白烨，邱庆良，曹乃文
吉林省煤田地质局 物测队,长春 130033
吉林省内膨润土、硅藻土等非金属矿储量极其丰富，这类矿产物性特征常表现为低电阻、低密度及低速度，同时单层矿体厚度有限。沉积成因的膨润土上下围岩一般是粉、细砂岩或泥岩，围岩与矿体间地电特征差异小，在体积效应的影响下无法对含矿地层界面有效识别，如果利用反射波地震法勘探这类经济价值较低的矿产，成本上也是难以承受的。综合以上因素，现阶段只能利用浅钻控制含矿地层的空间展布，在勘探效率和成本上差强人意。近年来随着火控品管制升级和浅层工程勘探的巨大需求，无需外部震源的天然源面波法在多领域进行了广泛应用[1-4]。例如城市工程勘查上受限于地表施工环境和强电磁干扰背景，常规物探方法无法有效开展工作，那么对于采集装置布设灵活、无需外部发射源和对电磁影响不敏感的天然源面波则可高效施工。或者利用反演地层面波速度，约束电磁法反演多解性也是一种有效的手段。鉴于天然源面波法具有获取地层速度信息的特点，以吉林省长岭县金山屯膨润土矿为例(200 m以浅)，开展了层状非金属矿物探方法应用的相关工作，以期为该类矿产的勘探提供更加准确、可靠及经济的物探手段。
1.1 天然源面波法
地球表面时刻都存在一种微弱震动，这种天然产生的震动以前被认为是背景白噪音，其来源主要有两个方面：一是人类的日常活动；
二是自然现象，包括海浪对海岸的撞击、气压的变化等。这类震动从波的角度可以分解为体波(纵波和横波)与面波(瑞利波和勒夫波)，在实际观测中发现面波能量一般可以占整个震动能量的70%±。1957年Aki[5]提出利用这种天然震动所引起的面波反演地层横波速度结构的初始理论;经过多年发展,广田刚在80年代初提出了“微动勘探法”，相关概念由王振东于1986年引入国内介绍和推广[6]；
北京水电物探研究所刘云帧在此理论基础上做了大量的实际工作[7]。本次天然源面波数据采集及处理相关软硬件设备使用了北京水电物探研究所的WD-1面波采集系统。
利用采集的面波信息反演地层横波速度的理论基础是频散现象[8-9]，其表现为面波速度(群速度)会随着传播距离的增大而逐渐减小，实质上是由于不同频率波的相速度随着传播距离的增加衰减程度不同，面波能量分布一般仅限于垂向两倍波长范围之内，因此利用这点建立了速度与深度之间的对应关系，也就间接反演出不同深度地层横波速度。
1.2 反演方法
由采集的时间域微动数据提取频散曲线主要方法有F-K法和SPAC法，其中SPAC可以扩展为ESPAC法。F-K法是由美国Kapom提出[10]，思路是具有优势能量的频率波，同样会反映在对应的波数上，以此建立两者联系。这种算法优点是可以分离高阶面波，提高反演结果准确性，缺点是要求的测点数量要比SPAC法多，当信号源的方向性较复杂时分辨率会降低。SPAC法是由Aki[5]于1957年提出，优点是需要的测点较少，反演的频率范围广，提取的频散曲线分辨率高，但因为不能剥离高阶信息，所以需要假定采集的信号为基阶面波，这在反演以高阶面波为主要成分的震动时会降低反演准确性。综合两种算法的优缺点及在实际勘探中的效率，SPAC法的应用更多一些[11-12]。
SPAC法中采集数据的拾震器布设方法如图1所示，设定微动信号是时间t和位置矢量的函数，某一时刻的微动信号可看作是平稳随机过程的样本函数，那么中心点A(0,0)与圆周上任一点B(ν，θ)的角频率为ω的面波信号分别为μ1(0,0,ω,t)与μ2(γ,θ,ω，t)，通过两点信息求取空间自相关函数表示为：
(1)
式中：μ为面波信号；
ν为圆周上采集点到中心点的距离；
θ为方位角；
ω为角频率。如果在一个圆周上布设了多个测点，那么需要进一步计算空间自相关函数的平均值，也就是空间自相关系数ρ。
(2)
积分后得：
(3)
1.3 面波的数据采集方式
天然源面波数据采集一般使用10个拾震器，按照多重嵌套三角形台阵形态布设，如图1所示，其设计是综合考虑了反演算法、信号传播特征和采集效率。在反演算法上李娜[13]对比了圆形台阵与其他形状提取的频散曲线，证明了相同覆盖面积时圆形台阵对多向信号接收的有效性；
沈雨忆[14]通过正演方法证明了在同一半径圆周设置3个拾震器效率是最高的。因此以不同边长的三角形形成多重嵌套结构优点有以下几点：①获得宽频数据；
②适应震源传播方向的不确定性；
③采集不同波长信号；
④提高生产效率。
本次数据采集采用嵌套三角形台阵布设两条物探测线，测点间距(圆心间距)40 m，采集装置使用0.5 Hz检波器和80 m边长台阵(图1)。
图1 天然源面波采集台阵及勘查测线布设方法示意图Fig.1 Schematic diagram of natural source surface wave acquisition array and survey line layout
2.1 地质特征
吉林省长岭县膨润土矿构造位置位于松辽盆地西南隆起向中央凹陷过渡带北缘(图2)。勘查区整体被第四系掩盖，区内高差由北侧181.06 m过度到南侧187.51 m，地势平坦，适合大面积采集台阵布设。区域地层由老到新分别为前震旦系、石炭—二叠系、侏罗系、白垩系、古近系、新近系和第四系。2017年在该区布设金1号钻孔(图3)，据钻孔所揭示含矿地层为新近系大安组，其上部岩性为灰绿、黄绿等色泥岩，下部为灰、灰白、灰黄等色砂岩、含砾砂岩和砂砾岩，组成整体上细下粗的正向韵律层。大安组中共发育3层膨润土，分别为：①深度96.55～98.80 m，厚度2.25 m，灰绿色，块状结构，土质细腻，局部见花斑状；
②深度98.80～118.68 m，厚度19.88 m，灰绿色、灰黑色，近水平层理，底部含有粉砂；
③深度127.83～128.88 m，厚度1.05 m，灰黑色，块状构造，地质松软易碎。三层膨润土总厚度23.03 m，埋藏深度范围96.55～127.83 m。该套膨润土成因是异地火成岩经风化剥蚀搬运至该区域进入碱性水体水解蚀变形成，这类成因膨润土矿体横向发育稳定，厚度较大，成分以钙基膨润土为主。
图2 勘查区构造位置图Fig.2 Structural location of exploration area
图3 金1钻孔录井及孔旁测深频散曲线Fig.3 Logging and dispersion curves of Jin 1 and sounding boreholes
表1 勘查区岩石面波速度(Vc)
2.2 地球物理特征
金1井钻孔未进行横波测井，各岩性地球物理特征以孔旁测深结果作为参考(图3)，其中方形离散数据点为反演的各深度面波速度，实线为各深度段反演的横波速度。
该区第四纪地层面波速度(Vc)介于200～380 m/s，下伏粉砂岩层速度较高，Vc约为350～400 m/s，泥岩段则是该区Vc最低值，约为300～320 m/s，膨润土层Vc速度相对较高，约为340～380 m/s，大安组细砂岩速度为360～450 m/s，粗砂岩Vc为该区速度最大，约为430～520 m/s，各岩性面波速度详情见表1。据此可以看出膨润土面波速度与上下围岩的泥岩及细砂岩具有一定差异，这些特征的具备为开展天然源面波勘探膨润土矿提供了理论依据。
3.1 地层界面识别特征
面波法对地层界面划分是根据频散曲线数据点疏密和趋势变化(Z字形转折)，根据以往经验，频散曲线数据点的疏密程度反映地层中岩性粒度，数据点稀疏表示岩性粒度偏大，数据点密集表示粒度较小。如果地层中存在速度突变或软夹层，频散曲线会表现为Z字型翻折，经过与正演数据对比，一般在整个Z字形下部三分之一处划分为界面[15-16]。
通过分析测区241个物理点反演结果，部分测点地层速度变化较明显，反演的横波速度变化相较于面波更为剧烈，如2037号测点在50 m深度上面波的变化及2381测点在100 m深度上面波速度出现跳跃(图4)，这是由地层中存在软夹层引起的高阶面波参与反演。因此在面波法中对地层的划分时需要参考频散曲线以下5点特征：①频散曲线形态特征；
②地层面波速度；
③地层横波速度；
④地层深度、厚度；
⑤标志层横向连续性特征。
图4 24.0测线测点频散曲线对照图Fig.4 Comparison diagrams of 24.0 dispersion curves of measured lines and points
3.2 速度剖面解释
本次完成了北西走向的24.0线(4.8 km)和北东走向的123.2线(4.8 km)两条测线(图5、6)，金1钻孔位于24.0测线2173测点。
24.0测线面波速度(Vc)总体表现为西低东高的分布特征，西侧地层Vc展布平缓，东侧深度100 m±发育有多个高速地层圈闭，东部地层Vc表现复杂是由于中部断裂构造对地层速度结构的影响所致。在垂向上，地层由浅至深Vc由210 m/s增加至440 m/s。在频散曲线特征上来看，西侧地层速度表现为随着深度的增加逐渐增大，总体频散曲线形态呈一致性，剖面东侧地层速度表现相对复杂，其中夹有多层低速层。
金1孔钻遇的膨润土层对应剖面深度70～100 m的一套相对低速地层，随着向东侧延展地层速度逐渐增大，含矿地层厚度逐渐减薄。
深度70～100 m的高速带推测为新近系泰康组底界面，该套地层含有大量砾石,因此速度较大，向东侧地层速度逐渐增加并且频散曲线形态变化较大，在2233～2241号测点附近，200 m±地层速度出现变化，且频散曲线形态与两侧地层差异较大，推测该位置可能发育有断裂构造。
123.2剖面Vc由北向南总体表现为高-低-高-低的趋势(图6)，由浅至深面波速度Vc介于210～410 m/s。该剖面在北部和中部发育有两个高速圈闭层。
123.2测线北部面波速度总体高于南侧，北部深度75～125 m之间的粉砂岩和泥岩互层，面波速度基本为350 m/s±，高于南侧的320 m/s，因此推断南侧地层泥质含量可能略高于北侧。在剖面中与24.0测线交汇处，深度75 m±存在一个高速圈闭，速度约360～380 m/s。在2393～2481号测点75 m±深度同样存在一个高速层，相比较南侧地层速度展布更为平缓，深度由浅至深速度呈线性增加，受后期构造作用较弱。总体来看，剖面中发育有高速圈段整体地层速度较复杂，含膨润土地层连续性较差，某些测点含矿层位不明确。
天然源面波进行矿产或地下地质体勘探需要注意以下几个问题：①目标边界的确定；
②矿体厚度与深度；
③测点周边干扰。
一个台阵采集的天然源面波反演的地层速度是该台阵覆盖面积之下各深度的地层平均速度，本次勘探目标是沉积型膨润土矿，矿体以层状为主，对于横向边界精度要求不高，因此方法选择是适合的，但如果勘探目标是采空区或孤石一类对其横向位置精度要求较高时，台阵面积不宜过大，但随之产生的问题是勘探深度的减小。天然源面波法分辨率随着深度的增加也会逐渐降低，因此勘探目标如果深度较大，需要衡量勘探目标的厚度，较薄矿体可能无法有效识别。天然源面波的信号来源前文已有说明，并认为在采集过程中周边的人为振动也是一种信号源[3]，但在实际采集过程中发现，距离测点较近且振幅较大的震源，如发电机或大风天气下产生的地表震动常常以直达波的形式到达拾震器，因此会严重干扰采集数据的反演结果，降低反演深度，在此建议避免近强源振幅干扰，而不是将其视作有效震源。
(1)天然源面波法在勘探目标与围岩具有一定速度差时能够有效的进行识别，但要重点考虑目标地层的厚度和深度，同时在针对横向精度要求较高的勘探目标时应注意控制台阵大小及测点距，通过本次实验证明在200 m以浅，针对20 m厚矿床该方法的准确性和可靠性。
(2)利用频散曲线对地层速度界面识别需要通过频散曲线的形态变化(Z字形反转)和数据点的疏密，并不是单一利用地层的面波速度对地层界面识别和划分，因此在利用面波速度剖面识别含矿地层应综合参考频散曲线以下5个特征：①频散曲线形态特征；
②地层面波速度；
③反演地层横波速度；
④地层深度及厚度；
⑤标志层横向连续性特征。
