近地表隐伏断层地震波场响应特征与初至波成像应用研究

孙茂锐，丁 昕，石 川，李 星，陈 超，刘 路

（1.安徽省交通规划设计研究总院股份有限公司，安徽合肥 230088；2.交通运输部公路交通节能与环保技术及装备研发中心，安徽合肥 230088）

0 引言

工程勘察需了解第四纪覆盖层厚度、下伏基岩面埋深及其起伏形态、各岩土层的分布特征，同时查明隐伏构造、岩溶及地层起伏等不良地质的位置、特征（赵成斌等，2007；葛双成等，2008；董爱丽，2013；张莹等，2015；喻岳钰等，2016）。传统的覆盖层深度、隐蔽不良地质的勘察以钻探为主，但钻探存在工期长、成本高及探测点距较大等问题，而充分利用工程物探手段可在以上领域取得较好的勘察效果（石明生和张永雨，2005；孙茂锐和罗术，2013；林承灏等，2017；刘道涵等，2022；阳映等，2023）。

在近地表隐伏断层探查与覆盖层厚度调查领域，常用的有电法与地震波法两大类（葛双成等，2008；江玉乐，2008；杜良等，2012；曹江涛，2014；袁桂琴等，2015；李嘉瑞等，2022；刘伟等，2023）。电法类勘探的物性前提是探测目标体与周围介质存在显著电性差异（蔡晶晶等，2011；张耀平等，2011；闫清华等，2021；郭伟立等，2023），往往浅部断层破碎带区域内的断层泥受含水率的影响，与覆盖层间电性差异较小。断层切割岩体与围岩形成显著波阻抗差异且覆盖层与基岩间也存在显著波阻抗差异（张赓等，2011），可使用地震波法对近地表浅层断层破碎带与覆盖层厚度进行探测（王爱国等，2006；何正勤等，2007；吴子泉等，2007；刘心路等，2019；王保利等，2022）。其中，浅部断层的探查常用反射地震法，主要用于活断层与地裂缝探测（韩连生等，2012；马董伟，2019），但该方法小到时区域存在反射波与直达波的混叠，导致浅层存在勘探盲区。地震初至波包含直达波、折射波，携带介质信息丰富，可较好地应用于浅表层断层探查领域（李万伦等，2018；李小伟等，2018；陈淼等，2022）。相较于传统的地震折射将地下介质划分为单独速度的离散层状结构，初至波层析成像（又称为折射层析成像，SRT）通过网格剖分、射线追踪，可较好地识别地下介质纵横向梯度变化情况（刘四新等，2018；马婷等，2019）。

在采集浅层地震折射现场数据时，可根据原始的波形记录直观地观察地下介质波速快慢差异及横向突变情况，现阶段工程应用中主要利用追逐相遇观测系统和t0时差法解释地下介质速度差异（刘国庆等，2008；赵祥等，2021），而鲜有对工程勘察领域浅层地质结构的地震初至波场的转化与传播的系统研究。根据初至波的波场变化特征，可在现场及时指导物探测线的动态调整。地球物理场数值模拟是针对目标地质异常体的地球物理响应特征进行研究，基于变密度交错网格有限差分法可较好地解决吸收边界、介质突变等问题（李世中等，2018；闻星宇等，2021），被广泛应用于地震波场数值模拟与勘探研究领域。

基于此，本次研究建立薄覆盖层下陡立正、逆断层模型，震源点位于接收测线内部的观测系统，研究震源于地表激发的断层初至波场传播特征与地震记录动力学、运动学变化情况，提出一种检波器接收排列内多点放炮观测系统，将其应用于工程实测，并分析断层在地震记录初至波中的波形特征与层析成像反演结果的可靠性。

1 基本原理

地震走时层析成像是求解模型网格点慢度的过程（张建中等，2003），通过计算模型网格内地震波射线传播路径对测区介质波速进行反演，地震射线旅行时间t可用下式表示：

其中，v(x，y)是模型的速度，单位m/s，则对应的s(x，y)为慢度，单位s/m，l为地震波的旅行路径，单位m。将上式（1）演化为计算机可以计算的离散化模型，即为：

其中，i= 1，2，3，……，n，i为射线，n为射线总条数；j= 1，2，…，m，j为离散后的网格，m为总离散点数；Ti为第i条射线的旅行时，当m→∞时，可认为每个离散点上的慢度值为一固定常数。此时将上式（2）改写为线性方程组形式：

因地震波旅行曲线的特性，上述矩阵必然是一个大型稀疏矩阵，在求解稀疏矩阵前应给网格离散点中慢度S 赋初值，然后利用最小二乘法求解上述矩阵的最优解，直到计算残差满足计算精度要求，此时求解得到的S1，S2，…，Sm分布在测区反演网格中，可通过计算反应每个网格点的速度情况。

2 模型设计与数值模拟

地震波场数值模拟具有方便灵活、成本低且易于操作的特点，可将特定模型下地震波场传播过程具象化（张新彦，2017）。基于变密度交错网格有限差分法的地震波场数值模拟可较好地处理反演边界的波场吸收与介质参数突变区域的网格剖分问题（李青阳等，2018）。

由于文章主要研究地震初至波场传播特征与到时层析成像，为降低波场复杂程度，减少数据混叠，突出断层的地震波场响应特征，且提高计算效率，建立薄覆盖层下单一断层数值模型，并采用声波方程进行模拟（杜启振等，2015；高正辉等，2016），具体介质参数选取如下表1。

表1 模型介质参数表Table 1 Media parameters of the models

2.1 逆断层数值模拟

数值模拟的模型尺寸为100 m×50 m，网格剖分尺寸为0.1 m×0.1 m。其中水平方向记为X方向、竖直方向记为Z方向，以模型左上角为坐标原点（0，0）。在地表设置接收测线（图1测线），测线范围X=0～92 m，共计24 道检波器，道间距4 m；设置2处震源点，分别记为S1（0，0.5）、S2（92，0.5），即震源点位于测线两端。震源采用主频为100 Hz 的爆炸震源雷克子波，模型边界添加PML 吸收边界。地下介质结构如图1 所示，地下3 m 范围为地表低速层，Z方向上3～15 m 范围为断层发育位置，介质突变位于（35，3）、（45，15）两点，即断层面投影至地表接收测线处于第8～13道检波器范围。

图1 逆断层数值模型Fig.1 Numerical model of reverse fault

图2 为上述逆断层地震波场传播记录，a、b分别为S1 震源、S2 震源位置激发的不同时刻波场记录。图2中波前面的两种颜色对应一个周期内地震波的正负相位，为便于描述，将图2中第一个波前面称为正相位（图3 中波形未填充部分），第二个波前面称为负相位（图3中波形填充部分）。

图2 两个震源激发不同时刻波场记录Fig.2 Wave field records of two seismic sources at different timesa-S1震源17 ms时刻波场快照；b-S2震源8 ms时刻波场快照；c-S1震源33 ms时刻波场快照；d-S2震源27 ms时刻波场快照a-wave field snapshot at time of 17 ms for S1 source；b-wave field snapshot at time of 8 ms for S2 source；c-wave field snapshot at time of 33 ms for S1 source；d-wave field snapshot at time of 27 ms for S2 source

图3 逆断层模型地震记录Fig.3 Seismic records of reverse fault model

对于S1 震源，17 ms 时直达波传播至高速介质层转化为折射波，且发生极性转换形成负相位折射波，地表接收直达波正相位缺失，仅体现负相位，33 ms 时直达波波前传播至约30 m 处，折射波于断层下方断点位置产生绕射，形成高速断点绕射波，该情况下是一种特殊的折射波。对于S2震源，8 ms时直达波已转换为折射波，且发生极性转换，传播至断层上方断点时，由于断层下盘速度较低，该处断点绕射波呈低速特征，此时下盘下方界面折射波未传播至接收测线，但该下盘折射波极性与上方顶界面折射波极性一致，均为负相位。

图3初至波同相轴斜率大小可直观反映地震波的速度差异。1～24 道为S1 炮单炮记录，25～48 道为S2 炮单炮记录，模型中断层面所处测线第8～13 道检波器范围，即图3 中8～13 道与32～37 道区域。如图3 所示，断层上方测线两端激发地震记录初至波具有典型特征。其中初至波具有同向性，但速度具有明显差异。第1～24 道检波器接收S1 震源激发的地震波，直达波由于携带浅部覆盖层信息，同相轴斜率较大、速度较低，折射波体现深部岩体波速，同相轴斜率较小、速度较高，10～16 道检波器位置发育高速特征的断层绕射波，绕射波到时于13 道处最小，地震记录中接收到绕射波的位置相对断层面所在8～13道位置向远离震源方向偏移。

结合图2，该断点绕射波传播路径大致为：图2a中折射波传播至断层面的下断点转化形成断点绕射波，传播至断层上盘顶面后透射至地表被检波器接收，同时具有向测线两端传播的特征，传播至测线远端表现为折射波形态。在图3 中表现为第10～24 道检波器接收的斜率较小、速度较快的高速断点绕射波和折射波。

第25～48 道检波器接收S2 震源激发的地震波，34～48道检波器位置发育折射波，30～34道检波器位置发育低速特征的断层绕射波，其中数值模拟中断层投影至测线处于32～37 道范围，地震记录中接收到绕射波的位置与S1 炮中一致，相对断层面所在32～37 道位置向远离震源方向偏移。结合图2，该断点绕射波传播路径大致为：图2b表层的折射波传播至断层的上断点产生绕射，携带断层面左侧低速介质的地震波速，表现为图3同相轴中的低速断点绕射波，随传播时间的增大，图2d中位于深部的折射波传播至地表，压制低速断点绕射波形成初至波，表现为图3中25～30道范围斜率较低、波速较高的折射波。

对比S1、S2 两个震源的单炮记录，定义水平距离增大方向为正速度方向、同相轴斜率小的对应地层速度较大、反之地层速度较小，震源位于断层下盘时（地层速度较低），地震初至波同相轴表现为“低速-高负速度-高速”特征，出现明显绕射波现象，绕射波由折射波传播至断层面下断点位置转换产生，伴随频率的升高；震源位于断层上盘时（地层速度较高），检波器接收的地震初至波为高速层的折射波，折射波传播至断层面上断点转换形成的绕射波与断层下盘深部的折射波，同相轴表现为“高负速度-低负速度-高负速度”特征，表现为两段近似平行的线段被拉伸式截断。

2.2 正断层数值模拟

保持模型介质参数不变情况下，改变断层性质，断层断点两端坐标分别为（35，15）、（45，3），即断层面投影至地表接收测线处于第8～13 道检波器范围。模型如图4 所示，模拟地震记录如图5 所示，直达波、折射波及断点绕射波场传播特征与逆断层模型地震记录具有相似性。

图4 正断层数值模型Fig.4 Numerical model of normal fault

图5 正断层模型地震记录Fig.5 Seismic records of normal fault model

震源位于断层上盘时（地层速度较低），检波器接收地震信号为上盘下方高速介质折射波，折射波传播至断层面下断点转换形成的高频绕射波和透射至断层上方覆盖层内的折射波，地震初至波同相轴表现为“低速-高负速度-高速”特征，震源位于断层下盘时（地层速度较高），地震初至波同相轴表现为“高负速度-低负速度-高负速度”特征，表现为两段近似平行的线段被拉伸式截断。

综合正、逆断层波场传播特征与同相轴变化情况分析，在单一覆盖层下方陡立断层模型条件下，地层发生竖直方向错动时，有以下两种情况。震源位于断层相对低速一侧：地震记录会出现具有“负速度”特征的绕射波，该绕射波为断层相对低速一侧地层内的折射波经断层面下方断点转化形成，具有高速特征，相较于地表的直达波速度快，更先被地表检波器接收到，初至波表现为“低速-高负速度-高速”特征。该初至波同相轴形态可表征断层面的存在且震源处于断层相对低速一侧地层，断层面处于接收到绕射波的检波器和震源之间。震源位于断层相对高速一侧：地震记录同相轴出现低速绕射波，绕射波两侧同相轴斜率相对一致且波速较大，该绕射波为断层相对高速一侧地层折射波经断层面的上断点转化形成，具有低速特征、无明显反向速度，单炮记录同相轴表现为“高速度-低速度-高速度”特征，形态为两段近似平行的线段被拉伸式截断，该初至波同相轴形态可表征断层面的存在且震源处于断层相对高速一侧地层，断层面处于接收到绕射波的检波器和震源之间。

3 工程实例

本次勘探工区位于无为市，地貌单元属江淮波状平原，工点基本地层结构为：Q4al全新统软土、粉质黏土，下伏基岩为泥盆系上统五通组（D3w）泥岩。覆盖层纵波波速范围约500～1200 m/s，泥岩纵波波速整体大于1800 m/s。根据前期调绘与钻孔勘探结果，该工点范围内发育一断层，充填物软硬不均，节理裂隙极发育，断层倾向约241°，钻孔CZK-22 下部揭露。覆盖层、断层破碎带与基岩面之间明显的波速差异可作为本次勘探的物性基础，采用浅层地震勘探方法作为本次勘探手段，垂直于推测断层走向布设2 条浅层地震勘探测线（图6）。单条测线布设24道检波器，道间距4 m，由于场地原始地表条件较为复杂，植被茂密，为高效经济进行地震数据采集，在接收测线内部近似平均布设5 个震源激发点，采用锤击震源多次叠加的方式进行地震激发，测线长度92 m。

图6 测线布置示意图Fig.6 Layout diagram of survey lines

图7 为2 条测线中的2 个单炮记录，a、b 分别为测线1、测线2 两条测线中的单炮记录。图7a、b 原始地震记录初至波中未见明显相位反转，但均存在一相对高速断点绕射波，且绕射波频率相对于直达波、初至波明显升高。图7a 中初至波整体形态呈3 段，①段为地震波携带的浅层覆盖层波速信息，②段为断点绕射波的体现，表现为明显的双曲线形态：左半支曲线呈负速度特征、右半支呈正速度特征，③段速度稍高于①段，但波速相对②段基本一致，未出现明显折射波拐点。同相轴表现为明显的“低速-高负速度-高速”特征，可判定该位置下方存在一错段水平地层的断裂构造，远离炮点位置检波器下方地震波速与断层破碎带周边速度基本一致，未见明显高速层。图7b 中初至波整体呈4 段，①段为地震波携带的浅层覆盖层波速信息，②段为断点绕射波，③段波速与断点绕射波两侧波速基本一致，④段同相轴斜率较小，推测为下方高速地层的波速体现，推测该测线下方远离该震源点位置存在一高速界面起伏。

图7 实测地震记录Fig.7 Measured seismic recordsa-测线1第一炮地震记录；b-测线2第一炮地震记录a-first-shot seismic record of line 1；b-first-shot seismic record of line 2

图8 为两条测线采集地震波的初至旅行时曲线，图8a、8b 分别对应两条测线，其中黑色虚线标注区域为时距曲线突变区域，可清晰看出测线1 中第一炮的16～28 m 范围内出现初至波旅行时的明显减小，测线二中第一炮的16～36 m 范围内初至波旅行时的畸变。两测线层析成像反演如图9所示。

图8 旅行时曲线Fig.8 Travel time curvesa-测线1旅行时曲线；b-测线2旅行时曲线a-travel time curves of line 1；b-travel time curves of line 2

图9 初至波层析成像反演结果Fig.9 Inversion results of first-break wave tomographya-测线1的初至波层析成像反演结果；b-测线2的初至波层析成像反演结果a-inversion results of the first-break wave tomography of line 1；b-inversion results of the first-break wave tomography of line 2

图9 中层析成像反演结果断面图波速结构清晰，纵波波速随深度增大逐渐增加，基本呈层状分布，钻孔CZK-22 下部揭露一隐伏断层，断层切割中风化泥岩。图9a 水平距离16～28 m 范围内出现速度等值线梯度变化、曲线界面下凹且左右两侧等值线近似水平，图9b 水平距离16～36 m、55～65 m 范围内速度等值线梯度变化、曲线界面呈现两端高、中间低的趋势。结合图8 中两条测线的初至波旅行曲线突变情况，推测该低速阶梯状异常受断层破碎带及影响带控制，其中覆盖层纵波速度约500～1600 m/s，强、中风化泥岩整体波速大于1800 m/s。该异常位置与钻孔CZK22 揭露结果相吻合，说明基于波场特征的浅层隐伏断层在数据采集中可有效识别，初至波层析成像反演结果可较好地反映近地表隐伏断层存在与发育位置。

4 结论

本文通过数值模拟，针对薄覆盖层下方陡立断层的地震初至波场响应特征进行分析，并在工程实测中使用接收排列内激发的初至波野外观测系统，通过分析野外实测数据与基于层析成像的初至波反演结果，提出以下主要结论：

（1）本文建立了近地表隐伏断层的数值模型，通过有限差分法模拟得到了正逆断层的地震波场响应特征，分析了薄覆盖层、陡立断层模型的地震波场传播与转化规律。结果表明：初至波转换形成的断点绕射波具有频率升高、速度突变的特点，且震源点与断层面的相对位置会影响初至波同相轴的形态，震源点可清晰指示测区内断裂带的存在，作为现场数据采集时断层的直观反映.

（2）数值模拟中初至波同相轴中出现具有“负速度”特征的绕射波时，可表征断层面的存在且震源处于断层相对低速一侧地层，断层面处于接收到绕射波的检波器和震源之间，同相轴整体呈“低速-高负速度-高速”特征；初至波同相轴出现低速绕射波时，可表征断层面的存在且震源处于断层相对高速一侧地层，断层面处于接收到绕射波的检波器和震源之间，同相轴整体呈“高速度-低速度-高速度”特征，形态为两段近似平行的线段被拉伸式截断。

（3）工程实测原始数据验证了数值模拟结果的可靠性，并通过原始波形到时、频率信息可初步判断断层的存在。基于射线追踪的初至波层析成像结果与后期钻孔揭露情况基本吻合，说明初至波层析成像在浅层地震勘探中的实用性。

（4）接收测线排列内布设震源的方式，相较于传统的折射追逐相遇观测系统，两侧震源延拓距离短，无需额外为震源激发提供场地，在工程施工中具有经济、快速、高效的特点，且数值模拟与工程实测均验证了本方法的可行性，可作为野外复杂地表条件地下浅层结构探测的有效观测系统使用。

本文主要针对薄覆盖层下单一陡立断层的地震初至波场响应特征开展研究，为避免初至波数据的混叠，对断层破碎带模型进行简化。下一步应针对工程勘探中薄覆盖层下多断层共存情况开展地震波场的数值模拟和有效波分离研究，并将其应用于浅层工程地震勘探。