 작은 h1을 찾으려면 검출기 정렬 또는 오프셋을 줄여야 합니다(오프셋 x1을 줄이거나 트랙 간격 dx를 줄임). 공간 앨리어싱을 방지하려면 dx가 최단 파장의 절반 이상이어야 합니다.
환경 지구물리학 과정
주: vRmin 및 λmin은 최소 위상 속도와 최소 파장을 나타내며 최대 주파수 fmax에 해당합니다. 최종 반전된 vS 프로파일은 h1보다 얕을 수 있지만, 이러한 층의 vS 값은 일반적으로 신뢰할 수 없는 것으로 간주됩니다(Rix and Leih, 191).
(i) 좋은 일관성, (ii) 근거리 효과, (iii) 원거리 효과입니다. 오프셋 거리는 (i) 27m, (ii) 1.8m, (iii) 89m입니다.
3. 스윕 기록.
스윕 레코드는 직접 또는 간접적으로 얻을 수 있습니다. 스윕 레코드를 준비할 때 고려해야 할 세 가지 파라미터는 최저 기록 주파수 f1, 최고 기록 주파수 f2, 주파수-시간 좌표의 길이 t 또는 스트레치 함수입니다. 이러한 매개변수는 특정 원칙을 충족하도록 선택해야 합니다.
최저 주파수인 f1은 최대 탐사 깊이, 즉
환경 지구물리학 과정
에서 vR1은 주파수 f1에 해당하는 위상 속도를 결정합니다.
최소 주파수(f1)는 일반적으로 지오폰의 고유 주파수 및 소스 유형에 의해 제한됩니다. zmax가 탐사 깊이에 충분하지 않은 경우 풍부한 저주파 성분을 생성하는 소스 또는 고유 주파수가 낮은 지오폰이 사용됩니다.
일반적으로 최고 주파수(f2)는 지상 롤 비디오 속도의 몇 배이지만 노이즈 분석을 통해 얻은 주파수의 최적 값보다 낮습니다.
스캔 레코드 길이(t)는 충분히 길어야 합니다. 근거리 표면 특성이 깊이에 따라 급격하게 변하는 경우 더 긴 레코드 길이가 필요합니다. 일반적으로 F1과 F2를 적절히 선택하면 레코드 길이가 10이면 처리 요구 사항을 충족할 수 있습니다.
4. 스트레치 함수
중력 또는 낙하 해머를 사용하여 얻은 펄스 기록 r(t)는 스트레치 함수 s(t)와 r(t)의 컨볼루션 연산에 의해 스위프 기록 rs(t)로 변환할 수 있습니다.
환경 지구물리학 과정
주: "*" 는 컨볼루션 연산을 나타냅니다. 스트레치 함수는 시간의 함수인 사인 곡선이며, S(t)는 일반적으로 제어된 소스 탐사에 사용되는 것과 유사한 선형 스윕 함수입니다.
환경 지구물리학 코스
여기서 f1, f2 및 t는 각각 최소 주파수, 최대 주파수 및 s(t)의 길이를 나타냅니다.
실제로 이러한 매개변수는 미리 설계된 몇 가지 절차를 통해 합리적으로 선택할 수 있습니다.
5. 분산 곡선
정확한 vS 프로파일을 얻으려면 분산 곡선을 구하는 것이 가장 중요한 단계입니다. 분산 곡선은 위상 속도-주파수 좌표계(그림 2-3-13)에 그려지며, 스윕 레코드에서 각 주파수 성분의 선형 범위에서 위상 속도를 계산하여 둘 사이의 관계를 설정합니다. 분산 곡선의 정확도는 표면파 데이터에서 노이즈를 분석하고 제거하여 향상시킬 수 있습니다. 다중 채널 코히어런스는 표층파 지진 기록에서 각 주파수 성분을 잘 분리하고 펄스 데이터를 계산을 위해 주파수 영역으로 변환한 다음 분산 곡선을 얻을 수 있습니다.
그림 2-3-13 캔자스주 댐의 지표파 기록의 주파수 분산 곡선
6. 반전
vS 곡선을 반전시키는 반복적인 방법(그림 2 3 14)은 분산 곡선 데이터, 푸아송 비율 및 밀도에 대한 지식이 필요합니다. 일반화된 최소제곱법을 사용하면 반전 방법을 자동화할 수 있습니다. 역전 과정에서 푸아송 비율, 밀도, 층 수, 종파 속도는 상수일 수 있으며, 횡파 속도만 반복에 따라 가변적입니다. 반복 반전에서는 횡파 속도, 종파 속도, 밀도 및 레이어 수로 구성된 초기 모델을 반전의 시작점으로 지정해야 합니다. 이 네 가지 매개 변수 중 전단파 속도는 반복 방법의 수렴에 가장 큰 영향을 미치며, 초기 vS 프로파일 계산 후 수렴의 신뢰성과 정확성을 보장하기 위한 몇 가지 방법이 있습니다. vS 프로파일에서 특정 주파수(vS = 1.09vR)에서 전단파 속도(vS)와 위상 속도(vR) 사이의 관계를 자세히 설명해야 합니다. 이 주파수에 해당하는 깊이와 파장의 관계는 다음과 같습니다
그림 2-3-14 vS 곡선의 반복 반전
그림 2-3-15 주파수에 따른 계수 A의 변화
환경 지구물리학 과정
여기서 a는 주파수에 따라 거의 변하지 않는 계수로, 그림 2-3-15에 나타난 일반화된 모델을 기반으로 합니다.
다양한 거리에서의 역전으로부터 얻은 일련의 1차원 vS 곡선 값을 사용하여 Surfer와 같은 매핑 프로그램을 사용하여 2차원 vS 프로파일을 얻을 수 있습니다. 그림 2 3 16은 저자들이 캔자스 댐에서 얻은 역전단파 속도 프로파일을 보여줍니다.
그림 2-3-16 댐에서 얻은 전단파 속도 프로파일