井下地震计一般布设在地下几十到几百米深处，受到的环境噪声影响比地表地震计小，能较清晰地记录地震事件信息（郭德顺等，2014）。因此，井下地震计记录的地震波形能用来较准确地反演震源参数信息。井下地震观测技术，最初是为了探测与岩石微破裂有关的高频地声或超微震而发展起来的。19世纪30年代，美国就进行过实验室和野外的井下地震观测实验；19世纪60年代，日本为了提高地震台网监测能力，也开始进行井下地震观测研究（冯德益等，1986）。1987年以来，中国地震局开始进行深井地震观测。观测结果表明，与地面地震观测相比，深井观测能提高1—2个数量级的观测精度，并已成为沉积层较厚的城市及附近地区地震监测的有效手段。目前，国内井下地震观测台站已有近200个，主要分布在吉林、内蒙古、北京、天津、河南、河北、湖北、新疆、浙江、江苏、黑龙江、辽宁等20多个省（自治区、直辖市）。吉林省有8个井下地震观测台站，其分布在双辽、长岭、乾安、松原、安广、通榆、双目峰、长白山山门等地。

已有研究通过分析涿县地震台（张寿康等，1986；李彦林等，1989）、昆明地震台（李雷等，2018）地面、井下地震计记录的地震波形发现，井下地震计记录波形的背景噪声较小，振幅普遍偏小。薛志照（1987）、仇中阳等（2014）分别分析了天津、苏北地区井下、地表地震计记录的波形资料，发现地表、井下地震计记录的地震波频谱特性间存在一定差异，地震波拐角频率地表地震计较井下地震计的约大0.28 Hz，地震波峰值频率前者较后者约小0.22 Hz。

为了进一步对比井下、地表地震计记录波形的差异，2006年4月在松原地震台井下地震计旁0.5 m处布设了1个宽频带地震仪，同时进行观测。井深243 m，地震计为北京港震仪器设备有限公司FSS-3DBH型，数据采集器为EDAS-24IP3型。宽频带地震仪为英国Guralp公司生产的3ESPCDE一体机。本文拟研究2套仪器记录波形的背景噪声、近震与远震波形之间的振幅和频谱差异，以及提取的近/远震接收函数的异同。鉴于2套仪器频带不同，对原始波形在同一频段内（2 s—8 Hz）采用butterworth滤波器进行带通滤波，然后再进行对比。

为了对比地震计记录的自然现象产生的噪声，选取2018年8月12日2—4时的波形记录进行研究。图 1为地表、井下地震计记录的三分量波形。由图 1可见，波形振幅随时间变化较小，表明该时间段内没有人为或机器等产生的显著震动事件。进一步分析发现，井下地震计记录波形的振幅主要为10^-7数量级，比地表地震计约小1个数量级，表明井下地震计记录到的背景噪声较小。对原始波形进行傅里叶变换后发现，井下、地表地震仪记录波形的振幅谱存在一定差异，前者三分量在2 Hz左右有1个峰值，大部分能量分布在1—3 Hz内；后者除垂直分量大致显示在2 Hz附近有1个峰值外，水平向没有明显的峰值，能量分布范围较广，在2—6 Hz范围内振幅相对较大。

图 1(Fig.1)

图 1 地表、井下地震计记录到的背景噪声三分量波形（a）和傅里叶变换振幅谱（b） Fig.1 Waveforms of three components (a) and amplitude spectrum (b) for ambient noise recorded by the borehole and ground seismometers

由于小地震能量较弱，传播距离较短，往往近台才能清晰地记录到小地震。图 2为2018年9月15日9点12分发生在松原地震台西南方向9 km深处、震中距为9.8 km的1个2.0级地震事件在井下、地表地震计上的波形记录。由于震中距较小，故井下、地表地震仪记录波形的振幅范围基本一致[图 2（a）]。但是，井下地震计记录到的波形相对更简洁。井下地震计清晰地记录到了EW分量的初至P波震相，而该震相在地表地震仪波形记录上则不明显。对三分量原始波形进行傅里叶变化后发现，井下、地表地震计记录波形的振幅谱存在一定差异[图 2（b）]。井下地震计EW分量波形记录在1 Hz、2 Hz处都存在波峰，而地表地震计仅在1 Hz处有1个波峰；井下地震计NS分量波形记录在2 Hz左右出现波峰，而地表地震计在3 Hz左右；井下地震计UD分量波形记录在1 Hz左右出现波峰，而地表地震计则没有显示出明显波峰。基于UD分量直达P波较清晰的特征，对该分量在0.5—2.0 Hz内滤波，发现地表地震计记录到的直达P波到时比井下地震计慢0.12 s。基于井下地震计深度为243 m，推测0—243 m深处P波平均速度约为2 km/s。按照如下新国标地方性震级M_L计算公式，进一步分析了地表、井下地震计震级差

图 2(Fig.2)

图 2 井下、地表地震计记录到的近震三分量波形（a）和傅里叶变换振幅谱（b） Fig.2 Waveforms of three components (a) and amplitude spectrum (b) for local earthquake recorded by the borehole and ground seismometer

其中，A_b、A_s分别为井下、地表地震计记录到波形的最大振幅。A = (A_N + A_E)/2，单位μm，其中，A_N为NS向S波最大振幅；A_E为EW向S波最大振幅。结果显示，由地表地震计记录波形计算的震级比井下地震计大0.12级。

接收函数是地震波形记录水平分量与垂直分量反褶积得到的由间断面转换波和多次反射波组成的时间域波形序列，被广泛用于反演台站下方间断面的厚度和速度信息（Langston，1979）。研究表明，当台站下方沉积层与基底面波阻抗存在较大差异时，可以提取出近震接收函数（Li et al，2014；Ni et al，2014）。危自根等（2017）采用近震接收函数成功提取出四川理县西山村滑坡体上台站下方的接收函数，并获得了该滑坡体厚度和S波速度等信息。基于此，本文选取高斯系数为10，在P波到时前5 s和后10 s内采用最大熵谱反褶积方法提取接收函数（吴庆举等，1998）（图 3）。由图 3可见，由井下、地表地震计波形记录提取的接收函数波形均较复杂，且提取出的径向、切线接收函数波形都存在明显差异，这表明了沉积层结构的复杂性。进一步对比发现，由井下地震计波形记录提取的径向接收函数初始P波震相为正，而地表地震计的为负，表明在井下地震计与地表之间存在低速的薄层。

图 3(Fig.3)

图 3 井下、地表地震计近震接收函数径向、切向波形对比 Fig.3 Comparison of radial and tangential receiver functions for local earthquake recorded by the borehole and ground seismometer

中强地震往往可被震中距为千米以上的地震计清晰地记录到。对比分析了2018年9月6日23点49分发生在松原地震台东南方向8 956 km处、震源深度为670 km的1个7.9级地震事件（图 4）。由图 4（a）可见，井下、地表地震计三分量波形记录的波形振幅范围大致相同，但是井下地震计波形记录更加清晰和简洁。由井下地震计波形水平记录能识别出初至P波震相，但地表地震计波形记录的P波震相则受噪声干扰而无法识别。对原始波形进行傅里叶变化后发现[图 4（b）]，井下、地表地震计波形记录振幅谱显示类似的特征，主频能量均集中在1 Hz左右。但是，与井下地震计波形记录振幅谱不同，地表地震计波形水平记录振幅谱在2—8 Hz也存在一定的能量。基于垂直分量直达P波较清晰的特点，在0.5—2.0 Hz内滤波，识别出地表地震计直达P波到时比井下地震计慢0.1 s，接近于上文由近震得到的0.12 s的时差。地表、井下地震计记录到的近、远震直达P波震相到时差的一致性，表明研究结果是可靠的，并进一步支持了井下地震计到地表的P波平均速度约为2 km/s的结论。由于该远震震源深度达670 km，几乎不发育面波，同时井下地震计频带最低只有2 s的周期，因此，无法采用新国标面波震级MS计算公式（20 s周期）来计算二者间的震级差。

图 4(Fig.4)

图 4 井下、地表地震计记录到的远震三分量波形（a）和傅里叶变换振幅谱（b） Fig.4 Waveforms of three components (a) and amplitude spectrum (b) for teleseismic recorded by the borehole and ground seismometer

目前，远震接收函数被广泛用于求取间断面和速度结构特征，已成为研究区域壳幔结构的常规数据分析工具。选取高斯系数为2，在P波到时前20 s和后80 s内采用最大熵谱反褶积方法提取接收函数（吴庆举等，1998）（图 5）。由图 5可见，由井下、地表地震计波形记录提取出的径向接收函数波形具有较好的一致性，而切向接收函数波形差异则较大。对于径向接收函数，由于沉积层的低速特征，P波震相相对于0时刻有明显的偏移，Moho面的Ps震相在4.1 s左右，未受到其他震相的干扰，Moho面PpPs多次反射波震相在13.2 s左右，也相对较清晰。

图 5(Fig.5)

图 5 井下、地表地震仪远震接收函数径向、切向波形对比 Fig.5 Comparison of radial and tangential receiver functions for teleseismic recorded by the borehole and ground seismometer

对比分析了松原地震台井下地震计和紧邻的宽频带地震计在相同时间内记录波形的背景噪声及近震、远震EW、NS、UD三分量波形特征，并研究了这些波形的振幅谱及提取的近震、远震接收函数。结果表明，井下地震计主要记录到10^-7数量级的噪声振幅，比地表地震仪约小1个数量级；井下地震计波形记录的振幅谱峰值在2 Hz左右，而地表地震计振幅谱则没有明显的峰值。井下地震计记录的近震、远震三分量波形记录比地表地震计更清晰和简洁，能识别出初始P波震相；井下、地表地震计波形记录远震振幅谱显示类似的特征，主频能量都集中在1 Hz左右；井下、地表地震计波形记录近震振幅谱差异较明显，没有一致的峰值。由井下、地表地震计波形记录提取的近震接收函数波形均较复杂，且提取出的径向、切向接收函数波形都存在明显差异。由井下、地表地震计波形记录提取的远震径向接收函数波形具有较好的一致性，能识别出Moho面的转换和多次反射波震相，而切向接收函数波形差异则较大。

与地表地震计观测相比，井下地震计建设场地要求较高，成本较大。因此，合理有效地规划、安装井下、地表地震计较重要。对于常用的远震径向接收函数成像方法等有关壳幔结构、震源参数的研究来说，利用地表地震计观测记录即可满足需要。而对于地震预测中与振幅相关的震级研究来说，由于浅层精细速度结构往往不清楚，采用地表地震计容易导致震级放大，此时需要利用井下地震计观测数据。