基于短周期密集台阵的北川地区浅层地壳结构研究

陈辛平, 李红谊*, 张玉婷, 黄雅芬, 葛慧颖, 卫志杰, 管勇

1 中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院， 北京 100083 2 四川省地震局， 成都 610041

0 引言

龙门山断裂带是青藏高原东缘松潘—甘孜地块和扬子克拉通地块的结合带，是中国南北地震带的中心部位，在中国地震危险性模型中被评估为高风险区域(邓起东等，1994；张培震等，2003；刘顺，1998；丰成君等，2013).印度板块以每年40 mm的速度向北东向移动，松潘—甘孜地块受到印度板块的挤压作用向东挤出，又受到了四川盆地阻挡，最终形成了北东向的龙门山断裂带(王伟锋等，2016).龙门山断裂带宽30～50 km，全长约500 km，总体走向NE向，主要由三条主干断裂和一系列的山前隐伏断裂组成，主干断裂包括前山断裂(灌县—安县断裂)、中央主断裂(映秀—北川断裂)以及后山断裂(汶川—茂县断裂)，这三条主断裂具有发生强震的因素(丰成君等，2013；朱守彪和袁杰，2018).

2008年5月12日14时28分4秒，四川省阿坝州汶川县发生了的MS8.0地震，这次地震是是我国自1976年河北唐山MS7.8地震以来破坏力最严重、波及范围最广的特大级地震.大量学者、专家在地震发生后赶赴灾区对汶川大地震的发震原因进行了研究，普遍认为是龙门山断裂带映秀—北川断裂突然错动，应力释放产生了此次特大地震(张培震等，2008).汶川大地震使得北川—映秀断裂和灌县—江油断裂了发生地表破裂，地表破裂带长度分别为约270 km和约80 km，其中北川—映秀断裂破裂带从映秀镇开始，经过北川县城，终止于平武县(徐锡伟等，2008；朱守彪和袁杰，2018).映秀—北川断裂作为汶川地震的主发震断裂，是一条逆冲断裂，以北川县城(曲山镇)附近为界分为南北两段，以北川县城NW走向的次级断裂为分界，西南段破裂主要以逆冲运动为主，东北段的断裂则以右旋逆冲走滑为主(Yuan et al.，2019)，具有十分复杂的地质结构和演化历史.北川县是汶川大地震受灾最严重的区域之一，映秀—北川断裂通过北川老县城(曲山镇)，导致北川县城老城区80%以上的建筑物倒塌(邓志辉等，2008).

灌县—江油断层把研究区分割成两部分，东南侧是平原低丘地貌，西北侧为连绵不断的层层山岳，由海相和古生代地层组成密集的线性褶皱与断裂.西北侧称为龙门山地槽，可分为九顶山向斜、龙门山褶皱带和前龙门山褶皱带三部分.东南侧是属于扬子地台的川西台陷(图1).龙门山断裂带北段以出露轿子顶杂岩和唐王寨推覆体及前缘叠瓦冲断系为特征(杨庚和王晓波，2020)，其中唐王寨推覆体占据泥盆-石炭古坳陷的范围，核部为石炭系，两翼为志留、泥盆系.轴向NE 45°，轴面直立，两翼不大对称，南翼倾角较大且地层受断裂影响较大.唐王寨推覆体东南侧为江油冲断层，它使向斜南东翼的志留系向东南逆冲于泥盆-侏罗系的不同层位之上(杨庚和王晓波，2020).

针对龙门山地区，地震学家们开展了大量的研究工作，获得了龙门山地区区域尺度的深部结构(Wang et al.，2007，2010，2014；Meng et al.，2008；刘启元等，2009；Lei and Zhao，2009；雷建设等，2009；Zhang et al.，2009；Hu et al.，2011；Togo et al.，2011；Ran et al.，2013；Li et al.，2014c，2019；Huang et al.，2015)，为进一步研究龙门山断裂带小尺度的精细结构奠定了基础.但由于台间距较大，目前得到的层析成像结果的分辨率基本都在十几到几十公里级别，无法揭示断裂带附近速度结构变化的细节特征.因此，小尺度、高精度的地壳结构研究不仅对认识地震发生机理，了解地震破裂过程，而且对评估地震危险性以及灾害预测都是非常重要的.

近十年来，背景噪声层析成像被越来越多的学者用来对不同尺度的速度结构进行成像(Shapiro et al.，2005；Yao et al.，2006，2011；Yang et al.，2008；房立华等，2009；Li et al.，2009，2014a；Yang，2014；Shen et al.，2016).Yang等(2008)利用美国西部300台宽频地震仪记录到的数据提取出了8～100 s周期的频散曲线，构建出深约150 km的三维剪切波速度结构.房立华等(2009)提取了华北地区7 s到23 s群速度结构，揭示了华北地区地壳存在明显的横向不均匀性.Li等(2009)利用四川地区49台宽频地震仪进行了面波背景噪声层析成像，最终得到青藏高原东缘地壳速度结构.Shen等(2016)利用背景噪声层析成像获得了中国大陆及邻区的三维速度模型.特别是近几年来短周期密集台阵的不断发展为背景噪声层析成像的精细化发展提供了更好的数据来源，所以这种分辨率高、低成本的方法越来越被广泛运用到小尺度的地壳结构探测中(吴建平等，2009；Pei et al.，2010；Lin et al.，2013；邓文泽等，2014；赵盼盼等，2015；Li et al.，2016，2020；王爽等，2018；孟亚锋等，2019；Yang et al.，2020；Zhang et al.，2020；曾求等，2020；李玲利等，2020).

图1 研究区域地质构造背景图 红线为汶川地震地表破裂带，修自Wu et al., 2014.Fig.1 Geological structure map of the study area The red line represents the surface rupture zone of the Wenchuan earthquake, revised from Wu et al., 2014.

水平垂直向谱比法(HVSR)又称H/V谱比法，是地表记录到不同频率背景噪声的水平分量与垂直分量的振幅谱比值(Yamanaka et al., 1994).地下浅层结构产生的场地效应、震源以及地震波的传播路径等是强地震引起的地面震动强度的决定性因素，HVSR的频谱特征(如振幅和峰值频率)为分析场地特性对地面震动的响应提供了基础，北川地区沟谷相间，不同区域沉积层的发育情况差异较大，松散的沉积层会对地震波产生明显的放大作用，因此沉积层厚度分布信息对防灾减震工作非常重要(王伟君等，2009；Bao et al.，2018；荣棉水等，2018；林国良等，2019；王恒知等，2020；秦彤威等，2021).

本研究基于布设在北川地区的242台短周期地震仪连续22天的记录，通过背景噪声层析成像和HVSR方法，对研究区浅层地壳结构进行成像，从而对北川地区浅部地壳构造进行研究.

1 数据收集与选取

近年来随着短周期地震仪在天然地震领域的不断应用，对地壳浅层的结构研究越来越精细.2019年11—12月间，我们在四川省北川县共采用了242台短周期地震仪，包括90台中地装(重庆)地质仪器有限公司生产的EPS短周期数字地震仪(频率响应为0.1～200 Hz)和152台深圳面元智能科技有限公司生产的SmartSolo三分量短周期便携式地震计(频率响应为0.1～100 Hz)，布设了一条跨断层的一维长测线和一个二维小孔径台阵，采样率为100 Hz.一维长测线约长70 km，在地表破裂带附近，该测线台间距约为10～20 m，随着离地表破裂中心距离的加大，台间距逐渐加大到25～500 m.二维面状密集台阵的孔径约为20 km×15 km，平均台间距约为1～2 km(图2).我们使用这242台仪器从2019年11月17日至2019年12月8日总共开展了为期22天的连续观测.

图2 研究区及台站分布 (a)中红框为研究区位置，(b)中红色三角形为EPS仪器、黑色三角形为SmartSolo仪器.Fig.2 Distribution of seismic stations in the study area The red frame on the left shows the location of the study area; on the right, red triangle is deployed with EPS、 black triangle with SmartSolo.

2 背景噪声层析成像

2.1 数据处理

首先将记录到的连续噪声数据垂直分量，切成时长为一天的片段.对数据进行去除仪器响应、去除趋势和均值、降低采样率到10 Hz和谱白化，然后分成0.5～1 s、1～2 s、2～4 s、4～7 s、7～10 s多个周期段带通滤波，并进行时间域归一化叠加(Bensen et al.，2007)，得到0.5～10 s频段的波形.对所有台站对进行互相关计算，最终得到29161条互相关结果.台站E100与其余241个台站的1～5 s、1～10 s周期范围互相关结果见图3，从两个不同周期范围的互相关波形中我们可以看到明显的瑞利波信号，最终选取包含信息更多的1～10 s周期范围内的互相关结果.

本文采用Yao等(2006，2011)提出的频散提取方法，该方法利用基于图像分析互相关振幅矩阵，可以快速追踪整条频散曲线.利用该方法我们从29161条互相关结果中提取了3375条台间距大于1.5倍波长、信噪比>5、台站高程差<300 m的瑞利波相速度频散曲线.通过不同周期射线路径数量(图4a)和相速度频散曲线(图4b)中，我们可以看出频散曲线主要分布在1 s到5.5 s周期内，3.3 s周期内射线数量最多，而5～10 s周期范围内的频散曲线数量较少.研究区相速度变化较大，相速度范围在1.9～3.4 km·s-1之间.

图5给出了3.0 s和7.0 s周期范围内的射线路径覆盖情况，从图5中可以看出在周期3.0 s时，射线数量较多，测线中心区域射线路径较为密集，沿测线向两端射线路径逐渐变得稀疏，在周期7.0 s时，射线路径覆盖在测线两端时相对较为稀疏.

2.2 检测板测试

本文采用的是Fang等(2015)提出的面波频散直接反演法来反演三维横波速度结构.与传统面波反演方法相比，该方法不需要反演相速度图或者群速度图，而是利用与频率相关的射线追踪和基于小波稀疏约束直接进行层析成像反演.

首先我们进行了检测板测试，选取0.05°×0.05°的网格划分，共设置了17×17个网格点，异常体大小为0.1°×0.1°，深度方向上从地表到地下以0.2 km为间隔设置了16个网格点，速度扰动为2%，最大迭代次数为10次.图6给出了0.4 km与1.2 km深度水平剖面检测板恢复结果，从图6中可以看出，总体来说，在测线密集覆盖的区域恢复较好，沿测线向两侧恢复能力逐渐变弱，水平向的分辨率约为0.1°.图7给出了垂直剖面恢复结果，同时结合图7可以发现，随着深度的不断增加，检测板的恢复程度也在不断降低，在1.6 km深度范围内，检测板恢复较好.

图3 不同周期范围的互相关结果(a) 1～5 s周期范围内的互相关结果； (b) 1～10 s周期范围内的互相关结果.Fig.3 Interstation cross-correlation function in different period band(a) Cross-correlation results in the period range of 1～5 s; (b) Cross-correlation result in the period range of 1～10 s.

图4 (a) 不同周期射线数量； (b) 相速度频散曲线Fig.4 (a) Number of rays in different periods; (b) Phase velocity dispersion curve

图5 不同周期射线路径覆盖Fig.5 Ray-path coverage for different periods

图6 水平剖面检测板恢复结果(AA′为垂直剖面测线)(a) 0.4 km深度水平剖面检测板模型； (b) 0.4 km深度水平剖面检测板恢复结果； (c) 1.2 km深度水平剖面检测板模型； (d) 1.2 km深度水平剖面检测板恢复结果.Fig.6 Lateral shear-wave speed checkerboard tests (AA′ refers to location of the vertical profile)(a) Lateral shear-wave speed checkerboard tests model at the depth of 0.4 km; (b) Recovery results of Lateral shear-wave speed checkerboard tests at the depth of 0.4 km; (c) Lateral shear-wave speed checkerboard tests model at the depth of 1.2 km; (d) Recovery results of Lateral shear-wave speed checkerboard tests at the depth of 1.2 km.

图7 剖面AA′的检测板测试结果(a) 测线AA′垂直剖面检测板模型； (b) 测线AA′垂直剖面检测板恢复结果.Fig.7 Vertical shear-wave speed checkerboard tests at profile AA′(a) The input modle of vertical shear-wave speed checkerboard tests at AA′; (b) Restoration results of Vertical shear-wave speed checkerboard tests at AA′.

2.3 三维横波速度结构

基于检测板测试结果，我们将研究区水平方向上网格大小设置为0.05°×0.05°，共设置了17×17个网格点，深度方向上从地表到地下共划分了15层，每层厚度为0.2 km.

图8给出了不同深度(0.4 km、0.8 km、1.2 km、1.6 km)的横波速度图像.从图中可以清晰的看到，在4个不同的深度上，研究区均存在明显的横向速度不均匀性，有三个非常明显的剪切波低速异常区，横波速度约为2.4～2.5 km·s-1，三个低速区分别被高速体相隔.在0.4 km深度，研究区剪切波低速异常区域较大，低速异常最低约为2.3 km·s-1.深度为0.8 km时，低速区范围较0.4 km深度时变小，左上角横波低速区速度约2.4 km·s-1，中间低速异常区约为2.5 km·s-1，右下角低速异常约为2.3 km·s-1.深度为1.2 km时，左上角和右下角低速异常的速度较0.8 km深度时变化不大，中间低速异常速度约2.4 km·s-1.深度1.6 km时，中间的低速异常区域变大，速度变低，约为2.3 km·s-1.

图8 不同深度的横波速度图 红色粗线为映秀—北川断裂地表破裂带，红色细线为唐王寨推覆体位置，黑色细线为江油断层，图9中的垂直剖面BB′位置标记在左上角图中.Fig.8 Shear-wave velocity at depths of(a) 0.4, (b) 0.8, (c) 1.2, (d) 1.6 km The thick red line and the thin red line represent the surface fracture zone of Yingxiu-Beichuan fault and Tangwangzhai nappe, respectively. The thin black line is Jiangyou fault. The line BB′ in top left corner shows the location of the profile in Fig.9.

图9展示了测线BB′垂直速度剖面图，从图中可以看到测线下方存在三个明显的低速异常，最左侧的低速异常体规模最小，深度最浅，约1.4 km.中间的低速异常体最为突出，深度最深、速度中等，深度约达2.0 km，速度约为2.4 km·s-1.最右侧低速异常体深度约在1.6 km，速度最低约为2.3 km·s-1.

图9 BB′剖面横波速度结构图 红色三角形标识了映秀—北川地表破裂带的位置， 上半部分为BB′剖面的对应地形.Fig.9 Shear-wave velocity at profile BB′ The red triangle shows the location of Yingxiu-Beichuan surface rupture zone. Topography is plotted above the profile BB′.

图10a给出了周期1.0～10.0 s的瑞利波相速度敏感核，输入的速度模型为研究区中心点(104.4°E，31.8°N)的一维速度模型，从图中可以看到周期为1 s时敏感深度在1 km左右，随着周期的增大，敏感深度在不断变深，敏感范围也逐渐变宽，5 s周期对应的敏感深度约3～4 km之间.图10b给出了初始模型和经过10次迭代后最终模型的走时残差直方图，结果显示反演后的走时残差较初始模型有了显著的降低，且在0附近呈现正态分布，说明10次迭代后的模型较为可靠.

3 HVSR

3.1 数据处理

在水平垂直向谱比法(HVSR)中，曲线峰值频率与松散沉积层的共振频率之间存在一定相关性，该方法对浅层构造较为敏感，现已被广泛地用于估算松散沉积物厚度(Moisidi et al.，2015；Mascandola et al.，2017；宗健业等，2020).

本研究利用Geopsy软件进行HVSR测量.首先，将每个台站的连续背景噪声记录切成多个50 s的窗口，同时窗口间加上20%的重叠来计算每个窗口的水平分量和垂直分量的频谱比值.对于每个选定的窗口，我们采用长短时窗平均幅值比算法去除非随机噪声瞬态干扰信号，并对频谱进行平滑处理，使HVSR曲线在低频处的稳定性得到增强(Konno and Ohmachi, 1998).最后对所有窗口的比值进行平均得到每个台站最终的HVSR曲线，并拾取其峰值频率.将所有的峰值频率进行统计，根据频率与沉积层厚度的经验转换公式：

(1)

式中h为沉积层厚度，VS为剪切波速度，f为峰值频率，根据背景噪声三维横波速度结果，平均剪切波速度VS取为800 m·s-1，对所有台站峰值频率进行沉积层厚度转换，得到台站下方的沉积层厚度.

3.2 HVSR结果

我们共拾取到了123个台站的HVSR曲线的峰值频率(共振频率)，其中14个台站的HVSR曲线呈现双峰特征.图11a、b分别展示了两个台站的HVSR曲线图像，其中图11a中E207_2260台站的HVSR曲线呈现单峰特征，其峰值频率(即共振频率)约为7.0 Hz，H/V值约为4.7；图11b中0674台站的HVSR曲线具有明显双峰特征，其峰值频率分别在1.7 Hz和6.0 Hz左右，H/V值约为3.7和3.2，小于单峰HVSR曲线的幅值.

将123个台站HVSR曲线的峰值频率换算成沉积层厚度，得到北川地区沉积层厚度最深约200 m，位于映秀—北川断裂带附近.将沉积层厚度分布投影到200 m深度的横波速度结果(图12)，圆圈越大代表沉积层越厚，可以看出较厚的沉积层与低速区的分布吻合较好.其中黄色实心圆圈代表了双峰HVSR曲线的台站位置，均分布在映秀—北川地表破裂带附近，这些台站在图13的剖面CC′中由红色标识出来，其相应的峰值频率分布由红色圆圈表示，两个峰值频率分别在1～2 Hz和3～10 Hz之间.而远离地表破裂带台站的HVSR曲线表现为单峰，其峰值频率均较高，在3～10 Hz之间，根据频率-深度换算公式得到这些台站下方的沉积层厚度较浅.

图10 (a) 敏感核测试；(b) 走时残差 红色为反演前模型的走时残差分布，灰色为反演后模型的走时残差.Fig.10 (a) Sensitive kernels; (b) Travel-time residual Red and gray histograms represent the travel-time residuals before iterations and after 10 iterations, respectively.

图13 沿测线CC′的台站峰值频率分布 以三角形表示的台站和相应的台站名标在图件上方，红色标示出了HVSR曲线呈现双峰特征的台站，红色圆圈为呈现双峰特征的 HVSR曲线的峰值频率，黑色圆圈为呈现单峰特征的HVSR曲线的峰值频率.Fig.13 The distribution of the HVSR peak frequency along the profile CC′ The station shown by triangle and corresponding names are given on theFigure. The stations with double-peak HVSR curves are marked by red. The red and black circles representthr peak frequency of the HVSR curve with double peaks and single peak, respectively.

4 讨论和结论

2008年汶川地震发生，映秀—北川断裂横穿而过，在北川老县城处留下了较多地表破裂带，且在研究区其他区域引发了各种地质灾害比如滑坡、塌陷等等.

研究区西北区域(104.3°E,31.85°N)为禹里乡，禹里乡是汶川地震中受灾最严重的乡镇之一，发育了多处地震裂隙，震后唐家山堰塞湖水尾端淹至该地区，导致抗剪能力变弱，稳定性不断降低(马洪生等，2009).多年来，禹里乡余震不断，地震导致的泥石流、滑坡等更是时常发生，再加上唐家山堰塞湖的存在，地震裂缝长期处于水饱和状态.该地区地貌属于侵蚀构造中山，发育大量破碎千枚岩和砂岩，风化严重，岩石极易破碎(唐云等，2010).西北部为大量的志留纪地层，发育有九顶山中间隆起，内部断裂较少，前人研究揭示在在隆起构造顶部速度偏低.如图8中所示，该地区表现为剪切波低速异常，速度与其他区域相比较低，根据前人的研究(危自根等，2021)我们推测该地区的剪切波低速的异常可能是因为位于九顶山中部隆起且区域内发育多处滑坡，滑坡底层裂隙较多，流体更易进入.

北川—映秀断裂穿过研究区中部，断裂两侧地形反差悬殊，断裂在北川擂鼓呈现出典型的断裂沟槽(陈国光等，2007).本文的浅层地壳成像(图7)显示擂鼓镇东西两侧出现明显的高低速异常分界，反映了擂鼓镇附近地势差异情况和复杂的断陷盆地.北川—映秀断裂活动强烈，主要由元古代变质岩系-古生代浅变质岩系组成的冲断席，广泛发育冲积扇，沉积中心由北段向中南段不断迁移(刘和甫等，1994).汶川地震发生之前该区域已经发育了多条断裂，汶川地震发生后主要沿北川—映秀断裂破裂.该地区为唐王寨推覆体的构造西南段，自上而下依次为唐王寨向斜、甘竹垭向斜、四清池向斜，每个向斜底部均发育一条向南西向突出的弧形断层(图1).最上部的唐王寨向斜，核部为石炭系，两翼为志留、泥盆系.轴向NE 45°，轴面直立，两翼不完全对称，南翼倾角较大且地层受断裂影响较大；中层的甘竹垭向斜两翼地层增厚并且向西南端延伸；下部的四清池向斜进一步拓宽了向斜的西南端，其核部为三叠系，两翼出露二叠系和石炭系，底部逆掩断层为黄莲桥—擂鼓弧形断层，断层深部位置约在3 km左右(刘和甫等，1994；杨庚和王晓波，2020)，推测是由于唐王寨推覆体导致该区域地下浅层地壳横波速度出现低速异常，低速异常呈现“斜U”型，与唐王寨推覆体的分布形状一致.Zhang等(2020)在北川—映秀断裂南段的虹口地区也进行了背景噪声层析成像和HVSR方法的研究，其研究结果显示汶川地震在虹口地区的地表破裂带下方约2.0 km深度也观测到了较低的剪切波速度异常.

已有的研究表明断层带由断层核及其周围的脆性损伤区域组成，在主滑动界面附近会存在低速带.低速带可以放大地面运动，并且包含很多地球物理的重要信息.高分辨率的断裂带成像不仅提高了我们对地震物理性质的认识，也更好地预防和减轻地震带来的灾害，而且对评估地壳的长期变形至关重要(Yang，2015).Li等(2013)龙门山断裂带南部的科学钻探结果进行了研究分析，最终通过岩心、岩石学和构造分析，确定了映秀—北川断裂的断层相关岩石(断层泥、碎裂岩和断层角砾岩)，确定了汶川地震的主滑带位置.Li等(2014b)又通过靠近映秀—北川断裂的跨断层台阵记录到的断层围陷波以及三维有限差分模拟对映秀—北川断裂进行了研究，结果显示映秀—北川断裂带宽度为100～200 m，龙门山断裂南部有一个明显的由严重破碎岩石组成的低速带，他们将这个显著的低速带解释为汶川地震动态破裂时产生的破裂带，所以我们推测擂鼓附近的剪切波低速异常区域是受到了汶川地震地表破裂带的影响，低速异常深度大约2.0 km.

研究区东南区域位于龙门山山前地带与四川盆地，存在侏罗纪、白垩纪地层以及第四纪沉积物(图1).其中侏罗纪地层广泛分布于龙门山山前地带，构成低山丘陵地形，是一套内陆河、湖相红色碎屑岩，与唐王寨推覆体和四川盆地相比，横波速度较高.当研究区进入四川盆地以后，由于盆地地区较厚的沉积层，表现为速度最低的低速异常区.

研究区西北部与中部都处于高高的山岳之中，虽然在布设台站时已经尽量避免较大高程的台站出现，但还是难以避免的出现了1 km以下的高程差.为了减少地形的影响，在提取频散曲线时，去除了高程差300 m以上的台站对，与未去除高程差的结果对比发现，研究区西北区域的低速异常深度变浅.同时为了更好的减少地形因素对地下横波速度反演的影响，在后续的工作中，会采用去除地形的三维速度反演方法.

同时本次研究结果发现分布在地表破裂附近台站的HVSR曲线具有双峰特征，一个峰值频率约1.5 Hz，另一个峰值频率在3～10 Hz之间，推测可能是由于该地区地表破裂较为严重，断裂带中发育大量的断层泥和碎裂岩块.Zhang等(2020)在虹口地区通过HVSR研究结果显示，位于地表破裂带内或附近的台站HVSR曲线呈现双峰特征，一个峰值频率约0.5 Hz，另一个峰值频率在3～5 Hz之间，而远离地表破裂带的台站呈现单峰特征.通过对比我们的结果发现，我们的峰值频率整体较高，通过频率与深度的对应关系得到北川地区沉积层深度较虹口地区更薄，同时在两个地区地表破裂附近台站的HVSR曲线均具有双峰特征，由此推断虹口地区和北川地区地表破裂带内部十分相似，均发育大量的断层泥和碎裂岩块.

总而言之，本研究使用短周期密集台阵对北川地区进行了背景噪声层析成像和HVSR方法的研究，根据242台短周期地震仪记录到的22天的连续观测数据中分别获取了0.1～1 Hz的瑞利面波信号，然后采用一步反演法得到三维浅层横波速度结构，同时利用242个台站的HVSR曲线得到了近地表沉积层的厚度.基于所有研究结果得到以下结论：

(1)研究区存在三个剪切波低速异常区，其中汶川地震的地表破裂带附近存在深约2 km的低速区.

(2)位于地表破裂带附近的台站HVSR曲线具有双峰特征，而远离地表破裂带的台站的HVSR曲线呈现单峰特征，研究区沉积层最厚可达200 m.

致谢感谢中国科技大学姚华建教授提供的频散提取软件包、方洪健老师开发的直接面波反演方法以及Geopsy软件制作组.