2020, Vol. 63
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(Ansal et al., 2001).
松散沉积层的厚度及其与基岩的波阻抗差异，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，探查隐伏结构、沉积盆地(如Nakamura, 1989, 2000；Ibs-von Seht and Wohlenberg, 1999；Parolai et al., 2002；Bard and SESAME participants, 2004；陈棋福等，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SESAME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；Wang et al., 2008；彭菲等，2010；王伟君等, 2009, 2011, 2012；徐佩芬等, 2009, 2012；Liu et al., 2014；Yilar et al., 2017；Bao et al., 2018；Tian et al., 2019).
1679年9月2日三河—平谷8级地震，离北京约40 km，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，以及浅层土的动力学特征研究，相对比较缺乏.
本研究在北京市通州区潮白河以西40 km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.
1 构造背景研究区位于华北平原沉降带与阴山—燕山南麓隆起交汇的平原区，地势北高南低.新构造时期以来，在区域伸展构造环境的影响和作用下，华北平原区受到拉张，区内NE向和NW向的隐伏断裂相应产生引张正断活动，在两组或两组以上断裂的联合作用下，发育了一些同生构造——沉积盆地.这些隐伏断裂大都控制着区域内沉积盆地的发育，同时，被新近纪和第四纪松散沉积物所覆盖(高文学和马瑾，1993).
显著的断陷活动形成由顺义凹陷、大兴隆起和大厂凹陷等组成的复杂断陷区，伴随的隐伏断裂主要有10条，其中NNE至NE向的断裂有8条，NWW向断裂有2条(图 1).NNE向最主要的断裂之一为夏垫断裂，是控制大厂凹陷发育的断陷主断裂，总体走向NNE，倾向SEE，被认为是1679年三河—平谷8级地震主要发震构造.NWW向二十里长山断裂分布在研究区中西部，由三条近于平行的断裂组成.在地貌上，二十里长山断裂表现为北西向串珠状残丘孤山，是北部燕山山脉和南部华北平原的过渡带.这些断裂是未来强震发生的潜在区域，它们的持续活动也导致沉积构造空间变化显著，也使场地作用更加复杂和多样化.
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图 1 研究区地理位置、隐伏断裂带分布和地脉动观测点位图 F1：夏垫断裂；F2：程各庄断裂；F3：大兴庄断裂；F4：大官庄断裂；F5：二十里长山断裂；F6：南苑—通县断裂；F7：翟里—马坊断裂；F8：南口—孙河断裂；F9：河西务断裂；F10：蓟县山前断裂. Fig. 1 Map of hidden faults and microtremor observations F1:Xiadian fault; F2:Chenggezhuang fault; F3:Daxingzhuang fault; F4:Daguanzhuang fault; F5:Ershilichuangshan fault; F6:Nanyuan-Tongxian fault; F7:Zhaili-Mafang fault; F8:Nankou-Sunhe fault; F9:Hexiwu fault; F10:Jixianshanqian fault. |
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月分三次在研究区(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(120 s~50 Hz)进行同步观测，采用率分别为100 Hz、200 Hz和100 Hz.
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2~3 km，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600 m(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1 h.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.
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图 2 台阵A1-A3和B1-B3观测点位图(三角形为地脉动测点) Fig. 2 The geometries of array A1-A3 and B1-B3(The triangles are the microtremor observation stations) |
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200 s时窗信号.其中STL/LAT短时窗和长时窗长度分别为1 s和30 s，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：
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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0.1~20 Hz，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STL/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STL/LAT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h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)：
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其中，VS是土层的S波速度，因此
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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)：
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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0.4~10 Hz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.
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表 1 反演参数 Table 1 Inversion parameters |
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6 Hz曲线存在差异.三种仪器在0.3 Hz和0.85 Hz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.
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图 3 台阵A1中心3种同步观测仪器的H/V曲线 QS-5-B(红色实线)，Nanometric Trillium 120P(绿色虚线)和SmartSolo IGU-BD3C-5(蓝色划线). Fig. 3 H/V curves of three instruments simultaneously observed at the center of array A1 QS-5-B (red solid line), Nanometric Trillium 120P (green dotted line) and SmartSolo IGU-BD3C-5 (blue dashed line). |
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.
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图 4 研究区场地共振频率分布图 Fig. 4 Distribution of the site resonant frequencies in the study area |
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图 5 研究区场地放大系数分布图 Fig. 5 Distribution of the site amplification factors in the study area |
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240 m，227 m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70 m.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120 m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：
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图 6 地脉动观测点ai7，al8和t11的H/V曲线和对应的深钻点岩性柱状图 Fig. 6 H/V curves at stations ai7, al8 and t11 and their corresponding core log |
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表 2 三河—平谷地区钻孔点位、第四纪厚度、H/V曲线峰值频率和振幅统计表 Table 2 Table of the borehole location, Quaternary thickness, peak frequency and amplitude in Sanhe-Pinggu area |
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-fr关系式基本相近.相同共振频率，频率低于1 Hz时，在三河—平谷地区获得的沉积厚度要比上述地区薄，高于2 Hz时，则厚3~9 m(图 7).
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图 7 三河—平谷地区第四纪层厚-共振频率关系 Fig. 7 The relationship of Quaternary layer thickness and resonant frequency in the Sanhe-Pinggu area |
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0~600 m之间，整体表现为西北部和西南部沉积厚300~600 m，北部和中东部薄在0~200 m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.
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图 8 H/V谱比法获得的研究区三维沉积厚度分布(F1-F10同图 1) Fig. 8 Distribution of the three-dimensional sedimentary thicknesses in the study area obtained by the H/V spectral ratio method(F1-F10 are same as Fig. 1) |
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13 km，东西间距达24 km，面积约为322 km2.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319 m，中更新统翟里组139 m，上更新统军营组15 m(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600 m，最浅部也深达300 m，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200~350 m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0~200 m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20~50 m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100 m左右.
4 讨论为了检验公式(6)的合理性，以及认识松散沉积厚度、共振频率和浅层速度结构的关联，我们进一步对台阵数据进行了处理，同时对比了由H/V谱比法获得的沉积厚度和反射地震勘探结果，并利用钻孔和台阵速度反演结果进行简单的场地分类.
4.1 台阵和速度结构反演六个台阵的F-K功率谱概率密度图如图 9所示.图中黑色实线是根据概率密度分布均值平滑后得到的Rayleigh波相速度频散曲线.台阵A1和B1观测地点基本重叠，使用不同的仪器和几何排列，但可以看到它们的频散曲线基本一致.台阵B3因观测时间较短和可能受到风的影响，功率谱概率密度分布比较松散，没有拾取频散曲线和反演速度结构.按照表 1的参数设置模型，分别对每条Rayleigh波相速度频散曲线进行反演，其拟合误差和反演模型如图 10和图 11所示.
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图 9 台阵A1-A3和B1-B3的F-K功率谱概率密度图 图中黑色实线为拾取的Rayleigh波相速度频散曲线，台阵B3的频散曲线没有拾取. Fig. 9 The histograms of F-K Power spectrum probability density function for the array A1-A3 and B1-B3 separately The black solid lines picked-up Rayleigh wave phase dispersion curves. |
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图 10 台阵A1-A3和B2的频散曲线拟合误差分布 Fig. 10 The diagrams of fitting errors for dispersion curves inversion at array A1-A3 and B2 |
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图 11 台阵A1-A3和B2反演的S波速度和附近工程测井S波速度对比图黑色实线为工程测井S波速度. Fig. 11 Inverted S-wave velocity profiles for array A1-A3 and B2 Black solid lines are the S-wave velocity profiles from engineering boreholes. |
和台阵附近的工程测井S波速度比较(图 11)，反演得到的浅部S波速度与测井S波速度相近.但工程测井深度一般仅达60~80 m，而反演结果可以反映沉积厚度和基岩速度结构.
台阵A1和B1在同一地点同步进行观测，H/V曲线在0.86~0.98 Hz附近有一个显著的波峰，根据公式(7)计算得到台阵A1/B1沉积层厚在113~95 m之间，与Rayleigh波反演的95~100 m波阻抗界面接近(图 11)，此处可能对应沉积层底部的第四纪与基岩界面.台阵A2和B2靠近燕山山脉，沉积层逐渐变薄，H/V曲线峰值频率分别在1.12~1.35 Hz和0.88~1.09 Hz之间，计算得台阵A2和B2处的沉积层厚度分别是89~71 m和121~93 m之间，也与Rayleigh波反演结果基本相近(图 11).将台阵反演的沉积层厚度和它们的H/V曲线峰值频率绘制到图 7，可以看到这些台阵结果较好地符合沉积厚度-频率关系曲线，反映了该关系式(公式(6))的合理性.
4.2 H/V曲线双波峰现象我们发现研究区部分地区显著的H/V曲线双波峰现象是和沉积厚度相关的.台阵A1、A2和B2沉积层厚均在70~130 m之间，沉积盖层较薄，H/V曲线表现为只有一个波峰.而台阵A3在大厂凹陷内，沉积盖层较厚，H/V曲线频率存在两个峰值现象(图 12).在大厂凹陷和顺义凹陷内及其边界处，沉积厚，H/V曲线普遍具有两个峰值现象.将南北向(东经116.92°附近)附近H/V曲线归一化画出剖面(图 12)，可以清楚看到双峰向单峰的空间变化.大厂凹陷内H/V曲线第一个峰值在1 Hz附近略有变化，而第二个峰值在0.3~0.5 Hz之间波动，厚度变化剧烈.凹陷以北两个峰值变为一个峰值，且峰值频率逐渐升高.
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图 12 南北向(东经116.92°附近)H/V归一化剖面图 图左侧为南，不同颜色表示H/V归一化振幅，横坐标为台阵测点名，纵坐标为频率的指数坐标，白色圈为拾取的峰值频率. Fig. 12 The normalized H/V profile near the longitude of 116.92 ° from south to north. On the left is the south. Different colors represent the normalized amplitude of H/V. The x-axis is the microtremor station name. The y-axis is frequency in logarithm. White circles are picked peaks. |
这种双波峰现象可能和早期沉积受压致密接近成岩有关.第二个波峰的振幅显著大于第一个波峰，应该和基岩面对应；而第一个波峰可能对应一个弱波阻抗界面.台阵A3主要H/V曲线波峰频率对应的沉积层厚度约为530 m，与速度反演得到的510 m波阻抗界面相当(图 11).次要波峰换算的沉积厚度约为195 m，与速度反演得到的160 m处的波阻抗界面相当.图 13深地震反射剖面中，在断层凹陷区内也可以看到类似的多层沉积界面.
4.3 与深地震反射剖面对比结果
为了进一步验证H/V谱比法获得的沉积厚度，我们将这些结果和深地震反射剖面进行了粗略的对比.研究区内有几条深地震反射剖面，其中北西向香河—牛栏山(SP-Ⅰ，图 13a)与研究区西边界和南边界相交，长度为40 km；北东向风河营—平谷(SP-Ⅱ，图 13b)与研究区南边界相交，终点在研究区内，长度为41 km(张先康等，2002).这两条剖面是时间剖面，根据时深转换公式
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图 13 研究区H/V谱比法获得的沉积层厚度与深地震反射剖面对比图 蓝色线为本文沉积层厚度沿深地震反射剖面的分布；(a)底图为香河—牛栏山深地震反射剖面(北西向，简称SP-Ⅰ)；(b)底图为风河营—平谷深地震反射剖面(北东向，简称SP-Ⅱ)；(c)底图为昌平—宝坻深地震反射叠加时间剖面和解释结果图. Fig. 13 Comparison between the sedimentary thickness obtained by H/V spectral ratio method and the deep seismic reflection profile The blue lines are the distribution of sedimentary thickness along the deep seismic reflection profiles. The base map is Xianghe-Niulanshan deep reflection profile (Northwest, SP-Ⅰ), (b) The base map is Fengheying-Pinggu deep reflection profile (Northeast, SP-Ⅱ) (c) The base map is stacked time section and its interpretation along Changping-Baodi deep reflection profile. |
从图 13a可以看到夏垫断裂(F1)出现在SP-Ⅰ桩号40 km左右，与本研究结果基本一致，断裂以南为北倾，地脉动剖面中此处沉积层最深处达398 m.南苑—通县断裂虽然在深地震反射剖面中没有明显显示，但是在地脉动剖面上可以明显的看到此处沉积层逐渐变厚最深处为340 m，断裂以南近似水平，沉积层近100 m左右.SP-Ⅱ剖面北部与蓟县山前断裂(F10)边缘相交，从图 12可以看到此处沉积层并没有明显变化，与SP-I相交处以北沉积层较浅在70~100 m之间，以南开始加深，最深处达338 m(图 13b).
刘保金等曾在本研究区内开展过昌平—宝坻深地震反射剖面探测研究工作(刘保金等, 2009, 2011)，剖面的东南端点位于天津市宝坻县北约2 km的西河务村，终点位于北京昌平区何营村附近，总长度为100 km，其与本研究区西边界相交点为(116.75°E，40.02°N)，南边界相交点为(117.17°E，39.83°N)，长度41 km.从图 13c中可以看到底图中F5夏垫断裂上升盘在通县隆起上，剖面反射波产状近于平行，H/V谱比法获得的沉积层厚度同样近于平行大约在100 m左右，夏垫断裂下降盘在大厂凹陷内，沉积层厚度逐渐加深，H/V谱比法获得的剖面内沉积层最深达436 m，而后上升，剖面沉积层分布和形态与昌平—宝坻深地震反射叠加时间剖面和解释结果基本一致.
通过与3条深地震反射剖面的对比分析，可以看出通过H/V谱比法获得的沉积层分布在方位、形态和趋势上与深地震反射剖面基本一致，能够与深地震反射剖面联合判断隐伏断裂带和隐伏凹陷位置，为更好的解释区域地质构造提供了比较精确的浅层沉积层分布数据.
第四纪以来较为活跃的断裂带，明显控制了盆地内沉积的起伏.盆地内隐伏凹陷和隆起与隐伏断裂带的空间展布存在着密切关系，例如大厂凹陷受北北东向的夏垫断裂控制.受北东向断层控制，大厂、顺义凹陷在靠近山前时，沉降明显变弱，和山前沉积形成了显著差异(图 12).北西向二十里长山断裂的存在可能是阻断西南部凹陷向燕山山脉进一步扩展的主要因素，受此断层的影响，南苑—通县断裂、夏垫断裂在山前的地区没有表现出显著的正断活动，沉积在断层两侧表现的差异不大.
4.4 研究区场地分类讨论本研究还收集了区内22个工程钻孔，其中18个钻孔分布在大厂凹陷东部沉降区内，2个钻孔位于在大厂凹陷边缘，2个钻孔位于北部平谷区内.根据工程钻孔层厚和层内剪切波速度，计算得到每个钻孔的VS30(浅层30 m内的平均剪切波速度)(图 8)，按照美国对场地分类的规范(FEMA，2004)，研究区大厂凹陷内场地VS30普遍小于180 m·s-1属于E类软土，其他非凹陷区域场地180 m·s-1＜VS30≤360 m·s-1为D类中硬土.台阵反演的S波速度剖面，可以获得非凹陷内部台阵A1/B1、A2和B2的VS30分别约为：215 m·s-1，222 m·s-1，233 m·s-1，属于D类中硬土；大厂凹陷内台阵A3，VS30约为173 m·s-1，属于E类软土，与工程钻孔VS30结果基本一致.因此，大致推测沉积较厚的凹陷地区，浅层土较软，VS30低.虽然顺义凹陷区内没有收集到钻孔数据，但由于其与大厂凹陷地质构造类似，可能也属于E类软土.
5 结论本文基于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.
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