高密度电法探测第四纪玄武岩覆盖区断裂及其活动性分析——以鸭绿江断裂带抚松段西支断裂为例

李嘉瑞 ，马秀敏，姜自忠，王 磊，庞 博，杨程博

(1.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081;2.中国地质大学(北京)，北京 100083;3.吉林省长白山保护开发区池南区管理委员会自然资源局，吉林白山 134512;4.辽宁省地质矿产研究院有限责任公司，辽宁沈阳 110032；5.吉林省第四地质调查所，吉林通化 134001)

0 引言

断裂活动能够产生地震及地表错位(邓起东，2002)，因此，断裂活动性是地震危险性评估的重要研究内容。在第四系覆盖区，大多数基岩出露较少，甚至完全没有出露，故多采用物探手段来查明地下地质构造特征(冉志杰等，2005)。目前常见的地球物理探测方法主要有高密度电法、大地电磁法(MT)、音频大地电磁法(AMT)、可控源音频大地电磁(CSAMT)、瞬变电磁(TEM)、人工浅震、微动勘探、探地雷达等(陈义群和肖柏勋，2005；朱光喜，2009；董泽义等，2010；徐小连等，2011；徐佩芬等，2013；刘江平等，2015；谭鑫，2018)。对于不同物探方法，工作原理也不尽相同，各物探方法均有其优缺点和适用性，根据实际需求和探测目标合理选择不同的物探方法能够大大提高探测准确率和工作效率。

岩浆喷发活动常常具有多期次、间歇性喷发的特点，会形成玄武岩与第四纪沉积交替出现的特殊岩土结构(黄利成和宋矿银，2009)，岩土性质的突变势必导致明显的电性差异。高密度电法以地下介质间的电性差异为研究对象，在附加电场作用下，不受场地振动的干扰，可识别出地下传导电流的分布特征，由此进行地质反演，以探明地下地质结构(曹新文等，2017)。此外，高密度电法具有操作简单、数据采集量丰富的优点(程邈等，2011)，能够对地下20～100 m内的地层电阻率的垂直分布情况进行探测，最大深度可达250 m左右(邓起东等，2003)，是探测断层的一种有效地球物理方法。近年来，该方法已广泛应用于地质调查、灾害治理、水资源调查等领域，其与其他技术方法相结合，成为研究活动断裂的重要手段(葛如冰等，1999；刘晓东等，2001；任杰和李文军，2009；曹新文等，2018；王磊等，2019)。

鸭绿江断裂带为长白山地区规模较大的深大断裂之一，总体走向NE 45°～50°，其临江-两江段(长白山地区)大部分被第四纪玄武岩覆盖(吉林省地质矿产局，1988；焦伟，2006)。前人针对该断裂主要进行过一些地震地质及成矿规律的研究(董南庭等，1989；夏怀宽和许满东，1993)，且仅在丹东市东北部开展过相关的地球物理探测(李振英等，1999)，长白山地区针对鸭绿江断裂带的物探探测未见相关报道。研究天池火山区主要断裂活动性对了解火山的演化历史及其灾害预测有着深远意义(刘明军等，2004)，为此，本文采用高密度电法技术，探测鸭绿江断裂带抚松段西支断裂，并通过钻探对探测结果进行了验证，通过断层错断标志底层的AMS14C测年确定了其活动时代。实践表明，高密度电法探测玄武岩覆盖区断裂是有效的、可行的。

1 探测区地质背景

探测区位于吉林省东南部长白山西北部，第四纪玄武岩覆盖区，覆盖率达90%以上。长白山天池火山在近代曾发生过多次喷发，其中公元1024年喷发是近2000年以来世界上最大规模的火山喷发之一(刘若新等，1992，1998)。从区域构造上看，长白山天池火山位于NE向鸭绿江断裂带及NW向桦甸-长白断裂交汇部位附近。

鸭绿江断裂带抚松段属于临江-两江断裂，分为东西两支。本文主要针对西支断裂(图1a)。西支断裂由临江向北东进入第四纪早更新世漫江组玄武岩区，断裂总体走向NE30°～50°。通过实地调查，在长白山管委会池西区东侧约2 km第二道松花江(松江河)探测区发现四级河流跌水现象(图1b)，跌水自SE向NW规模逐步减小。最大一级跌水发育于玄武岩体中，跌水分两层，落差高约4 m(图1c)。第四级跌水处，河道中阶地被错断使两侧河道贯通。

图1 鸭绿江断裂抚松段西支断裂位置图(a)，四级跌水(b)和最大一级跌水D1(镜向97°)(c)Fig.1 (a) Map showing west branch of the Fusong section of the Yalüjiang fault；(b) Fourth-order fault-related water falls；(c) Biggest first-order fault-related water fall(lens direction is 97°)1-推测断裂；2-河流；3-火山口；4-调查区1-inferred fault;2-river;3-crater;4-investigation area

2 高密度电法工作原理

高密度电法属于直流电法范畴，是一种阵列式勘探技术。该方法以探测区不同深度地层的导电性差异为基础，通过施加稳定电场来查明地下电流的传导规律(程邈等，2011)。断裂与围岩之间的导电性差异与断裂带的宽度、胶结程度、含水饱和度等性质密切相关，断裂所形成的破碎带随着时间的发展其胶结程度逐渐增强，含水率逐渐降低，致使电阻率逐渐增高。断裂在反演图上通常表现为高角度线状特征明显的低阻带，相对两侧的完整围岩具有明显的电阻率差异(曹新文等，2017)。

该方法利用程控电极转换装置和工程电测仪实现数据的自动快速采集(邓起东，2002；王庆峰，2012)，将采集到的数据处理后，形成2D/3D视电阻率/视极化率断面。

在高密度电法测试过程中，根据探测的目的和场地条件选择合适的电极排列方式。常见的电极排列方式有多种，例如温纳排列、施伦贝格排列、偶极-偶极排列、单极-偶极排列、单极-单极排列等。温纳排列和施伦贝格排列两种排列方式相比，温纳排列抗噪声能力强，对垂向的变化更为敏感，施伦贝格排列的高敏感度值集中在M和N下方，对水平方向上的变化反应灵敏，探测深度也较温纳排列更大，但抗噪能力较温纳排列弱(董浩斌和王传雷，2003；冯锐等，2004；王爱国等，2007；马志飞等，2009；Loke et al.，2013)，故这两种排列使用相对较多(图2)。本文采用DUK-2A型高密度电法测量仪，采集温纳与施伦贝格两种排列方式的数据，进行电阻率剖面对比，以增加地质信息解释的准确性。

图2 施伦贝格、温纳排列示意图Fig.2 Sketch showing Schlumberger and Wenner electrode arraysA,B-供电电极；M,N-测量电极；a-电极距；n-电极系数A,B-power supply electrode；M,N-measuring electrode；a-electrode distance；n-electrode coefficient

3 探测数据采集与电阻率剖面解释

3.1 探测仪器校准

在开展野外探测工作前，对探测所使用的DUK-2A型高密度电法测量仪进行了性能检查，以确定仪器自身精度和测量的有效性，降低仪器自身的误差，并在测量前按照技术规程对仪器进行自检，确认仪器正常后开始现场测量。

3.2 探测参数设置及电极排障

围绕鸭绿江断裂带抚松段西支断裂布设GM5高密度测线(图3)，为保证穿透长白山地区第四纪玄武岩覆盖层，探测深度达到150 m。仪器温纳装置的隔离系数为30，施伦贝格装置隔离系数为42，以保证探测深度≥150 m。由于目标断裂探测范围较大，为保证探测深度和高质量数据，测线选取10 m点距布极，最大支持电道数为120道。

图3 高密度电法测线布置图Fig.3 Layout of high-density electrical measurement 1-河流；2-高密度测线；3-推测断裂1-river；2-high-density survey line；3-inferred fault

由于测线位于玄武岩覆盖区，测量过程中出现局部电极接地电阻过大情况，即时浇灌盐水降低接地电阻，使各电极的接地电阻尽可能相同，以避免形成假异常。对浇灌盐水后电阻仍较高的电极做了详细记录，便于数据处理时，根据具体情况加以修正。准备工作就序，采用温纳与施伦贝格两种排列方式，完成电流、视电阻率等数据采集工作。

电极布设完成后，间隔40 m对电极进行RTK定位，记录测点坐标和高程，同时，记录定点周边的地表标志或附属物坐标，以保证解译结果的依据充分。GPS定点的点位X中误差0.0393 m，Y中误差0.0483 m，高程中误差0.0135 m，平面距离均方误差7.1184519%，满足测地精度要求。

3.3 数据处理

在数据预处理过程中，将受到河流、人工活动影响造成的数据突变值与测量过程中利用电位衰减曲线判定为畸变值的点剔除，然后，进行线性插值补足被剔除的数据。在地形起伏的地段开展工作，所测得的电阻率值，是地形影响因素和地下构造的综合反映，将两者进行简单分离是不可能的，需要进行地形校正处理，地形校正主要利用有限元法和有线差分的方法来实现。采用RES2DINV高密度数据处理软件进行数据处理，反演方法采用最小二乘法，根据测线视电阻率形态调整反演参数及迭代次数，得到二维反演的视电阻率断面图(喻汶等，2013；罗登贵等，2014；何秦娥等，2019)。

3.4 岩石物性特征

根据吉林省勘查地球物理研究院所整理的资料(许志河，2015)，区内新生代气孔状玄武岩、致密块状玄武岩出露较多，电阻率在538～1511 Ω·m间，平均密度 2.66 g/cm3，玄武岩整体呈中高阻、中密度特征；中生代各类火山碎屑岩的电阻率在400～823 Ω·m，密度2.63 g/cm3，属中等电阻和中等密度，太古宙地层以大理岩为代表，电阻率在7.1～21.5 kΩ·m之间，密度大(2.74 g/cm3)，整体呈极高阻、高密度物性特征。长白山地区岩石物性统计见表1。

表1 长白山地区岩(矿)石物性统计表Table 1 Statistics of physical properties of rocks (minerals) in Changbaishan Mountains area

3.5 电阻率剖面解释

在反演得到的视电阻率剖面图中，断层破碎带由于其含水丰富而表现为低阻，与完整围岩的高阻形成明显的电阻率差异。据此，对断裂作如下判识：GM5剖面横跨西支断裂布设。采用温纳与施伦贝格两种排列方式测量获得的反演电阻率断面图形态基本一致(图4)。结合区域地质背景分析，推测表面低阻层主要是第四纪冲积物，岩性以砾石、粘土为主；高阻层推测是早更新世漫江组(Qp1m)玄武岩的反映。

图4 GM5号测线温纳和施伦贝格排列电阻率剖面图Fig.4 Resistivity profiles from data inversion of Wenner and Schlumberger arrays in GM5 survey line

依据相对低阻异常形态初步推断5条断裂(或构造破碎带),在剖面320 m、460 m、640 m、780 m、1020 m五处均显示明显电阻率差异，其中F5-2、F5-3、F5-4、F5-5四处与地表发现的四级河流跌水具有较好的对应关系。在剖面320 m处，电阻差异明显，左侧为明显高阻，向SE方向电阻迅速降低，结合实际调查发现320 m处右侧即为鸭绿江抚松段西支断裂通过的地方。实际调查发现在测线320 m处，小路边岩壁裂隙发育，局部岩体破碎可能是由于受断裂F5-1影响形成的，沿裂隙有水涌出。测线160 m处下方的水平低电阻圈闭异常可能是由于路面常年积水所致。在测线1020 m处，跌水规模最大，落差达4 m，结合现场调查认为该断裂为一正断层。

4 活动断裂综合分析

4.1 联孔剖面布设

根据断裂特征，结合现场情况，选择GM5号高密度测线断裂特征最明显的2处进行钻探验证，联孔剖面编号分别为LHZK-5-1及LHZK-5-2(图5)。钻探联孔剖面钻孔详细信息见表2。

图5 LHZK-5-1及LHZK-5-2联孔剖面平面位置图Fig.5 Location of LHZK-5-1 and LHZK-5-2 drilling profile

表2 钻孔位置统计表Table 2 Locations and depths of boreholes

4.2 断裂活动性分析

4.2.1 LHZK-5-1联孔剖面分析

根据钻探揭露(图6)，LHZK-5-1剖面中钻孔揭露了全新世河床河漫滩堆积物(Qh)及早更新世漫江组(Qp1m)玄武岩及晶屑凝灰岩。在ZK-5-5、ZK-5-7、ZK-5-8三个钻孔中揭露断裂破碎带。

图6 LHZK-5-1联孔剖面图Fig.6 LHZK-5-1 drilling profile1-全新世；2-早更新世漫江组；3-断裂；4-碎石；5-卵石；6-粉土；7-玄武岩；8-断裂破碎带；9-晶屑凝灰岩；10-测年取样点1-Holocene；2-Early Pleistocene Manjiang Formation；3-fault；4-gravel；5-pebble；6-silt；7-basalt；8-broken zone；9-crystalline tuff；10-sampling point

ZK-5-5号孔中，于17.1～29.7 m深处揭露断裂破碎带，破碎带在钻孔中厚度为12.6 m；ZK-5-7号孔断裂破碎带位于19.7～24.8 m处，厚5.1 m；ZK-5-8号孔断裂破碎带位于14.1～16.2 m，厚2.1 m。破碎带所反映的断裂为GM5剖面中F5-5号断裂，断裂倾向NW，根据断裂破碎带计算断裂倾角约为21°，与高密度剖面解译产状一致，该断裂可能为受鸭绿江断裂带抚松段西支断裂活动引起的次级断裂。在钻孔ZK-5-7揭露的断裂破碎带中(孔深20.3 m处)取AMS14C样品，测得年龄为34330±85a B.P.，表明断裂活动时代为晚更新世晚期。

4.2.2 LHZK-5-2联孔剖面分析

LHZK-5-2号剖面揭露了全新世河床河漫滩堆积物(Qh)及早更新世漫江组(Qp1m)玄武岩及晶屑凝灰岩(图7)。该剖面3个钻孔中，仅有ZK-5-1号钻孔发现有破碎带，位于26.0～27.2 m处，厚层为1.2 m。该破碎带对应的断裂为GM5剖面中F5-2号断裂。实际调查发现，二道松花江对岸断裂切割地层，断裂走向40°，倾向SE，倾角约65°。但位于该钻孔两侧的ZK-5-2及ZK-5-3钻孔均未发现断裂，其原因可能有两种：①ZK-5-2号钻孔与ZK-5-1号钻孔间距为23 m，ZK-5-3号钻孔与ZK-5-1号钻孔间距为20 m，由于实际调查倾角为65°，若该分支断裂为全新世有活动，则在理想状况下向该钻孔NW方向12.6 m处应见断裂出露，即断裂在ZK-5-1与ZK-5-2号孔之间切穿地表；②破碎带位于早更新世漫江组玄武岩基岩内，若断裂活动于全新世与早更新世之间，则钻孔揭露的全新世地层中不会有断裂迹象。根据地表切割地层情况，可见该分支断裂在早更新世之后仍有活动，故推测为第①种情况。

图7 LHZK-5-2联孔剖面图Fig.7 Profiles of combined LHZK-5-2 boreholes1-全新世；2-早更新世漫江组；3-断裂；4-推测断裂；5-细砂；6-卵石；7-粉土；8-玄武岩；9-断裂破碎带；10-晶屑凝灰岩1-Holocene;2-Early Pleistocene Manjiang Formation；3-fault；4-inferred fault；5-fine sand；6-pebble；7-silt；8- basalt；9-broken zone；10-crystalline tuff

5 讨论

5.1 玄武岩覆盖区探测排列方式选择

根据探测区环境及施工技术要求，在高密度电法测线布设时，尽可能垂直于目标断裂，施工过程中间隔40 m进行RTK定位记录测点坐标和高程以保证解译结果的准确性和可靠性。地球物理资料具有多解性，引起相对低阻异常的原因有可能是地层岩性变化引起。因此，采用了高密度电法温纳和施伦贝格两种排列进行探测，利用温纳排列垂向分辨率高、斯伦贝格排列水平分辨率高的优点，结合地表附属物，综合解释断层产状，并紧密结合实地地质调查进行验证钻孔孔位的布设，高密度电法物探剖面与地质剖面一致，表明探测效果和解译成果较好。

5.2 高密度电法探测活动断裂的局限性

以前人工作为基础，综合分析高密度电法温纳与施伦贝格两种排列方式所测得的反演电阻率断面图，结合钻探联孔剖面所揭露的地层推测如下(图8)：地表低阻层是第四纪冲积物，岩性以砾石、砂土为主；之后高阻逐渐升高，在剖面中普遍存在，推测为气孔状玄武岩，在联孔剖面中可见对应的反映。在剖面的中部形成两圈闭高阻，高阻区被错断，此外剖面两侧均有明显的高阻区分布，以上二者为晶屑凝灰岩，在两钻孔中均有揭露。剖面中下部电阻逐渐降低，其应为断裂活动与薄板状玄武岩含水丰富共同作用的结果。高密度电法所解译出的5条推测断裂在剖面图上无法看出具体切割关系，因此仅依靠物探手段不足以判断出断裂形成的先后顺序，若要查明断裂的演化史，仍需通过断层泥及断裂破碎带样品测年来实现。

图8 GM5号测线地质解释剖面图Fig.8 Geological interpretation section of GM5 survey line

6 结论

(1)通过高密度电法温纳和施伦贝格两种排列完成了长白山玄武岩覆盖区鸭绿江断裂带抚松段西支断裂探测。结果表明，两种排列探测数据反演电阻率断面图形态基本一致，综合两种排列方式优点和实地调查情况，解释出断裂产状，走向NE，倾向NW和SE。

(2)综合高密度电法探测、联孔剖面揭露和地质测年，能够识别出玄武岩覆盖区断裂产状及其活动时代。本次高密度电法探测解译结果与钻探验证所获得的断裂位置及产状基本一致，表明采用物探+钻探+测年组合技术研究玄武岩覆盖区断裂活动性是一种行之有效的方法。

(3)长白山玄武岩覆盖区鸭绿江断裂带抚松段西支断裂在松江河镇兴隆林场松花江畔的展布特征表现为一个断裂带，由5条分支断裂组成，走向NE40°，倾向SE或NW，倾角20°～65°。

(4)第二松花江上游的第一级跌水处断层产状为倾向NW，倾角约21°，为晚更新世活动断裂。

致谢：感谢贾丽云副研究员、曹新文博士为本文提供了指导性意见和建议。感谢DD20190546项目的高密度电法测量组、活动断裂钻探验证组技术人员的辛勤付出，为本文的撰写提供了详实的地质资料。

[附中文参考文献]

曹新文,马秀敏,胡道功.2017.电阻率层析成像技术在琼东北活动断裂探测中的应用[J].地质与勘探，53(5):1001-1009.

曹新文,马秀敏,彭华,纪友亮,胡道功,李振,夏蒙蒙.2018.山东蓬莱玄武岩覆盖区高密度电法找水效果分析[J].地球物理学进展，33(6):2528-2534.

陈义群,肖柏勋.2005.论探地雷达现状与发展[J].工程地球物理学报,2(2):149-155.

程邈,傅焰林,李振宇.2011.高密度电法在查明潜伏断裂中的应用[J].工程地球物理学报,8(4):417-420.

邓起东,徐锡伟,张先康,王广才.2003.活动断裂探测的方法和技术[J].地学前缘,(1):93-104.

邓起东.2002.城市活动断裂探测和地震危险性评价问题[J].地震地质,24(4):601-605.

董浩斌,王传雷.2003.高密度电法的发展与应用[J].地学前缘，10(1):171-176.

董南庭,武贵禄,王光奇,曹福林.1989.鸭绿江断裂带基本地质特征及成矿规律[J].吉林地质,(4):1-25.

董泽义,汤吉,周志明.2010.可控源音频大地电磁法在隐伏活动断裂探测中的应用[J].地震地质,32(3):442-452.

冯锐,李智明,李志武,周燕云.2004.电阻率层析成像技术[J].中国地震,20(1):13-30.

葛如冰,黄伟义,张玉明.1999.高密度电阻率法在灰岩地区的应用研究[J].物探与化探,23(1):28-32+37.

何秦娥,吴攀登,张宏建,王怀冠.2019.浅谈数据处理在高密度电法中的应用[J].西部探矿工程，(1):136-138.

黄利成，宋矿银.2009.高密度电法物探技术在玄武岩地区勘察中的应用[J].工程勘察,(S2):482-485.

吉林省地质矿产局.1988.吉林省区域地质志[M].北京：地质出版社:559-562.

焦伟.2006.鸭绿江断裂西南段地震活动特征分析[J].东北地震研究,22(2):64-69.

李振英,吴明大,丑景俊.1999.丹东市东北部鸭绿江断裂带的探测与研究[J].东北地震研究,(1):65-71.

刘江平,王莹莹,刘震,潘小康,宗育泉.2015.近地表反射和折射法的进展及应用[J].地球物理学报，58(9):3286-3305.

刘明军,顾梦林,孙振国,魏海泉,金伯禄.2004.长白山天池火山主断裂活动与热液蚀变带[J].中国地震，(1):64-72.

刘若新,樊祺诚,郑祥身,张明,李霓.1998.长白山天池火山的岩浆演化[J].中国科学(地球科学)，28(3):226-231.

刘若新,李继泰,魏海泉,许满东,郑祥身.1992.长白山天池火山-一座具潜在喷发危险的近代火山[J].地球物理学报,35(5):661-665.

刘晓东,张虎生,朱伟忠.2001.高密度电法在工程物探中的应用[J].工程勘察,(4):64-66.

罗登贵,刘江平,王京,程邈.2014.活动断层高密度电法响应特征与应用研究[J].地球物理学进展，29(4):1920-1925.

马志飞,刘鸿福,叶章,杨建军.2009.高密度电法不同装置的勘探效果对比[J].物探装备，19(1):52-55，67.

冉志杰,温超,岳秀霞,张合,耿大伏,彭远黔.2005.综合物探方法在浅覆盖区断裂调查中的应用[J].山西地震,(2):28-31.

任杰,李文军.2009.高密度电法寻找隐伏构造破碎带应用效果的分析[J].甘肃地质,18(2):82-86，91.

谭鑫.2018.隐伏断裂构造音频大地电磁法探测[J].工程地球物理学报,15(3):376-382.

王爱国,马巍,王大雁.2007.高密度电法不同电极排列方式的探测效果对比[J].工程勘察,(1):72-75.

王磊,李孝波,苏占东,常晁瑜,彭达.2019.高密度电法在黄土-泥岩接触面滑坡勘察中的应用[J].地质力学学报,25(4):536-543.

王庆峰.2012.高密度电法不同装置的应用效果分析[J].科技信息,(7):145-146.

夏怀宽,许东满.1993.鸭绿江断裂(南段)的特征、活动性与地震[J].地震研究,(4):391-400.

徐佩芬,李世豪,杜建国,凌苏群,郭慧丽,田宝卿.2013.微动探测:地层分层和隐伏断裂构造探测的新方法[J].岩石学报,29(5):1841-1845.

徐小连,刘金涛,周万勇.2011.瞬变电磁法三分量信息在断裂构造解释中的应用探讨[J].资源环境与工程,25(2):139-143.

许志河.2015.吉林省长白山玄武岩覆盖区及周边矿产资源综合地质地球物理调查-以吉林省临江市六道沟-九道沟矿区为例[D].长春:吉林大学：42-43.

喻汶,雷宛,刘垒,朱向瑞,仲继东.2013.高密度电法在地热勘探中的应用[J].勘察科学技术,(4):49-51.

朱光喜.2009.音频大地电磁在铁路隧道工程勘察中的应用[J].工程地球物理学报,6(3):294-298.