微动勘查方法及其研究进展.pdf

1、第24卷第1期2009年2月(页码：326334)地球物理学进展PROGRESS IN GEOPHYSICSV0124，No1Feb2009孙勇军，徐佩芬，凌飕群微动勘查方法及其研究进展地球物理学进展，2009，24(1)：326334Sun Y J，Xu P F，Ling S QMicrotremor survey method and its progressProgressin Geophys(in Chinese)，2009，24(1)：326334微动勘查方法及其研究进展孙勇军12， 徐佩芬1， 凌廷群3， 李传金12(1巾国科学院地质与地球物理研究所，北京100029； 2中国科学

2、院研究生院，北京1000493日本地学数据分析研究所东京1840012)摘 要 本文简要回顾了微动的发展历史，并着重介绍了微动勘查方法的原理、方法及其最新进展当今，城市物探中传统的地球物理勘探方法越来越受到限制，微动勘查方法以施工简单、成本低、费时短、对环境没有任何影响等优点，越发显现出其优势由于横波速度对煤层陷落柱、采空区等速度异常区反映敏感，微动方法对探测陷落柱及解决村庄覆盖区的煤层构造问题，具有得天独厚的技术优势和应用前景关键词 微动勘查方法，面波，频散曲线，空间自相关法，频率一波数法中图分类号P631 文献标识码 A 文章编号 10042903(2009)01032609Microtr

3、emor survey method and its progressSUN Yongjunl2，XU Peifenl， IANG Suqun3，LI Chuanjinl2(1Institute of Geology and Geophysics，Chinese A(ademy of Science，Beijing 100029，China； 2Graduate University ofChineseAcademy of Sciences，Beijing 100049，China；3GefrAnalysis Institute Co，Ltd，Tokyo 1840012，Japan)Abstr

4、act In this paper，the historical development of the microtremor method is briefly reviewedIt is focused on，the principle of the microtremor survey，its observation systems，processing methods and recent advancesAnyconventional geophysical method has its own limitationsThe increasing environmental and

5、operational COSTS furtherrestrict the use of these conventional methods，especially in urban areasThe microtremor survey method，on theother hand，provides us with useful information about the shearwave velocity profilewhich is difficult Io obtainusing conventional methodsMoreover，it is COStefficient a

6、nd environmentally friendlyBecause of it sensitivity tothe anomalous 10w S-wave velocity in downcast columns，minedout areas and other unusual geological bodies。themicrotremor survey method is technically superior to any other geophysical method in detecting or mapping these lowor high velocity anoma

7、liesIt is also useful in mapping geological structures，such as coal seams，and underneathvillagesKeywords microtremor survey method，surface wave，dispersion curve，spatial autocorrelation method， frequencywavenumber method0 引 言20世纪中期以前，几乎所有的地球物理学家都利用天然地震或人工地震震源激发的地震信号研究地球内部结构从20世纪五、六十年代开始，有人利用不定震源发出的信号

8、来研究地下结构E12|微动信号就是不定震源发出的信号，它是地表的一种微弱振动，在任何时间和任何地点都可以记录到微动信号中携带了丰富的面波信息，与地球介质密切相关，对其时空分布规律与频散特性的研究受到很多地学研究者的关注1957年和1969年，Aki和Capon分别用空间自相关法(SPAC法)11和频率一波数法(FK法)2|，从微动信号中提取出了面波，进而求出面波频散曲收稿日期20080307；修回日期20080521基金项目 中国科学院知识创新工程重要方向项目(KZCX2一Yw一103)资助作者简介孙勇军，男，1982年2月生，江西人，2005年毕业于中国矿业大学(北京)地质工程专业。现为中国

9、科学院地质与地球物理研究所硕士研究生，地球物理专业(Email：sunyongjunmailiggcasaeen)万方数据1期 孙勇军，等：微动勘查方法及其研究进展线之后，人们开始把微动与实际应用联系起来1969年，Apostol Poceski31在研究1963年发生在南斯拉夫东南部城市SKOPJE的地震时发现，地震发生过后的灾害分布以及地表冲积层的厚度和微动的主频之间存在很好的相关性，重灾区(地表冲积层厚度在2030米之间的区域)的微动主频大约在036s但FEUdwadia和MDTrifunac_40的研究指出，微动的频谱和地震频谱之间并没有频率上的相关性，微动并不能确定地震危害性问题尽管

10、对于微动的实用性一直存在争论，但人们对利用微动解决实际问题的研究一直未中断1976年，Lewis JKatzE 53用实验方法对微动中的面波频谱进行了分析，并对观测中的台站布置方式进行了研究，取得了较好结果结果表明，用微动方法评价局部场地地质效应是一种比较经济可行的方法1978年，Katz和Bellon61利用在美国内华达州的Beatty采集的微动数据对该地的场地效应进行了评估，把该地场地的响应谱与微动的功率谱进行了比较并也认为利用微动方法对场地效应进行评估能得到可靠结果Michael WAsten7(1979)肯定了微动方法在评估场地效应方面的潜在作用，但对Lewis JKatz得出的结果表

11、示怀疑，因为Lewis JKatz在计算中是用P波传播模型直接代替了Rayleigh波传播模型Katz以及Robert等人8还在地震区划等领域研究微动特性，讨论微动中P波和Rayleigh波对研究地下地质构造的作用上述工作都只是利用微动信号中的短周期面波来研究地下浅部地层的速度结构，研究深度仅有几十米1982年，Hiroshi Kagami等人9开始利用长周期微动信号研究深部土壤层的特性，研究区域的第四纪地层深达上千米1991年，JMorales等人1叩研究了深达上百米的沉积盆地中的微动特性，讨论了长周期微动和盆地沉积层卓越周期之间的关系之后的十几年中，微动方法逐渐应用于地下构造的研究，探测深

12、度也从刚开始的几十米发展到上千米冈田广(Okada)11在前人研究的基础上，经过十余年的研究和实践，系统提出了一种被动源物探方法一微动勘查方法1994年冈田广和凌娃群口幻在FK法中引入自回归模型(AR模型)算法推定相速度，从资料处理结果看，此法比傅里叶变换提高了推定值的稳定性，进一步完善了微动勘查法同年，凌娃群E1 33在其博士论文关于提取微动中面波相速度的方法研究中突破性的将SPAC法应用于微动数据处理，从而使微动方法从理论走向实用1997年长郁夫等人在日本物理勘查学会秋季讲演会上报告了他们将遗传算法引入微动勘查的研究结果(1999年在日本物理探查上发表了文章1 4)，表明使用分岔遗传算法(

13、FGA)可以使微动的数据处理变得更为简便王振东1 5州和冉伟彦口73在上世纪八十年代末九十年代初首次把这种方法介绍到中国来1992年北京市地质勘察技术院首次在北京进行了一次目的层深达2400m的微动勘查试验并获得成功，所推断的两个储热层的位置与钻探结果非常接近近年来，微动勘查方法在国内也逐渐得到应用叶太兰和何正勤等人18“叼在北京多个地区进行了微动勘查试验，并为北京的地热资源开发提供了03kin深度的速度结构，已作为确定地热钻孑L位置的依据凌贮群、徐佩芬等人(待刊)也在江苏等地进行了29个地热钻孑L井位选址的微动测深工作，其中已完成的6个井位钻探验证了微动测深结果的主要目的层深度误差控制在05

14、52007年，微动方法首次应用于煤矿采区勘探结果表明，该方法对确定陷落柱低速异常区、探测村庄覆盖区的煤层构造，效果显著，与其它物探方法相比，具有得天独厚的技术优势和应用前景在微动的实际应用中，利用微动信号中的水平向与垂直向(HV)谱进行反演来估计地下S波速度结构已成为国际上微动界的研究热点之一2卜26中国目前在微动的研究上比较落后，主要体现在对方法的研究上没有什么进展，但对在实际中的应用方法却越来越成熟，在已完成的一些项目中得到比较好的结果182 0|目前在土木工程、地震防灾、城市物探等领域，获取地下横波速度结构主要是利用钻井以及三维地震勘探等手段但是前者费用高，费时长，且当钻井深度较深时，成

15、本会急剧上升三维地震勘探需要人工震源，且对周围环境有一定的破坏作用，在人口密集、交通繁忙的市区很难实现微动勘查方法具有简便、快捷、低成本、对观测环境无特殊要求，同时又不破坏环境，在实际应用中越来越受到重视微动勘查方法与其他物探手段相结合，对解决资源勘探领域的采区构造问题及寻找石油及其它矿产资源，已显现出其潜在的优势及前景1 微动的基本性质11微动的定义及其频谱特征在没有地震的时刻，地球表面的任何地方都处在一种微弱的振动状态下，地球表面的这种连续的微 万方数据地球物理学进展 24卷弱振动称为微动微动的振幅约为10110 mm，因而人类感觉不到微动信号属于天然源信号，主要源于两个方面，一是人类的日

16、常活动，包括各种机械振动，道路交通等这些活动产生的信号频率大于1 Hz，属于高频信号源，通常，这类微动信号也被称为常时微动二是各种自然现象，包括海浪对海岸的撞击、河水的流动、风、雨、气压的变化等。这些现象产生的信号频率小于1 Hz，属于低频信号源，通常，这类微动被称为长波微动微动没有特定的震源，振动波来自观测点的四面八方，携带有丰富的地球内部信息图1是在美国西海岸观测到的一个典型的微动记录的能量谱研究表明世界各地的微动频谱形态大体相似心7I但微动在时间和空间上存在高度变化、无规律性、无重复性的特点所以，微动的频谱特性反映了微动在时间和空间上的变化，是利用微动信号研究地下横波速度结构的重要参数芒

17、芒譬主池血；o图1 观测于美国西海岸的频率在001 Hz到10 Hz之间的微动信号的能量谱凹7Fig1 Power spectra of microtremors with the frequencybetween 001 and 10 Hz observed on the West Coastof AmericaTwo examples show timesof high and low power levels【212微动的组成及其性质微动是由体波(P波和S波)和面波一瑞雷(Rayleigh)波和勒夫(Love)波组成的复杂振动，并且面波的能量占信号总能量的70以上2所以，常常利用微动中的

18、面波信息研究地下横波速度结构，而实际应用中常利用微动信号中的瑞雷波瑞雷波沿自由表面传q衙，在近地表的浅部其质点的振动轨迹为逆时针的椭圆，椭圆的长短轴之比为3：2(对于介质泊松比为025而言)瑞雷波的基本性质有：(1)地层瑞雷波相速度与横波速度相近可以利用瑞雷波的波速来求取横波波速，进而计算岩土层的各种力学参数(2)振幅随深度按指数衰减，影响深度约为一个波长，其能量主要集中在半个波长范围内，故某个波长相速度基本上等于半个波长内各地层的横波相速度加权平均值因此，同一波长的瑞雷波的传播特性反映了地质条件在水平方向的变化情况，不同波长的瑞雷波的传播特性反映着不同深度的地质情况(3)瑞雷波在不均匀介质中

19、传播时发生频散现象体波在传播过程中以极化群形式出现，无频散现象，此特性是提取瑞雷波信号的先决条件2”312 微动勘查方法的基本原理微动信号的振幅和形态随着时间和空间的变化而发生变化但在一定的时空范围内具有统计稳定性，可用时间和空间上的平稳随机过程加以描述1微动勘查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的频散曲线，通过对频散曲线的反演，得到地下横波速度结构从微动信号中提取面波频散曲线的方法有两种，一是空间自相关法(简称SPAC法)，另一是频率一波数法(简称F-K法)目前以空问自相关法最为常用21 空间自相关法(SPAC法)及其扩展SPAC法首先假定微动在时空上符合平稳随机过程，其

20、次假定微动所包含的各种成分的波中面波的一个振动模式(基阶)占优势1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，考(27，Y)，是时间t和位置矢量考(z，y)的函数它的波谱表现形式为：x(，考(x，y)一exp(imt+i鹾)dZ7(co，K)(1)式中叫一2丌为角频率；K一(志，走，)为波数矢量；刃为正交随机过程SPAC法的野外观测阵列为圆形，圆形观测阵列上的一点和中心点观测信号的标准化自相关函数方位平均值可以表示为1|：一新焉端啪一斯exp(焉)COS(口刊d口一J 0X0(2)万方数据1期 孙勇乍，等：微动勘食力法及其研究进展式中：S(、，r，臼)为圆心处观测点与圆周上观测点

21、信号的交叉谱，S。(厂，0)和S，(、，r)分别为圆心处和圆周上观测点信号的功率谱，。为第1类0阶贝塞尔函数，z。=乡安为。阶贝塞尔函数的宗量，臼为波的cJ入射角度，c(厂)为波的传播速度，P(r)为空间自相关系数用SPA(：法处理微动数据时，首先将实测记录分成若干个数据段，剔除干扰明显的数据段，将各数据段通过中心频率不同的窄带滤波器，分别提取各个频率成分再对各个频率成分分别计算中心测点与圆周上各测点之间的空间自相关系数fD(厂，厂)并进行方向平均由10(厂，r)一-，。(z。)求出0阶贝塞尔函数的宗量z。，再由T。一筹兴求出相速度c(厂)最o、J后拟合出相速度频散曲线上述SPAC法是利用单分

22、量(垂直分量)微动观测数据，提取的面波是瑞雷波为提取微动信号中的另一种面波一勒夫波，拾震器需换成三分量以获取微动信号中的垂直、径向和切向三组数据根据圆型台阵的三维数据计算出空间自相关系数角频率为02的三分量空问自相关系数ID(60，r)的表达式为3 2：纯(02，)一-，o(rk R)， (3)p，(02，r)一J。(rk R)一J 2(成R)R+J。(成。)+J 2(戊L)hh K+hj， (4)n(02，r)一，o(rkR)+J 2(rkR)hK+J。(rkL)一J 2(rk L)hLhR+hL (5)式中：岛、肛和|D，分别是微动的垂直、径向和切向的空间自相关系数。可由实测数据算出kR、

23、k。分别是瑞雷波和勒夫波的波数，h。、h。分别是功率谱密度，J。、J：分别为零阶和二阶贝塞尔函数由上述方程可以求出瑞雷波和勒夫波各个频率的波数，进而可以求出各频率的相速度利用勒夫波解释的好处是与P波速度无关，有利于提高解释精度口引由于SPAC法要求采用圆形规则台阵，实际工作中受野外地形条件限制有时很不方便冈田广等人1研究了一种新的算法，成功地将该法应用于非规则台阵这种应用于非规则台阵的SPAC法称为扩展的空间自相关法(ESAC法)，它克服了传统SPAC法台阵布置不如频率 波数法自由的缺点，方便野外施工，而且在相同台阵尺度情况下其勘探深度比较大，同时资料处理时间相对较短正是由于力f去上的改进，近

24、年来SPAC法已取代频率一波数法，成为微动数据处理的主流方法22频率一波数法(FK法)FK法首先要求出不同频率的功率谱，其计算方法有多种，以最大似然法(maximum likelihood)最为常用，功率谱可用下式表示：P强，是。，02)一N N、一1(叫)exp旋如。一)+旋。(y。-y，)卜i J(6)式中：叫一2丌，为角频率；(z：，Y。)为观测点i的坐标；K一强。，k，)为波数矢量；驴，(02)为由各观测点之间的信号的相关性所组成的矩阵的逆矩阵的元素如前所述，微动是由体波和面波组成的，如果某一信号占相对优势，则它在功率谱上会与一个最大值对应，假设该最大值的波数为是。一(是。，k加)，则

25、与之对应的传播速度为：2町o (7)波的传播方向为臼一tan。1(等) 这样求出不同的相速度C就可以得到一条实测的相速度频散曲线口3|FK法的台阵布置比SPAC法自由，但对于同样的勘探深度，台阵的覆盖面积或尺度要比SPAC法大得多，资料处理的时间也要比SPAC法长FK法近来已很少使用23横波速度结构反演瑞雷波与地下结构的关系非常复杂，目前只能将地下模型近似为水平层状介质，根据层状介质模型理论来计算模型的理论频散曲线口“3再对频散曲线进行反演获得地下介质的横波速度结构对频散曲线进行反演的方法有多种，传统的有最小二乘法，但它通常要求给定一个精度较高的初始模型，而实际上这是比较困难的近年来发展起来了

26、一种利用遗传算法的解法这种解法初始模型的精度要求不高，而且全为正演计算，过程稳定，目前已成为频散曲线反演的重要方法3 3I该方法的分析步骤为3：(1)定义一个解的存在空问，然后随机生成N个模型；(2)计算各模型的理论频散曲线，根据理论值与观测值的差来评价各模型的优劣；(3)按一 万方数据330 地球物理学进展 24卷定比例淘汰劣质模型，保留优质模型，并按与优劣成正比的概率挑选模型，对挑选的模型进行交叉(用两个模型组成两个新模型)和变异(突然变化某模型的某一个或几个要素以生成一个新模型)的操作；(4)把保留下来的模型和交叉变异处理得到的模型合在一起，组成新一代模型；(5)重复以上过程，直到某模型

27、的理论频散曲线与观测值相差足够小为止用遗传算法由面波频散曲线反演地下结构的解法可以在较大范围内进行全局搜索，不致于因初始模型选择不当而漏掉最佳模型3频散曲线反演中解的不确定性较大，一般需要一定的已知条件来确定解当调查区内有多个调查点时，可采用多点同时反演来解决这一问题3 微动的野外工作方法根据勘探目的不同，微动野外观测分为单点观测和剖面观测它们的野外方法基本一致，只是剖面观测需按一定间距沿剖面进行单点观测31微动单点勘查微动单点勘查最终获得测点下方地层介质的横波速度及界面深度，故也称为微动测深微动单点勘查在日本被视为虚拟钻孔2微动单点勘查大多采用图2所示观测台阵由七台仪器所组成，除圆心放置一台

28、(S。)外，分别在两个同心圆上呈三角形均匀放置六台观测仪(S。一S。)这个观测台阵可一次或分两次进行观测，每次观测至少用四台仪器(中心点及同一圆周上的三台仪器)台阵中心点到圆周的距离称为观测半径R一般来说，探测深度是观测半径的35倍3 2形 r I 、。C烈 舞图2微动野外观测台阵示意图Fig2 Skel(、h of microtremor survey array用如图3所示的仪器设备完成微动单点勘查，包括拾震器、周期延迟电路、滤波器以及记录仪拾震仪 剧期延迟电路 记录仪 时M校JEGPS+低通滤波器图3独立式微动勘查示意图Fig3 Sketch of a single point micr

29、olremor survey微动勘查使用宽频带地震仪，一般来说，如果要求1000 rn以上的观测深度，地震仪的固有周期要求在5s以上对各台仪器间的一致性要求较高，一般要求一致性至少达到095以上，相位差在(3。5。)以内图4为某点一致性测试波形记录时问图4 一致性测试原始波形图Fig4 The microtremor calibration record微动台阵观测采用各台仪器独立观测方式，仪器之间无需电缆连接为了保证台阵各观测仪器的时钟同步，一般在观测开始前和结束时，仪器通过接收GPS卫星的标准时间信号自动进行内部时钟校正，并记录校正量微动野外工作步骤如下：(1)检验仪器并做一致性测试；(2

30、)根据探测深度确定观测半径并测量各观测点的位置；(3)设置仪器参数进行微动观测；(4)微动数据的回放检查图5为江苏马山地区实测微动信号波形图从波形图可以看出，这次采集的数据徐佩芬，凌鞋群江苏省靖江市微动测深报告R2007234567234567，234567瓠乳殴中国科学院研究生院,北京,100049)， 徐佩芬,XU Pei-fen(中国科学院地质与地球物理研究所,北京,100029)， 凌甦群,LING Su-qun(日本地学数据分析研究所,东京,1840012)刊名： 地球物理学进展英文刊名： PROGRESS IN GEOPHYSICS年，卷(期)： 2009,24(1)被引用次数：

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