Tecnología de ondas superficiales

Sir Rayleigh demostró por primera vez la existencia de ondas superficiales en 1885. Hay dos tipos de ondas superficiales relacionadas con los terremotos cercanos a la superficie, a saber, las ondas de Rayleigh y las ondas de Love. Las ondas de Stoneley son el tercer tipo de onda superficial, pero sólo se pueden observar en la interfaz subterránea y no en la interfaz libre de la superficie. Grant y West dieron una derivación matemática simple de las ondas superficiales en 1965. En general, creemos que las dos ondas definidas anteriormente existen de forma independiente, pero sus componentes horizontales pueden transformarse entre sí bajo ciertas condiciones límite, distancias y sistemas de observación. Este tema está más allá del alcance de este curso y no se discutirá en detalle aquí.

De hecho, la amplitud de las ondas superficiales disminuye exponencialmente con la profundidad. Esta propiedad de que la amplitud disminuye bruscamente con la profundidad es la razón por la que se denominan ondas superficiales. En la interfaz, sus amplitudes disminuyen aproximadamente al aumentar la distancia de propagación.

Los resultados de los siguientes dos estudios de ondas superficiales muestran que la Tierra está estratificada y es desigual.

1) Teóricamente, la existencia de ondas Love debe cumplir una de las dos condiciones siguientes: la velocidad debe aumentar monótonamente o debe existir una capa de baja velocidad sobre la interfaz. La Figura 2-3-1 muestra la propagación de ondas Love bien desarrolladas en la capa de baja velocidad. El registro sísmico utiliza un peso como fuente y un geófono horizontal como dispositivo receptor. La refracción de ondas de corte muestra que esta capa de baja velocidad tiene sólo unos pocos pies de espesor. La primera llegada de Lovepo fue la más notable en la segunda mitad del récord.

Figura 2-3-1 Ondas superficiales de Loew en la capa de baja velocidad

2) De hecho, tanto las ondas de Loew como las ondas de Rayleigh pueden tener fenómenos de dispersión. Debido a que las ondas con longitudes de onda más largas penetran más profundamente y normalmente tienen velocidades más altas en capas más profundas, las ondas con longitudes de onda más grandes llegan primero al detector. A medida que la velocidad aumenta con la profundidad, la dispersión se vuelve más severa. Por ejemplo, en la Figura 2-3-2, la dispersión en la mitad izquierda es menor que en la mitad derecha. Al observar la mitad izquierda de la figura, vemos que hay dos horizontes claros en las ondas superficiales. Se puede demostrar que cuando el tiempo de grabación es de 30 ms con un desplazamiento de 1 my 230 ms con un desplazamiento de 20 m, la capa superior es una capa de baja velocidad con una velocidad de fase de aproximadamente 100 m/s. Sin embargo, el tiempo de llegada de aproximadamente 100 ms registrado en el desplazamiento de 1 m y el tiempo de llegada de la onda de 150 ms registrado en el desplazamiento de 25 m pueden demostrar que la capa inferior es una capa de alta velocidad con una velocidad de fase de aproximadamente 480 m/ s, los dos trenes de ondas interfieren entre sí dentro de una distancia de desplazamiento de 5 ~ 15 m. En este rango, la onda con la longitud de onda más larga llega primero.

Figura 2-3-2 Comparación de diferentes dispersiones de ondas superficiales

Cabe señalar que estas velocidades de fase son aproximadamente el 90% de la velocidad de la onda directa y la onda S refractada. respectivamente. A veces los registros muestran estos dos trenes de ondas superficiales diferentes, cada uno originado en una formación diferente. La mitad izquierda de la Figura 2-3-2 es un buen ejemplo para ilustrar este problema.

Basándonos en ejemplos anteriores, descubrimos que a veces se puede obtener información geológica útil estudiando las ondas superficiales en registros sísmicos y haciendo cálculos simples. Sin embargo, los sismólogos de exploración a menudo consideran que las ondas superficiales son ruido inútil. Pero en cualquier caso, los ingenieros civiles han comenzado a utilizar ondas superficiales (especialmente ondas superficiales de Rayleigh) para estudiar las propiedades mecánicas de ingeniería de cimientos poco profundos. Utilizando el análisis del espectro de ondas superficiales (SASW), el perfil del coeficiente de rigidez de los materiales cercanos a la superficie se puede obtener mediante simulación directa o inversión de la velocidad de las ondas superficiales. Utilizando estas ondas de Rayleigh de banda ancha se pueden obtener resultados a diferentes profundidades.

En general, en la literatura científica se cree que la velocidad de las ondas superficiales en los medios es aproximadamente 0,92 veces la velocidad de las ondas transversales, pero se ignora el fenómeno de dispersión estrechamente relacionado con las ondas superficiales. Hasta cierto punto, para medios con un índice de Poisson de 0,25 (rocas duras típicas, como granito, basalto, piedra caliza), la relación de 0,92 veces es cierta, pero en realidad esta capa no existe para un índice de Poisson de 0,0; un medio, la velocidad de la onda superficial debe ser 0,874 veces la velocidad de la onda S; para un medio con una relación de Poisson de 0,5, debe ser 0,955 veces, la relación de Poisson suele estar entre 0,40 y 0,49; que la velocidad de la onda Rayleigh es 0,94 veces la velocidad de la onda S, el error de esta suposición es menor que 65438±0.

Aunque solemos pensar que la velocidad de la onda de Rayleigh no tiene nada que ver con la velocidad de la onda P, no olvidemos que la velocidad de la onda P es uno de los muchos factores que determinan el ratio de Poisson. La velocidad de la onda de Rayleigh depende menos del índice de Poisson, por lo que depende menos de la velocidad de la onda P.

La frecuencia de las ondas superficiales es generalmente menor que la de las ondas corporales, especialmente en investigaciones cercanas a la superficie. Dado que la trayectoria de propagación de las ondas corporales en las capas profundas es más corta, los componentes de alta frecuencia no se atenúan. El resultado es que las ondas superficiales en reflexiones cercanas a la superficie se pueden eliminar mediante un simple filtro de corte bajo. La Figura 2-3-2 es un excelente ejemplo de la diferencia de frecuencia entre ondas de corte y ondas superficiales. Las principales frecuencias de ondas directas y ondas transversales refractadas están por encima de 60 Hz. La frecuencia principal de las ondas de Amor en la capa poco profunda es inferior a 40 Hz, y la frecuencia principal de las ondas de Amor que penetran en la capa de alta velocidad inferior es inferior a 25 Hz.

Así como un órgano tiene muchos patrones, las ondas superficiales también tienen muchos patrones. Sin embargo, los modos básicos suelen ser los más importantes. Rix et al. (1990) demostraron experimentalmente que a 16 Hz, el 73 del desplazamiento de partículas en el área de medición lo proporciona el modo fundamental, mientras que a 50 Hz, el 87 lo proporciona el modo fundamental.

En segundo lugar, los tipos de ondas superficiales

1. Ondas superficiales de Rayleigh

Las ondas de Rayleigh están polarizadas verticalmente y la trayectoria de sus partículas está en el plano de polarización Arriba hay una elipse invertida. Es decir, en la parte superior de la trayectoria elíptica, la dirección del desplazamiento de las partículas es hacia la fuente. Para un observador a cientos de metros de distancia de la explosión, las ondas de Rayleigh generadas por decenas de kilogramos de explosivos de alta energía darán a la gente la sensación de "rodar hasta el suelo". Por lo tanto, las ondas de Rayleigh a menudo se denominan "ondas de balanceo del suelo", pero en realidad la mayoría de las ondas son así.

En la mayoría de los casos, la propagación de las ondas superficiales en el suelo se limita a un rango de longitudes de onda. A cierta profundidad, la amplitud de las ondas de Rayleigh es cero. Cuando es mayor que esta profundidad, la partícula se moverá en la dirección opuesta, se moverá en la dirección elíptica en el sentido de las agujas del reloj. El plano de amplitud cero se llama plano nodal y su profundidad depende del coeficiente de Poisson. Por ejemplo, cuando la relación de Poisson es 0,25, los planos nodales están ubicados a 0,19 longitudes de onda debajo de la superficie, y cuando la relación de Poisson es 0,45, los planos nodales están ubicados a 0,15 longitudes de onda debajo de la superficie (de Grant y West, 1965)< / p>

En general, se cree que el movimiento de las ondas de Rayleigh es principalmente vertical porque está relacionado con las ondas de suelo que pueden observarse mediante geófonos verticales en el campo. Pero el componente de movimiento horizontal también existe. Vibra hacia adelante y hacia atrás en un plano perpendicular al plano donde se encuentran el punto de disparo y el punto de detección, y se propaga hacia afuera. La relación entre el movimiento horizontal y vertical en todas las profundidades también depende de la relación de Poisson. Por ejemplo, para los geófonos de superficie o cercanos a la superficie que utilizamos a menudo, para un medio con una relación de Poisson de 0,25, la relación de aspecto de la onda de Rayleigh es 1,25, y para un medio con una relación de Poisson de 0,45, es 1,7.

Los números dados en los dos primeros párrafos se obtienen suponiendo que el medio es un medio elástico de medio espacio. De hecho, todavía se pueden utilizar cuando el espesor del medio uniforme alcanza de 4 a 5 veces la longitud de onda máxima en el registro sísmico. Cuando la incrustación de geófonos es consistente y los dispositivos de ajuste de orientación de estos geófonos funcionan correctamente, la relación de Poisson se puede determinar directamente a partir de las amplitudes relativas de las componentes horizontal y vertical de la onda de Rayleigh. La situación en la que la capa superficial es desigual y el espesor de la capa uniforme es pequeño es más complicada y no se discutirá en detalle aquí.

En los registros sísmicos, la amplitud de la onda de Rayleigh en el desplazamiento cero no es cero. En 1904, Lamb demostró que la difracción de un frente de onda de flexión de una onda corporal en una interfaz libre puede producir ondas de Rayleigh. Como resultado, las ondas de Rayleigh no pueden propagarse hacia afuera hasta que la onda del cuerpo llega a la superficie y comienza a difractarse en un pequeño volumen por encima del punto de excitación. Entonces, una forma de reducir las ondas de Rayleigh es aumentar la profundidad de la fuente del terremoto. Asimismo, las ondas de Rayleigh no aparecen en las soluciones de la ecuación de onda plana porque se requiere un frente de onda inicial curvo.

Figura 2-3-3 Ejemplo de dispersión de ondas de Rayleigh

En un medio uniforme de medio espacio infinito, la velocidad de la onda de Rayleigh solo depende de las propiedades del medio, y no hay dispersión en este momento Fenómeno. Cuando el subsuelo es un medio en capas o hay un gradiente de velocidad, la velocidad de la onda de Rayleigh cambia con la longitud de onda. Entonces, la dispersión de las ondas superficiales significa que el subsuelo es un medio en capas o que hay un gradiente de velocidad.

La figura 2-3-3 es un ejemplo de ondas de Rayleigh dispersivas que se propagan en la capa de baja velocidad, desde la que también se pueden observar ondas directas y ondas longitudinales.

Vale la pena señalar que en el desplazamiento del cañón, la profundidad de penetración de las ondas de Rayleigh aumenta con la longitud de onda.

Nos dimos cuenta de que se puede encontrar información geológica útil consultando los registros de terremotos. En la Figura 2-3-3, la primera llegada de la onda refractada en el tercio derecho del registro sísmico está perturbada. Esta perturbación también afecta a la onda de Rayleigh y se muestra como un ejemplo adicional en la figura. Aunque las ondas de balanceo terrestres mostrarán perturbaciones obvias cerca de áreas con cambios geológicos severos, a veces aparecerán perturbaciones obvias incluso en ausencia de cambios obvios, porque las correcciones estáticas causadas por cambios de terreno a veces tienen el mismo efecto. La importancia de estas perturbaciones en los datos a veces se puede determinar examinando los datos del levantamiento topográfico a lo largo de la línea del levantamiento.

La Figura 2-3-4 es un ejemplo de una onda de Rayleigh relativamente libre de dispersión. La onda se propaga a 24 m del punto de disparo y el tiempo de grabación comienza en 15 ms y termina en 145 ms. Tenga en cuenta que el medio a través del cual se propaga la onda es uniforme.

2. Onda de amor

La onda de amor es como una "onda de valle". Solo se mueve en dirección horizontal y la dirección del movimiento es perpendicular a la dirección de propagación de la onda. . La naturaleza de las ondas Love es diversa y se origina a partir de la reflexión total de las ondas S cuando la capa superficial es una capa de baja velocidad. Sin una capa de baja velocidad, las ondas de Loew no pueden propagarse. La mitad derecha del registro sísmico de la Figura 2-3-5 se recogió en el aliviadero del embalse de Tuttle Creek cerca de Manhattan, Kansas, con el geófono colocado sobre piedra caliza que acababa de quedar expuesta por las inundaciones. La capa de piedra caliza tiene unos 2 m de espesor y está cubierta por gruesas capas de roca, que se alternan con esquisto y piedra caliza. Tenga en cuenta que no hay cadenas de ondas superficiales de Amor coherentes en todo el registro. El registro sísmico de la izquierda se recolectó de capas alternas de esquisto y piedra caliza de espesor similar cerca de Lawrence, Kansas, con el geófono colocado encima de la esquisto erosionado. Note la dirección de dispersión de las ondas de Amor.

Figura 2-3-4 Ejemplo de no dispersión en medio homogéneo

Figura 2-3-5 Diagrama esquemático de onda superficial de Loew en capa de baja velocidad y sus características de dispersión

En el pasado, los sismólogos naturales han utilizado ampliamente las ondas de Love para medir la estructura de la corteza terrestre. Algunas personas han intentado aplicar ondas de Loew para la corrección estática cerca de la superficie en la exploración de ondas de corte (ondas S) (Mari, 1984; Song et al., 1989) utilizaron el eco retrodispersado de las ondas de Loew para hacerlo. detectar correcciones estáticas cercanas a la superficie Imágenes de medios no uniformes.

Las ondas de Loew, como las ondas de Rayleigh, tienen una amplitud distinta de cero en un desplazamiento distinto de cero. Dado que las ondas de Love se reflejan desde la parte inferior de la capa de baja velocidad, se necesita una cierta cantidad de tiempo para viajar desde el punto de disparo hasta la interfaz y finalmente ser recibida por el geófono terrestre. Esta propiedad de las ondas Love se puede utilizar para evaluar las condiciones geológicas cercanas a la superficie, pero hasta donde sabemos, se han realizado pocos estudios en esta área.

Las ondas de Amor generalmente se pueden ver en cada parte del registro del terremoto, lo que puede ser una buena prueba de que la Tierra está estratificada. La velocidad de las ondas de Amor aumenta con la profundidad en muchos lugares. Dado que las ondas de Loew deben propagarse en medios estratificados y presentar fenómenos de dispersión, en base a esta propiedad se puede extraer información como el espesor, la velocidad y el número de capas de la capa superpuesta. La velocidad de la onda Love con la longitud de onda más corta es proporcional a la velocidad de la onda S en la capa de velocidad más baja, mientras que la velocidad de la onda Love con la longitud de onda más larga es proporcional a la velocidad de la onda S en el medio más profundo. El fenómeno de dispersión hace que la amplitud de las ondas de Amor se atenúe ligeramente más rápido al aumentar la distancia, hasta aproximadamente 0.

En tercer lugar, la curva de dispersión

El resultado directo de la exploración de ondas de Rayleigh es la curva de dispersión de ondas de Rayleigh. Las características y cambios de la curva de dispersión están estrechamente relacionados con las condiciones del subsuelo, como el espesor de cada capa, la velocidad de las olas, etc. Aquí se dan las reglas generales de este cambio y se analizan los factores que afectan la dispersión de las ondas de Rayleigh y las causas de varias curvas anormales comunes.

1. Características de las curvas de dispersión en medios estratificados

Para un medio uniforme de medio espacio infinito, la velocidad de la onda de Rayleigh sólo depende de las propiedades del medio. En este momento, no hay fenómeno de dispersión y la velocidad de la onda de Rayleigh cambia linealmente con la longitud de onda (o frecuencia), como se muestra en la Figura 2-3-6.

Cuando el subsuelo es un medio en capas o hay un gradiente de velocidad, la velocidad de la onda de Rayleigh cambia con el cambio de la longitud de onda (o frecuencia), es decir, hay un fenómeno de dispersión. La Figura 2-3-7 muestra la curva de dispersión cuando las ondas de Rayleigh se propagan en medios de dos capas y la Figura 2-3-8 muestra la curva de dispersión en medios multicapa.

No es difícil ver en la figura que la curva cambia monótonamente en su conjunto, es decir, la velocidad de fase aumenta con el aumento de la longitud de onda y disminuye con el aumento de la frecuencia, pero también hay cambios "locales", y a menudo estos Los cambios locales incluyen información de capa enriquecida.

Figura 2-3-6 Medio uniforme en medio espacio infinito

Figura 2-3-7 Curva de dispersión de medio de doble capa

Factores de influencia de la curva de dispersión

Como se mencionó anteriormente, el resultado directo de la exploración de ondas de Rayleigh es la curva de dispersión de ondas de Rayleigh. La calidad de la curva de dispersión afecta el resultado de la inversión, por lo que es necesario que analicemos la influencia. de frecuencia aquí.

En general, las curvas de dispersión se obtienen extrayendo información de ondas superficiales de registros sísmicos de campo. Por lo tanto, la calidad de los registros sísmicos en la exploración de ondas superficiales de campo afecta directamente la calidad de las curvas de dispersión. Para un área de medición determinada, vR no tiene nada que ver con el método y los parámetros de recolección, solo está relacionado con las características del medio. Sus características de frecuencia están relacionadas con la falta de homogeneidad del medio terrestre y su valor está cerca de la velocidad de la onda cortante. . En términos generales, el rango de variación de vR es cierto y los factores que afectan la longitud de onda dependen en gran medida del componente de frecuencia de la onda superficial. Las características de propagación de las ondas superficiales de baja frecuencia reflejan información profunda, mientras que las características de los componentes de alta frecuencia reflejan información superficial. Esto muestra que el componente de frecuencia es el factor decisivo que afecta la exploración de ondas de Rayleigh. Para diferentes capas objetivo de exploración, se deben seleccionar diferentes métodos de excitación y parámetros de adquisición tanto como sea posible para mejorar la energía de las ondas superficiales en la banda de frecuencia correspondiente. Si la profundidad de exploración es muy poco profunda (como en la inspección del pavimento de una carretera), la frecuencia debe ser lo más alta posible (alrededor de unos pocos cientos de ciclos). Si la profundidad de exploración es grande (más de 10 m), los componentes de baja frecuencia deben hacerlo. conservarse tanto como sea posible. En la exploración de ondas transitorias de Rayleigh, los factores que afectan los componentes de frecuencia de las ondas superficiales incluyen principalmente los siguientes aspectos.

Figura 2-3-8 Curva de dispersión del medio multicapa

(1) Frecuencia de excitación de la fuente

Lo mejor es utilizar una fuente de pulso de banda ancha, Especialmente en la detección de capas objetivo profundas es necesario poder excitar energía de frecuencia especialmente baja.

(2) Características de respuesta de frecuencia del geófono receptor

En circunstancias ideales, las características de respuesta de frecuencia del geófono utilizado en la exploración de ondas superficiales deben ser de cero a cientos o incluso varios A. La amplia banda de frecuencia de miles de ciclos está fuera del alcance de los geófonos de exploración sísmica generales. Por lo tanto, se debe desarrollar un geófono de banda ancha adecuado para la exploración de ondas superficiales.

(3) Registre la respuesta de frecuencia del sistema.

Actualmente, los sistemas de adquisición de datos sísmicos generalmente tienen características de respuesta de frecuencia que van desde unas pocas semanas hasta varios miles de ciclos, lo que básicamente puede cumplir con los requisitos de la exploración de ondas superficiales. Sin embargo, se debe prestar atención a la selección del filtro. archivos al recopilar.

(4) La influencia de la tasa de muestreo temporal

Según el teorema de muestreo

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Cuanto mayor sea el tiempo de muestreo velocidad, cuanto mayor sea el componente de alta frecuencia que satisface el teorema de la frecuencia falsa, menor será la resolución de frecuencia en el dominio de la frecuencia después de la transformada de Fourier, es decir, cuanto menor sea el δ T en el dominio i.e., mayor será el δ F en el dominio de frecuencia dominio. Hemos dicho que el rango de variación de la velocidad de fase está fijado dentro de un cierto rango de profundidad, que a menudo no excede un orden de magnitud. Sin embargo, el componente de frecuencia de las ondas superficiales varía desde varias semanas hasta cientos de semanas, e incluso en aguas extremadamente superficiales. exploración que alcanza más de mil semanas. Por lo tanto, se puede ver en la fórmula (2.3.1) que cuando f aumenta en intervalos iguales δf, los valores de λR correspondientes a diferentes f en la banda de baja frecuencia son muy diferentes, y los valores de λR correspondientes a diferentes f en la banda de alta frecuencia son muy diferentes, lo que lleva a Se encuentra que la curva λR-vR en la exploración general de ondas de Rayleigh transitorias tiene las características de la curva de distribución extremadamente desigual de puntos dispersos: es decir, los puntos de la banda de alta frecuencia son muy diferentes. densa, mientras que los puntos de la banda de baja frecuencia son particularmente escasos, lo que es muy desfavorable.

Esto requiere determinar la tasa de muestreo de tiempo de acuerdo con las diferentes capas de objetivos de exploración. Para exploración poco profunda y extremadamente superficial, se debe usar una tasa de muestreo de tiempo más alta, mientras que para exploración profunda, se debe usar una tasa de muestreo más baja para aumentar los puntos de frecuencia en la banda de baja frecuencia en la curva de dispersión y mejorar la resolución de la exploración profunda. . Además, otra forma de resolver este problema es aumentar el número de puntos de transformación FFT, aumentando así el número de puntos de frecuencia en la banda de baja frecuencia F en la curva de dispersión, o refinarla específicamente.

Además de los factores anteriores directamente relacionados con la frecuencia, los siguientes factores también tienen un gran impacto en la exploración de ondas de Rayleigh transitorias.

(5) La influencia de la tasa de muestreo espacial

Como todos sabemos, en la exploración sísmica de reflexión, la tasa de muestreo espacial no solo está relacionada con la resolución horizontal, sino también con la resolución vertical. En la exploración de ondas de Rayleigh, el efecto de dispersión refleja el efecto promedio del medio entre dos puntos receptores, lo que indica que cuanto menor sea la tasa de muestreo espacial, más detallada será la representación de los cambios laterales en el medio, es decir, mayor será la resolución lateral. por otro lado, Requisitos del teorema de muestreo espacial

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Si no se cumple la fórmula anterior, se producirá un alias espacial en el procesamiento de datos del dominio del número de onda, incluso si los datos; el procesamiento en el dominio del número de onda no se realiza, solo a partir de la confiabilidad del cálculo del cambio de fase, se requiere satisfacer δx≤λR; de lo contrario, el cambio de fase entre las dos rutas no es la diferencia de fase entre las ondas superficiales de la misma frecuencia. y se obtendrá una curva de dispersión errónea. Esto muestra que la tasa de muestreo espacial tiene un impacto en la resolución longitudinal, por lo que se debe prestar especial atención a esto al diseñar los parámetros de adquisición, especialmente cuando se detectan objetivos poco profundos (como la detección de pavimento de carreteras), la profundidad de detección puede ser solo decenas de centímetros, y la velocidad es Alta, es fácil satisfacer (2.3.2) o la situación de δx ≤ λR En este caso, δx debe determinarse de acuerdo con los siguientes principios. De acuerdo con el teorema de muestreo espacial y de media longitud de onda (2.3.2) o la base empírica de δx ≤ λR, se requiere δx para satisfacer δx ≤ h o δx ≤ 2h para distinguir la formación con una profundidad (o espesor) de h.

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(6) El impacto de la consistencia del canal en la recepción multicanal.

Según el principio de exploración de ondas transitorias de Rayleigh, sólo cuando las señales recibidas por los geófonos adyacentes tienen una buena correlación se pueden lograr buenos resultados de exploración. Por lo tanto, se requiere que el geófono receptor tenga buena consistencia de amplitud y fase. De lo contrario, la diferencia en la correlación entre canales (incluidas la amplitud y la fase) provocará errores en el cálculo y la interpretación de la curva de dispersión.

(7) Influencia de objetos objetivo no explorados

Por ejemplo, los edificios alrededor del sitio y los obstáculos (como cimientos de muros) poco profundos debajo de la capa superior del suelo producirán ondas superficiales reflejadas, lo que afectará Valor calculado de la curva de dispersión.

Los factores anteriores pueden conducir a una mala correlación entre los canales (incluyendo amplitud y fase) en registros de ondas superficiales multicanal, y esta inconsistencia entre canales causará problemas al calcular la curva de dispersión.

3. Análisis de varias curvas anormales

1) En la curva de dispersión que se muestra en la Figura 2-3-9, λR es igual o cercano a una constante, que obviamente es una Circunstancias anormales. De λR=vR/f, para la curva del segmento A, debido a que λR es una constante, F se convierte en una función lineal de vR, y debido a que δ φ =, δ φ es una constante para toda F de la curva de dispersión del segmento A. Se puede ver que la razón de la anomalía en el segmento A de la curva de dispersión es que el cambio de fase δ φ es igual a una constante, lo cual obviamente es incorrecto.

2) En la curva de dispersión que se muestra en la Figura 2-3-10, el valor vR disminuye rápidamente a medida que disminuye la frecuencia, lo cual es el resultado de una interferencia severa. Su característica es que la velocidad de la onda superficial es significativamente menor que la velocidad de la onda de formación normal. La razón de este resultado debe ser el error de cálculo del desplazamiento de fase δφ, que se debe a la fuerte interferencia de las ondas superficiales o a la inconsistencia de los dos detectores.

3) Los segmentos de línea recta oblicua en las curvas de dispersión de frecuencia intermedia de las Figuras 2-3-11a y b. La curva de dispersión de la Figura 2-3-11a es una curva dominada por líneas rectas oblicuas; La figura 2-3-11b está compuesta por una curva de dispersión normal y un segmento de línea recta diagonal que aparecen simultáneamente. Analicemos las razones de esta situación. Podemos usar la siguiente relación funcional para describir el segmento diagonal:

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Aquí k y vR0 son constantes, y λR=vR/f, entonces vR=vR0 k, después de la transformación = vR0, y según VR =.

Figura 2-3-9 Sección A de la curva de dispersión anormal

Figura 2-3-10 Curva de dispersión anormal

Figura 2-3-11 Reglas Curva de dispersión causada por interferencia

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La ecuación (2.3.5) muestra que δx es proporcional a f. Según la teoría del análisis de Fourier, sabemos que si la señal f2 ( t) es simplemente la forma retardada de f1(t), entonces, en su espectro de potencia mutuo, la diferencia de fase entre los mismos componentes de frecuencia es exactamente proporcional a sus frecuencias y sus amplitudes son las mismas. Se puede ver en la ecuación (2.3.5) que δφ también es proporcional a la frecuencia, es decir, los dos registros que producen el segmento de recta oblicua son iguales y no están dispersos. Dado que las ondas directas y las ondas refractadas en los registros sísmicos no son dispersivas, la razón por la que aparece la curva de dispersión oblicua es que la energía de las ondas directas y las ondas refractadas es demasiado fuerte. Al recopilar datos, se debe prestar atención a eliminarlas y debilitarlas. tales olas.

También se pueden utilizar otros métodos para mejorar la calidad de las curvas de dispersión, incluido el filtrado f-K (Al-Husseini et al., 1981) y el filtrado de banda estrecha (Mari, 1984; Herrmann, 1973), y el p -método ω (McMechan y Yedlin, 1981; Mokhtar et al., 1988).

IV. Espectroscopia de superficie (SASW)

La aplicación más prometedora de las ondas de Rayleigh es a través de la espectroscopia de superficie. análisis para evaluar sitios geológicos de ingeniería (Stoke et al., 1994). Este método se ha utilizado en la evaluación de la calidad de las carreteras y en la ingeniería civil para medir la rigidez del material a unos pocos metros del suelo. Al utilizar diferentes rangos de longitudes de onda, se pueden muestrear medios a diferentes profundidades.

El método SASW se desarrolla a partir del método de ondas de Rayleigh en estado estacionario. Esta onda de Rayleigh en estado estacionario toma como fuente un excitador de una frecuencia determinada, mueve un único geófono vertical hacia afuera paso a paso desde el punto de origen y finalmente queda enterrado continuamente en la misma fase. En este momento, la distancia entre la onda sísmica y el geófono es de una longitud de onda. Si conoces la frecuencia y la longitud de onda, puedes encontrar la velocidad correspondiente a esta frecuencia.

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Debido a que diferentes longitudes de onda reflejan propiedades a diferentes profundidades, se pueden construir perfiles de velocidad midiendo continuamente longitudes de onda cambiando la frecuencia. Pero la desventaja de esta técnica es que requiere mucho tiempo.

En 1994, se adoptó la tecnología de recepción multicanal de barrido de frecuencia. La señal se transforma al dominio de la frecuencia mediante la transformada rápida de Fourier y la diferencia de fase en cada frecuencia se calcula en el dominio de la frecuencia. La diferencia de tiempo de viaje viene dada por:

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Para varias frecuencias, donde φ(f) es la diferencia de fase en radianes; f es la frecuencia en unidades en Hertz;

Cuando se conoce la distancia d entre detectores, la velocidad de la onda de Rayleigh de varias frecuencias se puede calcular mediante la siguiente fórmula

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La La longitud de onda de una onda de Rayleigh es:

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Los resultados de estos cálculos se representarán como un diagrama v-λ para varias frecuencias.

El modelo del parámetro de rigidez se extrae mediante comparación y coincidencia con la curva teórica obtenida del modelo directo, y mediante un determinado procedimiento de inversión.

5. Tecnología de análisis de ondas superficiales multicanal (MASW)

El análisis de ondas superficiales multicanal es una tecnología relativamente nueva. Miller et al. y Xia et al. han utilizado con éxito esta tecnología para resolver algunos ejemplos de producción. Esta tecnología incluye las siguientes ventajas.

1) La fuente es portátil y reutilizable y puede generar ondas superficiales de Rayleigh con energía efectiva de banda ancha (2 ~ 2 ~ 100 Hz).

2) El programa de procesamiento utilizado para extraer y analizar curvas de dispersión de ondas de Rayleigh unidimensionales es estable, flexible, fácil de usar y preciso.

3) El perfil unidimensional de velocidad de onda de corte cercana a la superficie obtenido mediante el método de inversión iterativa lineal generalizada combinado con el supuesto mínimo tiene las características de estabilidad y flexibilidad (Tian et al., 1997, Xia J et al., 1999).

4) Establecer un campo de velocidad de onda de corte bidimensional.

5) Su sistema de observación es similar al método CDP, que proporciona una base para utilizar simultáneamente la reflexión de las ondas corporales y la información de las ondas superficiales en una sola exploración (Okada et al., 2003).

Las ondas superficiales se obtienen fácilmente utilizando fuentes de escaneo (como fuentes vibratorias) o fuentes de pulso (como martillos de pesas). Para el análisis multicanal, los datos brutos no correlacionados son los más adecuados, por lo que es preferible el uso de fuentes de barrido si la frecuencia y amplitud son suficientes para fines de exploración. Por otro lado, los datos de la fuente de pulso deben descomponerse en un formato de frecuencia de barrido para mostrar la relación entre la velocidad de fase y la frecuencia del movimiento dispersivo del suelo. El equipo de campo básico y los procedimientos de adquisición del método MASW son consistentes con la medición del punto central común en la exploración tradicional de ondas de reflexión, y son consistentes en algunos principios. MASW y la exploración tradicional de ondas de Rayleigh son iguales o similares en principio, excepto que se utilizan diferentes equipos en el trabajo de campo y diferentes métodos de cálculo e interpretación en el procesamiento en interiores. A continuación se presentan brevemente los principios de selección de algunos parámetros en el método MASW.

1. Casi desplazado

Un buen registro de ondas sísmicas requiere equipo de campo y parámetros de adquisición adecuados para registrar modos fundamentales de ondas de Rayleigh, pero no adecuados para registrar otros tipos de ondas sonoras. Debido a la influencia del campo cercano, las ondas de Rayleigh sólo pueden considerarse ondas planas que se propagan horizontalmente después de que se propagan a cierta distancia de la fuente del terremoto.

La propagación de ondas superficiales en forma de plano no es posible bajo ninguna circunstancia, se debe satisfacer que la distancia mínima de desplazamiento (x1) sea mayor que la mitad de la longitud de onda máxima requerida (λmax), es decir

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En registros multicanal mostrados en formato de frecuencia de barrido, los efectos de campo cercano hacen que la coherencia de fase sea pobre en frecuencias bajas, y esta coherencia disminuye al aumentar la frecuencia pequeña, como se muestra. en la Figura 2-3-12(b). Diferentes investigadores han dado diferentes relaciones proporcionales entre x1 y zmax. Generalmente se cree que la profundidad de penetración de las ondas superficiales es aproximadamente igual a la longitud de onda (λ), y se considera que la profundidad máxima de exploración zmax (a partir de la cual se puede calcular un vS razonable) es la mitad de la longitud de onda máxima (λmax). Por lo tanto se debe cambiar la fórmula (2.3.10) a

Figura 2-3-12 Registros de ondas superficiales de diferentes calidades obtenidos por fuente vibradora

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Se puede ver que la fórmula (2.3.11) proporciona un buen principio para seleccionar un desplazamiento pequeño.

2. Desplazamiento lejano

A medida que varias ondas sonoras se propagan bajo tierra, la parte de alta frecuencia de la onda superficial se atenúa rápidamente. Si el cambio máximo es demasiado grande, la porción de alta frecuencia de la energía de la onda superficial no dominará el espectro. Especialmente cuando hay ondas corporales, la interferencia de las ondas corporales causada por la atenuación de las ondas superficiales de alta frecuencia en el desplazamiento del cañón se denomina efecto de campo lejano. Este efecto limita la medición de velocidades de fase en las frecuencias más altas. Cuando el modelo de número de capa inicial se determina según el principio de media longitud de onda, para una velocidad de fase específica, el componente de frecuencia máxima (fmax) generalmente muestra la imagen superior.

La ecuación (2.3.12) se puede utilizar para estimar aproximadamente el espesor mínimo de la capa menos profunda. Si desea encontrar un h1 más pequeño, debe reducir la disposición o el desplazamiento del detector (reducir el desplazamiento x1 o reducir el espacio entre pistas dx). Para evitar el alias espacial, dx no debe ser inferior a la mitad de la longitud de onda más corta.

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Entre ellos: vRmin y λmin representan la velocidad de fase mínima y la longitud de onda mínima, correspondiente a la frecuencia máxima fmax. Aunque el perfil vS invertido final puede ser menos profundo que h1, los valores vS para estas capas generalmente se consideran poco confiables (Rix y Leih, 191).

Son: ①Buena coherencia; ②Efecto de campo cercano; ③Efecto de campo lejano. Las distancias de desplazamiento son ①27 m, ②1,8 my ③89 m.

3. Escanea el registro.

Los registros de escaneo se pueden obtener directa o indirectamente. Al preparar una grabación de barrido, hay tres parámetros a considerar: la frecuencia mínima de grabación f1, la frecuencia máxima de grabación f2 y la longitud t o función de estiramiento de la coordenada frecuencia-tiempo. La selección de estos parámetros debe cumplir ciertos principios.

La frecuencia más baja f1 determina la profundidad máxima de exploración, la cual es

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donde vR1 es la velocidad de fase correspondiente a la frecuencia f1.

La frecuencia más baja (f1) suele estar limitada por la frecuencia natural del geófono y el tipo de fuente. Si zmax no puede satisfacer las necesidades de profundidad de exploración, es necesario utilizar una fuente sísmica que pueda generar componentes ricos de baja frecuencia o un geófono con una frecuencia natural más baja.

Por lo general, la frecuencia más alta (f2) es varias veces la velocidad del video en tierra, pero menor que el valor óptimo de la frecuencia obtenida mediante el análisis de ruido.

La longitud del registro de escaneo (t) debe ser lo suficientemente larga. Se requieren registros de mayor longitud cuando las propiedades cercanas a la superficie cambian drásticamente con la profundidad. En términos generales, cuando f1 y f2 se seleccionan correctamente, un registro de longitud 10 puede satisfacer las necesidades de procesamiento.

4. Función de estiramiento

El registro de pulso r(t) obtenido con un martillo pesado o una caída de peso se puede obtener mediante el volumen de la función de estiramiento s(t) y r(t). La operación del producto se convierte en un registro de barrido rs (t), es decir,

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Donde: "*" representa la operación de convolución. La función de estiramiento es una función sinusoidal, que es función del tiempo. S(t) generalmente adopta una función de barrido lineal similar a la exploración de fuentes controladas:

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donde f1, f2 y t representan la frecuencia más baja, la frecuencia más alta y la longitud. de s(t).

En el trabajo real, estos parámetros se pueden seleccionar razonablemente a través de algunos programas prediseñados.

5. Curva de dispersión

Para obtener un perfil vS preciso, obtener la curva de dispersión es el paso más crítico. Dibuje la curva de dispersión en el sistema de coordenadas velocidad-frecuencia de fase (Figura 2-3-13) y establezca la relación entre ambas calculando la velocidad de fase dentro del rango lineal de cada componente de frecuencia en el registro de barrido de frecuencia. Al analizar y eliminar el ruido de los datos de ondas superficiales, se puede mejorar la precisión de la curva de dispersión. La coherencia multicanal puede separar cada componente de frecuencia de los registros sísmicos de ondas superficiales, convertir los datos del pulso al dominio de frecuencia para su cálculo y luego obtener la curva de dispersión.

Figura 2-3-13 Curva de dispersión de onda superficial registrada en una presa en Kansas

6. Inversión

Método iterativo para invertir la curva vS (Figura 2-3-13). 2 3 14) Necesidad de conocer los datos de la curva de dispersión, el ratio de Poisson y la densidad. Los mínimos cuadrados generalizados permiten métodos de inversión automatizados. Durante todo el proceso de inversión, la relación de Poisson, la densidad, el número de capas y la velocidad de la onda longitudinal pueden ser constantes, y sólo la velocidad de la onda de corte es variable para la iteración. En la inversión iterativa, el modelo inicial debe especificarse como punto de partida de la inversión. El modelo inicial consta de la velocidad de la onda transversal, la velocidad de la onda longitudinal, la densidad y el número de capas. Entre estos cuatro parámetros, la velocidad de la onda de corte tiene el mayor impacto en la convergencia del método iterativo. Existen varios métodos para garantizar la confiabilidad y precisión de la convergencia después del cálculo inicial del perfil vS. En el perfil vS, se debe explicar en detalle la relación entre la velocidad de la onda de corte (vS) y la velocidad de fase (vR) a una determinada frecuencia (vS=1,09vR). La relación entre la profundidad y la longitud de onda correspondiente a esta frecuencia es la siguiente

Figura 2-3-14 Inversión iterativa de la curva vS

Figura 2-3-15 Cambio del coeficiente A con frecuencia

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Donde a es un coeficiente que cambia muy poco con la frecuencia, el cual se basa en el modelo generalizado que se muestra en la Figura 2-3-15.

Usando una serie de valores de curva vS unidimensionales a diferentes distancias obtenidos por inversión, se puede obtener un perfil vS bidimensional usando un programa de dibujo (como Surfer). Las figuras 2 3 16 son perfiles de velocidad de onda de corte inversa obtenidos por el autor en la presa de la Universidad de Kansas.

Figura 2-3-16 Perfil de velocidad de onda de corte obtenido en la presa