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1、1000-0569/2013/029( 05) -1841-45Acta Petrologica Sinica 岩石学报微动探测: 地层分层和隐伏断裂构造探测的新方法*摘要 微动探测作为地层分层和隐伏断裂构造探测的物探新方法，已成为盆地结构调查、地热井位选址和隐伏地质构造探测的重要物探手段。微动测深确定岩性差异较大的地质界面，如新生界地层底界、侏罗系与二叠系地层分界面、二叠系-石炭系灰岩顶界面等，深度误差可控制在 5% 左右。断层破碎带/隐伏断裂构造在微动视 S 波速度剖面上显示为低速异常或明显的速度差异，易于识别、解释。二维微动剖面技术已在探测隐伏地质构造( 断层、陷落柱等) 方面取得较好地
2、质效果。本文介绍其原理、方法和应用实例。关键词 微动探测; S 波速度结构; 地层分层; 隐伏断裂中图法分类号P3131842Acta Petrologica Sinica 岩石学报2013，29( 5)推荐精选1 引言微动探测是指基于从台阵观测的天然场源微动信号中采用数据处理与分析技术提取面波( 瑞利波) 频散信息，再通过瑞利波反演技术获得地下介质 S 波速度结构的地球物理勘探方法( Okada，2003，2006) 。地球表面无论何时何地都存在的天然微弱震动称之为 “微动”( Okada，2003) 。这是一种在时间、空间域都极不规则的震动现象，既由诸如气压、风速、海浪、潮汐变化等自然现象
3、产生，也源自车辆行驶、机器运行以及人们日常生活、生产活动等。根据波动理论，微动信号中既包含体波也包含面波，但大多数情况下微动的震源在地表或海底，故微动信号中的面波成分相对于体波而言占绝对优势。微动探测方法正是利用面波( 瑞利波) 来反演地下地质结构的地球物理探测方法。这一方法在国外、特别是在日本已广泛应用于盆地结构调查、工程地质勘察、场地稳定性评价等多个领域( 如Horike，1985; Matsushima and Okada，1990; Chouet et al ， 1998; Kawase et al ，1998; 凌甦群和三轮滋，2006; Wu and Huang，2013) 。近些
4、年来，我国学者也在微动理论及应用研究方面开展了大量工作，并在地热调查、煤矿采区构造及采空区探测、城市地质调查、活断层探测等多个领域取得实用性成果( 如: 何正勤等，2007; 徐佩芬等，2009，2012; 丁立锋等，2010; Xu et al ，2012) ，探测深度从近地表到 2 3km。2 微动探测基本原理2. 1空间自相关法提取相速度频散曲线微动是一种由体波( P 波和 S 波) 和面波( 瑞利波和拉夫波) 组成的复杂振动，并且面波的能量占总能量的 70% 以上( Toksoz and Lacoss，1968) 。尽管微动信号的振幅和形态随时空变化，但在一定时空范围内具有统计稳定性，
5、可用时间和空间上的平稳随机过程描述( Aki，1957) 。微动探测方法就是以平稳随机过程理论为依据，从微动信号中提取面波 ( 瑞利波) 频散曲线，通过对频散曲线反演获得地下介质的横波速度结构。假设微动信号是时间 t 和位置矢量 ( x，y) 的函数，符合平稳随机过程; 某一时段的微动记录可以看成是平稳随机过程的样本函数 X( t，( x，y) ) ，它的波谱形式可用下式表示:Xt，( x，y) = exp( it + i) dZ( ，)( 1)其中 =2f 为角频率; K = ( kx，ky ) 为波数矢量; Z 为正交随机过程。推荐精选空间自相关法的野外观测台阵为圆形，圆形观测台阵中圆周上
6、一点和中心点观测信号的标准化自相关函数方位平均值为:d式中，S( f，r，) 、S0( f，0) 和 Sr( f，r) 分别为圆心处与圆周上测点观测信号的交叉谱和功率谱。J0 为第 I 类零阶贝塞尔函数，x0 = 2fr为其宗量。 和 c( f) 分别为面波的入射角和传 c( f)播速度，r 为圆形观测台阵的半径，( f，r) 为空间自相关系数。( 2) 式表明，通过计算圆形台阵中心点与圆周上各点之间的空间自相关函数 ( ，r) 并进行方位平均得到空间自相关系数 ( f，r) ，由 ( f，r) = J0( x0) 求出零阶贝塞尔函数的宗量 x0，再由 x0 = 2fr求出相速度 c( f)
7、，从而得到相速度频散 c( f)曲线( Ling，1994; Okada，2003，2006) 。2. 2反演 S 波速度结构面波频散曲线与介质密度、纵、横波速度和层厚有关，与速度结构呈非线性关系。为便于速度结构反演，用忽略高阶项的泰勒级数展开式构建频散曲线与速度结构之间的准线性关系。因为相速度与 S 波速度的敏感性远远高于 P 波速度和密度( Horike，1985) ，反演中仅计算 S 波速度。反演计算前先给定一维初始模型，即设定模型的层数、各层 S 波、P 波速度及层厚的上、下限范围，P 波速度、密度与 S 波速度之间的关系由经验公式得到( Ludwig et al ，1970) 。采用
8、个体群探索分歧型遗传算法( fGA) ( Cho et al ，1999) ，从产生的 5000 个模型中搜索出 5 个具有最小残差的 S 波速度结构作为最优解。3 工作方法3. 1数据采集SPAC 法要求观测台阵布设成圆形，并在圆心处布设 1 个、圆周上至少布设 3 个观测台站。圆形观测台阵的半径称为观测半径 r，决定探测深度 H。通常情况下，探测深度 H = ( 3 5) r ( Okada，2003) 。为了满足探测深度要求，实际中必须采用多个观测台阵组成的多重观测系统进行组合观测。图 1 所示为四重圆形台阵观测系统，由 13 个观测点组成，1 个置于圆心、12 个分别置于内接三角形顶点
9、。观测时，各观测点均采用图 2 所示由拾震器( 摆) 、放大电路( 滤波器) 以及记录仪组成的数据采集系统独立完成数据采集。拾震器为速度型( 垂直分量) 、自然周期 1s。特别设计的放大电路( 滤波器) 可将摆的自然频率从 1s 拓展到 57s。各测点采集系统之间的同步和时间校正通过接收 GPS 卫星信号自动实现。微动数据的采样率采用 100Hz，并根据需要进行滤波处理。徐佩芬等: 微动探测: 地层分层和隐伏断裂构造探测的新方法1843图 1四重圆形台阵观测系统示意图圆点代表微动观测点Fig 1 Illustration of the four-circle observation array
10、s Small circles on triangles represent microtremor station points图 2独立式数据采集系统示意图Fig 2Block diagram of the observation equipment system3. 2 数据处理对于实测 30min 时长的单台微动数据，先剔除被场地噪声明显干扰的数据段，再以一定时窗长度将微动记录分成若干段。在时间域中计算每个时窗段的 Fourier 谱和功率谱密度，并计算所有时窗段功率谱密度的平均值。在此基础上，计算每个探测点各台阵所有可能台站对的空间自相关系数并取方位平均，再用第推荐精选 I 类零阶
11、Bessel 函数与其拟合。给定频率值 f，计算与这些台站对相对应的相速度 vr ( f) ，从而获得实测相速度频散曲线 vr ( f) -f。这是用于反演 S 波速度结构和计算视 S 波速度剖面的基本资料。3. 3微动测深与微动剖面根据勘探目的不同，微动探测分为单点探测( 微动测深) 和微动剖面探测二种。利用实测瑞利波相速度频散曲线反演得到台阵中心点下方介质的一维 S 波速度结构，称之为微动测深。其作用类似于台阵中心点处布设一虚拟钻孔，可用于地层岩性层划分。对于构造探测而言，我们往往更需要了解剖面上岩性的相对变化而无需反演 S 波速度的绝对值。所以，在获得单点实测相速度频散曲线后，利用( 3
12、) 式将其转换成视 S 波速度 ( Vx) 随深度 D 的变化( Vx-D) 曲线，再对各测点的 Vx-D 曲线进行横向插值、光滑计算，最终获得二维视 S 波速度剖面( Vx 剖面) 。Vx，i = ( tiv4r，i i ti 1v4r，i 1)1/4( 3) t ti 1式中 Vr 为瑞利波速度，ti 为周期。Vx 是既不同于相速度 Vr 也不同于 S 波速度 Vs 的面波物性参数，具有速度量纲。因为避免了反演过程中设置初始模型、反演结果选取等人为因素影响，微动剖面能更客观、有效地反映地层岩性变化，是地质解释的主要依据。4 应用实例4. 1微动测深划分岩性层: 以地热井位选址为例地层岩性差
13、异是微动测深法划分岩性层的物理前提。基岩面、不同时代地层分界面等地质界面岩性差异大，从而也是良好的速度分界面，采用微动测深法可有效确定其深度，误差基本可控制在 10% 以内。这一方法已成为基岩面探推荐精选图 3江苏常熟梅李地区相速度频散曲线( 左) 与反演 S 波速度结构( 右)Fig 3Dispersion curve of Meili area of Changshu，Jiangsu Province ( left) and the inverted S-wave velocity structures ( right) 1844Acta Petrologica Sinica 岩石学报20
14、13，29( 5)推荐精选表 1微动测深反演 S 波速度结构Table 1The inverted S-wave velocity structures地层序号层速度Vs( km/s)层厚( m)地层底界面深度( m)推测地质年代10 475235235第四系-新近系230 8401 07550500285785白垩系41 6507501535侏罗系52 0508452380二叠系-石炭系63 000表 2江苏常熟市梅李地区地热井位选址微动测深与钻探结果对比Table 2 Comparison of the result of microtremor sounding and drilling
15、 data from Meili area of Changshu，Jiangsu Province推荐精选地层岩性底界深度(m)钻探微动测深深度误差(%)第四系-粉砂新近系、粘土23023522白垩系浦口组钙质泥岩、粉砂岩、细砂岩895785123侏罗系老村组紫红色砂岩、粉砂岩、泥岩154015350 3二叠系龙潭组砂岩、粉 砂 岩、炭质页岩夹煤层1795二叠系-石炭系栖霞组、船山组、黄龙组灰岩251823805 5测、盆地结构调查、地热井位选址的重要技术手段，更因其野外数据采集灵活便捷和成本低的特点，受到应用单位青睐。以江苏常熟梅李地区地热井选址微动测深为例，在反演初始模型无任何参考资料约束情况下，我们对实测频散曲线( 图 3) 反演，获得表 1 所示 S 波速度分层结果。与地热井钻探结果相比( 表 2) ，微动测深确定岩性差异较大的地层分界面，如新生界地层底界、侏罗系与二叠系地层分界面、二叠系-石炭系灰岩顶界面，
