4.3 C 類地層
4.3.1 地層側向變化之影響
C1-1：圖
4. 6
是C1-1
以傳統測線方式取得的震測資料，圖中箭號處為地層 介面在地表的出露位置，在此位置左側為A-1
地層，在此右側為A-2
地層。由這圖上可以清楚的看見，在介面位置左側的接收器訊號與圖
4. 1
中A-1
傳統測線的資料比起，有一由介面位置開始的反射訊號存在。圖
4. 7
中空心圓圈處為頻率/
波速域上的頻散曲線結果。一般我們採用 測線中點作為頻散曲線的代表地層，於施測設計上，C1-1
的測線中點在地 表地層介面左側6.5
公尺處，其地層波速剖面與A-1
相同，因此以A-1
地層 之解析解作為其對照。當仔細觀看此頻散曲線結果時應注意，由於測線展 距僅有23
公尺長，以此展距在最佳情況下可獲得的正確最大波長為23
公 尺，若以波速250m/s
計算，頻率11Hz
是可信任的最低頻率，於此以下的 結果應當放棄。由圖中可發現，傳統測線所得到的頻散曲線會隨著頻率的 降低而往高速發展，然而因為其所攜帶的左側地層訊號並不多，受其影響 有限，往高速偏移的量至頻率20Hz
處約20m/s
。在以水平層狀地層為假設，由所得的頻散曲線進行反算的前提下，波長與探測深度成正比，頻散曲線 中波長較長
(
低頻)
的點，一般認為牽涉較深處的地層參數資訊，則以這樣的 觀點來解讀此頻散曲線，容易誤以為在地層不深處另有與左側地層地層參 數相近的地層存在，實際上卻是一劇烈的側向變化地層。圖 圖 圖
圖 4. 4. 4. 6666 4. C1C1C1C1----1111 傳統測線震測資料圖傳統測線震測資料圖傳統測線震測資料圖傳統測線震測資料圖
圖 圖圖
圖 4. 4. 4. 4. 7777 C1C1C1C1----1111 表面波震測頻散曲線圖表面波震測頻散曲線圖表面波震測頻散曲線圖表面波震測頻散曲線圖
C1-2：圖
4. 8
是C1-2
以傳統測線施測所得到的震測資料，圖中箭號處為地 層介面在地表的出露位置，在此位置左側為A-1
地層，在此右側為A-2
地層。從這圖上與圖
4. 6
比起，在介面左側的接收器較少，不易看見明顯的 反射訊號，大部分訊號是經過介面透射而後繼續前進的波引起的地表震 動，其振幅強度與介面左側比起小的多。再由頻率
/
波速域觀看此震測結果，如圖4. 9
所示，空心圓圈為傳統測 線所得的頻散曲線，以其波速495m/s
計算，其可信任的最低頻率約為21Hz
，所得頻散曲線隨著頻率的降低，波速亦有降低的情形，對於一般的 地層而言較不會有如此情形發生。又此測線的代表位置是位在介面右側，其地層波速剖面與
A-2
相同，因此以A-2
解析解與其比對後可發現，至頻 率20Hz
其波速降低了50m/s
。若無注意在時間/
空間域上的震測資料有不連 續的反射波出現的情形，逕行以上述波長與探測深度的關係加以解釋，便 會有高速層在低速層之上的解讀出現，但實際上卻是有劇烈的側向變化地 層存在。圖 圖圖
圖 4. 4. 4. 4. 8888 C1C1C1C1----2222 傳統測線測資料圖傳統測線測資料圖傳統測線測資料圖傳統測線測資料圖
圖圖圖
圖 4. 4. 4. 4. 9999 C1C1C1C1----2222 表面波震測頻散曲線圖表面波震測頻散曲線圖表面波震測頻散曲線圖表面波震測頻散曲線圖
C2-1：圖
4. 10
是C2-1
以傳統測線施測所獲得的震測資料，圖中短箭號處 是地層側向變化的位置，在此位置左側的地層波速剖面與B-1
相同，而在 此位置右側的地層波速剖面與B-2
相同。對於此種地層狀況，僅有一個階 梯式的介面存在，並無法像C1-1
及C1-2
的情況一般在水平方向上有明顯 的反射位置，大致上與兩層的地層震測資料類似，然而，若仔細觀察其與B-1
及B-2
差異可發現，在B-1
及B-2
的水平層狀地層情況中，其陸續反射 上的波呈現平行的情形，但在這可發現，波由深層進入淺層，沿著長箭號 方向的反射訊號間距有逐漸變小而後漸而平行的現象，此外，在方框區內 的訊號，與B-1
及B-2
比起，右段(
短箭號右側)
有部分反射訊號消失的現象，中段約略呈現水平，而左段與中段的訊號並不連續，推估這是因為階梯式 的側向變化使得在側向變化處的左右側有不同的反射情形產生
(
階梯式的不 連續會阻擋由左側反射上來往右側傳遞的波，使得右側對這波的訊號接收 到的能量極小，此外，此被階梯阻擋住的波又會往回反射到左側的接收器 而被接收到)
。再看圖
4. 11
，C2-1
在頻率/
波速域上的頻散曲線，圖圖
圖圖 4. 4. 4. 104. 1010 10 C2C2C2----1111 傳統測線C2 傳統測線傳統測線傳統測線震震震震測資料圖測資料圖測資料圖測資料圖
圖圖
圖圖 4. 4. 4. 114. 1111 11 C2C2C2----1111 表面波震測頻散曲線C2 表面波震測頻散曲線表面波震測頻散曲線表面波震測頻散曲線
空心圓圈處為傳統測線所得頻散曲線位置，以波速
350m/s
計算，其可信任 的最低頻率為15Hz
。此測線中點所在位置是在側向變化位置的左側6.5
公 尺處，地層波速剖面與B-1
相同，但因其接收器亦有接收在側向變化右側 位置的訊號，因此同時將B-1
及B-3
頻散曲線的解析解畫上做比對可發現，傳統測線所得到的頻散曲線是在
B-1
及B-3
的頻散曲線間游走，頻率較高 時是依隨著B-2
的頻散曲線但至35Hz
左右開始向B-3
的頻散曲線靠攏，至 頻率15Hz
已幾乎貼上B-1
頻散曲線。C2-2：
C2-2
地層模型以傳統測線施測的震測資料結果如圖4. 12
所示，圖中 短箭號處是地層側向變化的位置，震波依舊由較厚的地層進入較薄的地層 中，然而與C2-1
不同，C2-2
的傳統測線有十八個接收器是在地層側向變化 的右側處。由圖中可看見，在地層側向變化處的左側兩個長箭號中間所夾 的時間差較大，這是由於這部份的接收器接收到的反射訊號是由十公尺深 的地層處反射上來，接著經過中間一段距離的調整帶後，右側兩個長箭號 中間所夾的時間差便變小了，且趨向平行，表示這裡開始的反射訊號是由 五公尺深的地層處反射上來。已知在地層側向變化處右側的地層情形與B-3
相同，將此圖與B-3
傳統測線的震測資料(
圖4. 3)
做比對可發現，B-3
中的 震測資料有較多密集的反射訊號出現但在這卻沒有，原因很明顯，因為在B-3
的地層中，震波會在第一層地層中快速的來回反射，震波的入射角可以 是任意的，而在C2-2
地層中，震波的入射角受到限制，惟有直接傳遞至右 側地層介面處的震波，才有較足夠的能量展現出反射訊號，而這直接傳遞 來的震波自20
公尺遠的地方直接來到五公尺深的地層，可想而知此入射角 之大，而使得在此薄地層中來回反射的訊號大大的減少。再進而觀察其頻散曲線圖
4. 13
的結果，空心圓圈處便是傳統測線施測 所得的頻散曲線結果，以波速400m/s
作計算，其可信任最低頻率約在20Hz
。在施測設計上，此測線的中點位在地層側向變化處的右側，其波速 剖面與B-3
相同，又為圖圖
圖圖 4. 4. 4. 124. 121212 C2C2C2C2----2222 傳統測線震測資料圖傳統測線震測資料圖傳統測線震測資料圖傳統測線震測資料圖
圖圖
圖圖 4. 4. 4. 134. 131313 C2C2C2C2----2222 表面波震測頻散曲線表面波震測頻散曲線表面波震測頻散曲線表面波震測頻散曲線
了解左側地層對其影響程度，因此以
B-1
及B-3
的解析解作為對照比對。由圖中結果可輕易的看見，傳統測線在這裡的表現非常好，雖然在頻率
23Hz
左右有開始向B-1
靠攏的情形，然而其後續頻率中出現有震盪的情形，且 這位置極靠近最低信任頻率，所以也可能是因為施測上的限制(
展距太短)
而造成訊號分析後其頻散曲線在低頻處有偏離B-3
的傾向，但也不能忽略，在側向變化位置前的五個接收器帶有左側地層的訊息，勢必會對結果造成 影響。
C3：由地層模型
C3
以傳統測線施測所得的震測資料如圖4. 14
所示，短箭 號所指是地表處地層介面的位置，在此右側的地層波速剖面與A-2
相同，而在此左側的地層有漸深的傾斜變化。由圖中的震測資料圖可看出在地表 處地層介面的左側有明顯反射訊號出現，與在地表處有地層介面的
C1-1
相 類似，雖然因為在此側向變化是漸變形式，使得反射訊號部分的波形與圖圖
圖圖 4. 4. 4. 144. 141414 C3C3C3C3 傳統測線震測資料圖傳統測線震測資料圖傳統測線震測資料圖傳統測線震測資料圖
C1-1
的不同，然而，欲以此做區分並不容易。由頻率
/
波速域(
如圖4. 15)
觀看其頻散曲線，空心圓圈處便是傳統測線 施測所得的頻散曲線結果，以波速350m/s
作計算，其可信任最低頻率約在15Hz
。當初施測的設計上，其頻散曲線的代表位置處的波速剖面與B-2
相 同，因此以B-2
作為對照。由圖上可發現，傳統測線所得到的頻散曲線與B-2
解析解的結果比起，有平均化的表現，不似解析解在頻率20Hz
的時候 驟然開始往高速發展，而是在頻率60Hz
左右便開始漸漸的往高速偏移。圖 圖 圖
圖 4. 4. 4. 154. 151515 C3C3C3C3 表面波震測頻散曲線表面波震測頻散曲線表面波震測頻散曲線表面波震測頻散曲線
此外，剛提過在時間
/
空間域的震測資料上不易看出C3
與C1-1
的差 異，因此，將其與C1-1
傳統測線所得的頻散曲線與C3
傳統曲線所得的頻 散曲線作差異比較(
如圖4. 16
所示)
，可發現，兩條頻散曲線在頻率40Hz
以上幾乎是相同，而低過了頻率40Hz
以後便開始有分開的情形，C3
的頻 散曲線往高速偏移的程度較大。這樣的情形是因為，表面波在某波長下的 波速與此波長影響深度所及的地層有相互關係(
表面波波長與深度的地層參數有關，波長越長與其相關的地層深度越深
)
，因此，當頻率高時，其牽涉 的是淺地層處的資料，就C1-1
與C3
來說都是以L1
地層的資料為主，而後 當頻率降低至某一程度(
亦即波長大到某一程度)
，C3
在深度上有L2
的訊息數有關，波長越長與其相關的地層深度越深