通海地区位于云南省中南部, 该地区地质构造复杂、新生构造运动强烈、强震活动频繁, 是云南地震灾害最严重的地区之一^[1].因此, 研究通海盆地的地震场地效应对于该地区的防震减灾和抗震设防都具有重要的意义.

强地面运动的数值模拟是定量化研究地震引起地表质点运动的重要手段, 在地震学和地震工程领域有着重要而广泛的应用.而地震产生的地面震动强度主要取决于震源的性质、地震波的传播路径和场地效应3个因素.已有研究表明, 沉积盆地内的松散地层对地震引起地面运动具有明显的放大效应, 盆地边缘与其内部的场地效应差异显著.其中松散沉积层和基岩之间的速度差异及沉积层的厚度变化是决定场地响应的主要因素^[2].因此合理构建浅部松散沉积层的速度结构模型, 对于定量研究盆地结构对地震动参数的影响规律是非常重要的基础性工作.虽然钻孔P/S波速测试是常用的高精度直接测定浅层速度结构的方法, 但要对通海盆地大面积进行具有一定密度的钻孔波速测试, 不仅耗资巨大、耗时费力, 而且在沉积层厚度大于200 m的区域, 钻孔P/S波速测试也很难实施.为此, 本文采用了反射地震勘探、人工源和天然源面波联合勘探方法^[3-4], 并利用通海盆地褐煤普查中的钻孔和电法勘探资料, 构建了能反映通海盆地构造特征的浅层速度结构模型.

通海盆地位于川滇菱形地块南端, 是滇中地区的一个断陷盆地.盆地四周受断裂控制明显, 其南侧是曲江断裂, 东侧是川滇菱形断块东南边界的小江断裂, 地质构造既存在主要构造的转弯, 也存在多组构造的交汇^[5].尤其是在北西和北东-北北东向构造的相互作用下, 致使盆地内断裂交错、构造复杂.盆地东部是面积约36 km²的杞麓湖, 湖面呈北东展布, 属于断层陷落湖泊.前人资料认为^[6], 充填于盆地中的湖积物全属第四系, 盆地内缺失上新统.但据云南省一四三煤田地质勘探队的煤田普查¹⁾钻探结果揭示, 盆地内第四系之下还有第三系沉积存在, 一般以灰色、深灰色、褐色黏土, 粉砂和砂质黏土及褐煤等组成.新生界厚度约350 m, 沉积中心分布在盆地西南部的沈家营、大河咀一带.盆地内第四系分布广泛, 主要由灰色、砖红色的亚砂土、黏土和砂质黏土组成.盆地下覆盖基岩多为石炭系灰质白云岩和二叠系砂岩等.据云南省地震工程院资料²⁾, 通海盆地的第四纪沉积中心与现代杞麓湖水面中心不一致, 而是西移至通海县城以西约5km的小街附近, 最大沉积厚度为290 m左右.

1) 云南省一四三煤田地质勘探队.云南省通海盆地电法(找煤)报告.1988.

2) 云南省地震工程院.玉江断裂第四纪活动性鉴定工作报告. 2006:36.

为了尽量接近真实地反映出通海盆地的浅层速度结构特征, 针对通海盆地的地质条件, 根据地球物理勘探方法特点和现有资料的情况, 在盆地内不同部位选用了不同的探测方法.其基本思路是用反射地震勘探揭示盆地中部沉积厚度较大部位的基岩埋深和第四系内部地层分布情况, 用面波联合勘探和电法勘探资料在面上控制地层结构的横向变化, 再用钻孔资料标定上述三种物探结果的解释深度.最终根据钻孔P/S波测井、地震勘探和面波反演结果确定盆地内的P/S波速度随深度变化的经验关系, 构建通海盆地的浅层速度结构模型.在盆地内施测的反射地震勘探测线、面波测点和收集的电法测深点及钻孔位置分布见图 1所示.下面简要介绍三种探测方法, 并各举一例说明探测效果.

图 1

Fig. 1

图 1 勘探测线和测点位置分布图 1通海盆地; 2盆地边界; 3钻孔位置; 4面波勘探点; 5反射地震勘探测线; 6电测深测点; F1小江断裂; F2普渡河断裂; F3曲江断裂; F4红河断裂. Fig. 1 Location map of seismic line and exploration points 1 Tonghai basin; 2 Basin boundary; 3 Borehole; 4 Surface wave exploration points; 5 Reflection seismic exploration lines; 6 Electrical sounding points; F1, Xiaojiang fault; F2, Puduhe fault; F3, Qujiang fault; F4, Honghe fault.

本次在通海盆地内共开展了3条测线的浅层地震勘探(总长10.3 km), 根据地形和道路的实际条件, 分为5个测段实施完成(见图 1所示).通海盆地属于湖相沉积盆地, 湖积层厚达200多米, 主要以灰黑色砂质黏土和淤泥为主, 并夹有细砂、砂砾和螺蛳壳层.这些松软的地层对地震波的激发和接收都十分不利.环境方面, 测线附近车辆活动频繁, 人为干扰强烈, 测线周边人口稠密, 不宜使用爆炸震源.为了压制环境干扰噪声、确保施工安全和探测深度, 选用美国生产的出力28吨的AHV-Ⅳ型可控震源激发地震波, 每个测点用四只60 Hz检波器点组合方式接收, 数据采集使用的是德国DMT公司制造的Summit型数字地震仪.

通过现场对比试验, 最终采用单端激发、单边接3820 11期何正勤等:云南通海盆地的浅层速度结构收、滚动前进方式进行数据采集, 具体采用的技术参数为:道间距3 m, 接收道数96道, 水平覆盖12次, 采样间隔0.5 ms, 记录长度1024 ms, 炮间距12 m, 最小偏移距24~48 m.在数据采集过程中, 当基岩深度变化较大时, 再根据实际情况通过变观方法对观测窗口进行了相应的调整, 在每条测线上都采集到了高信噪比的数据.数据处理流程中纳入了频谱分析、频率滤波、多次速度分析、动校正叠加、折射静校正、地表一致性反褶积、剩余静校正、去噪等处理模块.经数据处理后获得了高信噪比的反射地震时间剖面.图 2所示的是在通海盆地西南部L11-1测线得到的时间剖面和深度解释剖面图.该测线位于通海县九街镇, 沿北西向的055乡道展布, 测线长2386m, 其位置见图 1所示.从图 2a可以看出, 时间剖面中存在4个较清晰的反射波组_T1、T₂、T₃和T_g. T_g在整个剖面上都以优势能量出现, 在CDP700附近有明显的错断, 测线北西段呈双相位波状起伏, 而南东段以多相位出现, 并逐渐变浅; T_g之下没有可以连续追踪的反射震相, T_g出现的深度与钻孔ZK7揭示的泥岩顶面埋深十分吻合, 由此推断T_g是基岩顶面的反射波、T₁、T₂和T₃是覆盖层内部地层的反射波.上述波组都在CDP640-730之间出现了明显的错断, 表现出典型的西倾逆断层特征, 北西盘上升, 南东盘下降.断裂两侧基岩面垂直落差为110 m左右, 错距自下而上逐渐变小, 上断点埋深约20 m.根据位于测线中西段的钻孔TH5资料, T₁是厚约30 m的黏土层顶面的反射波, 该界面应该是晚更新世或全新世地层内部界面, 由此推断该断裂活动时代较新, 应属于晚更新世或全新世活动断裂.

图 2

Fig. 2

图 2 L11-1测线的时间剖面和深度剖面图 Fig. 2 The time and depth profile of the seismic line L11-1

虽然反射地震勘探分辨率高、探测深度大, 但探测成本很高, 要大范围开展探测工作存在困难.为了确保在面上有适当的测点密度, 在环境干扰较小的位置实施了30个测点的人工源和天然源面波联合勘探, 作为确定浅层横波速度结构的面上控制点.人工源面波勘探采用多道瞬态面波分析(MASW)方法^[7], 考虑到直线排列比圆形或三角形台阵^[8]更便于野外快速布设检波器, 数据采集时采用直线排列接收面波信号.为了提高探测效率, 天然源面波勘探与人工源法面波勘探使用相同的直线排列接收信号, 数据处理用扩展的空间自相关(ESPAC)方法^[9].尽管天然源面波探测深度大^[9-10], 但由于受到人为活动的干扰, 高频段探测误差较大, 缺乏反映浅部地层结构的可靠信息, 而人工源面波很容易记录到反映浅部地层结构的高频面波信息.受激发能量(人工锤击)的限制, MASW方法的缺点是探测深度有限, 一般只有20~30 m.因此人工源和天然源面波联合勘探具有优势互补、深浅兼顾的优点^[11-12].在通海盆地30个场点的探测表明, 本文采用的人工/天然源面波联合勘探方法不仅能提取到频带更宽的频散曲线, 拓展勘探深度, 而且还能确保浅部结构探测精度和工作效率.下面通过一个实例来介绍这种新的面波联合探测方法.

鉴于使用人工源和天然源面波联合勘探, 测点都选择在人为干扰小的板实土路或空地上.本例所示的实测点位于通海盆地北部石邑村附近, 采用18个主频为2 Hz垂直向检波器按2 m道间距、直线排列用作MASW和ESPAC方法的信号接收(见图 3a所示).在测线末端(见图 3a中距离为54m的位置)还布设了一个主频为0.1 Hz的低频三分向检波器, 用作H/V频谱比分析.数据采集都用Summit地震仪.为了保证检波器与地面的良好耦合, 特意将检波器的尾椎加长到了12 cm.在进行探测时, 首先在距首道6 m和12 m位置分别用人工锤击激发, 采集人工源面波信息, 每个炮点重复3次以上.然后排列不动, 改变采样间隔为8 ms接收天然源信息, 每次记录6 min, 并重复记录3次以上, 整个采集工作约30 min即可完成.记录期间, 在测线附近进行了警戒, 避免人为活动的干扰.图 3b和3c分别是人工源和天然源采集的波形记录, 可以看出, 人工源面波能量强、信噪比高, 天然源记录人为干扰小、频率成分丰富.操作员在现场通过对采集的数据用MASW和ESPAC方法进行数据处理, 初步分析频散曲线, 作为现场的质量监控, 如果发现探测效果不理想, 将改变观测系统重新采集数据.

图 3

Fig. 3

图 3 面波联合勘探的观测系统(a)及野外记录(b)和(c) Fig. 3 The geometry of surface wave joint exploration (a) and raw data of field recording (b) & (c)

在人工源多道面波的MASW数据处理中, 采用的是f-k分析法^{[13, 7]}.其基本步骤是首先在x-t域中显示整个排列的多道记录数据, 根据面波特征选择时域窗口, 再将窗口内的记录变换到频率-波数域(f-k域), 沿着f-k域中能量最强的峰值带提取得到该点的基阶面波频散曲线, 其结果见图 4a所示.

图 4

Fig. 4

图 4 MASW和ESPAC的联合应用实例 Fig. 4 MASW and ESPAC joint application example

天然源面波资料采用ESPAC方法处理, 其方法参见文献^[9].数据处理时先将整个记录分成m段, 剔除干扰较大的记录段, 对选用的记录段带通滤波, 再选定中心台站, 计算各个台站与中心台站的自相关系数, 求得自相关系数随着距离的变化关系, 然后根据最小误差原则将其与第一类零阶贝塞尔函数拟合, 求得该频率所属的瑞雷波相速度V(f).通过对不同频率带通滤波, 重复上述步骤, 依次求出不同频率瑞雷波的相速度, 就获得了相应的相速度频散曲线, 其结果见图 4b所示.

从图 4a、4b可以看出, MASW的能量主要集中在7~31Hz, ESPAC的能量主要集中在4~20 Hz, 二者在频带的高/低段得到了互补, 重叠部分的相速度值可以相互印证(见图 4c所示).取其平均值作为该测点的实测相速度频散曲线, 再利用遗传算法反演得到该点的浅层横波速度结构(在图 4d中用红色折线表示, 黑色折线为初始模型).在反演结果中, 位于深度25 m处的界面与后来收集到的在相同位置钻孔TH1揭示的强风化白云岩顶面十分吻合(见图 4d和4e), 36 m深度的界面对应于强风化与中微风化白云岩的分界面.通过该实例说明人工源和天然源面波联合勘探得到的横波速度结构是可靠的.

电法测深工作是云南省一四三煤田地质勘探队在通海盆地找煤时实施完成的, 具体的探测方法与成果分析详见探测报告¹⁾.通海盆地的电法普查工作共实测了269个物理点, 其测点分布见图 1中的蓝色圆点所示.采用的是对称四极电测深方法, 选取AB/MN=10/1的活动装置, 最小AB/2为3.5 m, 最大AB/2为1500 m, 一般AB/2为500~1000 m.探测仪器使用DDC-2B型电法仪.为保证探测精度, 在施工前后均用308-1型电位差计进行了检测标定, 并开展了5个穿透基岩的钻孔探测和3个孔旁电法试测工作用来标定在电法解释工作的地质层位.通过与本次地震勘探和收集到的23个钻孔资料对比, 发现电测深方法得到的新生界厚度基本合理, 所以在绘制通海盆地的基岩埋深分布图时纳入了电测深的结果.

根据钻孔剪切波速测定和面波勘探的反演结果, 得到了通海盆地内30个测点的浅层(深度 < 100m)横波速度随深度分布的速度结构模型, 见图 5a所示.蓝色曲线是盆地中部沉积厚度大的测点, 黑色曲线是盆地边缘的测点.整体看来, 在相同深度的情况下, 盆地边缘的速度大都高于盆地中部.红色折线是钻孔剪切波速测试结果, 速度较高的两个钻孔也都位于盆地边缘, 同样显示出盆地边缘的速度高于盆地中部的特征.从图 5a可以看出, 位于钻孔附近的面波勘探与波速测试结果基本一致, 说明本文所用的面波联合勘探方法是有效和可靠的.图 5b是根据反射地震勘探叠加速度用Dix公式计算得到的在4个测线上的P波速度随深度分布情况, 可以看出除L11(图 5b中的蓝色曲线)在断裂F11-1附近速度较低外, 其他测段的变化趋势很相近(因为这些地震勘探测线都位于盆地中部覆盖层较厚的位置).利用本次面波勘探、反射地震勘探和钻孔波速测试资料, 得到了通海盆地在不同区域内的地震波速度随深度变化的经验曲线, 该结果将作为强地面运动数值模拟中构建浅层速度模型的基础参数.

图 5

Fig. 5

图 5 通海盆地的浅层速度结构 (a)横波; (b)纵波. Fig. 5 The shallow velocity structure for the Tonghai basin (a) Swave; (b) Pwave.

由于盆地内沉积层与下伏基岩的速度差异很大, 新生界的厚度变化对于构建浅层速度模型计算场地地震动参数有着重要的影响.为此, 本文根据反射地震勘探、面波勘探、钻孔探测和褐煤普查中的电测深资料, 经综合校准后绘制了通海盆地的新生界等厚度图(见图 6所示).图 6中的断裂是根据玉溪地区1:20万区域地质图勾绘的.从图 6可以看出, 通海盆地的沉积中心位于盆地西南九街镇北部, 局部最大沉积厚度达到450 m.盆地南北两侧的等厚度线梯度带均呈北东向展布, 与现代杞麓湖水体展布区的长轴方向相近, 但明显向西南延伸了约5 km, 显示出杞麓湖向北东退缩迁移的特征.这种迁移是由于在滇南地区总体上升的背景上, 通海断陷盆地南北断块发生差异上升运动(盆南断块上升最强, 盆北断块次之, 盆内断块更次之)和向北东的掀斜运动共同作用的结果^[6].

图 6

Fig. 6

图 6 通海盆地新生界等厚度图 Fig. 6 The Cenozoic isopach map for Tonghai Basin

盆地西缘的新生界等厚线梯度带均呈北西-北西西向展布, 基本上与附近的隐伏断裂F4走向一致.盆地北部的等厚度梯度带从纳古镇到四街镇向凤凰山南部延伸, 其陡坡根部的走向与F5断裂的展布相近, 因此我们推断通海盆地的形成可能与F5断裂的早期活动有关.此外, 盆地东南的新生界厚度20 m等厚线的走向与F1断裂的展布相似, 并与沈坤等^[14]用电阻率层析成像方法确定的小江断裂西支位置非常接近.虽然北西向的玉江断裂(F2、F3)对盆地内的新生界厚度变化也产生了一定的影响, 但其作用明显小于北东向断裂F1和F5.因此, 通海盆地总体表现为一被小江断裂南段分支断裂所控制的北东向向斜构造格局.

通过对通海盆地浅层速度结构的地震反射勘探和面波联合勘探, 在收集已有钻孔和电测深资料的基础上, 综合所有探测结果得到了通海盆地的新生界厚度分布图和速度随深度分布曲线, 获得了以下研究结果:

(1) 在通海盆地中部, 新生界厚度为100~300 m, 盆地北部和东南两缘的新生界厚度变化梯度带走向明显受到小江断裂南段分支断裂的控制, 虽然北西向的隐伏断裂对盆地内的新生界厚度变化也产生了一定的影响, 但其作用要小得多.钻孔剪切波速和面波勘探得到的速度随深度分布曲线都表现出在深度相同的情况下, 盆地边缘的速度高于盆地中部的特征.

(2) 通海盆地的沉积中心位于盆地西南九街镇北部, 新生界沉积厚度200~300 m.整体表现出沉积西南厚东北薄的趋势, 现代杞麓湖水面位置背离盆地沉积低洼区向北东迁移了约5 km.这可能是由于在区域性上升构造运动的作用下, 位于曲江断裂北侧的通海盆地处于向北东挤压抬升之中^[6], 使得杞麓湖向北东不断收缩迁移的结果.杞麓湖螺壳高出现代湖水面60~120 m的现象和大地水准测量结果^[15]都支持这一解释的合理性.

(3) 位于盆地西南的九街镇沿老国道实施的地震反射勘探结果揭示, 该区的沉积厚度最厚达到450 m, 测线上发现的断层属于逆断性质, 上断点埋深约20 m.据测线西段的钻孔TH5资料分析, 断裂错断了晚更新世或全新世地层, 应属于晚更新世-全新世活动断裂.由基岩出露的断裂位置(玉溪幅1:20万地质图)推断, 该断裂应该是小江断裂的西南分支.

本次在通海盆地开展的探测工作, 主要是针对构建浅层速度结构模型而设计的, 没有考虑对盆地内隐伏断裂的全面控制.但据发现断裂的特征分析, 其活动时代较新, 对建筑物的安全影响较大, 因此建议在城市规划和重要工程选址时应开展对隐伏断层展布探测和活动性鉴定工作.

在通海盆地的浅层速度结构野外探测工作中, 曾得到云南省玉溪市防震减灾局和通海县防震减灾局的大力支持和帮助, 在此表示感谢!