基于密集線性臺陣的背景噪聲成像在明光市城市活斷層調查中的應用

倪紅玉, 鄭海剛, 趙楠, 鄧寶, 繆鵬*, 黃顯良, 李俊倫*

1 安徽省地震局， 合肥 230031 2 中國科學技術大學地球和空間科學學院， 合肥 230026 3 安徽蒙城地球物理國家野外科學觀測研究站， 安徽蒙城 233500

0 引言

淺層地殼是與人類生存發展密切相關的區域，研究數百米以淺的S波速度結構對于場地分類、強地面震動模擬、地震危險性評價等抗震設防工作，以及礦產能源、地下空間安全等相關領域都具有重要意義(Flores-Estrell et al., 2007；Li et al., 2014；洪德全等，2017；王偉君等，2012；羅磊等，2019).此外，在城市活斷層調查項目中除了探測地表斷裂和隱伏斷裂深部形態的要求外，還需要提高地殼淺層目標異常體的探測精度，在研究深部結構時，也需要去除淺層結構的干擾，因此高分辨率的淺層速度結構還可以為城市活斷層探測和深部構造研究等提供依據.

地震學中通常采用主動源探測或被動源成像的方法獲取地下淺層速度結構.采用人工震源激發的折射波、反射波、面波等主動源探測方法具有震源位置和發震時刻已知、激發能量可控、分辨率高的優點(張明輝等，2020；劉國峰等，2021)，但是由于探測成本偏高、探測深度有限、在城市布設采集困難和不夠環保等原因，限制了其應用場景.與之相比，地震被動源方法是一種基于天然地震和背景噪聲的無源成像方法.天然地震數據成像方面，由于地震事件時空分布不均，固定或寬頻帶地震臺陣的臺間距較大，同時受限于觀測成本，難以滿足對特定區域地殼淺層精細結構的研究(Li et al., 2014).背景噪聲成像基于兩個臺站記錄到的連續地震噪聲計算互相關函數并疊加，近似得到臺站間的經驗格林函數，并從中提取面波頻散曲線以反演橫波速度結構(Aki, 1957; Shapiro and Campillo, 2004; Yao et al., 2006).與基于天然地震事件的成像方法相比，背景噪聲面波層析成像方法不依賴于地震的時空分布，可對地震活動性低的地區開展研究.

面波的頻率和其探測深度之間存在緊密的聯系：低頻面波對深部結構比較敏感，高頻面波對淺層結構比較敏感(夏江海等，2015).近年來隨著大量成本低廉、布設便捷的短周期地震儀的廣泛應用，研究人員可以根據探測目標的空間特征在研究區域布設不同臺間距的短周期密集臺陣，通過提取地震背景噪聲中的面波信號來研究特定區域的淺層地殼結構.目前，該方法已在城市、沉積盆地、斷裂帶、水庫等淺層結構探測方面得到了初步應用(王爽等，2018；梁鋒等，2019；Mordret et al., 2019; Gu et al., 2019; Li et al., 2020; 李玲利等，2020；曾求等，2020；田原等，2020；劉國峰等，2021；Xu et al., 2021; Shao et al., 2022).這些研究中利用背景噪聲面波層析成像方法反演獲得的橫波速度結構與地質構造、重力、大地電磁、鉆孔、地震活動性等相關性較好，且空間分辨率較大多數的傳統方法有一定提升.但是，上述研究中所用的臺間距往往較大，高頻面波提取困難，因而淺部橫向分辨率較低，獲得的速度模型仍然難以精細刻畫城市地下結構和斷裂帶幾何特征.

因此，提取穩定可靠的高頻面波頻散曲線是高分辨率淺層面波勘探的關鍵.面波多道分析(Park et al., 1999；夏江海等，2015)是近年來常用的高頻面波分析方法，可用F-K變換(Capon, 1969；盧建旗，2013)、τ-p變換(McMechan and Yedlin, 1981；邵廣周和李慶春，2010)、相移法(Park et al.,1998)、拉冬變換法(Luo et al., 2009)等方法提取頻散曲線.其中相移法在計算效率、抗噪性和靈活性等方面都優于F-K法、τ-p變換方法(Dal Moro et al., 2003)，具有穩定性高、能夠有效提取高頻面波頻散曲線的優勢，但是其缺點是不易提取低頻頻散曲線.隨著淺地表勘探對探測深度的要求日益增加，急需發展一種在不降低分辨率的條件下能夠有效改善低頻信號質量的方法.基于背景噪聲和相移法的特點， Deng等(2022)發展了一種新的方法——拓距相移法.該方法分為陣內相移和陣外相移兩部分，利用陣內相移提取中高頻的頻散信息，用陣外相移提取中低頻的頻散信息，然后將兩部分頻散通過加權疊加獲得更寬頻帶的頻散曲線，從而保證對淺層結構具有較高分辨率的同時增加對深部結構的約束.Deng等(2022)將該方法應用于在湖南沃溪布設的8 條密集測線中，提取了 0.1～2 s的Rayleigh波相速度頻散曲線，并通過反演獲得了沃溪礦區2.5 km深度以淺的橫波速度結構.經與已知地質剖面資料對比，表明反演的地震橫波速度與斷層、巖性分界面及礦脈有著很好的對應關系.

為了檢驗拓距相移法在城市活斷層探測中的有效性，本研究組在安徽明光市橫跨郯廬斷裂帶東界兩條主干斷裂布設了133個短周期地震儀，組成密集線性臺陣，獲得了約28天的垂直分量的連續波形數據.利用拓距相移法，我們提取了10 Hz～2.0 s的基階Rayleigh波相速度頻散曲線，反演得到了近地表1.3 km以淺的高分辨率S波速度結構，并將其與基本重合的主動源S波反射剖面進行了分析對比.同時，結合以往地質、電法、人工地震等研究成果，詳細討論了郯廬斷裂帶東界兩條主干斷裂在明光地區的特征.利用拓距相移法及密集線性臺陣采集的被動源數據，我們在近地表100 m以淺獲得了與主動源S波反射剖面和地質資料基本一致的反演結果，但同時反演深度大大提高，表明基于拓距相移法的線性臺陣背景噪聲方法可作為城市活斷層探測中高精度成像的一種新的有效手段.本文的研究結果可以為明光市的地下結構和活斷層探測，抗震設防，以及郯廬斷裂帶安徽段的演化過程等提供重要的基礎數據.

1 地質構造背景

郯廬斷裂帶是我國東部最大的一條巨型斷裂帶，走向總體呈北北東，在中國境內的延伸長達2400 km(徐嘉煒和馬國鋒，1992；朱光等，2004).郯廬斷裂帶安徽段屬于郯廬帶中南段，呈北東向延伸，長約400 km，寬約20～40 km.該段西側為華北板塊，東側為揚子板塊，南北兩端分別切割大別山造山帶和蘇魯造山帶(國家地震局地質研究所，1987).自東向西，郯廬斷裂帶安徽段有嘉山—廬江斷裂(F1)、池河—太湖斷裂(F2)、朱頂—石門山斷裂(F3)和五河—合肥斷裂(F4)4條主干斷裂(圖1)(安徽省地質礦產局，1987).在研究區域內，這4條斷裂走向近南北至北北東，斷層面主要向東傾，局部西傾，傾角 60°～80°，總體表現為兩側上隆中間陷落的“地塹”式結構(安徽省地質礦產局，1987).

郯廬斷裂帶安徽段活斷層主要出現在斷陷盆地的邊界，自南向北沿合肥盆地東界與大別山造山帶東界，嘉山盆地的東、西邊界展布.嘉山盆地為白堊紀伸展活動中發育的陸相地塹式盆地，整體呈南北向展布，受控于東、西邊界上北北東向走向的正斷層活動(Zhu et al., 2012).野外調查表明，嘉山盆地東界上的活斷層沿盆緣主斷層或旁側反向斷層上發育，主體向西陡傾，而盆地西界上的活斷層向東陡傾，東西界的活斷層皆呈現為破碎型活斷層，指示為早期盆緣正斷層在新構造期的復活，在運動學上表現為逆右行平移活動(劉備等，2015).

圖1 研究區構造及測線位置分布圖(研究區構造位置見左上角插圖，大圖位置見紅框)紅色實線為被動源密集測線，藍色實線為人工淺震剖面，黑色實線表示斷裂：F1嘉山—廬江斷裂；F2池河—太湖斷裂；F3朱頂—石門山斷裂；F4五河—合肥斷裂.Fig.1 Regional structure, the passive-source linear array and the shallow active seismic profiling in the study areaThe red rectangular in the upper left inset shows the study region. The linear array with passive sources, the shallow active seismic profiling and the faults are denoted by the red line, blue line and black lines, respectively. F1 Jiashan-Lujiang fault; F2 Chihe-Taihu fault; F3 Zhuding-Shimenshan fault; F4 Wuhe-Hefei fault.

本研究布設的短周期線性密集臺陣橫跨嘉山盆地東界處郯廬斷裂帶的兩條主干斷裂：嘉山—廬江斷裂(F1)和池河—太湖斷裂(F2)(圖1).嘉山—廬江斷裂為郯廬帶東界斷裂，是華北板塊與蘇魯造山帶交界斷裂，在衛星圖片上有清晰的顯示，新活動性不明顯，為早中更新世斷裂(湯有標等，1988)，其北端并沒有止于嘉山而是向北延伸(劉備等，2015).池河—太湖斷裂具有明顯的航磁線狀異常特征，斷面直立，其切割深度推測在28 km以上，是隱伏于深部的走滑斷裂和淺部伸展斷裂的綜合反映(張交東等，2010).在女山湖以北最新活動時代為晚更新世晚期至全新世早期，女山湖以南隱伏于嘉山盆地之下，最新活動時代不確定，再往南進入合肥盆地后，活動性減弱，為早中更新世斷裂(朱光等，2004；楊源源等，2017；姚大全等，2017；趙朋等，2017).

2 方法原理

2.1 拓距相移法

被動源相移法是一種能夠有效提取高頻面波頻散信號的多道面波分析方法(夏江海等，2015)，但受所用臺站孔徑的影響不易提取低頻信號.為了更為有效地提取中低頻信號，本文應用最新發展的拓距相移法(Deng et al., 2022)，該方法由陣內相移和陣外相移兩部分組成.圖2為一條密集線性臺陣的示意圖，假設臺站等間距布設，一共有N個臺站.實際應用時，拓距相移法同樣適用于非均勻布設的線性臺陣.當提取紅色臺站的頻散曲線時，以該臺為中心，孔徑為2r范圍內的臺站構成一個子臺陣，處于圓內部的臺站(紅色臺站+黑色臺站)為陣內臺站，處于圓外部的臺站(灰色臺站)為陣外臺站.

圖2 拓距相移法示意圖(a) 陣內相移； (b) 陣外相移.紅色爆炸圖標為虛擬源，倒三角為接收臺站，以一定孔徑為半徑劃分子臺陣： 紅色臺站+黑色臺站為陣內臺站，灰色臺站為陣外臺站.Fig.2 Schematic illustration for the extended range phase shift method(a) The internal array phase shift; (b) The external array phase shift. The red explosion asterisk represents the virtual source, the inverted triangles represent the receivers, and a certain aperture is used to separate and group the stations: stations for the internal-array (black and red) and stations used as the virtual sources (gray).

2.1.1 陣內相移

陣內相移僅涉及子臺陣內部的臺站，類似于傳統相移法.假設以第h個臺站為中心臺站(紅色臺站)，以臺間距的j倍為半孔徑(r)劃分子臺陣.考慮最普遍的情況，即中心臺站到線陣任一端的距離大于r(j

(1)

2.1.2 陣外相移

(2)

式(2)中cR(x)和cT(x)分別表示在位置x的真實相速度和掃描相速度.將傳播路徑分為陣內、陣外兩部分，得到

(3)

把公共的陣外路徑部分提出，考慮到子臺陣下方與陣內相移同樣的層狀介質的假設，式(3)可以簡化為

(4)

雖然不同源到同一子臺陣的路徑不同，但中低頻信號的波長較長，衰減較慢，不易散射，在子臺陣的外部區域傳播路徑可認為近似一致，陣外相移中對頻散能量起主導作用的仍是子臺陣內部區域.因此對于中低頻信號，可以將對不同虛擬源得到的頻散能量疊加獲得的頻散能量視為子臺陣中心臺站(紅色臺站)的頻散能量.

(5)

當cT=cR(f)時頻散能量達到最大值.與陣內相移類似，采用頻率掃描、速度掃描和滑動中心臺站的方式獲得全部臺站的頻散能量圖.高頻信號由于衰減快、易散射、受地表起伏影響更大，其在陣外區域的傳播路徑較為復雜，不一定滿足傳播路徑近似一致的假設.因此，陣外相移更適用于中低頻信號的頻散提取.

綜上所述，陣內相移適用于提取高頻信號，陣外相移適用于提取中低頻信號.拓距相移法分別利用陣內相移、陣外相移提取中低頻頻散和中高頻頻散，再按照一定的權重整合成一條寬頻帶的頻散曲線.

2.2 反演方法

本文通過阻尼最小二乘法，基于拓距相移法提取的寬頻帶頻散曲線反演沿測線的橫波速度結構，反演的最小化目標函數為(Deng et al., 2022)

(6)

其中d為觀測數據，即相速度頻散曲線，m為橫波速度模型，G為敏感度矩陣，L為模型的Tikhonov/Laplace正則化算子，α為阻尼系數.根據如下方程計算速度模型更新量：

(7)

式(7)中δd 為觀測值與現有模型理論值的偏差，G為敏感度矩陣，λv為垂直方向的阻尼因子，Lv為垂直方向有限差分近似下的拉普拉斯算子，λh為水平方向的阻尼因子，Lh為水平方向有限差分近似下的拉普拉斯算子，δm為一次迭代的模型速度修正量.式(7)括號中第一項用于反演速度結構，第二項用于約束模型垂向變化，第三項用于約束模型水平變化，提高反演結果的穩定性.

3 數據采集與分析

3.1 數據采集

本文與明光地震小區劃開展的主動源淺層地震勘探(圖1中藍線所示)同期，沿主動源測線布設了一條被動源密集測線(圖1中紅線所示).測線橫跨郯廬斷裂帶東界兩條主干斷裂：F1嘉山—廬江斷裂和F2池河—太湖斷裂.主動源測線沿城市道路布設所以略有彎折，跨度約8.1 km，道間距1 m、炮間距5 m，采用橫波反射勘探(根據“明光市城區地震小區劃隱伏斷裂淺層地震探測項目報告”).被動源數據采集采用節點式三分量檢波器，型號為SmartSolo的IGU-16，其自然頻率為5 Hz.總計部署133個臺站(編號3—135，由西到東編號逐漸增大)，臺間距約為60 m，測線跨度約8 km.觀測時間自2020年11月13日至2020年12月28日，單臺最長觀測時間31天，最短22天.

3.2 數據處理

數據處理包括對133個臺站記錄的垂直分量連續背景噪聲數據進行預處理、計算互相關函數、提取基階Rayleigh波相速度頻散曲線和反演速度結構等流程.

3.2.1 數據預處理和計算互相關

數據預處理遵循Bensen等(2007)的處理流程.首先檢查單臺連續波形的數據質量并剔除壞道，將垂直分量波形切成單小時數據片段，對數據片段分別進行去均值、去趨勢，同時考慮到整條測線采用同一種地震儀器，因此無需進行去儀器響應.隨后，將原始的500 Hz采樣數據重采樣至100 Hz，以提高計算速度，并進行10 Hz～10 s帶通濾波，接著進行時域歸一化、頻域譜白化.最后，將所有臺站兩兩組合，對于每一個臺站對，利用對應的單小時片段計算互相關，并對所有小時的互相關函數進行疊加，以提高信噪比.通過計算，共從133個臺站的地震背景噪聲數據中計算了8778個Rayleigh波互相關函數.圖3為臺站83和臺站100(圖1中兩個紅色三角形所示)在不同頻帶的互相關波形信號，從中可以看出Rayleigh波在不同周期顯示出明顯的速度差異，即Rayleigh波頻散現象.圖4展示了三個不同濾波頻段范圍內臺站83和其他部分臺站(間距在3.2 km以內)之間的互相關波形，可以看出計算得到的Rayleigh面波信噪比較高，高頻Rayleigh波信號均可以得到很好地恢復.此外圖3、圖4顯示正負半支的信號不對稱，表明噪聲源分布并不均勻，具有一定的方向性.

圖3 臺站83與臺站100在不同頻帶的互相關波形Fig.3 Cross-correlation correlograms at different frequency bands for the stations 83 and 100

圖4 臺站83與其他部分臺站之間的互相關波形濾波頻帶分別為(a)0.2～10 Hz、(b)0.2～1 Hz、(c) 1～5 Hz，虛線為零時間線.Fig.4 Cross-correlation correlograms at different frequency bands for the station pairs between 83 and other stationsThe filtering frequency bands are (a) 0.2～10 Hz, (b) 0.2～1 Hz, (c) 1～5 Hz, respectively. The dashed lines represent the zero time.

3.2.2 頻散曲線提取

通過希爾伯特變換可從互相關函數中提取出經驗格林函數(Yao et al., 2006).本文采用拓距相移法從互相關函數中計算頻散能量圖并提取Rayleigh波相速度頻散曲線.通常情況下采用正負兩支疊加平均的方法來壓制噪聲源不均勻帶來的影響(Yang et al., 2007).但考慮到線性臺陣的互相關函數中正、負支分別代表來自兩個不同端的噪聲源，為避免正負兩支疊加平均過程中有效信號被噪聲湮滅，本文分別采取正支、負支、正負兩支疊加平均 3 種方式計算頻散能量，為頻散曲線提取提供更多選擇.

在計算頻散能量時，對于陣內相移，子臺陣孔徑設為 250 m，掃描頻段為 1～10 Hz；對于陣外相移，子臺陣孔徑設為 430 m，掃描頻段為 0.1～5 Hz.圖5為分別利用陣內相移和陣外相移計算的臺站83的頻散能量圖，其中右下區域隨著頻率線性增長的黃色直線為空間假頻.從圖5中可以看出，在中高頻(4～6.7 Hz)，采用陣內相移計算得到的頻散能量更集中，連續性更高；在中低頻(2 Hz～1.5 s)，采用陣外相移計算得到的頻散能量更集中.通過比較陣內、陣外相移上、中、下三幅子圖可以看出，正支的頻散能量優于負支的，這與互相關函數(圖3、圖4)表現出的特征相吻合.需要注意的是，陣外相移提取的中低頻頻散信息對應于中長波長面波，本身的分辨率較低，因此適當增加子臺陣孔徑并不會額外犧牲橫向分辨率.而簡單地擴大陣內相移臺陣孔徑并不能得到和陣外相移在低頻段同樣的效果，這主要是由于源-檢距的區別以及陣外相移可以進行多個虛源的疊加，極大地增強頻散能量圖的信噪比(Deng et al.，2022).

圖5 利用拓距相移法得到以臺站83為中心的子臺陣頻散能量圖(a) 陣內相移結果； (b) 陣外相移結果.上、中、下三幅子圖分別表示利用互相關函數的正支、負支、對稱疊加支計算的頻散能量，色標表示歸一化的頻散能量.Fig.5 The dispersion energy map of the subarray centered at station 83 obtained by the extended range phase shift method(a) Results from the internal array phase shift; (b) Results from the external array phase shift. The upper, middle and lower subfigures represent the dispersion energy calculated using the positive, negative and the symmetric branches of the cross-correlation correlograms, respectively，and the colorbar denotes normalized dispersion energy.

圖6為提取的整個測線基階Rayleigh波的相速度頻散曲線.陣內與陣外相移提取的頻散曲線在2～4 Hz范圍內相速度比較一致(圖6a)，因此在該頻帶內將陣內、陣外頻散曲線采用加權疊加，從4 Hz到2 Hz，陣內相移的權重從1線性變化到0，相應地陣外相移的權重從0線性變化到1，頻率為4 Hz以上的高頻采用陣內相移頻散曲線，2 Hz以下的低頻采用陣外相移頻散曲線，得到整合后的10 Hz～2.0 s的頻散曲線(圖6b).從整合后的頻散曲線推斷，研究區域速度變化較大，例如在1.0 s周期，相速度從0.45 km·s-1變化到1.5 km·s-1.

3.2.3 反演速度結構

由于Rayleigh波相速度對1/3波長深度范圍的橫波速度結構最為敏感(徐果明等，2007)，我們根據相速度頻散曲線，計算每個周期對應深度的平均S波速度，得到的一維平均S波速度模型作為初始模型(Xia et al., 1999)(圖7a)，并計算了0.1～2.0 s周期范圍內不同頻率的基階Rayleigh波相速度隨深度的敏感核(圖7b).可以看出隨著周期的增長，相速度對應的敏感深度增加，在1.3 km以淺敏感度高，表明本文提取的相速度頻散曲線大致可以反演沿測線近地表1.3 km以淺的S波速度.

在速度反演中，我們設置λv=0.2，λh=1.5，根據式(7)進行5次迭代得到了沿測線的橫波速度結構(圖8).圖8a為地表海拔高程，變化范圍為14～46 m，圖8b為對高程補償后的橫波速度結構，呈現明顯的橫向非均勻性和縱向成層性.測線西段(1～4 km)在1.2 km深度以淺存在一個大型低速體，而測線中段(4～6 km)在0.2 km深度以淺則為相對高速體，測線東段(6 km以東)在0.2 km深度以淺存在一個小型低速體，橫向上呈現出低速-高速-低速相間分布的特點，較好地對應了地表高程顯示的凹陷-隆起-凹陷相間分布的構造形態，而速度突變處可能反映了斷裂的存在.

4 結果對比與分析討論

由于主動源測線沿城市道路布設，而被動源測線采取線性布設，兩者并不完全重合.為了便于對比，我們將主動源測點垂直投影到被動源測線上，截取相同距離的測線進行比較.同時，利用Dix公式(Yilmaz, 1987)將S波均方根速度轉換到層速度，圖9為投影后的主動源S波偏移時間剖面和結果解釋(圖9a)、主動源S波均方根速度(圖9b)、主動源S波層速度(圖9c)，左邊縱坐標為雙程走時，右邊縱坐標為按照225 m·s-1的平均速度對雙程走時進行時深轉換后的深度，最大轉換深度約為100 m.

4.1 主動源結果及解釋

主動源S波偏移的時間剖面(圖9a)的信噪比較高，揭示測線的地層反射波較為豐富.測線西段距離1～3 km存在一個中生代凹陷，斷層F2為凹陷的東邊界.測線距離3.3 km兩側為凹陷交接，推測為一逆斷點DF2，距離3.9 km東側總體為一凹陷.距離5.7 km附近形成一正斷點F1.在距離7.3 km和7.5 km附近為凹陷和隆起交接地段，形成斷點DF1和DF3.結合S波偏移時間剖面以及附近鉆孔的結果，推測F1斷裂淺部是一條傾向北西的正斷層，該斷裂錯斷古近系地層，向上未穿透第四系地層；推測出F2斷裂淺部是一條傾向北西的正斷層，上陡下緩，該斷裂向上穿透第四系地層，可能為第四紀斷裂(據“明光市城區地震小區化隱伏斷裂淺層地震探測項目報告”).

圖7 (a)一維平均S波速度初始參考模型；(b)不同周期的相速度的敏感核Fig.7 (a) The 1-D initial S-wave reference model； (b) The phase velocity sensitivity kernels at different periods

4.2 被動源、主動源結果對比

圖9d為采用拓距相移法反演的100 m以淺的S波速度結構，從圖9a、9b、9c的對比可以看出：被動源結果顯示測線西段距離1～3 km在1.2 km深度以淺存在一個大型低速體，該低速體與主動源和高程數據刻畫的中生代凹陷在近地表100 m以淺高度一致，但主動源探測深度未達到該凹陷的底界，而被動源結果清晰地顯示該凹陷的底界；被動源低速體的東邊界與主動源刻畫F2的斷點位置一致，傾角一致，且被動源的反演深度更深，能夠清晰地看出斷裂在1.3 km深度以淺的延展情況.測線距離3.3 km兩側為兩個低速體交接，主動源在此刻畫一個逆斷點DF2，測線距離3.3～4.4 km為小型低速體，4.4～5.7 km為相對高速體，5.7 km東側總體為相對低速體，距離5.7 km處為高低速的交界，總體與主動源刻畫的正斷點F1位置基本一致，但是速度變化不顯著.在距離7.3 km附近為低速與高速的過渡區域，主動源刻畫了兩個斷點DF1和DF3.

圖8 (a)沿測線的地表海拔高程；(b)采用拓距相移法提取的寬頻頻散曲線反演獲得的沿測線地下S波速度結構Fig.8 (a) The surface elevation change referenced to the mean sea level along the linear array; (b) Subsurface S-wave velocity profile along the linear array inverted with the broadband dispersion curves extracted by the extended range phase shift method

總之，被動源反演的S波速度結構與主動源S波偏移時間剖面的形態在近地表100 m以淺高度一致，主動源刻畫的層序斷點均處于被動源反演的S波高低速交界處，且主動源最大深度約為100 m，被動源的反演有效深度約為1.3 km，從被動源反演的S波速度結構能夠清晰地看出凹陷和隆起的構造形態以及斷層在更深處延展情況.

4.3 分析討論

郯廬斷裂帶自中生代以來經歷了強烈的左行平移、伸展和擠壓等復雜多變的演化過程，這些演化過程必然會在深部和淺部結構上有所反映，并留下其演化的印跡(朱光等，2002，2008；劉保金等，2015).本文通過被動源和主動源刻畫的F1、F2斷裂分別與前人研究的嘉山—廬江斷裂和池河—太湖斷裂的位置相對應，這兩條斷裂處于嘉山盆地的東側.Zhu 等(2012)、劉備等(2015)野外調查表明嘉山盆地為白堊紀伸展活動中發育的陸相地塹式盆地，其東界斷裂為北北東走向、主體向西陡傾的正斷層；張交東等(2010)、秦晶晶等(2018)依據電法、人工地震等分析認為池河—太湖斷裂在淺層為西傾的正斷層.這些研究均與本文刻畫的池河—太湖斷裂特征一致.值得注意的是這些研究雖然涵蓋了嘉山—廬江斷裂，但該斷裂均沒有得到明確的揭示，這與本文在嘉山—廬江斷裂被動源速度變化較小、主動源時間偏移剖面表層不顯著的結果一致，表明嘉山—廬江斷裂在明光段的展布存在不確定性.

姚大全和劉加燦(2004)通過現場調查取樣、鉆探分析等研究認為池河—太湖斷裂池河段主要發育于晚白堊紀地層中，晚更新世以來斷裂仍有活動，活動方式以逆沖蠕滑為主；嘉山—廬江斷裂池河段總體走向約20°，為東傾的壓性斷裂，電鏡掃描測試結果反映斷裂在早更新世有過活動，這與本文刻畫的淺部斷層幾何特征結論相悖.由于郯廬斷裂帶歷經多次構造運動的強烈改造，演化時間長、空間跨度大，形成了現今復雜的構造格局，同時受限于當時的研究方法和地質理論等，在缺乏地球深部資料約束的情況下，一些觀點可能存在分歧.

本文通過密集線性臺陣的被動源背景噪聲成像和人工淺層地震勘探，獲得了郯廬斷裂帶東界兩條主干斷裂在地殼淺部的高分辨率S波速度結構及精細幾何特征.結合以往地質、電法、人工地震等研究成果，綜合分析認為池河—太湖斷裂是隱伏于深部的走滑斷裂，淺部具有伸展特征，具體表現為上陡下緩、傾向北西的正斷層，向上穿透第四系地層，可能為活動斷裂；嘉山—廬江斷裂淺部速度結構特征不甚清晰，可能是一條傾向北西的正斷層，斷裂錯斷古近系地層，向上未穿透第四系地層.未來可進一步采用Rayleigh波和Love波、基階和高階模式相結合的聯合反演等方法來提高反演的準確性，必要時可借助鉆孔等其他探測手段開展更精細的研究工作.

5 結論與建議

基于短周期密集臺陣的背景噪聲面波層析成像方法具有不需要震源激發、不依賴于天然地震時空分布、可以人為調節臺間距來控制分辨率、觀測方便、探測成本低等優勢，該方法使得低成本、大規模、高分辨率的淺層結構探測成為可能，而提取穩定可靠的高頻面波，同時拓展低頻面波信號是淺層結構勘探的關鍵和需求.為了探討密集線性臺陣地震背景噪聲成像應用于城市活斷層調查的有效性，我們在安徽省明光地震小區劃項目開展的人工淺層地震勘探測線同期在相同位置布設一條被動源測線.該被動源測線由133個短周期地震儀組成，臺間距約60 m，橫跨郯廬斷裂帶東界嘉山—廬江斷裂(F1)和池河—太湖斷裂(F2)兩條主干斷裂.通過采集的約28天的三分量連續噪聲波形數據，采用最近新提出的拓距相移法提取基階Rayleigh波寬頻相速度頻散曲線，基于此反演了沿測線下方的S波速度結構，并與主動源S波反射剖面結果和地質資料等進行對比.獲得如下認識：

(1)通過拓距相移法的陣內相移和陣外相移分別提取了中高頻和中低頻的頻散曲線，通過加權疊加，得到了10 Hz～2.0 s的基階Rayleigh波頻散曲線；反演時在單點反演基礎上增加模型橫向及縱向約束，獲得了近地表1.3 km以淺的高分辨率的S波速度結構.淺層S波速度橫向上呈現出低速-高速-低速相間分布的特點，與地表高程凹陷-隆起-凹陷相間分布的構造形態對應較好.

(2)將拓距相移法反演結果與人工淺層地震勘探結果進行對比，結果表明，被動源反演的S波速度結構與主動源S波偏移時間剖面的形態在近地表100 m以淺高度一致，主動源刻畫的層序斷點均處于被動源反演的S波高低速交界處.同時，利用被動源反演的速度結構更深，能夠清晰地看出凹陷和隆起的構造形態以及斷層在更深處延展情況.

(3)本文通過密集線性臺陣的被動源背景噪聲成像和人工淺層地震勘探，獲得了郯廬斷裂帶東界兩條主干斷裂在地殼淺部的高分辨率S波速度結構和精細幾何特征.結合以往地質、電法、人工地震等研究成果，綜合分析認為池河—太湖斷裂是隱伏于深部的走滑斷裂和淺部伸展斷裂的綜合反映，其在淺部為上陡下緩、傾向北西的正斷層，該斷裂向上穿透第四系地層，可能為第四紀斷裂.嘉山—廬江斷裂淺部可能是一條傾向北西的正斷層，該斷裂錯斷古近系地層，向上未穿透第四系地層，但是被動源速度變化較小、主動源時間偏移剖面表層不顯著，對嘉山—廬江斷裂的認識需要進一步開展鉆孔勘探等工作來驗證.研究可為明光市強地面震動模擬、地震危險性評價、城市活斷層調查和郯廬斷裂帶深、淺部構造特征分析等提供參考依據.

(4)拓距相移法將傳統相移法與背景噪聲互相關相結合，很大程度上改善了傳統相移法對低頻段信號提取困難的問題，拓寬了頻散曲線的提取頻帶，在不降低淺層分辨率的前提下能夠有效增加對深部結構的約束.采用拓距相移法的被動源反演結果與主動源、地質資料等均有較好的對應性，進一步表明基于該方法的線性密集臺陣監測可用于淺地表及活斷層成像，為城市活斷層調查和城市地下空間探測提供了一種新的思路和技術手段.

(5)本文研究采集了三分量連續波形數據，部分臺站的高階面波發育，但反演時僅采用了基階Rayleigh波頻散數據.由于Love波相對于Rayleigh波往往具有更高的信噪比，頻散能量更清晰，高階模式比基階模式對S波速度變化更加敏感、探測深度更深，因此下一步我們將采用Rayleigh波和Love波、基階和高階模式相結合的聯合反演，進一步提高S波速度結構反演的準確性.

致謝本文中人工淺層地震測線數據由安徽省煤田地質局物探測量隊辛苦采集，被動源密集臺陣背景噪聲數據采集由安徽省地震局同志辛苦完成，背景噪聲互相關計算程序由中國科學技術大學姚華建教授提供，在此一并致以衷心的感謝！