王志耕

(重庆市勘测院，重庆 401121)

1 引 言

沉积区的隐伏断层探测是一项非常困难的工作，关于隐伏断层探测方法和手段的研究日益增多。沉积物覆盖基岩断层、侵位岩体占据断层均是产生隐伏断层的基本原因。隐伏断层的产生可能会引发地震及其他地质灾害，对城市内的相关施工工程产生安全威胁，由此可见，探测区域范围内的隐伏断层对于减轻城市地质灾害具有重要意义[1]。

隐伏断层的存在会破坏地层，进而导致岩石的地球物理性质发生改变。因此，需要基于地球物理前提，采用对应的物探方法进行隐伏活动断层探测。当前对隐伏断层的物探方法主要有：浅层地震勘探、垂直地震剖面、地质雷达探测等。浅层勘探方法可以得到空间分布、几何形态、断层活动以及演变规律等断层参数，这是一种有效且重要的浅隐伏断层探测方法[2]。但在隐伏断层的探测中，由于第四纪松散沉积层界面波阻抗差异较小，导致第四纪断层间错距较小，特别是在浅部或震源附近一定范围内，有效的反射波信号如面波、声波、直达波等完全被干扰波淹没，往往得不到有效的反射波信息，这就是浅部地震勘探的盲区。为解决上述常规检测方法存在的勘探盲区及检测速度慢的问题，本文引入大地电磁测深技术优化隐伏断层的探测。

大地电磁测深是一种物理探测手段，主要利用岩层的电性结构特征，通过测定目标区域内电磁场水平分量的变化情况，得出相应的电磁场信号，并将其转换为能够可视化分析的电阻率曲线和相位曲线，进而通过反演得出各个隐伏断层的视电阻率和厚度探测结果。在传统沉积区隐伏断层探测方法的基础上，利用大地电磁测深技术进行优化设计，以提高沉积区隐伏断层的探测效率。

2 沉积区隐伏断层探测方法设计

隐伏断层探测的基本思路是：根据现有的地质资料确定目标隐伏断层的大致探测范围，并结合地震勘探剖面信息数据确定目标断层的埋藏深度。在确定目标断层后，确定断层的分布、产状和活动范围。沉积区隐伏断层中断层长度和震级的关系公式如下：

M=3.01gL+1.4

(1)

公式(1)中：参数L代表断层长度，M代表震级，g为常数。通过公式(1)的计算与分析，可以发现6.5级以上地震对应的隐伏断层深度为60 km左右[3]。综合上述隐伏断层的探测原则和思路，通过目标断层的确定，浅层地震勘探、钻探及槽探等方法，在沉积区范围内获得最终的探测结果。其中，在沉积层隐伏断层的深度测定过程中，引入大地电磁测深技术可以直接测定沉积层隐伏断层的深度，从而更快地确定探测目标。

2.1 构建沉积区隐伏断层模型

沉积层的形成是由于大量泥质沉积物的不均匀堆积所致，不同地质构造、水文环境形成的沉积层结构有细微的差别。如果考虑到沉积层的厚度，岩心的沉积速率在22.7～409.1 cm/ka之间，就可以得出沉积层的基本组成[4]。同样，如果不考虑沉积层的厚度，也就是假定沉积层的沉积时间为0，岩心的沉积速率为50.7～75.6 cm/ka，即可得到相应的沉积层组成结果，见图1。

图1 不同岩心沉积速率下形成的沉积区结构Fig.1 The structure of sedimentary area formed by different core deposition rates

断裂破碎带内各类岩体分布不均，孔隙较大，当断裂破碎带未充水时，通常表现为高阻异常；当断裂破碎带充水时，常表现为低阻异常[5]。二维断裂破碎带模型如图2所示。

图2 沉积区断层模型Fig.2 The fault model of sedimentary area

从图2可以看出，相对低阻断层破碎带的电阻率是100 Ω·m，围岩电阻率是1 000 Ω·m；相对高阻断层破碎带的电阻率是1 000 Ω·m，围岩电阻率是100 Ω·m；断层宽度是100 m，顶部的埋深是200 m，长度是600 m。

2.2 分析沉积区隐伏断层带电性结构特征

断层的一般特征是向下延伸很深的二维板状结构。根据断层的性质、断裂带宽度、围岩电阻率特性以及断层与围岩介质电阻率之间的关系，可以将隐伏断层分为低阻断层和高阻断层两种类型[6]。通常断层的年龄越大，其黏结度越大。基于断层与两侧岩层之间的电性差异，如图3所示，可以将隐伏断层的电性特征分为以下情况：当断层破碎带宽、断层电阻率与两侧岩层电阻率差异明显时，断层表现为高阻或低阻板状体。当断层带不发育或断层电阻率与两侧岩层电阻率差异不明显时，如果断层两侧岩性不同，断层将表现为岩性分界面；如果断层两侧岩性相同且与断层的电阻率差异不大时，电法探测将难以反映。

图3 隐伏断层的电性结构表现Fig.3 The electrical structure of buried faults

2.3 大地电磁测深数据的采集

在大地电磁测深技术运行过程中，电磁波在不同的频率上所具备的穿透能力不同，可以通过对目标范围内电磁场的观测，了解电性分布规律，进而发现地内的电性结构[7]。图4表示地球磁层的结构。

图4 地球磁层结构示意图Fig.4 Schematic diagram of geomagnetic layer structure

根据大地电磁测深理论，由场源产生的电磁波为平面波，其射入方式为竖直向下，且入射过程中无其他介质干扰。地下介质的电磁频率和电导率会在一定程度上影响电磁波的穿透深度和扩散广度[8]。在低频电磁场作用下，增加介质的电导率，使得电磁波的能量损失降低，间接增加其穿透深度，形成大地电磁测深技术的物理基础[9]。定义电磁波在地下介质中的穿透深度为趋肤深度，可以表示为：

(2)

式中：ω和σ分别为电磁波的频率和地下介质的电导率，μ表示电磁场的谐变。当电磁波能量衰减到最初的50%时，传播深度为勘探深度，计算公式如下：

(3)

由于趋肤深度和勘探深度均与电磁波的频率以及介质的视电阻率有关系，由此可以得出视电阻率表达式为：

(4)

式中：f为频率，E和H分别为实测电磁场的电场和磁场强度矢量[10]。安装大地电磁测深数据采集装置，通过对电磁场信号变化情况的观察得出时间域信号，最终经过转换得出以频率域信号形式输出的大地电磁测深数据采集结果。

2.4 探测结果的可视化输出

大地电磁测深数据为声波反射双程旅行时间记录剖面，选择适当的声速数据实现反射时间剖面到反射深度剖面的转换[11]。具体的转换过程可以表示为：

(5)

式中：v为平均速度，t为反射波两次传播的时间，h为探测深度。将经过转换和处理的大地电磁测深数据导入构造的沉积区隐伏断层模型中，最后标注输出的沉积区隐伏断层模型探测结果，得到最终的可视输出结果。

3 应用试验分析

为了测试本文设计的基于大地电磁测深的沉积区隐伏断层探测方法在实际探测工作中的应用效果，选择沉积区隐伏断层的研究区域，并得出最终的探测结果。为了形成试验对比，除设计的探测方法外，还设置了传统的探测方法和文献[7]中提出的基于三维高密度电法的隐伏断层探测方法作为试验的对照方法，从检测速度方面得出应用性能的对比结果。

3.1 研究区域概况

本文所选试验区域经历了长时间的地壳演化，在第三纪和第四纪期间出现强烈的玄武质火山活动，导致该区的地质构造异常复杂。在太古代和元古代时期，逐步形成以变质岩和花岗岩为主的基岩体系。在元古晚期至古生代后期，该区域逐渐发展成为欧亚大陆的一个组成部分[12]。到了中生代，由于风化剥蚀作用，地壳局部下陷，陆相沉积活动增强，同时伴有中酸性岩浆活动，形成陆相沉积盆地区域。在断层构造方面，该地区构造活动异常复杂，该地区主要分布有北东、北西和东西向多条大型断层，形成其主要构造格局。中低山熔岩台地的地形地貌是由构造活动逐步形成的。

该研究区域地势高耸，侵蚀切削强烈，水文网络发达，水网密集，且在地形地貌的影响下，地下水总体分布不均匀。隐伏断层在研究沉积区的分布见图5。

图5 研究沉积区隐伏断层剖面Fig.5 Profile of buried faults in the studied sedimentary area

3.2 测线布设及参数选择

根据区域内地质和施工条件，沿西南方向布置4个剖面，方位39°，自北向南设置测线编号为20、40、60、80，点号自西向东依次增大。每条剖面长度控制在2.7～3.0 km之间，共分为198个具体测点。考虑到勘探深度和观测信号强度的实际运行要求，采用1.2 km发射偶极距，并将其布置在测区东南部。另外，考虑到沉积层的深度，尽量采用中低频，频率选取为1～8 192 Hz。

3.3 大地电磁测深数据处理结果分析

将大地电磁测深技术运行的相关设备安装在研究的沉积区范围内，得出测深信号如图6所示。

图6 大地电磁测深信号Fig.6 Magnetotelluric sounding signal

根据各测点的视电阻率、相位和幅值曲线等参数，排除不可靠数据，用于实时控制数据质量。如有必要，通过多次测量取平均值的方式得到精准的测量结果。对整个测线进行连续观测后，生成拟反演解释成果图，并在现场作业结束后，分别从调整现场数据和二维反演处理两个方面，得出探测数据的最终处理结果，见图7。

图7 大地电磁测深数据处理界面Fig.7 The data processing interface of magnetotelluric sounding

3.4 沉积区隐伏断层探测结果分析

在排除大地电磁测深干扰信号的基础上，确定圆滑系数和剖面起止点，对剖面进行修整处理，得到沉积区隐伏断层探测的最终成果图，其中40号测线和20号测线如图8所示。

(a)40号测线

从图8可以直接看出，在40号测线上，视电阻率的探测结果在0～200 m之间，且在1 350测点及其西中深部位置上的电阻率较高。从东西水平方向上来看，存在明显的电阻率分界，且分界线逐渐向北方向倾斜。另外，20号测线上0～100 m 范围内的电阻率较低，同样存在以线性分布的电阻分界，在1 450测点附近中深部出现漏斗状低阻异常带，该区域内存在等高线密集的特征。

通过20号和40号测线的对比，发现20号测线西部的高电阻率异常不完整，结合地形分布特征能够推断出20号测线上300 m以下为隐伏断层，断层逐渐向东倾斜。综合20、40、60、80这4条测线的探测结果，发现研究的沉积区内电阻率分布特征相似，可以推断出隐伏断层的起始位置在1 400测点附近，隐伏断层下盘震旦系地层的倾角较测线方向向深部延伸。

3.5 应用性能对比分析

以测试沉积区隐伏断层探测方法的应用性能为实验目的，分别将设计的探测方法和两种对比探测方法应用到试验环境中，得出研究对象的探测分析结果。分别对比各个探测点上获取探测数据的速度来反映探测方法的应用性能。经过对探测数据接收时间的记录，得出有关探测速度的统计对比结果，如表1所示。

通过对表1中数据的计算发现，三种方法的平均探测时间分别为62.3 s、49.3 s和26.3 s，即应用设计的基于大地电磁测深的沉积区隐伏断层探测方法，在实际探测工作中探测速度有所提升。

表1 沉积区隐伏断层探测速度对比结果Tab.1 Comparisonresultsofdetectionspeedofburiedfaultsinsedimentaryarea探测点编号探测起始时间应用传统探测方法接收数据的时间应用文献[7]中提出探测方法接收数据的时间应用设计的基于大地电磁测深的沉积区隐伏断层探测方法接收数据的时间DJ-0018∶00∶008∶01∶118∶00∶568∶00∶30DJ-0028∶05∶008∶06∶048∶05∶548∶05∶23DJ-0048∶15∶008∶15∶598∶15∶488∶15∶16DJ-0088∶35∶008∶36∶178∶35∶538∶35∶35DJ-0159∶00∶009∶00∶559∶00∶429∶00∶27DJ-0239∶30∶009∶30∶579∶30∶489∶30∶31DJ-0259∶40∶009∶40∶539∶40∶449∶40∶22

4 结束语

本文提出以大地电磁测深技术为基础来解决沉积区隐伏断层探测速度慢等问题，为实现该技术的应用，本文设计了详细的沉积区隐伏断层探测方案，构建了不同沉降速率下的沉积区模型，对沉积区隐伏断层带电性结构特征进行了分析。与传统探测方法、三维高密度电法等两种方法进行了对比试验，结果显示，大地电磁测深技术进行沉积区隐伏断层探测平均探测时间最短为26.3 s。对比试验证明，利用大地电磁测深技术进行沉积区隐伏断层探测可取得较好的效果，且可推广使用。

在实际探测工作中，大地电磁测深的测量与计算深度可达数千米，但对于地表下过深的位置，该方法则会存在一定的畸变和误差，有待于进一步优化。