波长trx

① 通信基站中 TRX是什么意思

TRX：即收发信机单元，简称载频，是一个特定频率的无线电波。

TRX采用了模块化结构，既包含基带处理单元，也包含射频处理单元。TRX通过天线从移动台接收信号，通过解调将这些信息分离成信令信息和语音信息并向上传送。

下行的信令信息和语音信息通过TRX处理后送到天线，再发送到移动台。 TRX还接收TMU下发的各种管理和配置信息，向TMU报告自身的各种状态和告警信息。

(1)波长trx扩展阅读：

无线电波是电磁波的一种。频率大约 为 10KHz～30，000，000KHz，或波长30000m～10μm的电磁波，由于它是由振荡电路的交变电流而产生的，可以通过天线发射和吸收故称之为无线电波。

电磁波包含很多种类，按照频率从低到高的顺序排列为：无线电波、红外线、可见光、紫外线、X射线及γ射线。无线电波分布在3Hz到3000GHz的频率范围之间。

② otdr1550和1625哪个设备贵

1550贵。

?131014901550nm三个波长fpgapalways 块的时钟问题ト测试，仅局限于 PON 网络开通前进行_试，开通后，就不能采用这三个波长测试了。PON 网络有业务的情况下，要采用

_⑿?6601ru是2219的出TRX1带外波长测试，以避免采用业务波长测试形成系统嗓声，这就出现了1625nm或1650nm两个带外波长测试，既要在线可测，又不能响业务。另外，传统 OTDR 光纤中有信号不能测试，在线测试时就需要加入滤波器，以滤掉进入OTDR的业务信号。

③ 多层介质中弹性波场及特征

当地下介质的层数大于1时，称为多层介质。在实际地震勘探中，地层往往有多个分界面，而且地层属非理想弹性介质，称为多层粘弹性介质。本节主要讨论地震波在多层粘弹性介质中的传播规律。

8.5.1 大地滤波作用

在地震勘探中，地震波的频谱属低频范围。所以，地震波在粘滞介质中仍以速度v_P传播，但吸收系数α与ω²成正比，说明在粘弹性介质中，地震波的高频简谐波分量衰减比低频简谐波分量衰减快。因此，弹性波随着传播距离的增大，高频成分很快地被吸收，而只保留较低的频率成分。这样弹性波在实际介质传播时，实际介质就相当于一个滤波器，滤掉了较高频率成分而保留了低频分量，这种滤波作用称为大地滤波作用。由于大地滤波作用，使得脉冲地震波频谱变窄，地震波延续度增长，降低了地震勘探的分辨率。大地滤波如图8-16所示。

图8-16 大地滤波示意图

另外，地震波的吸收还可以用品质因数来描述。品质因数Q被定义为：在一个周期内（或一个波长距离内），振动所损耗的能量ΔE与总能量E之比的倒数，即

勘查技术工程学

Q值是一个量纲一的量，它表明介质Q值越大，能量损耗越小。品质因数Q与地层吸收系数α之间的关系为：

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8.5.2 多层介质中弹性波的传播特征

弹性波在多层介质中传播时，除了保持上面单界面所讨论的基本特点以外，还涉及许多其他的新情况。

设地下介质有 n+1 层，各层波的传播速度和密度分别为、ρ₂……，则有 n 个弹性分界面 R_i，i=1，2，…，n。当在地表有一个弹性纵波 P₁ 倾斜向下入射时，弹性波在如上给出的多层介质中传播，要在这一套物理界面上形成反射波系、透射波系、折射波系和面波系，而且波形图要比上面讨论的单层介质中的波形图复杂得多。

8.5.2.1 反射和透射波系

设n个界面均为波阻抗界面，当P₁入射到第一个弹性分界面R₁时，按斯奈尔定理和弹性界面上波的反射和透射规律，便可以在该界面上分裂为两个反射波即P₁₁、P₁S₁和两个透射波P₁₂和P₁S₂。两个透射波继续入射到R₂，会产生四个反射波P₁₂₂、P₁₂S₂、P₁S₂₂、P₁S₂P₂和四个透射波P₁₂₃、P₁₂S₃、P₁S₂₃、P₁S₂P₃。依次类推，每一个波到任一界面均要分裂为四个波，两个反射和两个透射，直到第n次界面反射和透射波的个数为2ⁿ⁺¹。我们把这些在界面上第一次反射的波称为一次反射波。

此外，在一个层内反射上去的波遇上层界面，就相当于该界面的入射波，同样要在该界面产生向下的反射波和向上的透射波，向下的反射波遇到下层界面又要反射、透射，我们把在某界面二次以上的反射波称为多次波。这样在多层介质中就形成了复杂的反射波系和透射波系，最后地表接收到的反射波为所有反射波的叠加。

8.5.2.2 折射和面波系

当多层介质的速度模型满足产生折射波条件时，同样会产生折射波系。还有可能形成折射-反射、反射-折射等综合波系。

当瑞雷面波、斯通利面波和勒夫面波均存在时，也会形成面波系。

8.5.3 地震波的薄层效应

地震波在传播过程中，影响动力学特点的因素，除了上述的扩散、吸收、反射和折射等外，当多层介质中存在薄层结构时，也影响地震波的动力学特征。在油气勘探中，含油、气层一般都比较薄，因此，对薄层的研究很必要。

8.5.3.1 地震薄层

在地震勘探中，薄层的概念是相对的。因为地震勘探中定义薄层以它的纵向分辨率为依据，即对地震子波而言，不能分辨出地层顶、底板反射的地层称为薄层。由于地震子波具有不同的频谱、不同的延续度、不同的波长等，因此薄层厚度的概念是相对的，可以从不同角度来定义薄层的厚度。

通常我们定义厚度Δh满足下列不等式的地层称为地震薄层

勘查技术工程学

式中：λ是简谐振动的波长或脉冲波的视波长。不等式两边除以传播速度v，则上式变为

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式中：τ表示波在薄层内传播的双程旅行时间；T是简谐振动的周期或脉冲波的视周期。于是薄层亦可定义为地震波在该层内传播的双程旅行时小于波的半个周期或半个视周期的那种层。

8.5.3.2 薄层的干涉效应

现在讨论地震波在薄层内反射时会发生什么情况。图8-17是一个典型的薄层模型。在上、下两个厚层中夹有一层厚度为Δh的薄层，薄层中的纵波速度v_P，密度ρ₂，它的上下层内的纵速度分别为v_P1、v_P3、密度ρ₁，ρ₃。于是，这三层的波阻抗分别为Z₁=v_P1·ρ₁；Z₂=v_P2·ρ₂；Z₃=v_P3·ρ₃。

图8-17 薄层的物理模型

若有一平面简谐纵波P₁垂直入射至薄层顶板时，在该面上产生反射波P₁₁、透射波P₁₂。透射波P₁₂在薄层底板上产生的反射波P₁₂₂又可在薄层内返回至薄层顶板上产生反射波P₁₂₂₂，甚至由P₁₂₂₂又可形成P₁₂₂₂₂……如图8-17所示。在薄层内形成的这些反射波，地震勘探中称为多次反射波。这些多次反射透过薄层顶板成为P₁₂₂₂₁、P_12222221……等诸波，它们均可在地面上被接收到（注意：图8-17上所画的射线为了清晰起见，已将垂直入射的射线在图上沿水平方向画成斜线）。根据薄层定义，薄层内的诸多次波必定和薄层的一次波P₁₂₂₁在地面上相互叠加（因为在薄层内多次反射波的双程旅行时τ小于一次波的二分之一个周期），亦即当地面上接收到薄层的一次波后，它的振动尚未停止，多次波即到达，在地面上接收到的是这些波互相叠合的总振动。这种一次反射波同薄层内多次反射波的相互叠加干涉所产生的效应称薄层的干涉效应。如果薄层的顶板反射波P₁₁的振幅用A₁₁表示；通过薄层在其底板的

一次反射波和多次反射波叠加的总振动用表示，其振幅为；则它们的相对振幅值反映了经过薄层反射后的能量变化。经计算得

图8-18 薄层频率特征曲线

勘查技术工程学

式中：f是简谐波频率，而

勘查技术工程学

从式（8.5-5）可以看出，经过薄层反射后的复合振动的振幅是与f、τ、Δh有关，因为

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当薄层厚度一定时，与频率 f 有关，说明简谐波通过薄层反射后表现出振幅频率特性。

图8-18（a）给出了韵律型薄层（地层参数为：Z₁＜ Z₂＞ Z₃ 或 Z₁＞ Z₂＜ Z₃）的频率特性曲线；图8-18（b）描绘了递变型薄层（地层参数为：Z₁＜ Z₂＜ Z₃ 或 Z₁＞ Z₂＞ Z₃）的频率特性曲线。从图可以看出，韵律型薄层压抑低频和高频成分的波，相当于一个带通滤波器；而另一种薄层模型相对地压制了中间频率，低频成分和高频成分得到加强，好似一个带阻滤波器。说明薄层也具有滤波作用。

根据式（8.5-8），薄层的振幅特性还是的函数，说明薄层厚度如果有横向变化，薄层的振幅特性就会发生变化，不同地段的反射波形亦不一致。

8.5.4 一个反射波地震记录形成的物理机制

在多层界面的情况下，如果在地面激发地震波，向下传播的地震波在多层界面反射，然后返回到地面被检波器接收，我们称每个检波点接收到的反射波为一道地震记录。下面讨论地震记录形成的物理机制。

8.5.4.1 假设条件

①地下有n+1层水平地层，共有n个波阻抗界面，第i层的P波速度为v_Pi，密度为ρ_i。第i个反射界面的P波反射系数为R（i），P波透射系数为T（i）。

②有一纵波P₁垂直向下入射，入射波位移函数为

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式中

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Φ（t-）表示子波，a 是与波前扩散，介质吸收有关的振幅系数，r 为波的传播距离。8.5.4.2 地震波的透射损失

地震波在地下传播中除波前扩散、地层吸收要影响地震波振幅的变化外，当波遇到弹性分界面时，一部分能量反射，一部分能量透射。透射波在下层界面又要反射和透射，这样透射能量会越来越小。另外，反射波在向上传播时，通过上层界面时也有透射问题，我们把因透射引起地震波振幅变弱称为透射损失。

现在如果考虑地震波在第i个界面反射后到达地表的振幅值a_i，则该反射波振幅要受到正向（向下）透过上覆i-1个界面的影响和反向（向上）透过上覆i-1个界面的影响。若第i-1个界面的反射系数为R（i-1），正向透射系数为T（i-1），反向透射系数用T′（i-1）表示，则有

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（8.5-11）式称为第i-1个界面的透射损失因子。同理可得第i个界面的透射损失因子为1-R²（i）。由于该因子总是小于1，故说明地震波每经过一个界面后，入射波的能量由于透射要损耗一部分，即在地表接收的反射波振幅中需要乘上透射层的损失因子。于是第i个界面反射到地表的反射波振幅a_i为：

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式中：大括号中的量为第i层以上总的透射损失。

8.5.4.3 地震反射记录

如果地下实际介质存在的n个界面都是反射界面的话，地面可以接收到每一个界面的反射波，于是一个实际地震记录道上会记录n个反射波。设地震记录用x（t）表示

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式中

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Δτ_j为第j层地层层间双程旅行时，τ_i为地面到第i层的总双程旅行时。如果设一个地震反射波波形延续长度为Δt，若令

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δt_i体现了能否分辨两相邻反射界面的能力，称为垂直（纵向）分辨率。若δt_i≥0，则两个相邻层的反射波在记录上彼此分开，为分辨率高。若δt_i<0，则两个相邻层的反射波相互重叠，称为分辨率低。地震勘探中要提高分辨率，当Δτ_i不变时，则要求有较小的Δt。

8.5.4.4 地震道褶积模型

根据实际测井资料说明，在含油气的沉积盆地进行地震勘探时，存在着大量的薄层，有些地区甚至平均不到3 m就有一个反射面。一个实际地震记录道就是由这些无数多个反射地震子波组成的复合振动，其中具有强反射系数的反射波构成记录上的强振动，称为优势波，而反射系数较小的反射波构成弱振动，称为劣势波。这些优势波和劣势波的组合就构成目前地震记录道上的各波组和振动背景。于是根据式（8.5-13）可以近似地认为，一个反射记录道是地层反射系数序列R_t和地震子波b_t的褶积（卷积）结果，于是

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这就是所谓的地震道褶积模型。显然地震道褶积模型是简化了的反射记录道线性模型，一般来说它省略了介质吸收、透射损失等诸多因素，但是它具有一定的实用性。

利用地震褶积模型可以正演地震理论记录。图8-19（a）～（d）是正演理论地震记录的示意图，（a）是地震子波；（b）是反射系数序列；（c）是褶积过程；（d）是一个道的理论地震记录。

图8-19 正演一个道的理论反射记录的示意图

值得指出的是，实际地震记录可能远非上述这样简单的组合，因为层与层之间可能还会产生层间的多次反射，这些层间多次反射依然可以返回地面被接收。因此在地面所观测到的不仅是各反射层上反射波的组合，还应包括层间多次反射的组合，它们按到达时间先后组合构成真正的实际反射记录道的复合振动。

④ 在通信中基站的分级告警是由什么原因造成的

外接天馈设备的驻波比升高，会造成基站的告警。检查时可查看以下几个方面：
1.天线与馈线的接头处是否密封好，有无进水现象。
2.可检查馈线是否有损伤及扭曲。
3.测试天线的驻波看是否正常。
驻波告警定位方法
1、驻波告警1（VSWR1）
1）检查CDU有故障
利用测试手机测试基站收发信号功能是否正常。
若收发信信号功能正常，利用CDU强制复位功能来确定CDU是否误告警。如果CDU复位后故障不重现，
那么说明CDU有误告警，更换CDU。否则，CDU没有误告警，此时可通过“置换”等方法来确定是否CDU有故
障。若CDU没有故障，说明天馈系统有故障，转第（2）步。
若如果收发信号不正常或信号不通，那么说明天馈系统+CDU的上下行通道可能有问题，在第一步中通
过“置换”法确认CDU没有问题后转第（2）步。
2）检查天馈系统是否故障。
可以通过测试（室外）天馈系统的驻波比来检查（室外）天馈系统有无故障。在与CDU 模块 TX/RX
ANT 端口相连接的1/4"跳线接头处，测试天馈系统的驻波比，同时晃动1/4"跳线和机柜顶 1/2"跳线，观
察仪器显示的驻波比数值是否变化很大。如果驻波比数值变化很大，那么说明电缆接触不良。如果驻波比
大于1.5，那么可判断天馈系统有故障，按“步步为营”等方法处理。
！！当有塔放时，必须先切断塔放馈电，防止短路现象和其它损坏测试仪表的现象发生，再测试 CDU
TX/RX ANT端口驻波是否严重超标。
3）上述步骤一般能定位CDU 过驻波告警1（VSWR1）故障原因；当上述步骤不能定位CDU 过驻波告警1
（VSWR1）故障原因时，按CDU驻波告警处理功能不稳定或CDU TX/RX ANT接头与1/4"跳线接头匹配不良处
理。前者更换CDU，后者更换CDU和1/4"跳线。
4）若TRX上报驻波比告警，则需要首先检查TRX发射端口（TX）到CDU的连线是否正常及接头是否拧紧，同
时可以通过更换TRX来检查是否是TRX误告警。
2、驻波告警2（VSWR2）
1）当CDU 发生过驻波告警2（VSWR2）时, CDU会上报告警给后台。, 当该告警持续一段时间(一分钟)后,
CDU将向后台上报驻波严重告警。此时操作维护单元（TMU）在接收到驻波严重告警后，将自动向TRX发命
令关掉功放。
2）定位告警故障原因，参见过驻波告警1（VSWR1）问题定位的一般方法。

分集接收告警的故障分析与处理
在GSM基站维护中，分集接收丢失是一种出现较为频繁的故障，是影响网络指标的一个重要因素。而许多维护人员并不是很认真的去思考这一问题，只是简单的将TRU复位，有的甚至去更换天线做一些无用功。
产生分集接收丢失时，一个或多个TRU在50分钟内至少有12db的差异，由此接收机的灵敏度会减少3.5db。
在空间分集中，两根天线间距超过4米的情况下，利用分集接收可以得到3dB左右的增益，同时基站可以通过对两路信号的比较来判断自己的接收系统是否正常，如果TRU检测两路接收信号的强度差别很大，基站就会产生分集接收丢失告警。分集接收丢失告警可能是TRU、CDU、CDU至TRU的射频连线或天馈线故障引起的。
对于定向基站来说，其最常见的是天馈线接错。因为馈线分别连接着室内机架和塔顶天线，如果安装人员不细心，就很容易出现机架和天线连接交叉的错误。如果天馈线连接不正确，则同一小区内两根天线的方向就会不一致，方向不对的天线就接收不到该小区手机发出的信号或接收信号很弱，从而使基站产生分集接收丢失告警，同时该基站也伴随着较高的拥塞和掉话。这种原因造成的告警总是两个或三个小区同时出现。对于这类告警，第一种方法依次核对每根天馈线，这种方法的优点是故障定位迅速准确，缺点是必须依靠高空作业人员配合；第二种方法是在室内依次将天馈线进行倒换，如果一、二小区同时有这种告警，则错误的可能是13、14、23或24这两根天线接错，我们可以通过依次互换以上各对天线来解决问题。这种方法虽不用爬铁塔，但经常要倒换好几次天线，还要根据相应的话务统计分析来确认；第三种方法是通过信号测试，对于采用收发共用天线的基站，在距基站一公里左右的某一小区的中心点，利用SAGEM测试手机或其它仪表依次测量该小区所有载频的接收电平（应关闭该小区的跳频），根据测量结果来判断天馈线是否接错。如果该小区只用了一根发射天线，在测试完该无线后可以将发射改到另一根天线上。
归结起来，分集接收丢失故障有以下几种类型及处理方法：
1. 接收路故障
首先用OMT软件去定位此故障位于哪一扇区，此时在HARDWARE菜单下天线会显示红色，且用MONITOR查看会显示FAULT：ANTENNA（即天线故障），然后用SITEMASTER（天馈线测试）检测此扇区接收路的天馈线是否有故障。(另外注意TRU与CDU接收路的射频线， 射频线出现故障几率很小)
2. TRU故障(故障几率很大)
首先排除接收路故障后，用OMT软件去检测TRU的SSI的值，在CUR不为零的情况下，当SSI的值的绝对值大于12时，若SSI的值为负值，此时TRU坏的可能性非常大，更换此TRU后再检测SSI的值是否正常.如果仍不正常，(若本扇区有其它TRU则检测其它TRU的SSI的值是否正常). 若SSI的值为正值，就有可能为接收路故障(CDU上跳线接头可能没接好).当SSI值正常，但是TS利用率为零时，毫无疑问TRU已经坏了。
3. CDU故障
在排除上面二种故障后，将此扇区的CDU移至其它正常的扇区，若为CDU故障，用OMT软件去检测则会发现分集接收丢失故障也会伴随一起移动.(从话务统计可以看出掉话较严重)

4. HLIN 、HL OUT连线故障
更换HLIN 、HL OUT连线即可(此时伴随RX CABLE DISCONNECT 故障)。
5. 相邻扇区的发射天线过近
相邻扇区的发射天线主瓣不能重叠较多，一般在工程中天线分集距离为4至7米（为波长12至18倍），所以一般为此扇区发射路和接收路接反，在CDU上换发射和接收跳线即可。
当存在邻频，在BSC上查明此小区是否与相邻小区存在干扰，若存在，小区资源的ICMBAND级别一般为3、4（特别是96这一频点与移动公司所用频点的干扰，此时要借助测试手机进行测试移动公司所用频点），对此小区进行换频。
7. 天线松动
此表现为BSC上分集接收丢失时有时无（几小时一次），到现场用OMT软件去检测可能没有此故障，此时应从DXU LOG里调出记录，找出故障扇区对接收天线进行紧固。
8. 其它
主要是工程原因，例如：带辅机柜时，CDU上HL IN接到HL OUTB 上或主机柜与辅机柜HLIN、HLOUT机柜顶连线接反或连线有故障等。

⑤ 波长链的活期怎么存

如果有人问我，拒绝是什么？我一定会告诉他完整的意思！如果有人问我，平庸是什么？我一定会说：“你认为呢？”——题记

当我看到这个作文题目时，脑中影射出两个巨大的字“庸俗”，窃喜之感蔓延脑海。涌来连绵不断的思绪，轻拍着我的海岸，文字与文字之间互相撞击，声音越来越猛烈，“海浪”一层比一层高，冲击着这四个字所形成的柏林墙，但却没有一句话能够冲破。刺眼的阳光在不断的位移，覆盖“海面”上的阴影越来越大，是黑暗还是空白，我已分不清。它成功的拒绝了我脑海中所有平庸的文字，看似庸俗的未必庸俗，貌似高贵的未必不平庸！

人从出生开始就被赋予了接受或拒绝的权力，某种物质，或某种精神。在每一次行使权力时，某种“元素”必然会潜移默化的发生质变，是缓慢还是疾驰？在“地表面”还是“地底”？又会与哪种“元素”结合产生反应，是物理性质还是化学性质？但唯一确定的是反应结果必在当下或未来生成新的物质存在着某种影响力。

⑥ 表面波(瑞利波)波速测试法

英国学者瑞利(Rayleigh)于1887年首先在理论上确定了自由界面附近瑞利面波的存在。在以往的地震勘探中，这种瑞利面波被作为干扰波。近年来，国内、外学者对瑞利面波进行了深入的研究，在理论和应用方面都取得了较大的进展，利用它进行测试变为现实。

一、瑞利波在半无限大空间的传播

在自由界面(如地面)上进行竖向激振时，均会在其表面附近产生瑞利波，而瑞利波有3个与工程质量检测有关的主要特征：

(1)在分层介质中，瑞利波具有频散特性；

(2)瑞利波的波长不同，穿过的深度也不同；

(3)瑞利波的传播速度与介质的物理力学性质密切相关。

研究证明，瑞利波能量约占整个地震波能量的67%，且主要集中在地表下—个波长范围内，而传播速度代表着半个波长(λ_r/2)范围内介质震动的平均传播速度。因此，一般认为瑞利波法的测试深度为半个波长，而波长与速率及频度有如下关系：

设瑞利波的传播速度为υ_r，频率为f_K，则波长为λ_r=υ_r/f_K当速度不变时，频率越低，测试深度就越大。

瑞利波勘探法根据震源形式不同可分为两大类：一类为稳态法；另一类为瞬态法。同样，瑞利波检测方法分为瞬态法和稳态法两种。这两种方法的区别在于震源不同。

瞬态法是在激震时产生一定频率范围的瑞利波，并以复频波的形式传播；而稳态法是在激震时产生相对单一频率的瑞利波，并以单一频率波的形式传播。前些年，主要以稳态激振方法为主，其测试原理是利用扫频仪和功率放大器发出的谐波电流，推动电磁激振器对地面产生稳态面波，由相隔一定距离的拾振器将接收到的面波振动，转换为电压量送入计算机(频谱分析仪)进行相关计算，从而得出频散曲线。

由于稳态激振面波勘探方法设备较为复杂，重量大，测试费用高；为克服这些缺点，随之根据其原理，便出现了瞬态面波勘探方法，与稳态法相比其设备较为轻便，测试速度快。但也有许多缺点：其一是瞬态激振的功率密度谱分布不均，许多频率能量太小，随机干扰大，以至于频散曲线与理论相差太大，常常无法利用。其二是仍按照稳态激振面波勘探方法接收地面震动波，致使所有的波(如反射波、折射波、直达波等)均作为干扰波而与面波混在一块，有可能导致误差较大的结果，这也是瞬态激振面波勘探方法主要缺点之一。

为了克服这些缺点，目前发展了一种新的面波勘探方法——瞬态多道瑞利波勘探技术。它的激振可采用不同材料和质量的锤(或重物)下落激振，在地面布置多个拾震器，并选择最佳面波接收窗口接收震动，通过多次叠加和多道相关叠加，使得频谱能量加大，干扰减小。

设Z≥0为弹性空间，点震源位于坐标原点，且介质中的每点都作简谐运动，设u、υ、w分别表示质点沿x、y、z方向的位移，则波动方程的表达式为：

土体原位测试与工程勘察

式中：θ=

；λ为拉梅常数；k为弹性系数；ρ为介质的密度；▽²为拉普拉斯算子。

以下假定所引入的力对于z轴对称，并在极坐标(r，θ，z)中讨论问题。又设q为垂直于z轴的位移分量，w为z方向的位移分量。两种坐标的关系为：

土体原位测试与工程勘察

引入波动位φ与ϕ满足：

土体原位测试与工程勘察

式中：h²=ρp²/(λ+2k)；k²=ρp²/k。

对式(7-9)试求其变量分离形式的解(略去时间因子e^ipt)得到：

土体原位测试与工程勘察

式中：α²=ξ²-k²；β²=ξ²-k²。

将式(7-10)代入式(7-8)得到位移表达式为：

土体原位测试与工程勘察

应力表达式为：

土体原位测试与工程勘察

二、瞬态点震源激发的瑞利波场中的位移表达式

设震源位于坐标原点，在时刻t=0作用，则初始条件和边界分别为：

土体原位测试与工程勘察

由于当z→+∞时，必有φ→0，ϕ→0，故式(7-12)中的A=0、C=0，将式(7-13)代入式(7-12)，并解系数行列式，得D=

。

若在地面施加一适当的竖向激振力(可用大锤敲击地面或吊升重物自由下落)，则于地下介质中可产生纵波、横波和瑞利波。此时可用如下的波动方程来描述它们的运动：

土体原位测试与工程勘察

式中：ϕ，φ为质点位移场的势函数，υ_P和υ_S分别为纵波和横波的速度。

对于平面波可得(1)式的一个解为：

土体原位测试与工程勘察

土体原位测试与工程勘察

式中：υ₁=[1-(υ_r/υ_P)]；υ₂=[1-(υ_r/υ_S)]；N为波数，υ_r为瑞利波速；A、B为常数。

由(2)式可得到瑞利波传播的两个特性：一是瑞利波振幅随深度衰减，能量大致被限制在一个波长以内；二是由地面振动波的瞬时相位，可确定瑞利波传播的相速度。

瞬态面波法即根据这两个特性，在相距一定距离的地面两点安置拾振器，接收面波振动，再通过频谱分析，做出波长-波速频散曲线，从而算出地下土层的瑞利波速υ_r。瑞利波速υ_r和横波波速υ_S的关系为：

土体原位测试与工程勘察

当μ从0.25至0.5时，υ_r/υ_S从0.92至0.95。由此可将瑞利波波速换算成横波波速。

瞬态多道瑞利波是在地面上沿着面波传播的方向、布置间距相等的多个拾振器，一般可为12个或24个。选择适当的偏移距(震源到第一个拾振器的距离)和道间距(拾振器之间的距离)，以满足最佳面波接收窗口和最佳探测深度。

将多个拾振器信号通过逐道频谱分析和相关计算，并进行叠加，可得出一条频散曲线，从而消除了大量的随机干扰，信号中各频率成分能量大为增强，从而使得地质体在频散曲线上的反映更加突出和判断准确性大大增强。

三、采集方法

在时域内，面波采集的质量好坏，直接影响到计算出的频散曲线。与反射法地震勘探方法相同，瞬态多道面波勘探也存在一个最佳窗口问题。弹性波在时间空间域内传播时，其各种波型(直达波、折射波、反射波、声波和面波)均遵循各自的传播规律，故在应用瞬态多道瑞利波方法时应注意的是：

(1)各道采样必须设计排列在面波域内，且采集到足够长的记录。

(2)尽量使采集到的波型单一，即：不使直达波的后续波或反射波、折射波干扰面波，同时避免周围的干扰振动。

(3)采集的波形不能失真。

根据以上原则，在设计排列时，应按照不同的探测深度选择不同的偏移距和道间距。偏移距较小时，产生的高频分量就大些，反之，浅部的信息就强些；若需突出深部信息，应使偏移距放大些，致使高频分量衰减，而低频分量突出。

同样也根据探测深度选择道间距。对于同样的道间距，反映深部的信号频率较低，传感器之间该频率的相位差较小，而为了突出有效信号，必须使相位差有一定的值，所以必须使道间距加大些。反之，减少道间距，避免相位差超过360°。

瞬态多道瑞利波法的激震，可采用大锤或吊高重物自由落下。一般地，对于深度在20～30m内，土质不是很软，采用24磅大锤敲击地面即可获得不错的频散曲线。如果深度加大、土质较软或提高探测质量，也可吊高重物自由落下，这种方法可获得较好的低频震动。

在产生撞击振源时，常常不可避免地产生二次撞击，如重物碰地回弹后再次撞地，有些人想方设法控制此二次震动，以获得干净的面波资料，结果影响了工作效率，其实这大可不必。我们知道，对于时域中分析的反射法或折射法地震勘探，二次激发必须排除，因为第二次激发波会叠加在第一次激发的波上，形成干扰。而在频域中则无此问题，这从以下推导可得佐证：

设地面上A点接收到第一次激振产生的振动为：y=f(x，t)

地面上A点接收到第二次激振产生的振动为：y=Cf(x，t-Δt)

C为小于1的比例系数，合成振动应为：y=f(x，t)+Cf(x，t-Δt)

将上式进行富里埃变换，并注意到富里埃变换的延时定理，可得：

Y=∑X_m=∑U_m[f(x，t)+Cf(x，t-Δt)+iV_mf(x，t)+Cf(x，t-Δt)]

式中：U_m和V_m分别为频谱的实部和虚部。若令

土体原位测试与工程勘察

则有：

X_m=A_m[f(x，t)

]+C·A_m[f(x，t)]

·

若令

则有：

X_m=A_m[f(x，t)]·

·(1+

)=A_m[f(x，t)]

·B·

其中：

土体原位测试与工程勘察

则对于α点：

同理，对于b点：

对于计算某点频率的相位差时，由于

，因此，两次激发造成的延时叠加被减去了，所以它们在频率域中并不对相位差造成影响。

四、仪器、设备要求

1.仪器

瞬态多道瑞利波的数据采集，必须选用多道数据采集系统，最少12道以上，以24道为好。由于面波分析是在频率域中进行，各种频率成分能量差异很大，要想取得尽可能多的地下信息(尤其是地下深部的信息)，而上部的信息又不能产生失真，故仪器的动态范围必须要大；AD转换一般要在16位以上(最好达20位)，本机的噪音水平一定要低，折合输入端的噪音要小于或等于5微伏峰值电压；并且频响范围要宽，尤其低频频响要好，频率下限应小于1Hz，上限应大于1000Hz。这几项要求，均高于普通浅层地震仪。因此，可以说浅层地震仪可以做的工作，面波仪均适用，而面波仪所做的工作，浅层地震仪的指标往往不能满足。仪器的工作流程见示意图7-3。

图7-3 仪器工作流程示意图

2.拾振器

由于面波频率成分较低，所以必须选择低频拾振器。究竟频率下限是多少的拾振器可达到要求，则应根据场地地层波速值和探测深度确定。若以探测深度为波长一半计，则有：

土体原位测试与工程勘察

如果波速为200m/s，

为20m，则f为5Hz。这时，拾振器的下限频率至少要选择在5 Hz 以下。

3.仪器及参数

(1)SWS-1型多功能面波仪的主要技术指标

道数：12道、24道，可扩展为48道；

(测试时1道至多道可选)

放大器：瞬时浮点放大器；

模数转换：20 bit；

信号增强：32 bit；

采样率：30μs～8ms(分若干档)；

采样点数：512～8192个样点(分若干档)；

动态范围：120dB；

滤波器：高、低通模拟滤波；

CPU：80386或80486；

RAM：2 Mb，可扩为4 Mb、8 Mb、16 Mb；

硬盘容量：80 Mb，可扩为120或200 Mb；

软驱：1×3.5英寸，1.44 Mb；

显示屏：640×480点阵VGA液晶显示屏；可外配彩显显示彩色剖面；

打印与绘图：输出各种纪录与处理结果；

电源：DCl2V，24道额定功耗小于25W；

体积：45×34×15cm³；

重量：8.8kg；

使用环境：-5℃～+45℃

(2)数据采集参数

震源：大锤

震源距5m

道间距2m

全频率接收

五、资料和数据的处理

1.时间距离(X—T)域中的面波

(1)在时间(T)-距离(X)域中了解面波及干扰波的宏观特征，是处理和解释面波数据中首要的步骤。面波的多通道采集数据，在时间距离域中一般表示为二维坐标中的图形。其横坐标为各检波通道至震源的距离，纵坐标轴为震源激发后的传播时间，向下为时间增大。各通道接收的震波振幅数据，反映在相应距离的横坐标上，按到达时间表示为沿纵坐标的图形(横向摆动的波形或不同的色彩)。

图7-4是一个在沉积地层上取得的完整的面波振动记录。距离由距震源10m 到480m；时间从震源激发到2 s，包含了层状介质上地表接收到的面波及其他干扰波的基本波型。

(2)子波、同相轴、视速度、视周期，脉冲震源在地层中激发的振动，在时间上表现为短暂的波形，在传播中保持着基本相似而又缓慢变化的特征。震源激发的同一类的波型，在相近的接收通道上也表现出相似的波形，称为该波型的子波；同一波型在相近通道上子波相似特征点的连线，称为同相轴；它在时间-距离坐标中的斜率，体现了该波型沿地表传播的速度，称为视速度；同相轴越陡，视速度越小。子波波形两个正负主峰占的时间，称为视周期，可以用它估计波型的主频率。

(3)时间-距离域中的典型面波数据图形，图7-4中显示不同视速度和视周期的波型。震源在左边，由左向右子波的到达时间越来越迟，其中标示出的三组波型有：

图7-4 面波数据图形图

A：视速度大(同相轴平缓)，视周期短(主频率高)，它属于浅层折射波和反射波的波型；

C：视速度小(同相轴陡)，视周期由短变长(主频率变低)，它属于面波基阶模态的波型；

B：视速度比 C 较高(同相轴较缓)，视周期由比 C 短(主频率较高)，它属于面波的几个高阶模态的波型。

由图中面波的波型表现可以看出：邻近通道的子波波形变化平缓，说明地层横向相对均匀。出现明显的高阶模态波型(B)，反映了地下存在分层结构。视周期较长的基阶模态波型(C)振幅较大而且稳定，表明面波能量所及的深度内，存在较高刚度的底部地层，能将面波能量折返到地表附近。

(4)正常地层中不同频率段的面波数据图形，脉冲震源产生的面波振动，包括宽频率范围内的各个频率组份。通过窄频带滤波，可以从时间-距离域中看出不同频率组份面波各模态的表现，以及干扰波的振幅变化，并了解在宽频率范围内提取面波频散数据的可能性。

图7-5 500～800频率段面波数据图形

图7-5是一个在分层地基上取得并未作滤波的面波原始记录，距离由距震源25m到47m，记录时间为1 s，包含了面波及其干扰波的基本波型。黄色的帚形框圈出面波振动数据的时间距离范围。上界的黄线界定了每秒 200m的视速度，下界的更陡斜边为每秒50m。黄色框外的上部出现的是较弱的反射和折射波，它们的主要振动能量，可以在数据处理时用如图的帚形时距窗口加以排除。窗口内下部是面波的基阶模态，而上部出现显著的高阶模态，视速度和视周期都和基阶模态有所差别，反映了地下存在分层结构。原始记录经过11 Hz的窄频带滤波。得到图7-6a所示的波型图形。

11 Hz频率段靠近面波基阶模态的视周期，基阶模态的振幅相对增强，但是较高视速度的高阶模态依然明显存在，表明同一频率的面波组份中存在不同视速度的模态。而且在左部的几个通道上，不同的模态合并到同一时间段内。在这样的距离段内，单一的时间频率分析是难以分离出不同的模态的。原始记录经过22 Hz的窄频带滤波得到如图7-6b的波型图形。

22 Hz 频率段靠近面波高阶模态的视周期，其高阶模态的振幅相对增强，而较低视速度的基阶模态也存在，也只有在距震源相应宽的距离段上，才有可能区分不同的模态。

将原始记录经过3Hz的窄频带滤波，得到如图7-6c所示的波型图形。记录的3Hz频率分量振幅很弱，显示图形时加大了振幅的增益。图形中出现的同相轴大部分都极平缓，具有很大的视速度(甚至表现出反向震源传播的视速度)，其展布已经不能包含在面波的时间-距离窗口内。只有在更大的距离上(窗口的右下角)才显现具有低频面波视速度的面波成分。这些低频同相轴反映了大波长的波动组分，涉及的周边范围宽，一般属于水平地层中的低频反射鸣震，或者是来自采集排列旁侧的散射波场。它们的振幅在图示的3Hz频段超过了面波的幅度，构成对低频3Hz窄频带滤波后面波数据图形(图7-6c)面波的干扰。

这种低频干扰不是用简单的时间 距窗口能够排除的。如果脉冲震源没有足够的低频能量，它往往会掩没面波的低频组份，构成低频(反映大的深度)面波数据中出现过大的相速度。这种干扰现象在全频段的原始面波数据中并不明显，只有在窄频带滤波的时间-距离数据中才会明显暴露出来(图7-7)。

图7-6 窄频带滤波后面波数据图

图7-7 地层中含局部异常体的面波数据图形

该图中引发波形的震源位置在左边，正常地层的面波同相轴由左上方向右下方延伸。图中正常同相轴的中部出现向左下方的分支，表明面波向右方传播途中遇到局部异常介质，产生反向的散射。这种异常现象在多道的时间-距离域图形中容易判断，异常的水平位置也容易确定，但是难于判断异常体的深度。对面波的频散数据它也会造成扭曲。

(5)地表为高刚度层覆盖的地层面波数据图形：图7-8中明显可见的面波(同相轴视速度低，视周期长)，反映了下覆地层的弹性波速，应属面波的基阶模态。其上部隐约可见视周期很短的振动，在左边距震源附近的通道上振幅大，反映较明显，它是属于高刚度层覆盖层造成的面波的高阶模态的反映(右图经放大后可以看得更清楚)。

图7-8 地表为高刚度层覆盖的地层面波数据图形

图7-8中面波的振幅由左向右随距离的增大急剧衰减，这是地表高刚度覆盖导致的特征漏能现象。和高刚度地层在底部的正常地层结构不同，震源的弹性能量在地表高刚度覆盖的下界面向下部地层漏失，其下再没有使它向上折返的界面条件。

在最简单的地层(均匀不分层)条件下，面波波速没有频散，根据时间频率域中的面波同相轴斜率，完全可以确定面波的速度，并藉以估算地层的刚度。而对于分层的地层，面波的速度将产生频散。如果各层的刚度随深度逐层增加，面波的弹性能量将偏向它的基阶模态，高阶模态的能量偏弱。这时，用简单的窄频带扫频滤波方法，也可以在时间-距离域估算面波的频散规律。面波应用研究的早期就是这样来获取面波的频散速度的。如果各层的刚度随深度起伏，特别是含有显著的软弱夹层，则面波高阶模态的能量将相应加强，这时就难以用简单的扫频滤波方法。如若在时间距离域内分清面波的模态和估算面波的频散，就不得不采取更复杂的数据处理方法。

目前存在不同性能的波场分频速度估计方法。二维频率波数域方法是一种通用方法，它有快速计算的功能，比较适用于多道线性阵列的波场分频速度估计。

2.频率-波数(F-K)域中的面波

面波的各个模态，在时间和距离上往往是相互穿插叠合的。在频率-波数域中，可以清楚地区分开面波不同模态的波动能量，从而能够单一地提取出基阶模态的频散数据。

(1)频率-波数谱、相速度、谱振幅 面波沿地表传播的波场，在时间和空间上都可以分解为正弦和余弦形式的波动组分，转换成二维的频谱。单个波动组分在时间上的频度，以每秒中的波动次数来计量，就是一般称的频率(F)，单位为Hz，而在空间(距离)上的频度，以每米中的波动次数来计量，称为波数(K)，单位为1/m。由频率-波数谱中某个波动组分的频率和波数，可以确定它的周期(T=1/F)和波长(L=1/K)。

这个波动组分的波形在波场中传播时，每个周期的时间前进一个波长，计算出的速度就是它的传播速度(υ_c=L/T，或υ_c=F/K)，也称为该组分的相速度。由波动组分正弦和余弦分量的振幅，可以合成该组分的谱振幅，反映了该组分传播的弹性能量的大小。

运用二维傅里叶变换，可以将时间距离域的弹性波场数据，转换为频率-波数谱数据，表现为二维坐标中的图形。一般其左上角为坐标原点，纵坐标为频率轴，沿纵坐标向下波动频率增高，也就是在时间上波动越快。横坐标为波数轴，沿横坐标向右波数增多，也就是在空间上波长越短。

各个波动组分谱振幅的大小，用不同颜色的色标来表示，一般色度越亮，表示谱振幅越大。波动组分坐标点(F，K)和原点连线的斜率(F/K)，体现了它的相速度。这条连线越陡该波动组分的相速度越大，越缓相速度越小。

离散数据的二维傅里叶变换，对于转换的频率和波数区间，都有相应的限定：转换的频率限(F_max)是采样时间间隔(dT)的倒数的一半(F_max=0.5/dT)。转换的波数限(K_max)是采样道间距离(dX)的倒数的一半(K_max=0.5/dX)，对于单向传播的波场，最大波数可以扩大一倍(K_max=1/dX)。在频率和波数限定区间以外，会出现变换折叠造成的干扰。

(2)面波的频率-波数谱向低频小波数(长波长)区延伸的表现 在频率 波数谱的左上角，频率降低、波数减小，反映大深度的波长较大的面波应该在这个区域内分布。但正就是在这个区域，波谱对不同类型波的相对分辨能力降低，如果基阶面波不具备较强的能量峰脊，就很难提取到正确的频散数据。图7-9显示了在频率-波数谱左上角经常遇到的图景：

它是一个实测的面波记录的频率波数谱上，阴影圈定了明显的基阶面波的能量峰，其中白色点标记出峰脊的位置。在反映低频波长较大的左上方(黑色框内)，分布着一些弱的能量轴，难以作出明确的选择，可靠的频散数据低频端只能到此为止。

了解基阶面波能量峰向频率波数谱左上角延伸的一般规律，将有利于识别和提取频散数据。为此，可在这个面波记录的频率-波数谱上，标出由它得到的地层模型正演的基阶和高阶频散数据点，并且正演了原来未拾取到的左上角低频频散数据点。

图7-9 一个实测的面波记录的频率-波数谱

图7-10 频率-波数谱图形

在图7-10是标上了正演得到的频散数据点的实测记录频率-波数谱图形。其中白色点组成的线是正演的基阶频散数据，淡灰色点组成的两条线属正演的高阶频散数据。它们的中下部均能和谱图中相应的能量峰脊相吻合，说明正演采用的地层模型正确地反映了这部分谱图的面波能量。正演基阶频散数据线向左上方的延伸部分逐渐逼近频率波数坐标的原点，这就是基阶面波能量峰脊向低频小波数(长波长)区延伸的方向。

图7-10正演得到的频散数据点的实测记录是图中还以黑色直线标出地层最大剪切波速(底层)在频率-波数谱中反映的位置。在此黑线左方出现的能量峰其相速度都大于地层底层的波速，不属于面波能量的表现。

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