表面波震測基本原理

一般所謂之表面波有兩種，一是雷利波（Rayleigh wave）另一是 勒夫波（Love wave），其是地體受到擾動後在地表產生沿著地表面傳 遞之波種，不類於在地體中傳遞之壓縮波或剪力波。於工程上使用之 表面波震測是應用雷利波之特性做為分析標的。雷利波(為便利用 語，後續之表面波專指雷利波)傳遞時，在地表處受擾動之質點是逆 著其行進方向以一橢圓形軌跡滾動，其波傳影響範圍大約侷限於一個 波長之深度內，因此，各個不同波長的表面波其所反映之地層深度特 性將有所不同，亦即表面波影響深度隨頻率之不同而異。當土層剪力 模數隨著深度變化，不同頻率所造成的表面波波速便有所不同，此一 特性稱之為頻散現象，將不同頻率所對應之表面波波速集合，可得一

曲線，稱之為頻散曲線(dispersion curve)。表面波震測之基本原理即 藉由量測表面波於不同頻率之相位速度，獲得其頻散曲線後再進行剪 力波速度層構造之反算解析。

多頻道表面波震測係將一串受波器與震源排列成一列，施作多頻 道表面波分析，由多頻道之信號分析較容易分辨出基態及高次振態之 表面波頻散曲線，並可容易判斷出有效表面波及無效之雜波，增加量 測之準確性。本研究主要是利用多頻道波場轉換法中頻率波數轉換法 進行資料的分析(Lin and Chang, 2004)。其在頻散曲線分析上，主要是 將震測資料由時間-空間域（t-x domain）以離散傅立葉轉換轉換至頻 率-空間域（f-x domain），再經離散空間域傅立葉轉換(discrete-space Fourier Transform)將頻率-空間域轉換至頻率-波數域(f-k domain, Prokis and Manolakis, 1992)，再透過變數轉換而獲得頻率-波速域(f-v domain)的結果。其可簡分為三大步驟：現場施作、頻散曲線分析以 及地層反算(如圖 5.1)。先於欲試驗之場址佈設接收器(geophone)後，

製造人造震源產生擾動，將此地表垂直位移訊號收錄後，對其進行訊 號分析而獲得表面波頻散曲線，再透過反算技巧對此頻散曲線進行反 算分析便可得到現地1-D地層剪力波速剖面。

圖5.1 表面波震測基本原理

每一回施作可獲得一 1-D剪力波速剖面，此一 1-D波速剖面是測 線下方土層性值之某一權重組合，在習慣上以測線中點做為代表。藉 由不斷移動測線位置便可得到多個不同位置之地層波速剖面，這些不 同測線位置之波速剖面反應出各不同位置之地層情形，具有地層構造 之側向變化，進而合成得到2-D剪力波速度剖面影像(如圖 5.2所示)。

圖5.2 表面波震測影像法案例-交大嘉義校區規劃調查