（地球探测与信息技术专业论文）汶川地震断裂带活动断层综合物探研究.pdf

摘 要 i 汶川地震断裂带活动断层综合物探研究汶川地震断裂带活动断层综合物探研究 作者简介：高树全，男，1984 年 7 月生，师从成都理工大学王绪本教授， 2009 年 06 月毕业于成都理工大学地球探测与信息技术专业， 获得工学硕士学位。 摘摘 要要 本文以汶川地震为研究背景，以断层的物探响应为依据，主要在汶川地震断 裂带和龙门山前山断裂活动带布置一系列测点和测线开展综合物探研究。 本文主 要内容如下： （1）以断层的物探响应为依据，探索应用地球物理技术研究或监测活断层 的方法。本文使用重力、高密度电法、大地电磁和浅层反射地震等方法，在汶川 地震后形成的断裂破裂带上开展多方法试验，取得了大量的第一手资料。针对断 层模型分别进行重力异常、高密度电阻率异常、大地电磁异常和浅层反射地震异 常正演模拟。系统分析了重力剖面异常和平面异常特征，高密度电阻率断层异常 剖面特征，大地电磁视电阻率和相位断面特征，断裂及其两侧视电阻率曲线和相 位曲线特征，以及浅层反射地震异常的剖面形态特征。 （2）针对大地电磁测深将围绕汶川地震断裂带科学钻探一号孔（wfsd-1） 进行，我们开展了地表岩石物性测试。通过这一地区沿测线出露岩层岩石电阻率 和磁化率测试，较系统地提供了地表岩性电阻率差异和地层分层情况，为物探资 料处理和解释提供约束。 物性测试分析结果表明， 测区分布的主要岩石中花岗岩、 花岗闪长岩和闪长岩电阻率最高，且相差不大，英安岩电阻率次之，砂岩电阻率 最低；闪长岩磁化率较高，花岗闪长岩、花岗岩和砂岩体现出弱磁-无磁特征， 而英安岩体现典型的火山岩特征，异常杂乱无章，无规律可循。 （3）论文重点以大地电磁测深资料研究北川-映秀断裂深部结构形态和电性 特征， 为科学钻探先导孔 wfsd-1 提供指导。 文中先从单点视电阻率和相位曲线 以及视电阻率和相位断面对该区大地电磁资料进行定性研究， 形式上分析得出视 电阻率和相位断面对断层位置有较明显的对应关系。随后，论文对大地电磁资料 进行定量反演处理，剖面反演先采用一维 occam 作为初始模型，再以非线性 共轭梯度（nlcg）反演方法开展二维反演。反演结果表明，以地质资料和物性 参数作为约束的反演解释结果和钻探实际情况比较符合。北川-映秀断裂确实具 有逆冲性质，且地表产状较陡（约 nw750） ，随着地层深度增加，产状变缓，在 1.2km 以下产状为 nw400500，这与科学钻探结果是一致的。 （4）论文最后利用综合物探方法主要对龙门山前山断裂（彭-灌断裂）进行 成都理工大学硕士学位论文 ii 探测， 揭露都江堰虹口-彭州白鹿-绵竹汉旺-北川擂鼓等地方出露断层浅部形态特 征，为后期断层活动性研究和对城市危险性分析奠定工作基础。 关键词：汶川地震 活动断层 科学钻探 综合物探 龙门山 abstract iii integrated geophysical survey to active faults in wenchuan earthquake faults introduction of the author: gaoshuquan, male, was born in july, 1984 whose tutor was professor wangxuben. he graduated from chengdu university of technology in earth exploration and information technology major and was granted the master degree in june, 2009. abstract a series of measuring points and the survey lines were arranged for carring on integrated geophysical exploration mainly in the wenchuan earthquake fault zone and piedmont active faults under the background of wenchuan earthquake and in terms of the geophysical response of faults. this article reads as follows: (1) according to the geophysical response of faults, the ways are to explore that studying or monitoring active faults by means of geophysical technology. this paper will carry on multi-methods experiment using gravity, electrical imaging, magnetotelluric, and shallow seismic reflect wave technique, and acquire amount of firsthand information. on this basis, fault models are to establish for modeling the gravity anomalies, electrical imaging anomalies, magnetotelluric anomalies and anomalies of shallow seismic reflect wave. this paper, through simulation, analyses characteristics of gravity anomaly in profile and plane; analyses characteristics of resistivity in profile of electrical imaging anomaly, magnetotelluric apparent resistivity and phase section, the apparent resistivity curve and phase curve of fault and the measuring point on both sides of it, and shallow seismic reflect wave. (2) it was carrying on that testing the physical property of rock on surface in the light of geophysical task to wenchuan earthquake faults scientific drilling no.1 (wfsd-1). test result shows that during the main rocks in the distribution of work area, granite, granodiorite and diorite has resistivity maximum, and less the same as diorite, dacite has lower resistivity, sandstone has the lowest resistivity; diorite has the highest susceptibility, granodiorite, granite and sandstone reflect weak magnetic- non-magnetic characteristics, and dacite most reflects the characteristics of typical volcanic rocks, which are abnormal and disorderly, no pattern. (3) the paper focuses on studying deep structure and electrical characteristics of 成都理工大学硕士学位论文 iv yingxiu-beichuan fracture by magnetotelluric data, which provides guidance for the scientific pilot hole drilling.this paper, qualitative analysis was carrying on manetotelluric data about the apparent resistivity and phase curves, and the resistivity and phase section. the results show that the apparent resistivity and phase section have a good corresponding with location of the fault. afterwards, quantitative research was carrying on. the profile inversion adopt that one dimensional occam inversion result serve as initial model firstly, and after two dimensional nonlinear conjugate gradient (nlcg) method will be carry on. inversion result is to demonstrate that the inversion 2.逆断层; 3.主要断裂及编号:鲜水河断裂;大渡河断裂;东昆仑断裂;岷江断裂;虎 牙断裂; 茂县-汶川断裂;北川-映秀断裂; 彭县-灌县断裂; 大邑断裂; 蒲江-新津断裂; 11龙 泉山西坡断裂; 12龙泉山东坡断裂; 4.性质不明断层; 5.成都盆地 注：图中红色粗线条表示前山断裂研究段 1.4 本文的主要研究成果本文的主要研究成果 （1）通过对断层模型的重力、高密度电法、大地电磁和浅层反射地震异常 正演模拟，分析研究断层模型的各物探异常特征；总结一套多方法、多参数的物 探异常断层识别理论依据。 （2）大地电磁测深法对复杂地形地区断裂探测有较大的优势。针对汶川地 震科学钻探 wfsd-1 井址区， 根据大地电磁反演剖面， 已查明北川-映秀断裂 （都 江堰虹口乡八角庙地区）1.2 公里以内地下结构和电性特征。 成都理工大学硕士学位论文 6 （3）针对 wfsd-1 大地电磁测深研究，通过出露地层岩石电阻率、磁化率 测试和地质资料分析，总结了一套结合地质资料和岩石电性、磁性参数约束的大 地电磁反演方法，该方法具有较高的反演精度和可靠的反演结果。 （4）综合地球物理方法对断层的探测更能把握断层地下结构形态，探测结 果对分析汶川地震活动规律和灾后重建选址提供参考， 也为龙门山前山断裂活动 断层对成都、德阳等大城市危险性分析提供研究基础。 第 2 章 活动断层与物探方法 7 第第 2 2 章章 活动断层与物探方法活动断层与物探方法 2.1 活动断层活动断层 2.1.1 什么是活动断层 活动断层14，这一术语在上世纪由 a.c.lawson(1908)，h.q.wool(1916)， b.willis(1923)和李四光等先后提出。1956 年中国科学院第一次新构造运动座 谈会上， 提出用新断层和第四纪断层来描述，使新生代地层或第四纪地层发生 错断或有明显地貌显示的新断层。 我国不同的研究者给予活动断层以不同的年代 含义，长到 200 万年，短至 10 万年、5 万年，有的 1.1 万年。当活动断层研究 与地震预报及工程抗震防震相联系时，尽量按短期包含的年代范围。1973 年美 国原子能委员会提出了能动断层，并对其规定： （1）在 3.5 万年内有过一次或多 次活动的断层； （2）它们和能动的断层有联系； （3）沿该断裂带仪器记录到小震 活动和多次的历史地震事件，或该断层发生过蠕动。国际原子能机构除（iaea） 上述三条外，并增加了两条规定： （1）晚第四纪它们有过活动； （2）沿该断裂有 地面破裂证据。自 80 年代以来，美、日等国在活动断层研究方面进展很快。我 国对活动断层理解也不完全一致，1989 年国家地震局震害防御司规定： “活动断 层是指第四纪期间，尤其是晚更新世（10 万年）以来活动过的，并在今后仍有 可能活动的断层。 2.1.2 活动断层的分段性 断层活动在时间上、空间上的不均匀性反映为地震事件的丛集性，反映为不 同时间尺度的期、幕、段。断层活动的分段性是客观存在的，是断层本身固有的 属性。认识了这种属性，对进行地震危险性评价及测报地震灾害时非常重要的。 然而，这一问题正是国际上最热门的公关研究。 地震发生在活动断层上，又在弹性介质中。因为，断层活动反映受有应力， 弹性介质才能储存大量弹性能。所以，构造地震是构造应力与岩体强度矛盾斗争 的结果，构造应力无时不存在。岩体的强度取决于岩体成因及其以后的变化，当 岩体承受的应力超过岩体破裂的极限强度时，岩体就会突然破坏，释放能量，产 生地震。但是，也有只产生蠕变而不发震或只造成许多微震的，因蠕变会同时释 放应力。所以，地震发生在活动断层上，而活动断层不一定都发震。 地震地质研究表明，绝大多数大断层在发震破裂事件中，并不是全部发生破 裂，而仅仅是其中一部分（或其中一些段）发生破裂。地震地表破裂段（带）系 成都理工大学硕士学位论文 8 指大地震震源断层在地表出露的一条构造性破裂带。地震地表破裂段（带）是国 际上普遍使用的概念，只是在我国还不很统一。 活动断层上的地震段（带） ，有的称“地质破裂段或破裂段” （earthquake rupture segment） ，明显地表明了断裂破裂的分段活动特征，然而未来的地震可 能发生的“空区”正是历史上尚未破裂的段落。 地震破裂段沿活动断层表现出“地震不连续点” （discontinuity） ，它们是地 震破裂中一种潜在的障碍点，断裂带上不连续点主要受断层几何学、运动学和动 力学机制控制。这里对其特征不再详述，可参考相关文献。本文主要通过收集活 动断层相关的物探资料和分析实测物探数据，了解和地震相关的地址构造特征， 查明断层上的不连续点，查明断层的浅部和深部特征。所以，我们有必要将活动 断层常用的物探探测方法作简单的介绍。 2.2 活动断层的物探特征活动断层的物探特征 2.2.1 活动断层的静态特征 由于断层的存在和断裂的活动，使断裂带岩石发生变形，并使断层周围物质 的性质发生变化，这些变化所产生的地球物理性质差异而表现出的特征，称为形 态特征。其中包括反映断层空间分布，如走向、规模及倾向、倾角等地质特征。 如在断裂带重磁异常的平面走向与断裂走向的一致性特征， 电阻率异常的平面延 长也常与断裂走向相符，电阻率剖面的分布特征与断裂的剖面特征相吻合；浅层 地震、探地雷达等能较准确地反映断层的形态。沿断裂带地热异常，地热数值偏 高；沿断裂带重力异常，地电、地磁或各种气体数值一般偏高，在不同地段差异 显著。 2.2.2 活动断层的动态特征 活动断层的活动特征实际是断层的形态特征的一种，是活动断层的具体体 现，是断层更加精细的一类特征。形态特征表征了断层的存在，但断层的活动性 或活动的年代需要进一步的特征表述。将反映断层活动性的地球物理特征，称之 为活动性特征。如高分辨率地震勘探方法非常精细地勾画近地表地层分布，在有 地层年代控制的情况下，能获得断层的活动年代；探地雷达作为一种高分辨率地 球物理手段，与反射地震法的原理类似，也具有研究断层活动性的能力。还有， 如活动断层上方常表现出放射性异常， 如马翔(1996)总结的放射性方法探测活断 层的主要判断依据有：核辐射异常与新构造断裂活动有十分密切的联系；不再活 动的老构造断裂带天然放射性没有增强的反映， 而近期有活动的新构造断裂带天 第 2 章 活动断层与物探方法 9 然放射性有明显的增强反映。 2.3 物探方法物探方法 根据活动断层探测和评价工作的不断加深， 物探工作可以分为以下几个阶段 进行： 1 断层位置、形态参数的探测与确定； 2 断层活动性探测与研究； 3 活动断层分段性研究和危险性评价。 在活动断层的探测研究中，不同探测阶段采用的地球物理方法也不尽相同。 比如，在物探探测的第一阶段，一般可以采用重磁、电法、放射性和浅层地震等 方法进行探测，这些方法一般能够大致确定断层或隐伏断层的空间赋存状态；在 物探探测的第二阶段，一般采用人工源地震、探地雷达、放射性和井中地球物理 等方法，这些方法可以活动断层的活动性进行分析研究；在物探探测的第三阶段 一般是利用深部物探资料深部人工源地震或天然地震、大地电磁测深等。 对活动断层的地球物理探测目的是准确查明地表附近活动断层的空间分布， 确定其深部延伸情况，探测可能存在的隐伏活动断层，揭示地下介质的特性和深 部构造环境，为活动断层的地震危险性评价提供依据。本文主要针对不同的目的 任务，选择不同的物探方法组合对龙门山地震断裂带活动断层进行探测。常用的 物探方法有：重力测量、高精度磁测、电法勘探、电磁法（主要是大地电磁和音 频大地电磁法） 、浅层地震法。 （1）重力测量 随着高精度重力仪的出现， 微伽级高精度重力测量在小断层探测方面得到了 越来越多的应用。地震活动断层探测的总体设计时，应充分利用本地区现有的重 力资料， 对工区重力异常进行分析， 研究该地区主要断裂构造与重力异常的关系， 推断可能存在的隐伏断层，为地震活动断层探测总体设计提供基础资料。利用长 期的重力场测量资料，通过重力反演还可以对孕震体密度场变化、断层对地震发 生与迁移的作用和流体对断层活动的作用等进行研究。 （2）高精度磁测 磁法勘探在大地构造分区，断裂带、接触带、破碎带和基地构造的探测，沉 积岩、侵入岩、喷出岩以及变质岩的分布范围划分等方面有着广泛的应用。断裂 带的磁异常因不同的构造作用以及其后发生的地质过程而具有不同的特征。 其异 常特征包括岩石在经受外力作用， 尤其是因岩石破碎后出现的磁性降低引起的负 成都理工大学硕士学位论文 10 异常；因深断裂内伴有岩浆活动或热液侵入带来的磁场增强所表现的正异常；或 因热退磁作用引起的负异常等。另外，由于断裂切断了地质构造的连续性，使与 构造有关的磁场形态出现不连续变化， 从而表现出异常走向改变以及磁场陡变等 特征。通过磁测，查明磁异常分布特征即可判定断层位置、走向及断层性质。根 据不同的研究对象，磁法勘探既可探测从地表到数百米深度的浅部构造，也可研 究深部地质构造，估算居里点深度。 （3）电法勘探 电法勘探的种类比较繁多， 其中在地震活动断层探测中应用广泛的方法主要 有联合剖面法、高密度电法、大地电磁测深、瞬变电磁等。电法勘探主要是利用 地下介质的电性差异（主要是电阻率） ，对活动断层不同深度地下结构和构造进 行研究。电法勘探的主要缺点是分辨率低，但可以利用其宏观电性特征和结构特 征进行研究。电法勘探在活动断层探测中（特别是城市活动断层探测）需要注意 外界干扰，主要包括高压电网，地下电缆等，以取得高质量的原始资料。 高密度电阻率法，可对地表以下百米深度范围以内的断层进行调查，提供活 动断层的浅部电性特性和电性结构。该方法与浅层地震相互配合，可提高浅层地 震某些特殊位置解释的可靠性。 音频大地电磁法（amt）可对地表以下1.5km范围以内的断层进行探测，提供 活动断层中部深度范围的地下电性特征和电性结构。 该方法对100m以内的地下介 质情况分辨率不高，可以配合高密度电阻率法进行分析解释，提高amt方法的处 理精度和解释可靠性。大地电磁法（mt）是对地表以下几公里、甚至几十上百公 里范围内的活动断层进行探测，该方法可以配合amt和高密度电阻率法进行处理 和解释。 （4）浅层地震勘探 浅层地震勘探是城市活动断层浅部探测中分辨率最高、 最为有效的物探方法 之一，可以提供断层或隐伏断层的位置，几何形态，断层带宽度、断层活动和在 资料完整的条件下研究地层形变时代等有关参数，对了解构造活动历史，研究强 震发生的可能性等具有重要作用。 山区地区的浅层地震勘探主要受山地地形的影响，难以获得高质量的数据。 而城市地区的浅层地震勘探主要受到交通和机械振动的干扰， 必须采取切实可行 的针对性措施，通过选择合适的震源、合理的技术方案和资料处理手段，最大限 度地抑制干扰，提高信噪比。 （5）放射性测量 新构造断裂带有微弱的天然放射性表现。从物探角度来看，它是新构造断裂 中某些反射性物质的储存和逸出造成的。 再活动的老构造断裂带的天然放射性与 新构造断裂带的天然放射性一样有增强显示， 而非活动的构造没有这样的异常产 生。 第 3 章 断层的物探响应模拟 11 第第 3 3 章章 断层的物探响应模拟断层的物探响应模拟 3.1 断层的重磁响应模拟断层的重磁响应模拟 3.1.1 重力异常基本理论 （1）重力异常的概念52 由于实际地球内部的物质密度分布非常不均匀， 因而实际观测重力值与理论 上的正常重力值总是存在着偏差，这种在排除各种干扰因素影响之后，仅仅是由 于物质分布不均匀而引起的重力的变化，就称为重力异常。 研究对象的密度与围岩的密度 0 之差，称为剩余密度，剩余密度和研 究对象体积的乘积就叫做该对象的剩余质量。 重力异常就是地质体的剩余质量对 测点处，单位质量所产生的附加引力在重力方向上的分力或者投影。若剩余质量 为正，则异常为正，反之则为负。 （2）重力异常的计算公式 要计算重力异常，首先要导出计算地质体剩余质量在测点产生的引力位 v， 然后再对其在重力方向求导即可。 图 3-1 计算地质体重力异常示意图 以地面某点 o 为坐标原点， z 轴铅垂向下， x、 y 轴在水平平面内 （如图 3-1） 。 设测点 p 的坐标为( , , )x y z,地质体内某一任意单元坐标为( , , ) ，其单元质量 为： dmvd d d ( , , )p x y z ( , , )dv r x y z o 成都理工大学硕士学位论文 12 r为 p 至dm的距离。那么，引力位 v 为： 222 1/2 ( , , ) ()()() vv dmd d d v x y zgg rxyz （3-1） 由于 z 的方向就是重力方向，固对 v 在 z 方向求偏导就得到重力异常： 222 3/2 () ( , , ) ()()() z v z d d d g x y zvg xyz （3-2） （3-1） 、 （3-2）式中，v表示表示地质体的体积。 （3-2）式为计算三度地质体（即 该物体沿, ,x y z三个方向的延伸大体相近）重力异常基本公式。如果密度差是常 数（即密度差是均匀的） ，可以放到积分号之外；如果地质体是横截面的形状和 深度沿某一水平方向不变且沿该方向无限延伸，就称为二度地质体。对于二度地 质体重力异常的计算，只须讲公式（3-2）中的 y 轴选择与地质体延伸或走向一 致，令式中0y ，由积分到，就可获得沿 x 剖面上计算二度体重力异 常的基本公式： 22 () ( , )2 ()() s z g x zgd d xz （3-3） 式中，s 为二度地质体的横截面积。 3.1.2 常见构造的重力异常模拟 鉴于本文主要讨论断层或者断裂的重力异常响应， 而这些异常响应很难直接 根据解析公式进行计算，所以我们有必要通过常见简单构造的异常响应进行模 拟、分析，根据这些简单构造重力异常的响应组合，达到预期的结果。 （1）铅垂台阶的重力异常 一些界线清楚的高角度接触带，可等效成图 3-2 所示的铅垂台阶来研究。将 坐标原点选在台阶铅垂面与地面的交线上，让 x 轴与台阶铅垂面垂直，台阶沿 x 轴正方向和沿 y 轴均为无限延伸。若以 h 和 h 分别表示台阶顶面和底面的埋深， 则由二度体基本公式可以得到： 22 0 2 () h h d ggd x 22 11 22 ()ln22 xhxx ghhxhtghtg xhhh （3-4） 分析上式可知，当0 x 时，(0,0)()gghh；当x时， 第 3 章 断层的物探响应模拟 13 max 2()gghh （3-5） （3-5）式也称为无限平板公式，也是同等起伏（h-h）下各种形体中产生的 异常最大可能值。而，当x 时， min 0g。模拟结果如下： 图图 3 3- -2 2 铅垂台阶模型 图图 3 3- -3 3 不同顶面埋深的铅垂台阶重力异常 图 3-3 中，分别表示顶面埋深为 10 米、50 米、100 米的厚度为 5 米的铅垂 台阶重力异常曲线。这里为方便起见，计算时取引力常量和剩余密度都为 1。从 图 3-3 中可以看出，铅垂台阶埋深浅时，重力异常的变化相对较大，随着铅垂台 阶顶面埋深的增加，其重力异常的变化相对减小，逐渐变缓。另外，当地面测点 坐标趋于负无穷时，重力异常 min 0g；当地面测点坐标趋于正无穷时，重力异 常 趋 于 一 个 常 值 ， 即 max 2()gghh； 在 坐 标 中 点 处 ， (0)()gghh。 （2）倾斜台阶的重力异常 h h 0 o z x 成都理工大学硕士学位论文 14 倾斜台阶时最常见的一类构造，它是由地层的超覆、倾斜的接触带以及倾斜 断裂等经简化而成的。在计算它的异常时，坐标系选择如图 3-4 所示，原点选在 斜面延伸线与地面交线上，x 轴垂直其走向。设台阶的顶面与地面埋深分别为 h 和 h，剩余密度为，斜面倾角为，则相应的理论公式为： 22 ctg 11 224 2 224 2 1 22 2 () ctg ()2 tg2 tg (sincos)sin sinln (sincos)sin ()sin 2 sincostg sin() sincos h h d ggd x xhaxhctg ghhhh hh hxx x hxx x hh x xhh xhh （3-6） 图图 3 3- -4 4 倾斜台阶模型 图图 3 3- -5 5 不同倾角的倾斜台阶重力异常 x z o h h 第 3 章 断层的物探响应模拟 15 图 3-5 中，分别表示倾角为 45 0、900、1500的顶面埋深为 100 米、厚度为 5 米的倾斜台阶重力异常曲线。从图 3-5 中可以看出，当地面测点坐标分别趋于正 负无穷时，分别有 max 2()gghh和 min 0g，但是只有当倾角等于 900 时，才有(0)()gghh。 （3）断层的重力异常 利用重力资料识别断裂构造已有许多成功的实例。 更为接近实际的断裂构造 模型可用两个铅垂台阶或者两个倾斜台阶的组合来逼近。值得一提的是，由于两 个台阶叠加， 使得x 和0 x 时， 重力异常均为2()2ghhgt（这 里t为台阶的顶面和底面埋深之差） ，这是上一个常数，在野外是测不出来的，在 后面的模拟结果中，我们将对其当作零来处理。 图图 3 3- -6 6 正断层模型 g(g.u.) x/t 5101520-5-10-15 -20 10 20 30 40 -10 -20 -30 -40 0 图图 3 3- -7 7 0 30时正断层重力异常响应曲线 t 成都理工大学硕士学位论文 16 图图 3 3- -8 8 逆断层模型 x/t5101520-5-10-15 10 20 30 40 -10 -20 -30 25 50 g(g.u.) 0 图图 3 3- -9 9 0 130时逆断层模型重力异常响应曲线 如图 3-6 和图 3-8 分别为正断层模型和逆断层模型， 图 3-7 和图 3-9 分别为 对应模型的重力异常响应，计算重力异常时密度差为正，为方便计算取 1g/cm 3。 对比分析图 3-7 和图 3-9，重力异常曲线极大值对应断层的上升盘，极小值对应 断层的下降盘； 当极小值身份清晰且绝对值大于极大值时对应正断层， 反之亦然。 图图 3 3- -1010 异常轴线明显错动的部位 图图 3 3- -1111 串珠状异常的两侧或轴部所在位置 t 第 3 章 断层的物探响应模拟 17 图图 3 3- -1212 两侧异常特征明显不同的分界线 图图 3 3- -1313 封闭异常等值线突然变宽、 变窄的部位 野外重力实际测量时，根据任务目的，一般布置数条重力测线，数据整理和 分析处理过程中，可以利用重力异常平面等值线异常更有利用解释重力异常。下 面展示几个典型的重力异常平面等值线图。 如图 3-10图 3-13 所示， 当重力异常平面等值线图中出现异常轴线明显错动 是可能是由断层引起；当异常呈现串珠状，且两侧异常呈堆成出现时，可能是断 层的响应；当异常特征呈现出明显的分界线时，分界线位置即可能为断层位置； 当异常等值线呈封闭状态，且等值线突然变宽、或者突然变窄，突变的部位也可 能是断层的位置。 综上所示，不管是重力异常的剖面特征还是平面等值线特征，都是有迹可循 的。对这些特征有了一定认识，对重力实际资料处理和解释有较好的指导作用。 3.2 断层的电场响应模拟断层的电场响应模拟 3.2.1 高密度电法基本原理 高密度电阻率法与常规直流电法一样， 是以探测地下目标体与围岩之间的导 电性差异为基础的一种地球物理勘探方法。当人工向地下加载直流电流时，在地 表利用相应仪器观测其电场分布， 通过研究这种人工施加电场的分布规律来达到 要解决的地质问题的目的。因此我们就要研究在施加电场的作用下，地层中传导 电流的分布规律。求解其电场分布时，我们在理论上一般采用解析法。其电场分 布满足以下偏微分方程： 2 000 () () () i uxxyyzz (3-7) 式中 000 xyz、 、为源点坐标，xy、 、z为场点坐标。当 000 xxyyz、z时，即 只考虑无源空间时，上式变为拉普拉斯方程： 0 2 u (3-8) 成都理工大学硕士学位论文 18 但是在复杂条件下，无法求得拉氏方程的解析解 ，因此主要是采用各种数值模 拟方法。例如：二维地电模型使用点源二维有限元法、三维地电模型则使用有限 差分法等来解决上述问题。 高密度电阻率法在工作时与常规电阻率方法在原理上是一样的， 电阻率的求 取通过给 ab 极供电 i，利用 mn 测量电位差v而获得。 在实际工作中，通过式 v k i 求得测点x处的视电阻率值。其中k为装 置系数，满足关系式： bnbmanam k 1111 2 (3-9) 3.2.2 高密度电法二维有限元正演基本方程 （1）位函数所满足的微分方程 稳定电流场位函数 u 所满足的微分方程为： a rriu （3-10） 对均匀介质，即电导率 为常数， （4-1）式便为泊松方程： a rriu 2 (3-11) 若在无源空间，上式变为拉普拉斯方程： 0 2 u （2）位函数所满足的边界条件 在实际野外工作中，电流场分布于地下半空间，但在成像计算中必须取有限 空间来近似地下半空间， 使得在这个区域内的电场分布尽量等同于地下半空间的 电场分布。常用的边界条件有： i.第一类（狄里希莱条件） zyxzyxu, (3-12) 式中为所研究区域的边界，zyx,是定义于上的已知函数。 ii.第二类（诺依曼条件） zyx n u , (3-13) 其中 n 为的外法线。 第 3 章 断层的物探响应模拟 19 iii.第三类（混合边界） zyxau n u , (3-14) 其中 a 为已知函数。 关于有限元正演方法中的变分、区域离散化，方程的求解问题，可参考相关 文献，这里不再详述。 3.2.3 断层模型二维正演模拟 高密度电法近年来被广泛用于断层破碎带调查， 其应用效果取得了快速的发 展。但在实际应用中，在不明确断层性质的情况下，如何提高高密度电法的应用 效果亟待解决。本文下面建立典型的左倾正断层、左倾逆断层、右倾正断层和右 倾逆断层地电模型，用二维有限元方法进行模拟，得到一些有意义的认识。 如图 3-14 为左倾正断层模型典型结构示意图，各电性参数在图中已经标示 出。模型由三层电性介质组成，从上至下电阻率分别为 100m、500m和 100 ohm.m 100 ohm.m 500 ohm.m 500 ohm.m 100 ohm.m -25 50 100 2575 0 -12.5 depth(m) distance(m) 图图 3 3- -14 14 正断层模型示意图 102030405060708090 distance(m) (b) 左 倾 逆 断 层 模 拟 结 果 -30 -20 -10 ab/2(m) 102030405060708090 distance(m) (a) 左 倾 正 断 层 模 拟 结 果 -30 -20 -10 ab/2(m) 102030405060708090 distance(m) (c) 右 倾 正 断 层 模 拟 结 果 -30 -20 -10 ab/2(m) 102030405060708090 distance(m) (d) 右 倾 逆 断 层 模 拟 结 果 -30 -20 -10 ab/2(m) 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1 1.2 1.4 1.6 1.8 2 2.2 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1 1.2 1.4 1.6 1.8 2 2.2 log(ohm.m) log(ohm.m) 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1 1.2 1.4 1.6 1.8 2 2.2 log(ohm.m) 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1 1.2 1.4 1.6 1.8 2 2.2 log(ohm.m) 图图 3 3- -1515 左倾正断层模拟结果（a）和左倾逆断层模拟结果（b） 右倾正断层模拟结果（c）和右倾逆断层模拟结果（d） 成都理工大学硕士学位论文 20 100m， 断层破碎带填充 10m的低阻介质。 其余三种地电模型和该模型类似， 只是断层倾向和正、逆断层性质不同而已，这里不再一一表出。 图 3-15 为分别为四种断层模型地电断面的有限元正演结果，使用的是温纳 装置。 纵观四个模拟结果， 对断层地表位置反应比较准确， 特别是当断层左倾时， 模拟结果对断层破碎带右边界反应比较灵敏；当断层右倾时，模拟结果对断层破 碎带左边界反应比较灵敏。另外，模拟结果对断层倾向有一定的体现。模拟结果 中视电阻率分布基本反映了断层的运动特征， 这个可以对其进行定性分析不难明 白。如图 3-15（a）左倾正断层模型，当测量装置在断层破碎带左边时，地下表 层电阻率相对较小，电性介质吸收电流多些，故测得的视电阻率值较；当测量装 置移动到断层破碎带右边时， 地下表层介质电阻率相对较大， 对电流起排斥作用， 所以得到的视电阻率值较大。其余三中情况下的正演结果可用类似方法讨论。 3.3 断层的大地电磁响应模拟断层的大地电磁响应模拟 3.3.1 mt 二维正演模拟基本方程 （1）基本方程 在正演计算时，假设场源为垂直入射到地下的谐变平面电磁波，并取二维模 型走向为 x 轴，垂直向下为 z 轴的直角坐标系。 在 mt 方法中，考虑到应用的频率范围一般为 10 -3103 hz，构成地壳浅部介 质的电阻率一般取为 11000m，估算位移电流与传导电流的最大比值: 1 03 1 051 0 2t （3-15） 故在大地介质中可忽略位移电流对场分布的影响， 也即在 mt 正演中研究的是似 稳电磁场问题。 为了求解二维介质模型的电磁场，可以把由低频谐变电磁场的麦克斯韦方程 组推导出来的亥姆霍兹方程与电工学中的传输面方程类比，得出用于求解 x e或 x h的偏微分方程： v z v zy v y ) 1 () 1 ( （3-16） 和求辅助场方程： i z v （3-17） 根据 mt 的张量阻抗理论，在二维介质情形下，两电性主轴 xy 上的电磁 第 3 章 断层的物探响应模拟 21 场关系为： y x tm te y x h h z z e e 0 0 （3-18） 其中 te z、 tm z分别为 e 偏振波和 h 偏振波的波阻抗。以上各式中有关量的物理 意义见表 3-1。 表表 3 3- -1 1 （3-16）式各量对应关系 h 极化方式 e 极化方式 v x h x e i y e y h i i i v tmyx zeh v i texy zeh （2）边界条件 图 3-16 给出了二维模型边界示意图。 不同边界分别选在 y=ymin, y=ymax, z=zmin 和 z=zmax 位置上。 1 上边界 1 h 极化方式中，因空气中 =0，场分量垂向变化为零，也即在空气中包括地 面以上的 hx 为常数，上边界可取在地面, 一般取 hx=1。 e 极化方式中，因地下水平不均匀介质感应的二次场可以耦合到空气之中， 影响了空气中的电磁场分布，那么在地表附近的场分量是变化的，但随着离地表 距离的增大，二次场的影响急剧减少。故上边界可取在离地表足够远的地方，取 hy=1。 2 侧面边界 3和4 两侧边界取在离横向不均匀体足够远的地方， 使得在该处由其引起的二次场 已衰减殆尽，即该处电磁场只随深度 z 变化，而横向变化为零。取场强沿 y 方 向一阶偏导数为零作为其边界条件。 3下边界2 在两种极化方式下， 下边界取在其下部介质已属于一维的或半无限均匀 成都理工大学硕士学位论文 22 空间的地方。由 mt 基本理论可知：地下某一深度处的表面阻抗只与这一深度以 图图 3 3- -1616 二维模型边界示意图 下介质的分布情况有关，这样很容易计算出下边界上的表面阻抗（视极化方式而 定） ： vz v zorz nn 11 1 （3-19） 综上分析，两种极化方式的边界条件可写成如下统一形式： m i n 44 m a x 33 m i n 22 m a x 11 , 1 , 1 , 1 , 1 yyv z v yyv z v zzv z v zzv z v （3-20） 式中常数如表 3-1（3=3=4=4=0） 。其中 l 是一个很大的数，常取 10101015。 对于 mt 二维有限元正演过程中的变分、单元场域剖分、视电阻率和相位计 算等问题，可参考相关文献，这里不再详述。 3.3.2 断层模型二维有限元模拟 为了了解断层的大地电磁响应特征， 我们用有限元方法对二维构造逆断层进 行正演模拟。通过对理论模型的正演结果，可以从视电阻率断面图和相位断面图 分析视电阻率和相位在断层附近的变化情况， 分析单点视电阻率曲线在断层附近 的畸变特性，分析 te、tm 模式视电阻率和相位曲线对地下不均匀体的敏感性。 1( )e极化 地表 x z 1( )h极化 2 3 4 空气 第 3 章 断层的物探响应模拟 23 通过模型正演分析， 有利于在 mt 资料实际处理过程中加强对视电阻率曲线极化 模式的识别，加强对反演模式选取等问题的深入了解。 如下图 3-17 所示为左倾逆断层，模型各参数均在模型中标出，断层模型由 三层介质组成，上下为高阻层，电阻率值分别为 500m和 1000m；中间层 电阻率值为 100m；断裂带内填充电阻率值为 10m的低阻介质。模型区域 为：横向 10km，深度为 6km，设置 21 个均匀点距（0.5km）测点进行模拟计 算。 0 -2 -4 -6 5 10 distance(km) depth(km) 500 ohm.m 1000 ohm.m 100 ohm.m 100 ohm.m 0 图图 3 3- -1717 左倾逆断层模型 012345678910 distance(km) -3 -2 -1 0 1 2 log(frequency)/hz 0.9 1.1 1.3 1.5 1.7 1.9 2.1 2.3 2.5 2.7 2.9 012345678910 distance(km)