2023, Vol. 44
2) 中国内蒙古自治区 024000 赤峰地震监测中心站
2) Chifeng Earthquake Monitoring Center Station, Inner Mongolia Autonomous Region 024000, China
台站环境背景噪声通常是指风、寒潮、海浪、交通运输、人和动物的活动等因素使地球表面出现微小震动，进而对地震观测产生干扰并影响地震观测效果（侯颉等，2019）。地震台站通过现代地震仪可以连续记录地球振动信号，而这些记录中大部分是地球的环境背景噪声。当地震波的振幅大于台基环境背景噪声的振幅时，地震台站工作人员才能够识别地震波并处理观测数据（王鑫等，2017）。因此地震台站的环境背景噪声水平决定了记录地震信号的能力。本文采用锡林浩特地震台记录的地震波形数据，综合分析台站环境背景噪声，计算动态观测范围，以期为研究地震台站背景噪声积累数据，更好地提升地震台站监测水平，提高监测数据质量。
1 台站简介锡林浩特地震台位于锡林浩特市南郊一棵树区域，于1979年底建成，1981年7月1日测震仪器正式投入观测，2001年对测震观测仪器进行了数字化改造。锡林浩特地震台台基为燕山期中粒花岗岩，岩石坚硬、完整，山洞摆房干燥，无渗漏现象，洞内年温差0.1℃。锡林浩特位于华力西期褶皱带，构造运动以华力西期为主，燕山期与喜马拉雅山期次之。构造活动和岩浆活动具有多次回旋性和较明显的集成性，地貌呈低山、丘陵特征。地质构造复杂，山脉走向呈NE向。
2 原理及方法1993年，美国USGS发布了关于地震背景噪声的观测与模型报告。该报告中给出了全球多个地震台站的正常地球背景噪声功率谱分析结果，并给出了地球高噪声新模型NHNM和地球低噪声新模型NLNM，即通常所称的皮特森模型。NHNM和NLNM反映了全球测震台站的背景噪声功率谱密度PSD的最高、最低水平（Peterson，1993）。
功率谱密度（power spectrum density，PSD）是定量评价地震台站环境噪声水平的常规参数。通过对随机稳态的离散地震数据进行快速傅里叶变换，可估算地震噪声功率谱密度值。功率谱密度PSD可按下式计算（吴建平等，2012）
| $ {P_k} = \frac{{2\Delta t}}{N}{\left| {{Y_k}} \right|^2} $ | (1) |
式中，Pk为速度功率谱密度；Yk为记录有限范围傅里叶变换；Δt为采样间隔；N为事件序列的样点个数。
将速度PSD转换为加速度PSD的公式如下
| $ {P_{ak}}(f) = {(2\pi f)^2}{P_k}(f) $ | (2) |
为真实反映地动噪声物理量值，需要扣除仪器传递函数的影响，计算公式如下
| $ {P_a}(f) = \frac{{{P_{ak}}(f)}}{{|H(f){|^2}}} $ | (3) |
式中，Pa(f)为真实地面运动加速度功率谱；H(f)为仪器传递函数。
台基背景噪声测试中通常用台站记录的噪声数据计算自功率谱密度，并按特定带宽计算噪声（速度或加速度）有效值RMS（万永革，2012）。台基噪声RMS值计算公式为
| $ {\rm{RMS}} = \sqrt {2P{f_0}{\rm{RBW}}} $ | (4) |
式中，P为加速度或速度功率谱密度；f0为分度倍程中心频率；RBW为相对带宽。
在观测仪器自身性能不变的情况下，台站有效动态观测范围反映了台基环境背景噪声水平和仪器记录地震信号的最大能力。计算公式为
| $ D = 20\lg \frac{U}{{K \cdot S \cdot {\mathop{\rm RMS}\nolimits} \sqrt 2 }} $ | (5) |
式中，D为观测动态范围值；RMS值为脉动噪声的均方根值；U为输入峰值电压（单位：V）；K为数据采集器实际工作时的增益；S为地震计工作灵敏度（单位：V·s/m）；
锡林浩特地震台测震系统由BBVS-120型地震计、EDAS-24IP型数据采集器组成，地震计频带宽度为0.008 3—40.000 0 Hz，观测范围大于140 dB。选取锡林浩特地震台2019—2021年连续波形数据，使用童汪练老师研发的基于P Welch方法的软件，对锡林浩特地震台地动噪声功率谱密度值进行计算，并对台基背景噪声特征进行综合分析。通过对计算结果进行对比分析，得出台站近3年背景噪声变化特征。首先，对2019—2021年锡林浩特地震台记录的连续波形，选取每月1天中12 h数据（0—5、15—20时）的三分向数据，通过计算地脉动噪声功率谱、观测动态范围、地动噪声有效RMS值等地脉动参数，分析台站的背景噪声变化特征。
3.1 PSD曲线分析对BBVS-120型地震计的测震数据进行计算，得到锡林浩特地震台2019—2021年0—5、15—20时噪声功率谱密度PSD曲线（图 1、图 2）。
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图 1 2019—2021年0—5时噪声功率谱密度PSD曲线 Fig.1 PSD curves of noise power spectral density at 0:00—5:00 from 2019 to 2021 |
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图 2 2019—2021年15—20时噪声功率谱密度PSD曲线 Fig.2 PSD curves of noise power spectral density at 15:00—20:00 from 2019 to 2021 |
（1）总体上，在仪器观测频带（0.008 3—40.000 0 Hz）内，无论夜晚还是白天锡林浩特地震台背景噪声功率基本处于新低噪声模型NLNM和新高噪声模型NHNM之间，且具有相对稳定的分布和幅度。由此可见，锡林浩特地震台测震记录具有正常的监测能力与可靠性。
（2）在0.008 3—0.050 0 Hz的低频段内，水平向噪声比垂直向噪声大很多，而两水平向噪声水平基本一致。这是因为在长周期频段，倾斜将重力耦合到了水平分量中，故噪声对水平方向的影响要远大于对垂直方向的影响。倾斜可以是由交通、日照、或当地大气压力的起伏波动引起的。锡林浩特地震台观测山洞在向阳面，日照使得山体的向阳面、背阴面温度上升不一致，向阳面温度高一些，热膨胀效应会导致山体发生微小倾斜（中国地震局监测预报司，2015）。
（3）在0.05—1.00 Hz中频段内台站的噪声谱与NLNM相吻合，证明在该频段锡林浩特地震台台基噪声水平较低（-165— -130 dB）；虽然锡林浩特地处内陆，距海岸线较远，但噪声功率谱上也出现了周期约为6 s且与主要噪声相关的2次海洋微震动，也较清晰地反映了在（14±2）s的较小的原始海洋微震动，而且均在其下限水平甚至超过低噪声模型NLNM（梁永烨，2018）。
（4）在1—40 Hz的高频段，锡林浩特地震台基噪声功率谱幅度变化明显，台基噪声主要来源于各种近场干扰源和风吹等高频影响。计算频带内噪声功率谱密度下限为-160—-120 dB，总体背景噪声功率较低，利于地震观测（王芳等，2019）。
3.2 日变、年变特征功率谱密度PSD在1—20 Hz频带范围的均方根RMS值代表环境地噪声水平，表 1给出了2019—2021年0—5、15—20时各时段的三分向地噪声1—20 Hz平均RMS值。由表 1可见，三分向（UD、EW、NS）平均RMS值15—20时比0—5时大，且地动噪声变化明显，可见白天噪声干扰皆大于夜间，台站周边的工厂、车辆等对观测产生了较大影响（刘炜健等，2021）。
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表 1 1—20 Hz速度平均RMS值 Table 1 Average RMS value of 1—20 Hz speed |
同时，选取锡林浩特地震台2019—2021年7月1日0、15时数字地震记录，计算UD分量的1/3倍频程带宽（1—20 Hz）各频段地动噪声RMS值及地动噪声功率谱密度，结果见表 2。由表 2可见，这3年锡林浩特地震台地动噪声变化整体较稳定，白天噪声大，夜间较平静；锡林浩特地震台功率谱密度15时比0时平均要大7 dB（2019年）、11 dB（2020年）、8 dB（2021年）左右。这说明在1—20 Hz频段内，人文噪声明显，锡林浩特地震台背景噪声存在明显日变特征，其大小与昼夜变化或人类活动间有显著相关性（谢江涛等，2021）。
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表 2 2019—2021年1—20Hz各频段地动噪声RMS值及地动噪声功率谱密度 Table 2 RMS value and power spectral density of ground motion noise in various frequency bands from 2019 to 2021 (1—20 Hz) |
虽然温度、降雨等自然环境变化和人类活动都具有年变化特征，但春、夏、秋、冬4个季节的PSD曲线并未反映出明显的年变差异，说明锡林浩特地震台背景噪声水平受年变化影响较小。这可能与锡林浩特地震台属于山洞台站，受温度和湿度的影响较小有关（安全等，2021）。
3.3 地震监测能力从表 1可以得出，2019年4月和2021年6月、9月15—20时三分向平均RMS值为4.15×10-8—6.67×10-8m/s，2020年9月三分向平均RMS值为4.68×10-8—8.40×10-8m/s。而该时间段台站皆记录到了地震（表 3），该地震波最大振幅远大于平均地动噪声水平（图 3）。锡林浩特地震台1—20 Hz频带范围内平均RMS值大都小于3.16×10-8 m/s，按照《地震台站观测环境技术要求 第1部分：测震》（中华人民共和国国家质量监督检验检疫总局等，2004）中的环境地噪声水平等级划分，锡林浩特地震台符合Ⅰ级台基条件。
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表 3 记录的地震信息 Table 3 Recorded seismic information |
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图 3 地动噪声与事件波形 （a）未记录到地震时地动噪声事件波形；（b）—（f）记录到地震时地动噪声事件波形 Fig.3 Ground noises and waveform of events |
台站的观测动态范围反映了观测仪器本身的性能和台基背景干扰水平，而有效观测动态范围可反映台站记录地震信号的最大能力。图 4为锡林浩特地震台实际观测动态范围图。由图 4可见，台址的背景干扰水平与时间、周边观测环境有关。锡林浩特地震台的有效观测动态范围稳定，且测量范围的下限接近皮特森模型的NLNM。
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图 4 2019—2021年锡林浩特地震台实际观测动态范围 Fig.4 Observation dynamic range of Xilinhot station from 2019 to 2021 |
通过计算锡林浩特地震台测震数据得到功率谱密度PSD、台基噪声RMS值、有效观测动态范围D，定量分析得出锡林浩特地震台测震数据背景噪声具有如下特征。
（1）锡林浩特地震台测震数据背景噪声在0.008 3—0.050 0 Hz的低频段内，水平向噪声比垂直向噪声大很多，而两水平向噪声水平基本一致。
（2）锡林浩特地震台测震数据背景噪声存在明显的日变形态：日间噪声功率较高，夜间噪声功率较低，与人类活动特性高度一致。年变特征不明显。
（3）锡林浩特地震台测震数据背景噪声在观测频带内，处于新高噪声模型（NHNM）与新低噪声模型（NLNM）之间，随着周期的增大，背景噪声功率逐渐降低，接近新低噪声模型（NLNM）。总体上，锡林浩特地震台测震监测能力与数据可靠性处于正常水平，按《地震台站观测环境技术要求 第1部分：测震》（中华人民共和国国家质量监督检验检疫总局等，2004）中的环境地噪声水平等级划分，锡林浩特地震台符合Ⅰ级台基条件。
（4）锡林浩特地震台测震数据背景噪声的有效观测动态范围稳定，且测量范围的下限接近皮特森模型的NLNML。
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