孔內震測方法

現今量測地層剪力波速的方法主要以利用震波之性質及原理進行試驗 為主，故通稱為震測法；並可被分為破壞性之孔內震測法及非破壞性之地 表震測法。孔內震測法根據震源與受波器相對位置的不同，可區分為跨孔 式震測法(crosshole seismic)、上孔式震測(uphole seismic)、下孔式震測法 (downhole seismic)以及懸盪式震測法(suspension PS logging)等，如圖 2.1。

有鑽孔之震測法單價較高，但可以量測到比較精確之剪力波速度剖面。而 非破壞性方法則如折射波震測法(refraction seismic)、反射波震測法

(reflection seismic)、表面波震測法(surface seismic)等，如圖 2.2。

然而上述的震測方法，目前除了表面波震測法採用頻率域分析以外，其 餘皆採用初達波分析，藉由手動挑選震波的初達時間 (first arrival time) 來 進行波速的計算。本研究主要針對鑽孔內震測法作探討，故以下分別對下 孔式震測法、跨孔式震測法、以及懸盪式震測法做簡單的概念性介紹。

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圖 2.1 孔內震測法示意圖(Seismic Shear Wave Studies)

圖 2.2 非破壞性地表震測法示意圖(Seismic Shear Wave Studies) 下孔式震測法

2.1.1

下孔式震測法所需之設備包括震源、孔內受波器、震測儀，將孔內受波 器置於不同深度位置並固定於孔壁，由震源在鑽孔上方激發一震波，並啟 動震測儀紀錄受波器之震波訊號，由各深度受波器之震波訊號可分析震波 由震源孔傳達至受波器孔之走時，據以決定地層之波速變化，如圖 2.3 所 示。除了震源至受波器之直達波，若地層存在阻抗不連續面，受波器亦可 記錄其反射波，由反射訊號可決定阻抗不連續面之位置。震源位置通常距 離孔口約 3m，以降低管波之影響。

(a) 跨孔式震測法 (b) 下孔式震測法 (c) 懸盪式震測法

(a) 折射波震測法 (b) 反射波震測法 (c) 表面波震測法

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圖 2.3 下孔式震測法配置圖(D7400-08, 2008)

至於波傳距離與波傳時間的決定上，由於分析方法的不同，在時間與距 離的取捨上也會有所差異，以下是下孔式震測法常用的幾種分析方法(Kim et al., 2004)；

(1) 直接法 (direct method)

以直接法計算剪力波速為目前應用最普遍的方式，傳統上乃先將波 傳時間(t)與波傳距離(R)的關係轉換成波傳時間(t_c)與土層深度(D)的關 係(如圖 2.4 所示)關係式如下：

𝑡_𝑐 = 𝐷 𝑡 𝑅

(2-1) 𝑉_𝑑 = ∆𝐷

∆𝑡_𝑐

(2-2)

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(3) 擬間距法 (pseudo-interval method)

關係式同間距法，但僅有一組受波器，R1、R2 與𝑡₁、 𝑡₂分別為不 同次敲擊時之深度與波傳時間，以此法可得較多剖面之剪力波速值，但 相較於間距法由於前後兩次敲擊能量未必相同，因此以此法得土層剪力 波速顯得較具爭議。(Patel, 1981)

(4) 修正間距法 (modified-interval method)

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圖 2.4 直接法 (direct method)示意圖(Kim et al., 2004)

圖 2.5 間距法 (interval method)示意圖(Kim et al., 2004)

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圖 2.6 修正間距法 (modified-interval method) 示意圖(Kim et al., 2004)

圖 2.7 逆推法 (inversion method) (Kim et al., 2004)

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而下孔震測在施作時，通常會製造一左一右方向的水平敲擊，對受波器 來說即是受到正反向的水平震波，由於剪力波的特性會使得正反向震波振 幅對稱，故藉由這樣的敲擊方法幫助區別出剪力波初達時間，如圖 2.8。

圖 2.8 下孔震測利用左敲、右敲輔助凸顯剪力波的對稱性(D7400-08, 2008)

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跨孔式震測法

跨孔式震測法乃地球物理探勘於土層內部構造的應用之一，震源以及受 波器皆配置於地表以下。且至少需要兩個垂直地表面的鑽孔，以三個鑽孔 為最佳，在其中一個鑽孔設置震源，而剩下的鑽孔則設置受波器。根據 ASTM D4428/D4428M-07 (2004)之規範，受波器以及震源需保持平行，亦即 兩者必須維持等深度(如圖 2.9 所示)，以接受震源所發出的壓力波和垂直向 剪力波訊號，同時依據相鄰兩鑽孔之間距及波傳走時，計算兩鑽孔間土層 之平均波傳速度。並藉由改變 0.5 或 1 公尺的垂直間距以探測鑽孔深度範圍 內之土層之波速剖面。

跨孔之水平間距不宜過長，以避免受波器收到之初達波為折射波而非剪 力波，例如在夾於兩高速地層中之低速層，便會因折射現象造成波傳以最 短路徑通過高速層，而高估了低速層之速度。

Roblee et al. (1994)曾指出跨孔法相對其他震測法有以下優勢：

(1) 只要震源和接收器的距離固定，量測的精度和深度無關，

(2) 每次量測的結果不會互相干擾，可視為獨立的，

(3) 可確認測孔間的土壤是未受擾動的，

(4) 各種類型的波都會被量測到，

(5) 可以變化接收路徑的角度，進行跨孔震測法。

除此之外，跨孔式震測法的一個特點是可以藉由分別移動震源及受波器的 位置，進行孔間的斷層剖面速度影像化，見圖 2.10。

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圖 2.9 跨孔式震測法配置圖(D4428/D4428M-07, 2004)

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圖 2.10 利用跨孔式震測法施作斷層剖面速度影像方法(Angioni et al., 2003)

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懸盪式震測法

上述之孔內震測方法基本上其震源與受波器為各自獨立的單元。而日本 OYO 公司所研發的懸盪式波速量測系統(suspension PS logger)，將震源與受 波器結合為一體。震源與受波器間距離固定而不因深度不同而改變，且保 持緊密相連，可作連續性之量測。因震源與受波器距離相近，震源能量不 會因距離過大而消散不辨識；且不易受地層變化影響，深層量測時所得之 訊號解析度較傳統量測方式清晰，準確性佳。(蔡璧嬬, 2007)

懸盪式波速量測系統之完整架構圖如圖 2.11 所示，包括控制監控裝置 (suspension PS logger)、絞盤(winch)以及經由訊號傳輸電纜所連接、懸吊於 固定支架上之探測管(suspension probe)。探測管由上而下可再分為放大器 (head reducer)、上⁄下受波器(upper and lower receiver)、濾波軟管(filter tube)、

震源(source)、震源驅動器(source driver)、及呆重(weight)等單元。

此探測管這種一體化的創新設計，可直接懸吊於孔內水中量測 P 波和 S 波速度，而不需將受波器緊靠於孔壁。兩組受波器的間距是 1 米，其可同 時量測 P 波和 S 波的傳遞時間。又此種懸吊式受波器的構造幾乎和水的密 度相等，故即使在水中亦可有效量測 S 波。而震源是使用間接振動型來產 生 S 波，利用水當介質。它的原理如圖 2.12 所示是利用水平螺線線圈及擊 槌在孔內液體中產生一壓力波，然後經過孔壁轉換成實體波採放射狀的傳 播到岩體。當此實體波傳遞到每一個感應器所相對應之孔壁時，在孔內液 體中先轉換成壓力波，再透過受波器接收訊號。

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圖 2.11 懸盪式波速量測系統配置圖(OYO corporation)

圖 2.12 震源原理示意圖(OYO suspension PS logger Manual)

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由於上⁄下受波器與震源距離不同，在不同時間接受到震波訊號，此訊號 經由探測管上端的放大器放大後回傳於控制監控裝置中，記錄的訊號經由 走時分析，判讀上⁄下受波器收錄震波之時間間隔，即可計算上⁄下受波器間 所在之土層的波速度資料。

由於壓力波與剪力波組成之頻率範園不同，每一組受波器由壓電式地震 檢波器(hydrophone)以及兩個磁電式地震檢波器(geophone)組成，其中壓電 式地震檢波器收錄壓力波，另兩組磁電式地震檢波器則以反向配置，其目 地在收錄剪力波並檢核其正確性，同時亦做為剪力波初達位置之研判使 用。

將訊號依時間序列可繪成如圖 2.13 之訊號波形，橫座標為時間軸 (單 位為毫秒 ms)。下接收器(H2、/H2)距離震源較近，較早接收到訊號，上接 收器(H1、/H1)接收到訊號時間較慢；只要判讀出受波器記錄之初達時間，

上下接收器之初達時間差即為震波經過上下接收器間土層之時間間隔，進 而計算波速。

圖 2.13 懸盪式震測法訊號波形(國家地震工程研究中心) 懸盪式波速量測系統之基本理念為利用遠近受波器間之時間差以求取 該段距離之地層波速，若其中一接收器之訊號太差而無法反應初達波位置，

可藉由震源到另一接收器之初達時間做為依據，協助判定波速。且一般會

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藉由深度序列資料加以輔助判讀初達波。所得的結果也可利用上述方法進 行交叉驗證以定出真實波速度值。

2.2 走時分析方法與評析

以上所提的震測方法皆屬於走時分析的方式，也是所謂初達波式分析方 法。需先經人為判定其初達波到時，才能進一步計算剪力波速度，而初達 波是一種特殊類型波，具有起跳時間最早、能量較強的特性；在震波資料 處理上，精確且有效率地挑取初達時間對於其後續處理有著重要的意義。

然而，當鑽孔條件不良、鑽井井壁與套管間存在縫隙、受到特定管波干擾、

或是任何可能影響剪力波訊號的因素發生，若擷取到剪力波訊號雜亂或受 到干擾而不易判別，無法精準的定出初達波到時，則影響剪力波速度結果 的正確性。(蔡璧嬬, 2007)

因此，初達時間的判釋結果影響計算出的波傳速度的正確性。為獲得準 確的初達波位置，有下列幾個要點：

(1) 判別初達波到達位置需觀察同一受波器之正向剪力波及反向剪力波訊 號是否確實反向對稱。

(2) 判別初達波到達位置需確認其受波頻率屬地層材料之剪力波無誤。

(3) 近地表地層處波形常受到管波(tube wave)影響，在真實初達波到達之前 已有管波序列存在，造成該處之波速分析易產生誤判。此時可借助較深 處之波速分析結果加以推算淺層處之初達波位置，再自估算之初達波之 後找尋對應波序。

(4) 上⁄下受波器之剪力波資料有主控頻率衰變現象，並且兩受波器之衰變情 形彼此相異，故以上⁄下受波器對應之波序決定波速時應儘量找尋初達位 置附近者。

當波形訊號內容符合下列條件時，可被認定為品質良好之資料，所得之剪 力波速度也較可信賴：

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(1) 剪力波形良好，無雜訊干擾。

(2) 同一受波器之正向剪力波及反向剪力波訊號確實反向對稱。

(3) 初達波明確可辨。

目前的走時分析大多由人工手動挑波為主，雖說有上述的挑波概念可以 參考，但也承如上述所言，實際資料常受到雜訊干擾，使得挑波不易，相 較之下，挑波的經驗成為關鍵，每個人所挑的初達時間也不盡相同，常見 問題如下：

Stokoe 等學者(Hoar and Stokoe, 1981; Stokoe and Hoar, 1978; Stokoe and Woods, 1972)利用跨孔式震測法量測剪力波速，其文獻顯示初達時間分析方 式的差異會產生不同的剪力波速，如圖 2.14。在相同的間距下使用不同的 選點方式計算剪力波速，將波速正規化之結果比較，顯示選點方式的差異 就會造成求得的波速不同。(曾志瑋, 2009)

圖 2.14 不同選點方式的正規化波速比較(Stokoe and Hoar, 1978) 而 Sánchez-Salinero (1987)的研究中也發現，在二維的模型中，在 d/λ

圖 2.14 不同選點方式的正規化波速比較(Stokoe and Hoar, 1978) 而 Sánchez-Salinero (1987)的研究中也發現，在二維的模型中，在 d/λ