利用HVSR法探測渭河盆地淺部構造

阮明明 王帥軍 田曉峰 程國亮 周 銘 鄭成龍

1 中國地震局地球物理勘探中心，鄭州市文化路75號，450002

研究淺部地下結構最直接、有效的方法是鉆孔、鉆井，但該方法工程造價高昂，無法大范圍使用。主動源的折射、反射及面波勘探等傳統勘探方法在城市地區應用時，震源作業環境會受到較多限制。HVSR法利用基階共振頻率與沉積層厚度之間的線性關系，可用于計算地下淺部沉積層的厚度，因此該方法也廣泛用于地下淺部結構研究[1-2]。

渭河盆地位于鄂爾多斯西南緣，處于南北地震帶中段，區域強震較多，歷史上曾發生過7次6級以上地震，包括1556年華縣8級大地震。研究表明，該區域周邊多數正斷層至今仍在活動。另外，由于渭河盆地較厚沉積層對地震的放大效應，使得該區域地震災害風險較高。2020年中國地震局地球物理勘探中心在渭河盆地西部扶風至眉縣段布設一條長50 km的密集地震測線(圖1)。本文利用HVSR法處理地震測線記錄的背景噪聲數據，研究該測線區域淺部結構。

圖1 測線位置Fig.1 Survey line location

1 區域位置與地質概括

渭河盆地位于陜西省中部，西起寶雞，東至三門峽，北靠鄂爾多斯地塊，南鄰秦嶺造山帶，是發育于鄂爾多斯塊體與東秦嶺造山帶之間的新生代斷陷盆地。根據地球物理和地質學資料，渭河盆地可劃分為西部隆起區、南部坳陷區以及北部斜坡區3個Ⅰ級構造單元，Ⅰ級構造單元又可進一步分為若干個次級構造單元(圖2)。渭河盆地的形成與印度板塊向歐亞板塊俯沖、青藏高原隆升并向外擴張、秦嶺北緣逆沖斷裂帶的構造反轉及第三紀以來強烈的垂直差異運動有關[3]。

圖2 渭河盆地地質構造Fig.2 Tectonic of the Weihe basin

渭河盆地內新生代地層發育廣泛，沉積層厚度較大，其中古近系與新近系厚度為幾千米，最厚達7 km。前新生界是盆地的基底層系，以渭河斷裂為界，渭河盆地基底分為南、北兩個區域[4]。渭河以北基底主體為早古生代地層，主要為奧陶紀灰巖或淺變質巖與殘存的晚古生代煤系地層，局部地區為上元古界片巖及零星殘留的上古生界、中生界地層; 南部基底主要由太古界、元古界變質巖和加里東期-燕山期的花崗巖組成[5]。

渭河盆地斷裂以近東西向為主，其中3條主要斷裂控制盆地邊界和內部次級斷塊及地形地貌單元，由南向北分別為秦嶺北緣斷裂、渭河斷裂、渭河盆地北緣斷裂。這3條斷裂是整個渭河盆地發育演化的主控斷裂，受其影響，盆地呈近東西向展布。此外，渭河盆地還分布著規模較大的 NE-NNE 向和 NW向張性正斷裂，這些斷裂作為構造基礎骨架控制渭河盆地內部構造及沉積格局，形成典型的地塹構造[6]。

2 原理與數據處理

2.1 HVSR法原理

在簡單的二維模型中，假設結實的基巖上覆蓋有松散的沉積層，即地表松散層和下伏堅硬層存在比較大波阻抗比時，近地表隨機分布的噪聲源會產生尖銳的HVSR峰值，HVSR法得到的峰值頻率和淺層松散土層的卓越頻率一致或接近,此時共振頻率可以表示為：

fn=n(VS/4D)

(1)

式中，VS為沉積層平均橫波速度；D為沉積層厚度；n為振動階數，取奇數，主要考慮基階共振頻率時取n=1。

近地表土層比較薄，難以用常規的接收函數方法獲得，利用噪聲的HVSR峰值頻率變化可得到近地表土層的界面起伏。土層卓越頻率(與HVSR峰值頻率接近)由土層S波速度和厚度決定，可利用已知的S波速度和HVSR峰值頻率求得土層的厚度。研究表明，沉積層HVSR曲線的峰值頻率具有良好的穩定性，與沉積層主要界面對應關系較好[7-8]。因此，可以根據式(1)將卓越頻率轉化為對應的深度界面：

(2)

2.2 數據和方法

項目開工前，在陜西扶風縣南二路一片開闊地進行儀器一致性實驗，對一致性信號不好的儀器進行檢修或更換。儀器一致性檢查的技術要求如下： 1)記錄波形清晰； 2)同類儀器各道波形相似，極性一致； 3)各道相位差小于±20 ms，振幅差小于±15%。圖3為儀器一致性實驗裝配記錄截面圖。可以看出，記錄波形較為清晰且一致性較好，各道相位差小于10 ms，振幅差小于10%，儀器穩定性較好。

圖3 儀器一致性實驗結果Fig.3 Results of consistency test of seismic instrument

2020-01-28～2021-02-05在渭河盆地布設252臺EPS型數字地震儀器進行觀測，儀器采樣率為200 Hz。密集測線西南端起于眉縣山河灘，東北端止于扶風縣上灣。測線點距200 m，全長約50 km。觀測儀器均按要求布設于場地平整、遠離鐵路公路且無明顯工程振動的位置。為了降低風、溫度變化等對地震背景噪聲觀測的影響，地震儀均采用挖坑填埋方式布設。數據驗收中，測線上252臺地震儀器均工作正常，各觀測點記錄時間均在20 d以上，數據完成率超過95%。

采用HVSR方法處理時，首先將EPS型號地震儀所記錄的miniseed格式數據轉換為SAC格式，并進行必要的數據預處理，如去均值、去線型趨勢、去儀器響應等；再計算各個臺站的HVSR曲線。主要步驟如下：1)將連續數據分成若干個時間窗(圖4)，時間窗的大小一般選為至少10個頻率周期；2)分別計算出每個時間窗的水平分量和垂直分量的頻譜比曲線；3)將所有時間窗的頻譜比曲線進行平均，得到該測點HVSR曲線(圖5)。計算過程中，采用反長短時窗平均振幅比算法(STA/LTA)減少瞬態噪聲的干擾，采用Kono-Ohmachi平均算法對每個時間窗計算的H/V曲線進行平滑，平滑系數設為20。為避免存在較多人為因素產生的瞬態干擾信號，本文選擇的信號記錄時間段為00：00～04:00。

圖4 地震儀記錄的地震背景噪聲Fig.4 Seismic background noise recorded by seismograph

彩色線條表示時窗長度為60 s計算的HVSR曲線，黑色實線表示HVSR曲線的平均值，黑色虛線表示HVSR曲線的標準差，褐色柱體為峰值頻率圖5 HVSR曲線Fig.5 HVSR curves

為獲得測線剖面上峰值頻率變化情況，以渭河盆地以南的第1個臺站作為參考起點，將各臺站的HVSR 曲線按相對起點的距離關系，繪制幅度-頻率-深度剖面(圖6)。由式(2)，同時將最大峰值頻率作歸一化處理，可將 HVSR 峰值剖面換算成HVSR沉積層界面深度剖面(圖7)。平均剪切波速度設為500 m/s[9]。

圖6 HVSR 峰值頻率剖面Fig.6 HVSR peak frequency profile

深藍色為沉積層圖7 HVSR法沉積層界面剖面Fig.7 Sedimentary layer interface profile calculated by HVSR method

3 結果分析與討論

由圖6可見，整個剖面的峰值頻率呈U型分布。在0～10 km，峰值頻率由2 Hz逐漸降至0.5 Hz；在10～45 km，峰值頻率在0.2～0.4 Hz范圍內變化；在45～50 km，峰值頻率由0.4 Hz逐漸升高至2 Hz。圖7為HVSR法獲得的深度剖面，可以看出，在南段0～10 km，沉積層厚度由約50 m逐漸升至約400 m；在中段10～45 km，沉積層厚度在400～600 m范圍內變化；在北段45～50 km，沉積層厚度由約400 m逐漸降至約50 m。渭河盆地南北高、中間低的地形變化使中部河谷區域更有利于沉積，沉積層的厚度變化與地形特征較為吻合。HVSR獲得的沉積界面較清晰地展示了第四系沉積層的空間分布形態。

渭河盆地第四系的沉積厚度變化較大，從西北往東南變厚，盆地沉積中心處的西安戶縣、渭南固市等地第四系最厚，約為800 m左右，最厚為1 300 m；河谷區一般均大于400 m，黃土塬區厚度約為100～300 m。第三普查勘探大隊在項目測線附近得到的各鉆井資料顯示(圖8)，岐山蔡家坡孫家堡村渭4井鉆遇第四系地層126.5 m，扶風縣杏林韓家灣村渭5井鉆遇第四系地層469.4m，周至縣西關鎮渭深13井鉆遇第四系地層1 094.5 m。鉆井資料表明，渭河盆地第四系厚度分布由西至東有逐漸增厚趨勢，沉積層厚度變化也反映了渭河盆地是從東至西逐漸形成的，東部發育較早，西部發育較晚。

圖8 各鉆井新生代地層柱狀圖Fig.8 Cenozoic stratigraphic histogram of each well

渭5井位于測線東邊，距離測線約10 km(垂直點距起點27 km)。渭5井與垂直點同處渭河盆地河谷，地質環境相似。圖8為鉆井地層柱狀圖，按照新生代地層層序劃分，三門組和秦川組為第四系[10]。圖7中HVSR計算結果顯示，第四系沉積層厚度為490 m，與渭5井結果較為一致。

理論上，HVSR曲線峰值頻率的變化反映波阻抗界面深度變化特征，斷裂活動引起的地層錯動使波阻抗界面產生不連續性，從而在HVSR曲線上表現出間斷或跳躍的特征。但本項目測線兩端為山地，地形對地震動有較顯著的影響，使得HVSR法得到的峰值頻率偏離一維情況的土層卓越頻率。HVSR法假設地表垂直向噪聲記錄保持有基巖振動的特征，但在復雜地形下，波場復雜從而偏離這種假設，因此，本測線兩端(0～4 km和45～50 km)處HVSR曲線較模糊；而測線4～45 km處地勢較平坦，沉積層變化較清晰。在圖7測線的25 km和32 km處，可看到沉積界面出現較明顯的跳躍變化，跳躍點與岐山-馬召斷裂和扶風-乾縣斷裂在空間位置上有較好的一致性。盆地中間河谷區渭河斷裂在HVSR曲線上無明顯表現，與文獻[11]渭河斷裂在第四系沉積層中沒有明顯錯位的結論對應。

結合圖2，本次地震測線由南至北依次經過西部隆起、渭咸凸起、乾縣斜坡，其中地震測線在西部隆起的眉縣段地質構造為眉縣淺凹。圖7中25～32 km段表現為凸起，與測線在渭咸凸起段的空間位置相吻合，說明HVSR法得到的淺層結構結果與已有地質結構認識較為吻合。

4 結 語

本文基于密集地震測線的HVSR法較好地獲得了第四系沉積界面的起伏形態，同時得到測線方向上近地表斷裂形態的空間分布規律。HVSR法所得結果與渭河盆地的地震深反射所得剖面圖結果較為一致[10]，能夠為進一步研究活動斷裂在近地表的構造特征提供科學依據。研究表明，渭河盆地第四系沉積層在南北端較薄，約為50 m；由兩端向盆地中部，逐漸增至600 m左右。在密集測線的25 km和33 km處，沉積層的埋深厚度表現出一定的間斷跳躍特征，跳躍位置與岐山-馬召斷裂和扶風-乾縣斷裂空間位置較為一致。可以推斷，渭河盆地第四系沉積層界面起伏與斷裂存在著一定聯系，沉積層界面形態可能受到斷裂活動的控制。沉積層深度剖面結果也表明，第四紀以來渭河盆地眉縣至扶風區域經歷了幾次斷裂活動，錯動并改變了該區域第四系沉積層的空間分布形態。