东湖高新区位于武汉市内，区域地质环境复杂，自有地震记载以来，区域共发生M≥4.7级破坏性地震56次，1900年以前发生破坏性地震36次，1900年至1949年发生8次，1949年后发生10次，属于历史地震频发区域^[1]。因此，查明该区域地层结构特征，隐伏断裂位置及几何结构，对城市轻轨等基础建设和公共安全显得尤为重要。

城区地层结构及隐伏断层探测难度较大，常规的钻探手段虽然直接，但存在噪音和环境污染等不可避免的缺点，获取的工程地质剖面也多局限于点信息^[2]，不利于准确判断断层的位置以及分析断层的几何特征。地球物理剖面获取的是完整的二维剖面，利于从线、面同时获取更丰富的地质信息，以便更加准确的获取地层结构特征和断层几何性质。

由于城区路况复杂、存在噪音、震动、电流等各种干扰因素，要获取高信噪比资料显得较为困难。虽然地球物理探测方法较多，但常规的高密度电法因城区路面硬化无法插入电极成为城区地球物理勘探短板、探地雷达又局限于深度限制，也无法获取深部地层结构信息；跨孔CT等手段虽然较为精细，但经济成本较大，污染也较严重。因此，需根据实际情况选择合适的地球物理方法进行城区数据采集工作。地震勘探是隐伏断裂探测中最有效的方法之一^[3-4]。

林松等^[5]利用地震反射查明了丹江断裂、两郧断裂以及白河−谷城断裂的几何特征，并对该区域应力构造进行了分析；周学明^[6]、李志华^[7]、林朝旭^[8]、李应战等^[9]利用地震反射查明了铁路勘察中的断裂及不良地质体信息。除地震勘探之外，微动探测也是现阶段城市工程物探领域研究的热点之一，刘杨等^[10]，晏雁等^[11]利用微动探测分析地层结构和隐伏断裂特征；刘黎东^[12]利用微动在地铁勘察中取得较好效果；刘铁华^[13]通过微动台阵技术查明了城市钻探盲区地层结构；金聪等^[14]利用微动探测在解决工程地质问题上也取得了较好效果；李井冈等^[15]对微动不同台阵探测方法结果进行了对比研究。

目前，地震勘探和微动探测分贝在城区进行实测都取得一些成果，但同时利用另种方法在城区进行地层结构探测和隐伏断层探测尚不多见。

本文以东湖高新区为例，在硬化路面上利用可控震源车激发抗干扰能力较强的随机地震波，进行高效、无损的地震反射数据采集；同时，在可控震源车不能到达，或震动对工业园区有影响的重要区域，利用背景噪音等声频或者震动噪音等震动信息进行微动数据采集。两者结合，减少探测盲区，利用获取高分辨率地震反射剖面和速度结构剖面，查明该区域隐伏断裂构造和地层结构特征等重要信息，为该区的重大工程建设抗震设防提供参考依据，也为规划部门决策提供了基础资料。

1.   区域主要断裂

区域主要断裂以北东、北西向为主，尤其是北西向；襄樊−广济断裂、郯庐断裂等为一级构造单元的分界断裂，具有复杂的几何学结构和多期活动形迹。新构造期以来，这些断裂带的活动强度与地震活动的相关性不尽相同，差异明显。本文主要对区内的两条主要断裂（图1）襄樊−广济断裂和麻城−团风断裂及周边地层结构进行研究。

图  1  区域主要断裂分布及地球物理测线位置

注：①乌龙泉断裂；②襄樊−广济断裂；③麻城−团风断裂；④青山口−黄陂断裂。

Figure  1.  Distribution of main faults and location of geophysical transecting lines in the region

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（1）襄樊−广济断裂

图1中①为襄樊−广济断裂。该断裂带是一条横贯湖北北部的重要北西西向断裂，经襄阳、随州、孝感、武汉、黄冈，止于武穴，全长约500 km，是一条多旋回、长期活动的断裂，表现为扬子地台与秦岭−大别造山带的分界线^[16]。据历史记载，襄樊−广济断裂自1970年以来的现代地震空间上沿断裂呈条带状分布^[17]。以往的研究多集中在黄州段与孝感段。该断裂在武汉段长约99 km，多数被第四系覆盖，呈隐伏状，但在一些中−新生界地层中仍可见断裂构造形迹。在上白垩统−古近系地层中，断裂显示具有正断层性质。根据水系及地貌特征，该段断裂具有左旋走滑特征^[18]。本文所涉及的东湖高新区域，采用反射地震方法对该断裂进行探测属于首次。

（2）麻城−团风断裂

图1中③为麻城−团风断裂。该断裂带起自商城以北，向南西经麻城、新洲、团风，截切襄樊−广济断裂带后，继续向南延伸至梁子湖^[19]，全长超过250 km。在几何学上，主带呈右行右阶排布，走向北北东15°~25°，主断面总体倾向北西，倾角60°~70°。麻城−团风断裂南段称之为梁子湖断裂。尽管前人从地壳变形^[20]、构造应力场^[21-22]、孕震特征^[23-24]、活动性^[25]等对该断裂进行了相关研究，但近几十年来，对该断裂的研究报道并不多见，尤其在本文所涉及的区域，对该断裂的认识几乎处于空白。

2.   地球物理实测及参数

2.1   地震反射

地震反射是利用界面存在波阻抗差异而产生反射波，通过分析地面接收到的反射波信号可以推断出地下地层的分层情况、构造发育状态等。

设备采用428 XL地震仪和GOEDE地震系统同时进行外业数据采集，震源为WTC5112 TZY可控震源车。为获取高信噪比原始单炮记录，数据采集之前进行采集参数试验，选择最佳参数进行数据采集。炮间距8 m，偏移距28 m，140~280道滚动接收，采样率为0.5 ms、记录时长450 ms。XG4测线长度为2145 m，XG9测线长度为2421 m，MT4长度为2930 m。

数据处理过程中，为获取较高分辨率剖面，保留了较多的高频成分，并对所有道进行振幅恢复以及组合域滤波，有效去除了干扰波。按照图2的处理流程最终获取了XG4、XG9及MT4 3条测线的高分辨率地震反射剖面。

图  2  浅层地震反射数据处理流程

Figure  2.  Process flow of shallow seismic reflection data

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2.2   微动探测

微动探测方法是以平稳随机过程理论为依据，从微动信号中提取面波（瑞利波）频散曲线，通过对频散曲线反演获得地下介质的横波速度结构^[10]。本文选择较为灵活的直线型台阵，经过试验，按照表1所示的台阵参数进行数据采集。

表  1  微动探测采集参数

Table  1.  Microtremor survey acquisition parameter

台阵间距	排列长度	台阵类型	观测方式	采样率	观测时长	频率
10 m	70 m	直线型	滚动观测	4 ms	45 min	5 HZ

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数据处理时，按照顺序截取各采集单元有效采集时间内的微动时间序列，从排列布置的采集单元汇总数据，并提取瑞雷波频散曲线（图3）。通过反演计算视S波速度，再经插值光滑计算获得ZB5（测线长度1995 m）和ZB6（测线长度2130 m）两条测线信息的二维视S波速度剖面（表2）。

图  3  微动探测时间序列截取与频散曲线提取

Figure  3.  Time-series interception and dispersion-curve extraction of microtremor survey

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表  2  微动速度结构剖面与钻孔对比

Table  2.  Comparison between microtremor velocity structure profile and borehole

位置	覆盖层厚度/m			强风化界面深度/m
ZK1处	ZK1	ZB5	误差	ZK1	ZB5	误差
	25	25	0	49	47.5	1.5
ZK2处	ZK2	ZB5	误差	ZK2	ZB5	误差
	11	12.5	1.5	46	45	1
ZK3处	ZK3	ZB6	误差	ZK3	ZB6	误差
	19	20	1	34	33.5	0.5
ZK4处	ZK4	ZB6	误差	ZK4	ZB6	误差
	25	26.7	1.7	48.5	50.1	1.6

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3.   实测结果分析

3.1   地震反射剖面揭露隐伏断裂特征

东湖高新区周边分布有襄樊−广济断裂和麻城−团风断裂两条主要隐伏断裂，本文对两条断裂按照前述提及的最佳参数进行了3条浅层地震反射勘探工作，并最终在襄樊−广济断裂上选择了2条地震反射剖面进行分析，在麻城−团风断裂上选取了1条地震反射剖面进行论述。

图4（a）为襄樊−广济断裂XG4测线地震反射剖面图。从图上可以看出：在距离起点双程走时约45 ms（T_Q1）、110 ms（T_B1），180 ms（T_B2）左右同相轴能量较强，形成多个反射界波组。其中T_B1、T_B2反射波组在975~1025 m段同相轴出现错断。

图  4  襄樊−广济断裂地震反射时间与深度剖面图

Figure  4.  Seismic reflection time and depth profile of Xiangfan Guangji fault

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通过时深转换，可判断剖面在35 m（T_Q1）、90 m（T_B1）、150 m（T_B2）左右深度出现的3组同相轴为不同地层的分界线，结合区域钻孔资料，深度35 m（T_Q1）以上地层推测为第四系覆盖层，时代为Q₃^al，90 m（T_B1）深度推测时代为中生代三叠−侏罗纪（K-E）以来的中风基岩面；错断的同相轴形成为图示的F1断层，性质为正断层，走向NE，倾向SW，上断点埋深约85 m，断距约8 m。

图4（b）为襄樊−广济断裂XG9测线地震反射剖面图，在距离起点双程走时约80 ms（T_Q1）、100 ms（T_Q2）、150 ms（T_B1）、210 ms（T_B2）左右呈现4个能量较强的反射波组，其中T_B1、T_B2反射波组在1250~1450 m段被错断。

通过时深转换并结合钻孔资料，地层深度85 m（T_Q2）以上地层推测时代为Q₃^al的覆盖层，120 m（T_B1）深度推测为K-E以来的中风化基岩面；同时，同相轴在1250~1450 m段被错断，形成断层F2，性质为正断层，走向NE，倾向SW；上断点埋深约120 m，断距约10 m。

图5为麻城−团风断裂MT4测线地震反射剖面图，双程走时约40 ms（T_Q1），深度20~35 m为覆盖层，时代为Q₃^al；双程走时约60 ms（T_B1），深度48 m左右为强风化基岩面；双程走时约110 ms（T_B2），深度90 m左右为中风化基岩面，基岩时代为K-E。同相轴在2200~2450 m段发生错断，并错断至T_Q1地层，形成断层F3，性质逆冲断层，走向NNE，倾向NE，上断点埋深约45 m，断距约10 m。

图  5  MT4测线地震反射时间与深度剖面图

Figure  5.  Seismic reflection time and depth profile of MT4 survey line

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3.2   微动速度结构剖面与钻孔揭示地层结构特征

在研究区震源车不能到达或震动对建筑设施有影响的重点区域，采用微动探测进行探测，并对ZB5、ZB6两条速度结构剖面（图6）与钻孔进行对比分析。根据钻孔资料和波速测试结果，将视横波速度小于450 m/s的层位划分为覆盖层，其中粉质黏土层小于250 m/s，强风化泥岩层在250~450 m/s之间；视横波速度大于450 m/s的层位标定为中风化泥岩层顶界面。

图  6  微动探测速度结构剖面图

Figure  6.  Microtremor survey velocity structure profile

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图6中两条剖面清晰显示了速度分布特征，上部速度较为杂乱，钻孔资料和地质调查揭露的上部地层主要为杂填土，粉质黏土以及粉质黏土夹碎石构成，这种不均匀性导致了速度在横向上的差异，其结果与地层结构高度吻合；中部和下部地层速度均匀性较强，分层更为明显，与中下部为强风化−中风化基岩揭露的地层一致。

如表2所示，ZK1揭露钻孔覆盖层厚度为25 m、强风化泥岩深度为49 m，ZB5剖面（图6（a））在ZK1处揭露覆盖层厚度为25 m，与ZK1完全吻合，ZB5揭露强风化泥岩深度为47.5 m，和ZK1钻孔相差不大，略有误差；ZK2揭露钻孔覆盖层厚度为11 m、强风化泥岩深度为46 m，ZB5剖面在ZK2处揭露覆盖层厚度为12.5 m，基本吻合，ZB5揭露强风化泥岩深度为45 m，和ZK2钻孔相差仅1 m；ZK3钻孔揭露覆盖层厚度为19 m，与ZB6剖面（图6（b））在ZK3处揭露覆盖层厚度为20 m基本一致，ZK3钻孔揭露强风化泥岩深度为34 m，与ZB6剖面速度结构呈现的强风化泥岩深度为33.5 m相差甚小。ZK4钻孔揭露覆盖层厚度为25 m，与ZB6剖面在ZK4处揭露覆盖层厚度为26.7 m相差1.7 m，ZK4钻孔揭露强风化泥岩深度为48.5 m，与ZB6剖面速度结构呈现的强风化泥岩深度为50.1 m相差1.6 m。此外，两条剖面均显示了测线东面覆盖层埋深更深这一横向差异性。

通过对比微动探测结果和地质钻探结果可知：钻孔揭示的地层结构特征和微动速度结构剖面较好对应，在微动解释过程中，通过钻孔获取的直接信息进行标定，和速度结构进行对比解译，不仅符合地球物理解释从已知到未知的原则，也印证了微动实测结果的可靠性；获取的速度结构剖面弥补了重点区域地震资料不足的缺陷，较好透视了区域重点位置的地下空间结构特征。

4.   讨论与结论

（1）利用可控震源车开展浅层地震反射勘探工作，通过精细化处理获取的高分辨率地震反射剖面，较好揭露了周边襄樊−广济断裂、麻城团风断裂隐伏位置，几何特征；通过时深转换，初步获取了覆盖层、基岩面起伏以及埋深情况。根据结果显示，MT4测线中揭露的F3断层，错断了第四系，后期若能取样进行样品定年，将对判断麻城−团风断裂的活动性起到至关重要的作用。

（2）在研究区震源车不能到达及震动对建筑设施有影响的重点区域，充分利用背景噪音进行微动实测获取速度结构剖面，将速度结构剖面和钻孔资料对比解译和相互印证，揭示了第四粘土层厚度、强风化泥岩和中风化基岩面埋深等地下地层结构特征。

（3）在复杂城区，将地震反射与微动探测两种方法结合，有利于避免探测盲区。其探测成果将为城际列车，轻轨以及城区其它重大工程建设的区域地震安全性、地震危险性评价工作提供重要的基础地质信息，为抗震设防工作提供重要的地球物理资料，同时为今后在复杂城区开展类似工作提供了重要参考依据。

（4）由于本次测线不具备在同一条测线中开展两种方法探测，在后期的研究工作中若能将两种方法结合，并进行相互验证，将对未来类似区域开展相关工作提供重要参考。