超高频地震信号观测

张诗笛 刘力强 刘培洵 陈国强

(中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029)

0 引言

地壳处于不断的运动之中，构造活动以各种形式表现出来，地震仅是其中的一种表现形式，地震预报应当建立在全面的构造活动观测研究之上。积累能量的三维震源体包括地表出露的岩石与断层在内，因此对地表构造活动的实时观测是监测地壳运动的重要手段。岩体破裂的物理过程是由小到大的渐变过程。大尺度破裂一定源自小尺度破裂，小尺度破裂可能是大尺度破裂的前兆信号。反之，小尺度破裂不一定会导致大尺度破裂，但是从更细微处显示了构造活动。微破裂的尺度一般在mm级，其能量较低，频率在几百至上千Hz，甚至更高，因此应当研发高灵敏度的高频信号记录仪器，高密度布设台网。

20世纪80至90年代，曾经有人对高频构造活动信号(地声信号)开展过研究工作。胡鑫康等(1980)曾检测到200～1000Hz的震前声发射，在唐山余震区，曾记录到高频声发射信号，尤其在震前几十分钟内，记录到频率40kHz的信号。郑治真(1994)认为中、小地震前地下会出现高频振动。天津市地震局用自己研制的深井地声观测系统在宝坻县430m的深井中记录到一次3.8级地震，其震前地声信号主频率为10～500Hz，峰值在200Hz。矿震监测中，ARES声发射监测系统监测频率范围为28～1500Hz，信号的最大采样频率10kHz，在矿震发生前也监测到了声发射信号(贺虎等，2011)。深入的研究也证明，矿震与天然地震之间不仅存在相似性，它们实际上都是在地壳运动作用下发生的关联事件(张秀兰等，1998;杨小彬，2002;任啸等，2010)。

中国现有的构造活动研究观测主要基于地电观测台网、地形变台网、全国测震台网、地下水观测网、全球定位系统(GPS)观测网络以及野外地质调查等观测手段(国家地震科学数据共享中心，2012)。这些观测手段普遍存在着采样速度低和空间上测点间距较大的问题，还无法观测到频率在100Hz以上的信号或km级别以下的区域活动。全面观测构造运动产生的信号，需要更高采样频率、更高分辨率、高密度覆盖的小型观测仪器。

按照目前的台站建设运行模式，均匀加密台站是劳民伤财事倍功半的事情，且不论财力、人力上的巨大支出，仅仅是国土的支出都是非常巨大的。因此，新型的高频构造活动观测仪器应当具有小型化、无人值守、隐蔽安装、无线传输数据的基本特点。根据现有的活动构造研究成果，在野外活动构造调查的基础上，迫近构造活跃区域安装，则是提高效率、节省人力物力的最好选择。这就要求仪器具有低成本，安装工艺简单的特性。

1 微型高频地震仪的基本架构

本文介绍由地震动力学国家重点实验室研发的超高频地震仪。该仪器对地动速度进行响应，观测频率最高为1.4kHz，动态范围96dB。该仪器由传感器单元、数据采集单元、通讯单元和控制单元组成，其结构如图1所示。目前本仪器不具备GPS对时模块，在对数据进行处理时也只采用单台数据的记录。

图1 超高频地震仪框架图Fig.1 Frame diagram of ultrahigh-frequency tectonic activity telemetry.

超高频地震仪主要技术参数如下:

信号类型:微震

数据采集信号通道:3个

模数转换分辨率:18bit

最高数据连续采集速度:最高100kHz，以下随意可以调节信号电压输入范围:±1V

数据采集噪声:均方差≯2LSB

数据缓存容量:120 GBytes

通讯方式:3G无线数据通讯或有线数据通讯

供电方式:DC 12V

检波器最小谐振频率:1.2kHz

传感器单元自带3个信号输入接口用于连接传感器。研发、配套了三分向高频速度传感器，该传感器对1.4kHz以下的频带上的震动信号平坦响应。除震动信号外，观测仪还可以对地电位、地温等构造活动产生的信号进行采集和记录，并可扩展至对其他一些地质、地球物理工作者需要的物理参数进行野外监测记录。数据采集选用18bit高精度逐次逼近型的A/D转换器，采样通过率为1Msps。与Σ－Δ型A/D转换器相比，其高频噪声更低。系统的满幅记录量程为－131072～+131071字，实测系统的均方差噪声仅为4～6个字，实际采样频率最高可达100kHz，即样点间隔10μs。该仪器可实现触发式、定时定窗长式、连续采集式等多种数据采集方式。通讯单元可以选择多种数据传输方式，如有线传输方式和无线3G传输方式。实测系统结果显示，一般条件下无线3G传输方式的传输速率可达0.3 MByte/s。控制单元采用嵌入式系统，缓存120 GBytes。仪器在野外实际工作采用铅蓄电池供电，供电电压为±12V，工作电流为2A。

仪器在结构上采用了防水设计。传感器密封可承受2MPa压力，可以适应在地表至浅钻孔中(深度范围:0～200m)安装，水下可连续工作。采集器防水标准IP67，适于地表隐蔽埋藏安装的工作条件。

整套仪器在河北燕郊使用美国IVI公司的T15000型震源车对观测系统进行了高频特性检测，在沙漠环境进行人工源测试。结果表明，尽管高频信号在砂土层中衰减幅度较大，但该观测仪具有较高的灵敏度与高频响应特性。

2 云南大理地震现场观测

2012年11月27日至12月2日，进行了为期7天的天然地震动信号连续观测。使用高频地震仪在云南大理地震多发区布设了4个观测点，分别为下关测点(100.25°E，25.61°N、2009m)，彩凤1号测点(100.52°E，25.85°N，1507m，以下简称“彩凤1”)，彩凤2号测点(100.52°E、25.85°N、1507m，以下简称 “彩凤 2”)和象鼻测点(100.50°E，25.57°N，2089m)，4个测点的位置如图2所示。

彩凤1和彩凤2分别布设在大理宾川县彩凤村地震台站的基岩上和地震台站所在的山脚下的埋深为1m的土层里，2个测点的垂直水平距离约为30m，彩凤1在彩凤2的NE方向。

2.1 微震活动基本情况分析

由于数据量巨大，采用机器自动识别信号的方法进行单次事件的检测。如前所述，实测系统的均方差噪声为4～6个字，因此以5个字为背景噪声平均值，以20倍于背景噪声的阈值作为一次微震事件峰峰值的最小门槛，背景噪声和阈值的相对关系如图3所示。在彩凤测点，共记录到454次微地震事件。

图2 大理测点位置示意图(影像来源:Google Earth)Fig.2 Abridged general view of Dali test points(image source:Google Earth).

图3 背景噪声和阈值的相对关系Fig.3 Relationship between the background noise and the threshold.

利用地方性震级计算公式(Richter，1935，1958)

式(1)中:A为一次地震的最大振幅、Δ为震源距，计算出454次微地震事件的地方性震级，这些微地震的震级最小值为ML=－6.0。假定记录到1次来自距观测系统10km处，强度恰为采集器最大量程的事件，可以估算出该事件的震级为ML=－3.0。

由于使用高频地震仪进行的是极近场的微地震观测，因此又选择一种矩震级的计算方法来计算震级。Ottemoller等(2003)的矩震级计算公式提供了利用拐角频率计算矩震级的方法。利用该计算公式

图4 彩凤测点微地震M－t图Fig.4 M－t graph of microseisms at Caifeng test point.

拟合出微地震事件的矩震级。由结果可知，彩凤测点记录到的微地震事件震级(MW)范围为－3.0～－1.0。图4所示为 11月 27日至 12月 2日记录到的454次微地震事件的M－t图。由于系统维护等原因，观测时段中存在空白区。由这些微地震事件的震级统计特征可以推断，高频地震仪的观测下限在MW=－3.0左右。

使用公式(2)无法计算出高频地震仪的矩震级观测上限。2种震级计算方法得到的结果，存在矩震级的拟合结果大于地方性震级的计算结果2～3级的一般情况，因此估计该仪器的矩震级观测上限在MW=0左右。如果使用该观测仪器布设高密度小区域台阵，则台阵的观测能力为 MW=－3.0～0。

图5 震级－频数分布图Fig.5 The magnitude-frequency distribution.

将454次微地震事件的震级拟合结果统计成震级与频数的关系，统计时以0.2级作为段长将震级范围划分成11段，并拟合成如图5所示的折线。

图6 2次典型地震动事件Fig.6 Two typical seismic events.

2.2 超高频地震事件分析

选取同时被这2个测点记录到的2次典型的地震动信号加以对比分析。在2012年11月28日21:34:44和2012年11月29日12:05:07分别记录到2次较大地震信号。信号波形如图6所示。事件1持续时间约为1s，事件2持续时间约为2s。

由事件1和事件2的波形图上能看到清楚的P－S震相。2次地震动事件在彩凤1和彩凤2的最大振幅到时、信号强度随时间的变化过程都对应得较好，并且都具有彩凤2记录到的信号震动幅度大于彩凤1记录到的信号强度、彩凤2记录到的信号峰值速度大于彩凤1记录到的信号峰值速度的特点。这可能与山体对地震波的反射作用有关。

为了研究所记录的地震动信号包含的频率成分，对2次事件分别作X、Y、Z 3个方向的频谱分析。X代表N向，Y代表E向，Z为垂直向。以彩凤2的Y方向和Z方向为例说明，如图7所示，左图是单方向的原始信号图，右图为“频率－振幅”谱图。

图7 事件1的波形及频谱图Fig.7 Waveform and spectrum diagram of Event 1.

通过分析微地震事件的频谱图可以看出，微地震信号的优势频率一般在100～300Hz，信号谱图中600～800Hz频率的振幅也很强。通过对地声传感器的“频率－灵敏度”标定结果可知，该传感器的高频谐振峰为1.2kHz左右，因此该现象与传感器的高频谐振现象无关。2次事件中，彩凤2记录到的最大信号频率都高于彩凤1，是一个值得注意的问题，需要进一步结合台址条件深入研究。为了进一步验证一次地震动事件中高频信号的成分，对事件1和事件2进行了3个方向的扫频分析。由于地震仪对最高为1.4kHz的震动信号平坦响应，且记录到的震动信号最高频率达到1kHz左右，因此将频带范围划分为0～10Hz、10～80Hz、80～320Hz、320～640Hz、640～1280Hz等5个频带进行了带通滤波，信号谱特点如下:

(1)地震动事件产生了频率成分丰富的信号。尽管随着频带的增高，信号的振幅明显减小，但是在高频带仍然可以清晰地看到完整的地震动信号波形，如图8所示。

图8 彩凤1－事件1的Y方向带通滤波图Fig.8 Y direction band-pass filtering of Event 1 at Caifeng 1.

(2)在带通滤波图中S－P震相的时差显示的比较清楚。如图9所示，80～320Hz频带中的高频P波信号的到时明显早于10～80Hz频带中相对低频的S波信号到时，这一结果说明高频地震信号中依旧可以清楚地识别出P波与S波的震相。

图9 彩凤1－事件2的X方向带通滤波Fig.9 X direction band-pass filtering of Event 2 at Caifeng 1.

(3)从原始记录波形可以看出，事件2的P－S波走时差大于事件1的P－S波走时差。可能是由于事件2的震源距要大于事件1的震源距，导致事件2波形中的高频成分大部分已经衰减弱化。有理由相信，如果观测仪器的灵敏度更高，或者将观测仪器布设在距离震动源更近的位置，同样可以观测记录到事件2的高频成分。

取云南地区p波、S波地壳平均速度VP=6.0km/s、VS=3.5km/s(王勤彩等，2005)。从波形图上可以得到事件1的S－P波走时差为0.075s，事件2的S－P波走时差约为0.580s。利用公式:

式(3)中:VS为S波波速、VP为P波波速、τ为震源至测站的距离、t为走时差，计算得到事件1和事件2的震源距分别为0.63km和4.87km。由于获得的数据有限，仅能通过单台定位法估计震源。基于半空间无限大平面的震源模型，根据高频地震仪记录到的地震动事件的初动矢量以及3个方向传感器的布设方向，可以计算出，事件1的震中在彩凤测点的SW向56.58°，震中距为0.55km，震源深度为0.31km;事件2的震中在彩凤测点的SW向39.43°，震中距为1.95km，震源深度为4.46km。彩凤测点与2个震中的位置关系如图10所示。使用前述的公式(2)可以计算出事件1的震级为MW1=－2.7，事件2的震级为MW2=－2.03。图11给出了事件1和事件2的观测记录和拟合曲线的对比图。事件1中，拐角频率fc1=100Hz，M0=1012;事件2中，拐角频率fc2=84Hz，M0=1013。新研发的高频地震仪的控制范围可以达到几km，而且可以记录到震级很小的微小地震动信号。

图10 彩凤测点与2次事件震中位置关系示意图Fig.10 Positional relation among Caifeng test point and the epicenter of the two events.

图11 观测记录与拟合曲线对比图Fig.11 The observed source spectra and the theoretical spectra.

2.3 与当地台站对比分析

为了进一步确定高频地震仪的性能，将高频地震仪的记录与在同一传感器基座上安装的地震仪记录进行对比。选取彩凤1与彩凤台站地震仪进行对比，高频地震仪的采样频率为100kHz，彩凤台站地震仪的采样频率为100Hz。二者三分向传感器的3个方位一致，X、Y、Z 3方向分别代表E向、N向及垂直于地表方向。利用高频地震仪记录到的微地震事件的发生时间，将彩凤1的记录与彩凤地震台站的记录进行波形对比，如图12所示。从图中可以看到，事件1和事件2都同时被高频地震仪和彩凤台站的地震仪所记录到。总体上看，2个事件在记录时间和波形上吻合得比较好。但由于彩凤地震台站的地震仪采样频率仅为高频地震仪的1‰，因此在彩凤地震台站的记录上只能看到信号的低频成分。高频地震仪则记录下了微地震事件发生过程中的详细信息。由于彩凤地震台的采集系统观测信号频带范围低于高频地震仪的观测范围，台网孔径大于高频地震仪记录到的微地震事件的震源距，因此未能对这些微地震事件进行震级和震源的测定。同时，由于高频地震仪和当地台站地震仪的记录范围不同，仪器的记录精度不同，且暂时难以推算二者记录地震强度的转换关系，因此无法据此对事件的低频成分与高频成分的振幅加以对比。

图12 高频地震仪和彩凤台站地震仪波形对比Fig.12 Comparison between waveforms recorded by high-frequency seismometer and by the seismometer at Caifeng seismic station.

对同一事件在彩凤1的记录和彩凤台站地震仪的记录做了频谱的对比，如图13所示。从图中可见，彩凤1记录到了几十Hz至几百Hz的地震动信号高频成分，彩凤台站地震仪仅能不失真地记录到10Hz以下的信号成分。高频地震仪更完整地记录了微地震事件的波形、频率等详细信息。

图13 高频地震仪和彩凤台站地震仪频谱对比Fig.13 Frequency spectrum comparison between high frequency seismometer and that at Caifeng seismic station.

3 结论

根据以上分析，本文获得了以下初步结论与认识:

(1)高频地震仪的观测性能可以满足高频微震信号的观测需要。

(2)浅层地表较为频繁地发生微地震事件，即存在着十分活跃的构造活动。这些微地震事件由于破裂尺度小、释放能量小，因此不易被人们所感知，但是却蕴含着十分丰富的构造活动信息。本次测试由于数据有限，只对微地震事件进行了单台定位。组成高密度的区域观测台网，可以对微地震事件进行精定位。可以预测，如果高频地震仪对微地震的控制范围达到10km，未来实现沿断层带高密度布设高频地震仪用于观测和研究构造活动高频小震和微震是可行的。

(3)天然高频地震动信号真实存在并且可以被观测到，应该引起研究者的重视并为地震预报工作所用。在云南大理地区的天然地震动信号观测中，下关测点、彩凤测点和象鼻测点共记录到了600余次高频地震动小信号，平均每天可以记录到80～100次微地震事件。这些信号的频率范围在几百甚至上千Hz。高频地震仪记录到震级(MW)范围为－3.0～－1.0的微地震事件，记录到震中距为1.95km、震源深度为4.46km的微地震事件。

(4)近场构造活动超高频遥测仪将为研究断层微动态过程、推测活动习性、检验地震触发因素以及预测地震危险性提供最直接的观测数据。为此，应当研发采集频率达到几万Hz以上，低成本的小型便携式观测系统。这将向上拓宽对构造活动信号的观测频带，加密局部构造观测密度，提高地震监测的时空分辨率，为地震预报探索一条新路。

(5)超高频构造活动观测系统仍然存在观测范围不够宽的问题，无法对近场的大事件进行准确记录，目前观测水平仅限于观测和研究近场的微动态构造活动。

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