银川盆地隐伏断层地球物理探测技术对比分析
——以芦花台断裂南段为例

杨 勇, 潘进礼, 赵银鑫, 商磊磊

(1.宁夏回族自治区基础地质调查院,宁夏 银川 750021; 2.宁夏回族自治区核地质调查院,宁夏 银川 750021;3.陕西地矿物化探队有限公司,陕西 西安 710000)

隐伏断裂尤其是隐伏深大断裂往往与地震及地质灾害紧密相关.目前,探测隐伏断层地球物理、地质方法手段较多,其中较为有效的方法包括浅层地震勘探、钻探、槽探等,这些方法从不同层次提高了活动断层的定位精度[1—3].在不便开展工程揭露的情况下,虽然地球物理技术发挥了重要的作用,但均存在多解性的困扰.为了提高解译精度及可靠性,国内外相关领域专家尝试开展了多种地球物理探测技术的综合应用,并取得了较好的效果[4—6].笔者以银川盆地芦花台断裂南段为例,部署常规氡气测量、高密度电法、浅层地震勘探综合地球物理剖面,并结合钻探验证结果,分析探讨综合地球物理探测技术在巨厚第四系覆盖区隐伏断层的探测效果.

1 研究区

银川盆地位于宁夏北部,南起青铜峡,北至石嘴山,西依贺兰山,东靠鄂尔多斯台地,北东段长110 km,南北段长130 km,宽为20～50 km,为南北两端窄、中间宽的新生代断陷盆地[7].

1.1 地质概况

银川盆地处于柴达木-华北地层大区、华北地层区、鄂尔多斯西缘地层分区之贺兰山地层小区.对应的三级构造单元为鄂尔多斯西缘中元古代-早古生代裂陷带,古生代地层被广泛发育的中、新生代地层所掩盖,埋藏较深,新生界普遍发育,最厚可达万米.地表被巨厚的第四系所覆盖,厚度达1 600 m[7].第四系由深到浅为中更新统洪积层、上更新统洪积层和全新统洪积层.岩性主要为中砂、细砂、粉砂夹黏土层.

1.2 构造特征

银川盆地位于祁连山早古生代造山带、阿拉善微陆块、鄂尔多斯地块3大不同性质构造单元的交汇处.新构造活动强烈,断裂构造发育.盆地内规模较大的断裂有4组,自西向东分别为贺兰山东麓断裂、芦花台断裂、银川断裂和黄河断裂.贺兰山东麓断裂倾向东、黄河断裂倾向西,分别构成盆地的西、东边界断裂.芦花台断裂和银川断裂盆地内部发育的隐伏断裂,4条断裂控制了盆地“堑中堑”的基本构造格架(图1).

注:F1—贺兰山东麓断裂;F2—芦花台断裂;F3—银川断裂;F4—黄河断裂.图1 研究区构造略图

芦花台断裂北起贺兰山农牧场、贺兰县农牧场延伸至东大滩附近,断层全长约80 km,走向北北东,倾向为东,断层倾角为73°～78 °[7].20世纪50年代以来,长庆油田、中原石油等在开展油气探查和远景评价中实施了大量的人工地震勘探,初步厘定了该断裂的走向.在此基础上,地震专家也开展了大量多手段、多层次的活动断裂探测工作,进一步查明了隐伏的芦花台断裂空间特征和活动性.王银等以石嘴山市活断层探测与断层活动性研究为例[3],采用浅层地震勘探、钻孔联合剖面探测等手段,解释芦花台断裂的分布情况,并重点对芦花台断裂北段进行精确定位,认为大致以暖泉南5 km一带为界,北段属全新世活动断层,上断点埋深(5. 4±0. 8) m,南段属于中更新世活动断层.酆少英等在芦花台断裂中段贺兰山农牧场一带开展了三维浅层反射地震试验[5],分析断层的空间位置及延深情况,认为芦花台断裂中段上断点埋深大致在30～45 m,且活动性由北向南逐渐变弱.

1.3 地球物理特征

1.3.1弹性波特征 由表层低速带调查和地震资料分析可知[8—9],研究区低速层的速度为400～600 m/s,含水后达1 500 m/s左右,降速带层速度一般在1 300 m/s以上.地震资料显示,银川盆地内各层视速度:第四系(Q)沉积层视速度为400～2 000 m/s,上新统(N2)视速度为2 100～2 800 m/s,中新统(N1)视速度为3 000～3 700 m/s,古近系(E)视速度为3 900～4 500 m/s.另外,实测地震偏移剖面的反射波组特征,对能量较强、连续性较好、具有一定意义的各反射波(组)进行对比追踪,对比已知钻孔的地层资料,发现第四系浅部存在8个速度分层和反射界面(表1).

表1 第四系内部反射层位及波速特点

1.3.2电性特征 尹秉喜等通过对孔旁电测深数据与钻孔的岩性、水质资料进行相关性分析,建立银川盆地含水岩组电阻率与地下水矿化度的相互关系模型[10].笔者在综合考虑地下水水质特征的基础上,对视电阻率测井数据进行统计,分析第四系不同层位、不同岩性的电性特征.

此次剖面位置属银川平原-冲积平原多层结构地下水系统,地下水含水系统自上而下进一步可分为潜水、第一承压水、第二承压水3个含水岩组.潜水含水层厚度一般为10～50 m,并有自南而北变薄趋势,水位埋深一般为1～2 m,单井涌水量一般大于1 000 m3/d.第一承压水含水岩组的主要岩性以细砂、粉细砂和少量中砂、砂砾石或卵砾石为主,顶板埋深30～77 m,含水层厚50～80 m,单井涌水量均大于2 000 m3/d,局部地区大于3 000 m3/d.含水岩组一般由2～5个相互具有水力联系的含水层所构成,且各层之间有极不稳定的黏性土夹层,故该层组的连续性差,地下水体相互贯通.

统计结果显示,钻孔揭露深度内细砂、粉砂、中砂、黏质砂土的电阻率变化明显,且无明显规律;黏土层不含水,受地下水水质影响较小,视电阻率一般在30 Ω·m左右(图2).

图2 钻孔测井资料对比

1.3.3氡地球化学特征 对本次所获取的土壤氡气放射性浓度进行数理统计及综合分析,发现研究区的氡气放射性浓度最大为5 679.71 Bq/m3,最小为431.37 Bq/m3,平均值为1 519.32 Bq/m3,平均方差为661 Bq/m3.按照DB/T 15—2009的相关规定[11],异常下限值为平均值与2～4倍平均方差之和,超出此下限值时应判定为活动断层可能存在地球化学异常.该次异常下限值初步按最低划分标准确定为平均值和2倍平均方差之和.

2 探测技术及方法

2.1 浅层地震勘探法

设备采用东方地球物理公司生产的G3i数字地震仪系统.观测系统:道间距为3 m,偏移距为0 m,覆盖次数为25,炮间距为6 m.接收系统:接收道数为100,记录长度为1 s,采样率为0.5 ms,无延时,全通滤波.激发系统:震源采用M28/612型可控震源,震动次数为2,扫描长度为10 s,扫描频率为8～120 Hz;驱动电平幅度为60%,扫描方式为线性升频.

2.2 高密度电法

设备采用北京桔灯公司和深圳赛盈地脉技术有限公司合作开发的GD-10集中式高密度电法系统.装置类型采用温纳排列(α),最大电极有120根,电极间距为10 m,通过滚动测量方式完成整条剖面的测量工作.供电系统主要采用深圳市赛盈地脉技术有限公司生产的BP-145直流电源,供电电压一般为480 V.数据处理采用RES2DINV软件.

2.3 常规氡气测量法

设备采用四川先达测控有限公司研制的KJD-2000R测氡仪(α谱仪).测氡方式采用半导体α粒子探测器,利用静电收集氡衰变子体进行累积测量.通过抽气杆抽取地下气体,测量深度一般为地下60 cm,测量时间为600 s.根据特征峰面积计算氡的放射性浓度.

3 探测结果对比

3.1 浅层地震勘探结果

由叠加偏移时间成果剖面(图3)可知,芦花台断裂错断了地震剖面上T3地层反射界面以下的地层,可分辨的芦花台主断层(F2)上断点埋深为112.5 m.此外,主断层的下降盘还可分辨出1条反向而倾的断层F2-3,这条断层错断了埋深110～114 m之下的第四纪地层,向下收敛到东倾的芦花台主断层之上.根据钻孔揭露的地层层序,芦花台主断层(F2)及其次级断裂(F2-2,F2-3)上断点位置对应于中更新统洪积层(Qp2p),初步认为该位置断层最新活动时间为中更新世.通过对主断层验证钻孔揭露,芦花台主断层上断点埋深为104 m,误差小于10 m.

注:T1～T7—第四系内部界面;TQ—第四系底界;F2—解译断层及其编号.图3 地震叠加偏移时间剖面及解释成果

3.2 高密度电法勘探结果

高密度电法有效探测深度为190 m,反演结果(图4)显示,不考虑浅表电性不均而引起的局部异常外,测线10～40 m深度内视电阻率一般小于30 Ω·m,呈近似水平层状分布的低阻层,40 m以下则主要以中高阻异常为主,视电阻率多大于80 Ω·m,局部达250 Ω·m以上.测线900～960 m段,存在近似直立的低阻异常带,该低阻带位于浅层地震勘探解译的芦花台主断层西侧.该低阻带由地表向下延伸,地表为厂间运输铁路,推断该低阻带很可能是由铁路修筑时地基回填导致局部低阻,从而在直流电场体积效应的影响下,形成目前所观测的垂向陡立低阻条带异常.值得注意的是,浅层地震勘探推断芦花台次级断裂位置均存在电性梯度变化,但电性梯度带一般都由浅层几十米向下延伸,与浅层地震勘探所分辨的上断点埋深差异较大,这是否有关联还尚不明确.

图4 综合地球物理成果对比分析

3.3 常规氡气测量观测结果

由图4可知,不考虑个别测点数据不稳定造成的局部异常外,整条测线的氡气放射性浓度均处于异常下限之下,但在浅层地震勘探及钻孔揭露断层地面投影位置,土壤的氡气放射性浓度相比其他地段明显偏高,但基本处在背景值之上,达不到技术规定的异常下限值,推测应该是断裂上方氡气放射性浓度富集所致.这对断层位置研究具有指示意义.

4 讨论

4.1 综合地球物理技术的探测效果对比

芦花台断裂南段内第四系厚度大,成因类型多样,岩性以细砂、粉砂为主.大厚度第四系松散层是隐伏断层探测和研究的难点.

文献显示,在研究区内完成的具有较大探测深度的大地电磁测深剖面,对盆地主要隐伏断裂,尤其是贺兰山东麓断裂探测效果相对较高.从本次测井数据统计结果以及高密度电法勘探结果看,在探测深度有限、未揭穿第四系的情况下,直接采用高密度电法探测的效果不明显.

另外,研究区第四系厚度巨大也是土壤中氡气放射性浓度异常不明显的主要原因.根据土壤中氡气的运移机制,氡气在扩散运移和对流运移主体作用下向上运移.松散层厚度、岩石孔隙、地下水循环对氡气的放射性浓度影响大,使地表所观测的异常值、背景值总体相对较低.另外,在断层附近形成的“氡晕”,对断裂位置的划定具有指示意义.

浅层地震勘探在研究区隐伏断层探测中发挥了重要作用.宁夏地震局开展活动断层探测研究工作,利用浅层地震勘探技术有效地解译和确定了隐伏断层的空间展布特征.本次完成的浅层地震勘探结果及钻孔验证结果(图5)显示,对断层上断点埋深的解译误差小于10 m,说明浅层地震勘探是研究区内开展断层探测最有效、可靠的方法.但受客观地质条件影响,还存在层间波阻抗较小、干扰波较强等问题,需对地震波的激发、接收、观测系统进行设计以及室内资料处理等进行分析,才能获取较高分辨率、抗干扰强、资料可靠的地震勘探成果.结合文献研究成果以及本次地震勘探结果,研究区内浅层地震勘探工作,宜采用小采样间隔、小道距、小偏移距、高覆盖次数的观测系统.

图5 钻孔验证结果

4.2 芦花台断裂南段的空间特征及活动性

浅层二维地震勘探及钻探结果显示,芦花台断裂错断了地震剖面上T3地层反射界面以下的地层,从剖面上可分辨的主断层(F2)上断点埋深约112.5 m.在芦花台断裂的下降盘,还可分辨出1条反向而倾的断层F2-3,上断点埋深110～114 m,向下收敛到东倾的芦花台断裂之上.钻孔揭露断层上断点位于中更新统洪积层中.因此,芦花台断裂南段属中更新世活动断层,这与已有文献的研究结果一致.

5 结论

1)通过对芦花台断裂南段开展综合地球物理探测和钻孔工程,补充、丰富了芦花台南段空间的展布特征和活动性.

2)研究区第四系内部存在多个能量较强、连续性较好的反射界面,具备较好的地震地质条件.从本次钻孔验证结果看,浅层地震勘探对隐伏断层探测解译结果最可靠,能有效控制隐伏断层的空间展布情况.

3)浅层地震勘探工作,宜小采样间隔、小道距、小偏移距、高覆盖次数的观测系统.该系统用于地震波激发、炸药激发或人工可控激发均能满足探测需要.

4)受区内地层富水情况及地下水矿化度等的影响,不同岩性电性差异无明显规律.通过高密度电法开展隐伏断层探测,尤其是在探测深度有限、未揭穿第四系的情况下,探测效果不明显.

5)研究区第四系松散层厚度大,土壤中氡气在断层上方不能产生太强的氡气放射性浓度异常,但断层位置土壤中氡气的放射性浓度明显偏高,这对断层位置具有指示意义,可配合其他方法进行有效的综合分析和解译.