利用密集台阵背景噪声研究通州—三河地区高分辨率三维S波速度结构

徐微，丁志峰,2*，吴萍萍，鲁来玉,2，秦彤威，刘献伟，黄翔，高天扬，刘嘉栋

1 中国地震局地球物理研究所，北京 100081 2 中国地震局震源物理重点实验室，北京 100081

0 引言

北京及其邻区人口稠密，经济发达，新生代构造活动强烈，位于我国华北城市群的重点地震监测防御区.由图1展示的1970～2021年发生在北京平原区的地震事件（2≤ML≤4.7，共382次）可见，平原区的中小地震频发，2～4级地震分布较均匀，4级以上地震主要分布在断裂带周围，在夏垫断裂（F1）和二十里长山断裂（F8）交汇处、顺义—良乡段断裂（F5）北段分布较密集.此外，历史上还发生过多次5级以上的地震，如1679年的三河—平谷8级大地震和1665年的通州61/2级地震，受灾严重.已有的体波走时成像研究表明，北京平原及其邻区的速度结构有强烈的非均匀性，隆起的山区（如燕山隆起、太行山隆起）表现为高速，凹陷和盆地一般表现为低速，速度分布特征与地表地质构造单元有良好的对应关系，强震区（如三河—平谷8级地震区、唐山7.8级地震区）的深部通常存在强烈的速度变化特征，震源主要位于高低速异常区的交界带，偏高速一侧（朱露培等，1990；孙若昧和刘福田，1995；Huang and Zhao，2004；黄金莉和赵大鹏，2005；王夫运等，2005；齐诚等，2006；Lei et al.，2008；杨峰等，2010；于湘伟等，2003，2010；）.深地震测深研究显示，三河—平谷区内深度约8～22 km时存在向南倾斜的低速构造（嘉世旭等，2005）.电性结构研究显示，三河—平谷区由浅至深大致可分为沉积层、高阻基底和壳内高导层等电性层，震源深度（11～13 km）主要位于电性特征变化的范围内，三河—平谷8级地震的震源区比邻区电性结构复杂（高文学和马瑾，1993；邓前辉等，2001）.前人的研究成果为认识北京及其邻区的地震活动、壳幔速度结构和深部动力学等提供了大量的重要资料，但是由于其台站或测点分布相对稀疏，目标区域尺度较大，在揭示通州—三河地区物性结构时的分辨率有限.

通州—三河地区位于北京平原区的东部，鉴于其重要的经济地位和特殊的地质构造背景，本文将其作为研究区.研究区（图1中的黑色框）现今被较厚的第四纪松散沉积物覆盖.城市隐伏活动断裂突发错动产生的大地震和地表位错，长期缓慢蠕滑造成的次生地质灾害（地裂缝、地面塌陷、地面升降不均匀等）威胁城市安全（邓起东等，2003；梁亚南，2019；赵忠海，2009）.探究通州—三河地区的隐伏断裂、隐伏凹陷和隆起的构造格局可为预测和减轻地质灾害风险提供参考.

基于环境噪声干涉的成像法（地震背景噪声成像法），不依赖于地震（天然地震或人工震源）发生的方位和时间，以自然现象或人类活动产生的微动信号为被动源，计算两个台站的长时间背景噪声互相关函数并叠加，提取台站间的经验格林函数，从而获得面波频散信息以进行速度结构成像（Shapiro and Campillo，2004；Shapiro et al.，2005；Sabra et al.，2005）.该方法成本低、施工便捷、破坏性小、抗干扰能力强，被广泛应用于矿产资源探测（俞贵平等，2020；黄宇奇等，2021），壳幔速度结构研究（郑现等，2012；徐小明等，2015）和火山活动研究（王武和陈棋福，2017；范兴利等，2020）等领域.传统噪声成像方法（两步反演法）先对路径频散数据反演获得不同周期的二维面波群/相速度，再对地表网格频散数据进行一维反演，构建区域三维S波速度结构.随着便携式地震仪的发展，密集台阵数据有效地应用于小区域高精度速度结构研究.两步反演法处理技术成熟，结果稳定，也适用于计算密集台阵噪声数据（王爽等，2018；Jia and Clayton，2021）.近年来，密集台阵背景噪声成像法还被广泛应用于城市地区的精细速度结构研究（Liu et al.，2014；Li et al.，2016；李玲利等，2020）.

中国地震局地球物理勘探中心于2019年在通州—三河地区布设了914个流动台站组成的密集地震台阵.利用这些记录数据，本文采用密集台阵背景噪声成像法构建该区的三维精细S波速度结构，探讨速度异常分布特征与夏垫断裂、南苑—通州断裂、南口—孙河断裂和李桥断裂的关系，获取大兴隆起、俸伯凹陷和大厂凹陷的沉积盖层厚度和结晶基底埋深，研究结果可为城市地区的防震减灾和规划建设等提供重要基础.

1 区域构造背景

北京平原区（图1）的西部为太行山隆起，北部为燕山隆起，东部和南部为华北断陷盆地.平原中的NE向和NW向两组主要断裂相互交叉形成网格状断裂格局，NE向断裂活动趋势突出，NW向断裂切割和改造了NE向断裂（彭一民等，1981；Ran，2001；Wang et al.，2017）.古近纪时，北京地区以黄庄—高丽营断裂（F6）和南苑—通州断裂（F2）为界，形成“二隆一凹”（京西隆起、北京凹陷、大兴隆起）的构造格局（汪良谋等，1990）.新近纪时，“二隆一凹”构造格局解体，北京冲积平原初步形成（张磊等，2017a）.第四纪时，南口—孙河（F3）等NW向断裂活动强烈，使京西隆起和北京凹陷发生重大分异，形成沙河凹陷和顺义凹陷等地质单元（黄秀铭等，1991；焦青和邱泽华，2006；邓梅，2018）.第四纪新构造活动具有继承性和新生性，形成了马池口凹陷、后沙峪凹陷、俸伯凹陷、大厂凹陷和平谷凹陷五个新沉积中心，其中俸伯凹陷和后沙峪凹陷是因为顺义断裂在早更新世活动强烈，由顺义凹陷解体形成（张磊等，2016；何付兵，2019）.

本文研究区中自西向东主要有俸伯凹陷、NE向南苑—通州断裂（F2）、大兴隆起、NE向夏垫断裂（F1）和大厂凹陷，还有NW向的南口—孙河断裂（F3）和李桥断裂（F4）.南苑—通州断裂为晚更新世中期活动正断裂，倾向NW，上部倾角为57～60°，错断了结晶基底（刘保金等，2009a，2009b；何付兵，2019）.南苑—通州断裂以南口—孙河断裂为界分为北段和南段，本文研究区中为其北段.

夏垫断裂为全新世强活动正断裂，兼有右旋走滑性质，倾向SE，倾角为70～80°，发震危险性最大，为超壳深断裂（何付兵等，2013；马志霞等，2018；雷晓东等，2021）.该断裂是大兴隆起和大厂凹陷的边界断裂，其深浅共存的构造体系有利于地震的孕育和发生（张先康等，2002；赵金仁等，2004；万永魁等，2014）.三河—平谷8级地震是该断裂最强的一次地表破裂型地震事件，地表破裂带长约10 km，形成了断裂陡坎和低洼负地形等地貌特征（冉勇康等，1997）.

南口—孙河断裂为正断裂，兼有左旋走滑分量，是北京地区规模最大的一条NW向断裂，可能一直向下延伸至11 km甚至更深的中地壳，其北西段（南口至北七家）倾向SW，南东段（北七家至孙河）倾向NE，倾角约67°，活动时期为晚更新世早期-中更新世晚期，北西段和南东段相反的倾向体现了该断裂的张扭性力学性质（彭一民等，1981；李娟，2003；张磊等，2014，2017b；白凌燕等，2018；何付兵，2019；张晓亮等，2020）.本文研究区中是南口—孙河断裂南东段的延伸段（也被称为“张家湾断裂”），与南苑—通州断裂相交，共同影响了俸伯凹陷和大兴隆起的沉积.李桥断裂走向NW，东南处与夏垫断裂相交，是一条小断裂.

图2 研究区地震台站分布图两个红色三角形分别表示1137台站和6145台站，F1：夏垫断裂，F2：南苑—通州断裂（F21和F22是支断裂），F3：南口—孙河断裂，F4：李桥断裂.Fig.2 The locations of seismic stations in study areaThe two red triangles represent the stations of 1137 and 6145.The brown lines represent the faults.The black lines represent the boundary of the provinces.F1:Xiadian fault,F2:Nanyuan-Tongxian fault （F21 and F22 are the branch faults）,F3:Nankou-Sunhe fault,F4:Liqiao fault.

2 数据与方法

2.1 台阵布设

图2展示了本文研究区（39.818°N—40.034°N，116.610°E—117.057°E）的短周期密集流动地震台阵分布.台阵西部为通州区（北京城市副中心），东至河北省三河市，北邻顺义区北务镇，南至河北省大厂回族自治县.台阵面积约为38 km×24 km，平均台间距约为1 km（夏垫断裂（F1）上的4条密集测线除外），平均高程20.33 m.台阵由454个CDS-E20和460个EPS-2三分量短周期地震仪组成，仪器频带范围分别为0.05～200 Hz和0.2～200 Hz.台阵的914个台站同步观测时间为2019年11月20日至2020年1月3日，共45天，其中890个台站的连续观测时间都达到40天以上，其余24个台站的连续观测时间为24～39天.

2.2 数据处理

本文背景噪声数据的处理流程主要包含单台数据预处理、互相关计算和叠加、频散曲线提取步骤，以下简要介绍每个步骤的处理过程.

第一步，单台数据预处理.参考Bensen等（2007）的数据预处理流程，对各个台站每小时的切向分量（T分量）的连续波形数据进行降采样（20 Hz）、去均值、去线性趋势、one-bit时间域归一化、频谱白化、带通滤波（2～8 s）.

第二步，互相关计算和叠加.相位加权叠加相比于线性叠加能极大提高叠加波形的信噪比，本文基于Ventosa等（2017）提出的时间尺度相位加权叠加法（Time-scale phase-weighted stack，ts-PWS），计算预处理后数据的台站对互相关波形，最大互相关时间延迟为409.6 s，共获得417241个台站对的噪声经验格林函数.图3为按照不同震中距随机挑选出的900条示例互相关波形，可见正负半轴均有明显的信号且不对称，说明研究区噪声源分布不均匀.

图3 2～8 s周期段的部分台站对T分量互相关波形图红色和蓝色虚线分别表示群速度为1 km·s-1和 3 km·s-1的时距线.Fig.3 Part of interstation cross-correlation functions of T component in the period of 2～8 sThered dashed line represents the group velocity of 1 km·s-1 and the blue dashed line represents the group velocity of 3 km·s-1.

第三步，频散曲线提取.反演勒夫波的频散数据可以获得SH波速度结构，同周期的勒夫波敏感深度比瑞利波浅，更能提供浅部构造信息（房立华等，2013；付媛媛和高原，2016）.而且基阶面波能量强、信号稳定，因此本文使用T分量用于提取基阶勒夫波频散曲线.先挑选出信噪比大于70的互相关函数，取群速度介于1～3.5 km·s-1的波形窗口作为信号窗（图4a的红色线区间），信号窗后100 s的窗口作为噪声窗（图4a的蓝色线区间），信噪比定义为信号窗内波形的波包最大振幅值除以噪声窗内波形振幅的平均绝对值.对互相关函数正负半轴的信号进行对称化处理，以减弱噪声源不均匀带来的影响.再基于多时窗的时频滤波方法（Dziewonski et al.，1969；Levshin et al.，1992；Yao et al.，2006，2011）提取2～8 s基阶勒夫波群速度频散曲线.图4为1137-6145台站对提取频散曲线的示例图，台站位置如图2的红色三角形所示.由图4a可见此台站对的面波信号到时约为15～20 s，根据台间距（31 km）估算出面波群速度为1.5～2 km·s-1，与图4b展示的频散曲线（黄色线）的数值相符合.保留台间距大于1.5倍波长和数据长度大于1.5 s的频散曲线，经过信噪比控制，最终筛选出52470条频散曲线用于反演计算.由于频散曲线数量较多，为了清晰地显示研究区频散曲线的趋势特征，图5展示了1200条频散曲线，可见群速度值随着周期的增加而增加，在1～3 km·s-1都有分布，体现了面波的频散特性.

图4 1137-6145台站对频散曲线测量示意图（a） 该台站对互相关函数的正分支图，红线区间为信号窗，蓝线区间为噪声窗；（b） 多重滤波后的时频能量分布图，黄色曲线为提取的频散曲线.Fig.4 Example of dispersion measurement of the station pair 1137-6145（a） Positive segment of cross-correlation function obtained by station pair 1137-6145.The red line represents the signal window and the blue line represents the noise window;（b） Time-period energy distribution diagram after multiple filtering analysis. The yellow line represents the obtained dispersion curve.

图5 部分基阶勒夫波群速度频散曲线图Fig.5 Part of fundamental Love wave group velocity dispersions

2.3 反演方法

本文使用快速行进面波层析成像方法（Fast Marching Surface Tomography，FMST）（Rawlinson and Sambridge，2003，2005）进行二维面波群速度反演.该方法基于有限差分法正演地震波走时场，通过求解台站到虚源的走时梯度，获取两点之间的最短走时路径，该方法考虑了介质非均匀性对射线路径的影响，相比传统射线追踪方法，更适用于复杂介质的射线追踪.二维面波群/相速度反演方法是子空间反演法（Subspace Inversion），分别反演不同周期的面波频散数据，获取每个周期的面波速度图像.再基于CPS3.30软件（Hermann，2013）的surf96线性反演模块反演地表每个网格点下方介质的一维S波速度结构，最终构建研究区深度7.5 km以内的三维S波速度模型.

3 勒夫波群速度反演

3.1 射线路径覆盖

图6（a—g）展示了不同周期（2～8 s）的面波传播射线密度，由图可见本文挑选的面波频散数据在各个周期都有较密集的射线覆盖，其中射线数最多的周期在4 s、5 s、6 s，射线数最少的周期在8 s.射线密集程度由台阵中心逐渐向边缘区域逐渐减小.俸伯凹陷的射线分布相对较稀疏，大兴隆起中部和大厂凹陷西部的射线分布最密集，射线的密集程度会影响成像的分辨率.图6h为不同周期的频散数据统计图，图中显示射线条数大于30000条的周期有3.5 s、4.0 s、4.5 s、5.0 s和5.5 s，射线条数介于20000～30000条的周期有3.0 s、6.0 s和6.5 s，射线条数介于10000～20000条的周期有2.0 s、2.5 s、7.0 s和7.5 s，射线条数小于10000的周期只有8 s.

3.2 检测板测试

为了测试频散数据对速度结构的分辨能力，本文使用棋盘测试检验射线覆盖对棋盘模型的恢复效果，网格大小取0.02°×0.02°，总共242个（22×11），异常体大小取0.04°×0.04°，背景速度与反演背景速度相同，加入±0.15 km·s-1的速度扰动.图7为不同深度的棋盘测试恢复结果，可见在2～7 s周期段内大部分区域能较好地恢复棋盘模型，8 s周期时由于射线分布稀疏，恢复效果较差，分辨能力低，因此后续计算使用2～7 s周期段的频散数据.图7还显示俸伯凹陷的恢复效果相对于大兴隆起和大厂凹陷差，与射线分布的疏密程度相符合.

图8a展示了周期为5s时频散数据的迭代拟合差的变化，可见走时残差的均方根值（RMS）随迭代次数的增加而逐渐降低，经过13次反演迭代后，最终收敛于1.45 s左右.图8b是同周期频散数据的走时残差统计直方图，可见反演后的走时残差（红色）相对于初始模型（灰色）有明显收敛，主要集中在±1 s左右，走时残差平均值由2.19 s降至1.15 s（图8b），说明反演结果能较好地拟合观测数据.

3.3 结果

图9展示了不同周期（2～7 s）群速度的水平分布，可见群速度随周期的增加而增加，速度异常区的位置及形状在不同周期处具有相似性.在大兴隆起上，存在NE向和EW向的两个高速异常条带，两条带的相交区位于南口—孙河断裂（F3）的西南侧，呈现出近似“C”字的形状.在所有周期段，大兴隆起的中部均存在一个明显的低速区，俸伯凹陷和大厂凹陷主要表现为低速异常.

图6 不同周期射线密度分布和频散数目统计图（a—g） 分别对应2.0 s、3.0 s、4.0 s、5.0 s、6.0 s、7.0 s和8.0 s周期的射线密度分布图像，F1：夏垫断裂，F2：南苑—通州断裂（F21和F22是支断裂），F3：南口—孙河断裂，F4：李桥断裂;（h） 为2～8 s周期段的统计直方图.Fig.6 Ray path coverage tomography and the number of dispersion data at different period（a—g） Ray path coverage at the period of 2.0 s、3.0 s、4.0 s、5.0 s、6.0 s、7.0 s and 8.0 s,respectively.F1:Xiadian fault,F2:Nanyuan-Tongxian fault （F21 and F22 are the branch faults）,F3:Nankou-Sunhe fault,F4:Liqiao fault;（h） Statistical histogram in the period of 2～8 s.

图7 不同周期检测板测试恢复图（a） 真实模型;（b—h） 分别对应2.0 s、3.0 s、4.0 s、5.0 s、6.0 s、7.0 s和8.0 s周期的棋盘测试恢复结果，F1：夏垫断裂，F2：南苑—通州断裂（F21和F22是支断裂），F3：南口—孙河断裂，F4：李桥断裂.Fig.7 The checkboard test results at different periods（a） True model,（b—h）Checkboard test results at the period of 2.0 s、3.0 s、4.0 s、5.0 s、6.0 s、7.0 s and 8.0 s,respectively.F1:Xiadian fault,F2:Nanyuan-Tongxian fault （F21 and F22 are the branch faults）,F3:Nankou-Sunhe fault,F4:Liqiao fault.

图8 走时残差在反演前后的变化（a） 走时残差的RMS值随迭代次数的变化图；（b） 走时残差在反演前后的分布和均值的变化图，灰色柱状图表示初始模型，红色柱状图表示最终模型.Fig.8 Variation of travel time residuals before and after inversion（a） Variation of the RMS of travel-time residuals with the iteration number;（b） Histograms of travel-time residuals and mean value before inversion and after iterations.The gray bar represents initial model.The red bar represents final model.

图9 不同周期群速度分布图（a—f） 分别对应2.0 s、3.0 s、4.0 s、5.0 s、6.0 s和7.0 s周期的群速度图像，F1：夏垫断裂，F2：南苑—通州断裂（F21和F22是支断裂），F3：南口—孙河断裂，F4：李桥断裂.Fig.9 The group velocity distribution at different periods（a—f） Group velocity distribution at the period of 2.0 s、3.0 s、4.0 s、5.0 s、6.0 s and 7.0 s,respectively.F1:Xiadian fault,F2:Nanyuan-Tongxian fault （F21 and F22 are the branch faults）,F3:Nankou-Sunhe fault,F4:Liqiao fault.

图10 大兴隆起和大厂凹陷中频散值的对比图（a） 大兴隆起和大厂凹陷中的部分射线分布图，棕色直线表示大兴隆起中的射线，灰色直线表示大厂凹陷中的直线，F1：夏垫断裂，F2：南苑—通州断裂（F21和F22是支断裂），F3：南口—孙河断裂，F4：李桥断裂；（b） 大兴隆起和大厂凹陷中的部分频散曲线图，棕色曲线表示大兴隆起中的频散曲线，灰色曲线表示大厂凹陷中的频散曲线.Fig.10 Comparison of the dispersion values of Daxing uplift and Dachang depression（a） Part of rays in Daxing uplift and Dachang depression.The brown straight lines represent the rays in Daxing uplift.The gray straight lines represent the rays in Dachang depression.F1:Xiadian fault,F2:Nanyuan-Tongxian fault （F21 and F22 are the branch faults）,F3:Nankou-Sunhe fault,F4:Liqiao fault;（b） Part of dispersion curves in Daxing uplift and Dachang depression.The brown dispersion curves are from Daxing uplift.The gray dispersion curves are from Dachang depression.

图11 （a）初始模型（黑色线）和所有格点的最终模型（灰色线）对比图；（b） 平均频散观测数据（黑色圆圈）与反演模型预测的频散曲线（红色线）拟合图；（c） 初始模型反映的群速度对S波速度的深度敏感核曲线图Fig.11 （a） Comparison of initial model （black line） and all final inversion models （gray lines） that from every grid;（b） Fitting of the average dispersion data （black open circle） and the forward dispersion curve of the final model （red line）;（c） Depth sensitivity kernels to shear wave velocities for group velocities of initial model

图12 不同深度S波速度分布图（a—f） 分别对应1.5 km、2.5 km、3.5 km、4.5 km、5.5 km和7.5 km深度的S波速度图像，（f）中蓝色直线表示垂直剖面的位置，黑色圆点表示镇的位置，F1：夏垫断裂，F2：南苑—通州断裂（F21和F22是支断裂），F3：南口—孙河断裂，F4：李桥断裂.Fig.12 The shear wave velocity distribution at different depths（a—f） Shear wave velocity distribution at the depth of 1.5 km、2.5 km、3.5 km、4.5 km、5.5 km and 7.5 km,respectively.The blue straight line in （f） represents the profiles′ locations,the black filled circles in （f） represent the town′s locations.F1:Xiadian fault,F2:Nanyuan-Tongxian fault （F21 and F22 are the branch faults）,F3:Nankou-Sunhe fault,F4:Liqiao fault.

图13 不同方位S波速度垂直剖面图（a—c） 分别对应AA′剖面、BB′剖面和CC′剖面的S波速度结构，剖面位置见图12f，黑色虚线表示断裂，棕色竖线表示隆起和凹陷的分界带，箭头表示断层上盘的滑动方向，F1：夏垫断裂，F4：李桥断裂.Fig.13 Vertical profiles of shear wave in different directions（a—c） Shear wave along the AA′、BB′ and CC′ vertical profiles,respectively.The locations of profiles showed in Fig.12f.The black dashed lines represent the faults.The brown vertical lines represent the boundary of the uplift and the depression.The arrows represent the sliding direction of fault.F1:Xiadian fault,F4:Liqiao fault.

图14 （a）DD′剖面附近的重力异常曲线图（修改自：雷晓东等，2021）；（b） DD′剖面附近的地层结构图（修改自：雷晓东等，2021），蓝色虚线表示断裂，F1：夏垫断裂，F2：南苑—通州断裂；（c） DD′剖面的S波速度垂直剖面图Fig.14 （a）Gravity anomaly curve nearby the DD′ profile （Modified from:LEI Xiaodong et al.,2021）;（b） Strata structure nearby the DD′ profile （Modified from:LEI Xiaodong et al.,2021）.The blue dashed lines representthe faults.F1:Xiadian fault,F2:Nanyuan-Tongxian fault （F21 and F22 are the branch faults）;（c） Shear wave along the DD′ vertical profile

不同周期的局部速度异常也存在差异性.2～5 s周期段的NE向高速体表现为串珠状，存在高低速异常以南口—孙河断裂为界，相邻分布的现象，大厂凹陷中存在小尺度高速异常体.在6～7 s周期段，NE向串珠状高速带和EW向高速带逐渐融合、扩展，呈现出大面积高速异常区，隆起和凹陷的高低速分区特征更加明显，大厂凹陷中的小尺度高速异常体逐渐消失.

为了进一步检验反演结果的可靠性，本文在大兴隆起和大厂凹陷分别选取部分台站对的频散曲线进行对比（图10）.如图10a所示，大兴隆起中的射线（棕色直线）整体沿SN向穿过其高速区，大厂凹陷中的射线（灰色直线）也整体沿SN向穿过其低速区，台间距与大兴隆起中的台间距相近.图10b显示大兴隆起中的频散值（棕色曲线）明显大于大厂凹陷中的频散值（灰色曲线），与反演结果（图9）反映的群速度差异性相符合.

4 S波速度反演

4.1 初始模型

选择合理的初始模型是获取稳定可靠的反演结果的重要一步，经过多种初始模型测试，本文最终选择由平均网格频散数据反演得到的一维S波速度模型作为初始模型（图11a中的黑线）.图11b为反演平均网格频散数据的拟合图，黑色圆圈为平均网格频散数据，红色线为反演后理论模型正演的频散曲线，可见理论模型正演的频散曲线与实测数据能较好地拟合，说明得到的初始模型适用于研究区，最后用该初始模型反演得到所有格点上的一维模型（图11a中的灰色线）.

4.2 深度敏感核计算

图11c展示了初始模型在不同周期（2～7 s）的深度敏感核函数，可见不同周期的敏感核函数峰值在3 km以内，3～8 km深度范围内的核函数在各个周期也有敏感性.随着深度增加，敏感核函数的值趋于零，说明本文采用的频散数据可以有效地约束深度7.5 km以内的速度结构.因此下文在构建三维速度模型中主要关注深度7.5 km以内的物性特征.

4.3 结果

图12展示了不同深度（1.5～7.5 km）的S波速度水平分布，可见S波速度的分布形态与群速度（图9）有相似性.整体上看，高速区主要分布在大兴隆起中，也呈现出“C”字状形态.俸伯凹陷和大厂凹陷由浅至深主要表现为低速特征.大厂凹陷在局部区域也存在小尺度高速异常体.南苑—通州断裂（F2）附近的高速体展布方向近似为NE向，南口—孙河断裂（F3）附近的高速体展布方向近似为NW向.南苑—通州断裂是俸伯凹陷低速区和大兴隆起高速区的分界带，李桥断裂（F4）也是西高东低速度异常的分界带.夏垫断裂带（F1）上存在明显的速度非均匀性.

在1.5～3.5 km深度范围内，大兴隆起中的高速异常区面积较大.当深度大于3.5 km时，高速区面积缩小，高速特征减弱，大兴隆起北端的高速区逐渐转变为低速异常，南部的NW向高速体主要位于南口—孙河断裂和李桥断裂之间.此外，大兴隆起中部的低速体在各个周期仍表现明显，该低速体大致以李桥断裂为西边界，横跨夏垫断裂，东部延伸至大厂凹陷中，此展布特征尤其在深度为2.5～5.5 km时表现明显.

为了多方位分析研究区三维S波速度结构，本文给出了4个垂直剖面图（图13和图14c），剖面位置见图12f.整体上看，4条剖面图上速度存在明显的分层现象，下部的高速层（蓝色）上覆盖了厚度不均匀的低速层（红色），低速层的厚度最薄小于1 km，最厚可达7 km，凹陷和隆起的形态反映明显.

AA′剖面主要位于大兴隆起，起于梨园镇，近垂直穿过李桥断裂，末端至夏垫镇.图13a显示，李桥断裂刚好位于西高东低速度异常的边界处，其西侧的低速层主要分布在近地表2 km以内，而东侧的低速层一直向下延伸至7 km左右.BB′剖面大致平行于夏垫断裂走向，穿过夏垫镇.图13b显示，夏垫断裂中段的低速层较厚，在夏垫镇南北两侧延伸至4 km左右.CC′剖面自西向东穿过大兴隆起、夏垫镇和大厂凹陷，DD′剖面由NW至SE向穿过俸伯凹陷、大兴隆起和大厂凹陷.图13c和14c显示，以夏垫断裂为界，两侧的低速层厚度差异较大，厚度差值可达5 km，俸伯凹陷在深度大于2 km时的速度低于大兴隆起.

5 讨论

5.1 断裂对速度分布的影响

通州—三河地区是北京及其邻区城市发展的重点区域之一，研究该区断裂的构造特征有助于提高城市地质安全性.北京及其邻区的地壳速度结构受深大断裂和地表主要构造单元影响（张岭等，2007）.夏垫断裂（F1）是本文研究中重点关注的断裂.多种地球物理资料表明该断裂深部存在明显的不均匀性，其两侧的电阻率、磁测异常、基岩埋深差异较大，东侧的电阻率低于西侧，基岩埋深大于西侧（石涵静，2017），该断裂还是高低重力异常区的分界带，大兴隆起表现出重力高异常，大厂凹陷表现出重力低异常（姜文亮和张景发，2012），2 km深度处时夏垫断裂的东南侧存在一片S波速度低速区（王峻等，2009），初至波层析成像结果显示该断裂为高速隆起区和低速凹陷区的分界（刘保金等，2011）.本文的成像结果（图9和图12）显示夏垫断裂是大兴隆起高速区和大厂凹陷低速区的分界带，此速度异常分区特征与上述前人研究结果的分区特征有一致性.图13c和图14c显示，夏垫断裂处的高低速分界带在剖面上表现出以高倾角向下延伸的形态，与人工地震反射剖面（孟立朋等，2019）刻画的夏垫断裂陡倾角性质一致.

南苑—通州断裂（F2）是高低重力异常区的分界带，大兴隆起区表现出重力高异常，北京凹陷表现出重力低异常（姜文亮等，2010），本文的成像结果（图9和图12）显示南苑—通州断裂是大兴隆起高速区和俸伯凹陷低速区的分界带，此速度异常分区特征与重力异常分区特征有一致性.图12显示的南苑—通州断裂和南口—孙河断裂（F3）附近的高速体分别沿NE向和NW向展布，断裂的存在可能对高速体的展布形态和方向有一定的影响.图13a中显示李桥断裂（F4）位于高低速区的分界处，前人对李桥断裂的研究较少，还需要更多的地球物理资料来探讨其构造特征.

总的来说，研究区介质有强烈的非均匀性，速度异常分布与地表地质构造有相关性.盆地内隐伏凹陷和隆起与隐伏断裂带的空间展布密切相关（彭菲等，2020）.

5.2 结晶基底埋深特征

结晶基底将上地壳分为沉积盖层和上地壳底部两部分，结晶基底是上地壳中一个主要的物性分界面（刘保金等，2009a，2009b）.刘保金等（2009b）使用深地震反射剖面法探测到大厂凹陷的基底埋深约为7～8 km.赵金仁等（2004）使用深地震反射剖面和宽角反射剖面法探测到通州—平谷一带基底埋深一般在2.5 km左右.本文的4条垂直剖面图（图13和图14c）均显示，S波速度大致以2.5～3 km·s-1为界，表现出明显的分层特征，大兴隆起中的红色低速层厚度约2 km，大厂凹陷中的红色低速层厚度最深可达7 km左右.结合刘保金等（2009b）和赵金仁等（2004）对结晶基底的研究结果，推测垂直剖面图（图13和图14c）的上部红色层为沉积盖层，下部蓝色和上部红色的交界层为结晶基底.

大兴隆起的结晶基底埋深在约在2 km以内，可能受到了夏垫断裂（F1）和南苑—通州断裂（F2）的共同影响，大厂凹陷的结晶基底埋深约为4～7 km，可能受到了夏垫断裂的影响，断裂两侧结晶基底埋深的较大差异，体现了结晶基底埋深状态与断裂的相关性.沿夏垫断裂带（图13b）上的结晶基底起伏较大，说明沿该断裂带走向的物性差异较大，结构复杂，可能与三河—平谷8级地震和频发的微小地震引起断裂带严重破碎有关.3条穿过夏垫镇的剖面（图13（a—c））显示其下方的结晶基底埋深约为3 km.

5.3 地层密度对速度分布的影响

结晶基底是新生代、中生代和古生代沉积建造或沉积盖层的底边界层（刘保金等，2009a，2009b；滕吉文等，2009，2010）.DD′剖面位置与雷晓东等（2021）的重力和地层研究的剖面（图14a，b）位置相近，因此根据图14b的地层结构，认为寒武系及以上的地层为沉积盖层.

大兴隆起由于隆升和剥蚀作用，沉积盖层较薄.图14b揭示了大兴隆起的沉积盖层由1 km以内的第四系地层（密度为2 g·cm-3）和少量寒武系地层组成，在4～7.5 km深度范围内，由约4 km厚的较高密度（2.75 g·cm-3）的太古界地层构成.S波速度的变化与地层密度的变化呈现正相关关系（Brocher,2005），所以大兴隆起上部的低密度沉积盖层较薄，下部存在较厚的高密度太古界地层，在相同深度处比大厂凹陷和俸伯凹陷的地层古老和坚硬，因此地层密度较大可能是引起大兴隆起表现为高速特征的因素之一.

俸伯凹陷和大厂凹陷由于正断层的上盘下降，沉积盖层较厚，与大兴隆起的沉积地层不连续.图14b揭示大厂凹陷的沉积盖层由厚度为2～4 km的新生界地层（密度2.41 g·cm-3）和厚度为1～2 km的寒武系地层组成，在整个深度范围内（0～7.5 km）没有密度较大的太古界地层.俸伯凹陷的沉积盖层由厚度约为800 m的第四系地层（密度为2 g·cm-3）构成，长城系地层在俸伯凹陷中的埋深相比于比大兴隆起中更深.因此较厚的沉积盖层和较低密度地层的存在，可能与大厂凹陷和俸伯凹陷的低速特征有关.

6 结论

本文基于北京通州—三河地区的914个密集流动台站的背景噪声数据，采用地震背景噪声成像方法，获得深度7.5 km以内的三维精细S波速度结构，取得了以下认识：

（1） 研究区的S波速度分布有强烈的非均匀性.夏垫断裂、南苑—通州断裂和李桥断裂影响了地质构造单元的S波速度分布，是高低速区的分界带.高速区主要分布于大兴隆起上，呈现出“C”字形状，大厂凹陷和俸伯凹陷主要表现为低速特征.南苑—通州断裂附近的高速体大致沿NE向展布，南口—孙河断裂附近的高速体大致沿NW向展布，高速体的展布方向与断裂的走向有相关性.

（2） 俸伯凹陷和大厂凹陷的低速特征可能与具有较厚的低密度沉积盖层有关.大兴隆起的沉积盖层相对于俸伯凹陷和大厂凹陷的薄，且大兴隆起的沉积盖层之下是较厚的太古界古老地层.同一深度处地层密度的横向差异可能与地质构造单元的速度异常有关.

（3） 研究区结晶基底起伏较大，大兴隆起的结晶基底埋深约在2 km以内，大厂凹陷的结晶基底埋深约为4～7 km，断裂的分布可能影响了结晶基底的埋深.

本文S波速度成像结果的空间分辨率较高，细致地刻画了研究区局部速度结构和隐伏断裂、隆起和凹陷的构造特征，未来的工作将加入高频和高阶面波频散信息以提供更多的地下结构信息.

致谢感谢中国地震局地球物理勘探中心的野外台站布设工作.感谢中国地质大学（北京）李红谊教授给本论文提出的宝贵意见.本论文的互相关叠加使用了时间尺度相位加权叠加的ts-PWS程序（Ventosa et al.,2017），反演计算使用了快速面波行进法的FMST程序（Rawlinson and Sambridge，2003，2005）和CPS3.30软件（Hermann，2013），画图使用了GMT6软件（Wessel et al.，2019），在此表示感谢.