2. 中南大学地球科学与信息物理学院, 长沙 410083
2. School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China
基于瑞雷(Rayleigh)面波频散特性的面波勘探(或Rayleigh波勘探)方法是重要的近地表工程地震勘探方法,其中多道面波分析方法(MASW)(Park et al., 1999)在过去的20年中在浅地层勘探领域等到了广泛的应用.目前,从多道面波记录中获取频散曲线的常见方法有:F-K法(Capon, 2005)τ-p变换法(Mcmechan and Yedlin, 1981)和相移法(Park et al., 1999)等.其中F-K法要求空间和时间域(即台站间隔)采样间隔相等,波形记录中如果有坏道会对结果产生较大的影响;τ-p变换法对高阶模态的提取效果较好,但对基阶模态低频频段频散曲线的提取效果较差(邵广周和李庆春, 2010; 卢建旗, 2013);相移法先对各道时间域信号进行傅里叶变换,然后在空间域进行积分在不同频率下进行速度扫描,该方法对基阶模态的提取效果较好,但对高阶模态的分辨率不高(邵广周和李庆春, 2010).随着工程勘查中对地层分层精度要求的不断提高,对面波勘探也提出了更高的要求,越来越多的学者发现高阶面波在地层结构反演分析中起着关键作用(张碧星等, 2002; 凡友华, 2003),在频散曲线的提取中如能有效提取高阶面波频散曲线,那么将大大提高面波反演精度和稳定性.
1 理论研究 1.1 矢量波数变换法(VWTM)在水平层状各向同性介质的地层中,设f(t)为作用在地表z=0和x=0(坐标原点)处垂向单力点源的震源时间函数,则在地表某x点观测到的垂直分量地震波场记录uz(x, t)可表示为
(1) |
其中gzz为震源与接收台站间格林函数(Aki, 1957).
对(1)进行傅里叶变换,可以得到:
(2) |
其中,G(r, ω)格林函数,r=|x|.
根据水平层状介质中地震波传播理论(Kennett, 1983; Chen, 1999; Zhang et al., 2003),在地表面接收、震中距为r的格林函数在频率域的计算公式可以表示为
(3) |
其中g(ω, k)是核函数,J0(kr)是第一类零阶贝塞尔函数.
对观测波场的频谱进行矢量波数变换(王建楠, 2017),可得:
(4) |
其中当波场频谱U(r, ω)在空间域是各向同性时(与方向无关),其矢量波数变换结果亦为各向同性,即仅依赖波数矢量的模k,即k=|k|,与波数矢量的方向无关.此时,式(4)可表达为
(5) |
在频率域(5)式可表示为
(6) |
根据贝塞尔函数的正交性(叶其孝和沈永欢, 1992),有:
(7) |
(7) 式代入(6)可以简化为
(8) |
(8) 式中核函数g(ω, k)具有如下特点:g(ω, k)的值反比于确定面波频散特性的久期函数值(Chen, 1993, 1999),即:
(9) |
其中R是广义反射系数矩阵.当k=kn(ω)(n=1, 2, 3, …)时,久期函数为零,
(1) 首先将多道面波记录变换到频率域,然后根据公式(8)左边的波场贝塞尔函数变换积分公式,通过对多道观测记录的加权求和获得贝塞尔变换的近似.
(2) 在F-K域对波场贝塞尔变换的近似公式进行扫描,获得近似核函数图.利用图像识别的方法在核函数图上获得基阶和高阶频散曲线.
1.2 数值验证为验证矢量波数变换法(VWTM)在主动源面波勘探中的正确性和有效性,本次研究首先采用离散波数法(Zhang et al., 2003)模拟垂直地面单力点源所产生的地震波场;然后采用矢量波数变换法(VWTM)、相移法得到Ralyleigh波频散能量图,广义反射透射系数(何耀锋等, 2006)得到模型理论频散曲线,对三者进行对比分析.
本次研究合成地震数据的震源时间函数为Ricker子波:f(t)=[1-2(πf0t)2]·exp[-(πf0t)2],其中f0是震源中心频率10 Hz,地层模型采用4层水平层状模型,地层模型、参数详见图 1和表 1.
合成地震波场观测系统采用线性观测系统:震源、接收地震道保持在同一直线,道间距1 m,最小炮检距10 m,采样间隔1 ms,数据长度2 s,合成84道地震记录,如图 2所示.
保持最小炮检距、道间距不变,逐渐增加地震道数,我们分别采用1~24、1~36、1~48、1~60、1~72、1~84地震道的数据,进行矢量波数变换法(VWTM)和相移法(Park et al., 1999)计算得到频散(频率-相速度)能量图,再分别与理论频散曲线叠加,如图 3所示.
从图 3我们可以看到,当参与分析的地震道数量不断增加时,矢量波数法(VWTM)得到的频散能量图的成像质量和分辨率也不断提高,说明VWTM法勘探深度和精度随着排列长度和台站数量的增加而提高,这与相移法是一致的;尤其在低频区域(<10 Hz)区域成像分辨率比相移法有明显提高,而且在低频区域的VWTM产生的边界效应明显小于相移法;当参加分析的地震道较少时,如图 3a所示,当只有24道数据时VWTM法基阶面波成像比MASW法具有更高的分辨率,而且在15~30 Hz范围内高阶面波有明显的成像,而相移法在该区域内高阶面波几乎没有成像.
1.2.2 与理论频散曲线进行对比图 3中的白色点线是由广义反射透射系数方法计算得到的理论频散曲线,可以看到在高频区域(>7 Hz)即使较少的道数VWTM的基阶面波成像也与理论频散曲线吻合得很好,而且分辨率很高;随着参与分析的道数增加低频区域(<7 Hz)的成像质量和分辨率也明显提高,能量极大值与理论频散曲线更趋于一致.
从图 3中我们可以看到高阶面波成像并不是连续的,这一现象与地层模型相关.当地层含有软弱夹层时,Rayleigh波能量不仅仅存在于基阶振型中,也存在于一定频率范围(该频率范围与软弱夹层埋深相对应)内的高阶振型(张碧星等, 1998, 2002;罗银河等, 2008; 刘雪峰等, 2009; 杨振涛, 2017);而且常常高阶模态的能量大于基阶模态,VWTM法得到的频散能量图恰恰也反映了这一现象.
2 实例研究为了研究矢量波数法(VWTM)对实际数据的适用性,本次研究在常州郊区进行了线性排列瞬态Rayleigh波的采集.采集参数如下:最小炮检距10 m,道间距1 m,采样频率1000 Hz,采样长度1 s,24道采集,见图 4.图 5a为VWTM法得到的频散能量图,图 5b为相移法获得频散能量图.
从图 5我们看到VWTM方法得到频散能量图中基阶、高阶面波成像都明显优于相移法,其中在高频(>10 Hz)区域基阶面波成像分辨率明显提高,多个高阶模态成像可清晰分辨,而相移法高阶虽能成像,但无法对不同阶模态进行分辨;在低频区域(<10 Hz)相移法边界效应严重,成像分辨率明显低于VWTM法成像结果.
3 结论本文介绍了一种全新的多道Rayleigh面波分析方法——矢量波数变换法(VWTM).该方法通过Fourier-Bessel变换,将多道地震记录变换到F-K域,再进一步变换到F-C域,获得频散能量图,在此基础上提取多阶频散曲线.通过与相移法频散能量图和理论频散曲线的对比,我们发现矢量波数变换法不仅能正确、有效地提取频散曲线,而且在成像分辨率和高阶模态成像质量上具有明显的优势,即使比较少的地震道也能得到高质量的高阶模态成像.所以在利用Rayleigh波基阶与高阶模态频散特征联合反演的应用中,该方法对反演精度的提升具有巨大潜力.
矢量波数变换法(VWTM)是利用各地震道与震源之间的格林函数进行计算分析,该方法基于水平层状模型,理论上是不要求观测系统严格地按照线性规则排列,这就大大降低了实际面波勘探中对场地的要求.本次研究将震源近似为Ricker子波对实际情况进行了较大的近似,这里仅仅是抛砖引玉.如何在实际数据中得到更为准确的地震子波,从而进一步提高Rayleigh波勘探的精度,今后仍需进行一步研究.
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