合肥盆地位于郯庐断裂带南段西侧，是早侏罗世至古近纪期间发育的大型陆相盆地，是在南部大别山陆陆碰撞造山带和东侧郯庐断裂带共同作用下、经历了中-新生代复杂演化阶段的产物(王清晨等，1997; 周进高等，1999；薛爱民等，1999；许长海等，2006; 朱光等, 2011).东侧的郯庐断裂带是中国东部规模最大的活动断裂，断裂带由数条近于平行的主干断裂组成，以走滑以及逆冲断层为主.作为合肥盆地东边界的控盆断裂，刘国生等(2006)曾系统阐述了郯庐断裂带在早期左行平移、晚白垩世-早第三纪伸展活动以及新近纪以来的逆冲活动期间，合肥盆地尤其是盆地东部不同的沉积响应特征.盆地东部内的地震剖面、钻探资料以及出露地表的岩石样本也显示合肥盆地东部的沉积作用与郯庐断裂带构造演化具有良好的耦合关系(贾红义等，2001；赵宗举等, 2000, 2003；刘国生等, 2002a, 2006).合肥市位于合肥盆地东部南缘，市区断裂交错复杂，除东侧的郯庐断裂带以外，盆地内EW走向、NWW走向的断裂与NNE走向的郯庐断裂带交汇于市区中心，且上述断裂在市区均呈现隐伏状态(翟洪涛等，2006；刘国生等，2002b；郑颖平等，2017；秦晶晶等，2018).地质资料显示，大别造山运动后，随着郯庐断裂带走滑作用的加强和大别造山带的垮塌作用，盆地内近EW走向的基底断裂(自北向南：肥中断裂，蜀山断裂，六安断裂)由逆冲转为正断，主要控制和发育了区域白垩纪以来的沉积格局.合肥盆地内部虽然地震活动性不高，但历史上1673年合肥5.0级地震就发生在合肥城区中心，2009年位于郯庐断裂带上距离合肥市区20多公里的肥东县发生了3.5级地震，震级不大却在合肥市区却产生了较大的地面震动.由于低速沉积层能够对地震信号产生放大效应，从而加剧地震的破坏性(罗艳等，2011；洪德全等，2017；Li et al., 2014).因此沉积盆地内部的精细结构研究不仅有助于探查地壳浅部隐伏断裂的展布特征，同时对与断裂有关的城市沉积环境研究、地震强地面运动及灾害风险预测均具有重要意义.

前人在关于合肥盆地断裂与沉积格局的研究主要集中在地质学和地球化学方面，大多数研究把郯庐断裂带整个看作一条断裂，以此为边界(多以东边界池河—西山驿断裂为界)区分和研究西侧的合肥盆地和东侧的张八岭隆起等部位的构造及演化过程，研究范围较大，对盆地东部的多组断裂的构造细节特别是郯庐断裂带多条分支断裂内部研究不足.由于郯庐断裂带以及其他多数断裂在合肥市区呈现隐伏状态，缺乏出露地表的岩石样本，因此仅从地质学与地球化学的角度，对合肥市区的沉积格局仍然缺乏深入的研究.跨郯庐断裂带合肥北部的人工地震深反射剖面(秦晶晶等，2018)揭示了西支五河—合肥断裂的构造细节，但也仅揭示合肥以北某个区域的二维剖面的特征，对三维结构认识有限，目前也尚未有穿过合肥市主城区的人工探测剖面可以参考.由于探测成本高，覆盖有限且受限于勘探环境，包括钻孔测井、人工地震测深等获取盆地浅部结构的方法，不适宜在城市环境开展.

近年来已有大量学者采用天然地震面波成像、走时层析成像、背景噪声成像等方式，在郯庐断裂带中南段及附近较大范围开展了地壳上地幔的研究工作(张交东等，2010; 黄耘等，2011；叶庆东等，2015；顾勤平等, 2020a, 2020b；孟亚峰等，2019).由于研究深度多集中在地壳上地幔，对浅部的沉积层和基底结构约束不够.利用背景噪声资料可以获取较短周期的面波信号，短周期的高频面波虽然衰减严重，但对浅部速度结构较为敏感，因此可以用来恢复小区域的地壳浅部和浅地表的速度精细结构.目前基于小尺度的背景噪声成像方法在城市、火山活动、金属矿等区域已开展了较多的应用研究(Lin et al., 2013; Roux et.al., 2016; Li et al., 2016; Liu et al., 2018；欧阳龙斌等, 2015).有研究表明，短周期面波成像揭示的相速度和群速度异常可以达到20~30%(Fang et al., 2010a, 2010b; 李昱等，2010)，如果地壳浅部存在较大的横向非均匀性，传统的沿大圆路径传播的面波成像方法会带来较大的误差(李想等，2015).因此Fang等(2015)考虑复杂介质下的非大圆路径下射线弯曲的影响，发展了基于射线追踪的面波走时直接反演三维剪切波速度的成像方法，并在密集台阵观测中得到应用.基于该方法王娟娟等(2018)在新疆呼图壁储气区利用连续波形数据提取出0.5~1.5 s的频散曲线，反演得到了近地表500 m以内的速度结构.She等(2018)基于气枪源数据获得了长江中下游地区地壳200~800 m深度的剪切波速度.在合肥市及周边，Li等(2016)曾在合肥市区布设了由17个台站组成的台阵，并加入近地表的钻孔数据联合反演，获得了合肥市中心区域(5 km×7 km)400 m以内的剪切波速度结构，速度结构显示市区南北差异显著，沉积中心的位置向南靠近巢湖.在合肥市东侧，Gu等(2019)跨郯庐断裂带东边界布设了53台短周期地震仪，获得了0.2~3.8 km深度的地壳剪切波速度结构，揭示出合肥盆地东南部白垩纪红层呈现明显的低速凹陷特征，且在蜀山断裂南侧低速深度较深.Li等(2020)利用庐江地区布设的90个短周期台阵，也获得了浅地壳0~5 km的横波速度结构，揭示了合肥盆地南缘至大别造山带北缘的不同构造块体之间的结构差异与可能的地壳演化过程.Luo等(2019)利用中国中东部189个固定和流动台站数据提取出5~50 s周期的相速度频散，地壳浅部5 km的反演结果显示合肥盆地东部存在一个靠近盆地郯庐断裂带的沉积中心.上述成像结果进一步提高了地壳浅部的分辨率，结果也更加可靠.但由于台站数量有限，或者研究目标区域不同，还未涉及到合肥市区内部和郯庐断裂带的西支断裂.为进一步了解合肥盆地东南缘隐伏断裂的展布特征，并研究与断裂相关的合肥城市近地表沉积形态，需要在这一区域建立更加精细的地壳浅部速度结构模型.

因此，本文利用2018年布设在合肥市区的短周期密集台阵获取了30天左右的垂直分量的连续波形数据，通过互相关叠加的方法提取出0.5~4.5 s短周期的面波频散曲线，采用面波走时直接成像方法获得了合肥市下方地壳浅部剪切波速度图像，分析了多组断裂附近的速度结构异常与地壳浅部构造之间的关系，并重点讨论了郯庐断裂带西支断裂内部形成的小型沉积盆地对断裂不同时期构造活动的响应.与常规的较长周期的频散反演的深部构造相比，本文的结果对合肥盆地东南部的沉积层结构有了更好的约束.研究结果与该区域的人工地震反射剖面和基岩地质图等资料推断的断裂及沉积格局基本一致，并展示出了更加细节的构造特征，为合肥城市地质及沉积环境研究提供了更多信息.

本文的研究区域(31.65°N—32.00°N，117.10°E—117.55°E)跨越郯庐断裂带西边界，面积约45 km×35 km，覆盖了整个合肥市区(图 1).台阵由58套三分量短周期(5 s~100 Hz)地震仪(QS-05A)组成，平均台间距4 km，布设时间为2018年9月30日至2018年11月5日.本研究选取了垂直分量的数据进行计算.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域构造位置及台站分布图(研究区构造位置见左上角插图, 大图位置见红框).F1肥中断裂；F2蜀山断裂(六安—合肥断裂)；F3肥西—韩摆渡断裂；F4大蜀山—吴山口断裂；F5五河—合肥断裂；F6朱顶—石门山断裂；F7池河—西山驿断裂；F8桥头集—东关断裂；F9大蜀山—长临河断裂；F10嘉山—庐江断裂.虚线为隐伏断裂，实线为出露断裂，白色实线为长江路，灰色实线为合肥市各区行政分界，黑色空心圈代表部分地名，红色三角代表台站，蓝色三角为台站HF027和HF206 Fig. 1 Faults, river systems and station locations in Hefei city, which is in the southeast part of the Hefei Basin, west of the TanLu fault, north of Chao Lake, and east of the Dabie orogenic belt. The red rectangular in the upper left figure shows the main map. The red triangle represent the stations. The black circle and white line represent some location of parks, towns and main road in Hefei urban area. The black line represent faults (F1 Feizhong fault; F2 Shushan fault(Liuan-Hefei fault); F3 Feixi-Hanbaidu fault; F4 Dashushan-Wushankou fault; F5 Wuhe-Hefei fault; F6 Zhuding-Shimenshan fault; F7 Chihe-Xishanyi fault; F8 Qiaotouji-Dongguan fault; F9 Dashushan-Changlinhe fault; F10 Jiashan-Lujiang fault). The dash lines represent buried faults, and solid lines represent exposed fault. The gray line represent the boundary of different districts of Hefei urban. The black open circles represent some place names. The red triangles represent the stations and blue triangles are the stations of HF027 and HF206

数据处理包括原始数据预处理，互相关计算和叠加，频散曲线提取以及面波直接反演.首先从原始垂直分量的数据提取单日连续波形数据，采样率为10 Hz.然后进行去仪器响应，去均值，去趋势和带通滤波(0.5~5 s)，频谱白化，时间域归一化等预处理工作(Bensen et al., 2007)，对每一组台站对分别在不同频段进行互相关计算并把所有的单日数据进行叠加(Yao et al., 2006, 2011；Zhang et al., 2018)，共得到1653个互相关函数.图 2a为部分台站对之间的互相关波形计算结果(0.3~1 Hz带通滤波)，平均群速度约为1.84 km·s^-1.图 2b为HF027-HF206台不同频段的互相关波形(台站位置见图 1).理论上来说，在均匀噪声源的情况下，互相关函数的正负半轴出现的信号应该是对称的，但从图 2b中可以明显看出有些台站在正半轴的信号较强，说明噪声源分布是不均匀的.因此在互相关计算中，我们对正负半轴的信号进行了叠加处理，以消除噪声源不均匀带来的影响.

图 2

Fig. 2

图 2 (a) 台站对之间的互相关波形(0.3~1 Hz带通滤波，红线显示平均群速度约为1.84 km·s-1); (b) HF027-HF206不同频段的互相关波形(底部红色波形为原始互相关信号) Fig. 2 (a) Cross-correlation functions with 0.3~1.0 Hz band-pass filter obtained from normalized linear stacking method. The red dash line represents the average reference group velocity (about 1.84 km·s-1); (b) Multiple filter waveforms for station pairs of HF027 and HF206. The parameters of band pass filter is labeled on the top-right of each waveform.The red waveform at the bottom represents the raw data

由于时间域经验格林函数近似于互相关函数对时间的导数，因此利用图像分析提取技术(Yao et al., 2006, 2011)，从获得的经验格林函数中提取了基阶瑞利波相速度曲线(图 3).从本文的结果上看，小于5s的短周期频散随着周期的增加也在增加，符合相速度的频散特性(Bensen et al., 2007; 曾求等，2020).在本文反演中，选取相速度频散曲线进行反演计算.在频散曲线的质量控制上，采用了如下步骤：(1)选取信噪比大于4，台间距至少大于2倍波长的频散曲线；(2)去除了频散连续数据不足1 s，且相邻周期频散曲线存在明显跳变的数据；(3)计算每个周期的平均值与标准差, 对超过一倍标准差且在相似路径上差异过大的频散曲线进行了再次检查筛选.经过以上筛选，最终提取了330条周期在0.9~4.5 s的基阶瑞利面波相速度频散曲线用于反演计算(图 3).从图中可以看到相速度频散曲线数量随着周期而变化，数据主要集中在周期1.5~3.5 s范围内，周期小于1.1 s，大于4.5 s的数据较少.因此提取出的频散数据是可以反演到地下浅部4 km左右的.另外，相速度在短周期变化较大，速度值从1.2 km·s^-1变化到3.0 km·s^-1左右，说明研究区域的速度横向变化是比较大的.

图 3

Fig. 3

图 3 基阶瑞利面波相速度频散曲线 Fig. 3 The fundamental Rayleigh wave phase velocity dispersion curves in the 0.9~4.5 s period band. The red dashed line represents the total number of dispersion data at each period

本文应用面波直接反演方法进行三维剪切波速度反演(Fang et al., 2015).这种方法考虑了复杂介质路径下射线弯曲的影响，省去了常规面波层析成像中反演相速度的中间环节.通过射线快速追踪方法(Rawlinson and Sambridge, 2004)正演计算台站对之间瑞利面波的走时，走时t相对于参考模型在频率ω，路径i下的扰动定义为

(1)

这里t_i^obs为观测面波走时，t_i(ω)为反演过程中计算得到的走时.v_ik为与第i个走时数据相关的扰动系数，c_k(ω)为相速度(或群速度)值，δc_k(ω)为其在二维平面上第k个网格点的速度扰动.在每个平面网格点上，利用一维瑞利波群速度和相速度对P波、S波和密度随深度敏感核可以从计算得到

(2)

其中θ_k为平面上第k个网格点的一维参考模型，α_k(z)_j)、β_k(z)_j)和ρ_k(z)_j)分别代表了第j个网格深度上的P波、S波和密度.R′_α和R′_ρ为比例因子.J为深度方向的格点数，它和K共同组成了三维模型的网格点数M=J×K.对于反演计算，公式(2)可表示为

(3)

这里d为走时残差，G为数据灵敏度矩阵，m为模型参数.在反演问题中，求解公式(3)需要令损失函数最小，因此得到

(4)

右边第一项为范数的数据残差项，第二项为模型正则化项.L为模型平滑因子，λ为数据拟合及模型正则化的权重因子.因此，可以得到公式(3)的解m为

(5)

从而该反演问题转化为线性反演中的最小二乘问题(Paige and Saunders, 1982).

初始模型的选择是反演过程中的重要一部分，需要与真实模型偏差较小，以避免反演陷入局部极值.Luo等(2019)认为使用区域平均的一维速度模型与Shen等(2016)三维模型在直接反演方法的计算结果上偏差不大，认为区域异常特征是观测数据的真实反映，而受到初始模型影响较小.因此本文采用了简单的经验公式，把测量得到的相速度值近似换算为1/3波长深度(h=c×T/3)的剪切波速度(V_S=1.08×c)(Shearer, 2009)，并将平均的剪切波速度作为初始参考模型(图 4).

图 4

Fig. 4

图 4 初始参考模型(黑点为换算得到的剪切波速度，红线为不同深度的平均剪切波速度) Fig. 4 Transformation of all interstation Rayleigh wave phase velocity dispersion curves measured from the ambient noise cross-correlation method(Huang et al., 2010) to a depth-shear wave velocity approximation profile. The average wave velocity model from this profile (red line) is used as the initial reference shear wave velocity model in the invertion

一般来说面波频散对S波速度最为敏感，但是在地壳浅层对P波也较为敏感.因此利用Brocher(2005)给出的经验公式计算得到不同深度下S波速度对应的P波速度和密度，然后利用该区域平均的一维初始速度模型分别计算了0.9 s，1.5 s，2.5 s和3.5 s周期下的瑞利面波相速度随深度的敏感核(图 5).从图中可以看到在0.9 s周期，相速度频散对0.5 km左右的深度最敏感，随着周期的增长，对应的敏感深度也在增加.而周期为3.5 s的数据在6 km处仍具有敏感性.因此，本文提取的相速度频散曲线反演到地壳深度4 km左右是可靠的.

图 5

Fig. 5

图 5 基阶瑞利面波相速度频散的深度敏感核曲线 Fig. 5 Depth sensitivity kernels for the foundamental Rayleigh wave phase velocity at four periods:0.9 s, 1.5 s, 2.5 s and 3.5 s

为确定反演的空间分辨率，采用检测板测试了不同深度的模型恢复情况.根据实际数据的路径分布，经过反复测试，选取了0.02°(东西方向)×0.02°(南北方向)的网格划分，共设置37×42个网格点，选取异常体的大小为0.04°×0.04°, 速度扰动为正负10%.深度方向上从0.6 km反演至3.6 km.为更好拟合数据，设置初始模型的最大深度到15 km(0.6~6 km以每0.3 km为间隔，6~11 km以0.5 km为间隔，11~15 km以1 km为间隔).

直接反演方法中，需要找到一个最佳权重λ来衡量目标函数中的数据残差项和模型正则化项.当λ太小可能会过度拟合数据，使得误差增大；而λ太大，反演所得的模型又可能会被过度平滑和依赖初始模型.为了合理选取λ值，我们运用了L-curve分析的方法，找出L-curve中的拐点位置所对应的权重即为最佳权重.我们计算了1.0, 1.5, 2.5, 3.5, 4, 5, 6不同的权重下所对应的数据残差项和模型正则化项，采用了Hansen(2007)的拐点计算方法找到了最佳权重为2.5，图 6为计算得到的L-curve.以最佳权重λ=2.5作为输入，最大迭代次数10次.

图 6

Fig. 6

图 6 直接反演方法中的L-curve分析(横轴为数据残差项，纵轴为模型正则化项，λ为权重因子，红色虚线所指示的点为最佳权重点) Fig. 6 L-curve analysis for the direct inversion. The horizontal axis is the data residual term, and the vertical axis is the model regularization term. The prameter λ is the weighting factor, and the point indicated by the red dashed line is the optimal value of λ

结果显示在与实际数据相同的路径分布下，检测板反演结果较好地恢复了真实模型(图 7)，其中0.6 km到3.0 km的模型恢复程度优于3.6 km，这和频散周期在小于3.5 s的数据多，而大于4 s的数据较少有关.图 8(a—f)为从最终三维速度模型中获得的不同周期射线路径覆盖情况，也可以看到实际射线路径在周期1.5~3.5 s范围较密集，而到周期4.5 s时已较为稀疏.因此，从检测板结果和实际射线分布来看，0.6~3.6 km深度的反演结果是比较可靠的.此外，由于提取的相速度频散数据在短周期速度变化较大，从图 8中还可以看到，在合肥市的某些区域出现了射线显著弯曲的现象，显示了这些区域浅部的速度横向变化较大.因此如果在反演中仍然假设射线路径沿大圆路径传播，则有可能不能真实反映实际的射线路径及对异常的空间分辨而导致反演结果出现较大误差，所以本文采用的基于射线追踪的面波成像方法是较为合适的.

图 7

Fig. 7

图 7 不同深度理论数据检测板测试结果. (a—f): 0.6, 1.2, 1.8, 2.4, 3.0, 3.6 km Fig. 7 Checkerboard tests results:(a—f) the recovered checkerboard model at depths of 0.6, 1.2, 1.8, 2.4, 3.0, 3.6 km, respectively

图 8

Fig. 8

图 8 不同周期射线路径覆盖.(a) 0.9 s; (b) 1.1 s; (c) 1.5 s; (d) 2.5 s; (e) 3.5 s; (f) 4.5 s (黑线为基于射线追踪的路径，黑色三角为台站) Fig. 8 Ray-path coverage for different periods: (a) 0.9 s, (b) 1.1 s, (c) 1.5 s, (d) 2.5 s, (e) 3.5 s, (f) 4.5 s. The black lines represent ray-path obtained from the final 3-D model.The black triangles represent the stations

在实际数据计算中，输入参数与检测板完全一致，迭代第9次后，走时残差的标准差由最初的0.973 s稳定在0.714 s(图 9).实际上，从残差的收敛性上看，残差下降的并不是特别快，说明初始走时误差比较小，从一定程度上说明本文选取的初始模型是比较好的.

图 9

Fig. 9

图 9 反演迭代次数及走时残差标准差分布(右上方插图为走时残差分布) Fig. 9 Variation of the standard deviation of surface-wave travel-time residuals with the iteration number(The insert image on the top right is the distribution of the residuals)

图 10(a—f)给出了地壳深度0.6~3.6 km的剪切波速度图像，合肥市地壳浅部介质存在显著的横向差异性.由速度结果揭露的高、低速分布特征与该区地质构造特征一致性较好，并且能够体现多组隐伏断裂构造的浅部产状特征.在研究区域的南北方向上，地壳深度0.6~1.8 km范围内高、低速异常区分界明显，在合肥市主干道路长江路(图 10a, b, c)南北两侧呈现明显变化，与Li等(2016)在近地表观测的结果较类似.而与长江路几乎重合的位置则是合肥盆地内近EW向展布的蜀山断裂(F2，也即六安—合肥断裂)，该断裂北部速度较高，南部较低，南北呈现凹隆相间的构造特征.为了进一步验证南北速度的差异性和计算结果的可靠性，选取了不同台站对的噪声面波信号进行了走时异常分析.台站HF053位于高低速的边界位置(图 11a), 选取该台站北部及南部两组台站分别计算台站对之间的互相关函数(0.3~0.7 Hz带通滤波).从深度1.8 km的剪切波速度图像上(图 11b)，可以清楚地看到通过北部高速区域的面波平均群速度(约2.4 km·s^-1)明显快于通过南部低速区域的面波速度(约1.85 km·s^-1).其中位于南部的HF110与HF111台虽然并不处于低速区内，但由于射线从低速区穿过，它们的群速度到时仍然较晚.因此证实了这一区域的速度确实存在差异，说明本文得到的反演结果是可靠的.蜀山断裂为合肥盆地内近EW走向的正断层，断裂南倾，在合肥盆地重力异常图呈现较为明显的等值线梯级带(李云平等，2006)，另外胜利油田剖面资料(张升平等，2002)也显示该断裂南北两侧浅部电性结构存在差异，这与本文得到的速度结构异常特征也是一致的.

图 10

Fig. 10

图 10 不同深度剪切波速度图像. (a) 0.6 km; (b) 1.2 km; (c) 1.8 km; (d) 2.4 km; (e) 3.0 km; (f) 3.6 km. (a)中绿色线段为剖面位置，其中DD′中的白色线段为浅层地震勘探测线位置，EE′剖面同时代表了该地区地质勘探测线位置 Fig. 10 The inverted VS model at depths of: (a) 0.6 km; (b) 1.2 km; (c) 1.8 km; (d) 2.4 km; (e) 3.0 km; (f) 3.6 km. The green line AA′, BB′, CC′, DD′ represent the profiles in Fig. 10. The white segment of line DD′ is also in the location of local seismic exploration line. The line EE′ is the same location of local geological section showed in Fig. 13

图 11

Fig. 11

图 11 HF053台与南北两组台站间互相关波形到时差异示意图(深度1.8 km). (a)两组台站位置; (b)互相关波形(0.3~0.7 Hz带通滤波)，其中红线代表通过南部台站组群速度平均到时(平均群速度约为1.85 km·s-1)，蓝线代表北部台站组平均群速度到时(平均群速度约为2.4 km·s-1) Fig. 11 (a) Location of HF053 (the red triangle) and other two group stations (white triangles represent the north group and yellow triangles represent the south group); (b) Cross-correlation functions derived from the station pairs. The blue dash line shows the travel-time in the north with the average group velocity about 2.4 km·s-1, and red dash line represents the same but in the south with the velocity about 1.85 km·s-1

合肥市在地壳2.4 km深度以下(图 10d, e, f)，南北方向上出现的高低速度差异显著减小，而NW-SE方向上在市区中心出现较为明显的高速-低速-高速的变化.其中随着深度的增加，高速区域逐渐形成连续带状分布，展布方向为NNW向，与郯庐断裂走向一致.高速区域对应的位置分别为郯庐断裂带的西支断裂：五河—合肥断裂(F5)和朱顶—石门山断裂(F6).两条断裂两侧附近速度较高，而断裂内部速度较低，显示有高速岩体侵入到合肥盆地内部.在合肥北部，五河—合肥断裂以东为合肥盆地的次级凹陷—肥东凹陷，沉积了较厚的白垩纪以来的地层，0.6~1.8 km深度的成像结果显示该断裂以东低速较为明显，且低速深度可达2 km，这与人工地震深反射结果较为一致(秦晶晶，2018).此外，合肥西郊大蜀山属橄榄玄武岩火山锥，岩性致密均一，速度较高.

合肥市中心区域存在显著的低速异常，该异常从浅地表一直延伸至深部4 km左右.从图 10可以看到，该区位于蜀山断裂以南，由NNE走向的五河—合肥断裂(F5)、朱顶—石门山断裂(F6)以及NWW走向的桥头集—东关断裂(F8)、大蜀山—长临河断裂(F9)围成，呈现菱格形拉分盆地的形态(李云平等，2006).该低速区中心位于郯庐断裂带内部，在地壳深度2.4 km以下范围较小，与郯庐断裂带走向呈现明显的相关性，而在浅部(2.4 km以内)低速范围逐渐变大，方向上沿NWW方向展布，与EW向蜀山断裂及NWW向新生代断层走向较为一致.该低速区主要分布在郯庐断裂带内部，与该地区相对较低的地貌特征对应，低速区域的形态明显受到该地区地壳浅部交错复杂的断裂控制.

蜀山断裂为合肥盆地中部近EW走向的正断层，沿AA′方向的速度垂直剖面图中可以清楚地看到该断裂两侧速度差异显著，其中南部低速的一方向下延伸至3 km左右(图 12a).Li等(2016)认为断裂南侧速度较低可能是由于靠近巢湖，其沉积层较厚导致.但其结果受限于较少的台阵分布数据.合肥盆地前晚三叠世基底构造显示蜀山断裂为六安低凸和肥东凹陷的分界线(陈海云等，2004)，该断裂与肥中断裂、六安断裂是合肥盆地内发育的近EW向的重要断层，早白垩世期间随着大别造山带挤压造山后的松弛作用以及郯庐断裂带拉张作用影响，这些断裂由挤压逆冲反转为拉张，由逆断层反转为正断层，并在下降盘发育半地堑式盆地(赵宗举等，2001).图 12a显示蜀山断裂南侧速度较低，断裂倾向南，与前人的研究一致，因此这一侧应为蜀山断裂的下盘，从而沉积了更厚的松散沉积物，不同的沉积环境和演化历史导致断裂构造两侧不同的沉积现状引起了明显的速度差异.

图 12

Fig. 12

图 12 不同方向的垂直速度剖面图(黑色虚线为断层位置示意). (a)AA′剖面；(b) BB′剖面；(c) CC′剖面；(d) DD′剖面 Fig. 12 Vertical profiles of shear wave velocity. The black dash lines represent the location of fault

合肥市区东侧为郯庐断裂带，该断裂在安徽、江苏境内分为四条主干断裂，分别是西支五河—合肥断裂、朱顶—石门山断裂，以及东支池河—西山驿断裂和藕塘—清水涧断裂.跨郯庐断裂带宿迁段的深地震反射剖面(刘保金等，2015)揭示了该段的分支主干断裂在地壳浅部以直立方式插入地表，呈现花状构造，显示郯庐断裂带苏皖段在地壳浅部表现为一条由多条断裂组成的复杂构造带.本文速度结构成像结果显示西支两条隐伏断裂在合肥市区下方走向NNE，倾向东，断裂两侧表现为隆、凹相间的构造特征(图 12b)，与深反射剖面揭示的郯庐断裂带在合肥北部的内部构造特征是一致的(秦晶晶等，2018).合肥市内沿NW-SE方向布设的浅层地震勘探(CF2-3测线)的反射波时间和深度解释剖面图结果显示五河—合肥断裂附近为中生代隆起，断裂东侧为凹陷(引自中国地震局地球物理勘探中心内部资料，2016)，凹陷内部覆盖较厚的低速沉积层，与本文得到的浅地表高、低速变化特征也是一致的，暗示这一区域有高速岩体沿着断裂带通道向上侵入到近地表.图 12b显示沿断裂的高速体向下一直延伸到地壳4 km以下，说明这两条断裂切断较深，也显示合肥盆地东南缘的结晶基底深度可达4~5 km，这与已有的关于合肥盆地侏罗纪基底深度的认识也是一致的(赵宗举等，2000).成像结果显示郯庐断裂带在这一区域向上错断了盆地的基底，并继续往上错断了较厚的白垩纪地层，在沉积盆地下方近地表处呈现隐伏状态.

在合肥市北部，跨五河—合肥断裂的EE′剖面(图 13)显示该断裂以东的肥东凹陷呈现大面积低速异常，特别是朱顶—石门山断裂以东低速异常更为显著，一直延伸至地壳2 km以下，与该区沉积中心的最大深度较为接近(刘国生等，2002a).与同一位置的基岩地质图相比(图片资料修改于安徽省地质局区域地质调查队，1979)，EE′剖面所展示的低速异常与肥东凹陷晚白垩-古近纪的地层沉积形态是十分一致的.肥东凹陷是合肥盆地的一个次级凹陷，从图 13中可以看到郯庐断裂带的西支断裂明显控制了其西边界，沉积中心的厚度可能达到2 km以上，反映了郯庐断裂带对两侧地层的沉积厚度具有十分明显的控制作用.

图 13

Fig. 13

图 13 EE′剖面与该区基岩地质图对比(地质图修改1:20万定远幅、合肥幅地质构造图) Fig. 13 Local geological section along the shear wave velocity profile EE′

NWW走向的桥头集—东关断裂和大蜀山—长临河断裂与郯庐断裂带和蜀山断裂交汇于合肥中心区域，CC′剖面显示在两条断裂两侧高低速分界明显，低速体深度延伸至2 km左右，说明这两条断裂未达到盆地基底(图 12c).地质资料显示合肥市NWW方向的断层为新近纪以来形成的构造，在地壳浅部切割深度较浅.

合肥盆地内断裂发育，近EW走向和NNE走向的郯庐断裂带对控制盆地沉积格局具有重要影响(赵宗举等，2000；Zhu et al., 2009)，其中盆地东部的演化明显受控于郯庐断裂带.本文在地壳浅部成像显示西支两条隐伏断裂内部呈现显著的低速异常(图 10)，反映了在合肥城区中心，五河—合肥断裂以东的肥东凹陷内部，呈现出更复杂的沉积形态，其沉积中心厚度可达4 km左右.从该低速体的展布形态上看，不同深度上具有明显差异.2.4 km以下低速范围较小，且局限于郯庐断裂带内部，展布方向与断裂带的走向一致，而在浅部(2.4 km以内)沉积范围逐渐变大，方向沿NWW方向展布.这种沉积格局的变化可能体现了对区域断裂活动不同的沉积响应，推断其很有可能是叠加在肥东凹陷内部，由NNE走向的郯庐断裂带和NWW走向、近EW向断层在反向滑动作用下相互交切而形成的小型的沉积盆地，其在不同的地质构造活动时期对附近断裂具有不同的沉积响应.

已有研究表明晚侏罗-早白垩时期郯庐断裂带发生了大规模的左行平移(Xu et al., 1987; 朱光等，1995)，合肥盆地侏罗世残留厚度图(赵宗举等，2000)显示盆地沉积中心除南部大别造山带北侧外，另一个沉积中心则位于盆地的东侧，呈平行于郯庐断裂带的NNE向展布.晚白垩-早第三纪，郯庐断裂带广泛转入了伸展活动(朱光等, 2001, 2011)，一方面使张八岭隆起区进一步抬升, 构成了合肥盆地东部的主要物源区; 另一方面则控制了合肥盆地东部断陷盆地的发育.合肥市下方在郯庐断裂带内部形成的沉积盆地，应体现了合肥盆地东缘在郯庐断裂带西支断裂不同的活动时代的沉积响应.地质资料显示合肥盆地侏罗纪基底在2~5 km深度左右，而白垩纪基底在2~3 km，因此推测该沉积区在地壳2~3 km深度应主要受到郯庐断裂带走滑作用控制，体现了晚侏罗-早白垩初对郯庐断裂带的左行平移活动的响应，因此低速范围主要受控于郯庐断裂带内部(图 10d, e, f).而在2 km深度以内低速范围沿NWW向扩大，到1 km左右低速范围最大，低速值也更低(图 10b, c)，推测可能在晚白垩纪期间郯庐断裂带的伸展活动控制作用减弱，而受到了来自该区域断裂近EW方向以及NWW方向断裂的伸展作用加强.该低速范围边界与区域断裂在该时期伸展拉张控制的沉积边界相一致.朱光等(朱光等, 2011；Zhu et al., 2018)认为合肥盆地早白垩世早期的沉积格局及其所反映的断层活动性, 指示了当时区域拉伸方向应为NWW-SEE向，而这一时期也正是郯庐断裂带的伸展最为强烈的时期.而在晚白垩世期间，合肥盆地内近东西向的断层反转为正断层，区域的拉伸方向则转变为近NS向.刘国生等(2002b, 2006)认为晚白垩世-古近纪, 合肥盆地具双向伸展模式, 作为盆地边界的NNE向正断层与盆地内部近EW向正断层共同控制了断陷盆地的发育，这一时期合肥盆地上应受到双向的伸展作用.据此可以推测该低速区应在不同地质时期受到了不同方向的拉伸作用，而拉伸作用在深部主要来自于郯庐断裂带，在浅部可能同时存在蜀山断裂和NWW向断裂的共同作用，从而在肥东凹陷内部叠加了更复杂的沉积地层.

基于布设在合肥市区58个密集台站获得的背景噪声数据，本文提取出了0.9~4.5 s周期的基阶瑞利面波相速度频散曲线，采用面波走时直接成像方法反演获得了合肥城市下方0.6~3.6 km较高分辨率的地壳三维剪切波速度图像.成像结果清楚地揭示了合肥城市下方隐伏断裂的展布特征，并显示地壳浅部介质具有明显的横向非均匀性和纵向成层性，速度结构异常与区域断裂构造具有明显的相关性，并且与近地表较复杂的沉积构造形态关联性较强.取得了如下认识：(1)合肥市城区在地壳浅部速度结构差异显著，蜀山断裂南、北侧呈现明显的低速-高速异常变化特征，其南侧为低速凹陷，北侧为高速隆起，这与该断裂在合肥盆地演化过程中沉积了不同的地层有关；(2)合肥城区存在明显的高速异常分布带，与郯庐断裂带西支隐伏断裂的走向、位置一致，暗示有高速岩体沿断裂带内部侵入到合肥盆地内部.合肥市北部五河—合肥断裂东侧的低速异常分布与肥东凹陷沉积形态一致，说明郯庐断裂带明显控制了两侧地层的沉积厚度；(3)合肥市中心区域呈现明显的低速异常，推测其为形成在郯庐断裂带内部的小型沉积盆地，沉积中心厚度可达4 km左右.该沉积区在深部低速范围较小，局限于郯庐断裂带内部，认为郯庐断裂带在晚侏罗-早白垩期间挤压走滑主要控制了其沉积边界；而浅部低速范围较大，说明晚白垩以来郯庐断裂带的控制作用在减弱，因此沉积边界可能受到来自区域多组断裂的共同伸展拉张作用.