用微振动勘探方法探测隐伏断裂构造

范小平 李细兵 赵启光 宋 浩 戴 波 张帅帅

1） 中国南京210014江苏省地震局 2） 中国长春130061吉林大学仪器科学与电气工程学院



用微振动勘探方法探测隐伏断裂构造

1） 中国南京210014江苏省地震局 2） 中国长春130061吉林大学仪器科学与电气工程学院

介绍了运用微振动勘探方法探测隐伏断裂构造的方法和思路， 并对郯庐断裂带两条分支断裂进行了试验性勘探． 通过与人工地震勘探结果对比分析， 发现微振动勘探方法对隐伏断裂构造具有较好的空间定位能力， 其对岩性差异面形成的断裂定位误差与人工地震勘探结果相当； 又因其具有较大的勘探深度， 因而可以有效揭示勘探区域下方地层及断裂的空间分布特征及其接触关系， 这对于识别和确定断裂构造的主破裂面具有重要意义. 但微振动勘探方法对地层或断裂构造细节特征的揭示能力较差． 因此， 在实际地层或断裂勘探中， 宜采用人工地震勘探方法与微振动勘探方法相结合的方式确定断裂的深浅构造关系， 可以用微振动勘探方法进行普查， 在确定断裂初步位置及空间展布特征后， 再选用人工地震勘探方法进行断裂精确定位．

微振动方法 隐伏断裂构造 浅层人工地震

引言

探测地下地质构造的手段主要是地震勘探方法， 而对隐伏断裂的定位则主要以地震反射波方法为主． 反射波方法不仅具有较高的勘探精度， 而且最终的叠加剖面有助于判定断层的存在与发育形态， 该方法已广泛应用于城市活断层探测工作中（刘保金等， 2002）． 对于断点埋藏较深或者复杂环境下进行的断裂定位， 反射波方法仍面临不少困境， 如勘探深度有限、 有效波信噪比较低． 反射波方法勘探效果不仅与地震波的激发与接收条件等因素有关， 还与地下介质物性成分和结构有关（刘保金等， 2002； 潘纪顺等， 2002）． 在炸药震源限制使用的情况下， 虽可通过增加可控震源的数量来获取较强能量的激发， 但从经济效益和施工效率来讲， 反射波方法仍不是优选的方案． 而得以重新发展的微振动勘探方法（microtremor survey method， 简称为MSM）则可以弥补人工地震勘探方法的欠缺．

微振动方法是利用台阵观测技术采集地面微振动信号， 采用数据处理与分析技术提取面波（瑞雷波）频散信息， 再通过瑞雷波反演技术获取地下介质S波速度结构的地球物理勘探方法（Okada, Suto, 2003; Okada, 2006; 徐佩芬等, 2013）． 微振动信号是一种在时间域、 空间域都极为不规则的震动现象， 既包含了诸如海浪、 风速、 潮汐等自然现象产生的震动， 也包含了人类活动产生的震动； 微振动信号中既包含体波， 也包含面波， 其中面波成分占绝对优势． 微振动勘探方法则利用面波（瑞雷波）信息来反演地下介质结构（徐佩芬等, 2009， 2013）．

微振动勘探方法已广泛应用于盆地结构调查（何正勤等， 2007）、 工程地质勘察（徐佩芬等， 2012）、 场地稳定性评价（陶夏新等, 2001）等多个领域， 并且在地热资源调查（徐佩芬等， 2013）、 煤矿采区构造及采空区探测（徐佩芬等， 2013）、 城市地质调查（王振东, 1986； 许建聪, 孙红月, 2004； 师黎静等， 2006; 董连成等， 2008； 王伟君等, 2009； 于凯等, 2011）等多个领域取得了应用性成果． 其探测深度能从近地表到地下2—3 km （徐佩芬等， 2013）．

到目前为止， 利用微振动勘探方法探测城市区隐伏断裂构造的研究和应用并不多见. 为进一步探讨微振动勘探方法探测城市区隐伏断裂构造的可能性及可靠性， 进一步认识该方法在隐伏断裂构造探测中的优势及不足， 本文利用微振动勘探方法， 针对郯庐断裂带两条分支断裂即王庄—苏圩断裂（F1）和大官庄—双庄断裂（F2）进行试验性勘探， 并将微振动勘探结果与人工地震勘探结果进行对比研究．

1 微振动方法的基本原理

1.1 频散曲线计算

微振动是一种由体波（P波和S波）和面波（瑞雷波和勒夫波）组成的复杂振动， 并且面波的能量占总能量的70%以上（Toksöz, Lacoss, 1968）． 尽管微振动信号的振幅和形态随时间变化， 但在一定时空范围内具有统计稳定性， 可用时间与空间上的平稳随机过程描述（Aki, 1957）． 微振动勘探方法就是以平稳随机过程为理论依据， 从微振动信号中提取面波（瑞雷波）频散曲线， 通过对频散曲线反演获取地下介质的横波速度结构． 频散曲线的稳定性对探测结果具有决定性的影响， 且微振动信号中既包含了长周期信号， 也包含了短周期信号， 为了最大限度提取微振动信号中的有用信息， 同时保证频散曲线的稳定性， 本文综合空间自相关（spatial autocorrelation, 简称为SPAC）法和频率-波数法来提取微振动观测频散曲线．

Aki（1957）提出的空间自相关法， 把复杂的地震波场作为时间与空间的稳态随机过程， 确定地震波的时间与空间频谱关系， 把空间自相关系数ρ（r,ω）作为相速度c（ω）和频率ω的函数， 即

（1）

式中， J0（x）是x的第一类零阶贝塞尔函数，r为观测半径. 对不同r处的地震记录进行窄带滤波， 获取频率ω对应的空间自相关系数ρ（r,ω）， 再带入式（1）便可求取不同ω相对应的c（ω）． 经多次对修正空间自相关（modified spatial autocorrelation, 简称为MSPAC） （Bettigetal, 2001）、 扩展空间自相关（extended spatial autocorrelation, 简称为ESPAC） （Ling, Okada, 1993）及无中心点观测排列（centerless circular array, 简称为CAA） （Choetal, 2006）等方法的改进， SPAC方法已不再局限于圆形台阵几何排列方式， 而是使用更为灵活的台阵布设来适应观测环境． 本文采用修正空间自相关方法来提取频散曲线．

频率-波数法（f-k）（Capon, 1969）即将微振动信号从时间-空间域转换到频率-波数域进行分析， 利用波数矢量的方向性， 从频率-波数谱图中推算出入射波的方向和瑞雷波相速度的大小． Capon（1969）提出了高分辨率集束（high resolution beamform, 简称为HSBF）方法， 该方法用传感器台阵的互功率谱密度来估计f-k谱， 用相干来完善之．f-k谱可写为

（2）

1.2 微振动剖面形成

传统的单点微振动测试， 即利用实测瑞雷波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． 但对于构造探测而言， 我们往往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， 利用式（3）将其转换为S波视速度（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、 平滑计算， 最终获得二维视速度剖面（徐佩芬等, 2009， 2013）.

（3）

式中:vr为瑞雷波速度;ti为周期， 下标i为频点序数．Vx虽具有速度量纲， 但与具有明确物理含义的相速度Vr与S波速度VS具有质的差异.Vx避免了反演过程中的初始模型设置、 反演结果选择判断等人为因素的影响. 微振动剖面能客观地、 有效地反映地层岩性变化， 是地质解释的主要依据． 该方法已成功应用于实际工程勘察中（徐佩芬等， 2013）．

2 数据观测及处理

2.1 数据观测

微振动观测台阵的半径称为观测半径r, 其决定探测深度H． 通常情况下， 探测深度H=（3—5）r（Okada, Suto, 2003； 徐佩芬等， 2013）． 为了满足勘探深度要求以及数据处理的需求， 实际观测中采用多个观测台阵组成的多重观测系统进行组合观测． 其中三重圆形台阵观测系统由10个观测点组成， 1个置于圆心， 其余9个分别置于内接三角形的顶点（图1）．

图1 三重圆形微振动观测系统示意图

图2为微振动观测点、 断裂构造及地震勘探测线分布图． 图中断裂构造引用了“宿迁市城市活断层探测与地震危险性评价”项目对隐伏断裂构造的勘探成果， 其断裂构造的空间位置精度较高． 图2中黑色三角形代表微振观测台阵中心观测点的位置． 观测点近东西向分布， 横跨郯庐断裂带， 采用GPS-Corss进行定位， 水平定位误差控制在5 cm以内． 仪器采用GEIWSR-II型无缆自定位地震仪和CDJ-S2C型2 Hz三分量地震检波器， 采样率500 Hz， 每个观测点连续记录20分钟．

图2 微震动观测点、 断裂构造及地震勘探测线分布图

2.2 数据处理

对于时长20分钟的微振动观测数据， 剔除被场地噪声明显干扰的数据段或者选择信号质量较高的时段进行MSPAC和f-k计算， 并提取频散曲线． 图3a为典型微振动原始记录． 可以看出， 各观测台记录信号形态相似， 具有较强的一致性， 信号能量在0.1—10 Hz之间分布， 但主要集中在1.4—2.2 Hz （图3b）． 图4给出了分别采用f-k法和MSPAC法计算的频散曲线. 可以看出，f-k法和MSPAC法提取的频散曲线趋势、 形态相似， 但细节略有差异. 这种差异与频散曲线提取的算法有关， 也与人为因素有关; 频散能量基本上呈带状分布. 本文首先确定频散能量团的上、 下限， 再取上、 下限值的均值作为该方法所获取的频散曲线． 为保证计算结果的稳定性， 本文采用了f-k法和MSPAC法提取的频散曲线均值作为最终观测频散曲线． 在获取各观测点频散曲线后， 利用式（3）将Vr-d曲线转换成Vx-d曲线， 再对各测点的Vx-d曲线进行横向插值、 平滑计算， 最终获得二维视速度剖面（徐佩芬等, 2009， 2013） ．

图3 微振动原始记录（a）及其频谱（b）

图4 采用MSPAC法（a）和f-k法（b）计算得到的频散能量分布图； （c） 所提取的观测频散曲线

3 微振动勘探结果

图5为A3553测线（图2）微振动勘探视S波速度剖面， 全长3.173 km． 根据视S波速度差异性， 在勘探深度范围内， 可识别出4套地层， 即第四系、 新近系、 白垩系和太古界-元古界地层．A3553剖面的介质结构除在纵向上表现出层状结构外， 在横向上呈现出强烈的非均匀性． 第四系（黏土为主）底界面除局部有起伏变化外, 整体较为平坦. 新近系（中粗砂为主）底界面起伏明显， 该地层在A37、A38、A39、A46、A49、A50号测点下方界面起伏明显， 新近系底界面总体由西向东逐渐变浅；A46号测点下方存在连续的视S波速度梯度带， 推测该处存在断点f1-1． 以A46号测点为界， 其西侧下伏基岩为上白垩统王氏组砂岩（K2w）， 东侧为太古界—下元古界片麻岩．

图5 A3553微振动勘探视S波速度Vx剖面虚线为视速度等值线， 实线为主要地层的分界面

图6为与微振动勘探A3553剖面相邻的人工地震勘探剖面（QL35）（许汉刚等, 2013）, 其位置见图2所示. 通过微振动勘探剖面（图5）与人工地震勘探剖面（图6）对比可以看出， 微振动勘探剖面对主要地层的解译与人工地震勘探结果具有较强的一致性， 例如新近系地层顶面、 基岩顶面起伏均由东向西逐渐加深， 且局部变化明显； 微振动勘探剖面A46观测点下解译的断点f1-1与QL35人工地震勘探剖面上解译的断点形态具有较强的一致性， 断点位置也较为接近．A3553剖面上断点f1-1约在2410#桩号， 而QL35剖面解译的断点在2765#桩号, 造成断点位置不一致的原因， 除两条勘探测线位置不重合外， 也与解释人员对资料的判读和识别有关． 在A37—A39测点范围内， 也存在较为明显的视S波速度变化， 且该处视S波速度异常与QL35人工地震勘探剖面上f5-1断点（1035#桩号）位置一致性较好． 但考虑到A37—A39观测点分布偏向断裂一侧， 且未能有效横跨拟探测断裂构造（图2）， 同时这些观测点观测时受到外界干扰（临S249省道及S49新扬高速）较为明显， 因此在对断裂解译时并未对该处视S波速度异常进行解释．

图6 QL35测线人工地震勘探剖面（引自许汉刚等， 2013）

图7为A0121测线（图2）微振动勘探视S波速度剖面． 图中细虚线表示视S波速度等值线， 剖面全长2.778 km． 根据视S波速度的差异性及视速度梯度变化， 在勘探深度范围内， 可识别出4套地层， 即第四系、 新近系、 上白垩统和下白垩统地层． 第四系（黏土为主）底界面除局部有起伏变化外， 整体较为平坦； 新近系（中粗砂为主）底界面起伏明显， 埋深总体由西向东逐渐加深， 受断裂作用明显； 上白垩统王氏组砂岩（K2w）和下白垩统青山组凝灰岩（K1q）顶界面埋深起伏明显， 可能与断裂构造发育有关． 在A8、A9、A10、A14、A15测点下面， 均存在显著的视S波速度梯度带， 特别是A14和A15测点下， 有连续多个地层（K--Q）均为视S波速度梯度带， 推测该处可能存在断点f2； 在A9测点下面， 从下白垩统（K2w）到第四系（Q）也为视S波速度梯度带， 但下白垩统（K1q）地层连续， 推测该处存在断点f2-1． 从视S波速度梯度带可以看出， 断点f2-1切割深度及规模均小于断点f2．

图7 A0121微振动勘探视S波速度剖面

图8 测线人工地震勘探剖面QL15（引自许汉刚等， 2013）

图8为与微振动勘探A0121剖面位置相邻的人工地震勘探剖面QL15． 通过微振动勘探剖面（图7）与人工地震勘探剖面（图8）对比可以看出，A0121剖面对主要地层及断裂构造的解译与QL15剖面解译结果具有较好的一致性， 例如上白垩统地层顶面埋深由西向东逐渐加深、 新近系地层顶面起伏不明显的特征等．A0121剖面A9观测点下面解译的断点f2-1与QL15剖面1784#桩号下方解译的断点f2-1位置一致性也较好；A0121剖面A14和A15测点下面的解译断点f2与QL15剖面2488#桩号下方基岩顶面反射波组不连续的位置也具有较强的一致性．

4 讨论与结论

微振动勘探A0121剖面、A3553剖面与人工地震勘探QL15剖面、QL35剖面位置相邻或相近， 两种不同的勘探方法虽对主要地层及断裂的解译具有较好的一致性， 但对地层或断裂细节特征的反映则有所差异．

人工地震勘探剖面对断裂空间位置具有精确的定位能力， 如对断点的定位可以精确到桩号， 空间误差控制在几个共深度点（CDP）范围内， 也能较好地揭示各地层之间的接触关系和断裂的发育形态等， 如QL35剖面在断裂F1发育处显示上白垩统王氏组砂岩与太古界─下元古界片麻岩呈不整合接触关系， 并表现出挤压逆冲的特征. 同时人工地震勘探对地层埋藏深度的确定也有较高的精度， 可以获取各层位的绝对埋深． 受激发条件所限， 人工地震勘探对基岩内部层位的确定能力明显较弱， 因而对断裂构造较深层位发育特征的确定受到一定的限制．

微振动勘探方法最显著的特征是勘探深度大， 可以有效揭示基岩内部层位的发育． 例如A0121剖面、A3553剖面的有效勘探深度可达900 m左右， 且给出勘探区域4套地层的发育特征、 接触关系、 埋深及相对厚度等信息．A0121剖面显示下白垩统青山组（K1q） 地层顶面埋深约600 m左右， 上白垩统王氏组（K2w）地层厚度约400 m左右；A3553剖面显示上白垩统王氏组（K2w）地层厚度约400 m左右， 其顶面埋深由西向东逐渐变浅， 并在F1断裂附近呈尖灭形态， 超覆于太古界─下元古界片麻岩之上． 上述结果与前人在该区所获取的勘探结果相一致（谢瑞征等， 1994）．

得益于较深的勘探深度， 微振动勘探剖面可以较清楚地揭示断裂构造在浅部地层的发育特征及其形态． 例如断点f2-1在微振动勘探剖面和人工地震勘探剖面均有显示， 但从人工地震勘探剖面上并不能识别出断点f2-1下方下白垩统青山组（K1q）地层的连续性， 只显示出上白垩统王氏组（K2w）地层顶面的不连续性. 由A0121剖面可以看出，f2断点不仅错断了第四系、 新近系及上白垩统地层， 也错断了下白垩统地层． 就断点规模而言，f2断点的规模明显大f2-1断点， 推测f2断点为主断面的可能性较大．A3553剖面和对断点f1-1的识别与QL35剖面解译结果具有较强的一致性. 其原因之一就是断点f1-1两侧岩性存在显著差异， 微振动勘探方法对断裂构造解译主要依据视S波速度梯度， 因而对岩性差异面的识别具有较好的分辨率． 微振动勘探方法的空间分辨率与观测台阵半径有关， 而观测半径又与勘探深度相关， 因此在确定了勘探目的层和微振动勘探观测系统后， 微振动勘探的空间分辨率就基本确定了． 就空间分辨率而言， 浅层人工地震勘探法适合对断裂构造的详查， 而微振动勘探方法较适合对断裂构造普查．

综上所述， 微振动勘探方法对城市区隐伏断裂具有较好的空间定位能力， 特别是对断裂作用下的岩性差异面定位与人工地震勘探定位精度相当． 得益于其较深的勘探深度， 微振动勘探可以有效揭示勘探区域下覆地层及断裂的空间展布特征， 对识别和判断主断裂面有重要意义， 但其对地层或断裂细节特征的揭示能力较差． 因此， 在实际地层或断裂勘探中， 可选用人工地震勘探方法与微振动勘探方法相结合的方法， 二者取长补短， 以获取断裂构造的深浅层发育特征．

微振动成像方法是以视S波速度来反映地层或断裂特征， 视S波速度可以有效突出介质结构的差异性以及减少反演过程中的人为因素干扰， 但在对视S波速度剖面进行量化解释时， 则需要参考其它资料．

审稿专家为本文的完善提出了合理化建议， 浙江省地震工程研究所和江苏省地震工程研究院的同仁参与微振动野外观测， 吉林大学仪器科学与电气工程学院提供了观测仪器， 作者在此一并表示衷心的感谢．

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Detecting buried fault structures by microtremor survey method

1）EarthquakeAdministrationofJiangsuProvince,Nanjing210014,China2）CollegeofInstrumentation&ElectricalEngineering,JilinUniversity,Changchun130061,China

The methods and schemes of detecting buried fault structures using microtremor survey method are introduced, by which two branch faults of the Tanlu fault zone are explored. Comparison with the shallow seismic exploration results indicates that the spatial locating ability of microtremor survey method is better to detect the buried fault structure, the location error of fault caused by lithological differences is close to that from the results of the shallow seismic exploration. For its deep exploration ability, the microtremor survey method can reveal the spatial distribution characteristics as well as contact relationship between the strata and the faults beneath the microtremor survey arrays, which is important to identify and confirm the main rupture surface of faults. However, the microtremor survey method is difficult to reveal or describe the detail features of faults. To explore the strata or faults, it is the best to combine the shallow seismic exploration method with the microtremor survey method to study the relationship between deep and shallow faults. The microtremor survey method can be used to detect fault roughly, and then the shallow seismic method can be used to determine accurate position of faults after knowing the general location and spatial characteristic of faults.

mircrotremor survey method; buried fault structure; shallow seismic exploration

10.11939/jass.2015.01.012.

江苏省社会发展项目（BE2010753）、 苏州市“活断层探测与地震危险性评价”项目（JSE-2010-SZ）和宿迁市“活断层探测与地震危险性评价”项目（JSE-2012-SQ）共同资助.

2014-04-22收到初稿， 2014-08-04决定采用修改稿.

e-mail: nj_fxp@163.com

10.11939/jass.2015.01.012

P315.2

A

范小平, 李细兵, 赵启光, 宋浩, 戴波, 张帅帅. 2015. 用微振动勘探方法探测隐伏断裂构造. 地震学报, 37（1）: 134--143.

Fan X P, Li X B, Zhao Q G, Song H, Dai B, Zhang S S. 2015. Detecting buried fault structures by microtremor survey method.ActaSeismologicaSinica, 37（1）: 134--143. doi:10.11939/jass.2015.01.012.