面波法勘探在工程勘察中的应用
电力工程勘察中面波技术的应用
电力工程勘察中面波技术的应用摘要：随着我国经济体量的快速增长，城市区域开发活动的深入进行，电力工程项目开发规模扩大，数量增长，为了适应不同施工环境的电力资源输送配置能力，满足经济发展与社会生活过程中对于电力资源的使用需求，电力深入开展工程勘察工作，构建起现代化的勘察工作新模式，文章从面波技术的角度出发，在理论原则的引导下，从多个维度出发，对面波技术全面探索，推动其与电力工程勘察的有效衔接，确保电力工程勘察工作在实践中的有序开展。
关键词：电力工程勘察；面波技术；原则；应用方式面波技术又可以称为多道瞬态面波勘察技术，作为一种全新的物探技术工艺，其借助于频散特性以及传播速度的差异，对多种地质环境信息进行获取、分析，为后续工程开发活动开展提供了必要的数据支持。
电力工程勘察在实际运行的过程中，由于会遇到各类问题，从而导致电力工程勘察结果不够准确，无法真正满足电力项目设计施工工作的客观需求。
而面波技术与电力工程勘察工作的结合，使得断裂带、岩溶等不良地质环境勘察工作得以顺利进行，增强了电力工程勘察工作的完整性与整体性，满足复杂地质环境下，电力项目规划施工活动建设的客观要求。
文章将从面波技术入手，从多个维度出发，对面波技术原理进行客观分析，在理论原则的框架下，对电力工程勘察活动中面波技术的应用方式进行全面探索，确保其在实践中的科学高效应用。
1.面波技术原理分析对面波技术原理进行客观分析，使得技术人员进一步明确面波技术的核心运行模式与关键操作流程，为其在电力工程勘察工作的应用准备了条件。
面波作为一种弹性波，是由于弹性界面在波的干预下形成的一种特殊形式，有着较为显著的特征，在均匀介质下，面波的传播速度VR与振动频率没有关系，并且面波在均匀介质内部不表现出频散性。
在不均匀的介质内，面波传播速度VR 与频率呈现出一定的函数关系，二者呈现出一定的相关性变化，而面波在不均匀介质内表现出的频散性，则是面波技术参与地质勘察工作的基础。
面波勘探在工程勘察中的应用
速度结构信息的地球物理探测方法。
1.1.3 频散分析
通常采用空间自相关法（The Spatial AutoCorrelation Method，简称SPAC法[9]）从微动信号
的垂直分量中提取瑞雷波频散曲线。首先布设一
半径为r0（大小视探测深度而定）的圆形台阵、圆 心处设置一台检波器，圆周上等间距的设置若干
surface wave method
析、相位谱分析，把各个频率的瑞雷波分离开来，
从而得到一条VR-f曲线。 1.2.2 瑞雷波具有如下特征：
(1) 地震波形记录中，瑞雷波振幅最大，能量最
强，周期最长，频率最小，可提供野外较好数据采
集分析条件。
(2) 不均匀介质中，瑞雷波相速度具有频散特
性，即：瑞雷波的传播速度在不均匀介质中是频率
效性。
关键词：人工源面波勘探；天然源面波勘探；岩溶勘察；地层划分
中图分类号：P631.4
文献标识码：A
0 引言
工程勘察过程中，在特殊情况下，由于施工场 地受限及地质条件客观影响，对于地层准确分层、 岩溶和裂隙的探查等方面，常规钻探方法难以采 用，多数地球物理勘探方法又难以达到精度要求， 因此迫切需要新的勘探方法来弥补这方面空缺。
近年来面波方法已经逐渐应用到岩土工程勘 察、第四系分层、堤坝隐患调查、煤矿采空、孤石 检测、公路软基勘察、滑坡面调查[6~8]等多个工程物 探领域。
1 面波勘探方法原理
1.1 天然源面波法（微动）
1.1.1 微动装置 天然源面波可能来源任何方向，选择有效的观测
排列来采集这些来源不明的面波信号是该方法的关 键。常用的观测方式有直线型、L型、多重圆观测台 阵。多重圆观测台阵是微动单点探测最常用的布设 方式，图1为三种观测系统。 1.1.2 天然源面波法（微动）原理
瞬态面波法在工程勘察中的应用
瞬态面波法在工程勘察中的应用面波勘探是一种能够快速并准确测试地表浅层地质信息的物理勘探法，近些年来才在我国出现并应用。
随着信息时代软硬件的快速完善和进步，瞬态面波法渐渐为人们所熟知并采用。
本文将介绍面波勘探技术的概况，工作原理以及野外测试法，并通过实例来说明其在工程中的应用。
标签：面波勘探稳态面波检波器震源面波通过地表由震源向外传播，它的波阵面呈圆柱面。
和体波不同的是，面波能量更强而速度和频率却较低，很容易识别，所以在地质结构探测的物探方法中更具有优越性。
1面波勘探技术概况在反射波地震勘探中，面波是一种被压制和去除的干扰波。
面波在地层介质传播中会携带经过介质中的如岩性、速度、深度等地质信息。
将这些地质信息有效的提取出来。
尤其是面波所擅长探测的浅层地质问题。
相对于传播于弹性空间的介质体积内的体波，还有一种波，它从能量角度来说分布在弹性分界面附近，这就是面波。
面波是一种沿地表传播的弹性波。
1887年，英国数学物理学家瑞雷预言了一种振幅沿纵向呈指数衰减的干扰波——面波。
面波是沿着地表层传播的，约为一个波长的厚度。
这种面波的传播特性能够反映该片区域的地址情况，对于解决人们了解掌握浅层地质信息很有帮助，所以此面波就以它的发现者命名为“瑞雷面波”。
2面波工作原理面波勘探取决于震源和接收两大因素，根据震源和接收方式的不同分为瞬态法和稳态法。
（1）稳态面波。
稳态震源下以一个固定频率激发垂直于地面的简谐振动，并以单频简谐波的方式传播，就是稳态面波。
我们一般用检波器在地面进行面波的接收，按照相位差或者时间差法就能够计算出这个频率下的面波速度VR。
通过改变震源频率，反复测量和计算能得出一组频率不同的面波速度并绘制曲线VR-f。
稳态面波根据其震源频率的不同可以产生出许多不同频率的面波。
我们通过运用日本VIC株式会社在80年代推出的佐藤GR-810自动地下勘探机，可以设计各种频率的震源，从而能够一步步的改变面波的穿透深度。
面波法检测实施细则
面波法检测实施细则引言：面波法是一种非破坏性检测方法，广泛应用于土木工程、地质勘探等领域。
本文将详细介绍面波法检测的实施细则，包括检测原理、仪器设备、实施步骤、数据处理和应用范围等方面。
一、检测原理1.1 面波传播机理面波是指在介质表面传播的一种波动形式。
它主要由剪切波和压缩波组成，具有波长长、传播距离远的特点。
面波的传播速度与介质的弹性参数和密度有关。
1.2 面波法原理面波法通过在地表激发面波，利用地震记录仪测量地表上的波动信号，进而推断地下介质的物理性质。
面波的传播速度与地下介质的弹性参数和密度有关，通过分析面波的传播速度变化，可以推断地下介质的变化。
1.3 面波法的优势面波法具有操作简便、数据获取快速、成本较低等优势。
它可以在不破坏地表和地下结构的情况下，对地下介质进行快速、准确的检测，适用于各种地质环境和工程项目。
二、仪器设备2.1 面波发生器面波发生器是面波法检测的关键设备之一。
常用的面波发生器有落锤法、振动源法和地震源法等。
根据实际需求选择合适的面波发生器，并根据地质条件进行现场调试和校准。
2.2 地震记录仪地震记录仪用于记录地表上的波动信号。
选择合适的地震记录仪能够提高数据的采集质量。
在使用地震记录仪时，需要进行现场校准和调试，确保数据的准确性。
2.3 数据处理软件数据处理软件用于对采集到的波动信号进行处理和分析。
常用的数据处理软件有MATLAB、SeisImager等。
根据实际需求选择合适的数据处理软件，并进行相应的数据处理和解释。
三、实施步骤3.1 前期准备在进行面波法检测前，需要进行前期准备工作。
包括确定检测区域、选择合适的仪器设备、现场勘测和测点布设等。
3.2 面波激发通过面波发生器在地表激发面波。
根据实际情况选择合适的激发方式和参数，并进行现场调试和校准。
3.3 数据采集使用地震记录仪记录地表上的波动信号。
根据实际需求选择合适的记录方式和参数，并进行现场校准和调试。
四、数据处理4.1 数据预处理对采集到的波动信号进行预处理，包括滤波、去噪等操作。
面波法波速测试在岩土工程勘察中的应用
面波法波速测试在岩土工程勘察中的应用
１ ． 浙江省地球物理地球化学勘查 院 浙江杭州
王建能 魏 国团 ３ １ ０ ０ ０ ０ ２ ． 广西安科岩土工程有限责任公司 广西南宁
５ ３ ０ ０ ２ ３
【 摘 要ｌ本文简 述了 面波法波速测试方法的工作原理 、 现 场施 测技 术
面 波法波 速测试 技 术是地 震勘探 方法之一， 也是 地球 物理勘 探技
般来说 ， 面波法 波速测 试可原位测 定瑞雷 面波（ Ｒ 波） 在 岩（ 土） 体 板激发。 中的传播 速度 ， 从而避 免了室内测试所 带来的误 差 ， 它能有效地 解决许 面波 勘探工作使用了重庆水 电物探 研究所研制 的Ｓ ＷＳ － ３ 型工程 勘
面波勘 探是按 照测 网的 布置， 在测点上 逐点进行观测 ， 每 一个测点 根据 地质任务和勘 探深度的要求 ， 测得一 条频散 曲线 ， 利 用频散 曲线的 速度进行分层 、 计算 有关参数 等， 从而达 到岩土 工程勘察之 目 的。
１ ． ２ 基本 工作 方法 在外 业工作正式 开展之前， 首先在测 区平坦地带上做展开排 列试验
２ ． １ 工程概 况
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广西 某基 地住宅 楼正处 于施 工图设计 阶段， 物 探 任务为通 过面波
图２ ． ３ － ３测点Ｚ Ｋ ０ ３ ＭＢ 面波频散 曲线计算分层成果图
２ ． ４ 成果分析 由 面波 频散 曲线波 速计算分层成 果， 并把面 波换算成剪切波 ， 对 场 地土进行剪切波速 度统计， 剪切波 速度加权平均值计算 公式如下：
（ 场 地 土剪切 波速 ） 测试 ， 对该 建筑 场 地类 别做 出判 别。 根据 地质 资
面波勘探技术在强夯地基处理效果检测中的应用
面波勘探技术在强夯地基处理效果检测中的应用•摘要：面波勘探是近几年发展起来的一种新的浅层地球物理勘探方法，具有简便、快速、经济、分辨率高、成果直观、适用场地小等优点。
文章介绍了面波勘探技术的探测原理、主要特点以及野外测试方法，并通过在强夯地基检测中的应用实例说明其在工程中的应用效果。
关键词：瑞利面波；瞬态法；强夯地基检测；对比试验一、面波勘探技术概述面波勘探，也称弹性波频率测深，是国内外近几年发展起来的一种新的浅层地震勘探方法。
面波分为瑞利波（R波）和拉夫波（L波），而R波在振动波组中能量最强、振幅最大、频率最低，容易识别也易于测量，所以面波勘探一般是指瑞利面波勘探。
人们根据激振震源的不同，又把面波勘探分为①稳态法、②瞬态法、③无源法。
它们的测试原理是相同的，只是产生面波的震源不同罢了。
目前常使用瞬态面波法进行勘探。
二、勘探原理面波是一种特殊的地震波，它与地震勘探中常用的纵波（P波）和横波（S波）不同，它是一种地滚波。
弹性波理论分析表明，在层状介质中，拉夫波是由SH波与P波干涉而形成，而瑞利波是由SV波与P波干涉而形成，且R波的能量主要集中在介质自由表面附近，其能量的衰减与r-1/2成正比，因此比体波（P、S波∝r-1）的衰减要慢得多。
在传播过程中，介质的质点运动轨迹呈现一椭圆极化，长轴垂直于地面，旋转方向为逆时针方向，传播时以波前面约为一个高度为λR（R波长）的圆柱体向外扩散。
在各向均匀半无限空间弹性介质表面上，当一个圆形基础上下运动时，由它产生的弹性波入射能量的分配率已由Miller（1955年）计算出来，即 P波占7%、S波占26%、R波占67%，亦就是说，R波的能量占全部激振能量的2/3，因此利用R波作为勘探方法，其信噪比会大大提高。
三、野外工作方法应用瞬态面波法进行现场测试时一般采用多道检波器接收，以利于面波的对比和分析。
当锤子或落重在地表产生一瞬态激振力时，就可以产生一个宽频带的R波，这些不同频率的R波相互迭加，以脉冲信号的形式向外传播。
多道瞬态面波法在工程勘察中的应用
关 键 词 ： 波 勘 探 ； 道 瞬 态 面 波 法 ； 性 波 ； 散 曲线 面 多 弹 频 多 道 瞬 态 面 波 法 （ 下 简 称 面 波 法 ）勘 探 是 工 以 程 与 环 境 地 球 物 理 勘 察 中 一 种 新 的 浅 层 地 震 勘 探 ７＂ Ｊ 法 ， 用 其 频 散 特 性 和 传 播 速 度 与 岩 土 物 理 力 学 性 利 质 的 相 关 性 可 以 解 决 诸 多 ３ 程 地 质 问 题 。常 规 的 面 ２ 波 勘 探 只 是 一 次 采 集 一 点 的 资 料 ， 多 道 面 波 勘 探 而 技 术 则 是 通 过 连 续 的 排 列 移 动 ， 时 收 集 面 波 资 料 同 和 反 射 资 料 。处 理 的 结 果 是 一 个 剖 面 的 信 息 。近 几 年 ，随 着 面 波 勘 探 中 软 件 和 硬 件 的 发 展 及 面 波 勘 探 软 件 技 术 理 论 的 进 一 步 完 善 ， 道 瞬 态 面 波 法 越 来 多 越 引 起 人 们 的 重 视 。 由于 面 波 勘 探 ＿ ｇ规 的 地 震 勘 ￣－－ 探 相 比具 ＝ 现 场 场 地 ３ 作 条 件 要 求 不 高 、 受 各 地 ｉ ｆ － ２ 不 层 速 度 的 影 响 、 浅 部 地 层 分 辨 率 高 等 特 点 ， 得 面 对 使 波 勘探 技 术 在水 利 工 程 勘 察 中得 到 了 广 泛地 应 用 ， 并 取得 了较 好 的地 质效果 。 １ 面 波 的 主 要 特 性 由 于 瞬 态 面 波 是 在 弹 性 分 界 面 处 基 于 波 的 干 涉 而 产 生 ，并 且 沿 界 面 传 播 ，波 动 现 象 集 中 在 界 面 附 近 的 一 种 弹 性 波 ，其 具 有 以 下 几 种 主 要 特 性 ：① 面 波 在 自 由 表 面 附 近 传 播 时 ，质 点 在 波 传 播 方 向 的 垂 直 平 面 内 振 动 ，振 幅 随 深 度 呈 指 数 函 数 急 剧 衰 减 ， 质 点 的 振 动 轨 迹 与 波 传 播 的 方 向或 反 方 向 的 椭 圆 轨 道 运 动 ； 面 波 的 水 平 和 垂 直 振 幅 从 弹 性 介 质 的 表 ② 面 向 内 部 呈 指 数 减 小 ，大 部 分 能 量 损 失 在 二 分 之 一 波 长 的 深 度 范 围 内 ，这 说 明 面 波 某 一 波 长 的 波 速 主
面波法勘探在工程勘察中的应用
第五章结论15
致谢ﻩ16
参考文献ﻩ17
引言
面波勘探，也称弹性波频率测深,是国内外近几年发展起来的一种新的浅层地震勘探方法。面波分为瑞利波（R波）和拉夫波(L波）,而R波在振动波组中能量最强、振幅最大、频率最低，集中于自由表面,容易识别也易于测量，所以面波勘探一般是指瑞利面波勘探。
人们根据激振震源的不同，又把面波勘探分为①稳态法、②瞬态法、③无源法。它们的测试原理是相同的,只是产生面波的震源不同罢了。
第一章地震面波简介
地震波是地震震源在地球介质中产生的扰动。在有介质分界面存在时，地震波除了像反射波和折射波那样在整个介质体内传播的体波外,还存在一类沿介质自由界面传播的面波，当它沿着自由表面传播时，其能量主要集中在自由表面附近,并随着深度的增加能量迅速衰减。面波按其类型主要有瑞雷面波和勒夫面波两大类。
瑞利波和反、折射波一样都是沿测线方向传播的。在测线上以一定道间距ΔX设置Ｎ+１个检波器，就可以观测到瑞利波在NΔX长度范围内传播的过程。设瑞利波的频率为fi,相邻两各检波器的瑞利波的到时差为Δt或相位差为Δφ,则相邻两道ΔX长度的范围内,瑞利波的传播速度，可以记为：
(２-1)式中(2-2)
测量范围NΔX内地层
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面波法勘探在工程勘察中的应用面波法勘探在工程勘察中的应用摘要在近地表勘探工作中，常用的方法有地质钻探、地震折射和反射等方法。
地质钻探方法比较可靠，但是成本高，且具有破损性；地震折射方法和反射方法对于波阻抗差异较小的地质体界面反映较弱，不容易分辨，特别折射波法要求下层介质的速度一定要大于上层介质的速度，如果地层存在低速夹层和速度倒转，则折射法将无能为力。
瑞雷面波勘探法是一种新型的地震勘探方法，能够弥补传统方法的不足。
本文就是研究如何利用瑞雷面波的频散特性进行浅层地质勘探检测。
引言 (1)第一章地震面波简介 (2)第二章瑞利波勘察原理及现场工作方法 (3)2.1瑞利波勘察原理 (3)2.2多道瞬态面波数据采集方法 (4)第三章瑞利波资料整理与解释 (6)3.1面波频散曲线的深度解释 (6)3.2层厚度的计算方法 (6)3.3层速度的计算方法 (7)第四章工程实例 (9)4.1工程概述 (9)4.2数据采集和处理 (9)4.3底层划分及滑动面确定 (11)第五章结论 (15)致谢 (16)参考文献 (17)引言面波勘探，也称弹性波频率测深，是国内外近几年发展起来的一种新的浅层地震勘探方法。
面波分为瑞利波（R波）和拉夫波（L波），而R波在振动波组中能量最强、振幅最大、频率最低，集中于自由表面，容易识别也易于测量，所以面波勘探一般是指瑞利面波勘探。
人们根据激振震源的不同，又把面波勘探分为①稳态法、②瞬态法、③无源法。
它们的测试原理是相同的，只是产生面波的震源不同罢了。
1938年德国土力学协会首次尝试用稳态振动来检测岩土的各种弹性力学参数。
1960年美国密西西比陆军工程队水陆试验所开始开发类似的技术方法，但由于当时技术条件的限制，均未获得成功。
70年代初美国利用瞬态激振产生的瑞利波来研究浅部地质问题，并于1973年在第42届国际地球物理勘探年会上发表了“Rayleigh Wave Dispersion Technique for Rapid Subsurface Exploration”（瞬态面波在浅层勘探中的应用）论文，报道了有关的研究成果。
在稳态方面，直到80年代初，日本的VIC株式会社经过多年的研究试制，推出了GR－810佐藤式全自动地下勘探机，才使该项物探技术在浅层工程勘察工作中得以应用。
上个世纪九十年代中期，日本科学家在研究常时微动的过程中发现，常时微动是一种震源（包含面波在内）并初步完成了地基勘察。
这是一项具有很大潜力的面波勘探方法。
第一章地震面波简介地震波是地震震源在地球介质中产生的扰动。
在有介质分界面存在时，地震波除了像反射波和折射波那样在整个介质体内传播的体波外，还存在一类沿介质自由界面传播的面波，当它沿着自由表面传播时，其能量主要集中在自由表面附近，并随着深度的增加能量迅速衰减。
面波按其类型主要有瑞雷面波和勒夫面波两大类。
瑞雷面波是 1887 年由英国学者瑞雷首先在理论上确定的，这种面波分布在自由表面上，或者表面为疏松的覆盖层内。
当介质为均匀各向同性介质时，瑞雷面波的相速度和群速度将一致，否则瑞雷波的相速度将不一致，出现频散现象，当介质具有水平层状性质时，瑞雷面波的频散规律与介质的分层结构紧密相关。
瑞雷面波既有 P 波成分也有 Sv 波成分，而无 SH波成分。
瑞雷面波在天然地震中常常可以观测到，它对建筑物的破坏性极大。
在地震勘探中，瑞雷波已由过去的干扰波变成了可以利用的信号。
勒夫面波产生于介质表面的低速覆盖层以及该层与下面介质的分界面上。
勒夫面波面波是一种SH型波，具有频散现象。
假定存在一均匀完全弹性的半无限空间，不均匀平面纵波与不均匀平面横波沿自由表面传播时相互叠加就产生了瑞利面波。
在各向均匀半无限空间弹性介质表面上，当一个圆形基础上下运动时，由它产生的弹性波入射能量的分配率已由Miller（1955年）计算出来，即 P波占7%、S波占26%、R波占67%，亦就是说，R波的能量占全部激振能量的2/3，因此利用面波作为勘探方法，其信噪比会大大提高。
第二章瑞利波勘察原理及现场工作方法2．1瑞利波勘察原理瑞利波沿地表面传播，其穿透能力仅有一个波长，也就是说，可以达到距表层一个波长λR的深度范围。
如果能在水平方向的测线上记录同一波长不同点的VR 值，就可以反应地质界面在水平方向的变化特征。
若记录不同λR的VR值，也就可以反映出不同深度的地层分布和特征。
瑞利波和反、折射波一样都是沿测线方向传播的。
在测线上以一定道间距ΔX设置N+1 个检波器，就可以观测到瑞利波在NΔX长度范围内传播的过程。
设瑞利波的频率为fi ，相邻两各检波器的瑞利波的到时差为Δt 或相位差为Δφ,则相邻两道ΔX 长度的范围内，瑞利波的传播速度，可以记为： (2-1) 式中 (2-2)测量范围N ΔX 内地层 的平均速度为 (2-3)在同一地段测量出一定频率的值就可以得到一条（V R -ｆ）曲线，即所谓的频散特性曲线或把（V R -ｆ）曲线转化为（V R -λR ）曲线，可用下式表示： (2-4) 由于(V R -ｆ）与（V R -λR ）曲线的变化规律与地层地质条件存在着内在的联系，因此通过 对频散曲线的反演解释，可以得到地下某一定深度范围内的地质构造，也可以得到不同深度地层的V R 值。
2．2多道瞬态面波数据采集方法2．2．1仪器及配件一套完整的多道瞬态面波采集系统至少应该配备以下仪器和配件： 地震仪：用于处理和存贮地震波信号。
一般使用 SWS 多通道工程地震仪，也可以采用其它通用多通道数字地震仪，数据通道不应低于六道。
数据传输线：用于检波器和地震仪间的数据传输，其长度不应小于最大测线长度。
检波器：用于接收地震波信号，面波采集时应采用低频检波器。
⎪⎩⎪⎨⎧∆∆=∆∆=ϕπx f V t x V RR 2i i i i f t f t f f πϕϕπππ2/222∆=∆∆∆X =∆∆X ⎪⎪⎪⎩⎪⎪⎪⎨⎧∆∆=∆∆=∑∑==n i i i R N i i R x N f V t x N V 112ϕπfV R R =λ触发开关：触发开关通过导线连接震源和地震仪，以保证震源的激发的同时地震开始记录数据，使所采集的地震信号具有时间特性。
震源：一般的浅层面波勘探常采用锤击震源，也可采用落重或炸药震源。
电源：根据不同的仪器要求，配备相适应电源。
2．2．2数据采集1、侧线布置野外数据采集时使用低频面波检波器在震源纵向方向等间距排列，如图2-1所示，排列长度应大于预期探测深度，排列线附近地面尽量避免有沟、坎、墙等能产生反射或散射的障碍物。
图2-12、参数设置仪器开启进入面波采集系统后，需要对以下各种参数进行设置：存盘路径：用来指定数据的存放地点，方便以后调用。
文件名：由于野外数据采集时往往数据量大，文件多，所以必须正确设置文件名，否则极易搞混淆。
文件名应该包括代号和代码两部分，代号部分一般用工程名称的拼音简写，代码部分用来表示数据采集的先后顺序，可以由仪器自动生成。
采样间隔：常采用0.20或0.25ms每道采样数：常取1024、2048、4096等。
道数：根据实际情况设置，常采用12道或24 道。
道间距：道间距由测线长度和道数控制，设测线长度为L，道数为n，则道间距为L/（n-1）。
道间距的设置还应该考虑分辨率要求，不能大于欲探测的最薄地层的厚度。
偏移距：视具体情况而定，取值范围一般为2~10米。
3、震源激发多道瞬态面波震源激发位置必须位于检波器排列的纵向方向，可置于前端也可置于后端，最小偏移距不宜低于2m。
震源能量视预期勘探深度而定，当预期勘探深度小于30m时，可用人工锤击震源，预期勘探深度在30~80m可采用落重震源，预期勘探深度大于80m时一般应使用炸药震源。
瞬态面波测深要求采用的震源在时间上是单个脉冲的冲击。
在锤击或落重操作中往往会产生连击，甚至在爆炸时，由于围岩的影响，也能出现反冲。
如果两个脉冲的时间间隔小于期望获得的面波最长周期，就不可能用时间-空间窗口加以清除，而会在频率波数谱上出现周期性的能量强弱起伏，严重时甚至会导致相位的周期性扭曲。
4、数据检查与保存当震源激发后，地震仪会将所接受到的地震波形记录显示在屏幕上，可以通过增益控制键调整波形幅度，观察有无缺道以及干扰的大小等，然后确定记录信号的质量是否合乎要求。
有的工区，由于客观条件的限制而无法避开干扰，这时就需要采用多次叠加技术来压制干扰，叠加的次数视具体情况而定。
当确定接收的信号合乎要求后，即可存盘。
第三章瑞利波资料整理与解释3．1面波频散曲线的深度解释要利用面波频散曲线进行地层划分，首先要确定面波波长与深度的转换系数β，以便将面波f-VR 曲线转换为H-VR曲线。
瑞雷波的能量随深度按指数规律衰减，通常定义当振幅比µz /µ衰减到1/e 时的深度为穿透深度，其中 µ0为横向振动的振幅，µz 为纵向振动的振幅。
针对不同的岩土介质，我们可以计算出穿透深度与振幅能量之间的关系，如表3-1所示，从而确定出比较合理的深度H 与波长λR 的转换系数值β值。
从表3-1中可以看出，对于所有的介质，瑞雷波的穿透深度为0.55λR ~0.875λR 。
对于土体而言，泊松比σ＝0.4－0.45，则穿透深度Ｈ≈(0.79-0.84)λR 。
对于淤泥质软塑土层，穿透深度可取0.85λR 。
对于一般土层穿透深度可采用：f V H R R 8.08.0==λ (3-1)实际应用中，由于各测区地层条件一般不会相同，所以应该根据现场对比试验来确定合适的深度的转换系数β。
一般来说，以上述β值绘出V R —βλR 曲线中的传播速度能够代表 βλR 深度以上的平均速度，其变化规律与V R —λR 曲线一致。
表3-1 不同介质中瑞利波的穿透深度3．2层厚度的计算方法在实际勘察工作中，以V R 为横坐标，以H=βλ为纵坐标，绘制V R -H 曲线（如图3-2），曲线的纵坐标就可近似代表勘探深度。
分析V R -H 曲线的形态和变化规律，可以初步确定地层界面深度以及各层速度的大概范围。
精确确定地层段划分主要有以下两种方法：3-21、 一阶导数极值点法根据R RRV βλλ-∂∂曲线的极值点对应的分层位置，求出其波长Ri λ，并根据 Ri λβ=H 确定分层深度。
2、拐点法根据V R -βλR 曲线上的拐点的位置，计算出拐点处所对应的波长Ri λ，同样根据Ri λβ=H 确定出分层深度。
需要注意的是瑞利波速度代表着Ri λβ深度以上介质的平均速度。
对于多层介质，深度计算公式需要作适当的修正，即：Ri λβk H i =，以消除层间的影响。
3．3层速度的计算方法1、瑞利波速度层速度计算一般采用近似计算方法，即近似的认为瑞雷波传播速度代表某一深度内各层波速的加权平均值。