利用微動方法研究吉林市淺層二維剪切波速度結構

李洪麗

(吉林大學 地球探測科學與技術學院，長春 130026)

0 引言

微動方法沒有固定的震源，它是利用地球本身存在的由于人類活動和自然現象等帶來的微動信號來研究地殼淺層信息。該方法以其操作簡單、施工方便、探測成本低、對周圍環境無破壞、適用范圍廣等優勢，被越來越多的國內、外研究者采用。通過微動的頻譜特性來研究微動在時間和空間上的變化,進而獲得探測區域地殼淺層速度結構。地殼淺層速度結構能為活動斷裂、強地面運動模擬、地熱資源勘查以及地震工程場地評估等地質問題提供幫助[1]。高分辨S波速度結構反演還能很好地反映地下介質低速層的空間變化，為地球淺部圈層耦合性關系、強震孕震環境及區域動力學機制等研究提供重要參考[2]。隨著國內、外關于地震學理論和方法研究的不斷發展，基于地震背景噪聲數據的微動方法在研究地殼淺層速度結構成像、地球內部波速結構隨時間變化關系,以及測定地震水平位置等方面獲得了眾多有意義的研究成果。在地殼淺部數十米至數百米深度的波速結構探測中，微動探測方法已經在地質調查、土木工程等實際應用領域得到了大力推廣，并且取得了良好的應用效果。

從微動信號中提取面波頻散曲線的方法主要有，空間自相關法(SPAC 法)、頻率-波數法(F-K 法)、H/V譜比法等，其中空間自相關法最為常用[3-4]。Aki[5]提出了空間自相關法的概念，研究了在平穩隨機波動理論假設下一維和二維的空間自相關理論及應用實例;何正勤等[6]采用空間自相關法，研究了地殼淺層1 km～2 km深度的橫波速度結構，通過與鉆井結果比對，驗證了該方法對于確定物性差異性大的地層界面是可靠的；徐佩芬等[7]基于自相關法提取地震臺站微震信號相速度頻散曲線，并反演得到地殼淺層S波速度結構，結果與人工地震探測結果較為吻合，驗證了SPAC法估算地殼S波速度結構的可行性;李細兵等[8]利用空間自相關法獲得一個凹陷盆地基本速度結構和各層深度分布范圍，結果顯示該區域的土層結構接近人工地震勘探解釋結果；張寶龍等[1]利用密集臺陣接收的數據，基于微動和面波層析成像方法,獲得了在五大連池火山區尾山火山錐地區地表至700 m深度的地殼淺層三維S波速度結構；謝朋等[9]利用微動探測方法獲取潛江市浩口中學地下介質結構分層，并與鉆孔結果對比，表明微動探測方法能較好地分辨地層結構；盛勇等[10]通過提取頻散曲線和視S波速度分層，描述了地層的速度結構及地熱異常特征，表明微動勘探能有效地在地熱資源勘查中應用。上述研究成果表明，微動法近年來在地質調查實際中應用已經十分普遍，并且該方法也是行之有效的研究方法之一。

1 野外數據采集與研究方法

采用微動方法(空間自相關)，對吉林市某地區地熱勘探區域地殼淺層S波速度結構進行研究，研究過程包括野外采集數據，對采集到的原始地震數據進行瑞雷波相速度頻散曲線提取，再對提取得到的頻散曲線進行擬合反演，進而獲得研究區域地下1 000 m 深度的地殼淺層二維S波速度結構剖面。野外觀測儀器為短周期地震儀(圖1)10臺，為了減小由于噪聲源方位分布不均勻而帶來的對面波頻散曲線可靠性的影響，野外觀測所用10臺短周期地震儀布置位置采用多重圓觀測系統(圖2)。每組如圖2所示布設10臺短周期地震儀，其中中心點為觀測目標點，放一臺短周期地震儀，外圍距中心點的距離分別為50 m、100 m、200 m，共計觀測5個目標點，形成一條觀測剖面，每個目標點觀測時間不少于15 h，研究深度為地表以下1 000 m以內地層。五個觀測目標點，分別記作S4-1、S4-2、S4-3、S4-4、S1-8。

圖1 短周期地震儀

圖2 微動單點觀測系統(三重圓形臺陣)示意圖

微動方法主要目的是，從觀測的噪聲信號中提取瑞雷波相速度頻散曲線，并用瑞雷波相速度頻散反演地下S波速度結構，所以提取準確的頻散曲線至關重要。本研究采用空間自相關(SPAC)方法，該方法是基于微動信號在時間和空間上平穩隨機分布這一假設。在該假設條件下，對相距為r的兩個點的微動記錄作空間相關運算。Aki給出了方位平均后的空間自相關函，數可以用零階貝塞爾函數來表示：

ρ(r,f)=J0(2πfr/c(f))

(1)

式中:r為兩臺站間的距離;f為頻率;c(f)為瑞雷波相速度;ρ(r,f)為方位平均后的自相關系數;J0為第一類零階貝塞爾函數[5]。式(1)適用于基階面波能量為主，利用垂向記錄分量進行空間自相關提取瑞雷面波頻散的情形。

空間自相關系數的計算大致分為時域(窄帶濾波法)和頻域兩大類。時域空間自相關系數求取的步驟為：①獲取記錄良好的原始記錄，對每段選取的記錄平均分成若干段，分段時要保證可以覆蓋足夠多的頻率信息；②對數據進行不同中心頻率的窄帶濾波處理，得到以濾波器中心頻率為自變量的近似單色波記錄；③將單頻記錄的距離為r的臺站對按式(2)計算空間自相關系數，并將相同臺站對的結果進行平均；④循環步驟②和步驟③，計算出一系列頻率值所對應臺站對的空間自相關系數，對所得的空間自相關系數按式(3)兩兩取方位平均，得到用于計算頻散的平均自相關系數。

(2)

(3)

空間自相關系數的頻率域計算公式為式(4)。

(4)

平面上圓形排列臺陣中各臺站的位置一般用極坐標形式表示。以參考點為圓心，θ為臺站方位角，S(r,θ,f)為參考點記錄與其他記錄點的互功率譜，S(0,f)和S(r,f)分別為參考點和與其距離r的另一點記錄的自功率譜；Re為取實部，確保空間自相關系數為實數。

頻域計算相對于時域計算的優勢是去掉了多次窄帶濾波過程，只利用一次傅里葉變換后完全在頻率域內進行計算，因此大大加快了運算速度,所以本研究是在頻率域進行計算的。

頻域空間自相關系數求取的步驟：①選取良好的記錄數據，將數據分段；②將分段后的數據進行傅里葉變換得到頻率域數據，在頻率域內分別計算對應數據段的自功率譜和互功率譜，然后將各段數據結果進行平均；③將平均后的自功率譜和交叉譜結果代入式(4)計算方位平均，便可得到方位平均的空間自相關系數。

2 野外數據處理及結果討論

野外數據采集過程中盡量避開有大量人為因素干擾的區域，經過5個觀測點累計50臺短周期地震儀的記錄，完成5個觀測目標點的微動信息數據采集工作。其中觀測目標點S4-1的部分原始采集數據波形如圖 3 所示，可以看出各個地震儀記錄波形一致性較好，表明采集到的微動信息可靠。

圖3 S1點的10臺短周期地震儀接收的部分連續地震背景噪聲數據

在計算各觀測目標點空間自相關系數前，先整理5個觀測目標點的各地震儀接收到的原始數據，再分別進行去均值、去傾斜、去尖脈沖等數據預處理工作。將每個短周期地震儀垂直分量噪聲數據按照時間進行分段處理，然后對所有分段數據進行傅里葉變換，按照用一臺短周期地震儀的傅里葉譜與另一個臺的傅里葉譜的共軛計算自相關系數，再對自相關系數波形進行平滑處理，得到各觀測目標點對應的自相關系數曲線。數據處理過程中將信噪比較低、未能呈現第一類零階貝塞爾曲線形態的自相關系數曲線剔除。最后通過分析自相關系數波形的零點和極點，與第一類零階貝塞爾函數零點和極點進行擬合，得到五個觀測目標點的面波相速度頻散曲線(圖4)。

圖4 瑞雷面波相速度頻散曲線

采用CPS330軟件分別對上述5個觀測目標點的面波相速度頻散曲線進行線性反演，求取各觀測目標點的一維速度模型[11]。再分別對各觀測目標點的一維速度模型進行插值處理并合成，最終獲得該研究區域地表以下1 000 m以內的淺表地下介質二維S波速度剖面(圖5)。

圖5 研究區域地殼淺層二維S波速度剖面

S波速度對于地層內的流體、溫度變化和介質性質十分敏感。S波速度結構研究有助于分析研究區域地下介質物理狀態。地下介質巖性是影響地震波速的決定因素，介質中存在的裂隙和孔隙度是基本影響因素。另外，地下介質孔隙中的不同填充物、介質的風化和破碎帶以及埋藏深度都會對地層波速產生影響。結合吉林市周邊地區地層劃分表，從獲得的1 000 m深度的S波速度結構剖面圖(圖5)中可以分析出：研究區域內S波速度整體由地表至地下隨地層的深度增大呈增大趨勢，研究區域在深度上可分為三層，第一層速度較低，底界面深度在100 m～150 m左右，為第四紀和晚新生代(新近紀)沉積地層；第二層S波速度在1 000 m/s左右，底界面深度在550 m左右，推測為早新生代(古近紀)沉積地層；第三層地層速度約1 800 m/s，推測為中生代(侏羅紀)沉積地層。由于不同巖性的地層速度不同，再者由于沉積年代以及沉積環境的差別，即使是同一巖性的地層速度也會存在一定的差異，所以依據單一S波速度參數所分層位可能具有一定的誤差。

另外，由于地震波速在氣體和液體中傳播速度低于在固體(巖石骨架)中的傳播速度，裂隙的存在會使地震波傳播速度減慢。由此可推測出在第三層中顯示的兩個明顯的低速區可能為含水區。

3 結論

利用由10 臺短周期地震儀組成的短周期地震儀臺陣，在吉林某工區開展了連續地震背景噪聲觀測，共選取觀測目標點5個，組成一個觀測剖面。利用微動方法首次獲得該區域地表至地下1 000 m深度的淺層S波速度結構剖面。結果表明：地表至地下1 000 m之間S波速度整體隨深度具有線性增加的趨勢；研究區整體分為三層：由淺至深依次為第四紀和新近紀沉積層，古近紀沉積層和中生代(侏羅紀)沉積層；在第三層中550 m～950 m區域存在兩個低速異常區，推測為富含水區域。該微動觀測結果將為該區域今后開展地熱探測、野外地質調查等研究工作提供重要參考。