⑴ 面波技术
一、绪言
1885年Rayleigh爵士第一次证明了面波的存在。与近地表地震有关的面波类型有两种，即瑞雷波和勒夫波。斯通利波是第三种类型的面波，但它只能在地下界面上观测到，在地表自由界面处是观测不到的。面波的简单数学推导已由Grant 和West在1965年给出。一般我们认为上面定义的这两种波是独立存在的，但是在某些特定的边界条件和距离以及观测系统下它们的水平分量可以相互转化。此问题已超出了这门课所涉及的范围，此处不做详细讨论。
实际上，面波振幅随着深度增加大致上呈指数衰减。这种振幅随深度增大而急剧衰减的性质正是它们被称之为面波的原因所在。在界面处它们的振幅随着传播距离的加大近似的以的关系衰减。
面波研究的下面两个结果表明，地球为层状且是非均匀的。
1）理论上，勒夫波的存在必须满足下列两条件之一：即速度必须是单调递增的或者在界面之上必须存在低速层。图2-3-1表示了一个发育较好的勒夫波在低速层中的传播的情况。该地震记录使用重锤作为震源，水平检波器作为接收装置。S波折射表明这个低速层仅有几英尺厚。勒夫波初至在记录的下半部分中最为显著。
图2-3-1 低速层中的勒夫面波
2）事实上，勒夫波和瑞雷波均能发生频散现象。因为波长大的波穿透深度深，而通常深层的速度较高，所以最大波长的波最先到达检波器。当速度随着深度的增加而增加的幅度越大，则频散现象就越厉害。例如：图2-3-2 中的左半部分频散较右半部分频散要小，深入观察图的左半部分，我们发现面波中存在两个清晰的层位。偏移距1 m处记录时间为30 ms到偏移距为20 m处记录时间为230 ms的波至可以证明上层为一低速层，其相速度约为100 m/s。而偏移距1 m处记录时间约为100 ms到偏移距为25 m记录时间为150 ms的波至可以证明下层为一高速层，其相速度约为480 m/s。这两个波列在5～15 m偏移距的距离之间相互干涉，在此范围之外长波长的波率先到达。
图2-3-2 不同面波频散情况的对比图
要注意的是，这些相速度分别为直达波和折射S波速度的90%左右。有时这两种不同的面波波列会出现在记录上，每一种产生于不同的地层。图2-3-2的左半部分是说明此问题的一个很好的例子。
根据先前的例子我们发现，通过研究地震记录上的面波和简单计算有时可以获得有用的地质信息。然而，面波通常被勘探地震学家认为是无用的噪声。但不管怎么说，土木工程师已经开始运用面波（尤其是瑞雷面波）来研究浅层地表的工程力学性质。利用面波谱分析法（Spectral analysis of surface waves，简写为SASW），通过正演模型或反演面波速度的方法，可以获得近地表物质的刚度系数剖面。运用这些频带较宽的瑞雷波，可得到不同深度上的结果。
通常科学文献中都普遍认为面波速度约为介质S波速度的0.92倍，但它忽略了与面波有很大联系的频散现象。从某种程度上说，对于泊松比为0.25的介质（典型的坚硬岩石，如：花岗岩、玄武岩和灰岩）0.92倍关系是成立的，但事实上这种层是不存在的；对于泊松比为0.0的介质，面波速度应为S波速度的0.874倍；而对于泊松比为0.5的介质，则应是0.955倍；对疏松物质，泊松比常介于0.40～0.49之间，一般假设瑞雷波速度为S波速度的0.94倍，这种假设误差小于1%。
尽管我们常常认为瑞雷波速度与P波速度不相关，但是别忘了P波速度是决定泊松比的诸多因素之一。只是，瑞雷波速度对泊松比的依赖性较小，因此对P波速度的依赖也较小。
面波的频率一般比体波要低，尤其在近地表研究中，由于体波的传播路径相对深层来说比较短，高频成分还没有被衰减掉。结果利用简单的低截频滤波器，就可以将面波从近地表的反射中消除。图2-3-2是一个极好的S波和面波的频率不同的例子。直达波和折射S波的主频在60Hz以上。浅层中的勒夫波的主频为40Hz以下，而穿透底下高速层的勒夫波的主频在25Hz以下。
像管风琴有许多振型一样，面波也有许多振型。然而，通常基振型是最为重要的。Rix et al（1990）通过实验证明，16Hz时测区质点位移的73%由基振型提供，而在50Hz时则有87%为基振型所提供。
二、面波类型
1.瑞雷面波
瑞雷波为垂直极化，其质点的运动轨迹在极化平面内为逆进椭圆。也就是说，在椭圆路径的顶部，质点位移的方向指向震源。对于一个离爆炸点数百米以外的观察者来说，几十磅药量的高能炸药所产生的瑞雷波，波的通过会让人产生一种“地滚动”的感觉，因此，瑞雷波常常被称为“地滚波”，实际上面波大都如此。
在大多数情况下，面波在地面的传播仅限于一个波长范围之内。在某一深度处瑞雷波的振幅为零。当大于这个深度时，质点将会产生较小的反方向运动，并且呈顺时针椭圆运动方向。振幅为零点所在的面被称为波节面，其深度大小取决于泊松比的大小，例如：泊松比为0.25时，波节面位于地表以下0.19倍波长处，而当泊松比为0.45时，波节面则位于地表以下0.15倍波长处（从Grant and West，1965，所呈现的图上计算得出）。
一般认为瑞雷波的运动主要是垂直方向，这是由于其与在野外工作时一般采用垂直检波器能够观测到的地滚波有关。然而水平运动分量也同样是存在的，它是在与炮点和检波点所在平面相互垂直的平面内来回振动，向外传播。在所有深度上的水平和垂直运动之比同样也取决于泊松比。例如，对于我们经常使用的地表或近地表的检波器来说，泊松比为0.25的介质，瑞雷波的垂直和水平振幅之比为1.25，而对于泊松比为0.45的介质，比值则为1.7。
前面两段中我们所给出的数字，是在假设介质为弹性半空间介质时得到的。而实际上，它们在均匀介质的厚度达到地震记录上最大波长的4～5 倍时仍可使用。当检波器的埋置具有一致性，并且调节这些检波器方向的装置工作是正常时，泊松比可直接由瑞雷波水平和垂直分量的相对振幅决定。表层不均匀和均匀层厚度较小的情况比较复杂，此处不做详细讨论。
在地震记录上，零偏移距处瑞雷波振幅亦并非为零。1904年，兰姆证明了在自由界面处体波的弯曲波前的绕射可以产生瑞雷波。结果导致在体波到达地表并在炮点上方一小块体积上开始绕射之前，瑞雷波是不能向外传播的。所以减小瑞雷波的一种方法就是增加震源的深度。同样，由于需要一个弯曲的初始波前面，因此在平面波波动方程的求解中，瑞雷波是不会出现的。
图2-3-3 瑞雷波的频散实例
在无限半空间均匀介质中，瑞雷波速度仅取决于介质的性质，此时无频散现象。当地下为层状介质或存在速度梯度时，这时瑞雷波速度随波长的变化而变化。因此，面波的频散就意味着地下为层状介质或存在速度梯度。
图2-3-3是频散瑞雷波在低速层中传播的一个例子，从图中也可看到直达波和纵波。值得注意的是在大偏移距处瑞雷波的穿透深度随着波长的加大而加大。
先前我们已经注意到，查看地震记录可以发现一些有用的地质信息。图2-3-3中的地震记录右边三分之一的折射波初至受到干扰，并且这种干扰也影响了瑞雷波，在图中作为附加例子标明。虽然地滚波在地质性质剧烈变化地区附近将表现出明显的扰动，但是有时即使在没有什么明显变化的前提下，也会存在明显扰动，原因是地形变化引起的静校正有时会产生同样的效果。数据中这些扰动的重要性有时通过检查沿测线的地形测量数据可以得到确定。
图2-3-4是一个相对无频散瑞雷波的例子，波自炮点向外传播24m，记录时间从15ms开始到145ms结束。注意波传播过的介质是均匀的。
2.勒夫波
勒夫波犹如“通道波”，它仅在水平方向运动，并且运动方向与波传播方向垂直。勒夫波其本质是多样的，它源于表层为低速层时 S 波的全反射。没有低速层勒夫波便不能传播。图2-3-5 中右半部分地震记录采自于堪萨斯州，曼哈顿附近，穿过TuttleCreek水库的泄洪道，检波器置于刚因洪水冲刷而裸露出来的灰岩之上。灰岩层厚约2m，上覆有页岩与灰岩层序交替变化的厚层岩石。注意到整个记录都没有相干的勒夫面波链出现。图中左半部分地震记录采于堪萨斯州的劳伦斯附近一个具有相似厚度的页岩与灰岩交替变化层，检波器置于顶部的风化页岩之上。注意勒夫波中频散的走向。
图2-3-4 均匀介质中无频散实例
图2-3-5 低速层中的勒夫面波及其频散特性示意图
过去，勒夫波在很大程度上被天然地震学家用于测量地壳结构。现今，一些人已经尝试着将勒夫波用于横波（S波）勘探中的近地表静校正之中（Mari，1984；Song et al，1989）。Lee和McMechan（1992）曾利用勒夫波后向散射回波对近地表非均匀介质进行了成像。
勒夫波与瑞雷波相同在非零偏移距处振幅亦不为零。由于勒夫波来源于低速层底部的反射，所以从炮点到界面并最终被地表检波器所接收需要一段时间。勒夫波的这种特性或许可用来评价近地表地质状况，但据我们所知，有关这方面的研究很少。
一般地，在地震记录的每个部分中都可看到勒夫波，这一事实可很好的证明地球是层状的，并且许多地方勒夫波速度都是随深度增加而增加的。由于勒夫波必须在层状介质中传播，并且有频散现象，所以可以根据这种性质来提取有关上覆层厚度、速度及层数的信息。最短波长的勒夫波速度与速度最低层中的S波速度成正比，而最大波长的勒夫波与最深层介质中的S波速度成正比。频散现象使得勒夫波振幅随距离的增大衰减稍加变快，约为。
三、频散曲线
瑞雷波勘探的直接成果是瑞雷波频散曲线，频散曲线的特征及其变化与地下条件，如各层的厚度，波速等密切相联系。此处给出这种变化的大致规律，并讨论影响瑞雷波频散现象的因素和几种常见异常曲线产生的原因。
1.层状介质中的频散曲线特征
对于无限半空间均匀介质，瑞雷波速度仅取决于介质的性质，此时无频散现象，瑞雷波速度随波长（或频率）的变化呈一条直线，如图2-3-6。
当地下为层状介质或存在速度梯度时，这时瑞雷波速度随波长（或频率）的变化而变化，即存在频散现象。图2-3-7是瑞雷波在二层介质中传播时的频散曲线，图2-3-8是多层介质中的频散曲线。从图中我们不难看出，曲线变化在“整体上”大致呈单调变化，即相速度随波长的增加而增加，随频率的增加而减小，但存在着“局部”的变化，往往这些局部变化中，包含了丰富的层位信息。
图2-3-6 无限半空间均匀介质
图2-3-7 二层介质频散曲线
2.影响频散曲线的因素
正如前文所述，瑞雷波勘探的直接成果为瑞雷波频散曲线，频散曲线质量的高低又影响着反演结果，所以在此我们有必要讨论一下影响频散曲线的因素。
通俗地说，频散曲线是从野外地震记录中面波信息的提取而得到的。所以，野外面波勘探中地震记录的好坏直接影响着频散曲线质量的高低。对某一测区而言，vR与采集方式和参数无关，只同介质特性有关，它的频率特性同地球介质的不均匀性有关，数值上接近于剪切波速度。因此，一般而言，vR的变化范围是一定的，影响波长大小的因素很大程度上取决于面波的频率成分。低频面波的传播特征反映了深层的信息，高频分量的特征则反映了浅层信息。这表明，频率成分是影响瑞雷波勘探的决定性因素，数据采集时应针对不同勘探目的层深度尽可能地选取不同激发方式和采集参数，以增强相应频段的面波能量。如果勘探深度很浅（如公路路面检测），则要求频率尽可能高（数百周左右），如果勘探深度较大（大于10 m），则要尽可能保留低频成分。在瞬态瑞雷波勘探中，影响面波频率成分的因素主要有以下几个方面。
图2-3-8 多层介质频散曲线
（1）震源的激震频率
最好使用宽频带的脉冲震源，特别是在进行较深目的层勘探时，要求能激发出特别低频的能量。
（2）接收检波器的频响特性
在理想情况下，面波勘探用检波器的频响特性应有从零到数百甚至上千周的宽频特性，这是常用地震勘探检波器所达不到的，因此应开发适用于面波勘探的宽频检波器。
（3）记录系统的频率响应
目前的地震数据采集系统一般都有几周到几千周的频率响应特性，因此基本上能满足面波勘探要求，但在采集时应注意滤波档的选择。
（4）时间采样率的影响
根据采样定理
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时间采样率愈高，满足假频定理的高频成分也就愈高，同时傅氏变换后频率域的频率分辨率也愈低，即时间域的Δt愈小，频率域的Δf愈大。我们已经讲过，在一定的深度范围内相速度的变化范围是固定的，且往往不会超过一个数量级，但面波的频率成分则从几周到数百周，在极浅层勘探中甚至达到千周以上。因此由（2.3.1）式可知，当f以等间隔Δf增加时，低频段不同f对应的λR数值相差很大，而高频段不同f对应的λR数值相差则很小，这就产生了通常瞬态瑞雷波勘探中λR-vR曲线上频散点分布极不均匀的曲线特征：即高频段点很密，而低频段点特别稀少，十分不利于深层勘探的处理和解释。
这就要求数据采集时根据不同的勘探目的层确定时间采样率，对于浅层和极浅层勘探来说，宜采用较高的时间采样率，而对于较深目的层的勘探则应采用低采样率，以增加频散曲线上低频段的频点数提高深层勘探的分辨率。此外解决这一问题的另一种方法是FFT变换时增加点数，从而实现增加频散曲线上低频段f的频点数，或者专门进行细化处理。
除了上述与频率直接有关的因素对瞬态瑞雷波影响之外，以下因素对瞬态瑞雷波勘探也有较大的影响。
（5）空间采样率的影响
众所周知，在反射地震勘探中，空间采样率不仅同横向分辨率有关，同时也与纵向分辨率有关。瑞雷波勘探中，频散效应反映的是两个接收点之间介质的平均效应，这表明，空间采样率越小对介质横向变化的特性刻画越仔细，即横向分辨率愈高；另一方面，空间采样定理要求满足
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如果不满足上式，在波数域数据处理时就会出现空间假频；再者，即使我们不做波数域的数据处理，单从相移计算的可靠性来说，也要求满足Δx≤λR，否则所求两道间的相移就不是同一频率面波之间的相位差，从而得出错误的频散曲线。这就说明，空间采样率对垂直分辨率有影响，因此在设计采集参数时这一点要特别引起注意，特别是对浅层目标进行探测时（如高速公路路面检测），勘探深度可能只有几十公分，而速度又较高，就容易出现不满足（2.3.2）式或Δx≤λR的情况，这时Δx要根据下面的原则确定。根据半波长的经验依据以及空间采样定理（2.3.2）式或Δx≤λR，则要求Δx满足Δx≤h或Δx≤2h，才能分辨h深（或厚度）的地层。
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（6）多道接收时道一致性的影响
根据瞬态瑞雷波勘探的原理，只有相邻道检波器接收的信号有较好的相关性时，才有可能取得好的勘探效果，因此要求接收用检波器要有良好的振幅和相位一致性，否则，道间相关性差（包括幅度和相位）就会引起频散曲线计算上的误差，并引起解释上的错误。
（7）非勘探目标物体的影响
如场地周围的建筑及表土以下很浅处的障碍物（如墙壁基础）会产生反射面波，影响频散曲线的计算值。
上面的几个因素都有可能引起多道面波记录中道与道之间相关性变差（包括幅度和相位），这种道间的不一致在计算频散曲线时会产生计算的错误。
3.几种异常曲线分析
1）图2-3-9所示频散曲线中，λR等于常数或近似于常数的一段频散曲线，显然是一种异常情况。由λR=vR/f得，，对于A段曲线来说，由于λR等于常数，则f成为vR的线性函数，又因为：Δφ=，则对于A段频散曲线而言，Δφ对于所有的f都等于常数。由此我们可以知道出现频散曲线中A段异常的原因是相移Δφ等于常数产生的，显然这是不正确的。
2）图2-3-10所示频散曲线中，随着频率降低vR值迅速减小，是一直受干扰极为严重的结果。它的特点是面波速度明显低于正常地层波速。产生这种结果的原因肯定是相移Δφ计算误差造成的，而Δφ计算的误差又是由面波受到严重干扰或两个检波器不一致造成的。
3）图2-3-11a、b中频散曲线中的斜直线段。图2-3-11a的频散曲线完全是一个斜直线段为主的曲线；而图2-3-11b则是由正常频散曲线和斜直线段同时出现构成的。下面我们分析出现这种情况的原困。我们可以用下面的函数关系描述斜线段：
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这里，K、vR0为常数，又λR=vR/f，则vR=vR0+K·，变换后得=vR0，又根据vR=得
图2-3-9 异常频散曲线段A
图2-3-10 异常频散曲线
图2-3-11 规则干扰产生的频散曲线
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（2.3.5）式表明：Δx与f成正比。根据傅立叶分析理论我们知道，如果信号f2（t）仅仅是f1（t）的延迟形式，那么在它们的互功率谱中，共同频率分量之间的相位差刚好与它们的频率成正比，而它们的幅度是一样的。由（2.3.5）式知，Δφ也与频率成正比，即产生斜直线段的两个记录是相同的非频散的。因为地震记录中直达波、折射波是非频散的，所以出现斜直线频散曲线的原因是直达波、折射波能量太强，因此要在数据采集时注意消除和削弱这种波。
其他一些方法对于提高频散曲线质量也是可用的，包括有f-K滤波（Al-Husseini et al.，1981），窄频带滤波（Mari，1984；Herrmann，1973），和p-ω法（McMechan and Yedlin，1981；Mokhtar et al.，1988）。
四、面波谱分析方法（SASW）
瑞雷波的使用最具发展前景的是利用面波谱分析法去进行工程地质场地评价（Stokoe et al.，1994）。此法已被运用在公路质量评价和土木工程中对地下几米深内物质刚度测量之中。通过使用不同的范围的波长，可以对不同深度的介质进行采样。
SASW法是从稳态瑞雷波法中演化而来，这种稳态瑞雷波使用一个给定频率的激振器作为震源，将单个垂直检波器自震源点逐步向外移动，最终被埋置在连续的同相位处。此时，地震波与检波器间的距离为一个波长。如果已知频率和波长，便可得对应此频率的速度。
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因为不同波长反映不同深度的性质，所以通过改变频率不断测量波长，来建立一条速度剖面，这是可能的。但此技术的缺点就是很耗时间。
利用扫描频率和多道接收的技术在1994年已经开始被使用。信号通过快速付氏变换到频率域，在频域中计算各种频率的相位差，旅行时间差通过下式给出：
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对于各种频率而言，其中φ（f）是相位差，单位为弧度；f是频率，单位是赫兹；
当已知检波器间的距离d时，各种频率的瑞雷波速度可由下式计算得到
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瑞雷波波长为：
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对于各种频率，这些计算结果将被画成v-λ图。
通过与正演模型所得理论曲线的比较和匹配，并且经过一定的反演程序来提取出刚度参数模型。
五、多道面波分析技术（MASW）
多道面波分析是一个相对较新的技术，Miller et al.和Xia et al.等已经成功地使用了此技术解决了一些生产实例。该技术包括以下几方面的优点。
1）震源具有便携式，可重复使用的性质，并可产生有效能量为宽频带的（2～100Hz）瑞雷面波。
2）用来提取、分析一维瑞雷波频散曲线的处理程序具有稳定，灵活，好用和准确的特点。
3）利用广义线性迭代反演方法结合最少的假设求得的一维近地表横波速度剖面，具有算法稳定、灵活等特点（Tian G.et al.，1997 and Xia J.et al.，1999）。
4）构建了一个二维横波速度场。
5）其观测系统与CDP方法类似，为一次勘探中同时利用体波反射和面波信息提供了基础（Gang Tian et al.，2003）。
利用扫描震源（如可控震源）或脉冲震源（如重锤）来获取面波是很容易的。对于多道分析，原始不相关的数据是最合适的，因此，如果当频率和振幅能达到勘探目的需要时，使用扫描震源则更为可取。另一方面，脉冲震源数据需要被分解成扫描频率格式来显示频散地滚波的相速度和频率的关系。MASW方法基本的野外装置和采集程序与传统的反射波法勘探中的共中心点（CMP）测量是一致的，且在一些原则上具有相同性。MASW与传统的瑞雷波勘探在原理上是相同或相似的，只是在野外工作时采取不同的装置，以及室内处理采取不同的计算和解释方法。以下简单介绍一下MASW法中所使用的一些参数的选取原则。
1.近偏移距（Near offset）
好的地震波记录要求野外装置和采集参数适合于记录基振型瑞雷波，而不适合于其他类型的声波。由于近区场的影响，瑞雷波自震源向外传播某一距离后才可以被认为是水平旅行的平面波。
面波以平面形式传播并不是在任何情况下都能发生，它必须满足最小偏移距（x1）大于最大需求波长（λmax）的一半，即
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以扫描频率格式显示的多道记录中，近区场效应使得低频处相位的连贯性较差，而且这种连贯性随着频率的增加而降低，如图2-3-12（b）。不同研究者给出不同x1和zmax的比例关系。通常为人们所接受的是面波的穿透深度约等于波长（λ），而对于能计算出合理vS的最大勘探深度zmax则认为是最大波长（λmax）的一半。因此，公式（2.3.10）应改为
图2-3-12 用可控源得到的不同质量的面波记录
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可见，公式（2.3.11）提供了一个很好的选择小偏移距的原则。
2.远偏移距（Far-offset）
随着各种声波在地下的传播，面波中的高频部分很快被衰减，如果最大偏移距太大，则面波能量中的高频部分将在频谱中不占主导地位，尤其是存在体波时，由于大偏移距处高频面波的衰减造成的体波干扰被称为远区场效应。此效应限制了最高频率处相速度的测量，当根据半波长原理确定初始层数量模型之后，对于特定相速度，频率的最大值（fmax）成分通常显示出最顶层的图像。
公式（2.3.12）可以用于粗略估计最浅层的最小厚度，如果想发现更小的h1，则需要减小检波器排列或偏移距（减小偏移距x1或减小道间距dx）。为了避免产生空间假频，dx不能小于最短波长的一半。
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式中：vRmin和λmin表示最小相速度和最小波长，与最大频率fmax相对应，虽然最终反演的vS剖面可能具有比h1更浅层，但是通常认为对于这些层的vS值是不可靠的（Rix and Leih，1991）。
它们分别是：①连贯性较好；②近区场效应；③远区场效应。其中偏移距：①27m、②1.8m、③89m。
3.扫频记录（A swept-frequency record）
扫频记录可以通过直接或间接方式获得。在准备一条扫频记录时有三个参数需要考虑：最低记录频率f1、最高记录频率f2和频率—时间坐标的长度T或拉伸函数。而这些参数的选取又必须满足一定的原则。
最低频率f1决定着勘探的最大深度，即
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式中vR1是频率f1所对应的相速度。
最低频率（f1）通常受到检波器固有频率和震源类型的限制，如果zmax不能满足勘探深度的需要，则需要采用可产生丰富低频成分的震源或采用更低固有频率的检波器。
最高频率（f2）一般取地滚波视频率的几倍，但小于噪声分析所得频率的最佳值。
扫频记录的长度（T）必须足够长。近地表性质随深度变化剧烈时，较长的记录长度是必要的。而一般情况下，当f1和f2选择适当时，10s长的记录便可达到处理需要。
4.拉伸函数（Stretch function）
利用重锤或落重方式获得的脉冲记录r（t）可以通过拉伸函数s（t）与r（t）的卷积运算转化成扫频记录rs（t），即
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其中：“*”代表褶积运算。拉伸函数是一个正弦函数，它是时间的函数。s（t）通常选用与可控源勘探相似的线性扫描函数：
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式中f1，f2和T分别表示最低频率、最高频率和s（t）的长度。
在实际工作中，这些参数通过一些预先设计好的程序是可以得到合理选取的。
5.频散曲线（Dispersion curve）
对于获得精确的vS剖面而言，得到频散曲线是最关键的一步。频散曲线被画在相速度—频率坐标系中（图2-3-13），两者的关系通过计算扫频记录上各频率成分线性范围内的相速度来建立。频散曲线的精度可以通过分析和去除面波数据中的噪声来得以提高。从面波地震记录中利用多道一致性可很好的分离出每种频率成分，脉冲数据则变换到频率域进行计算，进而得到频散曲线。
图2-3-13 堪萨斯某水坝面波记录的频散曲线
6.反演（Inversion）
利用迭代法反演vS曲线（图2 3 14）需要知道频散曲线数据、泊松比及密度。广义最小二乘法使得反演方法可以自动进行，在整个反演过程中，泊松比、密度、层数和 P波速度可以是常数，只有 S 波速度是变量，进行迭代。在迭代法反演中，初始模型作为反演的起始点需要被具体化，它由 S 波速度、P波速度、密度和层数构成。在这四个参数中，横波速度对迭代法中收敛性影响最大，已经有几种方法可以确保初始vS剖面计算后收敛的可靠性和精确性。vS剖面中，必须详细说明在某一频率时横波速度（vS）与相速度（vR）的关系（vS=1.09vR），此频率所对应的深度与波长的关系为
图2-3-14 迭代反演vS曲线
图2-3-15 系数 a随频率变化情况
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式中a是随频率改变仅有很微小变化的系数，它基于图2-3-15这种广义模型。
将反演得到的不同距离上的一系列一维vS曲线值，利用绘图程序（例如Surfer等），可以得到一个二维的vS剖面。图2 3 16为笔者在堪萨斯大学水坝上所获得的一条反演横波速度剖面。
图2-3-16 某水坝上所得到的横波速度剖面
⑵ 简述瑞雷波、拉夫波和斯通利波的特点
瑞雷波是弹性面波的一种，沿自由表面传播，在近地表的浅部其质点的振动轨迹为逆时针的椭圆，椭圆的长短轴之比为3：2。基本特性有：
1、地层瑞雷波相速度与横波速度相近。可以利用瑞雷波的波速来求取横波波速，进而计算岩土层的各种力学参数。
2、振幅随深度按指数衰减，影响深度约为一个波长，其能量主要集中在半个波长范围内，故某个波长相速度基本上等于半个波长内各地层的横波相速度加权平均值。
3、瑞雷波在不均匀的介质中传播时发生频散现象。体波在传播过程中是以极化群形式出现，不发生频散现象，这一特性是提取瑞雷波信号的先决条件。
拉夫波是由拉夫从数学上给以证明的，该类型的波被称为拉夫波(LoVe WaVe)。G-wave 一种长周期（40—300秒）的拉夫波。通常只限于海上传播
斯通利波是一种沿井壁传播的声波，当声波脉冲与井壁和井内流体的界面相遇时就会产生斯通利波。近十几年来，由于长源距和偶极子阵列声波仪在测井中的广泛应用和全波形阵列声波测井资料中各组分波的处理分析方法的进步，可将斯通利波分离出来单独研究并应用于测井资料分析。斯通利波技术是评价裂缝及其渗透性的有效方法斯通利波在流体和固体交界处位褽最大,在固体介质中斯通利波有效传播深度为 GC倍波长,而在流体介质中斯通利波衰减较快...海洋中流体B土层(饱和土)B岩石体系也磂在斯通利波,对该体系斯通利波进行全胑 研究.
⑶ 用matlab编程阻尼最小二乘法反演瑞雷波频散曲线
没编出来，用的Fortran
⑷ 瞬态瑞雷波探测原理
瑞雷波沿地表由震源向外传播，其波阵面是圆柱面。瑞雷面波探测的核心问题是要准确地获得不同频率面波的相速度vR，同一频率的vR在水平方向的变化反映出地质条件的横向不均匀性，不同频率的瑞雷波速度vR的变化则反映出介质在深度方向的不均匀性。由于面波相对于体波而言其能量较强、速度较低、频率较低，容易分辨，因此在揭示地下地层结构的物探方法中具有一定的优越性。
（一）时间差法
在最简单的情况下，面波以单频f的谐波形式传播，距震源为x处的垂向位移可表示为
环境与工程地球物理勘探
式中：ω=2πf是角频率；φ为相位。沿波的传播方向，在地面放置距离为Δx的两个检波器1和2如图3-48所示，如上面两条曲线的第一个峰值代表该波的同一个相位，测出它到达两个检波器的时差Δt后，由同相含义有
环境与工程地球物理勘探
这样
环境与工程地球物理勘探
一般把Δx调整为小于一个波长的长度。
图3-48 面波法勘查原理
（二）相位差法
如果在同一时刻t观测到单频谐波在两个检波器处的相位差Δφ，则有
环境与工程地球物理勘探
则
环境与工程地球物理勘探
因而
环境与工程地球物理勘探
（三）稳态方法和瞬态方法
当震源在地面上以一固定频率f做垂向简谐振动时，瑞雷波将以单频（稳态）谐波的形式传播，根据上述方法可确定相应频率的相速度vR（f）。改变频率f，重复测量和计算，即可得到不同频率及其相应的面波速度，从而获得vR-f曲线，或者根据波速、频率、波长的关系（vR=λf）换算成vR-λ曲线。使用稳态（或谐振）震源的方法称为稳态瑞雷波法。
用瞬态冲击力作震源也可以激发面波，这种方法称为瞬态瑞雷波法。地表在脉冲荷载作用下，在离震源稍远处，P波、S波在地表产生的位移和瑞雷波相比几乎可以忽略，传感器记录的基本上是瑞雷波的垂直分量。瞬时冲击可以看作许多单频谐振的叠加，因而记录到的波形也是谐波叠加的结果，呈脉冲型的面波，如图3-48下面两条波形曲线所示。对记录信号做频谱分析和处理，把各单频面波分离并获得相应的相位差，可同样计算并绘制vR或vR-λ曲线。
⑸ 探测与监测
一、矿井物探技术应用
随着矿井开采深度的增加和开采强度的加大，煤层底板突水的频率也日益增加，焦作矿区除了加强水文地质预测预报及井下钻探工作外，还大力开展了物探技术的推广与应用，先后引进了矿井直流电法仪、无线电波坑透仪、瑞雷波仪、音频电透仪、加拿大GEONICS公司TEM47瞬变电磁仪、地质雷达和超低频遥感地质探测仪，应用效果非常显著。这里主要研究的是矿井物探技术在防治水方面的应用，另外介绍了超低频遥感地质探测仪的应用，它和其他物探仪器原理差别较大。
矿井物探技术在矿井防治水方面主要用于探测工作面顶、底板含水层贫富水区域划分；巷道顶底板及侧帮构造带和富水区；巷道掘进头前方构造带和富水区；放水孔或底板注浆孔孔位确定；工作面内部隐伏构造带、夹矸及薄煤带位置；煤层厚度快速探测等。以下就各类物探技术的特点和应用效果加以综述。
1.直流电法
矿井下通常应用三极测深法和对称四极测深法。根据探测目的不同，直流电法工作装置形式有多种形式。三极测深法工作装置形式为A—M-O-N—B（∞），四极测深法工作装置形式为A—M-O-N—B。两种方法M、N均为测量电极，用于探测地电场电压，根据测出的电流、电压值结合装置系数就可以换算出地层视电阻率值；A、B均为供电电极，用于向岩层供电。直流电法一般供电极距越长，供电电场分布范围越广，探测深度和两边辐射范围越大。通过对不同地点、不同深度地层的视电阻率值进行全方位探测和综合分析，就可以达到研究岩层、矿体或构造等的目的。
直流电法探测是以煤、岩层的导电性差异为基础，通过人工向地下供入稳定电流，观测大地电流场的分布规律，从而确定岩、矿体物性分布规律或地质构造特征。
直流电法具有方法灵活、理论成熟、抗干扰能力强、仪器简便的优点，可用于划分岩层贫富水区域、探测巷道附近构造破碎带位置、工作面采煤时的易煤层底板突水地段或确定放水孔孔位等。以下为几个探测实例。
图3-23为焦作矿区某工作面回风巷直流电法探测富水性区域断面图。直流电法探测结果认为，该工作面切巷往外0～100m段采煤时煤层底板极易发生煤层底板突水灾害。在生产工程中，实际采煤时到65m处底板发生煤层底板突水，煤层底板突水量达160m3/h。对此及时进行了预测预报，矿井提前采取了防治水措施，该工作面得以安全采煤。该工作面切巷向外0～220m段采煤时煤层底板极易发生煤层底板突水灾害。通过对地质资料分析也认为，此段L8灰岩可能与下伏L2灰岩甚至O2灰岩导通，煤层底板突水水源补给充分。井下数据采集重复了3次，结果雷同，因此建议此段跳采。焦作煤业集团公司有关领导研究直流电法探测结果后，决定在220m处重开切巷向外采煤，目前已按新方案安全采煤。
图3-23 焦作矿区某工作面回风巷直流电法探测富水性区域断面图
该图中较深蓝色代表低阻区，可以看出低阻区距巷道底板距离较远，L8灰岩含水层导高较小。直流电法探测结果认为，该工作面采煤时煤层底板不会发生煤层底板突水灾害。实际生产过程中采煤非常顺利，证明直流电法探测结果是正确的。
图3-24 焦作矿区某工作面低阻异常中心区域放水孔布置图
图3-24为焦作矿区某工作面低阻异常中心区域放水孔布置图。根据直流电法探测结果，在该工作面低阻异常中心区域布置了4＃放水孔，钻孔涌水量为82m3/h。
2.无线电波坑透
无线电波坑透仪可以探测工作面内部隐伏构造带、夹矸及薄煤带等异常体，从而为工作面采煤设计提供依据。无线电波坑透技术的原理主要如下：将发射机和接收机分别放置于采煤工作面两条相对巷道（运输巷和回风巷）中，利用发射机发出的无线电波在煤层中传播时被与煤层电性不同的地质体如断层、陷落柱、夹矸或其他地质体等吸收，造成衰减系数的差异，从而形成接收信号的阴影区。交替变换发射机和接收机的位置，就可以对阴影区进行交会，从而确定异常体位置和大小。
图3-25为焦作矿区某工作面无线电波坑透探测成果图。无线电波坑透探测结果认为，工作面切巷到回风巷43号测点和运输巷41号测点连线处圈定区域为异常区，结合地质资料分析为薄煤带。经钻探验证确实为薄煤带，因此根据无线电波坑透探测结果，改变原来设计方案，在回风巷39号点和运输巷40号点连线处（图中红线）重开切巷，再开始生产。
图3-25 焦作矿区某工作面无线电波坑透探测成果图
图3-26为焦作矿区某工作面无线电波坑透探测成果图。无线电波坑透探测结果认为，圈定的回风巷里段断层位置与工作面采煤时实际揭露情况完全吻合。
图3-26 焦作矿区某工作面无线电波坑透探测成果图
3.瑞雷波
瑞雷波技术探测优点是快速，全方位，施工灵活，定位误差小。瑞雷波技术探测的原理主要如下：根据不同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，高频反映浅，低频反映深）瑞雷波的传播速度来探测不同深度煤层和顶、底板岩层及其中的断层、喀斯特等地质异常体。
图3-27为焦作矿区某巷道瑞雷波超前探测成果图。在巷道迎头瑞雷波技术超前探测时，发现前方20.78～25.28m段为断裂破碎区，实际钻探证实为20.35m见断层，误差仅为0.43m。
图3-27 焦作矿区某巷道瑞雷波超前探测成果图
4.音频电透
音频电透视技术是根据CT扫描工作原理，利用两条相对巷道（如工作面回风巷和运输巷）交替进行发射和接收，记录发射电流和接收的一次场电位差，结合工作面几何参数（宽度、长度等位置关系）计算出每个发射点对应的每个接收点的视电导率值（视电阻率值的倒数），通过多重交会，绘制出工作面内部一定深度范围内岩层视电导率值的平面等值线图，从而得知此范围内富、导水区域平面分布的位置与特征。音频电透视技术是以煤、岩层的导电性差异为基础，通过人工向地下供入音频范围内的低频电流，观察大地电流场的分布规律，从而确定岩、矿体物性分布规律或地质构造特征。一般情况下，工作频率为15Hz时，探测深度大约为工作面宽度的一半，选用的工作频率越低则电场穿透深度越大。
图3-28为焦作矿区某工作面音频电透探测成果图。音频电透探测结果认为，该图中蓝线视电导率值为6所圈蓝色区域为煤层底板相对富水区，应为煤层底板注浆改造重点区域，需要加密钻孔；其他区域可少布钻孔；工作面回风巷116号点与运输巷19号点连线往外可以不进行煤层底板注浆改造。实际在煤层底板注浆改造时，布置在高导异常区内的钻孔平均出水量为86.3m3/h，低导正常区内钻孔平均出水量是37.5m3/h，前者水量是后者的2倍多。工作面回风巷116号点与运输巷19号点连线往外段打了4个钻孔，平均水量是8.6m3/h，为相对不富水区。钻探证实揭露情况与音频电透探测结果相吻合。
图3-28 焦作矿区某工作面音频电透探测成果图
5.瞬变电磁
瞬变电磁仪具有布置灵活、探测方向性强、对低阻区敏感、施工快速的优点，可以全方位探测巷道各个方向或工作面内部的相对富水区位置及形态、顶底板构造破碎区，确定工作面采煤时容易发生煤层底板突水地段、煤层底板注浆改造重点注意区域、放水孔位置等。
图3-29瞬变电磁技术原理图可以说明，瞬变电磁技术原理是利用不接地回线或接地线源向地下发射一次脉冲磁场，当脉冲结束、发射回线中电流突然断开后，地下介质中就要激励起感应涡流场，以维持在断开电流以前存在的磁场，此二次涡流场呈多个层壳的环带型，随着时间的延长，由发射回线附近介质逐步向下及向外扩展，不同时间到达不同深度和范围。二次涡流场仅仅与地下介质的电性有关，因此利用线圈或接地电极观测二次场即可了解地下介质的电阻率分布情况，从而达到探测目标体的目的。
图3-29 瞬变电磁技术原理图
图3-30为焦作矿区某巷道瞬变电磁视电阻率图。在煤层底板L8灰岩中开拓疏水巷时，在迎头处利用瞬变电磁法，超前探测到迎头前方33～42m段为相对低阻区，该方法判断为相对富水区并得到钻探证实。
图3-31为焦作矿区瞬变电磁视电阻率断面图。利用该方法探测到巷道底板存在隐伏断裂构造。通过在此布置放水孔，钻孔涌水量为60m3/h此隐伏断裂的含水性得到了证实。
图3-30 焦作矿区某巷道瞬变电磁视电阻率图
图3-31 瞬变电磁视电阻率断面图
图3-32焦作矿区某巷道瞬变电磁视电阻率断面图。在某运输巷向下帮侧（平行岩层倾向）探测距离110m处有无平行运输巷走向、断距为25m的断层（该断层为原地质勘探报告推断结论），利用该方法否定了此处该断层的存在（110m处为相对高阻），并得到钻探证实。
图3-32 焦作矿区某巷道瞬变电磁视电阻率断面图
图3-33焦作矿区某工作面瞬变电磁视电阻率断面图。该图为某工作面运输巷瞬变电磁45°斜下方探测结果。探测时0～430m段已经完成煤层底板注浆改造，大部分区域显示为相对高阻，但0～100m段下部阻值不高，认为是注浆改造效果差，需补打少量钻孔；460～590m段因尚未注浆改造，显示为相对低阻区，为煤层底板注浆改造重点区域。
图3-33 焦作矿区某工作面运输巷瞬变电磁视电阻率断面图
6.地质雷达
地质雷达是在矿井井下利用电磁波的传播时间来确定所需探测反射体（断层、陷落柱、喀斯特等地质异常体）的距离，它是矿井井下用于超前探测的有力工具。
7.超低频遥感地质探测仪
北京大学课题组在国家863计划资助下，研制了超低频遥感地质探测仪，并于2002年5月成功申请专利，该装置在石油天然气勘探和水文工程地质勘探领域获得较好应用。在煤田瓦斯方面，课题组研究成员已经在河南伊川郑煤集团公司暴雨山煤矿和登封金岭煤矿，进行了超低频遥感地质探测试验，探测曲线解释基本正确，反映明显，具有推广应用价值。之后在郑煤集团公司大平矿、超化矿进行超低频遥感地质探测试验。目前在郑州矿区和将在焦作矿区应用。
8.综合应用评述
直流电法技术主要用于划分岩层贫富水区域，探测巷道附近构造破碎带位置，工作面采煤时的易突水地段或确定放水孔孔位等。该方法优点是仪器简便、理论成熟、抗干扰能力强、方法灵活；缺点是井下数据采集时必须保证电极接地条件良好，体积效应影响资料解释时对异常区具体方位的准确判断。
无线电波坑透技术主要用于探测工作面内部陷落柱形态，隐伏断层构造带位置，富水性区域，夹矸和薄煤带等地质异常体。该仪器优点是仪器简便，对异常区定位效果好，施工快速；缺点是同象异质现象明显，井下数据采集时需断开测区内电缆，避免电磁干扰，资料解释时对异常区的定性判断仍需与地质资料结合。
瑞雷波技术主要用于全方位探测巷道附近的喀斯特、岩层界面及断层带、富水区、裂隙发育区等地质异常体。该仪器优点是全方位、快速、定位误差小、施工灵活；缺点是资料解释时“定量”易而定性难，较易引起多解性，井下工作时需多次重复探测，提高结果的可靠性，探测深度较浅，一般不超过40m。
音频电透技术主要用于探测整个工作面富水性的横向变化情况和顶、底板岩层岩性。该方法优点是井下抗干扰能力较强，仪器精度高；缺点是资料解释时对异常区的纵深位置不易准确判断。
瞬变电磁技术主要用于全方位探测巷道各方向或工作面内部的顶底板相对富水区位置及形态、构造破碎区，确定工作面采煤时的易突水地段或放水孔位置，划定煤层底板注浆改造重点区域等。该方法优点是适用于各种角度和方位探测，探测方向性强，对低阻区敏感，布置灵活，施工高效；缺点是井下工作时需注意尽量避开大的金属干扰体，在某些理论问题上需要进一步研究。
矿井地质雷达探测技术的最大优点，既是矿井井下超前探测（探距30～40m）的有力工具，又具有施工点面积小，垂直、水平方向探测均可，探测的精度也比较高；缺点是抗干扰差。
物探技术经过几十年发展，呈现出应用广泛、技术丰富、仪器多样的特点，但各种仪器和技术方法都有自己的适用范围和优缺点。焦煤集团公司在多年推广应用上述各种物探技术的实践中，深感应充分了解各种物探仪器和技术的特点，针对性地使用的重要性。
总之，实际应用时应尽可能采用综合物探手段，优缺互补，相互取长补短，多种方法并用，对目标体做出正确判断，尽可能消除多解性，这样才能满足矿井生产多方面的需求，使得物探工作快速准确向着定性又定量的方向发展。应当指出，矿井物探技术的发展是几十年来焦作矿区防治水工作者们积极探索的结果，这和前辈们与地测处防治水中心同行们的集体努力分不开。作者参加了部分实验与研究工作。
二、焦作矿区井下水位监测系统
随着矿井水平的延伸和采区的推进，目前大量的水文观测孔被破坏，部分观测孔因长期锈蚀而失去观测价值，使一些生产地区没有地下水水位资料，直接影响着这些地区的安全生产。往往花费几十万元施工的水文观测孔，仅投入使用1～2个月就被破坏。如果在地面施工水文观测孔，不仅需花费高额的资金，而且地面观测孔容易遭受人为破坏。因此，建立井下水位监测系统已成为当务之急。
焦作煤业集团公司采取了许多行之有效的防治水措施，其中地下水位观测系统的建立就是有效的防治水措施之一。地下水位观测系统为工程技术人员及时准确地掌握地下水水位变化情况，制订切实可行的防治水措施提供了依据。特别是当煤层底板突水发生后，地下水位动态变化能为准确判断煤层底板突水水源，预测煤层底板突水水量的变化趋势，采取相应的防治水措施提供依据。焦作矿区积极开展防治水工作，通过各种途径同煤层底板突水灾害作斗争，到目前为止，已连续20年未发生淹井事故，矿井涌水量也由过去的650m3/min减少至目前的280m3/min。
1.水位监测系统
（1）水位监测系统在焦作矿区的发展历史：20世纪80年代中、后期，焦作矿区就开始建立地面水文观测孔水位遥测监测系统，但仪器供电电源为电池供电，没有及时更换电池，而使仪器损坏。另外，野外遥测系统也容易遭受破坏。不易保护。因此，该系统没有得到推广应用。
20世纪90年代，因地面观测孔的急剧减少，又缺乏资金在地面施工水文观测孔，为满足安全生产的需要，就在井下施工放水测压孔，以了解地下水位的动态变化。水位的观测部分矿井使用压力表，另一部分矿井使用水位自动记录。水位自动记录仪虽然比用压力表观测井下水位先进得多，但水位自动记录仪供电电源为充电电池，数据的存储模块必须上井后才能传输到微机，才能输出水位数据，使用起来不方便，且使用寿命短。
21世纪初期，随着信息技术迅猛发展，现代传感技术的日趋成熟，采用先进的自动监测方法已是大势所趋。焦煤集团公司与煤科总院抚顺分院合作，于2001年成功地在演马庄矿建立起一套井下水位监测系统，该系统将计算机测控技术、计算机网络技术、远程数据通信技术融为一体，强有力地实现了远距离的井下水位数据采集、传输、实时数据集中监测、处理。该系统克服了以前水位监测系统的缺点，供电电源采用井下防爆供电电源，实现了全自动实时对井下水位进行监测，具有投资少，精度高，使用寿命长，操作方便的优点。
（2）水位监测系统组成及主要功能：系统由主站（地面监测中心站）和N个分站（井下水压观测站点）构成。
主站：由计算机、打印机、远程数据通信设备及系统应用软件（含系统控制、数据通讯、数据处理等），设在地面监测中心机房。
主站是通过远程数据通信设备对井下分站进行远程控制，实时获取井下各观测点的水压数据，同步监测井下各水压观测点的水压变化情况。并通过系统应用软件将水压数据进行整理、辑录、显示。根据需要利用系统应用软件生成相关数据报表、绘制各类曲线、图形、打印输出等，同时还可以在网上，将相关数据传输。
分站：由高精度水压传感器（或高精度压力变送器）、数据采集器、数据通讯接口、远程数据通信装置、防爆电源、安全保护罩等组成。安装在井下水压观测点。
分站完成水压数据采集，实现水压数据的远距离传输。分站系统是通过压力传感器反映水压变化的物理量转换为电压（电流）形式的模拟量。该模拟量经由放大、模数转换电路处理后再将其转换为数字信号，通过数据采集器内置计算机系统对该数字信号进行处理并记录到存储器中，完成数据采集。与此同时数据采集器内置远程通信接口设备也在不断检测主站信息。当检测到主站要求发送数据指令信息时则由数据采集器内置计算机控制，通过远程数据通信设备将数据采集器记录的水压数据发送至主站。
（3）系统主要技术指标
主站：硬件配置：intel P4 2.53 G/256 M DDR/80 G/16 倍 DVD/17 英寸液晶/56 K/100 M/A3幅面激光及彩色喷墨打印机；系统运行环境：Windows98 se/windows Me/win dows2000/windows XP；操作方式：全中文菜单式；观测方式：实时监测；数据记录方式：自动、手动任选；测量时间间隔：任意设置；暂存数据：≥1000组。
分站：防爆类型：本质安全型；压力测量范围：0～10MPa；传感器精度：±0.3%F·S；分辨率：2.0cm；通讯距离：＞500m；传输速率：＞300pbS；分站个数：1～255（255Max）；环境温度：0～+40℃。
2.井下水位监测系统使用情况
焦作矿区演马庄矿于2001年12月建立了井下水位监测系统，由于资金等原因，当时仅设立了两个分站，即在该矿25采区下山施工两个测压孔（L8灰岩含水层），安装SY1151压力传感器，SY-1型数据采集器，数据通讯口，防爆电源。水压数据经通讯电缆传输到地面主站，再根据用户的需要，利用系统应用软件生成相关数据报表（如日报、月报、年报），绘制各类曲线、图形（如月曲线图、月柱状图、年曲线图、年柱状图），对水位进行实时监测。通过近几年的使用，井下水位监测系统具有投资低、操作方便、数据准确可靠，使用寿命长等优点，克服了过去地面观测孔测水位难，数据不准确，观测孔易遭破坏等缺点。即使发生淹井事故，井下无供电电源，系统亦能利用本身电池正常工作一个月。2002年5月10日，井下水位监测系统显示L8灰岩含水层水位下降，就立即与井下联系，得知25031工作面煤层底板突水，根据井下水位监测系统显示的水位平稳下降趋势，且没有发现L8灰岩含水层水位有反弹现象，判断该煤层底板突水点水源为L8灰岩，煤层底板突水点涌水量不会急剧增大，对安全生产不会造成大的影响。由此可见，井下水位监测系统能了解地下水位的动态变化，为判断煤层底板突水水源，采取相应的防治水措施提供依据。
该系统于2003年底已建成投入使用，井下的水文孔资料直接在各矿计算机上显示。目前焦作煤业集团公司和北京龙软公司合作，将各矿与集团公司网络联系起来，只要在集团公司的任何一部上网计算机上，进入水文监测系统网站，就能查阅到各生产矿井下各含水层的水位资料。目前正在进入试运行阶段。
可以认为井水位监测系统是一项经实践证明了的成熟技术。井下水位监测系统具有投资少、操作方便、数据准确可靠、使用寿命长等优点，能够代替地面水文观测网。井下水位监测系统具有推广应用前景。探测和监测技术是高承压水上采煤水害综合控制技术的重要组成部分。
⑹ 三峡库区地质灾害勘察物探技术方法应用
李洪涛孙党生杨勤海杨进平
（中国地质调查局水文地质工程地质技术方法研究所，河北保定，071051）
【摘要】本文简要叙述了在三峡库区地质灾害勘察中经常使用的物探技术方法以及一些典型的工程实例，以求为今后的工作带来一定示范效应，进一步为地质灾害勘察提供先进有效的测试手段。
【关键词】三峡库区地质灾害勘察物探技术方法
1前言
从1997年至2004年，中国地质调查局水文地质工程地质技术方法研究所承担了三峡库区移民迁建新址重大地质灾害防治研究与论证综合地球物理勘查，奉节三马山小区物探勘察，巴东黄土坡滑坡、万州官塘口滑坡物探勘察，重庆14区县库岸调查等一批应用研究课题及物探勘察任务。先后在三峡库区的巴东、巫山、奉节、万州及丰都、石柱等地进行了大量的综合地球物理勘察。本文为地球物理勘探技术方法在三峡库区地质灾害防治工程中的应用实践经验总结和体会，以求为今后的工作带来一定示范效应，进一步为地质灾害勘察提供先进有效的测试手段。
2地球物理勘探技术方法
2.1浅层高分辨率地震勘探
2.1.1工作技术方法
（1）展开排列法
考虑到库区地形地质条件的复杂性，在奉节和巫山两地，在布置地震剖面之前，作为一种重要的试验方法，都采用了展开排列法。其作用是了解测区地震波波组中各种波的时序排列关系，进行震相分析，从而确定数据采集的仪器参数和观测系统，采取合适的激发与接收措施，进行地层介质速度参数的估算。展开排列法观测系统采用0m、10m、20m、30m、40m、50m等不同偏移距，道距2m或3m。
（2）共深度点多次水平叠加法（CDP)
CDP水平叠加法是在不同激发点和接收点上采集来自相同反射点的反射波，在得到的多张地震记录中抽出界面上共反射点道集，经过速度扫描、动静校正之后，进行叠加处理，以时间剖面的形式给出地质界面及构造信息，这种方法可以提高信噪比，对压制干扰波有显著的作用。CDP剖面观测系统中的偏移距的选择，是根据面波、声波等干扰波与目的层反射波的关系确定，分别采用30m、40m和69m。道距采用2m、3m和5m。水平叠加次数大部分为6次，部分用3次。
（3）地震高密度映像法
高密度映像技术采用单次激发、单次接收等偏移距信号采集，其工作模式与水域中声纳法类似，故又称为陆地声纳法。采集的信号经幅度压缩、彩色调制，以彩色映像的方式显示。高密度映像法的偏移距用2m，点距1m。
2.1.2野外数据采集设备
地震勘探采用北京水电物探研究所的SWS—1A型多功能面波仪与瑞典ABEM公司MARK6轻便多道地震仪。接收检波器用38HZ高灵敏数字检波器配CDP轻便覆盖电缆。根据探测目的层的深度，以及测区施工条件，分别采用锤击与炸药爆破两种震源。锤击震源锤重24磅，锤垫厚20mm。为增加有效信号，压制随机干扰，采用垂直叠加，叠加次数一般为5次。炸药震源一般在炮孔中激发，孔深1～2m，药量100～200g。
2.1.3资料数据处理
CDP剖面资料的数据处理采用CSP.3.3地震数据处理系统。针对本区地形坡度大且起伏剧烈的特点，在叠前和叠后均作了地形校正。处理内容还包括增益控制、噪音和干扰波切除、滤波、速度分析、动校正与水平叠加等，最终输出含有地形线的CDP水平迭加双程反射波时间剖面图，成果地质解释图是在AutoCAD14.0下完成的。处理流程如图1。
图1浅层地震数据处理流程图
2.2面波勘探
采用瞬态面波（瑞雷波）勘探。在地表用震源竖向激震时，一般会产生直达纵波、折射纵波、反射纵波和瑞雷波以及各种转换波。理论分析和实验表明，所有这些波中，瑞雷波的能量最强，约占67%。瑞雷波是一种沿地表传播的表面波，其传播的波阵面为一个圆柱体，传播的深度约为一个波长。利用瑞雷波的频散特性，即不同波长的瑞雷波传播特征反映不同深度地质体的特征，进行地质介质结构的探测。
2.2.1仪器设备
面波勘探采用北京水电物探研究所的SWS—1A型多功能面波仪，接收检波器采用4Hz低频检波器，面波剖面采用12道排列，道距1m，点距5m，偏移距分别为0m、5m、10m、15m和20m。
2.2.2资料处理
面波剖面采用 FKSWSA面波处理系统，通过多道三维傅里叶变换，在时间—空间（T—X）域和频率—波数（F—K）域内进行速度和波数（波长）滤波，消除非面波信号，有效地提取面波信息，绘制面波频散曲线，进行面波资料的反演解释。
FKSWSA面波处理系统的特点是可以进行拟合处理，即设定的地层结构参数与计算的地层参数，通过相关系数判断，确定最佳地层结构反演结果。
2.3地震层析成像（CT）
地震层析成像和其他科学技术领域的成像技术类似，是一种边界投影反演方法。从地震波的运动学与动力学特征出发，地震层析可分为射线层析和波动方程层析两类。它们分别测定地震波的走时、振幅、相位、周期等信息变化，反演地质介质三维速度结构或衰减特性，并以图像表示其结果。
地震 CT数据采集采用井间与井地结合的方式。井地方式是在两孔之间沿地面上激发弹性波，孔中接收；井间方式是在一孔内激发，另一孔内接收。接收点距2m和1m，炮距2m或视井中条件确定，构成上下交叉的观测系统，以保证射线覆盖测试区域，提高成像精度。
2.3.1仪器
SWS—1A多功能面波仪或 MARK6轻便多道地震仪。
接收采用串联式气囊检波器与井壁耦合。
采用爆炸震源，电雷管激发。
2.3.2数据处理
数据处理采用CST for Windows地震层析成像系统。每个成像区域均按2m×2m单元剖分，每个单元块上的射线节点密度为10个×10个。成果以波速等值线色谱图展示，图像输出是通过Winsurf6.04实现的。处理流程如图2。
图2地震层析成像数据处理流程
2.4EH—4电导率成像
EH—4电导率成像方法属部分可控源与天然场相结合的一种大地电磁测试法。不同于直流电法，它不是通过延长电缆和加大极距来增加勘探深度，而是在测点上，通过其变频获得深度信息。EH—4在奉节县宝塔坪三万塘地面塌陷坑调查中，在坑底布置了一条南北向剖面，点距5m，电偶极距15m，与剖面方向一致。在塌陷坑南侧地表布置了一条剖面，点距5m，电偶极距10m。
2.4.1仪器设备
EH—4电导率成像系统是由美国 GEOMETRLCS和EMI公司联合生产。是目前国际上较为先进的一种电磁法勘探仪器。
2.4.2EH—4的资料处理
包括现场数据处理和后续处理两大部分。现场数据处理主要是一维分析，用于检查野外采集的数据质量和调整参数。后续处理包括数据分析、一维数据处理和显示及拟二维处理。数据分析软件用于识别噪声源，估计和调整发射机的信号电平，分析数据采集质量。一维数据处理和显示是在经过数据分析后得到新的功率谱后的资料再处理，可删除噪声严重的数据以减少发散，增加信号的相关度。二维处理是采用EMAP法进行拟二维反演，有效地消除静态效应，构造电阻率断面图，在现场给出解释结果灰度图，通过计算机二维反演，进行彩色成图。
2.5声波测井技术
声波测井是以测定岩、矿的声波速度和幅度为基础，在划分基岩岩性、风化破碎程度，确定破碎带位置、基岩与覆盖层分界面以及在覆盖层、基岩内确定低速层等方面是一种较为有效的方法。
单孔全波列声波测试是采用一发双收探管，发射—接收源距50cm，间距30cm。在钻孔内（裸孔）沿井壁发射、接收声波信息，测井时将探管下至井底，按一定点距向上测试，由计算机完成全波列数据采集与数据存储，室内通过回放和资料处理拾取纵、横波，在全波列采集波形中根据波形干涉点、幅度、频谱分析，确定纵横、波初至走时，计算纵波、横波速度绘制成果图。
测试使用的仪器为SSJ—4D全波列声波测井仪（中国地质调查局水文地质工程地质技术方法研究所）。
井下探头分采用干孔贴壁式和水耦合两种类型。
3应用成果分析
3.1滑崩堆积体
滑崩堆积体是一种多成因、多期次的松散堆积体。其大部分是在构造和重力卸荷及岩溶作用下形成的滑坡体、崩塌体、泥石流堆积体和岩溶塌陷堆积体。地球物理勘探的目的是了解堆积体厚度及深部结构特征，采用的主要工作方法是展开排列法、CDP剖面与面波法。
3.1.1巫山新城址净坛路—祥云路—集仙路深部结构特征
该区由于地形起伏较大，加上冲沟人工回填等因素，给地震探测带来了很大困难。图3（剖面F）反映了净坛路—祥云路—集仙路方向的深部结构特征。可以看出完整基岩埋深达40～50m，而在祥云路至集仙路之间形成深达30m的深槽。图4（剖面 H）横切头道沟，冲沟形态明显。在时间剖面上，凡是在冲沟部位，由于切割、风化呈多同相轴形态，反映冲沟堆积物的复杂性。探测结果明显反映了堆积体的顺层特征。
3.1.2滑崩堆积体精细结构特征
为了进一步提示滑崩堆积体精细结构特征，采用了面波探测来了解浅部的地质结构。图5列出典型的频散曲线及其地质解释结果，可以看到面波勘探能够很好地提供浅部地层细节及其速度分布资料。结果表明，滑崩堆积体内部可划分为3层：
图3巫山新址净坛路—集仙路（剖面F）浅层地震勘探结果
第一层：0～3.15m，为含砾石粘土层，横波速度330～470m/s。
第二层：3～8m，为碎石夹土层，横波速度470～770m/s。
第三层：8～16m，为破碎岩层，横波速度770～970m/s。
3.1.3成果解释
滑崩堆积体埋深约40m，但是祥云路至集仙路之间存在深达70m的凹槽。滑崩堆积体底面明显顺岩层方向，倾角达30°。在滑崩堆积体中，可细分为3层，其波速不超过1000m/s，说明其岩体完整性较差。
3.2 滑坡
滑坡勘查采用的技术方法主要是 CDP剖面法，勘查对象有巴东县新城区黄土坡滑坡、巫山秀峰寺滑坡、重庆市万州区关塘口滑坡、万州区长江大桥—上沱口段库岸滑坡等。本文仅对其中一部分有代表性的成果分述如下。
3.2.1巴东县新城区黄土坡滑坡
（1）地震时间剖面波组特征
巴东黄土坡滑坡共做了9条剖面，本文列举2条剖面予以分析。从图6(D剖面）、图7(C剖面）中的时间剖面可以看出均存在一至二组反射波同相轴，其中T1波组较稳定，时间在30～60ms左右，其深度为30～51m，这一层可以认为是第四系滑坡堆积体与下伏基岩的分界面，T2波组时间在50～90ms左右，其深度为52～76m，这一层可认为是基岩风化岩层与完整基岩的分界面。从图6(D剖面）及图7(C剖面）可见均未发现有大的断层形迹的显示，但裂隙（节理）较发育，形成岩体破碎，从反射波的特征来看，形成了杂乱弱反射或波组的错断标志。
图4巫山新址祥云路（剖面H）浅层地震勘探结果
图5巫山新址净坛路—集仙路面波勘探结果
图6巴东黄土坡滑坡（D剖面）浅层地震勘探时间剖面
图7巴东黄土坡滑坡（C1、C2剖面）浅层地震勘探时间剖面
（2）地质解释
巴东黄土坡滑坡地震勘探结果基本查明了工作区内第四系松散堆积体的厚度及空间分布范围、滑坡堆积体的厚度及分布范围。推断地质解释图直观反映了基岩埋深及起伏形态，其埋藏深度分布范围一般在50～90m左右。查明了工作区内基岩软弱结构面的异常分布带及位置，共解释推断基岩破碎带及裂隙发育带共计21处。
3.2.2巫山秀峰寺滑坡
（1）地震时间剖面的波组特征
巫山秀峰寺滑坡共做了8条浅层地震剖面，本文列出其中典型的地震剖面1条见图8，从时间剖面可以看出，均存在一至二组反射波同相轴，其中一组比较稳定，时间在50ms左右（消除地形影响后）。这一层可以认为是滑坡堆积体与下伏基岩的分界面，其深度一般为30m左右。对一些不同结构特征的界面，如风化岩体也有所反映。时间一般为75ms左右，推断为完整基岩与风化岩体或碎块石层的分界面。另外，在图8中，CDP点120～140反射波同相轴向下凹陷甚至尖灭，结合现场地质情况，这一位置为一古寺庙所处位置，在地震反射波中出现这一现象，可能是由于古代工程人工开挖造成地层波阻抗界面差异所致。
图8巫山秀峰寺 D3浅层地震勘探结果
（2）地质解释
巫山秀峰寺滑坡所完成的8条浅层地震剖面，基本查明了滑坡堆积体的厚度和空间形态，推断地质图直观反映了基岩的形态和覆盖层的厚度变化。除基岩面之外，CDP剖面上还有一些同相轴，它们都是地震波地质信息的真实反映，如D3线所反映的同相轴不连续现象与旧寺庙位置相吻合。秀峰寺滑坡的8条剖面展示了秀峰寺滑坡堆积体厚度约在25～35m之间。
3.2.3重庆万州区长江大桥——上沱口段库岸滑坡勘查
（1）地震剖面的波组特征
万州长江大桥上沱口段库岸滑坡勘查共做了5条CDP浅地震剖面。图9、图10是其中两条典型剖面，从图7、图8可见地震反射波的波组特征较明显，一般延续1～2个相位，从波的相位、能量、波形、连续性等方面来对比，其中T1波组为第四系滑坡堆积层与下伏基岩（风化层）的分界面，该层反射波的连续性和相位特征是分析判断崩滑堆积层厚度变化的主要依据。T2反射层推断为基岩内部的反射，是推断基岩埋深及起伏形态的主要依据，它反映了基岩风化壳及软弱岩层的岩性横向的变化特征。
（2）地质解释
长江大桥上沱口段库岸滑坡所完成的5条浅层地震剖面，基本查明了滑坡堆积体的厚度和空间形态。推断地质图直观反映第四系崩滑堆积层的厚度及分布范围，崩滑堆积层平均厚度为3.5～9m。基本确定了工区范围内的基岩风化壳的厚度，基岩风化壳平均厚度为14～17m左右。确定了基岩埋深及起伏形态。对工区内基岩结构面的异常分布及结构特征也作出了相应的地质推断与解释，共解释推断基岩破碎带及裂隙发育带共计11处。
3.2.4重庆万州区关塘口滑坡群和巴东县新城址滑坡体声波测井
重庆万州关塘口滑坡群、巴东县新城址滑坡体进行声波测井勘探，旨在结合地质调查，评估划分岩性、完整性，确定滑带、破碎带位置。
图9万州长江大桥—上沱口段库岸（塌岸）防护工程C—C′浅层地震勘查成果
图10万州长江大桥—上沱口段库岸（塌岸）防护工程D—D′浅层地震勘查成果
万州关塘口滑坡群总计对13口钻孔进行了观测，巴东黄土坡滑坡对12口钻孔进行了观测，图11为关塘口 ZK3典型的声（波）速—孔深曲线，它是由原始记录声波波列及其提取出的声时时差—孔深曲线和计算后绘出的声速—孔深曲线。由此，可对基岩及上覆层的界线明确地做出划分，同时还可看出：基岩部分声速在3500m/s以上，裂隙发育带声速有所低；上部覆盖层可分为平均声速1800m/s、2200m/s两层，其速度变化说明块石与土的含量、块石岩性、地层结构均有不同程度的变化。图12为声波测试曲线图与钻孔柱状图的对比图，20.5～24m之间曲线频率低、声波幅度小，为岩体疏松的反映。钻孔20.5～24m表明完整岩体内部存在裂隙破碎带（见图12）。图13为巴东ZK1典型的声（波）速—孔深曲线，66.0～67.5m、77.5～84.5m两段波速值明显增高到3800m/s，认为已进入基岩，其间所夹68.0～77.0m段，从变面积图像看接收波形频率变低，速度变低，认为是一层软弱夹层，并在后期治理工程中得到了验证。
图11官塘口滑坡勘察ZK3声波测井成果图
图12ZK7声波测试曲线图与钻孔柱状图的对比图
图13巴东黄土坡ZK1孔声波测井成果图
万州关塘口滑坡群的13口钻井声波测试结果统计出不同地层岩性的声速平均值如表1、表2。
表1关塘口滑坡群主要岩性波速
表2黄土坡滑坡主要地层岩性波速
根据测井资料、钻孔资料分析推断关塘口滑坡存在一个以上的滑带。依据测试成果，本次推断解释的滑带，其位置为上部覆盖层与下伏基岩的岩性分界部位。从测试钻孔整体分布位置分析，滑坡体的前后缘较浅，前缘埋深为20m，后缘埋深为30m，滑坡体的中间部位埋深在55m位置。
声波测井在划分基岩岩性、风化破碎程度、确定破碎带位置、基岩与覆盖层分界面以及在覆盖层、基岩内确定低速层等方面是一种较为有效的方法。
3.3岩溶与洞穴
3.3.1岩溶塌陷
奉节县宝塔坪小区赵家梁子西侧三万塘沟底缓坡处，于1997年5月30日下午2:30分发生塌陷，形成长短轴20～25m，深约20m的塌陷坑。剖面呈漏斗形，体积约6000～7000m3，东北侧地面裂缝离新迁移民房不足4m。塌陷引起社会各界，特别是县委各级领导的高度重视。为进一步查明塌陷坑的深度及延伸发育情况，课题组进行了专门的调研，并运用了先进的EH—4电导率成像系统、高分辨地震勘探、高密度电阻率法、音频大地电场法及井间地震层析成像等综合物探。
（1)EH—4电导率成像
图14为塌陷坑底 EH—4勘测剖面。
图14奉节宝塔坪塌陷坑底电法勘探剖面
从图中可以看出，完整基岩界面自坑底向下深约55m，加上坑底至地表的距离，塌陷坑底界面距地表深度约70m，同时该剖面还反映了塌陷坑南北两侧基岩风化破碎程度的差异，北侧粘土层覆盖层厚，基岩风化破碎强烈，南侧有一破碎基岩段，底部边界距地表约55m，其下可能为岩溶发育通道。此解释结果与地震 B剖面结果是吻合的。
（2）高分辨率地震勘探
图15反映了沿宝塔坪塌陷冲沟的深部结构特征。剖面起自塌陷坑，测线长约200m，近南北向。该区地质结构可划分为4层：
第一层：埋深0～40m，以块碎石夹粘土层为主。
第二层：埋深40～70mm，为破碎松动的岩体。
第三层：埋深70～100mm，为较完整的岩体。
第四层：埋深100m以下，为完整岩体。
另外从顺冲沟作了两条近东西向的横切剖面 B、C（图16、图17）。探测结果表明其地层结构与图15所揭示的类似，但是，在塌陷坑南侧反射界面呈现向上弯曲的拱状，类似绕射波的特点，且局部不连续，推断可能为岩溶异常点。其连线方向与冲沟方向一致。发育深度 B为55～60m,C剖面为60～65m。
（3）地震波 CT剖面
为了进一步查明塌陷坑的延伸与发育情况，有针对性地布置了3条地震 CT剖面，根据地震CT成像剖面图的波速图像特征、波速等值线分布结合钻孔资料综合分析如下（见图18）。
图15奉节宝塔坪 A线浅层地震勘探结果
图16奉节宝塔坪B线浅层地震勘探结果
图17奉节宝塔坪 C线浅层地震勘探结果
图18奉节宝塔坪浅震1线钻孔 CT成像图
a.整个工作区纵波速度分布较低，均在0.8～3.8km/s之间。其上部（50～60m）碎块石土的波速分布在0.8～1.6km/s之间，基岩部分的波速仅为2.0～3.8km/s，即为钻孔所揭露的破碎岩体段。
b.CT成像的速度分布呈现不均一状，说明工作区基岩部分的节理裂隙发育，岩体破碎。上部碎块石土堆积形态不一，结构复杂。
c.由图18可以看到一系列由 NW向 SE倾的界面特征，推测为地层产状或岩性接触面。这一点与浅震B、C剖面（图16、图17）解释结果相一致。
综上所述，宝塔坪赵家梁子塌陷坑附近，在CT剖面所处位置，基岩部分未发现较大的溶洞。但是高分辨地震与音频大地电场显示的结果都表明，在塌陷坑的下游方向，顺沟发育有一SN向构造破碎异常带，形成地下水通道，对地层介质起到溶蚀、迁移作用，其深度在50～60m。3.3.2 溶洞
为配合“重庆巫山新城地质灾害防治与利用示范研究”专题中有关浅部岩溶发育状况研究，在巫山新城周家包统建房基础作了三对地震波CT。图19为巫山县周家包ZB5—ZB6钻孔CT成像图。其速度分布在0.71～3.40km/s之间，与完整灰岩相比偏低，浅部岩溶极为发育。310m高程以下岩体相对完整，但其波速依然不高，推断解释为裂隙或小溶洞较多，尤其是ZB5—ZB6剖面的底部有一直径3m左右的红色区域，推断为溶洞。从ZB5孔310m高程至ZB6孔280m高程有6个串珠状分布的相对独立闭合的红色区域推断为受构造影响形成的溶洞。
图19巫山县周家包ZB5—ZB6钻孔CT成像图
4结束语
地质灾害受天然和人为的多种复杂因素影响和控制，其分布、形成、发生、发展和变化都十分复杂，特别是在三峡库区，地质地理条件复杂、地质灾害繁多、分布广、发生频繁。单纯借助传统地质技术方法已不能完成勘查、监测、预报和防治的任务，新技术方法是改善常规地质勘查方法、实现地质工作现代化的有力武器，是地质工作取得新进展和突破的有力手段。在此次三峡库区移民迁建的整个过程中，由于地质问题的复杂性，给移民迁建带来了巨大的压力，也为勘查新技术的应用提供了一个广阔的用武之地。
在库区地质灾害勘查防治与合理开发利用的全过程中，地球物理勘查得到了较为广泛的应用。尤其在地质灾害调查中，勘查新技术的应用无论从涉及的地质灾害类型、选择的方法种类及其适宜性和投入的工作都是前所未有的，所取得的成果也是多方面的、突出的，历年来我所采用先进的CT层析成像、浅层地震探测、面波勘探、高密度映像、声波探测、EH—4等方法，对三峡库区岩溶分布规律、塌陷坑、滑坡体结构、人防工程分布等进行了示范研究，为地质灾害的预防提供了科学的依据，具有重要的实用价值与指导意义。然而由于物探方法理论基础所决定的地质解释多解性的局限，以及三峡库区复杂的地质条件、恶劣的工作环境，某些物探工作成果中往往不免存在一些差强人意之处。这要求我们以锲而不舍的精神，通过合理有效地利用地球物理勘探新技术（包括根据不同的地质条件和目的，正确地选择物探方法及其最佳组合形式）对现有物探方法的工作布置方式、数据采集和解释处理方法提出改进，以适应三峡库区特殊的工作环境。
⑺ 地面物探技术
(1)重力探测技术
重力测量仪器主要有机械式的石英弹簧重力仪、金属弹簧重力仪与超导重力仪，仪器精度由10μGal(微伽)提高到1μGal。现在正在研制和使用的重力仪已经超过了60种。当今世界最先进的重力仪器以CG-5和LCR-D/G系列的数字化智能型高精度重力仪为代表，其读数分辨率达1μGal，重复观测精度小于5μGal。我国目前主要以引进为主，现已开始数字重力仪的研发。
重力测量仪器研制的另一发展方向是重力梯度仪。20世纪90年代，美国和澳大利亚开始研究用于重力梯度仪的蓝宝石谐振器加速度计。目前已走出或将要走出实验室的重力梯度仪是美国的旋转加速度计重力梯度仪、超导重力梯度仪和法国的静电加速度计重力梯度仪。
(2)磁力探测技术
加拿大、美国等国的磁力仪产品代表了当今世界的最高水平。其发展趋势表现为，高精度、小型化、自动化和智能化；与GPS一体化；输出方式多样化，包括数据输出、视频输出和声频输出、现场数据处理、模拟与解释等，适用于多个应用领域；多探头配置；多参数测量。如加拿大Scintrex公司研制的CG-3自动重力仪与MP-4 磁力仪探头相连，进行同点重磁观测。
(3)电法/电磁法探测技术
国外电磁法探测技术不仅在方法理论上取得较大进展，在电磁法仪器的研制与商品化生产上以及在资源勘查中获得找矿效果方面，更是成果突出。特别是近20年来，国外相继推出了多种类型的电磁法探测仪器系统，如加拿大凤凰公司研制的V5、V5-2000、V-6、V-8系统；美国Zonge公司研制的GDP-16、GDP-32、GDP-32Ⅱ系统，EMI公司研制的 EH-4、MT-24 阵列式大地电磁系统；德国METRONIX公司研制的GMS-05、GMS-06 和GMS-7系统。近些年来，加拿大Quantec Geoseience公司推出了TITAN24阵列MT+IP测量系统，澳大利亚推出了BHP MiMDAS阵列MT连续剖面测量系统和Geoferret EM阵列TEM系统。纵观电磁法探测仪器的发展趋势，在由以前的单一方法的电磁仪器向多种方法仪器集成发展，在变革有线多道集中式仪器向分布式阵列同步观测新型仪器发展。
随着阵列式电磁与激电综合测量系统的发展，综合电磁、激电二维可视化反演技术和电阻率成像及三维形体反演技术也日趋成熟。目前反演技术研究重点已由一维、二维转向三维反演。开展电磁与激电融合多参数互约束反演技术研究，也是阵列电磁与激电融合方法反演技术的重要发展方向。
(4)地震探测技术
地震勘探技术方法门类众多，包括反射波法、折射波法、瑞雷波法、地震映像法、垂直地震剖面法等，其中应用最广的是反射波法。地震探测技术主要应用于能源矿产(石油、天然气、煤炭)等勘查领域。
近10年来，加拿大、澳大利亚和南非等国家十分重视金属矿地震探测法的技术研究，相继开展了金属矿岩石波阻抗及反射系数研究、金属矿(块状硫化物)散射波场模拟研究、反射地震直接探测金属矿体的试验研究、井中地震成像和3D金属矿地震成像研究等，较好地解决了沉积矿产勘查中的地质问题及非沉积矿产勘查中的地质构造、岩性填图、侵入体和蚀变带的圈定以及块状硫化物矿体分布等地质问题，取得了较好的勘查效果，显示出其广阔的应用前景。
近年来，三维地震勘探成为地震勘探技术研究的新热点。三维地震勘探具有很高的信噪比和分辨率，获得的信息量丰富，对地下的地质构造形态可直接或间接反映出来，其解决地质问题的效果和能力，是以往常规二维地震勘探无法比拟的。三维地震勘探技术在页岩气开发中发挥了重要作用，被认为是开发初期最常用的技术手段。
当今世界上地震勘探技术研究的另一个热点是多波勘探技术。近年来，随着油气勘探开发难度的加大、地震技术装备水平的提高，多波(多分量)地震勘探日益受到重视，并已逐渐进入工业化生产，成为石油资源、煤炭资源勘探与开发领域中最活跃、最有潜力的地震勘探方法之一。但多波地震勘探技术应用仍处于初期阶段，其采集、处理和解释等技术还有待于进一步发展。
(5)放射性地球物理勘查技术
20世纪80年代以来，国内外发展较快的放射性地球物理勘查技术主要有：中微子在地球科学中的应用、应用核技术探测纳米级微粒和气体、应用核技术原位测品位并计算线储量(包括射线荧光辐射取样、中子活化辐射取样和伽马射线辐射取样)、地面伽马能谱测量、射线荧光测井、水底和海底天然放射性方法测量、水底和海底中子活化方法测量、水下射线荧光测量、核磁共振方法、在工程中应用核技术、反射宇宙中子法，以及在环境科学中应用核技术等。
⑻ 瑞雷波法
弹性波主要有两大类，在介质内部传播的波叫体波，如人们所熟知的纵波（P波）、横波（S波）等；沿介质自由表面传播的波叫表面波（Surface Wave），简称面波。表面波与体波不同，它沿界面传播，是波动现象集中在一个波长范围内的另一类弹性波。
英国人瑞雷首先以数学方法论证了表面波的存在，并说明了它的性质。根据瑞雷的理论，这个表面波是在弹性分界面处，由满足应力的边界条件而产生的波动现象，其涉及的范围集中于界面附近，所以在界面处波的振幅最大，离开界面，振幅迅速减小，这种波被命名为瑞雷波。乐夫则提出，当半无限弹性体表面存在另一密度、另一弹性常数的介质时，做水平振动传播的波有频散现象，这一频散波被称作乐夫波。研究表明，瑞雷波是由P波和SH波干涉生成的表面波，而乐夫波是SH波的多次反射波在界面干涉生成的表面波。对于不均匀介质，乐夫波和瑞雷波都具有频散特性。对于炸药震源或冲击振源，乐夫波的能量远小于瑞雷波的能量，往往难于观测到，所以面波勘探主要研究瑞雷波。
12.2.1基本原理
瑞雷波勘探是利用人工或机械震源激励，通过测量不同频率瑞雷波的传播速度来探测不同深度的岩土介质性质。瑞雷波有如下特性：在分层介质中传播的瑞雷波具有明显的频散特性；瑞雷波的波长不同，其穿透深度也不同；瑞雷波传播速度与横波速度有相关性。
利用瑞雷波的前两种特性，可以研究介质的物性变化，对沉积地层进行物性分层，探查地下空洞和掩埋物体；利用后一特性可以得到岩土层横波速度，进而计算出介质的物理力学参数。
在工程地质及地质灾害勘查中，瑞雷波勘探主要应用于以下几方面：
（1）工程地质勘查：利用实测的瑞雷波频散曲线，通过定量解释，可以得到各地质层的厚度及弹性横波的速度。速度的大小直接反映了地层的“软”“硬”程度，因此，可对第四系地层进行划分，确定地基的持力层。低速度带反映了地下赋存有软弱夹层，这类“软”地层对建筑物易造成危害，瑞雷波勘探可划分出软弱层的埋深及范围。
（2）地基加固处理效果评价：软地基的加固处理，就是通过不同的方法，如强夯、挤密置换化学处理等，使软地基变“硬”。瑞雷波法评价加固效果，是通过实测地基加固前后的波速差异，了解地基处理前后土体的物理力学性质的改善程度，同时可对处理后场地在水平方向的均匀性做出评价，并确定加固影响的深度和范围。
（3）岩土的物理力学参数原位测试：波速的大小与介质的物理力学参数密切相关，如密度、剪切模量、压缩模量、泊松比等。因此，通过对实测资料的反演拟合解释，可以得到岩、土层的横波速度、纵波速度、密度等参数，进而计算出其他物理力学参数。
（4）地下空洞及掩埋物探测：有时需要准确查明地下土洞、溶洞、废弃矿井以及各种地下掩埋物在地下的空间位置。用瑞雷波进行勘探时，当勘探深度达到这些物体的深度时，频率和速度关系曲线就会出现异常，据此可以确定其埋深及范围。
（5）公路、机场跑道疲乏质量无损检测：利用人工激发的高频瑞雷波，可以测得路面、路基的波速以及各结构层的厚度，进而推算出路面的抗剪、抗压强度及路基的载荷能力。该方法可用于机场跑道和高等级公路疲乏的检测，并可实现质量随年代变化的连续监控。
（6）饱和砂土层的液化判别：根据场地内饱和砂土层的埋深，地下水位等地质条件，可以计算出该饱和砂土层的液化临界波速值，判别其液化的可能性。实测波速大于该临界值，则为非液化层，小于该临界值则为液化层。
（7）其他方面的应用：瑞雷波勘探还可用于场地土类型、类别划分，滑坡、边坡调查，堤坝隐患危险性预测，基岩的完整性评价，桩基沉没入土深度测量等。
12.2.2观测方法
瑞雷波沿地面表层传播，在地面沿波的传播方向，以一定的道间距△x设置N+1个检波器，就可以检测到瑞雷波在N△x长度范围内的传播过程。设瑞雷波的频率为fi，相邻检波器记录的瑞雷波到达的时间差为△t或相位差为△φ，则相邻道△x长度内瑞雷波的传播速度为：
地质灾害勘查地球物理技术手册
在 N△x范围内的平均波速为
12.2.2.1稳态瑞雷波勘探
地质灾害勘查地球物理技术手册
稳态瑞雷波勘探的原理是使用稳态的电磁激振器在地面进行竖向激振，通过改变激振频率，可以得到一组与fi相对应的vRi值，测得一条vR—f曲线，由
图12-3稳态法原理示意图
12.2.2.2瞬态瑞雷波勘探
瞬态法与稳态法的区别之一是震源不同，瞬态法采用冲击振源或炸药震源产生一定频率范围的复频波，不同频率的瑞雷波叠加在一起，以复频波的形式向前传播。瞬态法记录的信号要经过频谱分析和相位分析，求得各个频率分量的瑞雷波，并用互谱法求得相邻检波器间相位移△φi，则相邻道距△x内瑞雷波的传播速度vRi即可求得。分析全部频率的瑞雷波，进而得到一条vR—f曲线或vR—AR曲线。瞬态面波勘探法如图12-4所示。
图12-4瞬态法原理示意图
12.2.3技术要求
12.2.3.1观测方式
面波勘探一般采用纵观测系统，即激振点和检波器排列在一条直线上，以一定间隔布点。观测方式有以下几种：
（1）一端激震，两道或多道观测。检波点距应小于最小波长，最小偏移距可与检波点距相等。
（2）两端分别激震，两道或多道观测。
（3）对于两道观测，当探测的目的地层为速度分层时，可采用定距测量方式，即两个检波器之间的道距不变，完成一个物理点测量。当探测目标体是地下空洞等地下埋设物时，可采用变距测量方式，即固定震源和一个检波器的位置不变，以一定的间距移动，另一个检波器进行测量。也可以定距、变距、两种测量方式结合进行，一般可大致确定空洞的中心位置和顶底面埋深。
（4）两道观测方式信噪比较低，在没有开发出更好的观测技术之前，建议采用多道观测方式。多道观测方式有以下优点：①可以在时间剖面上准确识别面波所在的时间窗位置，从而为合理设计面波观测“窗口”提供依据。②可以在多道采集的有效面波记录上，根据波形的时序关系分析波的来源，判断采集到的面波、绕射波以及其他干扰波是直接还是间接来自激发振源，据此正确选定布设测线的方向、振源位置以及选择激发时刻。③在多道采集的面波记录上可以区分开基本振型和高阶振型的面波，从而为合理选用不同振型的面波，解决不同地质问题创造条件。
12.2.3.2瑞雷波的激发
（1）稳态激振的频率范围和频率间隔与勘探深度、分辨率以及地质条件等因素有关，勘探深度H与波长λR成正比（H＝βλR）。β为波长深度转换系数，一般取0.65。
（2）稳态激振的优点是不同频点的能量分布比较均匀，激发高频比较容易做到；缺点是设备笨重，如果要求勘探深度达到60m，设备的重量就要超过1000kg。
（3）瞬态激振可采用不同重量和不同材质的手锤或落锤进行垂向激振，也可采用炸药等其他激振方式，以满足不同探测深度和不同探测精度的要求。
12.2.3.3数据采集
（1）稳态激振器的安置应与地面均匀、紧密耦合，并使其保持竖直状态，开始先给激振器一定频率的电流使之起振，当激振器工作稳定后，方可进行采集与接收。
（2）应根据勘探深度和分辨率选用固有频率不同的检波器，检波器的振幅和相位一致性要好，安置检波器时应注意与地面垂直并紧密耦合，不同接触条件可采用不同的耦合方式，如生石膏、橡皮泥和黄油等，对于泥土地面可直接插入土中。
（3）合理确定采样率。根据不同的勘探目的层确定采样率，对于浅层宜采用较高的采样率，而对于较深的目的层则应采用较低的采样率，以增加低频段的频点数，提高深层的分辨率。
（4）发挥多道采集数据的优势，通过试验，合理选择观测“窗口”和排列走向，以避开或减小干扰波的影响。
12.2.4数据处理
12.2.4.1稳态面波勘探
（1）瑞雷波传播速度的计算方法有两种，一种为时间差法，一种为互相关分析法。前者是利用同相位目视对比取值计算，精度差、效率低，后者通过计算机对全部记录进行处理，有利于提高效率和vR的计算精度。
（2）测得各频点的瑞雷波速度，即可绘制vR—f曲线，但频率f不能直接表示深度，在实际应用中，一般绘制vR—βλR曲线，β为波长深度转换系数。
（3）解释方法多采用半波长法，但此方法有时不够精确，实际应用中需作修正或改进。推断地层厚度的方法，目前有一次导数极值点法和拐点法。计算层速度的方法有渐近线法、H极值法和近似计算法以及层厚度、层速度等综合解释法等。
（4）由深度—波速曲线计算瑞雷波层速度时，当地层的平均速度随深度增加而增大时，应用公式计算速度：
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式中：Hn为第n点深度（m）;Hn-1为第n-1点深度（m）;vRn-1为第n-1点深度以上的平均速度（m/s）;vRn为Hn～Hn-1深度间隔的层速度（m/s）。
当地层平均速度随深度增加而减小时，应按（公式12.4）计算层速度：
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当不考虑地层平均速度随深度变化趋势时，可用（公式12.5）计算层速度
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瑞雷波速度与横波速度有一定差异，其大小与地层泊松比有关，可按表12-2进行修正。
表12-2瑞雷波与横波速度比值随泊松比变化一览表
12.2.4.2瞬态面波勘探
（1）屏幕上显示了多道面波记录，确定面波的时间—空间域窗口，经过富氏变换，将数据由时间—空间域转换到频率—波数域，得到二维振幅谱图像。在振幅谱图像上选取带通滤波的窗口，进行二维滤波拾取面波信息，由此得出面波频散曲线。
（2）根据面波频散曲线可进行地层分层。首先根据已知地质资料和频散曲线形状，给出地层分层的初始模型和拟和误差，拟和程序应利用最优化算法计算出理论频散曲线，反复修改各层厚度和波速参数，使理论频散曲线与实测频散曲线得到最好的拟合，求得各层厚度和速度值。
12.2.5成果的表达形式
无论是稳态面波勘探还是瞬态面波勘探，都需求出不同频率（即不同波长）的瑞雷波速度，得到一条面波相速度频散曲线，在此基础上进行波速分层和解释。在实际应用中，一般绘制vR—βλR曲线，β为波长深度转换系数，即以vR为横坐标，βλR为纵坐标。因为βλR直接代表着深度，所以，vR—βλR曲线的变化直接反映了瑞雷波随深度的变化情况。图12-5是典型的瑞雷波勘探成果图。
图12-5瑞雷波法勘探成果图（孙党生等实测）
12.2.6展望
瑞雷波法可用于解决浅部工程地质和地质灾害问题，例如洞穴、掩埋物、堤坝隐患探测、公路和机场跑道检测、地层分层、地基加固处理效果检查等，虽然在国内只有短短十几年时间，但该方法以其浅层分辨率高、应用范围广、方便、快速等优点，已引起科研、生产部门的高度重视。随着该方法的理论和应用研究的不断深入，除可应用瑞雷波的波速外，瑞雷波的衰减特性、椭圆率的变化等各种信息的综合利用，必将开拓瑞雷波勘探更加广泛的应用领域。应用天然源的面波勘探也是今后发展方向。
12.2.7仪器设备
稳态面波勘探仪器设备见表12-3。
表12-3GR-810仪器系统的配置（稳态）
续表
瞬态面波勘探仪器设备见表12-4。
表12-4瞬态面波勘探系统
⑼ 物化探手段在北京应用的突出成果
卢惠华钱佩娟
(北京市国土资源局)
在2009年第21届地质学史学术年会上，卢惠华曾发表“科学技术深刻改变了北京地勘工作的面貌”一文。文中讲述了十大地质科技对北京地勘工作产生的重大影响。这十大地质科技是：①物化探技术显威力；②探矿技术有大突破；③遥感技术令人耳目一新；④电脑在各方面工作中起大作用；⑤综合方法在区调中发挥大效益；⑥采用新学说提高地质研究水平；⑦水工环地质工作拓宽了地质工作的领域；⑧地下热水勘查开发效益好；⑨浅层地热能和热泵技术正大力推广；⑩多参数立体地质调查开创新局面。
2009年的文章，只是十大地质科技的概略介绍。本文将重点介绍第一项，物化探技术在北京应用的突出成果。
众所周知，新中国成立前，我国的地勘事业十分落后，仅有少数人员从事地质工作。工作方法和手段十分简单，地质工作就靠那三大件(铁锤、罗盘和放大镜)，别的就没有什么了。因此新中国成立初期，物化探是一片空白的局面；故此，物化探方法的采用给地质工作带来了新的勘探手段。
北京很重视物化探新技术。从20世纪50年代开始，地矿、石油、冶金、水电、煤炭、航空航天、建设、核工业、武警黄金、国家地震局、河北地质局、北京市地质局等约几十个部门和单位，都在北京地区投入了物化探工作。北京市地质局还成立了专业的物化探队，承担了其中的大部分工作。
北京地区的物化探工作由7个方面组成：①区域性物探(包括航空物探、区域重力测量、区域电测深测量、区域地面磁法测量、区域地质调查中的物化探)；②矿产物探；③水文物探；④地热物探；⑤考古物探、工程物探和环境物探；⑥井中物探；⑦深部构造物探。
60年的地质工作，物化探手段在北京得到广泛应用，效果突出，现分十大方面阐述如下。
一、促进了区调工作的发展和变化
20世纪50年代末至60年代初，北京开展了第一轮大面积的1：5万区调。当时，只有地质观测一种手段，方法单一，一般用4年时间完成一个图幅。80年代，第二轮1：5万区调较广泛采用了物化探技术，获得大量的、多方面的地质信息。特别是遥感技术，使多幅联测可行，扩大了工作区域(一般2～3幅)，加快了工作进度。据报道，北京市地勘局物探队先后在青龙桥、清水、沿河城、周口店、昌平等11个图幅进行工作，收集整理前人物化探资料，对图幅内航磁异常及区域化探进行了踏勘检查和评价，补做了必要的工作，编绘了物化探成果图，并提交独立的物化探报告。
据查，第二轮区调最初的双图幅联测(昌平、小汤山图幅)，平均2～5年完成一个图幅。有了经验后，图幅联测速度加快，完成一个图幅，平均只要一年多；3个图幅联测，平均半年多就完成一图幅。联测大大地改变了区调工作的慢节奏，做到了又好又快又多地完成任务。
进入21世纪，地质调查工作进入了新的阶段。2003～2007年，由北京市地勘局下属单位(市地质调查研究院、市水文地质工程地质大队、市地质勘查技术院、市地质研究所)共同承担《北京市多参数立体地质调查》工作。项目由国土资源部与北京市政府共同出资进行。以北京面临和亟待解决的城市地质问题为工作主要内容，其目的是为首都可持续发展服务。以地学理论为指导，借鉴国内外先进经验开展工作，在充分研究和利用已有资料的基础上，综合运用现代各种勘查技术(包括地质、水工环地质、钻探、物化探等)，特别是大量采用钻探和各种物化探手段(表1至表3)进行工作，从而获得大量多方面的地质信息。
表1 北京地区地质调查工作演化
表2 多参数立体地质调查使用钻探工作量表
表3 多参数立体地质调查使用物探手段和工作量表
续表
项目组提出北京平原区“三圈三层”三维地质结构的调查思路。所谓“三圈三层”三维地质结构，“三圈”是指面上工作区分为一般区、六环路以内区和重点区，“三层”是指垂直方向上分为新生界层、工程建设层(0～50m)和基岩层。通过这样的调研，查明了不同尺度下北京平原区地层结构的空间展布规律。利用数字可视化技术，采用地质钻孔与地质剖面结合的方法，建立前新生代地层、新生代地层和工程建设层的地层三维结构数字模型。
课题包括3项专题、8个子课题。
3项专题是：①北京城市活动断裂及地壳稳定性调查；②奥运公园地区专项地质调查；③城市地质信息管理与服务系统建设。
8个子课题是：①北京市平原区新生界立体地质调查；②北京市平原区工程建设层立体地质调查；③北京市平原区基岩立体地质调查；④北京市平原区土壤环境地球化学调查；⑤北京城市生活垃圾处置现状及选址地质环境调查；⑥北京市平原区地下水环境地球化学调查；⑦北京市地下水资源潜力评价；⑧北京市地热资源潜力评价。
工作结束后提交了项目报告，专家评审给《北京市多参数立体地质调查》报告高度评价：总体达国际水平，部分达国际领先水平，并认为项目起到示范作用。多参数立体地质调查是地质调查工作的新发展。
回顾地质调查工作的历程，20世纪50～60年代，是工作手段比简较单的地质调查过程，仅仅是地表面的观察研究，重点是基础地质和找矿；20世纪后期，研究对象不局限于地质和找矿，领域向外有所延伸；进入21世纪，手段多了，视域宽了，观察深度大了，主要研究的是城市地质问题，地质调查已发展到多参数立体地质调查阶段，这是客观的需要，是科学技术的进步，是地质与各种科技手段密切结合的结果。
二、在找铁矿中贡献巨大
磁法(包括航空磁法和地面磁法)找铁矿是有效的方法手段。自20世纪50年代以来，北京共做过6次系统航空物探测量，覆盖了北京全区，包括1：2.5万、1：5万和1：10万航磁。自1958年开始至20世纪70年代末，在北京开展了系统性的地磁测量，山区共完成了1：5万磁法5500km2，还有其他1：2.5万、1：1万、1：5000、1：2000比例尺的大量地面磁法测量。圈出矿异常265处，涉及铁、铬、钒、钛等黑色金属矿。划分了3个磁场区，11个磁异常区，81个磁异常群，257个局部磁异常。其中，28个磁异常已作过勘探或钻探验证，占总异常数的 10.9%；作过面积性详查的 22个，占异常数的8.5%；作过踏勘检查的64个，占总异常数的24.9%；其余143个磁异常未能作查验。
磁测作用十分明显，找矿线索突出，在图上有清晰的异常表现，对找矿帮助很大。至今，北京地区的铁矿分布、产状、规模已基本查明，探明储量10×108(大型矿1个，中型22个，小型20个)。多年来，探明储量位居全国第11位。磁法资料不但给出明确的找矿线索，而且还显示出铁矿本身的许多信息。
以密云沙厂铁矿为例，①该矿均有航磁、地磁异常显示；②磁异常资料显示矿区为向斜构造；③Ⅱ号异常带显示有隐伏矿。经钻孔验证，这些信息都是正确的，沙厂铁矿区构造确实是向斜构造，Ⅱ号异常确实有隐伏矿。矿区储量由此大幅增加，由3000 多万吨(中型)猛增至1.4×108t(大型)。
三、在找金矿中立大功
20世纪60～70年代，北京开展大规模金矿普查，尽管花了很大的力气，做了很大的努力，但是，效果不显著，只找到了一些小矿，这种局面一直延续到20世纪80年代中期。后来，通过总结找矿经验教训，从找矿指导思想、找矿理论、找矿方法等多方面进行反思。端正了思想，坚定了信心，在工作中大力采用综合手段和综合方法，特别是化探方法，从而打开了找矿的新局面。
1.怀柔杨树底下金矿的发现
1987年，北京市地质调查所区调队在开展1：5万区测过程中，在杨树底下开展化探测量，在已控制的钼矿坑道中进行检查取样，发现金矿品位较高，从而发现此区铁帽是以含金为主的金矿体。紧接着，该所正式在此地开展勘查工作，1989年底，查明该矿黄金储量4.8t(接近中型矿)。
2.怀柔德田沟金矿的发现
20世纪90年代初，北京地质调查所101队与北京市地勘局物化探队联合组成普查队，对德田沟至崎峰茶一带的物化探异常开展普查。采化探样232件，进行地表揭露，大致圈定了矿化范围，并初步圈定了Ⅱ号矿体的规模。后来又开展化探次生晕、原生晕剖面测量及激电剖面、电测井、井中物探试验工作。地质与物化探的密切结合，终于查明了一个中型金矿，黄金储量达5.09t。
这两个金矿的发现，是北京地区金矿找矿的重大突破，是区调与找矿相结合和地质与物化探相结合的成果，物化探在其中发挥了重要的作用。
四、在找水中显威力
我国是一个水资源严重不足的国家，全国各地都在努力打井找水。多年的工作证明，水文物探已成为地球物理勘探的一种重要方法。目前，这种方法已在全国各地找水中普遍应用，效果显著。水文地质与水文物探方法相结合在北京找到了大量地下水(1982年和1987年，先后两次开展水资源计算评价。结果，可采地下水资源量均为26.33×108m3)，为保障首都供水安全发挥了重大作用。
20世纪60～70年代，水文物探主要为郊区农田抗旱供水服务，在昌平、门头沟、通县等地开展大比例尺(1：2000或1：1000)水文物探工作。进入80年代，以开展1：5万水文物探为主，主要方法是电剖面、电测深和电磁测深等。
例如，1982年3月至1990年5月，北京市地勘局先后对北京平原6422km2进行了电剖面和电测深工作。此项工作，重新编绘了平原区基岩地质图，不但提高了北京平原区的基础地质研究，而且依据第四系电性的特征，圈定了测区第四系的富水区。如永定河冲积扇及古河道富水区、大石河冲积扇及古河道富水区、错河冲积扇及古河道富水区、潮白河古河道富水区等等，还划分了冲洪积扇、洪积扇裙及古河道，编制了北京平原区第四系(10～100m)涌水量分布图。这些成果对区域水文地质条件评价、农田水利建设、水井位置选择及计算涌水量等提供了依据。
北京山区面积大，许多地方水资源缺乏，人畜饮水困难，北京地勘局所属各单位自20世纪60年代开始至今，不断派人深入山区开展技术指导，为乡村找水、定井位、凿井数百眼。其中，水文物探同样是重要的勘查方法手段。
五、在地热勘查中功效独特
物探方法在地热勘查和确定地热井位中发挥极其重要作用。
历史上北京城区没有地热开采利用的记录。20世纪70年代初，北京水文地质工程公司在李四光部长的指导下进行地热普查。一炮打响，在北京氧气厂、天坛公园、北京火车站先后打出了30～50℃的地下热水，初步圈出约30km2的地热异常区。
之后，经过40年的勘查，目前已查明平原区隐伏4个地热异常远景带，包括10个地热田，总面积已超1400km2。计算地热能源远景储量(E级)，折合标准煤89326.213×104t。
地热资源深埋地下，肉眼观察的功能受到很大的限制。地热普查的主要方法是地热物探，包括物化探多种方法手段，利用它们圈定地热带和热储层隆起区。
至今，北京地区地热开发利用成效显著，已打成地热井约160眼，正常开采井110多眼。地下热水开采量控制在1000×104m3以下，主要用于采暖、洗浴、医疗、水产、养殖、温室种植、康乐保健、饮用矿泉水、旅游等方面，这些对招商引资和创汇起到很好的作用。
近年来地热勘查采用微动测深技术，即瑞雷波法(测深3000m)，克服了电测深法(测深1600m)可探深度较浅的缺陷。此方法的一大优点是可应用于大城市的环境，解决了因人口过密、建筑物密集、交通繁忙、工业干扰严重，以致常规物探手段难以施工的问题，为城市地热勘查提供了一个比较有效的手段。
微动测深技术(1992年)首先在丰台世界公园应用。当时，该地区没有地热井资料参考，采用电测深法只能测1600m，此深度不足以确定热储层埋深。后采用瑞雷波法，推测蓟县系埋深为2000m左右。钻孔证实，该地层顶板为1940m，与瑞雷波法预测结果十分吻合。最后打成一个孔深2500m、出水温度69℃的地热井。
2001年，北京市地质勘察院开展“综合物探系统(组合)在北京市进行深部地热勘探研究”。调研表明：“重力、磁法、直流电阻率测深、微动测深、可控音频大地电磁测深(CSAMT)以及大地电磁测深(MT)等方法适合北京地区地热勘查，应用效果较好”。
六、在探测北京深部地壳构造中发挥关键作用
唐山地震后，中国地震局地球物理勘探中心等单位在华北地区开展了大量的人工地震测深工作。这项工作，首次揭示出北京地区地壳上地幔深部结构构造具有纵向分层和横向分块的基本特征。北京及其邻区，地壳速度结构大致可分为上地壳和下地壳两大部分(徐锡伟，2002)。上地壳包括沉积盖层及其下的结晶基底，厚度变化不大，总的趋势是东南薄西北厚。在三河、宝坻一带为20～21km，北京附近为22km，张家口一带加厚至23～24km。下地壳也由两层组成，其厚度也由东南向西北逐渐增厚。在东南部的天津附近，下地壳厚10km，到西北部张家口一带最厚达19km。
人工地震测深剖面的地壳速度结构和莫霍面的三维构造形态分析，均显示在横向上北京及其邻区的不同地质构造单元速度结构有明显的差异，可以划分出华北断陷、燕山断块、太行山断块、山西断陷盆地等不同的速度块体，不同块体之间的接触带常常是各种地球物理资料(如地壳厚度、重磁场特征)的变异带。其中，张家口-渤海构造带和太行山山前断裂带是区内两条最明显的深部构造变异带。这两条深部构造变异带均与现今地震活动关系密切。
地壳结构构造与地震活动息息相关。在北京及其邻区，地震活动和主要地震带的空间展布与地壳厚度变化和区域重磁场所反映的构造带走向、构造分区边界的延伸是一致的。如北西向的张家口-渤海断裂带，北东向的太行山山前断裂带，以及华北平原内的若干北东向构造带等。据研究，在这些带内，地震多发生在重、磁异常梯级带附近，正负异常的交界处，以及不同方向重、磁异常带交会处或异常带的转折处等部位。这些地方往往是地壳磁性基底与弱磁性基底的接触带，或基底隆起与凹陷的变化过渡带，或地壳厚度的变异处，并伴有深大断裂的发育。
七、给土壤进行全面“体检”为首都现代化农业腾飞“把脉”
几十年来，首都许多单位的地质工作者配合区调或矿产勘查开展地球化学勘查。20世纪80年代，地矿局物化探队开展了山区1：20万水系沉积物测量；与地矿部地化勘查研究所共同开展了北京市1：5万土壤环境地球化学调查，定量分析了铜、砷、铅、镉、锌、铬、镍、汞、氟等22项元素及指标，查明了土壤养分和营养元素丰缺状况及主要农作物中有害元素的富集规律，发现并圈定了一些有重要意义的异常区，评价了土壤综合肥力等级和主要农作物的安全性，为农业种植规划调整提供了重要依据。此外，还对延庆县、大兴区生态农业地质进行了调查评价。
平原区的农业是全市农业的关键地区。2006～2007年，北京市地质勘查技术院首次对其进行了大规模(6400km2)土壤环境地球化学调查评价，基本查明了平原区土壤环境质量总体状况，对其进行了分级和安全性评价，总结出城市生态系统、农田生态系统的影响因素、变化情况及演化趋势，为城市环境保护、污染治理、农作物合理种植，提供了科学依据。
八、进行国土资源调查 为城市规划提供依据
遥感技术是航空物探的一种重要手段。自20世纪80年代以来，北京大力推广遥感技术在各方面地质工作中的应用，成果十分突出。有关遥感的成果，特别要提及“8301工程”。“8301工程”是“北京市航空遥感综合调查”项目，是由地质部、城乡建设环境保护部和北京市政府共同组织的重大工程，有41项课题。工作从1983年起至1986年，由地质部遥感中心和北京市地勘局共同负责完成。项目获丰硕成果，有23项成果填补了空白，2项达国际先进水平，7项达国际同等水平，14项达国内先进水平。该项目获国家科技进步奖一等奖。
其中的“航空遥感在昌平县山区农业建设规划中的应用”项目，首先在昌平区黑山寨试点，进而在全区开展，取得了很好效果。基本查明了农、林、土地、果木等各类资源的状况，取得了山川水系、坡度、土地利用等大量资料，研究了各类野生资源以及果木的生长条件，为昌平进行农业建设规划提供了重要依据。该项目受到当地政府好评，获地矿部科技成果奖二等奖。此后，遥感技术进一步在平谷、延庆等区、县农业建设规划中推广应用，均取得好效果。
2002年3月至2004年12月，北京市地质研究所又进行了一次“北京市国土资源遥感综合调查”工作，完成1：25万地土利用现状、矿产资源、地质灾害、地质旅游遥感解译，面积1.68×104km2；1：10万环境地质现状解释，面积3514km2；1：5万环城绿化现状解译，面积km2；1：2.5万奥运主场区综合环境的遥感解译，面积156km2。上述成果，已提供给北京市有关部门为城市规划利用。
九、地质灾害调查评价效果显著
地质灾害是北京自然灾害中的一种重要的灾害，古今都给北京造成过大灾害。
1)北京市地质研究所应用遥感技术对首都的地质灾害做了大量的调研工作。1989～1991年，北京市地质研究所开展了“北京地区地质灾害调查”工作。该项工作对北京历年发生的自然灾害的资料进行了分析，利用航片进行解译并配合地面调查，初步查明北京地区主要地质灾害分布现状及发育特征。山区以泥石流和矿山地面塌陷为严重；平原区则以地面沉降最为突出。调查表明，崩塌、滑塌、泥石流北山比西山发育。通过工作，提交了“北京地区地质灾害调查报告”，预测了灾害可能发生的地区。
1991年6月10日，京北山区发生暴雨，在预测区内发生了百年不遇的泥石流灾害，怀柔北部山区有113条沟发生泥石流，死亡28人，重伤8人，直接经济损失2.65亿元。随后，北京市地质研究所又对其他的山区县进行了调研，编写了报告(表4)。
表4 应用遥感技术调查地质灾害成果
2)一系列的调研报告为领导决策提供了依据，北京市政府于1993年制定了北山地区险村“久安”搬迁计划，由市政府拨出专款，自1993年开始实施，用3年时间搬迁了危险村374处、18422户、60451人。此后，山区自然灾害造成的生命财产损失明显减少。
3)北京市地勘局制定了突发性地质灾害应急预案，成立了指挥领导小组(下设应急调查队)，由正、副局长担任组长。突发灾害发生后，应急调查队在30min内集结，1h内完成准备工作，并奔赴现场开展调查工作。
4)配合突发性地质灾害应急预案，2003～2004年，北京市地勘局与气象局合作制定了《北京市汛期突发性地质灾害气象预报预警实施方案》。2004～2007年期间，北京市地勘局完成汛期预警预报值班500余班次，制作预警产品12期，发布预警信息11次，向各区县国土局转达临时地质灾害预警信息数十次。预警预报信息的发布，使北京市人民群众增强了地质灾害的防范意识，有利于防灾和抗灾工作的顺利进行。
十、在地质环境调查评价中广泛应用，效果突出
物化探在地质环境调研中应用广泛，特别是遥感技术的应用研究。如：
1)北京市区重要水源地综合地质环境调查，由北京市地质研究所承担，2002年初开始工作，2003年6月提交报告。重点应用遥感技术，进行1：1万～1：10万遥感解译3514km2；1：10万水土流失调查，3514km2；1：5万综合地质环境调查，3514km2；1：5万矿山环境调查63个矿区3000km2；1：1万重点矿山环境调查4个矿区。这些工作，为地方政府制定矿山规划、矿山整顿、环境治理提供了依据。
2)北京市密云水库及其上游地区地质环境调查及防治对策研究，由北京市地质工程设计研究院承担，主要应用遥感技术。2002年3月开始，2004年12月提交报告。主要调查密云水库及其上游的地质环境，查明了区内矿山数量、采选状况、污染情况；调查了河流与水库的水质、地质灾害，人类不合理活动对环境的影响，并对有关的环境影响因素提出了实际可行的防治措施。
3)城市“热岛效应”研究。城市化发展的结果是，市区的温度比郊区高，低温的郊区包围着高温的城区，气象学称此为“热岛效应”。据气象部门近40多年的统计，北京城区平均气温一般比郊区高出2.77℃。这个平均数据，气象学称其为“热岛强度”。热岛强度分为3种类型，即弱热岛型(城区较郊区地表温度高2.5～4.5℃)、较强热岛型(城区较郊区地表温度高4.5～6.5℃)、强热岛型(城区较郊区地表温度高6.5℃以上)。
“热岛效应”明显影响市区气温，它使京城气温一般比郊区高，而且使季节变更提前。据气象部门资料，2000年以前，北京入春的时间(平原区)大多在4月3～5日之前(山区在4月中旬)；2000年之后，入春时间多数提前至3月下旬，2006年、2007年、2009这3年，甚至提前到3月中旬。
从历史资料看，京城入夏的时间一般在5月27～29日。进入夏天的物候学标志是“刺槐进入盛开期”。2010年，由于“热岛效应”，北京入夏提前到5月中旬(5月19日)。
据报道，2010年7月全球平均气温再创新高，7月是历史上有气温纪录最高的一个月。本市热环境遥感监测显示，7月京城六区形成明显热岛效应，且大部地区已达强“热岛”状态。7月5日13时58分卫星遥感图示，本市大部分平原区地表温度都在48℃以上，其中，城区、丰台大部、石景山中南部、房山东部、大兴西北部以及除延庆之外的其他区县在城镇及其周边地区，地表温度都超过了50℃，少部地区超过了54℃。但是，大部分山区地表温度都在43℃以下。由于郊区大部农田收获小麦后种上了玉米，植被覆盖率较低，导致平均地表温度较高，大部分在48℃左右。
高温酷暑，空调运行，导致2010年(7月)北京电网负荷频创历史纪录(1666×104kW)。据统计，电网负荷的1/3为空调负荷。
以上10个方面的突出成果，说明物化探是一种十分独特的勘探工作手段，其方法多种多样，应用广泛，效果明显，成果突出。它促进了地质勘查工作的快速发展和变化，与其他勘探手段密切配合，提高了地质勘探方法的整体探测能力，为社会经济建设作出了越来越大的贡献。
⑽ 用射气测量、瑞雷波法在城市寻找洞穴
1.射气测量
作为综合物探方法之一，射气测量法可用于工程地质调查的各个阶段，也可应用于研究岩溶发育带、溶洞和硐室等 中国地质科学院矿床地质研究所，1986。工程地球物探专辑，国外矿床地质，第二期。
经验表明，岩溶发育带上存在着带状的射气场。利用观测到的射气场的低值带和局部极小值可划出岩溶发育的部位和溶洞。
早在20世纪70年代中期，莫斯科地质勘探学院曾利用射气测量进行岩溶区划。岩溶区位于莫斯科东部莫斯科河的古冲积阶地上，岩溶发育在中石炭世灰岩中，其上覆盖有5m厚的侏罗纪泥质岩石、30～35m厚的第四纪砂泥质沉积和5m厚的土壤。
射气测量比例尺为1:500，线距为10～20m，点距为2.5～5m。工作结果表示在等爱曼图上，从图中可看出，低浓度带和高浓度带交替出现，经钻探验证，极小值带反映了岩溶陷落和溶洞。
图5-4-19是莫斯科一个街区的观测结果。高浓度背景上出现低值带和局部极小值，低值带对应着岩溶强烈发育的地段，极小值对应着溶洞及其上面的陷落漏斗。
图5-4-20为前苏联多里斯克市某工程勘查区的射气测量和钻探探测硐室的结果。射气异常低值带对应着地下硐室的位置，经钻探验证，在异常低值带发现硐室的存在，在低值带外则未有任何发现。
图5-4-19 通过中心溶洞的地质物探剖面
1—第四纪砂沉积；2—第四纪泥质沉积；3—中石炭世灰岩；4 射气浓度曲线；5—溶洞轮廓；6—验证钻孔；7 陷落漏斗
2.用瑞雷波法探测空洞
当空洞位于瑞雷波法的可能勘测的深度内，其直径大于埋深的1/10时，用瑞雷波法可探测出空洞的位置。
图5-4-21是日本利用瑞雷波探测某幼儿园地下空洞的实际例子。幼儿园的地下为关东亚砂土层，部分夹砂砾石。由探测结果可看出，在无空洞的地方，速度曲线基本上保持一定的角度往深度方向延伸，速度值逐渐加大，在有空洞的地方，速度曲线上，在4.5～6m之间出现异常，速度数据分布不规则，在6m以下，速度曲线特征与无空洞的一样，推断4.5～6m之间为空洞位置（图5-4-22）。
图5-4-20 地下硐室上射气测量结果
1—射气浓度曲线；2—地下硐室的位置；3—亚粘土；4—灰岩；5—钻孔及编号
图5-4-21 空洞位置图