基于地震和重力观测的深地超宽频带背景噪声初探

孙和平,陈晓东*,危自根,张苗苗,张赓,倪四道,储日升,徐建桥,崔小明,邢乐林

1 中国科学院精密测量科学与技术创新研究院,大地测量与地球动力学国家重点实验室,武汉 430077 2 中国科学院大学,北京 100049

深地探测对认识地球内部结构及演变规律、资源勘查和地质灾害预警具有重大价值和深远意义,已成为地球科学发展的前沿科学之一（董树文等,2010,2012）.目前各国已实施了一系列地球深部探测计划,建立了埋深上千米的大陆科学钻井和深地实验室,例如美国圣安德列斯断裂深部观测站SAFOD（2000～2500 m）、我国大陆科学钻井松科二井（7018 m）、意大利Gran Sasso（1400 m）和我国锦屏（2400 m）深地实验室（陈和生,2010；
程建平等,2011；
谢和平等,2017,2021；
贺永胜等,2018；
刘嘉麒等,2022）.这些深地实验室、科学钻探井及深部矿区为岩石力学、地球物理学、地震监测、暗物质探测等相关研究提供了得天独厚的“超静”和“超净”实验条件.

在地震学中,地震仪除了记录各种目标源激发的信号外,还记录了大量的其他信号,统称为背景噪声.在实际观测中,也不可避免地受到来自仪器本身和台站周围环境的噪声影响（Widmer-Schnidrig,2003）.背景噪声直接关系着台站观测数据质量和微弱信号检测能力,因此如何对其准确评估并有效降低其对信号提取的影响一直以来是地学工作者研究中的关键所在（Peterson,1993；
Banka and Crossley,1999；
Berger et al.,2004；
McNamara and Boaz,2006；
吴建平等,2012）.鉴于深部地下具有“超静”和“超净”的特点,早在19世纪30年代,美国就开展了以改善远震P波信噪比的井下地震观测实验（冯德益和范广伟,1986）,我国自1987年以来也开始进行了深井地震观测.研究表明,相较于地表观测,深井观测能有效降低噪声水平、比地表观测提高一两个数量级的观测精度,成为沉积层厚的城市及周边地震监测的有效手段（郭德顺等,2014；
谢和平等,2021；
陈闯等,2022）.

类似于地震仪,重力仪也记录了丰富的背景噪声信息,又由于其记录了从常规体波到自由振荡及固体潮更宽频带的数据,从而可弥补常规地震仪在长周期频段（周期大于100 s）响应不足的缺陷（许厚泽和孙和平,1998；
曾祥方,2012）.考虑到“超静”环境对重力观测的重要影响,国际上部分重力台站已经布设在深部地下实验室或矿井中,例如日本Kamioka地下实验室（1000 m）、法国LSBB地下实验室（500 m）相继开展了包括超导重力仪在内的多种重力设备对比观测,观测结果也证明了深部地下环境具有比地表更低的背景噪声水平（Rosat et al.,2018）.

地球深内部动力学过程的微弱信号观测是深部地球物理研究的科学前沿问题之一（陈和生,2010）,也是研究的难点问题.地球自由振荡是地震激发的沿地球表面和半径方向无限个驻波的叠加,其简正振型参数的精确估计,对于地球深部结构研究和震源参数反演具有十分重要的意义（Gilbert and Dziewonski,1975；
Dziewonski and Anderson,1981；
Lentas et al.,2014；
Jagt and Deuss,2021）.但由于大气、能量衰减和环境噪声等因素的影响,地球自由振荡所有振型完全准确检测是一项十分困难的工作（Resovsky and Ritzwoller,1998；
Park et al.,2005；
Rosat et al.,2005；
Deuss et al.,2013）.但是深部“超静”环境下的地震和重力观测技术有望为检测这一深内部动力学现象提供非常有效的观测技术手段.

目前我国正依托淮南煤矿废弃矿井转型筹建淮南深地实验室（HDUL,如图1）,该实验室地处郯庐断裂带西侧,是涉及地层结构、沉积古地理、岩浆活动、成矿作用和地震活动等的复杂构造区域（徐嘉炜和马国锋,1992；
朱光等,2004；
张岳桥和董树文,2008）,对开展地球科学相关研究具有重要先行探索意义.本研究联合在HDUL进行的宽频带地震仪与重力仪观测资料,获得实验场地表与地下（-848 m）超宽频带（0.0001～50 Hz）的背景噪声水平,并以地球自由振荡检测为应用实例来探讨深部地下环境的优越性,以期为淮南深地实验室的后续建设和相关地学研究提供重要观测依据.

图1 淮南深地实验室（HDUL）位置示意图Fig.1 Sketch map of the position of the HDUL

图2 地表（黑）和地下（红）地震仪记录的三分量背景噪声原始波形（a,b,c）和振幅谱（d,e,f）.Fig.2 Three-component ambient noises at the surface （black） and the underground （red） recorded with the seismometer Original waveform （a,b,c） and amplitude spectra （d,e,f）.

图3 地表（黑）和地下（红）地震仪记录的三分量远震地震原始波形（a,b,c）和振幅谱（d,e,f）.Fig.3 Three-component distant earthquake at the surface （black） and the underground （red） recorded with the seismometer Original waveform （a,b,c） and amplitude spectra （d,e,f）.

图4 地表（a）和地下（b）重力仪标定后的观测数据时间序列Fig.4 The calibrated data time series of the gravimeter at the surface （a） and the underground （b）

图5 地表和地下地震仪记录的三个分量的概率密度函数（PDF）灰线为全球噪声模型（Peterson,1993）.Fig.5 Three-component PDF at the surface and the underground recorded with the seismometer The gray lines are the global noise model （Peterson,1993）.

图6 地表（a）和地下（b）重力仪观测记录的概率密度函数（PDF）灰线为全球噪声模型（Peterson,1993）.Fig.6 The PDF at the surface （a） and the underground （b） recorded with the gravimeter The gray lines are the global noise model （Peterson,1993）.

图7 地表和地下观测记录的最大概率功率谱（0.01 Hz处已拟合）蓝色实线和黑色实线分别代表地表和地下最大概率功率谱,其中0.01 Hz以下为重力仪结果,0.01 Hz以上为地震仪结果,灰线为全球噪声模型（Peterson,1993）.Fig.7 The maximum probability PSD at the surface and the underground （fitting is adopted at frequency 0.01 Hz） The blue and black solid lines are maximum probability PSD at the surface and the underground,and those with frequency smaller than 0.01 Hz are from the gravimeter,and those with frequency larger than 0.01 Hz are from the seismometer.The gray lines are the global noise model （Peterson,1993）.

图8 地表和地下地震仪震后归一化功率谱密度蓝色和绿色竖虚线分别表示1066A地球模型自由振荡理论本征频率和正常谱峰分裂理论频率.Fig.8 The normalized PSD at the surface and the underground with the seismometer after earthquake The blue and green vertical dashed lines are respectively theoretical eigenfrequencies of normal modes and their splitting singlets computed with the 1066A earth model.

1.1 所用观测仪器和数据

1.1.1 地震仪观测数据

地表和地下地震仪的型号相同,为英国Guralp公司研发的便携式一体化地震仪CMG-3ESPCDE,其带宽为60 s～50 Hz,采样率为100 Hz.地下和地表地震计共同观测时间为2020年1月19日到3月2日,记录了44天连续数据.地表地震计采用GPS授时，井下地震计采用仪器内部晶振授时，平均每天比GPS授时慢约12 s.基于地震计频带特征,研究选取了地下和地表在2020年1月19日00—24时24 h的无明显天然地震的原始地震数据（图2）,以及发生在2020年1月28日震中距为126°的MW7.7地震数据（图3）,在100 s～50 Hz内对比分析其波形特征和振幅谱.研究截取数据长度远大于井下与地表地震计授时差异，信号波形和振幅谱分析受到时间不确定性的影响非常小，可忽略.从时间域图上可以看出,地表地震计记录到的噪声信息更加丰富,整体振幅比地下地震计大,毛刺更多（图2a,b,c）；
地表地震计记录到的地震波形也显示出比地下地震计波形更多的噪声毛刺（图3a,b,c）.对原始波形数据进行傅里叶变换,得到该时间段的100 s～50 Hz地动噪声振幅谱.结果表明,对噪声和地震记录,地表记录振幅谱幅值整体高于地下记录振幅谱,尤其是在大于1 Hz的高频部分（图2d,e,f）；
对地震事件,大致以20 Hz为界,地表记录振幅谱幅值低频上整体高于地下记录振幅谱,但在高频上却低于地下记录振幅谱（图3d,e,f）.

1.1.2 重力仪观测数据

考虑到常规地震仪在长周期频段（周期大于100 s）响应不足,实验在淮南地表和地下分别开展了连续重力潮汐观测来研究长周期频段的背景噪声情况.考虑到仪器数量有限（仅1台）,地表和地下未能实现同步重力观测,均采用拉科斯特-隆贝格潮汐型（LaCoste-Romberg Earth Tides,LCR-ET20）重力仪,其观测精度可达0.0001 mGal,仪器漂移约 0.06 mGal/month,采样率为1 Hz（Clarkson and Lacoste,1956；
孙和平等,2002）.地表观测时间为 2021年1月4日到2021年3月16日,地下观测时间为 2021年 4 月15日到 2021年 6月28日,均约 70 天观测数据.地下和地表重力仪数据记录的计算机均采用网络授时.标定后的重力观测记录如图4所示（标定格值因子为0.0234 V/μGal,1 μGal=10-8m·s-2）.由于地下观测条件尚不完善,受供电、周围施工等干扰因素影响,地下重力仪观测记录出现较长时间间断而连续性较差,因此研究仅对比长周期地震频段（大于0.0001 Hz）地表和地下的观测噪声情况,而不对潮汐频段进行讨论；
同时又因为重力仪对高频信号响应的不确定性较大,对0.01 Hz以上频段也不作讨论.

1.2 台站背景噪声水平计算方法

功率谱密度（Power Spectral Density,PSD）是确定台站背景噪声水平的常用方法.Peterson（1993）利用全球75个地震仪台站观测记录,获得了功率谱密度上下包络线,给出了地球的新低噪声模型（New Low Noise Model,NLNM）和新高噪声模型（New High Noise Model,NHNM）,用来作为衡量台站观测噪声水平的基准线.McNamara和Boaz（2006）进一步提出了计算台站功率谱密度的概率密度函数（Probability Density Function,PDF）的新方法,该方法由于直接使用连续波形记录而未对数据进行筛选,因而更能客观反映台站背景噪声的变化特征（吴建平等,2012；
谢江涛等,2018）.计算功率谱密度与概率密度函数的公式如下：

（1）

（2）

式中：Pk为离散频率fk处的功率谱密度,Δt为采样间隔,N为截取时间序列的采样点个数,Yk为截取时间序列的傅里叶变换；
P（Tc）为按1/8倍频程间隔计算的中心周期Tc处的概率密度函数,NPTc为功率谱密度值落在某个1 dB间隔范围的数量,NTc为中心周期Tc处功率谱密度值的总数.

本研究对淮南深地地震仪和重力仪观测数据均采用功率谱密度和概率密度函数方法进行背景噪声分析.为了保证数据处理方法一致,功率谱密度计算时均直接对窗宽24 h时间序列进行傅里叶变换而未采用Welch方法分段平均（Welch,1967）.

1.3 深地背景噪声计算结果与分析

1.3.1 深地地震观测背景噪声（频段：0.01～50 Hz）

对地震仪观测数据,先去除仪器响应后,再得到加速度信息,然后计算观测周期内地下和地表记录的功率谱密度（PSD）及其概率密度函数（PDF）,结果如图5所示.计算结果表明,观测数据概率密度函数大体位于地球噪声模型之间,地表和地下值在0.3 Hz附近都能看到明显的峰值,与地球噪声模型一致.一般认为,地表背景噪声主要为面波,其随深度增加而衰减,衰减量与频率有关,频率越高,衰减越大,这与前人研究的高频段地下地震计噪声功率谱比地表地震计要小的结论一致（葛洪魁等,2013；
赵瑞胜等,2021）.观测到地表地震仪记录的PSD在0.3 Hz以上高频区域都大于地下结果,支持以面波为主的背景噪声随深度增加而衰减的认识,表明增加台站深度能有效地降低高频噪声.值得注意的是,研究发现在10～100 s周期内地下地震仪记录的PSD高于地表记录,并且存在一个峰值,这与常规的观测现象存在差异.分析导致该差异现象的原因,最有可能是由于地表地震计是安装在一个封闭房间内,而地下地震计是直接放在坑道地表上且无其他东西覆盖,并且坑道内需要保持空气流通,因此地下记录低频段峰值可能是由于坑道内空气流动造成的.确定地下10～100 s周期内峰值的原因是下一步研究需要进行的工作,需要在坑道内做进一步的观测计划,比如将地震计安装在坑内或用桶等覆盖排除空气流动影响.

1.3.2 深地重力观测背景噪声（频段：0.0001～0.01 Hz）

类似于地震仪观测数据的噪声分析方法,也用LCR-ET20 重力仪地表和地下观测记录计算了功率谱密度（PSD）及其概率密度函数（PDF）.区别于地震数据处理,为了提高数据处理中噪声部分在整个观测信号中的占比,已经扣除了重力观测记录中的主要信号理论固体潮和仪器漂移项.图6给出了根据地表和地下重力观测计算得到的功率谱概率密度函数.从图中可以看出,在0.0001～0.01 Hz频段重力观测概率密度函数大体位于全球高低噪声模型之间（Peterson,1993）,其中在略小于0.01 Hz处,能量密度存在一个明显的突跳且地表强于地下,分析可能是由于地表城市施工周期性打桩信号导致的.相比于地震仪观测记录高频对比分析结果,地表和地下重力观测功率谱差异并不显著,这也符合前文提到的以面波为主的背景噪声随深度增加而衰减、衰减量随频率增加而减小的观点.

1.3.3 深地超宽频带背景噪声（频段：0.0001～50 Hz）

地震仪与重力仪在仪器响应设计方面具有频率互补的特点,前者在长周期频段（周期大于100 s）响应不足,后者则恰恰有效记录了长周期频段的自由振荡和固体潮等数据.因此,可基于两种仪器的观测数据获得超宽频带（0.0001～50 Hz）地表和地下的背景噪声水平（如图7）,其中地震仪采用图5c和5f所示垂直分量的功率谱概率密度函数,重力仪采用图6所示的功率谱概率密度函数,得到二者对应的最大概率功率谱曲线,并在0.01 Hz处对其进行进一步拟合.图7中黑色实线为地下最大概率功率谱曲线,蓝色实线为地表最大概率功率谱曲线,其中0.0001～0.01 Hz频段为重力仪观测结果,0.01～50 Hz频段为地震仪观测结果.从图中可以看出,在全频带范围,地表和地下背景噪声趋势一致,总体介于全球高低噪声模型之间（Peterson,1993）；
在0.0001～0.01 Hz频段地下功率谱略低于地表观测,证明了地下观测环境在此频段内具有一定的优越性；
除0.01～0.1 Hz（周期10～100 s）频带内可能由于空气流动导致地下噪声高于地表外（Dybing et al.,2019）,其余高频带范围地下噪声均显著低于地表观测.深地超宽频带背景噪声的获得为后续开展深地实验室的总体设计和建设提供了必不可少的实验依据,根据此结果,可为项目的前沿科学目标提供科学判别观测结果,也可为仪器设备的选购提供重要参考,还可为深地实验室的施工建设采用的标准和规范提供证据.

为了进一步验证深部地下环境对地球物理信号探测的优越性,研究对地表和地下地震仪同步观测的大地震激发的自由振荡信号进行对比.在实验观测期间,在牙买加（Jamaica）发生了MW7.7地震,发震时刻为2020年1月28日19∶10∶24 （UTC）,震中位于北纬19.419°,西经78.756°,震源深度为14.9 km.由理论计算可知,此次地震可激发较强地球自由振荡信号,因此对地表和地下地震观测记录检测到的此次地震的地球自由振荡信号进行了分析,计算了自由振荡简正振型的信噪比,并对比分析了地表和地下噪声对自由振荡信号提取的影响.选取数据为2020年1月28日—2020年1月31日期间震后5～65 h的地震仪垂直分量观测记录.将其采样率从100 Hz减采样到0.1 Hz,然后通过滑动窗口识别并改正附近打桩施工造成的干扰信号,再减采样到0.01 Hz并去除仪器响应,进行带通滤波,最后利用周期图法计算功率谱密度（见公式（1））,并将结果与用1066A模型计算的自由振荡理论值进行了比较（Dahlen and Sailor,1979）.为了对比地表和地下自由振荡信号的信噪比，图8给出了计算得到的地表和地下在几个典型自由振荡频带（0.29～0.42 mHz、0.56～0.85 mHz、1.0～1.2 mHz、1.3～1.6 mHz）的最大值归一化功率谱密度.

图8结果表明,总体上地下比地表检测到更高信噪比的自由振荡简正振型（图8a中0T2,图8b中0T3、0S5,图8c中0T6、1S4,图8d中0T8、0S8、1T3、0S9）.检测到的环型振型信噪比大多高于球型振型,这是因为本次地震为走滑型地震,因此激发的环型振型要比其他类型的地震更加明显.表1给出了地下和地表观测到的简正模信噪比，可以看出除0S6外的其他模态在地下的信噪比均高于地表的.另一方面,除自由振荡频率外,地表和地下均观测到了大量密集排列的尖峰信号（或者噪声）,且地表强度明显高于地下,初步判定这些尖峰信号（噪声）为数据处理中未完全识别改正的打桩或其他地表施工引起的噪声,且随着深度的增加而得到了有效的衰减和抑制,这与前文重力仪在该频段的背景噪声对比分析结果相符.大气效应是1 mHz以下地球自由振荡参数估计最主要的干扰因素（Widmer et al.,1992）,下一步需在地表和地下都安装高精度的连续气压测量仪器,为数据分析提供气压改正,提高自由振荡简正振型的信噪比.另外地表施工等干扰噪声也会一定程度影响地下的观测,因此淮南深地实验室建成后附近应当尽量减少人为因素的影响.

表1 地表和地下观测的简正模信噪比Table 1 Signal to Noise Ratio of normal modes observed at the surface and the underground

本研究联合宽频地震仪和重力仪在淮南深地实验室数月的连续观测资料,获得了超宽频带（0.0001～50 Hz）深地背景噪声.结果表明,总体上地下背景噪声低于地表,且低频段差异较小而高频段差异显著,支持了背景噪声以面波为主随深度增加而衰减、衰减量随频率增加而减小的已有观点.另外用大地震激发的地球自由振荡信号进行应用验证,获得地下地震仪观测到比地表更高信噪比的自由振荡简正振型,进一步验证了深部地下环境对地球物理信号探测和精确检测的优越性.

但是背景噪声分析过程中也存在一些问题,例如由于地下坑道内空气流动,导致在0.01～0.1 Hz地下背景噪声高于地表记录且出现峰值；
地表周期性施工等干扰造成0.01 Hz附近的地表和地下背景噪声能量均出现突跳,且1 mHz以下地球自由振荡频段出现大量密集的尖峰信号（或噪声）.针对坑道内空气流动影响，可以把地震仪布置在封闭硐室内部，避免空气流动对地震0.01～0.1Hz频段内观测信号的影响.这些观测和研究结果为后续深地观测研究提供了重要借鉴,也为深地科学和实验室建设提供了重要依据.

此外由于淮南深地实验场尚处于基础建设阶段,观测条件十分简陋,例如缺少温度/湿度控制设备、无观测水泥墩、间歇性断电等,导致地下观测资料质量欠佳,特别是重力数据连续性较差.因此需要指出的是,研究所给出的地下背景噪声仅为初步结果,还不足以准确反映深部地下的观测环境,因此深部地下观测环境的“超静”特点有待随着观测条件的完善会更加突显.尽管国内深井地震观测已经较为成熟,然而深井高精度地震与重力联合观测尚处于空白阶段,特别是国内目前还没有类似的低噪声超静重力观测地下实验室.Rosat 等（2018）对法国LSBB（Labortoire Souterrain à Bas Bruit）深地实验室（500 m）的地下高精度超导重力仪观测结果进行了分析，证明地下超静环境使该台站超导重力仪观测质量超过了目前世界上观测精度最高的一批台站，而超导重力观测背景噪声水平更是优于弹簧重力仪观测高达2个以上数量级.近年来国产重力仪器的研制取得了许多重要的进展,淮南深地实验场的建立将为重力仪仪器标定与比对提供良好观测平台,深地“超静”观测环境也有望对未来利用高精度观测仪器（如超导重力仪）开展地球深部结构构造和微弱重力信号探测起到无法替代的关键作用.

致谢感谢军事科学院国防工程研究院、淮河能源（集团）股份有限公司对本次深部地下观测提供了诸多便利条件,感谢中国地质大学（北京）王赟教授在观测过程中和本文撰写中给予的帮助,也感谢参加了此次现场实验工作的诸多师生.

猜你喜欢 背景噪声频段观测 环境背景噪声对飞机噪声监测结果的影响噪声与振动控制(2022年3期)2022-07-045G高新视频的双频段协同传输中国传媒大学学报(自然科学版)(2021年1期)2021-06-09利用背景噪声研究福建金钟库区地壳介质波速变化地震研究(2021年1期)2021-04-13gPhone重力仪的面波频段响应实测研究地震研究(2021年1期)2021-04-13雷声公司交付首套中频段下一代干扰机航天电子对抗(2019年4期)2019-12-04天文动手做——观测活动(21) 软件模拟观测星空军事文摘(2018年24期)2018-12-26应用背景噪声成像研究祁连山地区地壳S波速度结构地震研究(2017年3期)2017-11-062018年18个值得观测的营销趋势中国化妆品(2017年12期)2017-06-27可观测宇宙太空探索(2016年7期)2016-07-10推挤的5GHz频段CHIP新电脑(2016年3期)2016-03-10 相关热词搜索：重力，观测，初探，