地震背景噪声HVSR方法在安徽明光城市场地响应特征和活断层探测中的应用

倪红玉, 张若晗, 李俊伦, 黄显良, 郑海刚, 洪德全, 缪鹏, 彭刘亚, 鲍子文

1 安徽省地震局, 合肥 230031 2 安徽蒙城地球物理国家野外科学观测研究站, 安徽蒙城 233500 3 哈尔滨工业大学数学学院、地球物理中心, 哈尔滨 150001 4 中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥 230026 5 地下结构探测与震灾风险防范安徽省重点实验室(筹), 合肥 230026

0 引言

城市活动断层的探测目标是准确了解活动断层在城市的空间展布、强震危险性和深部孕震背景,并以此为据采取有效预防措施,减轻潜在地震灾害造成的损失(宋新初等,2014).城市通常位于沉积层区域(秦彤威等,2021a),沉积层的速度结构会影响地震波的传播,当地震波从高速基岩传播到低速沉积层时,会放大振动幅度、增加振动持时以及出现共振等场地效应(王伟君等,2012),从而加剧地震对建筑物的破坏.1989年美国洛马普列塔M6.9地震中约70%的地震破坏是由于场地放大效应(Holzer,1994);1985年墨西哥米却肯M8.1地震,对距离震中400 km的墨西哥(沉积层厚度约2.5 km)造成了严重的破坏,死亡人数高达1万,而对距离墨西哥较近的城镇(建立在火山基岩上),地震仅仅造成了微小的损失(Flores-Estrell et al., 2007);2002年台湾花莲M7.5地震对台北盆地(离震中约110 km)破坏严重,而震中区破坏较轻(王伟君,2012;于彦彦,2016).这些震例充分反映了沉积层的场地放大效应对城市地震破坏程度有很大影响,因此场地响应特征和浅层地壳S波速度结构对城市活断层调查和地震安全性评价尤为重要.

获取场地速度结构常采取钻孔测井或者主动源体波(折射波、反射波)和面波探测等方法,这些方法具有结果准确可靠的优势,但费用昂贵、施工受限,并且探测深度较浅(Shao et al., 2022).传统的参考场地方法(Borcherdt and Gibbs, 1976),则是将基岩地震记录频谱作为参考来获得场地响应,该方法由于依赖于地震,不适用于噪声干扰强的城市和地震活动性弱的地区(王伟君等, 2011).短周期地震仪具有价格低廉、布设灵活便利的优势,近年来得到广泛应用,与之相应的背景噪声面波勘探方法也逐渐成为浅地表精细结构探测研究中的重要手段.按照台阵类型可以分为台阵方法和单台法.台阵方法主要利用噪声波形互相关和空间自相关提取面波频散曲线来反演浅层S波速度结构(Okada, 2003;Picozzi and Albarello, 2007; 李玲利等,2020; 徐佩芬等,2020;Li et al., 2020; 韩晨等,2022;She et al., 2022).HVSR(Horizontal-to-vertical spectral ratio)方法(Nogoshi and Igarashi, 1971)是一种单台法,表示地震波的水平和垂直分量的傅里叶谱之比.典型的 HVSR曲线具有一个明显的峰,其对应的频率称为峰值频率,Nakamura(1989, 2009, 2019)认为该频率对应沉积层的卓越频率,将HVSR方法推广应用于场地评估中.在理想情况下,背景噪声波场被划分为体波(P波、SV波、SH波)和面波信号(Rayleigh波、Love波).但是单台数据无法区分波场的成分和比例,因此无法判断造成HVSR峰值的原因是SH波在松散沉积层的共振还是Rayleigh波的极化或Love 波的Airy震相.欧洲SESAME 项目从基础理论、数值模拟、仪器装备和软件研发等方面系统评估了HVSR方法的可靠性(Bard, 2008).虽然HVSR方法在理论上存在争议,但因其大量成功应用实例,目前达成共识的是:HVSR曲线的峰值频率与沉积层SH波的基阶卓越频率一致或者接近(Bonnefoy-Claudet et al.,2006; Haghshenas et al., 2008;王伟君等,2012;Lunedei and Malischewsky, 2015),且沉积层与基岩的阻抗比越高,HVSR曲线的峰值频率与沉积层SH波的基阶卓越频率相关性越好(Malischewsky et al., 2008).与传统方法相比,HVSR方法仅需单台三分量记录,具有施工方便、处理简单、受场地限制少、不依赖于地震等优点,被大量用于场地评价、浅层结构探测、冰盖内部结构探测以及行星火山地形调查等方面(Arai and Tokimatsu, 2004; Bonnefoy-Claudet et al., 2006; 陈棋福等, 2008; 王伟君等, 2011; Picotti et al., 2017; Yan et al., 2018; Bao et al., 2018; 张若晗等, 2020; 彭菲等, 2020; Torrese et al., 2020;秦彤威等, 2021; 韩晨等, 2022;陈辛平等,2022).在隐伏结构探测方面,王伟君等(2011)计算了跨保定断裂测线的HVSR,将峰值频率转换为土层厚度,通过土层厚度的变化推断出保定断裂的两条分支断裂;Bao等(2018)在垂直唐山断裂带走向布设了由37个间距约1 km的台站组成的测线,基于HVSR方法得到了浅部沉积层结构特征,结果显示第四纪沉积基底的界面深度变化的空间位置与唐山断裂带一致,表明HVSR方法可以对浅层沉积的活断层进行成像;彭菲等(2020)采用HVSR方法获得了三河—平谷地区的沉积层三维起伏特征、反映了隐伏断裂带第四纪以来较为活跃的正断活动;Alfaro-Diaz 和 Chen (2021)基于跨源物理实验二期场地的500个节点的大型台阵,利用HVSR方法反演了浅层S波速度结构,发现了两个显著的波阻抗界面,其中沉积层结构变化的位置与正断层断裂一致;She等(2022)跨云南程海断裂布设了由125个间距约50 m的三分量台站组成的密集线性台阵,利用HVSR方法对程海断裂低速区的界面成像,勾勒出低速区的形状和尺寸.

北北东-北东走向的郯庐断裂带,在中国境内长达2400 km,是中国东部规模最大的断裂带,曾发生1668年郯城M8.5地震,也是中国东部最大的地震活动带,对东部的大地构造演化和地震活动都起着重要的控制作用(徐嘉炜和马国锋,1992;朱光等,2004).郯庐断裂带明光段处于郯庐断裂带中、南段的交界部位,地震活动性、速度结构、电性结构和GPS观测结果均显示,该段可能是断层的闭锁段(Zhao et al., 2016; 徐锡伟等,2017;孟亚锋等,2019;Bem et al., 2020; 范晔等,2022:李腊月等,2020).由于固定台站台间距较大,目前得到的层析成像结果的分辨率基本都在十几至几十公里(孟亚锋等,2019;Bem et al., 2020; Xu et al., 2021; Terhemba et al., 2022),无法揭示郯庐断裂带中、南段尤其是其交接部位的速度结构的精细特征.倪红玉等(2022)在垂直于郯庐断裂带明光段东边界位置部署了一条被动源密集测线,基于频散曲线(Deng et al., 2022)反演获得测线下方浅层地壳的精细S波速度结构,但是未能得到沉积层-基岩分界面的起伏形态,沉积层的厚度、速度结构等场地响应特征.为了获得郯庐断裂带明光段精细的场地响应特征,同时探讨噪声HVSR方法应用于地震小区划和活断层探测的可能性,我们首先利用倪红玉等(2022)密集测线的三分量背景噪声数据计算了剖面的HVSR曲线,获得剖面的峰值频率,然后利用粒子群算法反演了浅层S波速度结构,最后结合周边钻孔、人工浅层地震反射剖面、同一测线上频散曲线反演的S波速度等对其可靠性进行了验证,进一步分析沉积格局和隐伏断裂特征,探讨地质成因.

1 地质构造背景

明光市位于安徽省东北部边缘.郯庐断裂带纵贯市境,由4条主干断裂组成:东侧的嘉山—庐江断裂(F1)、池河—太湖断裂(F2)和西侧的朱顶—石门山断裂(F3)、五河—合肥断裂(F4)(图1),表现为“两堑夹一隆”的构造格局(安徽省地质矿产局,1987).郯庐断裂带在印支期形成后发生了中生代的大规模左行平移,白垩-古近纪强烈的伸展运动以及第四纪以来的新构造活动等复杂的演化过程(朱光等,2004;Zhao et al., 2016).在白垩-古近纪伸展活动中,在郯庐断裂带明光段内部发育了陆相地堑式盆地,即嘉山盆地.嘉山盆地整体呈南北向展布,东接苏鲁造山带、苏北盆地,西接华北板块的蚌埠隆起,南接合肥盆地东北隅(刘备等,2015).

图1 研究区1∶25万地质构造、主被动源测线和钻孔分布图 右图为黑色方框的放大图.蓝框表示钻孔,红线为被动源测线,黑线为人工反射剖面,砖红色实线表示断裂.Fig.1 Geological structure map in the scale of 1∶250000 and the distribution of drilling well the passive-source linear array and the shallow active seismic profiling in the study area The black rectangular is enlarged in the right map. Drilling well are denoted by blue rectangle, The passive seismic line is denoted by the red line, the artificial seismic reflection line is represented by the black line, and the faults are represented by the brick red lines.

明光地区地势北高南低:北部平原、中部丘陵、南部低山;地层分属两个地层大区,西北部为华北地层大区,东南部为华南地层大区.区内岩性复杂,同时在低洼的盆地地区接受大量的第四纪沉积.第四系覆盖全新统和晚更新统地层.其中全新统为灰黄亚砂土与黏土互层,局部直接与基岩接触,主要分布于沿淮河及河谷地带;晚更新统上部为灰黄色黏土,下部为含砾黏土,主要分布于中部及波状平原区(图1).本研究布设的短周期线性密集地震测线位于嘉山盆地东侧,长度约8 km,垂直于嘉山—庐江断裂(F1)和池河—太湖断裂(F2)(图1).其中嘉山—庐江断裂(F1)为郯庐带东支断裂,断裂线性特征明显,断层泥测年结果显示为早中更新世断裂(汤有标等,1988;方良好等,2020).池河—太湖断裂(F2),发育于上白垩统地层中,构造地貌和航磁线状异常特征明显,在明光段浅部为拉张断层、倾向NW,可能为活动断裂(张交东等,2010;倪红玉等,2022).测线周边地势较为平缓,钻孔揭露整体测线均被第四系全覆盖,厚度较薄.基于频散曲线反演的浅层S波速度显示测线下方在横向上高低速相间分布,在测线上识别出多个断层(倪红玉等,2022),这些使得场地作用更加复杂和多样化.

2 数据采集和处理方法

2.1 数据采集

研究组于2020年11月部署了一条流动地震测线,该测线由133个台间距约为60 m的SmartSolo三分量短周期地震计组成,测线长度约8 km,跨郯庐断裂带明光段东边界的嘉山—庐江(F1)和池河—太湖两条断裂(F2),台站编号从西边3号逐渐增大到东边135号,单台观测时长平均约28天.人工浅层S波反射勘探(图1中黑线所示)与被动源探测(图1中红线所示)同期开展,沿着道路布设,炮点间距为5 m、道间距1 m,剖面长度约8.1 km(倪红玉等,2022;王明,2022).

2.2 HVSR计算方法

由于噪声波场的复杂性,HVSR发展出了不同的建模理论.目前,主要有DSS(Distributed Surface Sources)(Lunedei and Albarello,2010;Farrugia et al., 2016)和 DFA(Diffuse Field Approach)(Sánchez-Sesma et al., 2011)两种.DFA模型假设噪声波场是扩散场,遵循能量均分原理.当震源和检波器位于同一位置时,功率谱和格林函数的虚部存在比例关系(Sánchez-Sesma et al.,2011).DFA 模型与基于噪声的干涉成像假设一致(Wapenaar, 2004),因此获得了更广泛的采用(Lontsi et al., 2016; Pia-Flores et al., 2017; Perton et al., 2018; Sánchez-Sesma,2017).本文采用DFA模型来解释HVSR曲线,具体公式如下(Sánchez-Sesma et al,2011):

(1)

式(1)中Im[Gii(x,x;ω)]为x点的源和接收器在频率为ω,分量为i的位移格林函数的虚部.在计算中,G11表示背景噪声记录的南北分量,G22表示东西分量,G33表示垂直分量.对于给定频率,格林函数的虚部可以表示为(García-Jerez et al.,2016)

(2)

(3)

(4)

其中G、H、JL、K、L、M、N、R、S的定义见Harkrider(1964),m是第m模的Rayleigh波椭圆率,ARm和ALm分别对应于第m模的Rayleigh波和Love波介质响应(Harkrider,1964).

由于背景噪声波场很难满足DFA假设的地震波场能量均分的条件,在计算HVSR之前一些信号处理方法往往被用来提高波场的均分性,如谱白化(Spica et al., 2015; Perton et al., 2018).单台背景噪声数据的HVSR具体处理过程如下:对三分量波形进行去均值、去趋势和去倾斜等预处理,每120 s一个时窗,计算每个时窗的HVSR:

(5)

式(5)中NS、EW和V分别表示地震记录南北、东西和垂直分量的功率谱密度,并使用Konno和Ohmachi方法进行平滑处理(Konno and Ohmachi, 1998),功率谱密度计算频率范围为0.2～15 Hz.对于明显异常的谱比曲线采用手动删除的办法去除.最后对所有时窗求平均得到最终的HVSR曲线和对应的标准差.

本研究数据采集时间长达一个月,我们比较了不同时长的HVSR曲线(图2a),以30号台站为例,即将窗长从1 h增加到24 h,间隔1 h,计算出24组HVSR曲线.无论窗口的长度如何,HVSR曲线的共振频率和幅度都保持稳定.我们以30号台站2020年12月3日数据为例,将一整天分为12组,窗口长度为2 h,比较了白天和晚上不同时段对HVSR曲线的影响(图2b),结果表明峰值频率的变化非常小,幅度在峰值频率附近存在轻微的变化.因此,本研究未采用其他信号处理方法,而是选取北京时间晚上2∶00—4∶00的稳定背景噪声记录.该时段的噪声人为活动干扰较少,2 h时长的计算结果稳定、速度也更快.短时窗也为大范围的数据采集提供了可能,将有助于方法的推广应用.

图2 (a)地震背景噪声的窗长对30号台站的 HVSR曲线的影响,叠加窗长从 1 h增加到 24 h,增量为 1 h; (b) 30号台站在2020年12月3日全天的不同时段(UTC时间)的HVSR曲线,叠加窗长均为2 hFig.2 (a) The effects of time length of the seismic ambient noise on the HVSR curve of station 30. The time length gradually increases from 1 hour to 24 hours with an interval of 1 hour; (b) The HVSR curves at different time periods in each day with the 2-hour time window on the UTC time on December 3, 2020 of station 30

2.3 HVSR曲线反演 S波速度

HVSR曲线的峰值频率近似为沉积层的共振频率,但并不能由HVSR曲线直接获得地层的界面和速度信息.在研究区为简单的单层结构时,沉积层厚度h与基阶共振地震波的1/4波长λ相当(Arai and Tokimatsu, 2004):

(6)

(7)

其中a、b为常数.

然而,明光测线场地包含多层结构和活断层,钻孔资料较少且仅钻遇基岩风化层,式(6)、(7)均不再适用.另外换算关系仅利用了峰值频率这个单一信息,只能得到地层厚度,不能得到地层的速度.HVSR是地下结构在地震频谱的映射,可以用来反演介质的层状S波速度结构(Sánchez-Sesma et al.,2011),并且相对面波频散,HVSR对S波速度的敏感深度更浅(秦彤威等,2021),因此本文通过HVSR曲线反演浅层S波速度结构.相对于密度和P波速度,HVSR曲线对S波速度和地层厚度更为敏感(Arai and Tokimatsu,2004),因此本文反演时密度取固定值,P波速度取VP=2VS,只反演2个参数:S波速度和层厚(张若晗,2019).目标函数设置为

(8)

式(8)中N表示曲线的采样点数,HVSRobs为实测HVSR曲线,HVSRcal为由反演的速度模型由式(1)正演计算的HVSR曲线.E为归一化误差平方和的均方根,表示计算曲线与实测曲线之间的差异.

被用于HVSR反演S波速度结构的算法较多,例如模拟退火方法或基因算法(Parolai et al., 2005; García-Jerez et al., 2016; Farrugia et al., 2016)、遗传模拟退火混合反演算法(荣棉水等,2023)、粒子群算法(PSO)(Shi and Eberhart, 1998)、最小二乘方法(Arai and Tokimatsu, 2004)以及贝叶斯方法(Cipta et al., 2018;Alfaro-Diaz and Chen, 2021).其中PSO(Particle Swarm Optimization)算法是一种全局优化算法,具有可调参数少、收敛速度快和适宜并行等优点(Kennedy and Eberhart,1995;李丽和牛奔,2009;彭刘亚和任川,2018).

根据本文的反演目标,PSO算法定义一个D维搜索空间,D为地层层数,N个粒子在该D维空间中搜索寻优.粒子的状态由位置和速度表示,位置表示S波速度和地层厚度,速度表示迭代步长.在第i次迭代时,粒子n的状态为

粒子迭代方向由粒子的个体最优解和全局最优解决定,其中:

其中1≤d≤D,1≤n≤N,g表示粒子群(group).

则粒子在第i+1次迭代的状态为

(10)

式(9)中c1、c2为学习因子,r1、r2在0～1随机分布.

Shi 和 Eberhart(1998)提出标准PSO算法,在式(9)中增加惯性因子ω,来协调局部与全局的寻优能力,即

(11)

并且认为将起始惯性因子ωs取0.9,通过线性方式递减到最后惯性因子ωe=0.4时寻优性能较好.

本文基于HVSR曲线采用标准PSO算法反演S波速度结构,迭代次数为30,种群规模N为5,起始惯性因子ωs=0.9,最后惯性因子ωe=0.4,学习因子c1=c2=2.PSO方法不设置初始模型,而是直接给定搜索空间.本文反演的频率范围为0.2～15 Hz,采用PSO算法独立进行10次反演,每次反演迭代30次后由式(8)计算的残差较为稳定,选取其中残差最小的模型作为最终的S波速度结构.

3 结果分析

3.1 剖面HVSR结果

本研究测线中133个台站的HVSR曲线均显示出明显的峰值,除少量的单峰外,大多显示出双峰以及多峰(图3).HVSR曲线的形状和台站下方的速度界面有关:单峰表明速度界面横向较稳定,但垂直向速度变化较大;宽峰对应倾斜的速度界面;双峰或多峰HVSR曲线可能对应不同深度的两个或多个速度界面(Bonnefoy-Claudet et al.,2006;Bard, 2008).且峰值频率和速度界面的深度相关,频率越低,界面越深;峰值幅度与界面的速度差异程度相关,幅值越大,速度差异程度越大(Moisidi et al., 2015).

图3 台站33(a)、68(b)和131(c)的HVSR曲线(黑色实线)和标准差(黑色虚线) 彩色实线表示每个120 s时窗的HVSR曲线.Fig.3 The HVSR curves (black solid line) and standard deviations (black dotted line) of station 33 (a), 68 (b) and 131 (c) The solid-colored lines indicate the HVSR curves of each time window.

我们按照与测线西端第一个台站的距离将133个台站的HVSR曲线排列形成剖面图(图4).为了突出小于1的振幅,我们调整了色标的变化范围.从中可以看出测线整体上呈现出复杂的双峰甚至多峰的特征.曲线的每个峰值均对应一个速度变化界面.图4中黑色实线对应的HVSR曲线幅值最高,意味着最大的放大效应,在抗震设防时,应主要考虑其对应的共振频率.在测线西端距离3200 m以内共振频率从2 Hz降低到0.4 Hz,在0.4 Hz稳定后突升到6 Hz,形成一个埋藏较深的凹陷形态.在沿测线4000 m以东共振频率由6 Hz逐渐降低至6000 m左右的3 Hz,继而往东随即升高至6600 m的14 Hz,形成一个埋藏较浅的小型凹陷.6600 m往东共振频率由6 Hz降低3 Hz,在测线的东边界突升至14 Hz.此外,在3000 m以西存在8～12 Hz的峰值频率,其在2000 m西侧峰值不连续,且幅值比黑色实线小,指示浅地表速度差异较小的界面.蓝色区域的HVSR幅值小于1,表明该区域存在速度反转(Castellaro and Mulargia, 2009),即存在高速或低速夹层.在2400 m以东存在0.2～0.3 Hz的峰值频率,指示较深处的速度界面.

图4 按照测线距离排列的测线下方每个台站的HVSR幅值剖面图 上方的倒三角表示地震台站,其编号(三角形上方数字表示)自西边3号增加到东边135号,黑线表示最大幅值.Fig.4 The amplitude HVSR profile of each site with the arrangement in order of distance The inverse triangles in the upper indicate the seismic stations, the numbers (represented by the number in the top of the triangles) increase from west to east from 3 to 135, black lines represent maximum amplitudes of HVSR.

3.2 HVSR曲线反演的S波速度结构

3.2.1 反演结果

基于观测的HVSR曲线,采用PSO算法多次拟合式(8),得到每个台站最终的S波速度.进而利用该速度模型由式(1)正演计算出理论的HVSR曲线,自西向东绘制振幅归一化的理论HVSR剖面图(图5),将大于0.6的部分填充为蓝线,并与振幅归一化的观测值(大于0.6的部分填充为红线)进行对比.总体上两者较为吻合,表明反演的S波速度结构能够很好地拟合观测HVSR曲线.

图5 观测(红色)和计算的(蓝色的)HVSR振幅归一化剖面对比图Fig.5 The comparison curves of observed (red lines) and synthetic (blue lines) amplitude-normalized HVSR profile of each site

3.2.2 与钻孔对比结果

在测线附近收集到4个工程标准钻孔ZK04、ZK15、ZK27、ZK42(图1中蓝色方框表示),分别对应地震台站4、33、66和89,其中ZK04和ZK15钻遇古近系砂质泥岩,ZK27和ZK42钻遇新近系玄武岩.为了验证反演结果与实际地质结构的一致性,我们将HVSR反演的S波速度结构(500 m以浅)与钻孔柱状图进行对比(图6).

图6 HVSR曲线、反演的S波速度和相应的钻孔柱状图(a) 台站4和钻孔ZK04; (b) 台站33和钻孔ZK15; (c) 台站66和钻孔ZK27; (d) 台站89和钻孔ZK42. 第一列为计算的HVSR曲线(红色实线)和观测的HVSR曲线(黑色实线表示观测值,虚线表示对应的标准差);第二列和第三列分别为反演的500 m深度和钻 孔深度内的S波速度结构;第四列为相应的钻孔柱状图.Fig.6 The HVSR curves, S-wave velocity structure from inversions and corresponding borehole histograms (a) station 4 and borehole ZK04; (b) station 33 and borehole ZK15; (c) station 66 and borehole ZK27; (d) station 89 and borehole ZK42 The first column is the comparison of synthetic HVSR curves (solid red lines) and the observed HVSR curves (black solid lined represent the observed value, the dotted lines represent corresponding standard deviation); the second and third column are the inverted S-wave velocity structure down to the depth of 500 m and borehole respectively; The fourth column is the corresponding borehole histograms.

图6中4个台站反演得到的第一个峰f1对应的速度界面和钻孔揭露的土石分界面相吻合.台站4有3个峰,第一个峰f1为土石界面,但其幅值较低,意味着土层和其下岩层的波阻抗差异较小;第二个峰f2的幅值最高,推测对应的界面为风化岩石和未风化岩石的界面;第三个峰f3的幅值较低,可能对应于深层基岩中的速度界面.台站33的反演结果揭示了存在高速夹层,钻孔揭示该高速层为黏土层,该台站位于断裂附近,下方的岩石被断层破碎,波速降低且速度低于上方的黏土层;第二个峰f2的幅值高,对应于破碎带和完整基岩的界面,且界面上下波速差异较大.台站66和89的HVSR曲线形状相似,其反演结果也接近.第一个峰f1指示的界面为土层和风化玄武岩的界面,这个峰的幅值高,意味着土层和玄武岩的波速差异较大,玄武岩即使遭受风化,相比于砂质泥岩,其仍然保持了较高的速度.玄武岩在反演结果中体现为高速夹层,玄武岩下方波速降低,然后再逐步升高.推测为玄武岩喷出岩覆盖在原有岩石之上.根据区域地质资料,该地区玄武岩为新近系上新统,下伏古近系砂质泥岩.在低频段,台站66和89存在两个幅值随频率降低而递增的峰f2、f3,推测f2为未风化砂质泥岩-砂质泥岩分界面,f3为深部岩石界面.

3.2.3 场地评价

HVSR方法可以得到近似的场地响应中的共振频率.从测线的HVSR剖面结果和反演结果可以看出浅部的一些速度间断面并非引起HVSR峰值频率的主要界面,图4中黑色实线对应的界面才是导致较大场地放大作用的界面,其峰值频率变化较大,为0.4～14 Hz.西侧较深的凹陷底界的峰值频率最低,为0.4 Hz左右,且其幅值最大,为10左右,因此应密切关注西侧凹陷底界地区对强地面震动的场地放大效应,在城市规划中应规避横穿西侧凹陷区的大跨结构或埋置管道.

近地表30 m以内的平均剪切波速度VS30,常用于判断场地分类(Borcherdt and Gibbs, 1976;秦彤威等,2021),按照《建筑抗震设计规范》(GB5011-2011)规定,当250 m·s-1≤VS30≤500 m·s-1时场地属于II类中硬土.根据收集的测线附近的4个工程钻孔的层厚和层内剪切波速计算VS30,显示259 m·s-1

4 分析与讨论

4.1 与浅层地震反射剖面、频散曲线反演的S波速度对比

测线附近的钻孔仅零星分布,为了验证整条测线反演的可靠性,我们将HVSR反演的S波速度结构与王明(2022)利用横波激发的浅层地震反射剖面结果及倪红玉等(2022)用频散曲线反演的S波速度进行对比(图7).测线高程为13～46 m,整体呈现凹陷-隆起-凹陷相间分布的构造形态(图7a),1∶25万地质图揭露测线被第四系全更新统和上更新统覆盖(图7b),钻孔揭示基岩风化强烈,埋深较浅,为新近系玄武岩或者古近系砂质泥岩(王明,2022).由于浅层地震勘探沿着道路开展,有所弯折,与线性布设的被动源测线并未完全重合,我们将浅层地震勘探测点投影到被动源线性测线上.图7c为投影后的横波激发的浅层地震反射叠加时间剖面,纵坐标为双程走时.从中可识别绿色实线所示的强反射界面,埋深约为7～60 m,解释为第四系和新近系的底界面.在其之下存在一个能量相对较弱的界面,可能为古近系内部地层的反射界面.推测出2条断裂(F1和F2)和3个断点(DF1、DF2和DF3).图7d为投影后的浅层地震反射剖面由均方根速度换算的S波层速度.

由于本文更加关注土石分界面和主要速度界面等浅层界面,同时便于HVSR反演的S波速度与浅层地震剖面、频散反演速度等对比,图7中展示了HVSR曲线反演的50 m(7e)、500 m(7f)以浅的S波速度结构. 图7e中清晰地刻画了土石界面,图7f可以突出更深部的界面.在测线西段的凹陷区域,HVSR反演的S波速度剖面显示存在高速夹层,凹陷区呈现低速-高速-低速-高速的速度变化.根据台站33反演结果和钻孔的对比,我们认为顶部紫色的低速层和淡蓝色的高速层分别对应杂填土-黏土,底部深蓝色的低速层和黄绿色的高速层分别对应于破碎的砂质泥岩和未风化砂质泥岩.低速凹陷处的砂质泥岩经过断层的破坏,岩石强度显著降低,这与地质调查中该区地表断裂带发育大量的断层泥和碎裂岩块的观点一致(刘备等,2015).其上覆黏土胶结性较高,因而在反演图中体现为浅部高速黏土层,下部断层破碎带为低速.HVSR揭示的凹陷区域与高程剖面较为一致(图7a),与构造地质图显示的地层变化区域(图7b)较为吻合.在距离约3200 m东侧的土石分界面具有较好的连贯性,且与主动源剖面揭示的界面高度一致.值得注意的是HVSR反演的S波速度在距离3300～4000 m和4500～6700 m区域出现了明显的速度反转,在10～40 m深度出现高速夹层,这与图4中HVSR幅值小于1的蓝色区域一致,也与浅层地震得到的S波层速度中淡蓝色高速夹层的区域一致(图7d),时深转换对应的深度也基本一致,但是相对S波层速度,HVSR反演的波速绝对值存在差异.根据钻孔资料该高速层为玄武岩盖层,其下伏低速区为砂质泥岩沉积层,二者为不整合接触.距离4000～4500 m为断裂带的破碎砂质泥岩.距离6700 m以东存在速度反转和速度递增的错落分布,可能是受区域断层断点DF1和DF3的影响.根据上述分析,勾勒出2个主要界面,图7e中黑色曲线所示的土石界面和图7f中黑色曲线所示的风化基岩和致密基岩分界面.其中,土石界面的深度从凹陷西边界的6 m增加到底界的25 m,在25 m稳定后突升到凹陷东界的5 m,在3200 m以东土石界面的深度在3～18 m波动变化,整体呈现小型凹陷-隆起相间分布的形态.HVSR揭示的土石界面分布在方位、形态和趋势上与地震反射剖面结果一致.HVSR曲线反演的S波速度还刻画了风化基岩-未风化基岩的分界面,这在地震反射剖面上由于探测深度所限未能揭示.

图7g、7h分别为利用拓距相移法提取的基阶相速度频散曲线反演的50 m和500 m以浅的S波速度结构(倪红玉等,2022),该方法提取的每个台站的频散曲线是一定孔径内的子台阵的叠加平均,反演S波速度时采用了插值平滑处理,而HVSR方法是单点反演.从图7g可以看出频散曲线反演的S波速度在50 m以浅的约束较差,未能揭示土石分界面,而HVSR方法在浅层分辨率更高,对界面约束更强.图7h显示利用HVSR和频散曲线反演的S波速度在200 m以浅的变化趋势较为一致,但在200 m以深存在一定差异,这是由于两种方法对S波速度的深度敏感核不同造成的.

4.2 沉积格局和隐伏断裂

目前普遍缺乏对城市系统的沉积格局调查,对隐伏断裂的空间展布和活动性研判仍不准确.利用背景噪声开展浅层结构探测成本低廉,不受施工条件限制,其中HVSR方法对分析浅层沉积的界面和速度较为有效,对断层引起沉积界面的错动分析有利于推测其活动性(王伟君等,2011).本文尝试利用单台背景噪声的HVSR方法开展城市沉积、基岩界面分布和隐伏断裂探测工作.

研究测线下方的地质构造复杂,虽然长度仅为8 km,但呈现出凹陷-隆起-凹陷相间分布的构造形态,与复杂的地质构造一致.测线的HVSR剖面显示复杂的双峰、多峰,也为分析地层结构增加了困难.为了增加研判的可靠性,我们将HVSR反演的S波速度与钻孔资料、横波激发的浅层地震反射剖面结果进行比较,结果显示由HVSR反演的S波速度结构揭示的土石界面与相应钻孔较为一致,整条测线的土石界面分布在方位、形态和趋势上与浅层地震反射剖面高度一致,并且还刻画了地震反射剖面未能揭示的基岩顶界面.

测线横跨郯庐断裂带的两条分支断裂F1、F2,主动源结果除揭示这2条断裂外,还揭示了3个断点.断层对测线的地质构造起着控制作用,与沉积起伏、隐伏凹陷和隆起的空间展布密切相关.HVSR假设介质为水平层状模型,当速度界面发生倾斜时,峰值较宽或者没有峰值,这时反演的速度结构可能存在较大的偏差(Guillier et al., 2006).断裂F2对两侧岩石造成了较大的破坏,断裂F2位于凹陷的东边界,地下界面倾斜幅度大,其HVSR峰值较差.凹陷底界的HVSR曲线中最强放大效应的峰值频率为0.4 Hz左右,从底界往东该峰值逐渐变宽,分裂成多个峰值.断点DF1和DF3附近的HVSR峰值变差,反演的土石界面不连续,形成了幅度较小的断距.而F1两侧的峰值频率存在由10 Hz降低至5 Hz,后又升高到10 Hz的明显变化,相应的土石界面由8 m升高到18 m,后又降低到8 m,但未有错断,表明其对周围岩石破坏较小,揭示F1的活动性弱于F2.综合本文结果和钻孔、浅层地震反射剖面、频散反演的速度结构、地质资料等研究成果认为,嘉山—庐江断裂F1未错断第四系地层;池河—太湖断裂F2错断第四系地层,为倾向NW的正断层,可能为活动断裂.值得注意的是,对地质构造复杂地区,单独使用HVSR方法判断地层、断裂的准确位置和活动性存在一定的不确定性,可以借助地质构造、钻孔和地震反射剖面等先验信息联合判断.

4.3 揭示的地质构造

为了更好地解释反演揭示的地层分界,隐伏断裂对沉积起伏、地质构造的控制作用,以及喷发的玄武岩和下伏基岩分布,我们利用HVSR曲线反演的200 m深度内的S波速度剖面(图8a),绘制地质构造示意图(图8b).测线的土层覆盖较浅,为3～25 m,在西侧凹陷表层黏土下方还有一层胶结性较高的高速黏土,其波速高于下方的破碎带,由于比例关系,图8中未区分两个土层,仅给出了土层分界面.白垩-古近纪,郯庐带发生强烈的伸展活动,在明光段内部发育了嘉山盆地,第四纪以来为新构造活动期,以活断层的形式控制第四系的沉积(朱光等,2004).嘉山盆地东界的断裂F2的活动性较强,为第四纪以来的活动断裂,其对岩石破坏强度较大,降低了岩石强度,因而速度低于上覆胶结性高的黏土,这与地质调查中嘉山盆地附近的活断层呈现出破碎性形态,在地表断裂带发育大量的断层泥和碎裂岩块的观点一致(刘备等,2015).断裂F2错动土石界面,但是断距不大,约为20 m,表明郯庐断裂带嘉山盆地附近的活断层继承了白垩-古近纪伸展活动中的地貌,第四纪活动强度不大,垂直运动分量有限,并没有破坏早期的地貌格局.断裂F1为郯庐带的东边界,本文反演的S波速度结构和浅层地震揭示的S波层速度显示其下方10～40 m深度可能存在较大区域的高速夹层.

郯庐断裂带新生代强烈的玄武岩喷发活动在其演化过程中起着重要的作用(牛漫兰等,2005;朱光等,2016).牛漫兰等(2005)根据对新生代玄武岩及其幔源包体的地球化学研究认为,郯庐断裂带明光段新生代火山活动分为三个时期:第一时期为古近纪的拉斑质玄武岩,源区在上地幔上部;第二时期为中新世的碱性橄榄玄武岩,K-Ar年龄为19.04 Ma,源区在上地幔中部;第三时期更新世的强碱性玄武岩,源区在上地幔下部.随着时代更新,郯庐断裂带明光段的岩浆源区逐渐加深,减小了部分熔融程度,造成喷发玄武岩的碱性程度逐渐加大.郯庐断裂带全面切割上地幔,为岩浆入侵和玄武岩喷发的通道,上涌的热物质与周边物质发生冷却焊接作用,速度相对周边物质更高(牛漫兰等,2005;古宁,2021).在测线北侧的女山古火山,在更新世玄武岩中发现了石榴石二辉橄榄岩包体 (Xu et al., 2000).刘保金等(2015)跨郯庐断裂带宿迁段开展了浅层地震勘探,利用初至波走时成像得到的P波速度剖面显示F1断裂下方在浅地表存在明显的高速异常.Gu等(2022)通过背景噪声成像获得了郯庐断裂带宿迁—明光段8 km以浅的三维S波速度结构,从北到南的剖面结果揭示F1断裂下方存在显著的高速异常体,并且推测该高速异常体是由喷发的玄武岩与周边物质冷却焊接造成的.钻孔资料(ZK42)揭示高速夹层对应风化的玄武岩.根据本文利用HVSR反演的S波速度结构,结合区域地质(牛漫兰等,2005)、钻孔资料、测线北侧的主被动源速度剖面结果(刘保金等,2015;Gu et al.,2022)和浅层地震反射剖面揭示的S波层速度(王明,2022),我们推测F1断裂为软流圈物质上涌提供通道,玄武岩喷发冷却后形成高速夹层,速度高于下伏砂质泥岩,在土层和喷发的玄武岩之间形成强阻抗比界面,其阻抗比高于下伏风化砂质泥岩与未风化砂质泥岩界面,且由于冷却后产生的焊接作用使得F1的活跃性低于F2.

4.4 HVSR方法讨论

噪声HVSR方法是目前应用较多的获取场地卓越频率和放大系数的方法,其基本假设是垂直入射的SH波占据噪声的主导成分.噪声中包括体波、面波和各种散射波,其成分和比例较为复杂,取决于频带范围和场地条件.使得HVSR方法缺乏严格的理论基础,尚有较大的争议.一种解决方案是通过建立考虑不同成分的贡献的背景噪声源模型来模拟HVSR曲线;另一种解决方案是从噪声波形中提取Rayleigh波,HVSR退化为Rayleigh波椭圆率(Lunedei and Malischewsky, 2015;秦彤威等,2021).张若晗等(2020)分析了Rayleigh波各阶椭圆率和面波的HVSR,结果表明面波HVSR的曲线形状和峰值频率主要受基阶椭圆率控制,而幅值受Love波影响较大.因此可以将HVSR的峰值频率近似为场地共振频率,但是需要谨慎考虑将HVSR的幅值近似为放大系数.

本文使用HVSR曲线反演S波速度结构时,采取了固定的密度及VP/VS比值,而浅层部松散沉积层的VP/VS波速比可能为2～5(王伟君等,2011).我们测试了当其他参数不变时,密度和VP/VS变化对反演结果的影响.以66号台站为例,土层密度分别设为:1600、1700、1800、1900 kg·m-3,对应岩石密度分别为2000、2100、2200、2300 kg·m-3,图9a为不同的密度的反演结果;将土层的VP/VS分别为2、3、4、5,岩石VP/VS固定为2,图9b为不同波速比的反演结果,可以看出不同的密度造成反演结果的差异很小,尤其是浅部的层厚和S波速度几乎一致;而土层的波速比对反演的土层厚度存在一定影响,当土层的波速比减小,例如VP/VS=2时,反演得到的土层厚度偏小.

在水平层状均匀介质的假设下,HVSR对横波速度结构和界面深度较为敏感.但是其定义为水平和垂直方向振幅的比值,会受到介质缩放效应的影响.因此HVSR反演得到的速度结构是速度和层厚的平衡结果,其速度绝对值并不准确,反演算法存在固有的非唯一性问题(Pia-Flores et al., 2017; 秦彤威等,2021).许多研究者采用HVSR曲线和频散曲线联合反演的办法,来降低非唯一性(例如 Arai and Tokimatsu 2005;Parolai et al., 2005;Pia-Flores et al., 2017;Lontsi et al., 2016;Spica et al., 2018; García-Jerez et al., 2016; Perton et al., 2020).倪红玉等(2022)根据同一测线的噪声数据,采用拓距相移法提取了频散曲线,然而由于台间距约为60 m,频散曲线的高频大部分在7 Hz以内,对浅层50 m以内的速度约束相对较差(图7g).本研究更加关注土石分界面和基岩界面等浅层界面,并且为了验证HVSR单一方法的有效性,因此未采用与频散曲线联合反演的策略.

HVSR曲线和频散曲线反演的S波速度结构存在一定差异(图7),为了定量分析和交叉验证不同反演方法的成像结果,本研究使用HVSR反演出来的S波速度模型正演计算理论的面波频散曲线,并与实测频散曲线(倪红玉等,2022)、由实测频散曲线反演的S波速度结构正演计算的频散曲线进行对比分析(图10).图10a为钻孔对应4个台站的三种频散曲线对比,可以看出除33号台站外,频散曲线反演的S波速度结构正演的理论频散曲线(绿色虚线表示)与实测频散曲线(黑色实线表示)在提取频段内较为一致,而由HVSR反演的S波速度模型正演的理论频散曲线(红色虚点线表示)与其他两种频散曲线均存在一定差异.图10b为整条测线三种频散曲线两两之间的差值,用色标表示,由频散曲线反演的S波速度结构正演的理论频散曲线与实测频散曲线的差异较小.由HVSR反演的S波速度模型正演的理论频散曲线与实测频散曲线的差异,和其与频散曲线反演的S波速度结构正演的理论频散曲线的差异,总体上非常一致.在测线距离800 m西侧和3000 m东侧,由HVSR反演的S波速度模型正演的理论频散整体偏低,而在800～2000 m(西侧凹陷区域)整体偏高,且1 Hz以下低频对应的速度整体偏高.

图10 (a) 单个台站三种频散曲线对比; (b) 测线上三种频散曲线之间的差值随距离的变化(a) 中绿色虚线表示频散曲线反演的S波速度结构正演的理论频散曲线,红色虚点线表示HVSR反演的S波速度模型正演的理论频散曲线,黑色实线表示观测频散曲线; (b) 上、中、下图分别表示频散曲线反演的S波速度结构正演的理论频散曲线与观测频散曲线的差值,HVSR反演的S波速度模型正演的理论频散曲线与观测频散曲线的差值,HVSR反演的S波速度模型正演的理论频散曲线与频散曲线反演的S波 速度结构正演的理论频散曲线之间的差异.Fig.10 (a) Comparisons of three dispersion curves of a single station; (b) The differences of three dispersion curves varied with the distances of the seismic lineIn (a), the green dashed lines represent the theoretical dispersion curves calculated with the S-wave velocity structureinverted by the dispersion curves, the red dotted lines represent the theoretical dispersion curves calculated with the S-wave velocity model inverted by HVSR curves, the black solid lines represent the observed dispersion curves; In (b), the upper figure represents the difference between the theoretical dispersion curves calculated with the S-wave velocity structure inverted by the dispersion curves and the observed dispersion curves, the middle figure represents the difference between the theoretical dispersion curves calculated with the S-wave velocity structure inverted by HVSR curves and the observed dispersion curves, and the lower figure represents the difference between the theoretical dispersion curves calculated with the S-wave velocity structure inverted by HVSR curves and the theoretical dispersion curves calculated with the S-wave velocity structure inverted by the dispersion curves.

通过上述对比表明利用HVSR反演的S波速度模型,可能高估了1 Hz以下低频的波速.根据实测频散结果,1 Hz的平均相速度约1 km·s-1,对应的深度约为300 m.为确保分析的可靠性,本文仅分析了200 m以浅的速度界面、沉积格局等,并未分析更深处可能存在的速度界面.在200 m以浅,除在西侧凹陷区域外,测线其他范围反演的速度结构可能偏低.尽管本文利用HVSR曲线反演的200 m以浅的S波速度绝对值可能不准确,存在一定的系统偏差,但并不影响对S波速度结构变化趋势的分析,因此本文对测线揭示的沉积格局、断层分布是可靠的.

5 结论

我们跨郯庐断裂带东边界的嘉山—庐江断裂和池河—太湖断裂部署了一条长度约8 km的密集测线,本文截取其中2个小时的稳定三分量背景噪声记录,计算HVSR曲线,获得了剖面的峰值频率,进而反演了浅层S波速度结构,并与地质构造、钻孔、浅层地震反射剖面结果和频散曲线反演的S波速度等进行比较.得到如下结论:

(1) 测线下方地质构造复杂,HVSR剖面显示复杂的双峰、多峰形态,其场地分类均为II类中硬土,但导致较大场地放大作用的峰值频率变化较大,西侧凹陷底界最低,为0.4 Hz,东侧隆起最高,为14 Hz, 凹陷底界的HVSR幅值最大,应关注西侧凹陷底界区域对强地面震动的放大效应.

(2) 由HVSR反演的S波速度结构揭示了2个主要速度界面:土石界面以及风化基岩-未风化基岩的分界面.其中土石界面与相应钻孔结果较为一致,整条测线的土石界面分布在方位、形态和趋势上与浅层地震反射剖面结果高度吻合,并且本文还刻画了浅层地震反射剖面未能揭示的基岩顶界面.

(3) 池河—太湖断裂F2断裂对两侧岩石造成了较大破坏,致使HVSR曲线的峰值频率变宽,土石分界面错动,活动性较强.嘉山—庐江断裂F1断裂两侧的峰值频率和土石界面均有明显变化,但较为连续,未有错动,其下方10～40 m深度可能存在较大区域的高速夹层,推测为新生代玄武岩喷发后冷却所致,其活动性低于F2.本文刻画的两条断裂的空间展布、活动性等特征与钻孔资料、浅层地震反射剖面结果和地质资料等较为一致,综合分析认为,嘉山—庐江断裂F1未错断第四系地层;池河—太湖断裂F2错断第四系地层,为倾向NW的正断层,可能为活动断裂.

综上所述,HVSR方法仅需数小时的单台三分量噪声记录,具有施工便捷、成本低廉、受场地限制少、不依赖于地震等优点,本文的研究结果表明HVSR方法可以为复杂地区的场地响应特征、浅层沉积结构、城市隐伏活断层探测提供一种经济、非侵入的手段.值得注意的是,HVSR反演方法存在非唯一性,借助地质构造、钻孔和地震反射剖面等先验信息可以增加结果的可靠性.