三河—平谷地区地脉动H/V谱比法探测：场地响应、浅层沉积结构及其反映的断层活动

以下内容摘抄自《三河—平谷地区地脉动H/V谱比法探测：场地响应、浅层沉积结构及其反映的断层活动》彭菲，王伟君*，寇华东doi:10.6038/cjg2020O0025.

关键词：三河—平谷地区；H/V 谱比法；场地响应特征；浅层沉积结构

1679年三河—平谷8级地震，造成了包括北京在内的华北广大地区严重的人员和经济损失，但是该地区和地震灾害密切相关的沉积结构和地震场地响应特征研究，相对比较缺乏。本文利用1～4km台间距的高密度单台地脉动观测、几个小孔径台阵观测和钻孔测井数据，研究了三河—平谷地区的浅层沉积的场地响应和沉积层三维起伏特征，以及构造运动对沉积厚度的影响。结果表明，研究区沉积层的场地共振频率和沉积厚度有明显的分区特征：东北部场地共振频率主要在1.0～7.0Hz之间，具有相对较薄的沉积厚度，沉积界面起伏也相对平稳；西南部场地共振频率大部分区域小于1.0Hz，可低至0.3Hz，相应的沉积厚度起伏显著，其中在大厂凹陷厚度可达300～600m。沉积起伏和隐伏断裂带的分布有较好的对应关系，反映了夏垫断裂、南苑—通县断裂第四纪以来较为活跃的正断活动。北东走向的夏垫等隐伏断裂在东北部山前的正断活动相对不发育，以及东北部和西南部沉积厚度的显著差异，都可能受到北西走向的二十里长山断裂带活动的影响。按照Vs30场地分类，研究区内沉积较厚的凹陷地区主要为E类软土，其他区域为D类中硬土。研究结果与区域地质调查、钻孔数据和浅层地震勘探剖面结果基本相符，说明地脉动探测方法能够高效、低成本地获取区域沉积厚度和场地作用，为地震小区划和抗震设防提供有意义的参考。

地震所造成的破坏与震源大小 、地震波传播路径、地震场地响应以及受体（如建筑物）的振动响应特征有密切关系。在这些因素中，地震波穿过近地表介质时产生的振幅放大 、共振 、振动持续时间延长和沙土液化等场地效应，是导致建筑倒塌、加重地震灾害的重要因素。在沉积盆地，松散的浅层土结构控制了地震场地响应特征，造成了同一地震对邻近地区产生差异性的地震破坏（Ansalet al.，2001)。

松散沉积层的厚度及其与基岩的波阻抗异， 是决定场地响应的主要因素。地脉动H/V谱比法自20世纪提出以来，被大量用于场地评价，探查探查隐伏结构、沉积盆地（如Nakamura,1989,2000;Ibs-vonSeht and Wohlenberg, 1999; Parolaiet al., 2002; Bard and SESAME participants, 2004; 陈棋福; 2008; Walling et al., 2009; Hunter and Crow, 2012;  Del Monaco et al., 2013; Guo et al., 2014）。大部分地脉动观测结果表明H/V谱比峰值点所对应的频率与地震场地共振频率非常相近；欧洲SESAM项目系统评估了两个频率的一致性，并认为地脉动H/V曲线峰值振幅可作为场地放大系数的下限 (Bard and SESAME-Team, 2004;  Bonnefoy-Claudet et al.,2006; Pilz et al., 2009)。基于背景噪声的小孔径台阵探测技术，如空间自相关方法（SPAC)、频率-波数方法（F-K）等，在城市浅层S波速度结构等应用中具有一定场地适用优势，成为钻孔测井 、反射 、折射和面波勘探等传统方法的重要补充。这些基于噪声的单台和台阵方法，不需要震源，实施简单快捷，对场地要求低，可适用于不同背景噪声环境地区，是快速评估场地作用和获取浅层结构的主要途径（陶夏新等,2001; 师黎静等，2006；何正勤等，2007; Wanget al., 2008;彭菲等, 2010; 王伟君等，2009,2011,2012; 徐佩芬等， 2009, 2012; Liuet al., 2014; Yilaret al., 2017; Bao et al., 2018; Tianet al., 2019）。

1679年9月2日三河—平谷8级地震，离北京约40km，是华北地区有历史记录以来破坏性最大的地震，震中烈度高达Ⅺ级，对华北广大地区造成了巨大的人员和经济损失，其中死亡人数最多的两个地方分别为三河近三千，平谷达万人（李善邦，1960）。此次地震发生在燕山隆起带与华北平原沉降区之间的过渡带，地质构造和沉积结构复杂。其中新生代沉积覆盖了发震断层，影响地震断层在地表的出露（江娃利，2001），也可能加重地震破坏。近年来，许多学者根据1679年8级地震发生的地点、强度和发震构造等特性，针对三河—平谷地区开展了地质地貌调查（孟宪梁等，1983；高文学和马瑾，1993；徐锡伟等，2002）、探槽钻探分析古地震事件（向宏发等，1988；冉勇康等，1997；江娃利等，2000;徐锡伟等，2000；邓梅等，2018）、地震勘探研究（张先康等，2002; 赵金仁等，2004; 刘保金等，2009,2011）和地球化学方法（杨晓平等，2012; 韩晓昆等，2013）等探测工作，对地震的发震断层、震源机制、古地震事件和壳幔结构等都有了一定认识。但是，对整个三河—平谷地区的浅层结构，如其凹陷、隆起的空间展布和浅层被断层切割的分布特征，以及浅层土地动力学特征研究，相对比较缺乏。

本研究在北京市通州区潮白河以西40km范围内的三河—平谷地区，开展相对密集的地脉动单台观测和台阵观测，获得场地响应特征和浅层沉积结构的三维展布；结合钻孔、深地震发射剖面等资料，验证结果的可靠性，并探讨土分类和断层对沉积作用的影响。

三河—平谷地区地脉动观测点位分布如图１所示，野外观测于2019年4-6月份三次在研究区（39.83-40.23°N，116.75-117.20°E）进行短期的单点观测和台阵观测。观测仪器采用QS-5-B型号地震仪共30套和SmartSolo IGU-BD3C-5仪器36套。这两种仪器均为短周期一体化地震仪，仪器响应频带在5 s～100 Hz。为了仪器对比，在一些台阵中心点同时架设了QS-5-B、SmartSolo IGU-BD3C-5和Nanometrics 120P宽频地震仪(120s～50Hz）进行同步观测，采用率分别为100Hz、200Hz和100Hz。单点观测主要采用QS-5-B型号地震仪，观测点共211个，点位间距约2～3km,研究区北部和西北部最远观测点均延伸至基岩出露的山坡上，观测点大部分都选取在两侧无高大建筑、无干扰、地势相对平坦的地方。为了观测到相对平稳的背景噪声，仪器均挖坑掩埋，并且大部分点位均放置一个晚上以上。

台阵观测采用QS-5-B型号地震仪（三个台阵，分别命名为：A1，A2，A3）和SmartSolo IGU-BD3C-5仪器（三个台阵，分别命名为：B1，B2，B3）。台阵观测主要选择在相对比较安静、开阔的地方，用30或36个台布设成十字形几何分布，最大台阵孔径（直径）超过600m(图2)。设置GPS连续校时。单点观测挖坑浅埋，台阵同步观测时间均不少于1h。台阵观测期间天气晴朗、风速较小，仪器在台阵A1和A2掩埋观测，在A3和B1 B3是放置地表调平观测。

三河—平谷地区有不少钻孔资料，但穿透基岩的深钻较少。我们选择了三个钻至基岩的钻孔（邓梅，2018），在其附近布设了相应的地脉动观测（图１中ai7,al8和t11）。这些钻孔是三河地区开展的第四纪标准剖面的控制性钻孔，分布在不同的地貌单元，比较详细地分析了地层年代、岩蕊岩性、沉积韵律和标志性地层等特征。

野外观测数据首先进行数据格式转换和预处理。将原始记录数据转换为sac文件格式，写入点位名和经纬度等信息，进行截取、对齐、去均值和去倾斜等预处理。利用短时窗平均比长时窗平均（STA/LTA）触发算法（Withers et al.,1998）反向选择相对稳态的200s时窗信号。其中STA/LTA短时窗和长时窗长度分别为１s和30s，以0.5～2.5为阀值选择稳态信号。计算每个时窗的H/V谱比：

其中，PNS（f），PEW（f），PUD（f）分别表示观测点记录到的南北向、东西向、垂直向频谱。频谱计算使用Hanning窗（5%长度）尖灭时窗两端信号，并使用Konno和Ohmachi平滑方法进行平滑处理（b=40）（Konno and Ohmachi,1997），频率范围为0.1～20Hz，插值到200个对数均分的频率点，然后以50%重叠滑动选择其他时窗并计算相应的H/V，最后叠加所有时窗获得H/V平均曲线和误差分布。

如果使用STA/LTA反触发方法获得的时间窗数量＜20，将不去除瞬态信号，信号直接分段处理，H/V结果受非稳态信号影响相对大些。但对于大多数观测点，以上两种时间窗划分方法得到的H/V谱比峰值对应的频率和峰值振幅相似，采用STA/LTA反触发算法得到的结果波峰相对明显。当观测点位于松散土层，地脉动 H/V曲线会出现波峰，对应的频率和土层共振频率是接近的。在基岩上方覆盖松软层的简单二层模型条件下，土层厚度犺和土层的基阶共振地震波的1/4波长（λ）是相当的，是高阶共振的奇数倍（Ibs-Von Seht and  wohlenberg,1999）：

其中，Vs是土层的S波速度，因此

其中，fr为共振频率，当n=1时为基阶共振。因此已知土层波速结构信息，可以由共振频率获得土层厚度。在缺乏详细土层速度结构的情况下，在相似沉积环境下，小区域尺度S波速度分布应基本相似，并可能大体上随着深度的增加呈指数增长关系，土层共振频率fr和层厚h可以用如下经验关系式（Ibs Von Seht and Wohlenberg,1999）：

其中，系数a和b是拟合参数，可以利用一些钻孔土层厚度信息和钻孔附近的H/V曲线峰值频率拟合得到。对于台阵观测数据，本文利用高分辨率频率波数法（HRFK）（Capon,1969）获取台阵下方的Rayleigh波频散曲线。首先截取同步观测的台阵垂直向数据，以30个中心频率周期为长度滑动划分时间窗，分别计算0.4～10Hz之间100个中心频率点的F-K功率谱，得到功率谱密度分布函数并统计得到频散曲线。对频散曲线进一步用Wathelet等改进的邻域算法（Neighbourhood Algorithm，简称：NA）反演浅层的速度结构（Wathelet et al., 2004,2008)。

邻域算法对初始设置的模型依赖性较小，可以直接在多维参数空间中随机搜索合理的模拟模型进行反演，不需要调节很多参数但是反演结果却相对较好（Sambridge,1999）。基于这种算法，尝试选用2至4层模型进行反演对比，发现台阵A1/B1、A2和B2两层模型中各参数空间收敛程度最好，而台阵A3的H/V曲线具有两个峰值的特征，确定采用三层模型进行反演。第一层均分为6小层，层内速度采用线性关系，其他两层层内速度设置为均一。反演参数搜索范围如表１所示。

结果分析

3.1 H/V结果

台阵A1中心点有三种仪器同步观测对比。QS-5-B仪器是半埋观测，Nanometric Trillium 120P和SmartSolo IGU-BD3C-5是地表调平放置，H/V曲线如图3所示。QS-5-B和Nanometric Trillium 120P宽频带地震仪的H/V曲线非常相似，尤其是在0.2～6 Hz之间，但在低于0.2 Hz和高于6Hz曲线存在差异。三种仪器在0.3Hz和0.85Hz均出现较一致的波峰，QS-5-B和Nanometric Trillium 120P波峰对应的振幅非常一致，SmartSolo IGU-BD3C-5的振幅略低。除了仪器的低频性能差异，仪器的架设方式和耦合差异可能是振幅和形态差异的主要因素，但对峰值频率影响不大。

从图3可以看到，尽管可能存在不同的波峰，但该点位最显著的波峰位于0.85 Hz附近，H/V曲线峰值振幅接近7。由于缺乏强震数据进行对比，根据其他区域研究经验，我们将这显著的H/V曲线波峰对应频率近似认为是场地的基阶共振频率，将其H/V峰值振幅作为场地放大系数的下限。

将研究区内所有的观测点，计算出H/V曲线，发现存在单个或两个显著波峰的现象，这里只拾取最大振幅主波峰（双波峰时，基本为处于低频的波峰）对应的频率和振幅。另外，去除掉有明显异常的H/V曲线（如波峰不显著或振幅过大或过小），将筛选后的峰值频率和振幅进行插值得到场地共振频率和放大倍数分布结果如图4和5所示。 

从图4可以看到研究区共振频率整体上西南低，东北高，有明显的分区特征。东北区大部分共振频率大于1.0 Hz，除了平谷城区H/V曲线峰值频率在1.0 Hz左右，其他地区普遍高于2.0 Hz而西南则大部分低于1.0 Hz，频率低点对应的区域为大厂凹陷和顺义凹陷，分别低至0.3 Hz和0.4 Hz。可能受到背景噪声成分组成的影响，研究区H/V曲线峰值振幅在1～10之间变化（图5）；但大部分区域振幅系数在5.0以上，存在较显著的场地放大作用。因此，三河—平谷8级地震造成的严重地震灾害，除了震级高这个主要因素，场地作用也可能是多种致灾原因中一个不可忽略的因素，也是未来地震风险评估中需要涉及的重要参数。 

3.2共振频率—土层厚度关系拟合

在三个深钻点位上的地脉动H/V曲线如图6所示。SHBZK1位于大厂凹陷的西北部与大兴隆起交界处，钻孔最深达240m,227m是第四纪地层下更新统Q1与新近纪N的分界线；岩性分析表明第四纪地层为泥沙或砾石类未成岩沉积物，第三纪地层为成岩的砂岩或泥岩，结合地质调查结果（李鼎容等，1979；彭一民等，1981）和反射勘探（张先康等，2002；赵金仁等，2004；刘保金等，2009；2011），这里认为研究区第四纪和第三纪地层界面为松散沉积和基岩的边界。SHBZK2靠近研究区东部偏北的燕山余脉，沉积层较浅，其Q1层为砾石层，与新近纪N分界线在70m。SHBZK3在研究区中部偏东位置，沉积层较 SHBZK2略有加深，下更新统Q1与新近纪N的分界线在120m处。这些点位H/V曲线峰值频率和振幅如表2，根据公式（5），通过最小二乘法拟合出三河—平谷地区第四纪沉积厚度共振频率关系式为：

通过对比可以看出，公式（6）与德国Rhine Embayment、Cologne地区和在我国河北保定地区实验建立的h-f关系式基本相近。相同共振频率，频率低于1Hz时，在三河—平谷地区获得的沉积厚度要比上述地区薄，高于2Hz时，则厚3～9m（图7）。

3.3 沉积界面分布

将拾取的H/V曲线峰值频率根据公式（6）转换为沉积层厚度，再网格化得到研究区沉积界面的三维展布（图8）。研究区内沉积厚度在0～600m之间，整体表现为西北部和西南部沉积厚300～600m，北部和中东部薄在0～200m之间。隐伏凹陷和隐伏隆起特征明显，边界清晰，和研究区内分布的大厂凹陷、大兴隆起和顺义凹陷有很好的对应关系。

从图8可以看到西南部的大厂凹陷如箕状断陷，和徐锡伟等（2002）认为受夏垫断裂正断倾滑运动的影响，大厂凹陷持续沉降，表现出整体不均匀下降，形态类似箕形一致。凹陷北部边界为39.96°N，东端为116.96°E，向研究区西南边界延伸，南北距离约13km，东西间距达24km，面积约为322km²。已有研究指出夏垫断裂两侧第四纪下更新统夏垫组的垂直位移达319m，中更新统翟里组139m，上更新统军营组15m（李鼎容等,1979；彭一民等，1981），H/V谱比法获得的凹陷内沉积层最深处近600m，最浅部也深达300m，具有一定的可比性。西北部靠近顺义凹陷的边缘，沉积层厚度在200～350m之间，南端位于40.03°N，东边界为116.87°E；大兴隆起处于大厂凹陷与顺义凹陷之间，沉积层厚度在0～200m之间。

在北部燕山—蒋福山隆起，沉积层逐渐变浅。东部为燕山隆起的余脉，附近沉积层厚度普遍在20～50m之间。中部和东南部被全新世松散沉积物覆盖，起伏不大，沉积层埋深在100m左右。 

本文基于211个地脉动单点观测和6个台阵观测，采用 H/V谱比法结合钻孔资料得到了三 河—平谷地区第四纪层厚-共振频率关系式，获得了整个研究区沉积层分布情况、场地共振频率和放大倍数。研究结果表明研究区第四纪沉积受到断层作用比较明显，场地共振频率、沉积差异非常显著，具有明显的分区特征。其中大厂凹陷和顺义凹陷沉积受正断层作用影响最大，覆盖较厚，场地土类型松软，共振频率偏低。应尽量避免凹陷区内新增建筑物共振频 率与土层共振频率一致，对已有建筑物可开展共振频率测量，如与土层共振频率相近，可进行抗震加固。

文中得到的沉积层结构与地质构造基本相符，与深地震反射剖面结果匹配度高，充分验证了H/V谱比法可以有效探测浅层松散结构，查找活动隐伏断裂，为评估场地作用和城市抗震设防提供有用的参考数据。此外，H/V谱比法野外施工快捷，成本相对较低，因此有可能成为将来探测地表浅层结构的一种重要手段。

致谢 感谢中国科学院地质与地球物理研究所游庆瑜研究员和深圳面元智能科技有限公司提供的观测仪器支持。感谢基于GIS的地震分析预报系统MapSIS提供的首都圈断裂数据支持。感谢郝凯提供了部分工程钻孔数据。感谢参与野外观测的人员。感谢两位匿名审稿人给出的宝贵意见。