SPAC法在海口江東新區新近紀-第四紀地層精細劃分中的應用

鐘宙燦, 蔡水庫, 劉巧霞, 張前, 章雪松, 張匡華, 王富

(1.海南省海洋地質資源與環境重點實驗室, 海口 570206; 2.海南省地質綜合勘察院, 海口 570206; 3.海南省地質調查院,海口 570206; 4.中國地震局地球物理勘探中心, 鄭州 450002; 5.海南省海洋地質調查研究院, 海口 570206)

微動探測技術是一種基于臺陣觀測的天然場源微動信號進行提取瑞雷波頻散曲線,進而反演獲得地下介質S波速度結構的地球物理勘探方法[1]。Aki[2]基于平穩隨機過程理論采用空間自相關(spatial autocorrelation,SPAC)法,從微動信號中提取面波頻散曲線,推動了微動理論方法技術的發展。微動探測方法已被中外許多學者廣泛應用于地層速度結構探測中[3]。王振東[4]和冉偉彥等[5]開展長周期微動法用于深部地質結構界面分層研究。Liu等[6]利用微動臺陣觀測技術測定地表60 m深度范圍的速度結構。何正勤等[7]利用SPAC法獲得了地下1～2 km深度范圍的橫波速度結構,并通過鉆孔結構對比驗證了其可靠性。徐佩芬等[8-10]在河南、山西等多地利用微動技術進行地層分層、斷裂構造探測及陷落樁勘察,取得顯著效果。翟法智等[11]利用二重圓形關系臺陣探測城市暗浜,填充物深度誤差在0.2 m以內。Tian等[12]在青山海灣地區采用2 Hz地震檢波器進行微動探測,獲得的橫波速度結構與鉆孔巖性對比,證明了SPAC方法得到結構的準確性。徐浩等[13]利用微動勘探技術開展城市地面沉降檢測,通過鉆孔驗證波束異常處,驗證了該技術的有效性。齊娟娟等[14]基于擴展空間自相關法(extended spatial autocorrelation,ESPAC)的線性臺陣的微動B超技術,實現了大深度、高精度詳查。

隨著海口江東新區的設立,為保障江東新區內建筑工程建設及安全運行,海南省地質局聯合中國地質調查局武漢地質調查中心開展城市地質調查,查明地下空間結構特征。江東新區地處濱海平原,海陸過渡帶沉積物成因多樣、新近紀-第四紀地層接觸關系復雜,區域內工程地質和水文地質調查程度偏低,為了查明江東新區內地質條件,需利用地球物理探測技術等開展地質調查工作。由于江東新區所處的環境條件復雜,常規的鉆探工程施工成本大、鉆孔孔位受建筑物等限制,難以達到理想勘查效果。微動探測以其環保無損、抗干擾、場地條件要求低等特點,已在城市地質調查、地下空洞等多個領域[15-19]中取得了顯著的應用成果。

現基于微動探測SPAC法基本原理,通過反演微動臺陣觀測數據獲得的地層結構,并與地質鉆孔對比,驗證該方法的有效性;采用“鉆探+加密微動探測”方法,指導江東新區內新近紀-第四紀地層單元[20]的精細劃分,為海口江東新區的科學規劃、地下空間的安全高效利用與管理、地上地下一體化“透明江東”和“智慧江東”的建設提供地質支撐和服務。

1 研究區地質概況

1.1 地貌

海口江東新區位于海南島北部海陸交互地帶,總體呈北西-南東向展布,東西向從文昌市至南渡江,南北向從云龍鎮至瓊州海峽,總面積約298 km2,如圖1所示。根據地貌成因,區內地貌類型主要分為火山地貌、河流地貌和海積地貌,其中火山地貌主要分布于江東新區中南部以及演豐鎮一帶成,河流地貌主要分布于研究區西南部的靈山鎮一帶,海積地貌主要分布于研究區北部的桂林洋一帶。

紅色框區域為江東新區范圍圖1 海口市地圖Fig.1 Map of Haikou City

1.2 地層

研究區內下伏基巖為石炭紀-二疊紀片麻巖和混合巖,上覆地層從老到新依次為中新統下洋組及燈樓角組,上新統海口組,更新統秀英組、北海組及多文組,全新統瓊山組、煙墩組及Qh(未建組)。

地表出露地層主要有:下更新統秀英組,巖性底部為灰白色、灰黃色砂礫層,上部為紫紅夾白、黃色等雜色黏土層;中更新統多文組,巖性底部灰黑色致密-氣孔狀玄武巖,頂部為殘積厚紅土,主要分布于靈山-演豐-塔市一帶;中更新統北海組,巖性下部以黃褐色礫砂為主,上部以紅褐色含礫、中細砂或細中砂為主,主要分布于桂林洋一帶;全新統瓊山組,底部為淺褐黃色粗砂層、砂礫層,上部以灰黃粉質黏土為主,主要分布于東營-靈山鎮一帶;全新統煙墩組,主要為黃色砂與灰黑色淤泥質黏土互層為主,主要分布于研究區沿海、高山村及演村一帶;全新統未建組,巖性為沖洪積成因的黃色砂礫及中細砂,分布于南渡江兩岸。

1.3 構造

海口江東新區所處的雷瓊斷陷盆地邊界斷裂(王五-文教斷裂)與盆地內部斷裂(鋪前-清瀾斷裂、馬裊-鋪前斷裂、長流-仙溝斷裂及儒關村-云龍斷裂)共同控制的構造變形,同時控制了地塊的垂直差異升降運動。區內主要發育三組斷裂(圖2),一為近南北向的鋪前-清瀾斷裂(F1),二是近東西向的馬裊-鋪前斷裂(F2),三是近東西向的新村-林烏斷裂(F3)。

圖2 研究區微動測點位置圖(據文獻[20]修改)Fig.2 Location map of the microtremor points in the study area(revised from ref.[20])

2 SPAC法基本原理及工作方法

微動勘探的基本原理是基于平穩隨機過程理論及彈性波理論[21],根據面波傳播特性,從地震臺陣記錄微動信號的垂直分量估算面波相速度[22],通過提取瑞雷波頻散曲線,進而反演獲得觀測臺陣下方S波速度結構,最后由波速差異解釋地質現象,從而達到勘察的目的。

2.1 SPAC法

SPAC法(空間自相關法)認為微動在時間和空間上隨機分布,并且在特定的時間內具有穩定性。因此將某一時段的微動信號記錄看成是平穩隨機過程的樣本函數X{t,ξ(r,θ)},定義臺陣中心O和其圓周上測點A的空間自相關函數S(r,θ)為

(1)

式(1)中:g(ω,r,θ)dω為空間協方差函數;h(ω,φ)為頻率-方位密度;ω、r、θ分別為角頻率、觀測半徑、波的入射角;k、φ分別為波數和方位角[21-22]。

可得空間協方差函數g(ω,r,θ)的方位平均值表達式為

(2)

式(2)中:J0(rk)、rk分別為第Ⅰ類零階貝塞爾函數[10]及其宗量。

進而求出角頻率空間自相關系數ρ(ω,r)為

(3)

式(3)中,h0(ω)為觀測臺陣中心頻率-方位密度。

最后根據式(4)獲得瑞雷波相速度c(f)。

(4)

式(4)中:f為頻率。

可見,通過計算臺陣中心點與圓周上各點的空間自相關函數并對其方位平均得到空間自相關系數ρ(ω,r),再用第Ⅰ類零階貝塞爾函數擬合對其擬合,便可求出相速度c(f),獲得瑞雷波相速度頻散曲線,最后采用個體群探索分歧型遺傳算法[23]反演出地下S波速度結構,從而達到解譯指導工程實踐。

2.2 觀測系統

為了滿足SPAC法對圓形觀測臺陣的要求,單點微動探測時觀測臺站需沿著圓周布置,且至少等間隔布設3臺,中心點布設1臺,組成圓形觀測臺陣,可得到可信的空間自相關系數。本次采用的觀測系統(圖3)由10個觀測點組成,1個置于圓心、9個分別置于內接3個三角形頂點,通過RTK定位確保每個觀測點達到厘米級定位精度。

1～10為臺陣觀測點號;r臺陣圓周半徑圖3 微動觀測臺陣示意圖Fig.3 Illustration of microtremor station observation

2.3 數據采集

采用北京水電物探研究所生產的WD-1智能勘探儀,儀器屏幕上可以直接觀察到地層頻散曲線及其逐漸收斂穩定的過程;儀器頻帶范圍0.5～50 Hz,采樣間隔5～100 ms,采樣長度600～3 600 s,可根據實際情況進行濾波處理。

在野外數據采集前,需將觀測臺陣所用的拾震計放置于同一地點,同時記錄波形數據,截取部分時段數據如圖4所示,可見波形基本完全相同,各拾震計間的相干系數優于95%,滿足微動探測對儀器的要求后方能采集數據。

圖4 儀器一致性測試波形記錄Fig.4 Waveform records of instrument’s conformance test

同時針對觀測系統分別布設了最大邊長為40、64 m的三角形臺陣試驗,研究臺陣規模與探測深度的關系,試驗結果如圖5所示。

Vc為面波速度圖5 頻散曲線對比Fig.5 Comparison of the dispersion curves

由圖5可知,臺陣最大邊長為40 m時,最大勘探深度約為170 m;當臺陣最大邊長為64 m時,最大勘探深度約為203 m。隨著臺陣最大邊長的增大,勘察深度得到有效提升,因此在本研究區內采用最大邊長為64 m三重圓形臺陣。

數據采集時,保證所有采集人員遠離觀測臺陣,盡量減少不必要的人文干擾,實時監控儀器波形數據和頻散曲線,10～30 min完成0～200 m深度的地層勘探。

2.4 數據處理

本次數據處理解釋軟件為北京水電物探研究所配套enc_P系列程序。主要處理步驟如下。

步驟1對原始數據[圖6(a)]設定自相關分段點數后計算出功率譜密度,預設面波頻率區間2～15 Hz。

圖6 S波速度結構主要處理步驟Fig.6 Main processing steps of S-wave velocity structure

步驟2利用SPAC法進行自相關處理,先求出每個微動探測點臺陣中心點與圓周上各點的自相關系數并取方位平均,再用第Ⅰ類零階貝塞爾函數擬合,計算出與臺陣相對應的相速度,從而獲得相速度頻散曲線[圖6(b)]。

步驟3建立初始地層結構模型后不斷進行調整優化,得到最終地層結構分層模型,并用遺傳算法反演得到橫波速度結構模型[圖6(c)],經過擬合后理論頻散曲線與實際頻散曲線較吻合度高。

3 成果解釋

3.1 探測成果與鉆孔成果對比分析

江東新區下伏基巖與上覆地層以及不同時代地層(燈樓角組、海口組、秀英組、煙墩組)之間均存在波速差異(圖7),這就為微動探測劃分層位提供了地球物理前提。

為了進一步了解微動探測結果的可靠性和精度,對區內實測的微動頻散曲線進行反演得到S波速度結構,并與研究區內測點附近的淺鉆JDSK6進行對比分析(表1、圖8)。

Vs為橫波速度圖8 S波速度結構與鉆孔JDSK6對比Fig.8 Comparison of S-wave velocity structure with borehole JDSK6

鉆孔JDSK6揭露地層主要有6層:第1層(0～10.2 m)為素填土和粉細砂,局部夾礫粒;第2層(10.2～15.35 m)為黏土,局部夾粉土;第3層(15.35～23.7 m)為含貝殼碎屑礫砂,夾粉砂;第4層(23.7～94 m)為粉質黏土,夾貝殼碎屑巖;第5層(94～133.8 m)為貝殼碎屑砂礫巖;第6層(133.8～200.17 m)由多層相間的粉質黏土、中粗砂以及粉砂組成。

由S波速度結構可知,S波速度分布總體上呈上低下高的特征,自上而下可分為6層:第1層深度為0～10.1 m,S波層速度約為160 m/s;第2層深度為10.1～14.5 m,S波層速度約為190 m/s;第3層深度為14.5～24.7 m,S波層速度約為430 m/s;第4層深度為24.7～93 m,S波層速度約為650 m/s;第5層深度為93～134.8 m,S波層速度約為720 m/s;第6層深度為134.8～202.3 m,S波層速度約為830 m/s。在45.2～54 m及93～134.8 m處分布兩處旋回低速層,對應著貝殼碎屑砂礫巖。

從表1可知,底界面的誤差介于0.44%～5.54%,誤差較大(5.54%)出現于秀英組與海口組3段分界面處,可能是由于海口組3段貝殼碎屑礫砂中夾有粉砂,地層間巖性之間波速差異減小,降低了分層精度。海口組貝殼碎屑砂礫巖與粉質黏土之間及燈樓角組內的中粗砂與粉質黏土之間界面的波速差異較大,易于有效區分。巖性分界面探測精度總體呈現出隨深度加大而減小的特征,這與研究區內淺鉆JDSK4、JDSK5與其對應的微動測點結果的比對基本一致。

對比可知,SPAC法探測波速差異大的地層分界面,可有效確定其深度,其精度也較高;微動解釋的巖層界面與鉆孔揭露的巖性界面之間不是一一對應的,存在著一定的誤差,可根據鉆孔揭露的結果修正后為繪制地質剖面圖提供數據支撐。

3.2 二維微動剖面劃分巖性層位

采用“鉆探+加密微動探測”方法,于研究區內完成2條二維微動剖面,共72個微動探測點。以AA′線為例,施工6個間距約500～2 000 m的淺鉆和35個微動測點,依據橫波速度等值線并結合鉆孔資料修正后繪制地質剖面,精細地刻畫出研究區內的新近紀-第四紀地層單元。如圖9所示,自上而下,波速呈現出不斷增大的特征,存在明顯的巖性界面;結合區內的鉆孔巖性資料,視橫波速度剖面反映出6個巖性層位,分別為人工填土、煙墩組、多文組、秀英組、海口組及燈樓角組,各層組的埋深總體上逐步變大。

1為燈樓角組;2為海口組;3為秀英組;4為多文組;5為煙墩組;6為人工填土;7為粉細砂;8為含角礫黏土;9為黏土;10為貝殼碎屑砂礫;11為粉質黏土;12為貝殼碎屑砂礫巖;13為粉質黏土與粉砂互層;14為中粗砂;15為巖性界線;16為推斷斷層及編號;17為鉆孔編號及孔深(單位:m)圖9 AA′線微動探測綜合解釋剖面Fig.9 Comprehensive interpretation profile of microtremor survey of line AA′

(1)人工填土。主要由灰色、褐色素填土組成,分布于地表,平均厚度3～5 m,將橫波速度<120 m/s劃分為該層位,其在剖面縱向上表現為厚度分布較均勻,橫向上1 200～2 600 m區段缺失。

(2)煙墩組(Qh3y)。測線上未見出露,屬濱海、潟湖相沉積,巖性主要由黃灰色粉砂、細砂、礫砂及淤泥質黏土組成,組底部以薄層狀礫砂層為特征。主要分布于測線北東部,平均厚度約6 m,將橫波速度120～160 m/s劃分為該層位,其在剖面縱向上表現為厚度分布不均勻,橫向上5 800～6 900 m區段厚度逐步變大。梁定勇等[24]在江東新區JDGK3孔3.8 m處采集了光釋光(OSL)測年樣品,測試分析得出的年齡為(1.04±0.07)ka,認為該組時代為晚全新世。

(3)多文組(Qp2d)。局部出露地表,巖性以含角礫黏土為主,不整合疊覆于秀英組之上,底面高程3～14 m,平均厚度約5 m。將橫波速度160～200 m/s劃分為該層位,在剖面上表現為厚度分布較均勻。灑驍等[25]開展瓊北火山巖激光40Ar/39Ar定年研究,正等時線年齡為(0.53±0.04)Ma,該組時代為中更新世。

(4)秀英組(Qp1x)。測線上未見直接出露,為隱伏分布。巖性以雜色黏土層為主,個別鉆孔揭露黏土層之下為白色、灰白色、黃色含礫中粗砂層,平均厚度約11 m。將橫波速度200～240 m/s劃分為該層位,橫向上3 300～3 900 m及6 800～8 070 m厚度分布較薄,其他區段分布較均勻。該組地質時代為早更新世。

(5)海口組(N2h)。測線上海口組未直接出露,隱伏分布于秀英組之下;海口組3段巖性以灰白、灰黃色貝殼碎屑中砂為主,偶夾黃色貝殼碎屑粉土;海口組2段巖性以青灰色、深灰色粉質黏土為主,局部夾灰白色含貝殼碎屑巖;海口組1段巖性以黃褐色、灰黃色貝殼碎屑砂礫巖為主,偶夾灰白色粉質黏土。海口組頂部以貝殼碎屑中砂與上覆秀英組呈平行不整合接觸,底部以貝殼碎屑砂礫巖與下伏燈樓角組整合接觸,平均厚度約80 m。將橫波速度240～500 m/s劃分為該層位,橫向上0～8 070 m厚度分布表現為逐漸變厚,其中5 400～6 100 m區段有斷裂發育。該組的地質時代為晚上新世。

(6)燈樓角組(N1d)。該組沉積環境為淺海陸棚,鉆孔資料顯示上部巖性以灰綠色粉砂與粉質黏土互層為主,中下部為灰白色中粗砂為主。該組底部與下伏地層呈整合接觸,頂部以灰綠色粉質黏土與上覆海口組灰黃色貝殼屑砂質礫巖整合接觸。將橫波速度>500 m/s劃分為該層位,橫向上0～8 070 m埋深逐漸變大,其中6 100～6 250 m區段有斷裂發育。結合梁定勇等[24]的研究成果,表明該組的地質時代為晚中新世。

3.3 斷裂推斷

依據視橫波速度在縱向上表現出臺階跳躍現象,秀英組、海口組與燈樓角組地層之間巖性界面存在明顯錯動現象,較好地顯示了斷裂的空間分布特征(圖9、圖10)。綜合地質資料推斷出AA′線的隱伏斷裂F2w為近東西向的馬裊-鋪前斷裂(F2),與以往推斷斷裂位置相比偏南約600 m,延伸至BB′線2號點附近(圖2);BB′線的隱伏斷裂F3w為近東西向的新村-林烏斷裂(F3),與以往推斷的斷裂位置相比偏南260 m(圖2),未延伸至AA′線。

圖10 BB′線微動橫波視速度反演剖面Fig.10 S-wave apparent velocity inversion section of microtremor survey of line BB′

4 結論

基于SPAC法的基本原理,采用微動探測方法探測海口江東新區地下地層結構,較好地發揮了微動探測場地要求低、抗干擾能力強、工作效率高等優點,取得了很好的應用效果。通過比對微動反演結果與測點附近的地質鉆孔結果,并結合已知鉆孔及地質資料進行綜合解釋,得到以下結論。

(1)研究區內200 m以淺地層結構主要由6個巖性層位組成,其中海口組中的貝殼碎屑礫砂、砂礫巖與其接觸的黏土層之間波速差異較大,易于有效區分;巖性界面探測精度總體呈現出隨深度加大而減小的特征,其精度介于0.44%～5.54%,滿足城市地質調查的精度要求。表明微動探測法可有效劃分巖性差異較大的地層,其探測精度較高,應用效果較好。

(2)依據橫波速度等值線的變化特征,利用測點附近的鉆孔結果修正后進行地質綜合解釋,將海口江東新區新近紀-第四紀地層劃分為中新統燈樓角組,上新統海口組,更新統秀英組和多文組,全新統煙墩組和Qh(未建組),為江東新區新近紀-第四紀地層單元精細化劃分提供地球物理依據;同時根據速度等值線的臺階跳躍現象推斷出隱伏斷裂,證實了微動探測是一種探測隱伏斷裂行之有效的手段。

(3)采用“鉆探+加密微動探測”方法,降低了鉆探工程勘探成本的同時還能保證工程地質勘察的精度要求,可為海南島其他地區第四系-新近系等松散沉積層地區的地層結構探測提供重要參考。微動探測方法憑借其高效、低成本、應用范圍廣等優點,相信能在城市地質調查等方面做出更大貢獻,助力海南自貿港建設。