地面与地下深部地震背景噪声对比分析

万文涛,陈畅,王赟*,穆朝民,贺永胜,汪超

1 中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院“多波多分量”地震研究组,北京 100083 2 中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室,北京 100083 3 安徽理工大学电气与信息工程学院,安徽淮南 232001 4 军事科学院国防工程研究院工程防护研究所,河南洛阳 471000 5 中国科学院地球化学研究所,贵阳 550081

0 引言

背景噪声对于天然地震观测具有重要的影响.不论从噪声成像的角度还是天然地震事件识别与拾取,大量研究讨论了地震观测环境中的背景噪声及其时频特征(McNamara and Buland,2004; Zhu and Stensrud,2019; 王芳等,2019; Wu et al.,2020; Wang et al.,2020; 王宝善等,2021).其中,Earth′s hum被认为是无震背景下固体地球以2～20 mHz的连续振荡(Deen et al.,2018).Kobayashi和Nishida(1998)利用360 s甚宽频带地震仪首次观测到该长周期信号,并将之归因于海洋重力波(Nishida et al.,2008; Nishida,2013).地脉动也是背景噪声的重要组成部分(Peterson,1993; Berger et al.,2004),其激发机制存在两种模式:一般认为周期10～20 s的第一地脉动信号由海浪与海岸和浅滩的直接相互作用产生(Hasselmann,1963),其频率与海浪相同,也被称为单频(Single-Frequency,SF)地脉动;振幅更大、周期在2～10 s的第二地脉动信号由相反方向传播的海浪之间的非线性作用产生(Longuet-Higgins,1950),频率为海浪的两倍,被称为双频(Double-Frequency,DF)地脉动.地脉动的能量强且稳定,被广泛应用于地壳和上地幔的三维结构成像、海冰强度测量及海浪气候变化监测等(Bromirski et al.,1999; Shapiro et al.,2005; Tsai and McNamara,2011; Sufri et al.,2014).

近年来,随着分布式光纤传感技术(DAS)的发展及其应用于城市地震,人类活动引发的噪声逐渐引起学者们的兴趣.Díaz等(2017)利用宽频带地震仪对城市环境噪声进行了监测,分析不同人类活动引起的噪声在能量与频率上的区别.Wu等(2020)对中国地质大学(武汉)南望山校区校园内噪声的日变化进行了观测和特征分析.Wang等(2020)在美国加州帕萨迪纳玫瑰花车游行期间,利用与花车巡游路线部分重合的光纤电缆与DAS,探究了摩托车、游行花车与游行乐队产生噪声的强度与频带分布.一些学者通过对比新型冠状病毒肺炎(COVID-19)流行前后的地震背景噪声变化,阐述了高频振动噪声与人类活动的强相关性(Xiao et al.,2020; 吴丽慧等,2022; 王宁等,2022),并提出利用地震学方法进行人类活动实时估计的可能(Lecocq et al.,2020).

由于现代经济社会发展严重破坏了地震观测环境,利用地下低振动噪声的优势发展深地观测成为测震领域的热点(Rosat et al.,2018).例如,王芳等(2017)曾利用位于云南普洱大寨井中布设的短周期地震计,验证了井下375 m深处的噪声比地表降低可达40 dB.美国、日本在大量井中布设的地震观测也是充分利用深部地下的这一优势,开展了大量的地震观测、浅层场地效应和地层Q值的研究(Hauksson et al.,1987; Abercrombie,1997; Satoh,2006; Yamada and Horike,2007),但限于井筒环境,所执行的地震观测偏于1 s以上的中高频.

深部地下与地面相比,背景噪声各自具有什么不同的时空特点,却是鲜有讨论的问题.而对不同噪声的广泛研究,不仅是开展深地高精度观测的重要基础工作之一,也将促进相关科学问题的探索(王赟等,2022; 王振宇等,2022).因此,我们在淮南深部地下-848 m巷道(以下简称“深地”)和地面开展了地震的联合观测试验.同期的重力观测已证实井下重力场在0.01～0.5 Hz频段具有近两个量级的低噪声优势(张苗苗等,2021;孙和平等,2022).本文利用宽频带地震数据,对比分析深地与地面在地震观测频段的背景噪声特征.

1 观测

1.1 观测系统

淮南矿业集团潘一东矿区地处淮河北岸,郯庐断裂带西侧(图1a).煤矿停产后,矿区留下了容积可达80多万立方米的地下空间资源以及配套齐全的井下人员驻留保障设施,为地球多物理场观测提供了适宜的条件(王赟等,2023).依托淮南深部地下实验室(简称“深地实验室”),本研究联合地面(高程22 m)和深达870 m巷道(海拔深度-848 m)的宽频带地震观测数据,以探究深地与地面的背景噪声特征.

淮南深地观测试验开始于2020年1月,地面与地下均使用CMG-40TDE宽频带地震仪(图1b),频带宽度为30 s～100 Hz,设置采样率为50 Hz,由蓄电池供电;地面与井下巷道布设点位如图2a所示,其中井下采用“L”型阵列(图2b),三台仪器观测表现高度一致性,本研究中仅利用L阵列中心的N32台站;地面与深地联测有效观测时间段为2020年1月18日至2月1日,累计350 h.

图2 地面与地下地震联测点位(a)与井下仪器阵列分布(b)

1.2 观测数据预处理

时间记录是地震数据最为重要的信息之一,其准确性将直接影响走时拾取和震相识别.深部地下观测无法直接接收GNSS信号,我们预先在地面对所有仪器进行了统一开机授时.后期室内数据处理中采用0.01 s的滑动时间窗口对井下与地面台站记录做互相关,并利用所得最大互相关系数对应的时间偏移量进行校正,以降低时间误差的影响.

按照不同的对比分析需求,将地面与地下地震台站联测时间段内的连续波形数据分割为不同长度的时间序列.进一步预处理包括对数据段进行去均值、去线性趋势和两端尖灭,并去除仪器响应,将采集器的电子计数转换为地动速度.

2 数据处理与分析

2.1 噪声水平对比

功率谱密度(Power Spectral Density,PSD)是用来定量描述地震台站背景噪声水平的常规方法.Peterson(1993)通过分析全球75个地震观测台站的环境噪声PSD,给出了全球新高噪声模型(New High Noise Model,NHNM)和低噪声模型(New Low Noise Model,NLNM).这一模型作为衡量台站噪声水平的基准,被广泛应用于评估地震观测环境.McNamara和Buland(2004)进一步提出无需人为筛选数据的概率密度函数(Probability Density Function,PDF).该方法统计一定时期内不同频点的PSD概率分布值,在广泛的时间平均作用下,能够更客观全面地反映台站的噪声变化特征(林彬华等,2015; 谢江涛等,2018).为此,我们将地面与深地完整观测时间段内的连续波形数据划分为长度3600 s (1 h)的数据段,段间重叠50%;采用Welch(1967)方法计算每小时段的加速度PSD,并执行1/8倍频程平滑;统计整个周期范围内各中心频率的概率密度值,得到观测期间的PDF如图3所示.计算结果表明,地面和地下观测的振动噪声概率密度函数在不同频段显示出不同对比特征:

图3 地面与地下三分量环境噪声概率谱密度函数分布(频段:0.033～25 Hz)

(1) 1～25 Hz高频段,地面的三分量PSD主要分布在-120 dB至-100 dB,大于10 Hz的振动噪声以垂向为主.同时观测到地面谱线明显分裂成多支(图3a—c橙色虚线框),可能与地面人类活动强度的时间变化有关;地下观测则具有显著低背景噪声特征,其三分量PSD平均小于地面20～40 dB,概率分布相对集中.值得注意的是,地下水平分量也呈现为两支,而垂直分量无分支现象.经分时段对比发现,较高能量的分支集中在1月19日0时至22日8时.该时段内,地面和地下均观测到了大量密集排列的尖峰信号且地面振幅明显高于地下,我们初步判定这些尖峰信号为矿区地表大型设备作业引起的噪声(孙和平等,2022).图3黄色箭头标识了该噪声在地面和地下PDF中的能量分支.地下仅表现在水平分量,其PSD小于地面20～40 dB,说明上覆地层能够有效衰减可能源自地表的高频噪声,且对垂向振动的抑制更为明显.

(2) 0.1～1 Hz频段,地面噪声幅值仍高于地下,但随着频率的降低,二者差异逐渐减小,平均相差10 dB;该频段地面和地下均观测到对应第二地脉动(2～10 s)的能量峰值,主要以面波和少量体波组成,一般情况下,基阶Rayleigh波和Love波占主导地位(Koper et al.,2010; Juretzek and Hadziioannou,2016).Koper和Burlacu(2015)证实了陆地台站下方的场地条件对第二地脉动振幅具有调制作用.显然,本研究中地面台站受局部场地效应的影响,第二地脉动谱(图3a—c)表现出明显的振幅放大特征,优势频率在0.3～0.7 Hz,其水平方向功率高出地下10～15 dB,垂直分量差异相对较小.上述特征与场地谐振频率及不同分量的放大系数有关(Roten et al.,2013; Chen et al.,2018; 张新阳,2020).

(3) 在0.03～0.1 Hz(10～30 s)的低频段,地面与地下记录的PSD随频率的减小呈现出一致的上升趋势,并维持在较高水平,推测与仪器本底噪声水平有关(陈畅等,2022).同时,二者水平分量PSD值均高于垂直分量,主要归因于地倾斜导致的重力加速度在水平分量上的投影,该规律已被以往的实验所证明(Peterson,1993; Diaz et al.,2010; 马鑫等,2019).但在该频段内,井下记录PSD-PDF概率分布相对集中,功率略高于地面,这与常规认识有所不同.分析可能的原因是地面地震仪安放在封闭的室内,而井下地震仪直接放置在巷道表面,会受到地下无间断通风设备产生的气流干扰,此差异需要补充观测实验进一步厘定.

2.2 噪声时变特征

在联测记录中截取2020年1月25日至31日(UTC+8)共7天的连续波形,划分为7条24 h的数据段;基于功率谱密度曲线,利用短时傅里叶变换(Short Time Fourier Transform,STFT)计算地面与地下环境噪声24 h的时频谱,滑动窗口为8192个采样点(163.84 s),相邻时窗重叠50%以降低瞬时大振幅干扰信号的影响;对7×24 h的时频谱进行线性平均,获得地面与地下三分量环境噪声的日变时频特征,如图4所示.

图4 地面与地下三分量环境噪声水平的日变化(频段:0.033～25 Hz)

对比可见,地面高频噪声(>1 Hz)波场复杂,相对其他频带能量更强(>-120 dB),且三分量均具有明显的时变特征,垂向占优,功率峰值集中在6∶00—18∶00,表现出与人类活动的密切相关性,这也解释了地面PSD-PDF谱线的分裂现象(图3a—c橙色虚线框);而同频段的地下观测不具有这种时变特征,受上覆地层的高频噪声吸收衰减作用,若干稳定持续的信号在井下低噪声背景(<-130 dB)下得以凸显.值得注意的是,部分非时变单频噪声同时存在于地上、地下的时频谱,如16.7 Hz.此类持续噪声极大概率来自矿区内的固定干扰,一定程度上影响到地下实验室的地震观测,在2.3.2节中进行了厘定.

地面和地下记录的第二地脉动信号(2～10 s或0.1～0.5 Hz)受人类活动干扰小,能量稳定,均不存在时变、日变特征.受浅层沉积的场地谐振频率影响,地面观测到了明显的面波的放大作用,水平分量在0.4～0.5 Hz加速度功率高出地下10～15 dB;垂直分量差异不大,整体位于-140至-120 dB,与此前分析一致.

相比于较高频的对比分析结果,地面和地下在0.033～0.1 Hz频段具有较好的一致性,未表现出时变规律.图中若干频带分布宽、持续时间较短的PSD峰值来自地震产生的瞬变信号,如4～5 h处的能量高值为观测期间加勒比海发生的MS7.9地震面波.

早在20世纪,Gutenberg(1958)与Asten等(Asten,1978; Asten and Henstridge,1984)就对不同频带的噪声来源开展了大量研究(表1),大致确定1 Hz以上的噪声主要来自人文活动.上述背景噪声的时频特征对比揭示了地面与地下地震观测在高频段(>1 Hz)的显著差异,支持以面波为主的高频人文噪声随深度衰减的认识(Bonnefoy-Claudet et al.,2006).该频段地面环境噪声具有较强的时变特征,包括昼夜、季节和节假日等(Yamanaka et al.,1993; McNamara and Buland,2004; Wu et al.,2020; Lecocq et al.,2020),但此类噪声来自多种源的叠加,其绝对水平及频率界限随地区变化.因此,Seo提出通过观察一段时间的波形及谱值变化,并参考人类活动时间,以更准确地衡量研究区的人文噪声水平及频带界限(Bonnefoy-Claudet et al.,2006).

表1 不同来源噪声频带分布表(单位:Hz)

对2020年1月25日至31日(UTC+8)7天的连续观测数据进行1 Hz高通滤波处理,以突显地面与地下的人文噪声差异,如图5a1,b1,c1所示.为方便与人类活动时间对比,截取了1月30日0时至24时的单日波形(图5a2,b2,c2),并分别计算地上、地下昼夜1 h无震时段数据的加速度功率谱密度,执行1/8倍频程平滑,如图5a3,b3,c3所示.

图5 地面与地下三分量波形及昼夜PSD曲线

图5a1,b1,c1显示,在人类活动噪声频段(>1 Hz)地面7天的三分量波形整体均呈现出强烈的日变化特征,白天垂直分量最大振幅可达2.96×104nm·s-1,约为水平分量的5倍,说明人类产生的噪声以垂向振动为主.为保证矿区安全,深地实验室通风班、供电班和安检班等工作人员周六、周日仍会下井作业,因而地面台站波形未显示出工作日幅值大于周末的周变特征;地下观测的该频段噪声三分量波形则不存在日变或周变规律.据现场记录,若干高振幅的尖脉冲为井下人员在仪器旁走动产生的信号,它们在不同分量的幅值有所差异,与振动源的方位和震相有关.

地面单日波形的变化与人类活动的昼夜模式吻合(图5a2,b2,c2),在23∶00至05∶00,人员活动少、噪声水平较低,三分量的平均振幅接近,约1×102至2×102nm·s-1,期间若干峰值信号可能指示宿舍人员的起夜活动;06∶00以后,噪声逐渐增大,振幅均值比午夜高2～3倍.此外,可以清楚地观察到白天的两个峰值:第一个峰值范围是06∶30至08∶30,噪声的垂向最大振幅可达2.25×104nm·s-1,该时段为矿上工作人员的上班时间;09∶00后,噪声有所减小并保持一定水平,至13∶40左右略有上升,与午休人员活动有关;另一个较为明显的峰值出现在16∶00至18∶00,垂向地动速度最大可达2.5×104nm·s-1,对应工作人员的下班时间.上述同步变化说明,地面台站监测的高频(>1 Hz)环境噪声强度变化与矿上职工的作息活动之间存在着密切的相关性,即地面环境噪声受人类活动调节.对比可见,地下的同频带记录相对安静,三分量均拥有更小的幅值,平均速度在0.1×102至0.5×102nm·s-1,是地面午夜噪声水平的1/10.

图5a3,b3,c3的平滑PSD曲线揭示,地面白天人文噪声功率平均高出夜晚10～15 dB,而地下一致性较好.可以界定具有显著昼夜差异且PSD值明显高于地下的人文噪声频带范围在0.7～25 Hz,说明研究区的地面人类活动噪声下界略向长周期移动.此外,低频段(<0.1 Hz)的地面噪声PSD曲线也显示出昼夜差异,而地下无上述特征.已有的观测认识表明,长周期频段(>10 s)的噪声起伏主要与温度变化有关(谢剑波等,2007; 王晓蕾,2012).观测期间,研究区的地面平均温差在7.06 ℃/日,井下巷道则控制在0.2 ℃/日,深地相对恒温环境能较好规避温度变化对地震观测的影响.

综上,井下环境噪声受人类活动影响小,大于0.7 Hz的人文噪声能被浅层覆盖有效衰减,该低背景噪声优势将为弱的地球核幔边界(CMB)、内外核边界(ICB)反射震相(1～2 Hz)的拾取(龙鑫和艾印双,2018)及地下介质时移变化等的长期稳定监测(王爽等,2018)提供良好的环境.

2.3 深地环境噪声偏振分析与噪声源

2.3.1 频域偏振分析

频域偏振分析(Park et al.,1987; Koper and Hawley,2010)是一种基于频率相关的质点运动特征统计分析方法.该方法仅利用单个台站不同分量的数据来计算偏振信息,同时具有保幅的优点.但当信噪比较低时,频域偏振分析估计的后方位角往往更加分散、模糊(Harris,1990; Suteau-Henson,1990;Schulte-Pelkum et al.,2004).基于此方法,我们用每小时的三分量地震数据来构建3×3的Hermitian矩阵,其中1 h数据段划分的子窗口长度为163.84 s,彼此重叠50%.进一步对谱协方差矩阵进行特征分解,从特征值和特征向量中提取随频率变化的偏振属性(Park et al.,1987),包括:

(1)主特征值(λ),反映三分量功率随频率变化的总体特征,当有两个分量的变化特征与另一个不一致时,变化趋势相同的两个分量对主特征值(λ)变化特征的影响较大.无论噪声在三个分量上如何分配,主特征值能很好地捕捉振幅的变化(Koper and Burlacu,2015).

(2)极化程度(β2),根据Samson(1983)的定义用来衡量噪声的组织性,无量纲,当所有特征值相等时,β2=0;当只有一个非零特征值时,β2=1,代表纯线性偏振,如体波.质点(或质元)的线性运动和椭圆运动均会导致β2的高低变化(Koper and Hawley,2010).

(3)ΘH,极化椭球长轴的水平方位角,对应于P波或瑞利波的后方位角,变化范围从-180°至180°;ΘV,极化椭球长轴与垂线的夹角,对应于P波的入射角,变化范围从0°至90°;φVH,垂直分量和水平分量之间的相位差,表示该垂直平面内的椭圆度,变化范围从-90°至90°;φHH,两个水平分量之间的相位差,表示水平面内的椭圆度,变化范围从-180°至180°.

2.3.2 深地环境噪声的偏振特征

为改善单一时段测量极化属性的不稳定问题,应用McNamara和Buland(2004)提出的概率谱密度函数(PDF)方法,从所有可用的观测数据中提取不同偏振参数的概率分布值,如图6所示.在广泛的时间平均作用下,地震、爆炸等瞬变信号影响可以忽略不计,同时海浪、风等产生的准静态信号得到增强,更能客观反映环境噪声的总体极化特征.

图6 深地台站记录的环境噪声功率谱和极化特征的概率密度函数

在低频段(>10 s),噪声的极化程度较高(图6e),功率谱(图6a,b,c)显示该频段的水平运动占主导地位,前述地倾斜造成的水平方向加速度是该部分能量的主要来源(Koper and Hawley,2010),同时可能耦合了沿水平方向传播的第一地脉动面波以及井下气流的能量,导致ΘV在90°附近的高概率分布(图6g).该频段东西向能量与南北向相当,使得ΘH的PDF主要聚集在135°和315°附近.而φVH的PDF相对分散,可能是质点垂向运动能量小的缘故(Koper and Hawley,2010).φHH在一些角度的峰值指示着一定程度的水平椭圆运动(图6i).

在双频(DF)地脉动周期范围内(2～10 s),三分量功率及主特征值曲线均可见与全球低噪声模型对应的第二地脉动峰值.3～5 s周期内谱线明显分裂为两支能量,最高相差10 dB(4 s处),推测受到观测期间的大规模海洋活动影响.图6d显示的主特征值λ谱线捕捉到了两个明显不同的地脉动峰值,周期约为4.0 s、5.2 s.DF频带内多个亚峰的形成,与地震仪对同期多个源区的地脉动响应有关(Tanimoto,2007; Bromirski et al.,2013; Koper and Burlacu,2015),一些学者进一步将这种峰值分裂细分为短周期(SPDF,2～5 s)和长周期(LPDF,5～10 s)第二地脉动(Bromirski et al.,2005,2013; Chi et al.,2010).研究中,ΘH(图6f)和φVH(图6h)的概率密度可见,两个谱峰具有不同偏振特征,4.0 s的SPDF后方位角分散在150°～180°及其相反方向(330°～360°),φVH能量聚集在60°附近,表明该信号在R-Z平面内呈较强的椭圆极化.偏振分析计算的瑞利波后方位角会存在180°的模糊,由于第二地脉动的源区一般来自海洋,可以排除指向内陆地区的可能.参照淮南测点的地理位置,进一步确定SPDF为来自SE150°～180°方向的逆进瑞利波能量,指向东海或太平洋海域;5.2 s的LPDF后方位角分布在90°或270°附近,分析应指向黄海海域,其φVH角度色散严重,可能是多种波的混合.上述差异与它们来自不同地脉动源区的认识一致.

值得注意的是,本次观测的双频(DF)地脉动后方位角ΘH相对离散,φVH与φHH的PDF也未能明显捕捉到对应Rayleigh或Love面波的相位特征.分析可能的原因是,观测时间内第二地脉动的整体极化程度较低,加之数据长度较短,容易受到海洋风暴演化的影响,而导致极化性质不稳定(Koper and Burlacu,2015).因此,淮南深地实验室完善供电条件后,应当使用长期的观测数据来补充研究深地第二地脉动的波场极化特征.

随着频率的升高,短周期(<1 s)噪声的水平分量功率明显小于垂直分量,这也造成ΘV集中在0°.该频段时频谱(图4)显示了多个非时变的单频干扰,其方位角ΘH大致分为两种不同的模式,大于0.2 s的能量聚集在0°或180°附近,小于0.2 s的则分布在90°或270°附近.同时,二者的极化程度β2均显示出普遍高值,说明该频段噪声波场相对单一,可能来自地震仪周围固定的干扰.现场踏勘显示,地下测点位于近东西向和南北向展布的巷道或铁轨的交叉拐点(图1b),这与高频噪声的两个优势方向吻合.因此,我们初步判断可能是矿区内大型设备(如风井)引发的铁轨振动或巷道高压输电系统产生的电磁激励响应.

上述结果经过频域的平滑处理,一定程度上减少了谱估计的方差,但也降低了频率分辨率,可见偏振分析方法获得的高频段PSD曲线并不连续(图6a—c).为细化对可能人为引入的高频非时变噪声研究,以此频段能量最强的16.63～16.7 Hz干扰(图4b1)为例,我们利用两个相隔一定距离的井下台站N484(图7c)和N32进行交切定位.

图7 高频非时变噪声的最佳极化方位及交切定位示意图

2.3.3 深地噪声来源初步分析

常规的R-T旋转方法利用振幅能量变化进行角度试算,以获得信号的最佳极化方位(傅旦丹等,2003; 温书亮等,2004).旋转后的径向R分量波场可能为P/SV型偏振或SH型偏振,因此,真实的震源位置可能在R分量(θ±180°)的方位,或者T分量±180°的连线.我们设置步长为1°,对目标信号频带的傅里叶变换(FFT)振幅均值进行遍历0°～360°的R-T旋转扫描,获得两个井下观测点的最佳极化方位及交切定位结果,如图7所示.

地下16.63～16.7 Hz非时变噪声在N484(图7a)和N32(图7b)台站的最佳极化方位分别为46°/226°和123°/303°,二者在矿区施工平面图的投影交于风井的位置(图7c),其中N484台站距风井约245 m,N32台站约322 m,因而N484台站记录到了此频带更高的振幅均值.此外,同期的噪声专项调查显示,风机产生的谐波基频集中在16～17 Hz,一致说明该高频非时变信号来自风机的振动,井下多点的观测能够有效提取震源的位置信息.

3 讨论

3.1 仪器带宽与低频观测精度

本次观测实验使用的仪器带宽及采样率将噪声的对比限制在30 s～25 Hz.加速度功率谱显示的地面与地下噪声记录在>10 s的长周期段PSD值均存在显著抬升,无法分辨第一地脉动(10～20 s)的谱峰.为此,我们利用深地同址、同期、不同周期地震仪的观测对比分析,如图8所示.CMG-40TDE(30 s)和CMG-3ESPCDE(120 s)地震仪在中高频段(<2 s)响应基本一致.DF频带(2～10 s)内,二者均清晰地捕捉到了第二地脉动峰值的分裂现象,短周期(SPDF)和长周期(LPDF)第二地脉动子峰分别在4.8 s和6.9 s,对应于不同的源区(Tanimoto,2007; Bromirski et al.,2013).此前的分析中,该频带第二地脉动峰值分裂并不明显,一定程度上受到海洋震源区的活动强度及较重的PSD平滑处理的影响(Koper and Burlacu,2015).但是两种仪器在低频段(>10 s)产生了显著差异,长周期仪器清晰地观测到了第一地脉动的峰值信号(14 s),其PSD曲线与短周期仪器最大相差15 dB,说明前述低频噪声的异常高值与仪器的观测精度和频带宽度有关.从而可以推测,未来更宽频带、更高精度地震仪的投入,将为深地噪声补充更充分的实验数据,进而加深我们对深部地下环境噪声的认识.同时,这利于捕捉诸如Earth′s hum (2～20 mHz)等弱长周期信号,以用于地球深部结构成像及动力学研究(Nishida et al.,2009; Haned et al.,2016; Deen et al.,2018).

图8 井下长、短周期地震仪的垂向噪声PSD对比(频带范围:25 Hz～30 s)

3.2 深地观测环境

淮南深地实验室目前的观测条件较为简陋,尚未达到标准测震台站的要求.停产的煤矿井下巷道在提供大深度观测空间的同时,也带来了一些诸如电梯、抽水泵和通风系统等设备运行的固有噪声.此外,仪器未安装摆罩,可能受到地下无间断通风设备产生的气流、气压干扰,缺少观测台墩导致地震仪倾斜、或与地面耦合不佳,无卫星授时,仪器记录的时间精度不高等等均会影响震相识别和拾取.

因陋就简的初次观测不足以客观反映深部地下噪声环境.在深地实验室后续的建设中,应结合完备的现场踏勘记录,对井下固定噪声源进行进一步的专项调查,为干扰信号的分离和滤波提供可靠参考.同时,应提升巷道内的观测条件,保障仪器的密封性,加装专用水泥台墩,使用网络时间协议(Network Time Protocol,NTP)等授时观测技术,并计算仪器的倾斜参数(Bell et al.,2015; Hung et al.,2019),通过分量旋转进行倾斜校正,以进一步提高深地观测数据质量.可以预期,在装配高精度平动以及大型旋转观测仪器的基础上(李栋青等,2021; Chen et al.,2023),随着深地实验室的改造完成,深部地下将成为优越的地震观测平台.

3.3 矿震监测

深地实验室附近的淮南其他煤矿区采掘作业破坏了煤岩体原岩的应力状态,内部积聚的能量以微地震的形式释放.这些微震频率高、信噪比低(刘劲松等,2013),是煤与瓦斯突出、突水等灾害的共性前兆信息(任波等,2021).而深地观测在高频段能够提供远低于地面的噪声环境,对于矿区微震的识别具有明显优势.另一方面,当开采深度大于500 m时,矿震能量衰减严重,地面测站难以拾取有效信号(贾宝新和李国臻,2010).联合地面、井下不同深度的测点形成的矿震立体监测网络,将能有效提高震源定位的精度,以服务于采动可能引发灾害的预警(杨柳,2022).

3.4 场地效应

浅层场地效应会对背景噪声及地震波的部分频带产生放大和衰减作用(Abercrombie,1997; Roten et al.,2013; Chen et al.,2018).图9给出了联测期间东海海域MS5.5地震波及振幅谱,可见地面观测的水平分量在0.3～0.7 Hz比地下最大高出10倍,而垂向差异较小,这与前文第二地脉动谱(图3)的优势放大频带吻合.确定浅层沉积的谐振频率和放大系数是下一步工作的重点,淮南深地实验室直接位于松散沉积层下方,拥有一般基岩参考站无法替代的优势,自然成为研究场地效应的理想场所.

图9 东海海域MS5.5地震三分量波形(a—c)及振幅谱(d—e)

此外,淮南矿区的钻孔提供了地层岩性、密度、速度、厚度等信息,支持开展场地的数值模拟与实测数据对比(Ferritto,1996),以揭示场地放大特征与土层条件的相关性,并为了解邻区无钻孔资料测点的土层地质情况提供参考(Field and Jacob,1993).场地效应是值得深入研究的问题,也是发挥深地优势的重要一环.

4 结论

淮南深部地下与地面的联合地震观测试验,为研究深地与地面噪声环境的特点提供了可靠的数据.通过地震观测噪声对比和分析,可以获得如下结论:

深部地下具有远低于地面的噪声环境.由于上覆沉积层对高频噪声的吸收衰减作用,源于地表或浅层的噪声得到有效屏蔽,使得井下观测的1～25 Hz高频噪声PSD值比地面低20～40 dB;衰减量随着频率的降低而减小,在0.1～1 Hz频段二者的噪声PSD值平均相差10 dB.此外,受局部场地效应的影响,我们在该频段地面地震记录的第二地脉动谱中观测到了明显的振幅放大特征;但地下与地面在0.033～0.1 Hz的低频段噪声水平相近,可能受仪器观测精度的限制和井下气流干扰.

深部地下噪声未呈现时变特征.地面观测的噪声信号随人类活动的变化趋势较明显,表现为白天能量强、夜晚能量弱的昼夜模式.而地下环境噪声受人类活动影响小,不具有日变或周变的特征.通过地面与地下的振幅与谱值变化对比,界定了研究区的人文噪声频带下界在0.7 Hz,高于此频率的人为干扰能被浅层覆盖有效衰减,十分利于开展深地地震观测.

深部地下环境的高频噪声(<1 s)极化特征明显,后方位角ΘH集中在0°/180°和90°/270°附近,初步推断可能是矿区内大型设备引发的铁轨振动或巷道高压输电系统产生的电磁激励响应;DF频带内(2～10 s),第二地脉动谱峰分裂成周期为4.0 s、5.2 s的两个亚峰,二者具有明显不同的偏振特征,支持它们来自不同源区的认识;低频噪声(>10 s)能量主要来自地倾斜产生的水平加速度,但不可忽略仪器低频观测精度的影响.另外,以深地低噪声环境下突显的非时变信号为例,通过R-T旋转扫描和交切定位,确定了该信号的振动源.此类井下稳定噪声的厘定,可为深地实验室的后续建设以及开展地下矿震监测提供重要参考.

致谢感谢军事科学院国防工程研究院、淮河能源集团淮南矿业公司与安徽理工大学对淮南深部地下观测提供了诸多便利条件,在深地环境安全保障等方面做了大量的支撑工作.