淺層地震和高密度電法在走滑斷層探測中的應用

劉福興　劉璐　劉佳林　吳孔兵

摘 要： 淺層地震和高密度電法是探測斷層常用的兩種地球物理方法。本文利用淺層地震和高密度電法方法聯合對安丘—莒縣斷裂進行探測，探測結果即得到相互印證，又各有所長。在隱伏走滑斷層探測中，淺層地震在斷層面或破碎帶邊界定位方面更具有優勢；高密度電法在斷層破碎帶識別、破碎帶頂面（上斷點）埋深確定方面更具有優勢。

關鍵詞： 淺層地震； 高密度電法； 走滑斷層； 斷層勘查

在隱伏走滑斷層探測中，淺層地震和高密度電法是比較常用的兩種地球物理探測方法，兩者的探測的物性參數不盡相同。實際工作中，利用兩種方法組合，發揮各自的優勢和特長，以達到更好的探測效果。

1. 淺層地震和高密度電法探測原理

1.1 淺層地震反射波法

人工激發地震波向地下傳播過程中，遇有介質性質不同的巖層分界面，地震波將發生反射。由于地震波在介質中傳播時，其傳播路徑、振動強度和波形將隨所通過的介質的結構和彈性性質的不同而變化，掌握了這些變化規律，根據接收到的地震波旅行時間和速度資料，通過對地震波記錄進行處理和解釋，可以推斷地下巖層的性質和形態，判斷隱伏構造的分布、產狀、規模等[1]。淺層地震反射法可以提供斷層的位置、幾何形態、斷層帶寬度、斷層活動和地層變形時代等有關參數，對了解構造活動歷史，研究強震發生的可能性等具有重要作用[2-3]。斷層識別標志主要有：反射波同相軸發生錯動；反射波同相軸數目突然增減或消失、波組間突然變化；反射波組發生明顯的強相位轉換或扭折等[4]。

1.2 高密度電法

高密度電法是在常規電阻率法理論基礎上的重大技術改進，野外測量時采用高密度布點，將全部（幾十至上百根）電極布置在剖面上，利用儀器和軟件控制，實現數據的快速和自動采集，進行二維地電斷面測量。通過斷層破碎帶與兩側地層的電阻率差異或斷層兩側電阻率差異可識別斷層[5]。

2淺層地震和高密度電法應用實例

2.1 測區概況

測區位于山東省昌邑市朱里鎮，測線橫跨安丘—莒縣斷裂，位置見圖1。安丘—莒縣斷裂為郯廬斷裂帶東地塹內的斷裂，第四紀以右旋走滑兼有逆沖活動為主要特征，對現代地震活動有明顯控制作用[6]。

測區內朱里鎮以南，斷裂斷續出露地表；朱里鎮以北斷裂隱伏于第四系之下。斷裂在地貌上有明顯表現，西高東低，斷裂西側為最低一級夷平面，出露白堊紀火山碎屑巖、粉砂巖等，或為第四紀黃土隆起；斷裂東側為第四紀平原，堆積了黃色細粉砂或粉質粘土。

安丘—莒縣斷裂經歷了多期劇烈活動，形成了寬達幾十米到幾百米的斷裂破碎帶。圖2為測線西南約3km處（圖1中三角形標記處）斷裂出露照片，斷裂由多條斷層及斷裂破碎帶組成。

2.2 數據采集

淺層地震勘探采用吉林大學驕鵬物探儀器公司研制生產SE2404EI型綜合工程探測儀，道間距4m，震源點距4m，48道檢波器接收，采集時從排列開始端逐個震源點激發，待48個激發點之后，排列的1-24道向前滾動24道距，然后再逐點激發48個震源點，依次滾動，共計激發接收5個排列段，排列總長度576m。圖3為一個排列段采集的炮集記錄。

高密度電法探測采用吉林大學驕鵬物探儀器公司研制生產的E60M高密度電法工作站。采用溫納裝置，電極距5m，電極數位64根，每次測量后向前滾動8個電極，共計采集6個排列段，排列總長度520m。

2.3 數據處理及解釋

淺層地震采集數據主要包括切除、帶通濾波等常規預處理、速度分析及動校正處理、剩余靜校正處理、疊加、時深轉換等。本次數據采集采用了VISTA軟件進行了精細處理。

高密度電法的數據處理包括數據格式轉換、突變點剔除、數據平滑、數據拼接、地質參數求取、地形校正、反演計算等。其中，反演計算是數據處理的最關鍵的步驟，數據的二維反演計算主要基于圓滑約束的最小二乘法。本次數據處理采用了2D電阻率反演軟件Res2dinv。

通過綜合分析淺層地震、高密度電法的勘探數據，結合地質調查資料，得出了淺層地震和高密度電法處理成果及斷裂解釋圖（圖4）。第四系覆蓋物土層主要為粉細砂、粉質粘土，下部局部為亂礫石層，視電阻率主要集中在10Ω·m～25Ω·m范圍。下伏基巖為白堊系火山碎屑巖，視電阻率主要集中在30Ω·m～45Ω·m范圍。淺層地震反射波剖面圖中T1反射界面為基巖面的響應，埋深約30m～40m。

淺層地震反射波剖面圖（圖4-a）中，可識別的斷層大致有7條，分別為f1-f7。f1、f2、f4斷層表現為反射波同相軸數量突然減少或增加，f3斷層表現為反射波同相軸發生明顯的強相位扭折，f5、f6、f7斷層表現為反射波同相軸錯動或波組突然變化。

高密電法視電阻率反演等值線圖（圖4-b）中，可識別出3條斷裂帶，分別為F1-F3。這三條斷裂帶表現為明顯的低阻帶，視電阻率范圍為5Ω·m～12Ω·m。

從淺層地震和高密度電法處理成果及斷裂解釋圖（圖4）中，可以看出，淺層地震勘探結果與高密度電法勘探的結果可以相互印證。f2、f3在測線位置上與破碎帶F1對應，推測為F1的邊界斷層；f4、f5在測線位置上與F2對應，推測為F2的邊界斷層；f6、f7在位置上與F3對應，推測分別為F3的邊界斷層和內部斷層。f2與f3之間、f4與f5之間、f6與f7之間的反射波同相軸連續性相對較差或不平穩，推測為斷層破碎帶的響應。

淺層地震與高密度電法聯合探測，揭示了測線位置處安丘—莒縣斷裂由多條斷層及斷層破碎帶構成，與測線位置西南約3km處的地表出露的斷裂特點相一致。

2.4探測效果分析

（1）斷層識別

淺層地震反射波法探測的是地層或構造界面的反射波，根據反射波同相軸的變化來識別斷層。淺層地震反射波時間剖面圖中，走滑斷層的斷層面或斷層破碎帶的邊界斷面較易識別；在有其他資料印證時，也可識別斷層破碎帶。

高密度電法探測的地層的電阻率，根據斷層破碎帶與圍巖的電阻率差異來識別斷層（斷層破碎帶）。高密度電法視電阻率反演等值線圖中，走滑斷層的斷層破碎帶較易識別，特殊條件（斷層兩盤電阻率差異明顯時）可識別斷層面。

（2）定位精度

在淺層地震反射波時間剖面上，可直接確定斷層面在測線上的位置，其定位精度，通常由菲涅爾帶的大小表示[7]。以本次工作為例，基巖面深度30m～40m，上覆地層波速900m/s，信號主頻45Hz，菲涅爾半徑約為17m。實際上，在經偏移處理后，定位精度會大大提高，不再受限于菲涅爾半徑的大小，理論上最大定位精度為道間距的一般。如圖4-b中f1斷層，斷層面兩側反射波同相軸變化顯著，其定位精度約為4m。

在高密度電法視電阻率等值線圖中，可確定走滑斷層破碎帶中心帶在測線上的位置。對于走滑斷層破碎帶的邊界位置，則難以準確確定。

（3）縱向分辨率

縱向分辨率，對于確定斷層或斷層破碎帶的上斷點埋深、最新活動時代鑒定至關重要。

淺層地震反射波時間剖面圖中，一個反射波的分辨率極限是1/4波長[7-8]。當斷層斷距小于1/4波長時，僅憑地震勘探資料是難以識別的；當斷層上斷點斷距小于1/4波長時，則很難確定斷層上斷點的實際埋深。本次工作中，上覆地層的極限分辨率為5m，可識別的斷層上斷點最小埋深約為18m。

高密度電法的分辨率與電極距、目標體埋深、電阻率差異等有關，電極距越小、埋深越淺、電阻率差異越大，分辨率越高[9-11]。高密度電法在識別淺層—極淺層斷層破碎帶上斷點（頂面）方面要優于淺層地震反射波法。本次工作中，F1斷層破碎帶頂面埋深約17m，F2斷層破碎帶頂面埋深約13m，F3斷層破碎帶頂面埋深約6m。

3結束語

工程試驗表明，淺層地震反射法在走滑斷層斷面或破碎帶邊界定位方面更具有優勢；高密度電法在斷層破碎帶識別、破碎帶頂面（上斷點）埋深確定方面更具有優勢。淺層地震反射法與高密度電法的結合，可以相互印證和相互彌補，取得更好的勘探效果。

參考文獻：

[1] 陸基孟.地震勘探原理[M].北京：石油大學出版社，1993.

[2] 崔國柱，李恩澤，曾昭發.活斷層與地球物理方法[J].世界地質，2003，22（2）：185-190.

[3] 吾守艾力 肉孜.城市活斷層探測地球物理方法與危險性評價[J].地質學報，2010，30（2）：232-236.

[4] 董敏煜.地震勘探[M].東營：中國石油大學出版社，2000：193-196.

[5] 程志平.電法勘探教程[M].北京：冶金工業出版社，2007.

[6] 王志才，賈榮光，孫昭民，等.沂沭斷裂帶安丘—莒縣斷裂安丘—朱里段幾何結構與活動特征[J].地震地質，2005，27（2）：212-220.

[7] 云美厚.地震分辨率[J].勘探地球物理進展，2005，28（1）：12-18.

[8] Kallweit R S ，Wood L C .The limits of resolution of zero-phase wavelets[J].Geophysics，1982，47（7）：1035-1046.

[9] 殷勇.高密度電阻率法四極系橫向分辨率探討[J].物探化探計算技術，2010，32（3）：279-283.

[10] 黃真萍，胡艷，朱鵬超，等. 高密度電阻率勘測方法分辨率研究與探討[J].工程地質學報，2014，（5）：1015-1021.

[11] 李金璽，付洪濤，劉強，等.兩種電法裝置分辨率的探討[J].物探化探計算技術，2012，34（2）：174-177.