李 娜 何正勤， 葉太蘭 房慎沖

1）中國(guó)北京100081中國(guó)地震局地球物理研究所

2）中國(guó)北京100081中國(guó)地震局地震觀(guān)測(cè)與地球物理成像重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室

3）中國(guó)北京100039國(guó)家測(cè)繪工程技術(shù)研究中心

引言

淺層橫波速度是工程勘察中重要的地層物性參數(shù)，如何快速、準(zhǔn)確地獲取橫波速度是目前需要探索的問(wèn)題.面波勘探是近年發(fā)展的一種新的獲取淺層橫波速度的地球物理勘探方法，具有簡(jiǎn)便快速、成本低廉、施工方便等優(yōu)點(diǎn)，已在許多領(lǐng)域得到廣泛應(yīng)用，并取得了良好的探測(cè)效果（趙明，1996；萬(wàn)建華，2007；劉康和，魏樹(shù)滿(mǎn)，2010）.面波勘探包括人工源面波勘探和天然源面波勘探（劉云禎，王振東，1996；王振東，1998；王建文等，2010），本文主要討論天然源面波勘探方法.

目前，在美洲、歐洲和日本等國(guó)家和地區(qū)，天然源面波勘探在無(wú)損檢測(cè)和場(chǎng)地評(píng)價(jià)中的應(yīng)用日益廣泛.在不同地區(qū)和國(guó)家，天然源面波有不同的稱(chēng)謂，在美洲稱(chēng)作被動(dòng)源面波（passive surface wave），在日本稱(chēng)作微動(dòng)（micro-tremor），而在歐洲卻稱(chēng)作環(huán)境隨機(jī)振動(dòng)（ambient vibration），在我國(guó)有稱(chēng)作被動(dòng)源的也有稱(chēng)作天然源的.盡管其名稱(chēng)各異，但實(shí)質(zhì)相同（趙東，2010；毋光榮等，2013），都指的是利用噪聲中的面波信息探測(cè)淺層速度結(jié)構(gòu)的方法.該方法最早是由安藝（Aki，1957）和卡朋（Capon，1969a，b；Capon et al，1969）提出來(lái)的.后來(lái)岡田（Okada et al，1990；Okada，1998）在此基礎(chǔ)上經(jīng)過(guò)10余年的研究與實(shí)踐，將其系統(tǒng)化并由此提出一種新的被動(dòng)源物探方法——微動(dòng)探查法（余凱，毋光榮，2012）.20世紀(jì)80年代末至90年代初，天然源勘探技術(shù)由王振東等首次引入我國(guó)，在1986年證明了L形臺(tái)陣空間自相關(guān)的可行性（王振東，1990；李慶春等，2006）.1992年北京市地質(zhì)勘察技術(shù)院首次在北京進(jìn)行了一次目的層深達(dá)2 400m的微動(dòng)勘查試驗(yàn)并獲得令人滿(mǎn)意的效果.近年來(lái)，天然源勘探方法在國(guó)內(nèi)外逐漸得到推廣應(yīng)用，尤其在日本及歐美，已經(jīng)被廣泛應(yīng)用于工程與環(huán)境地球物理領(lǐng)域.在我國(guó)，陶夏新等（2001）用圓形臺(tái)陣資料對(duì)廈門(mén)地下50m深度范圍的速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了反演.葉太蘭（2004）和何正勤等（2007）在北京市多個(gè)場(chǎng)點(diǎn)布設(shè)同心圓形臺(tái)陣進(jìn)行天然源勘探試驗(yàn)，為北京的地?zé)豳Y源開(kāi)發(fā)提供了0—3km深度的速度結(jié)構(gòu)，并作為確定地?zé)徙@孔位置的依據(jù).Liu等（2000）用嵌套式三角形臺(tái)陣觀(guān)測(cè)技術(shù)測(cè)定地表60m深度范圍的速度結(jié)構(gòu)，與橫波測(cè)井結(jié)果進(jìn)行了對(duì)比研究；Satoh等（2001）通過(guò)布設(shè)不規(guī)則臺(tái)陣用擴(kuò)展空間自相關(guān)法處理后，反演得到了我國(guó)臺(tái)灣地區(qū)臺(tái)中盆地1.4km深度范圍的速度結(jié)構(gòu)；Arai和Tokimatsu（2004）根據(jù)三分量微動(dòng)記錄資料用H／V方法反演得到地層淺部的S波速度結(jié)構(gòu)，再將其與測(cè)井資料對(duì)比，證實(shí)了該方法的可行性；Scherbaum等（2003）根據(jù)微動(dòng)資料用單臺(tái)和臺(tái)陣技術(shù)測(cè)定了德國(guó)科隆市附近的淺部橫波速度剖面；Estrella和Gonzalez（2003）用圓形臺(tái)陣空間自相關(guān)法探測(cè)了墨西哥國(guó)立自治大學(xué)場(chǎng)址2km深度范圍內(nèi)的淺層速度結(jié)構(gòu)并與頻率－波數(shù)方法進(jìn)行比較，發(fā)現(xiàn)兩者獲得的速度結(jié)構(gòu)吻合.大量應(yīng)用實(shí)例表明天然源面波勘探是一種經(jīng)濟(jì)快捷且行之有效的物探方法，以其野外觀(guān)測(cè)方便、無(wú)需人工源、不受電磁干擾等優(yōu)勢(shì)在城市工程物探中發(fā)揮著重要作用（李建軍，2008；付微等，2012）.

在上述眾多工程應(yīng)用中，研究人員大多采用圓形或三角形等單一臺(tái)陣，發(fā)現(xiàn)關(guān)于采用組合陣型實(shí)施探測(cè)及其對(duì)比試驗(yàn)的報(bào)道比較少.為了有效提高天然源面波勘探法的實(shí)用性，本研究在天水市黃土覆蓋區(qū)同一場(chǎng)地開(kāi)展了三角型、圓形、L型、直線(xiàn)型等4種不同臺(tái)陣排列的對(duì)比試驗(yàn)，其目的是為了通過(guò)試驗(yàn)結(jié)果對(duì)比各種臺(tái)陣的探測(cè)效果，擇優(yōu)得到一種既能確保探測(cè)效果、又便于測(cè)點(diǎn)布設(shè)的探測(cè)方式.在介紹組合陣型試驗(yàn)前，首先回顧一下面波勘探方法的基本原理.

1 天然源面波勘探方法基本原理

天然源面波勘探是采集按特定方式布設(shè)臺(tái)陣的噪聲記錄，計(jì)算頻譜圖并從中提取頻散曲線(xiàn)，進(jìn)而反演得到地下淺部介質(zhì)橫波速度結(jié)構(gòu)的地球物理探測(cè)方法（張維等，2012，2013）.其關(guān)鍵問(wèn)題是如何從采集的數(shù)據(jù)中提取頻散曲線(xiàn).目前微動(dòng)臺(tái)陣觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)頻散曲線(xiàn)的提取方法主要有兩種，一種是空間自相關(guān)法（spatial autocorrelation method，簡(jiǎn)寫(xiě)為SPAC）（Aki，1957），另一種是頻率－波數(shù)法（Capon，1969a，b；Capon et al，1969；冉偉彥，王振東，1994）.

1.1 空間自相關(guān)法

空間自相關(guān)法要求臺(tái)陣布設(shè)為圓形，在圓心處布置一個(gè)檢波器，其余檢波器均勻布置在多個(gè)半徑不同的圓周上，形成嵌套同心圓形排列或者等邊三角形排列.假定中心點(diǎn)A（0，0）與圓周上任一點(diǎn)B（γ，θ）記錄的角頻率為ω的面波信號(hào)分別為μ（0，0，ω，t）與μ（γ，θ，ω，t），其空間自相關(guān)函數(shù)為

式中，μ為面波信號(hào)，γ為圓周上接受點(diǎn)到中心點(diǎn)的距離，θ為方位角，ω為角頻率.在圓形臺(tái)陣所有方向的空間自相關(guān)函數(shù)的算數(shù)平均值為空間自相關(guān)系數(shù)ρ，則

積分可得

式中，J0（χ）是第一類(lèi)零階貝塞爾函數(shù)，k為波數(shù)，c（ω）是角頻率為ω的面波相速度，即

空間自相關(guān)法通過(guò)獲得角頻率ω不同時(shí)刻的空間自相關(guān)系數(shù)，將式（2）經(jīng)過(guò)方位平均，然后代入式（3）與第一類(lèi)零階貝塞爾函數(shù)擬合，即可獲得頻率不同的面波傳播速度c（ω），進(jìn)而獲得瑞雷波的頻散曲線(xiàn).

1.2 擴(kuò)展空間自相關(guān)法

由于空間自相關(guān)法適用于圓形規(guī)則接收點(diǎn)，在實(shí)際操作中當(dāng)受地形條件限制只能布設(shè)不規(guī)則臺(tái)陣時(shí)，也可以采用空間自相關(guān)法.這種在不規(guī)則臺(tái)陣通過(guò)計(jì)算自相關(guān)系數(shù)再擬合貝塞爾函數(shù)計(jì)算相速度的方法稱(chēng)為擴(kuò)展空間自相關(guān)法（extended spatial autocorrelation method，簡(jiǎn)寫(xiě)為ESPAC）（Ling，Okada，1993；趙東，2010）.

空間自相關(guān)法是保持圓周半徑不變，改變頻率，得到自相關(guān)系數(shù)隨頻率的變化關(guān)系；而擴(kuò)展空間自相關(guān)法是保持頻率不變，改變圓周半徑（廖成旺等，2007），計(jì)算自相關(guān)系數(shù)并與貝塞爾函數(shù)擬合，求得自相關(guān)系數(shù)隨距離的變化關(guān)系.不同半徑下頻率為f的空間自相關(guān)系數(shù)S定義為

式中，r0n表示所改變的半徑，γ0對(duì)應(yīng)第一類(lèi)零階貝塞爾函數(shù)J0，n代表所改變的半徑數(shù)，E表示擬合誤差.

擴(kuò)展空間自相關(guān)法一般采用二維排列采集，如三角形、圓形、L形、十字形（趙東，2010）.如果天然源面波的能量各個(gè)方向相當(dāng)或者天然源面波的能量主要來(lái)自一個(gè)方向，則可以采用直線(xiàn)形排列，這種勘探方法在野外工作中更容易實(shí)施.

1.3 頻率－波數(shù)法

頻率－波數(shù)法是在頻率－空間域提取面波相速度，假定記錄中的主要成分為面波，利用微動(dòng)數(shù)據(jù)的頻率－波數(shù)譜中能量較強(qiáng)的峰值帶確定頻散曲線(xiàn).頻率－波數(shù)法的臺(tái)陣布設(shè)比空間自相關(guān)法靈活，但需要的測(cè)點(diǎn)較多，需要7個(gè)以上檢波器，并要求在研究區(qū)域盡量均勻分布，且檢波器之間的距離應(yīng)盡量不等（葉太蘭，2004）.

頻率－波數(shù)法是根據(jù)最大似然法理論從天然源記錄中求取瑞雷波的頻率－波數(shù)功率譜，并用不同中心頻率的窄帶濾波器提取各個(gè)頻率成分的面波相速度（李建軍，2008）.由于天然場(chǎng)信號(hào)的主要部分是基階振型面波，功率譜中峰值對(duì)應(yīng)的波數(shù)k與基階波動(dòng)信號(hào)對(duì)應(yīng)，從而求得頻率為f時(shí)的相速度為

然后再通過(guò)頻率－波數(shù)功率譜的方位角確定某個(gè)頻率成分面波的傳播方向

進(jìn)而求出不同頻率f對(duì)應(yīng)的相速度，即可獲得一條相速度頻散曲線(xiàn).

空間自相關(guān)法和頻率－波數(shù)法在天然源面波勘探中都得到了廣泛的應(yīng)用.空間自相關(guān)法所需接收點(diǎn)少、頻率寬，對(duì)于所提取的低頻部分面波信息有利，較難分辨高階面波；頻率－波數(shù)法臺(tái)陣布設(shè)靈活，所需接收點(diǎn)多，容易分辨高階面波，但分辨率較低，且當(dāng)目標(biāo)層較深時(shí)，其工作量太大，臺(tái)陣布設(shè)比較困難.

通過(guò)對(duì)天然源面波勘探方法的回顧，說(shuō)明臺(tái)陣的布局形狀對(duì)于勘探效果都是至關(guān)重要的.因此開(kāi)展臺(tái)陣布局的對(duì)比試驗(yàn)，對(duì)于天然源面波勘探方法的發(fā)展和技術(shù)提升都具有十分重要的意義.

2 臺(tái)陣對(duì)比試驗(yàn)

本文在天水盆地進(jìn)行了4種常見(jiàn)臺(tái)陣陣形的對(duì)比試驗(yàn).天水盆地位于青藏高原東北邊緣，隴中盆地東南隅，秦嶺北麓，黃土高原南麓，分布著大面積濕陷性黃土（張志龍，2003）.黃土疏松干燥、彈性差、速度低，對(duì)地震波的激發(fā)和接收都十分不利，而且覆蓋層中縱向物性差異較小，造成常規(guī)地震反射及折射法在這種黃土區(qū)難以實(shí)施.而面波勘探法反映的是不同波長(zhǎng)范圍介質(zhì)的整體性質(zhì)，易于揭示這種物性隨深度漸變介質(zhì)的結(jié)構(gòu)特征，因此在黃土區(qū)首選面波勘探法.

本次面波勘探試驗(yàn)點(diǎn)選在天水市秦州區(qū)G316線(xiàn)與G30高速交叉路口西北側(cè)的一個(gè)部隊(duì)訓(xùn)練場(chǎng)內(nèi)，場(chǎng)地平坦板實(shí)、寬闊無(wú)建筑物，非常便于布設(shè)任意陣形.加上試驗(yàn)時(shí)間選在周六上午，訓(xùn)練場(chǎng)及周邊都非常安靜，干擾較小.

2.1 不同臺(tái)陣陣形的觀(guān)測(cè)系統(tǒng)

分別設(shè)置三角形、圓形、L形、直線(xiàn)形等4種臺(tái)陣，對(duì)這4種臺(tái)陣依次進(jìn)行天然源面波勘探試驗(yàn).三角形臺(tái)陣為三層嵌套，外層邊長(zhǎng)為32m，中層邊長(zhǎng)為16m，內(nèi)層邊長(zhǎng)為8m；圓形臺(tái)陣半徑為14.6m，圓周上等間距布設(shè)23個(gè)檢波器，道間距為4m，并在圓心位置布設(shè)一個(gè)檢波器；L形臺(tái)陣道間距為2m，在水平方向和垂直方向共布設(shè)24個(gè)檢波器；直線(xiàn)形臺(tái)陣道間距為2m，共布設(shè)24個(gè)檢波器.4種臺(tái)陣的布設(shè)方式如圖1所示，實(shí)心圓表示放置檢波器的位置.

圖1 微動(dòng)臺(tái)陣測(cè)點(diǎn)布局（a）嵌套式等邊三角形臺(tái)陣；（b）圓形臺(tái)陣；（c）L形臺(tái)陣；（d）直線(xiàn)形臺(tái)陣Fig.1 The layout of micro-tremor arrays（a）Nested equilateral triangles array；（b）Circle array；（c）L-shape array；（d）Linear array

2.2 數(shù)據(jù)采集參數(shù)

在臺(tái)陣排列試驗(yàn)中，為確保不同臺(tái)陣探測(cè)效果的可比性，4種臺(tái)陣均采用同一組（24個(gè)）主頻為2Hz的垂直向檢波器接收信號(hào).為了加強(qiáng)檢波器與地面的耦合，布設(shè)時(shí)盡量將專(zhuān)門(mén)加長(zhǎng)的12cm尾椎全部插入密實(shí)的地面.數(shù)據(jù)采集使用德國(guó)DMT公司生產(chǎn)的Summit數(shù)字地震儀.由于該地震儀是24位A／D轉(zhuǎn)換，其動(dòng)態(tài)范圍完全能夠滿(mǎn)足天然源面波記錄的要求，所以未采用前置放大和前置濾波等手段，避免了可能伴隨的儀器噪聲的帶入.數(shù)據(jù)采集采用的參數(shù)為：采樣間隔8ms，記錄時(shí)長(zhǎng)6min，每種臺(tái)陣重復(fù)記錄3次.在數(shù)據(jù)采集時(shí)段，對(duì)測(cè)線(xiàn)附近進(jìn)行了封閉式警戒，嚴(yán)禁車(chē)輛、行人靠近，盡量避免人為活動(dòng)對(duì)數(shù)據(jù)采集的干擾.

2.3 頻散曲線(xiàn)的提取與對(duì)比

鑒于ESPAC是SPAC數(shù)據(jù)處理的擴(kuò)展和改進(jìn)方法，SPAC數(shù)據(jù)只是ESPAC數(shù)據(jù)的一種特例，因此上述4種臺(tái)陣記錄的數(shù)據(jù)都可以用ESPAC方法來(lái)提取頻散曲線(xiàn)，這樣對(duì)比得到的差異才能歸屬于臺(tái)陣的不同.本次數(shù)據(jù)處理是用驕佳公司的面波處理軟件完成的.在數(shù)據(jù)處理前仔細(xì)對(duì)每個(gè)臺(tái)陣進(jìn)行數(shù)據(jù)瀏覽，將記錄分成10—20段后，剔除干擾相對(duì)較大的噪聲記錄段，然后設(shè)置頻率、速度范圍，分別計(jì)算單個(gè)記錄的頻散譜后再將每個(gè)臺(tái)陣3次記錄得到的頻散譜合成作為該臺(tái)陣的頻散譜圖.所有臺(tái)陣按上述方法處理后的頻散譜如圖2所示.

圖2 4種臺(tái)陣的頻散譜（a）嵌套式等邊三角形臺(tái)陣；（b）圓形臺(tái)陣；（c）L形臺(tái)陣；（d）直線(xiàn)形臺(tái)陣Fig.2 Dispersive spectra of four arrays（a）Nested equilateral triangles array；（b）Circle array；（c）L-shape array；（d）Linear array

因?yàn)槊娌ǖ哪芰恐饕性谝粋€(gè)波長(zhǎng)的深度范圍內(nèi)，當(dāng)波長(zhǎng)明顯大于排列（臺(tái)陣）尺度時(shí)，將不能正確測(cè)量出對(duì)應(yīng)頻率的相速度.所以在本次試驗(yàn)中當(dāng)頻率低于5Hz時(shí)，其波長(zhǎng)已明顯大于臺(tái)陣的最大尺度（30—46m），在頻散譜中較低頻段存在的相速度降低的現(xiàn)象是不合理的，因此在提取相速度時(shí)，圓形、三角形和L形臺(tái)陣只采用大于5Hz的頻段；直線(xiàn)形臺(tái)陣尺度相對(duì)較大，可以選用大于4Hz的頻段，提取頻散譜中能量最強(qiáng)的點(diǎn)繪制不同陣形的頻散曲線(xiàn)，如圖3所示.

明乎此，讓我們來(lái)審視當(dāng)今文學(xué)、繪畫(huà)、音樂(lè)、舞蹈、書(shū)法、建筑等學(xué)科門(mén)類(lèi)的審美訴求。當(dāng)前，這些學(xué)科門(mén)類(lèi)中一些學(xué)者和藝術(shù)家往往誤把基于道德、政治等社會(huì)批評(píng)的“尚拙”“斥巧”與基于技巧、技藝等的藝術(shù)批評(píng)混同為一，以至于出現(xiàn)了以丑為美、以怪為美、以俗為美的不良藝術(shù)追求。這種不良風(fēng)尚的生成并且成為氣候，在一定程度上是由于受到近古時(shí)期以來(lái)的宋明理學(xué)影響而形成的，有其歷史文化的背景。但“尚拙”“斥巧”的審美選擇，并非中國(guó)文化的全部傳統(tǒng)，我們應(yīng)該檢討自宋代之后若干文化范疇的被誤讀和誤用問(wèn)題，還原其本來(lái)面貌。

從圖2的頻散譜和圖3的頻散曲線(xiàn)可以看出：4種臺(tái)陣提取的頻散曲線(xiàn)數(shù)值很相近；頻散譜能量集中度較高的是嵌套式等邊三角形和圓形臺(tái)陣，L形和直線(xiàn)形臺(tái)陣相對(duì)分散；三角形臺(tái)陣在5—40Hz范圍的頻散譜能量峰值域都十分清晰，圓形臺(tái)陣除了在高頻20—32Hz范圍有分叉外，其余頻段均與三角形臺(tái)陣的結(jié)果相似；L形臺(tái)陣低頻段（5—8Hz）比直線(xiàn)形臺(tái)陣差，高頻段（8—40Hz）比直線(xiàn)形臺(tái)陣好.

圖3 4種臺(tái)陣的頻散曲線(xiàn)Fig.3 Dispersion curves for four arrays Red line stands for nested equilateral triangle array，blue line for circle array，purple line for L-shape array，and light blue line for linear array

試驗(yàn)對(duì)比結(jié)果表明：在場(chǎng)地條件寬闊、便于布設(shè)的情況下，應(yīng)該首選嵌套式等邊三角形和圓形臺(tái)陣，這樣既能確保頻散曲線(xiàn)提取的可靠性，又能深淺兼顧（2—80m）；在場(chǎng)地條件狹窄的情況下，當(dāng)目標(biāo)探測(cè)深度較淺（小于20m）時(shí)，可選取L形臺(tái)陣；當(dāng)所需探測(cè)深度范圍為20—80m時(shí)，可選取直線(xiàn)形臺(tái)陣，這樣不僅可以縮短布陣時(shí)間，而且可以保證探測(cè)的有效性.綜上，臺(tái)陣陣形的選取，要根據(jù)場(chǎng)地條件和探測(cè)要求等綜合因素來(lái)合理選取.

3 天然源與人工源面波聯(lián)合勘探

通過(guò)不同臺(tái)陣天然源面波勘探的試驗(yàn)得知，三角形、圓形、L形和直線(xiàn)形臺(tái)陣的頻散譜都很接近，但是前3個(gè)臺(tái)陣在高頻段的抗人為干擾能力較強(qiáng)，直線(xiàn)形臺(tái)陣相對(duì)較差，尤其是在24—40Hz頻帶范圍內(nèi)信噪比較低.但在人口密集的城區(qū)，直線(xiàn)形臺(tái)陣是這幾種排列中實(shí)施效率最高、對(duì)場(chǎng)地條件要求最低的陣形.因此如果能找到提高高頻段信噪比的方法，直線(xiàn)形臺(tái)陣無(wú)疑是一種最佳的選擇.

人工源面波勘探的優(yōu)點(diǎn)是抗干擾能力強(qiáng)，高頻段提取的頻散曲線(xiàn)可信度高，但受激發(fā)能量的限制，一般探測(cè)的最大深度僅有20—30m.我們?cè)噲D用人工源面波勘探的方法來(lái)彌補(bǔ)直線(xiàn)形臺(tái)陣在高頻段的不足，于是在同一試驗(yàn)場(chǎng)地開(kāi)展了人工源與天然源面波聯(lián)合勘探試驗(yàn).

3.1 面波聯(lián)合勘探的數(shù)據(jù)采集

人工源面波勘探按照震源的不同，分為穩(wěn)態(tài)法和瞬態(tài)法兩種.穩(wěn)態(tài)法是通過(guò)激振器產(chǎn)生固定頻率的瑞雷波，可以測(cè)得單一頻率波的傳播速度；瞬態(tài)法是通過(guò)瞬態(tài)激震產(chǎn)生一定頻率范圍的瑞雷波.穩(wěn)態(tài)瑞雷波勘探所用設(shè)備笨重，激發(fā)能量小，頻率范圍有限；而瞬態(tài)瑞雷波勘探設(shè)備輕便，分辨率高，探測(cè)深度較深，檢測(cè)速度快，可以有效分離干擾波與各階面波信息，在實(shí)際工作中應(yīng)用廣泛.本文所指的面波聯(lián)合勘探是指將人工源與天然源面波勘探結(jié)合起來(lái)探測(cè)地下介質(zhì)橫波速度結(jié)構(gòu)的一種組合探測(cè)方法.

該試驗(yàn)仍然在上述場(chǎng)地進(jìn)行，人工源采用60kg夯源，分別在3個(gè)不同偏移距（10，20和30m，見(jiàn)圖4中炮點(diǎn)1，2，3）的位置激發(fā)，數(shù)據(jù)采集仍使用Summit地震儀，采樣間隔為0.25ms，記錄長(zhǎng)度為1 024ms.為獲得高信噪比的面波記錄，在每個(gè)炮點(diǎn)分別進(jìn)行5—6次垂直疊加.人工源記錄的單炮文件保存后，其排列不動(dòng)，改變采樣間隔為8ms、記錄長(zhǎng)度為6min接收地脈動(dòng)信息，并重復(fù)記錄3個(gè)6min時(shí)長(zhǎng)的記錄供數(shù)據(jù)處理?yè)駜?yōu)選用.

圖4 天然源與人工源面波聯(lián)合勘探的觀(guān)測(cè)系統(tǒng)Fig.4 Surface wave observation system of joint exploration with artificial and natural sources

3.2 面波聯(lián)合勘探的頻散曲線(xiàn)提取

本次試驗(yàn)中，人工源面波勘探采用多通道面波法（multi-channel analysis of surface wave，簡(jiǎn)寫(xiě)為MASW）處理數(shù)據(jù)，天然源面波勘探采用擴(kuò)展空間自相關(guān)法處理數(shù)據(jù).首先將人工源采集的3個(gè)不同炮點(diǎn)的單炮記錄，分別用MASW中的頻率－波數(shù)法處理后通過(guò)線(xiàn)性疊加得到頻散譜（圖5a），疊加的目的是為了提高信噪比.可以看出，頻散譜中的強(qiáng)能量團(tuán)主要集中在9—33Hz頻段，的確明顯地提高了高頻段頻散曲線(xiàn)提取的可靠性.

圖5 人工源（a）和天然源（b）的頻散譜以及二者的線(xiàn)性疊加譜（c）Fig.5 Dispersive spectra of artificial（a）and natural sources（b）as well as the linear superposition of both spectra（c）

圖5 c是人工源（圖5a）與天然源（圖5b）頻散譜線(xiàn)性疊加的結(jié)果.該結(jié)果在整個(gè)頻段的能量集中度都得到明顯提高，有效頻段得到顯著拓寬，最低頻率可達(dá)4Hz左右，比圓形、三角形和L形臺(tái)陣（圖2）都要低，充分顯示出二者結(jié)合的優(yōu)勢(shì)，達(dá)到了我們所期望的效果.說(shuō)明這種在相同排列上實(shí)施人工源與天然源面波聯(lián)合的勘探方法不僅探測(cè)效率高、對(duì)場(chǎng)地條件要求低，而且探測(cè)效果好，具有明顯優(yōu)勢(shì).

3.3 速度結(jié)構(gòu)的反演

從人工源與天然源合并疊加的頻散譜（圖5c）中，取各個(gè)頻率對(duì)應(yīng)能量最強(qiáng)點(diǎn)的軌跡就得到了相速度頻散曲線(xiàn)的觀(guān)測(cè)值（圖6a）.到目前為止我們已完成了面波勘探中頻散曲線(xiàn)的提取這項(xiàng)關(guān)鍵性的基礎(chǔ)工作，不管采用哪一種面波勘探方法，得到頻散曲線(xiàn)后其速度結(jié)構(gòu)的反演方法都是相似的.

由于面波頻散曲線(xiàn)與地層介質(zhì)的厚度、速度（vP，vS）和密度都相關(guān)，用頻散反演地層結(jié)構(gòu)參數(shù)的計(jì)算實(shí)際上是一個(gè)非線(xiàn)性反演問(wèn)題，常規(guī)的線(xiàn)性反演方法得到的結(jié)果一般對(duì)初始模型均有較強(qiáng)的依賴(lài)性，即對(duì)于同一條頻散曲線(xiàn)用不同的初始模型將會(huì)得到不同的反演結(jié)果，其理論值都能與觀(guān)測(cè)值很好地?cái)M合.面波反演的相關(guān)研究表明，基于遺傳算法的面波反演計(jì)算速度快、全局搜索能力較強(qiáng)，對(duì)初始模型的依賴(lài)性比其它的線(xiàn)性反演方法要小得多，所以在速度模型的反演中采用該算法.在初始模型的構(gòu)建中，由實(shí)測(cè)頻散曲線(xiàn)用半波長(zhǎng)經(jīng)驗(yàn)方法（楊成林，1989；趙東等，1995；趙東，2010）估算速度－深度分布作為反演的初始模型.在反演中，vP及密度與vS的關(guān)系是根據(jù)淺表土層的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系換算得到，因?yàn)槲覀冇玫臋z波器頻率較低，人工激發(fā)不易獲得可靠的vP信息.

圖6b中的黑色折線(xiàn)是不同初始模型利用上述相速度頻散曲線(xiàn)通過(guò)遺傳算法反演得到的淺層橫波速度結(jié)構(gòu)，將這些模型進(jìn)行平均得到最終的反演結(jié)果（圖6b中紅色折線(xiàn)）.在反演結(jié)果中，位于深度14m處界面與后來(lái)收集到的在試驗(yàn)場(chǎng)地附近鉆孔ZKTS1揭示的強(qiáng)風(fēng)化泥巖頂面十分吻合（圖6b，c）（曾立峰等，2012）.深度0—14m是第四系覆蓋層，速度隨深度變化的梯度較大，符合該地區(qū)的沉積環(huán)境.圖6b中的藍(lán)色折線(xiàn)是在該鉆孔中的剪切波速測(cè)試結(jié)果，可以看出面波勘探反演得到的速度結(jié)構(gòu)與剪切波速測(cè)試結(jié)果基本吻合.在0—50m深度范圍內(nèi)，明顯的速度變化分為3層，其所對(duì)應(yīng)的巖性分別為第四紀(jì)沉積、強(qiáng)風(fēng)化泥巖和中－微風(fēng)化泥巖.在強(qiáng)風(fēng)化泥巖（深度約14—42m）地層中，面波反演的速度略高于測(cè)井結(jié)果，通過(guò)計(jì)算波速得到二者的偏差為8%，其它兩層的速度值非常接近.通過(guò)該實(shí)例說(shuō)明，人工源與天然源面波聯(lián)合勘探得到的橫波速度結(jié)構(gòu)是可靠的.

圖6 聯(lián)合勘探反演的速度結(jié)構(gòu)（a）頻散曲線(xiàn)；（b）速度結(jié)構(gòu)；（c）鉆孔柱狀圖Fig.6 The velocity structure obtained from inversion of joint exploration（a）Dispersion curve；（b）Velocity structure；（c）Borehole histogram

4 討論與結(jié)論

通過(guò)本文上述試驗(yàn)，在同一場(chǎng)地布設(shè)4種不同的常見(jiàn)微動(dòng)臺(tái)陣陣形進(jìn)行數(shù)據(jù)采集并分別提取頻散曲線(xiàn)，然后將其對(duì)比分析.結(jié)果表明：4種臺(tái)陣提取的頻散曲線(xiàn)數(shù)值很相近，但頻散譜能量集中度具有不同的差異，即頻散譜能量集中度最高的是嵌套式等邊三角形和圓形臺(tái)陣；L形臺(tái)陣在8—40Hz頻段的集中度也較高，但在頻率小于8Hz的低頻段能量帶變寬且有跳躍；直線(xiàn)形臺(tái)陣的能量相對(duì)分散，但仍可識(shí)別其頻散曲線(xiàn)的軌跡.

上述結(jié)果表明，在面上布設(shè)均勻分布的臺(tái)陣（嵌套式等邊三角形和圓形臺(tái)陣）有利于接收來(lái)自不同方向的隨機(jī)微動(dòng)信息，通過(guò)方位平均得到的空間自相關(guān)系數(shù)及相應(yīng)的相速度頻散曲線(xiàn)具有較高的精度和可靠性，保持了傳統(tǒng)微動(dòng)臺(tái)陣的優(yōu)勢(shì).由于L形和直線(xiàn)形臺(tái)陣具有方位指向性，致使抵抗不規(guī)則人為干擾的能力較差，在一定程度上使得頻散譜能量集中度受到影響，會(huì)給相速度頻散曲線(xiàn)的提取帶來(lái)一定誤差.因此在場(chǎng)地較平坦、寬敞的條件下，為了保證勘探結(jié)果的可靠性，應(yīng)首選嵌套式等邊三角形和圓形臺(tái)陣開(kāi)展天然源面波勘探工作.

在場(chǎng)地狹窄不具備布設(shè)等邊三角形和圓形臺(tái)陣的情況下，如果采用直線(xiàn)形臺(tái)陣進(jìn)行單一的天然源微動(dòng)探測(cè)，其探測(cè)結(jié)果的可靠性將會(huì)受到影響，但在同一條直線(xiàn)形臺(tái)陣上分別實(shí)施人工源與天然源的數(shù)據(jù)采集，合并二者的頻散譜并通過(guò)分段剔除人為干擾、多時(shí)段疊加等提高信噪比的手段比較有效.這些措施大大提高了頻散譜的能量集中度，并使有效信息在低頻段有一定的拓展.這種聯(lián)合勘探反演得到的速度結(jié)構(gòu)分層不僅與鉆探揭示的巖性分層十分吻合，而且其各層速度值與鉆孔橫波測(cè)井的結(jié)果也非常接近，證實(shí)了上述聯(lián)合勘探方法的可靠性.

付微，徐佩芬，凌蘇群，侍文.2012.微動(dòng)勘探方法在地?zé)峥辈橹械膽?yīng)用［J］.上海國(guó)土資源，33（3）：71-75.

Fu W，Xu P F，Ling S Q，Shi W.2012.Application of the microtremor survey method to geothermal exploration［J］.Shanghai Land ＆ Resources，33（3）：71-75（in Chinese）.

何正勤，丁志峰，賈輝，葉太蘭.2007.用微動(dòng)中的面波信息探測(cè)地殼淺部的速度結(jié)構(gòu)［J］.地球物理學(xué)報(bào)，50（2）：492-498.

He Z Q，Ding Z F，Jia H，Ye T L.2007.To determine the velocity structure of shallow crust with surface wave information in microtremors［J］.Chinese Journal of Geophysics，50（2）：492-498（in Chinese）.

李建軍.2008.天然源面波勘探方法研究［D］.桂林：桂林工學(xué)院地球探測(cè)與信息技術(shù)系：6-8.

Li J J.2008.Research on the Natural Source Surface Wave Exploration Method［D］.Guilin：Department of Earth Detecting and Information Technology，Guilin Institute of Technology：6-8（in Chinese）.

李慶春，邵廣周，劉金蘭，梁志強(qiáng).2006.瑞雷面波勘探的過(guò)去、現(xiàn)在和未來(lái)［J］.地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報(bào)，28（3）：74-77.

Li Q C，Shao G Z，Liu J L，Liang Z Q.2006.Past，present and future of Rayleigh surface wave exploration［J］.Journal of Earth Sciences and Environment，28（3）：74-77（in Chinese）.

廖成旺，鄧濤，丁煒，王浩，譚耀銀，陳衛(wèi)民.2007.微動(dòng)觀(guān)測(cè)臺(tái)陣定位方式研究［J］.大地測(cè)量與地球動(dòng)力學(xué)，27（6）：61-64.

Liao C W，Deng T，Ding W，Wang H，Tan Y Y，Chen W M.2007.On positioning way for array microtremor observation［J］.Journal of Geodesy and Geodynamics，27（6）：61-64（in Chinese）.

劉康和，魏樹(shù)滿(mǎn).2010.瞬態(tài)面波勘探及應(yīng)用［J］.水利水電工程設(shè)計(jì)，20（2）：31-33.

Liu K H，Wei S M.2010.Transient surface wave exploration and application［J］.Design of Water Resources ＆ Hydroelectric Engineering，20（2）：31-33（in Chinese）.

劉云禎，王振東.1996.瞬態(tài)面波法的數(shù)據(jù)采集處理系統(tǒng)及其應(yīng)用實(shí)例［J］.物探與化探，20（1）：28-34.

Liu Y Z，Wang Z D.1996.Data collection and processing system of transient surface wave method and examples of its application［J］.Geophysical and Geochemical Exploration，20（1）：28-34（in Chinese）.

冉偉彥，王振東.1994.長(zhǎng)波微動(dòng)法及其新進(jìn)展［J］.物探與化探，18（1）：28-34.

Ran W Y，Wang Z D.1994.The long-wave microtremors method and its advances［J］.Geophysical and Geochemical Exploration，18（1）：28-34（in Chinese）.

陶夏新，劉曾武，郭明珠，師黎靜，董連成.2001.工程場(chǎng)地條件評(píng)定中的地脈動(dòng)研究［J］.地震工程與工程振動(dòng)，21（4）：18-23.

Tao X X，Liu Z W，Guo M Z，Shi L J，Dong L C.2001.A review of microtremor study in engineering site rating［J］.Earthquake Engineering and Engineering Vibration，21（4）：18-23（in Chinese）.

萬(wàn)建華.2007.面波勘探技術(shù)在淺層地震勘探中的應(yīng)用及問(wèn)題［J］.今日科苑，（16）：123.

Wan J H.2007.Surface wave exploration technique in the application and problems of shallow seismic exploration［J］.Modern Sciences，（16）：123（in Chinese）.

王建文，孫秀容，王宏科，夏學(xué)禮，崔若飛.2010.雙源面波地震勘探在煤層采空區(qū)探測(cè)中的應(yīng)用［J］.工程地球物理學(xué)報(bào)，7（4）：403-407.

Wang J W，Sun X R，Wang H K，Xia X L，Cui R F.2010.Application of double-source surface wave prospecting in coal mined-out area［J］.Chinese Journal of Engineering Geophysics，7（4）：403-407（in Chinese）.

王振東.1990.微動(dòng)應(yīng)用技術(shù)講座（第一講）［J］.國(guó)外地質(zhì)勘探技術(shù)，（4）：12-16.

Wang Z D.1990.The lecture on microtremor application technology（chapter one）［J］.Foreign Geoexploration Technology，（4）：12-16（in Chinese）.

王振東.1998.雙源面波勘探構(gòu)想［J］.中國(guó)地質(zhì)，（4）：47-48.

Wang Z D.1998.Double source surface wave exploration［J］.Geology in China，（4）：47-48（in Chinese）.

毋光榮，余凱，馬若龍.2013.天然源面波勘探技術(shù)在工程中的應(yīng)用研究［J］.工程地球物理學(xué)報(bào)，10（3）：279-285.

Wu G R，Yu K，Ma R L.2013.The application of natural source surface wave method to engineering project［J］.Chinese Journal of Engineering Geophysics，10（3）：279-285（in Chinese）.

楊成林.1989.瑞雷波法勘探原理及其應(yīng)用［J］.物探與化探，13（6）：465-468.

Yang C L.1989.The principle and application of Rayleigh wave exploration method［J］.Geophysical and Geochemical Exploration，13（6）：465-468（in Chinese）.

葉太蘭.2004.微動(dòng)臺(tái)陣探測(cè)技術(shù)及其應(yīng)用研究［J］.中國(guó)地震，20（1）：47-52.

Ye T L.2004.The exploration technique for microtremor array and its application［J］.Earthquake Research in China，20（1）：47-52（in Chinese）.

余凱，毋光榮.2012.天然源面波勘探技術(shù)［C］∥中國(guó)水利電力物探科技信息網(wǎng)2012年學(xué)術(shù)年會(huì)論文集.北京：中國(guó)水力發(fā)電工程學(xué)會(huì)：352-355.

Yu K，Wu G R.2012.The natural source surface wave exploration technique［C］∥Geophysical Prospecting of Hydraulic and Electric Engineering，Science and Technology Information Network of 2012 Academic Essays.Beijing：Hydropower Engineering Society of China：352-355（in Chinese）.

曾立峰，吳志堅(jiān)，陳拓，霍元坤.2012.天水黃土地區(qū)覆蓋層厚度的反演研究［J］.巖土力學(xué)，33（6）：1914-1915.

Zeng L F，Wu Z J，Chen T，Huo Y K.2012.Inversing study of overburden thickness in loess area of Tianshui［J］.Rock and Soil Mechanics，33（6）：1914-1915（in Chinese）.

張維，何正勤，胡剛，葉太蘭.2012.用人工源和天然源面波聯(lián)合探測(cè)淺層速度結(jié)構(gòu)［J］.震災(zāi)防御技術(shù)，7（1）：26-36.

Zhang W，He Z Q，Hu G，Ye T L.2012.Detect the velocity structure of shallow crust with artificial and nature source Rayleigh wave technology［J］.Technology for Earthquake Disaster Prevention，7（1）：26-36（in Chinese）.

張維，何正勤，胡剛，李俊.2013.用面波聯(lián)合勘探技術(shù)探測(cè)淺部速度結(jié)構(gòu)［J］.地球物理學(xué)進(jìn)展，28（4）：2199-2206.

Zhang W，He Z Q，Hu G，Li J.2013.Detection of the shallow velocity structure with surface wave prospection method［J］.Progress in Geophysics，28（4）：2199-2206（in Chinese）.

張志龍.2003.天水濕陷性黃土的工程特征［J］.巖土工程界，6（9）：71-73.

Zhang Z L.2003.The engineering characteristics of collapsible loess in Tianshui［J］.Geotechnical Engineering World，6（9）：71-73（in Chinese）.

趙東，王光杰，王興泰，孫仁國(guó).1995.用遺傳算法進(jìn)行瑞利波反演［J］.物探與化探，19（3）：178-185.

Zhao D，Wang G J，Wang X T，Sun R G.1995.The application of genetic algorithm to Rayleigh wave inversion［J］.Geophysical and Geochemical Exploration，19（3）：178-185（in Chinese）.

趙東.2010.被動(dòng)源面波勘探方法與應(yīng)用［J］.物探與化探，34（6）：759-764.

Zhao D.2010.Passive surface waves：Methods and applications［J］.Geophysical and Geochemical Exploration，34（6）：759-764（in Chinese）.

趙明.1996.瑞利波法在工程勘察中的應(yīng)用［J］.勘察科學(xué)技術(shù)，（5）：54-57.

Zhao M.1996.The application of Rayleigh wave method in engineering investigation［J］.Site Investigation Science and Technology，（5）：54-57（in Chinese）.

Aki K.l957.Space and time spectra of stationary stochastic waves with special reference to microtremors［J］.Bull Earthq Res Inst Univ Tokyo，35：415-456.

Arai H，Tokimatsu K.2004.S-wave velocity profiling by inversion of microtremor H／Vspectrum［J］.Bull Seismol Soc Am，94（1）：53-63.

Capon J.1969a.High-resolution frequency-wavenumber spectrum analysis［J］.Proc IEEE，57（8）：1408-1418.

Capon J.1969b.Investigation of long－period noise at the large aperture seismic array［J］.J Geophys Res，74（12）：3182-3194.

Capon J，Greenfield R J，Lacoss R T.1969.Long－period signal processing results for the large aperture seismic array［J］.Geophysics，34（3）：305-329.

Estrella H F，Gonzalez J A.2003.SPAC：An alternative method to estimate earthquake site effects in Mexico City［J］.Geofis Int，42（2）：227-236.

Ling S，Okada H.1993.An extended use of the spatial autocorrelation method for the estimation of the geological structures using microtremors［C］∥Proceedings of the 89th SEGJ Conference.Nagoya：Society of Exploration Geophysicists of Japan：44-48.

Liu H P，Boore D M，Joyner W B，Oppenheimer D H，Warrick R E，Zhang W B，Hamilton J C，Brown L T.2000.Comparison of phase velocities from array measurements of Rayleigh waves associated with microtremor and results calculated from borehole shear-wave velocity profiles［J］.Bull Seismol Soc Am，90（3）：666-678.

Okada H，Matsushima T，Moriya T，Sasatani T.1990.An exploration technique using long－period microtremors for determination of deep geological structures under urbanized areas［J］.Butsuri Tansa，43：402-417.

Okada H.1998.Microtremors as an exploration method：Geo-exploration handbook［J］.Soc Explor Geophys Jpn，2：203-211.

Satoh T，Kawase H，Iwata T，Higashi S，Sato T，Irikura K，Huang H C.2001.S-wave velocity structure of the Taichung basin，Taiwan，estimated from array and single-station records of microtremors［J］.Bull Seismol Soc Am，91（5）：1267-1282.

Scherbaum F，Hinzen K G，Ohrnberger M.2003.Determination of shallow shear wave velocity profiles in the Cologne，Germany area using ambient vibrations［J］.Geophys J Int，152（3）：597-612.