龙门山断裂带位于松潘—甘孜地块与扬子地块交界处，是青藏高原东缘主要强震活动带，在晚三叠世和早侏罗世以及晚新生代经历了强烈的地壳形变运动(楼海等, 2008; 朱介寿, 2008).由于其复杂的结构和特殊的地理位置，龙门山断裂带长期以来都是地质界重要研究对象(刘树根等, 2003).2008年5月12日，龙门山断裂带发生M_S8.0“汶川地震”，约300 km断裂带发生大规模破裂(朱介寿, 2008; 李勇等, 2009a; Yu et al., 2010; 陈运泰等2013)，相关的研究进一步聚焦于此.龙门山断裂活动带主要由三条主干断裂构成：后山断裂、中央断裂和前山断裂(陈国光等, 2007).龙门山前山断裂中段灌县—安县断裂与成都盆地紧密结合，其活动性直接影响成都盆地城市安全(任俊杰等, 2012).根据陈立春等(2008)在“汶川地震”后的调查研究，白鹿—汉旺段长约60 km的逆断层发生强烈褶皱形变，两侧建筑遭受到剧烈破坏.李勇等(2009b)的调查研究指出，该断裂在“5·12汶川地震”中更是发生了同震地表破裂，山脉基岩、河流阶地、冲洪积扇发生不同程度的拱曲和移位，公路桥梁、建筑设施损毁严重.

地震断层错动效应、场址结构地震动放大效应、地形地震动放大效应及次生地质灾害效应等是地震灾害的主要致灾因子(李渝生和黄润秋, 2009).地震发生时，地表地震动强度往往受到场址效应的影响，尤其在软弱的冲积层会有较明显的振幅放大现象(Haines and Yu, 1997; Yu and Haines, 2003).这主要是因为地震波能量被“陷”在地表松软地层内，发生多次反射并在特殊频率叠加共振使得地震动振幅被放大.场址的地震动放大效应与其近地表地层介质参数有很高的相关性(Kawase and Aki, 1989; Saikia et al., 1994; Semblat et al., 2005).地表地震动强度通常与近地表局部地震地质结构特征紧密相关，特殊地震波组合形式、地形地貌、沉积地层结构会放大地震动的振幅，从而对建筑结构的安全稳定性带来巨大威胁和破坏.对固有频率与场址地震动放大效应主频相近的建筑结构而言，这种破坏的威胁显得尤其突出.建立场址近地表地震地质结构模型，评估和预测地震发生时场址的地震动特性，能有效降低地震灾害.地表地震动响应特征研究对于工程抗震设计、城市规划、生命线工程和地震震害模式分析具有重要作用及参考价值(袁丽侠, 2003).

研究区域位于绵竹市汉旺镇玉皇观河口区域(中心地理位置：104.215°E，31.475°N)，如图 1所示.该区域位于龙门山断裂带中段的山前地带，背靠龙门山构造带、面朝成都平原，地表起伏剧烈.河口区域呈冲积扇状，扇顶深入谷口，呈现半埋藏的锥形.根据场地条件，沿河口三角冲积平原布置流动地震台站阵列，共布置10个宽频带地震观测台站，见图 1.其中R01场址直接坐落在基岩上，在研究该区域的地震动放大效应中选其为参考场址.

图 1

Fig. 1

图 1 玉皇观试验区位置(a中红色标示框所示)与地震观测台站阵列分布(b) (b)是上图红色标示框的放大图，图中等值线表示玉皇观区域地形高程，红色和绿色线段分别表示S波和P波勘探测线. Fig. 1 The location of the Yuhuangguan area (shown as red box in the a) and the distribution of seismic stations used for this study (b) (b) is a magnified projection of the red box in the upper panel. Contours represent the topographic elevation in the Yuhuangguan area. The red and green lines represent the S and P wave exploration lines, respectively.

台站阵列在2012年11月—2013年3月连续记录观测.根据中国地震台网及美国地质调查局(USGS)公布的地震目录，从观测数据中挑选地震事件数据作为本文的研究数据.研究中所使用地震数据为三分量SAC格式数据，分别以Z、N和E表示垂向、南北和东西分量.仅选取震相清晰、信噪比高的地震数据用作后续研究分析.本研究共使用了91个地震的数据，其中64个是来自龙门山断裂带的近地震事件，震级范围1.5~4.4，震源深度范围5~25 km；另外27个是震级大于5.5、震中距为30°~90°的远震事件.所选择地震事件目录和台站记录情况详见表 1和表 2，震中分布和三分量波形记录如图 2所示.

图 2

Fig. 2

图 2 所选地震事件震中分布及波形记录 (a)近震事件分布；(b)远震事件分布，对应事件数据波形记录示例列在右侧. Fig. 2 Distribution of earthquake events and schematic diagrams of seismic waveform records (a) Near-seismic events; (b) Teleseismic events. Waveform records are demonstrated on the right.

表 1(Table 1)

表 1 近震事件记录 Table 1 Records of near seismic events

表 1 近震事件记录 Table 1 Records of near seismic events

表 2(Table 2)

表 2 远震事件记录 Table 2 Records of teleseismic events

表 2 远震事件记录 Table 2 Records of teleseismic events

为研究玉皇观河口区域的地震动放大效应，分别采用Borcherdt(1970)提出的参考场址谱比法(Reference Site Spectral Ratio，简称RSSR)和Nakamura(1989)提出的HV谱比法(Horizontal to Vertical Spectral Ratio，简称HVSR)，并对比分析.参考场址谱比法研究场址的地震动放大效应原理可以表示为

(1)

(2)

其中A_ij(f)表示第j场址在第i地震事件中的地震动记录的傅里叶振幅谱，S_i(f)表示第i地震事件的震源项，P_ij(f)表示第j场址在第i地震事件中的传播路径项，G_j(f)表示第j场址的场址项，I_j(f)表示第j场址地震观测台站的仪器响应项，R_ij(f)表示第j场址记录的第i地震数据的谱比函数(下同)，k表示参考场址编号，f表示频率.对于台站间距较小的地震观测阵列，相同型号的地震观测仪器记录的地震动具有相同的震源项、路径项和仪器响应，因此研究台站与基岩参考场址处地震仪记录的地震动的傅里叶振幅谱之比可以消除震源项、路径项和仪器响应的影响，从而得到地震波在地表不同场址的地震动响应函数.考虑到水平方向的地震S波对地表建筑结构的稳定性影响最大(Borcherdt and Glassmoyer, 1992)，本文主要研究水平向S波的地震动放大效应，并引入H分量综合表示地震观测三分量数据中的E分量和N分量的傅里叶振幅谱(Yu and Haines, 2003)，公式为

(3)

(4)

其中E_ij(f)、N_ij(f)、H_ij(f)和R_ij^H(f)分别表示第j场址在第i地震事件中的地震动东西分量、南北分量、水平分量和水平分量谱比函数.

若研究区域内难找到合适的基岩参考场址，HV谱比法是较合适的选择.该方法利用地震动观测数据的水平向与垂直向S波数据的傅里叶振幅谱之比，研究场址的地震动放大效应，公式为

(5)

其中H_ij(f)和V_ij(f)分别表示第j场址在第i地震事件中的地震动水平分量和垂直分量.对于同一台站接收的同一地震数据，由于仪器三分量响应函数的一致性，HVSR消除了地震动响应中的震源项、路径项和仪器响应项，计算结果主要反映了局部场址的地震动响应特征.

地震仪器记录到的原始地面运动数据除了地震数据，还有很多低频地面微振动，本文采用拐角频率设置为0.05 Hz的4极Butterworth高通滤波器予以压制.然后对滤波后的时间域地震动数据做傅里叶变换得到振幅谱，并以0.5 Hz的均值平滑窗口对振幅谱数据作平滑滤波.再按照公式(3) 和(4) 计算研究场址记录的每一个地震水平分量的谱比函数，以此刻画场址的水平向地震动放大效应.由于观测场址所接收的每个地震的震动数据含有随机噪音，在对每个地震事件的数据计算谱比函数后，进一步计算研究场址谱比函数均值和标准差，利用统计方法分析场址稳定的放大效应特征和变化范围.计算公式为

(6)

(7)

其中，R_i^H(f)表示第i场址H分量的谱比函数均值，N_i表示第i场址地震记录总数，σ_i^H(f)表示第i场址H分量的标准差.标准差越小，说明谱比函数值集中于平均值附近，此平均值的代表性强.如果标准差越大，则表明谱比函数值较为分散，平均值的代表性较差.由于地震工程最为关注的影响地表建筑结构稳定性的放大效应及特征频率处于较低频段，通常在十几赫兹以内，因此下文主要讨论0.5~20 Hz频率范围的放大效应整体趋势和10 Hz内的放大峰值及对应主频.R02、S01-S08研究场址对参考场址R01的地震动记录傅里叶振幅谱比函数如图 3所示.其中，灰色曲线、黑色粗线和黑色细线分别表示每个地震的谱比函数、谱比函数均值和谱比函数均值加(减)一倍标准差.

图 3

Fig. 3

图 3 RSSR结果 Fig. 3 Results of reference site spectral ratios (RSSR)

从图 3中可以看出，R02、S01和S03-S08整体放大峰值在1.6~4.0之间，主频在3.2~8.5 Hz频宽范围内，场址之间的地震动放大特征在整体上表现出较大差异，玉皇观区域存在明显的局部场址效应.其中R02场址在7.2 Hz主频的平均谱比峰值为4.0，其标准差的计算结果表明该场址的振幅谱峰值在3.0~5.5范围内，表现较为稳定.S01场址的谱比函数在8.5 Hz出现峰值，均值为2.2，其上下限范围在1.8~3.0之间.而S02场址相对R01参考场址的谱比均值在10 Hz以内并未体现出振幅谱被放大的现象.S03场址的平均谱比函数峰值为1.6，对应的主频为6.0 Hz，在该频率的峰值上下限分别为2.2和1.0.S04场址相对其他场址的振幅谱放大主频最低，在3.2 Hz出现谱比函数峰值，其实均值为1.9，谱比函数主要在1.4~2.5范围内.S05场址的放大峰值均值和对应的主频分别为1.7和6.0 Hz.S06场址在7.0 Hz有较为显著的放大效应，统计所得的谱比函数均值为3.5，且地震事件在该场址的放大数值主要变化范围在1.3~5.8倍.S07场址在4.0 Hz的谱比函数均值为2.1.S08场址在3.7 Hz的谱比函数均值出现波峰，振幅放大倍数为1.8倍，其主频在观测阵列中相对较低.从研究场址的RSSR结果中可以看出，R02、S01和S03-S08场址相对于R01均出现清晰的地震动放大效应，表明表层地震地质结构对基岩入射的地震波存在明显的改造作用.这种改造作用一般是一种三维效应，但是对于上述多个地震的统计结果而言，其主体是场址下方地质结构的影响.因此，这种放大效应统计结果与场址下方地质结构之间建立起了比较密切的对应关系.

为比较RSSR和HVSR两种方法计算的场址地震动放大效应的异同，两种方法使用完全相同的数据和处理流程，保证单一因素比较原则，以利于做出比较结论.用HVSR方法计算得到的谱比结果如图 4所示.

图 4

Fig. 4

图 4 HVSR结果 Fig. 4 Results of horizontal to vertical spectral ratios (HVSR)

R01参考场址的HVSR结果表明，该场址在3.0~15.0 Hz频率范围内存在幅度不大的地震动振幅谱放大现象，但是并没有观测到特别突出的放大主频和放大峰值.R02场址在主频7.5 Hz的振幅谱比函数均值为5.8；S01场址在主频9.0 Hz的振幅谱放大倍数为4.7；S02场址则在在10 Hz内仍然未出现清晰的放大主频和振幅谱放大峰值，高频部分出现了放大峰值；S03场址在主频5.8 Hz的谱比函数均值为4.5；S04场址的地震动放大峰值超过9.0，对应的主频为3.0 Hz，并在7.5 Hz出现第二振幅谱放大峰值4.5；S05在主频6.0 Hz的振幅谱比均值为6.5；S06场址的放大峰值达到8.0，主频为7.0 Hz；S07场址在3.5 Hz和8.5 Hz出现谱比函数的峰值，分别为5.0和4.8；S08场址在主频3.5 Hz的振幅谱比均值为4.0.HVSR的计算结果也显示除S02场址外，其他场址在10 Hz以内的水平分量相对垂直分量的地震动有明显的放大现象.场址之间的地震动放大效应具有较大差异，包括放大主频和放大峰值，以此表明局部场址效应显著.

在RSSR和HVSR计算结果中，S06场址的放大效应在各次地震中均稳定地表现得非常显著，其放大峰值和主频清晰，因此本文以S06场址为例研究玉皇观区域的地震动放大模式.我们知道，基岩和上覆表土层的横波速度、表土层厚度是影响地震动的重要参数(Borcherdt and Glassmoyer, 1992; Anderson et al., 1996).本文采用浅层P波勘探方法和被动源面波勘探方法(Louie, 2001)，获取S06场址的近地表横波速度结构.

根据周武(2014)在S06场址区域的反射波和折射勘探结果，该场址浅层地震地质结构可以概括地划分为3层结构(图 5)，结合踏勘观测，从上至下依次为表土层、砾石层和基岩.浅层分层深度在4.5~9 m，基岩顶界面埋深在15~25 m；对应的P波速度结构从地表至基岩依次为500~800 m·s^-1、1600~2200 m·s^-1、2700~3300 m·s^-1.

图 5

Fig. 5

图 5 反射P波探勘时间剖面结果(周武, 2014) 剖面纵坐标为双程走时，单位ms.若将波速沿时间进行积分，可以转化成深度信息. Fig. 5 Time profile results of reflective P-wave exploration (Zhou, 2014) The vertical coordinate is two-way travel time in millisecond, along which the integral of velocity can turn into depth.

在S06场址的面波勘探中，我们使用被动源面波勘探法Refraction Microtremor(Louie，2001; Pullammanappallil et al., 2004; Pancha et al., 2008)，了解S06场址区域的横波速度结构.在这部分研究工作中，使用了2.5 Hz检波器，采用24道、5 m道间距观测阵列接收研究场址的背景噪音数据，以期获得50 m深度范围的横波速度结构.按照Refraction Microtremor方法的数据处理步骤，首先将空间-时间域的背景噪音微振动记录数据作τ-p变换得到慢度-时间域数据；再利用傅里叶变换得到速度谱(McMechan and Yedlin, 1981)；最后对速度谱作归一化谱比计算，其振幅比值刻画慢度-频率谱中的面波频散能量分布，从中辨识并拾取Rayleigh基阶频散曲线(Louie, 2001).因为测线排列记录的背景噪音数据来自各个方向，并假设每个方向的噪音能量强度一致，因此为避免高视速度对结果的影响，在慢度-频率谱比中，并非如主动源勘探(例如MASW)一样沿谱比峰值拾取频散曲线(Park et al., 1999)，而是沿频散能量脊的下边界对应的低相速度拾取频散曲线(Louie, 2001; Park, 2010).根据Pancha等(2008)长期的研究经验，我们在此拾取频散能量脊下边界中沿慢度变化的谱比函数最大梯度值对应的相速度，如图 6所示.

图 6

Fig. 6

图 6 面波速度谱分析 Fig. 6 Velocity spectra analysis of surface waves

Rayleigh波频散方程是频率、地层介质密度、纵波速度、横波速度和层厚的函数(Chen, 1993).Xia等(1999)的研究表明，频散曲线的反演结果主要获得横波速度结构.因此，进一步对根据速度谱分析拾取的频散曲线作反演，这里包括自动反演和人工交互反演，得到的横波速度结构结果如图 7所示.

图 7

Fig. 7

图 7 横波速度结构(a)和Rayleigh波频散曲线拟合(b) Fig. 7 S-wave velocity structure (a) and fitting between observed and modeled dispersion of Rayleigh waves (b)

图 7a中的Rainbow色标线条表示的具有统计概率的横波速度结构是利用Dinver(Wathelet, 2005)反演模块的自动反演结果，黑色线条表示的是人工交互的反演结果.通常，自动反演的速度快，但是计算结果会出现较大的振荡.本文利用自动反演能够快速地给出大量结构模型，为交互反演提供启发范围，由此综合计算出S06场址的横波速度结构.从地表至基岩的顶界面埋深依次为：0 m，2 m，4 m，16 m，19 m，22 m；对应的横波速度依次为：180 m·s^-1，280 m·s^-1，430 m·s^-1，800 m·s^-1，900 m·s^-1，1000 m·s^-1.其中，0~4 m和16~22 m深度范围的速度变化反映了地层接触面附近介质速度的渐变过程.

综上，尽管P波勘探的数据处理工作与面波勘探的数据处理、解释工作是分别独立进行的，但是最终得到的S06场址P波勘探和面波勘探中的分层结构整体趋势较为吻合.

我们利用上述勘探结果建立模型对S06参考点的地震动放大特点进行了数值模拟研究，结果与RSSR的结果比较吻合(详见后文“讨论与分析”).

地下深部介质结构和组成对于研究地下深部动力学机制、深部构造环境、发震构造探究起着重要作用(Kind et al., 1995; Yuan et al., 1997; Bannister et al., 2003).龙门山构造带及邻区向来是地球深部构造研究的天然实验室，刘启元等(2009)在汶川地震后利用远震P波数据研究了松潘—甘孜地块的S波速度结构，王椿镛等(2010)使用接收函数计算龙门山及其邻区的地壳厚度和泊松比，李志伟等(2011)利用地震层析成像方法研究了龙门山地区的P波速度结构.嘉世旭等(2014)利用龙门山中段为中心及两侧四川盆地、川西北高原的深地震宽角反/折射测深观测结果，得到龙门山中段褶皱造山带及两侧的二维非均匀地壳速度结构模型.

研究该地区深部的地壳上地幔结构采用远震P波接收函数法从远震P波中分离PS震相(Langston, 1977; Owens et al., 1984; Ammon, 1991; 徐强和赵俊猛, 2008).本文根据中国地震台网中心和USGS公布的地震事件目录信息，从台站阵列观测记录的地震动数据中提取事件ZNE三分量波形数据，截取P波到时前20 s至P波到时后180 s的数据段；在低通滤波、去均值、坐标旋转、射线参数计算、重采样等一系列预处理后，采用时间域迭代反褶积技术提取接收函数，并对其作高斯滤波因子为2.0(约1.0 Hz)的低通滤波处理(王椿镛等, 2010)；最后通过最小二乘迭代法进行反演得到S波速度随地下介质深度变化的结构曲线.此外，采用Zhu和Kanamori(2000)提出的H-κ叠加处理方法(H表示地壳厚度，κ表示V_P/V_S)，结合P波穿过莫霍面时产生的Ps、PpPs、PsPs和PpSs转换波震相信息，对地壳平均泊松比和地壳厚度进行约束反演，获取莫霍面的深度信息.本研究使用CPS(Computer Program in Seismology)软件对波形数据进行反褶积和接收函数的S波速度反演，初始模型则使用AK135模型.

由于S02台站接收的远震数据太少，不足以用于接收函数计算；S04和S07台站由于背景噪音较强，在远震能量比较弱的情况下，数据质量的信噪比低.因此，对台站阵列观测记录的远震数据作质量控制后，选取了R01、R02、S01、S03、S05、S06和S08这7个台站的R分量接收函数分析研究.首先对台站阵列的观测到的来自不同方位的各个地震事件的接收函数作叠加平均，压制侧面散射体的影响.接着计算射线平均值作为叠加后的接收函数的综合射线参数，增强数据信噪比.最后进行初步反演，其中V_P/V_S初始值设置为经验值1.732(杨宜海等, 2015).并计算台站阵列H-κ叠加扫描结果，当H和κ对应真实的地壳厚度和波速比时，Ps、PpPs和PpSs+PsPs这3个震相叠加相交，H-κ域的叠加函数的振幅值达到最大.如图 8所示，其中灰度图的颜色最深处中心点表示为叠加振幅的最大值.在AK135初始反演模型下的H-κ计算结果表明，玉皇观区域的莫霍面深度为43.7±0.7 km，地壳平均速度比V_P/V_S为1.77±0.03.

图 8

Fig. 8

图 8 观测阵列H-κ扫描结果 Fig. 8 Scanning results of crustal thicknesses H and VP to VS ratios beneath the array

根据此结果调整初始模型参数，再次对所选择的7个台站观测的接收函数作迭代反演，最终得到玉皇观区域的地壳上地幔S波速度结构，如图 9所示.R01、R02、S01、S03、S05、S06和S08台站反演得到的最佳拟合模型正演接收函数和实测的接收函数之间的拟合度都很高，在84.26%~92.52%范围内.这7个台站观测数据计算的S波速度结构反演结果整体趋势较为一致，在44 km出现一致的地壳上地幔速度间断面，上地幔平均速度达到4.5 km·s^-1.台站阵列下方的沉积盖层速度结构在6 km以上表现为低速层，S波平均速度在2.5 km·s^-1，在此深度之下的结晶地壳结构为高速层，S波平均速度达到3.5 km·s^-1.根据本研究的接收函数所建立的地下速度结构结果与前人(嘉世旭等，2014；钱辉等，2015)在汉旺附近的研究结果较为一致.

图 9

Fig. 9

图 9 玉皇观地下S波速度结构(a)和接收函数波形拟合结果(b) Fig. 9 S-wave velocity structure beneath the Yuhuangguan area (a) and fitted waveforms using receiver functions (b)

RSSR作为传统的地震动放大效应研究方法，其清晰明确的物理含义、结果的稳定性和可靠性一直受到地震工程研究领域的认可.自从Nakamura提出HVSR后，由于其经济、便捷和抗噪能力强等特点，该方法得到快速应用，特别是由该方法所确定的场址地震动放大效应的稳定性得到深入研究之后(Lermo and Chávez-García, 1994).虽然在很多研究结果中HVSR与RSSR的结果相似，但是它一定程度上仍然属于经验方法，其具体的物理含义、与实际场址效应的关联性仍值得研究分析(Haghshenas et al., 2008).

本文统计了研究场址所有地震数据的谱比函数峰值和对应主频分布，如图 10所示，其中黑色方点和灰色方点分别表示RSSR和HVSR谱比函数的峰值.玉皇观河口区域由RSSR和HVSR两种方法计算的谱比函数结果的差异主要体现在场址地震动谱比峰值的数值大小不同，整体表现为HVSR计算的谱比峰值大于RSSR计算的谱比峰值，主要是由于研究场址接收的地震动Z分量小于R01场址的H分量振幅值.由于本文研究放大效应所使用数据均为地震动数据，在忽略面波对HVSR计算的影响情况之下，HVSR大于RSSR计算的谱比函数峰值，反映出玉皇观区域研究场址观测的地震动Z分量所受地表覆盖层的影响作用较小.对比场址地震动放大效应的主频，除了S02场址表现出的地震动响应特征不在本文的主要讨论范围，其他场址根据两种方法计算得到的地震动放大效应主频一致性都很好，说明HVSR方法能准确给出玉皇观地区的场址效应特征频率.根据上述两种谱比方法的计算，S02场址在RSSR和HVSR计算结果中，10 Hz以内的谱比函数结果并未表现出明显放大的现象，而在高频部分则出现了放大峰值.这很可能是由于S02场址位置与河道之间的距离近，坐落在河漫滩的砾石层结构上，地表地层介质较为致密、地表介质与地下基岩介质之间波阻抗差异小，因此在10 Hz以内的RSSR和HVSR计算结果中均无明显的放大效应，仅在高频部分出现放大效应的趋势.

图 10

Fig. 10

图 10 RSSR与HVSR谱比函数峰值和主频对比 Fig. 10 Comparison of peak ratios and corresponding dominant frequencies between RSSR and HVSR

RSSR和HVSR方法在研究局部场址的地表地震动放大效应中具有异曲同工之妙.在计算地震动放大效应的主频时，两者的结果往往具有较高的一致性，但是他们的理论依据却来自不同的考虑.RSSR主要是考虑基岩上覆沉积层或第四系对地表出射地震波的改造作用，研究近地表第四系沉积层场址相对于基岩参考场址的地震动响应特征.而HVSR的前提假设是地表所观测到的地震动垂直分量(Z分量)不受局部场址地震地质条件的影响，并且根据经验公式认为垂直分量近似等于地下基岩入射地震动的水平分量(Nakamura, 1989, 2000; Lermo and Chávez-García, 1993).但根据HVSR与RSSR计算结果的比较分析，地表土层场址接收的地震动Z分量与基岩场址接收的地震动H分量存在一定差异，因此Nakamura在HVSR方法中提到的“基岩”与本研究所选择的基岩场址还不能等同.HVSR近似于接收函数的研究方法，假设地表地震观测记录中的垂直分量不受局部场址结构的影响，而水平分量则由于局部结构的影响，出现了PS波的转换，因而水平分量包含了局部结构的反应，垂直分量包含来自地下深部结构的影响作用.不同于RSSR的研究参考对象是明确的基岩场址，HVSR所研究的场址地震动放大效应的参考对象是“地下基岩”，并没明确地下基岩是浅部基岩亦或深部基岩.为研究HVSR所反映的场址地震动响应函数究竟是近地表地震地质结构特征的影响还是地下深部介质结构的影响作用，并分析远震和近震数据对计算场址的地震动响应特征的影响作用，本文以S06场址为例，进一步用RSSR和HVSR方法计算了该场址观测的27个远震数据的谱比函数，并结合地震动放大效应正演算法对其展开讨论.远震数据的RSSR和HVSR计算结果分别表示为RSSR(tele)和HVSR(tele).根据浅层地震勘探的结果对S06场址建立近地表地震地质模型，利用SH波在地表多层介质中传播的模拟算法，计算S06场址的1D地震动放大效应(余嘉顺和贺振华, 2003).将SH波垂直入射的正演模拟结果与该场址H分量的RSSR、RSSR (tele)、HVSR和HVSR (tele)谱比均值结果对比分析，如图 11所示.

图 11

Fig. 11

图 11 S06场址地震动放大效应观测结果与模拟结果对比 Fig. 11 Comparison of the observed seismic ground motion amplification effect with the modeling results at site S06

根据比较结果我们发现：(1) RSSR与RSSR(tele)以及HVSR与HVSR(tele)这两对曲线都分别体现出高度的相似性，表明利用近震数据和远震数据计算该场址的地震动响应特征不存在显著差别；(2) 用HVSR方法计算得到的放大效应比RSSR大一倍左右，表明HVSR的结果不但包含了RSSR所体现的近地表低速层对波场的放大作用，可能还包含了下部介质的改造作用；(3) 在频率大于2.0 Hz的频带上，由S06场址近地表地震地质模型计算得到的理论放大曲线的形态与RSSR、RSSR(tele)、HVSR和HVSR(tele)整体趋势较为一致.其中，正演模拟结果的主频6.5 Hz与RSSR、RSSR(tele)、HVSR和HVSR(tele)的主频计算结果(均为7.0 Hz)很接近；对应的放大效应峰值数值出现一定程度差异，五者分别为3.2、3.5、3.3、8.0和6.3.正演模拟结果与RSSR、RSSR(tele)谱比函数均值反映的场址地震动放大效应一致性较好.

综上所述，玉皇观区域研究场址之间的地震动放大效应在RSSR和HVSR计算结果中均显示出显著的局部场址效应，主要是由局部场址的地形地貌特征、近地表地震结构特征差异所造成.观测台站阵列所观测的接收函数和反演计算的地壳上地幔S波速度结构的一致性较好，表明RSSR和HVSR方法受地下深部结构的影响作用很小.与此同时，该结果还表明对于接收函数的研究，其结果主要反映了深部结构的影响，而地形与近地表地震地质结构不会明显地影响深部结构计算结果的稳定性.

为研究龙门山前山断裂中段汉旺玉皇观区域的地震动放大效应和地下介质结构，在此区域布设宽频带地震台站阵列，观测地震数据.利用地震台站阵列观测的微弱地震事件数据，采用RSSR和HVSR两种谱比方法研究该区域的地震动放大效应.利用浅层地震勘探对S06场址建立近地表地震地质模型，在此基础之上，正演模拟该场址的地震动放大效应并结合观测数据展开分析.根据观测台站阵列记录的远震P波接收函数，计算该区域地下深部介质结构.得到如下认识和结论：

(1) RSSR和HVSR的计算结果均表明玉皇观研究场址阵列的地震动响应特征表现出较明显的局部场址放大效应，近地表地震地质结构特征对地震动放大效应的影响作用大.

(2) 利用RSSR和HVSR方法计算的场址地震动放大主频的一致性较好，而HVSR的放大峰值却系统性地比RSSR的放大峰值大一倍左右，表明HVSR的结果不但包含了RSSR所体现的近地表低速层对波场的放大作用，可能还包含了下部介质的改造作用.

(3) 玉皇观地区地下莫霍面深度为44 km，上地幔S波速度达到4.5 km·s^-1，其地壳上地幔S波速度结构符合四川地台的深部结构特征.观测台站阵列接收函数反演得到的地壳上地幔S波速度结构彼此相接近，说明其结果主要反映了深部结构的影响，而本研究区域范围内地形地貌和近地表地震地质结构特征的相对变化对接收函数的影响不大.

本研究受到国家自然科学基金项目(40839909)、四川省科技厅科技支撑项目(2013SZ0173) 和油气藏地质及开发工程国家重点实验室开放基金项目(PLC 201502) 资助.研究中使用的地震目录信息来自中国地震台网中心和USGS，地形高程数据来自NASA提供的ASTER GDEM V2.0数据，面波自动反演模块来自Geopsy.org，接收函数处理模块来自圣路易斯大学Robert Herrmann的CPS，H-κ计算程序来自Zhu L，在此一并致谢.