2024-01-01 06:30

基于地震干涉测量的近地表沉积物频率相关横波速度估算


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摘要。

近地表地震横波是地震调查的基本工具。然而,其频率依赖特性尚未得到充分研究,特别是通过原位观测方法。在这里,我们开发了一个移动频率窗口的地震干涉测量法来处理KiK-net网络记录的自然地震信号。在低频范围内,剪切波的相速度随频率的增加而急剧减小,在高频范围内保持不变。观测到的频散现象对现有的场地效应预测理论提出了挑战,同时也为了解剪切波在近地表沉积物中的传播方式提供了观测参考。

图形抽象

介绍

近地表地震横波广泛应用于场地效应研究、地震危险性分析、地震工程设计、地震勘探和地震层析成像(Bonilla et al. 2019;Peng and Ben-Zion 2006;Field等人,1997;Rydelek and Tuttle 2004;Wang et al. 2021;Kim and Lekic 2019;Kaklamanos and Bradley 2018;Chabyshova and Goloshubin 2014)。明确近地表地震横波的频率特性是开展高精度地震调查的基础。这方面的理论和实验研究已经持续了几十年(Aki和Richards 1980;Ba et al. 2016;Borgomano et al. 2017;m ller et al. 2010),但基于现场观测的研究很少,因为一般认为自然地震动具有很强的不稳定性和随机性,很难分离出不同的频率成分进行分析(Kaklamanos and Bradley 2018;Zhu et al. 2022;Thompson et al. 2012)。

通过在大频率范围内(0.01 Hz ~ 1 MHz)对岩土材料试样进行共振振荡、声波试验和超声试验,得到压缩波速的变化约为5-30%,剪切波速的变化一般小于5% (Ba et al. 2016;Borgomano et al. 2017;m ller et al. 2010)。实验结果符合材料色散理论,即变频速度是由岩土材料的变频衰减引起的(m ller et al. 2010;Carcione 2007)。在物质弥散理论中,理想岩土材料由弹性均质岩框架和孔隙粘性流体两部分组成,对应于理想土模型中的弹簧和罐(m ller et al. 2010;Carcione 2007)。多孔材料的粘性特性是频率相关的,这使得速度随频率变化。

Sun等(2009)利用原位振动器地震剖面试验报道了在8 - 180hz频段剪切波速增加约6%,Koedel和Karl(2020)报道了在25 - 80hz频段剪切波速增加约5%。他们用材料弥散理论解释得到的速度变化,并根据材料弥散理论中阻尼与速度的关系计算出场地阻尼值。

然而,尽管实验和理论吻合良好,并得到了现场试验的支持,但仍有几个问题需要考虑。(1)实验室材料样品受到扰动,失去了原位条件,导致沉积物的结构特征难以描绘,特别是地应力和模量分布的不均匀性。(2)受原位人工震源能量的限制,低频范围的信息缺失,横波能量大部分集中在(1 ~ 10 Hz)范围。因此,有必要基于现场观测方法研究近地表地震横波的频率依赖特性。

在本研究中,我们旨在通过对日本6个地点记录的自然地震信号进行地震干涉测量,估计近地表地震横波的频率依赖速度。首先介绍了所采集的地震数据,并给出了动频窗地震干涉测量的技术细节。其次,计算变频点经验传递函数,提取随频率变化的行程时间曲线;第三,得到了近地表沉积物中横波的频变速度,并分析了横波的频散特性。

数据与方法

KiK-net数据

KiK-net网络是由国家地球科学与灾害恢复研究所(NIED)自1996年开始运营的强震网络。KiK-net网络由近700个地震台站组成,平均部署在日本,每个台站之间的距离约为20公里。每个观测站由一个井眼和一对安装在底部和表面的地震传感器组成。80%的钻孔深度在100-200 m之间,最深的钻孔约为3500 m。当传感器被地震触发时,将记录持续60秒、120秒或300秒的三维加速度时间序列,采样频率为100或200赫兹。

在近30年的运行过程中,加速度计的类型、部分台站的位置以及数据采集和传输的算法都经历了一些更新和迭代(Aoi et al. 2020, 2004;http://id.nii.ac.jp/1625/00001136/),可能导致数据不连续性。因此,我们首先为每个站点选择一个连续的记录时间间隔,以消除这部分可能产生的影响。最后,我们收集了6个KiK-net站在2007年至2019年大约12年的时间里记录的2718个地震图,用于我们的研究(附加文件1:图S1)。如图1所示,6个KiK-net站点分布在日本本州岛的不同区域,具有不同的钻孔深度和地质剖面(附加文件1:图S2),这保证了我们调查的普遍性。我们排除了峰值地面加速度超过20 cm/s2的地震信号,确保了地面非线性不影响结果(Wang et al. 2019;2013;Wu et al. 2010)。为了消除沉积物各向异性的影响,我们每10度旋转一次东西和南北记录,获得18个方向的地震信号(附加文件1:图S3)。数据分别在18个方向上计算,然后平均得到各向同性结果(Sawazaki and Snieder 2013;Nakata and snyder 2012;Miyazawa et al. 2008)。

图1
figure 1

本研究使用的日本地形图和KiK-net站点。每个观测站由一个井眼和一对部署在底部和表面的地震传感器组成

地震波干涉法

地震干涉测量是一种基于波场信息计算经验传递函数并提取地震波走时的技术(Curtis et al. 2006)。根据其计算原理,可以大致分为两类:基于互相关(卷积)的和基于反卷积的(Bonilla et al. 2019;Wang et al. 2021;Nakata and snyder 2012;Miyazawa et al. 2008)。考虑到基于反褶积的地震干涉测量可以消除震源和路径效应的影响,并且只关注场地沉积物(Nakata and Snieder 2012),我们选择基于反褶积的地震干涉测量来处理地震信号。基于反褶积的地震干涉测量方程为:

(1)

式中,G为传递函数,S和B分别为地表波场和钻孔波场,ω为角频率,星号为共轭符号,ε为稳定因子,等于钻孔地震信号功率谱均值的1%。

该方法的应用实例如图2所示,在此简单介绍其步骤。首先,对KiK-net台站记录的井内和地面地震信号分别进行傅里叶变换。其次,将频域表面波场除以井眼波场,得到频域反卷积波形,如式(1)所示。第三,对整个波形采用步长0.1 Hz、宽度0.5 Hz的移动带通滤波器。第四,对每个滤波波形进行傅里叶反变换,得到时域传递函数。第五,对传递函数进行1:10 000插值,提高结果的分辨率。

图2
figure 2

移动频率窗的地震干涉测量。a FKSH01台站在2012/12/15记录的南北方向的地震信号。b地震信号的频域,以及移动频窗的应用方法。c不同带通滤波地震信号的反卷积波形。黑点表示横波从井眼到地面的传播时间,箭头表示来自测井剖面的传播时间。d不同运动带通滤波地震信号的反卷积波形。黑线表示横波在不同频率下的传播时间

总的来说,地震干涉测量的步骤和技术细节与之前的研究完全相同(Bonilla et al. 2019;Nakata and Snieder 2012),只不过我们将滤波器频带从常见的1-12 Hz更改为一系列0.5 Hz宽度的移动频率窗,其步长为0.1 Hz。选择0.5 Hz作为窗口宽度的原因如下。

在处理地震信号时,分辨率和稳定性是需要平衡的两个因素,而频率窗宽度的选择对这两个因素的影响很大。一般情况下,随着窗宽的增大,结果的分辨率降低,结果的稳定性先增大后减小。如图2c所示,当滤波器带宽过大时,结果的稳定性会降低,因为尽管滤波器窗口内的有效信息增加了,但窗口内的噪声和奇异值也增加了。如图2d所示,当窗宽较小时,结果的稳定性随着滤波器带宽的增加而增加,因为每个移动窗口就像一个安全舱,限制了窗口内奇异值的影响,增加了有效信息的权重。经过比较,我们认为0.5-2 Hz的滤波器带宽是合适的,可以达到结果稳定性和分辨率的平衡。考虑到我们研究的重点是横波的频率依赖特性,因此首选更高的分辨率,最终确定0.5 Hz作为移动频率窗的宽度。


目录

摘要。
要点
介绍
数据与方法
结果
讨论
结论
数据和材料的可用性
参考文献。
致谢。

作者信息
道德声明







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结果

6个站点的沉积物传递函数如图3a-f所示,它们具有相似的特征。以FKSH01站为例,详细说明了结果。与传统地震干涉法计算从井眼到地面的横波平均相位差相比,动频窗地震干涉法将混合地震信号分解为一系列不同频率的单个谐波,并计算每个频率谐波的相位差。

图3
figure 3

a-f六个台站的反卷积波形。黑色实线表示横波随频率变化的时移。水平白色虚线表示地质剖面的参考走时。站点代码后的字母表示站点分类,H为钻孔深度。g来自不同滤波窗口的三个具有代表性的反卷积波形,a中的垂直黑线表示三个切片的位置。h六个台站的行程时间,黑色空心点表示波长等于钻孔深度的频率

取三个频率下传递函数的三个切片,如图3g所示,以描述变频反褶积波形的特征。与宽滤波带的反褶积波形相比(图2c),分解后的信号反褶积波形更加稳定,峰值意义更加清晰。随着频率的增加,横波的波长减小,横波从井眼到地面的相位差不断增大。如图1所示,当波长大于钻孔深度时,钻孔与表面的相位差小于2π,延时峰值为第一个峰值。如图2所示,当波长等于钻孔深度时,钻孔与表面的相位差等于2π,延时峰变为第二峰。图3显示了波长更短、峰值更多的情况。除了时间延迟的峰值外,其他峰值表明相位差在其真实值之上增加或减少了几个完整的周期。对于传统的地震干涉测量,由于反褶积波形是多个频率的混合,很难解释每个峰值的明确含义。

根据提取的时间延迟曲线,我们观察到时间延迟随频率的变化可以分为两段:在低频范围内,剪切波的时间延迟随着频率的增加而逐渐增大,在高频范围内,时间延迟保持不变。需要注意的是,“高频”和“低频”的概念并不是绝对的,而是由波长与沉积物厚度之间的相对值决定的。我们提取了波长等于钻孔深度的每个测点的频率,并在图3h上进行了标记。如图3h所示,该频率近似为“高”和“低”频率的边界,色散现象主要发生在波长大于钻孔深度时。

为了定量研究波速随频率的变化,我们将高频延时取平均值,并将其定义为非色散值。FKSH01、GIFH14和MIEH05站的平均范围为20 ~ 40 Hz, IBRH17、IBRH20和OSKH05站的平均范围为5 ~ 10 Hz。6个台站的走时非色散值如图3h所示。在波长与井深相同的频率下,6个台站的时延分别为0.0713 s、0.1152 s、0.0768 s、0.8203 s、1.1889s和1.0031 s,比非色散值分别小9.4%、2.6%、10.6%、10.8%、12.2%和17.7%。在第一个频率窗口(0 - 0.5 Hz), FKSH01、GIFH14和MIEH08三个浅层站的时间延迟为0 s, IBRH17、IBRH20和OSKH05三个深层站的时间延迟分别为0.3371 s、0.9437 s和0.7489 s。我们推测这种差异可能是由计算方法的分辨率引起的。对于钻孔深度过深的台站,0.5 Hz的窗宽不足以观测到波长远大于沉积物厚度的信息。

将延时除以钻孔深度,得到6个测点的相速度计算结果如图4所示。我们将与非色散值相比增加2%的频率定义为色散现象消失的阈值。6个台站的阈值分别为18.9 Hz、9 Hz、15.8 Hz、1.55 Hz、1.36 Hz和1.68 Hz,即波长约为0.67、0.94、0.74。分别为井深的0.70、0.54、0.49倍。除了非色散阈值和1波长点外,我们还选择了2倍波长点和5倍波长点作为特征来说明结果。一般而言,相应的相速度约为非色散值的1.51倍和11.21倍(附加文件1:图S4)。

图4
figure 4

六个测点的横波相速度。黑点表示色散现象消失的频率

讨论

观察到的横波相速度的变化很难用材料色散理论来解释。根据与物质色散相关的理论和实验,在大约几千赫兹的范围内,横波速度只增加了不到5%,在地震带内,横波速度保持不变(Ba et al. 2016;Borgomano et al. 2017;m ller et al. 2010)。然而,观测到的横波相速度变化趋势和幅度与岩土材料弥散有很大的不同。观察到相速度随频率的增加而减小而不是增大,其变化幅度也大于5%几个数量级。考虑到物质色散理论已经相当全面,需要寻求其他理论来解释观察到的现象。

完整的地震过程由三部分组成:震源、路径和场地效应(Denolle et al. 2014;Kaklamanos et al. 2021),我们的研究没有涉及地震的震源和路径效应。不同的震源位置、震源机制和震级对结果没有影响(附加文件1:图S5和S6)。观测到的分散现象是由场地沉积物的性质决定的。目前,场地效应的主流模拟是基于地震射线理论,该理论假定沉积物为均匀层状模型(Kramer 1996;Cerveny 2001)。然而,“均匀层状”假设仅适用于高频场景,不能解释场地沉积物的非均匀性,特别是当剪切波波长大于沉积物厚度时。

牛顿定律、胡克定律和“高频假设”是地震射线理论的三个基本假设(Cervený 2001)。“高频假设”要求剪切波的波长小于介质模量变化尺度的1/3,这意味着在3倍波长长度尺度内,介质模量的变化可以忽略不计,认为介质是均匀的。但是,我们注意到我们观测的频带不满足“高频假设”。地震横波的能量大部分集中在低频波段,相速度的变化主要发生在波长大于沉积物厚度时,近地表沉积物模量的变化不可忽视。观测到的频散发生在超出地震射线理论基本假设的情况下。

在物理学中,当波的波长与介质的尺度在同一阶时,就会发生由介质的模量分布的边界条件所决定的几何色散(Kolsky 1963;Shen and Yin 2016)。这是除了物质色散之外的另一种波色散,例如体波波导色散、水波色散和地震表面波色散(Li et al. 2018;Dullin et al. 2001;Shapiro and Campillo 2004)。在模拟场地效应时,作为场地泥沙模拟的边界条件,“均匀分层”与“不均匀带模量梯度”是不等价的。因此,我们推测观测到的横波色散现象是一种由泥沙的非均匀性引起的几何色散(附加文件1:图S7),这一推测是否合理,需要在今后的研究中进一步研究。

结论

基于原位观测方法,对近地表沉积物剪切波速的频率特性进行了研究。主要结论如下:

  1. (1)

    采用动频窗地震干涉法处理自然地震信号是可行的。它可以提高结果的频率分辨率,减少经验传递函数的随机性和不稳定性,有助于获得更丰富、更准确的地震波场信息。

  2. (2)

    近地表沉积物的剪切波速在低频具有强烈的频率依赖性。当剪切波的波长远远大于沉积物厚度时,剪切波的相速度随频率的增加而急剧减小。当波长等于沉积物厚度时,相速度比非色散值大约10%。当波长小于沉积物厚度的0.68倍时,色散现象消失。

  3. (3)

    观测到的分散现象超出了物质分散理论的范围,可能是由于沉积物的不均匀性造成的。它反映了实验室材料样品与实际沉积物结构之间的显著差异,揭示了当剪切波不符合地震射线理论的“高频假设”时,剪切波的频率依赖性。

补充信息

AdditioNal文件

有关数据、方法和结果的其他详细信息。