特殊地質(zhì)地貌區(qū)填圖中地球物理信息的提取及研究
——以寧夏同心地區(qū)為例

楊 勇， 趙銀鑫， 閆國翔

(寧夏地質(zhì)調(diào)查院，寧夏 銀川 750021)

隨著地質(zhì)調(diào)查技術(shù)的快速發(fā)展，政府對空間戰(zhàn)略發(fā)展規(guī)劃的需求進一步增強，綜合地質(zhì)填圖工作逐步由基巖區(qū)向被第四系松散沉積或其他風(fēng)化堆積物大范圍覆蓋等特殊地質(zhì)地貌區(qū)拓展[1].對這些地區(qū)的地層結(jié)構(gòu)、活動斷裂展布、地質(zhì)單元劃分等進行調(diào)查，不僅要使用傳統(tǒng)的填圖技術(shù)，還要使用地球物理、地球化學(xué)、遙感、鉆探、樣品測試等多種技術(shù)方法.而地球物理方法是最經(jīng)濟、有效的方法之一，它能從不同尺度、層次較好地解決相關(guān)的地質(zhì)問題.同心地區(qū)位于寧夏的中南部，處在政府規(guī)劃的清水河城鎮(zhèn)產(chǎn)業(yè)帶的北段，生態(tài)環(huán)境惡劣，水資源匱乏且水質(zhì)差，經(jīng)濟發(fā)展相對緩慢.筆者依托“寧夏1∶5萬徐套公社(J48E019015)、同心(J48E019016)、窯山(J48E019017)3幅新構(gòu)造-活動構(gòu)造區(qū)填圖”項目，通過綜合地球物理信息的提取，研究同心地區(qū)地層結(jié)構(gòu)、活動斷裂展布及地下水水質(zhì)的分布特征.

1 研究區(qū)

1.1 地質(zhì)概況

研究區(qū)大地構(gòu)造位置處于柴達木-華北板塊、阿拉善微陸之騰格里早古生代增生楔，東鄰鄂爾多斯地塊，南接祁連早古生代造山帶.受青藏高原東北緣向北東推擠的影響，區(qū)內(nèi)新構(gòu)造活動較強烈.區(qū)內(nèi)新生代沉積地層十分發(fā)育且沉積較厚，由老到新主要有古近系、新近系和第四系.賀家口子地質(zhì)剖面成果顯示(圖1)[2]，區(qū)內(nèi)古近系主要包括寺口子組和清水營組，清水營組和下伏寺口子組連續(xù)沉積，厚度為653.2 m.寺口子組巖性主要為中細粒砂巖、泥質(zhì)長石質(zhì)細砂巖，偶含石英小礫石；清水營組主要為灰白、淺綠灰、淺紫紅色薄-中厚層(含泥質(zhì))石膏巖，泥質(zhì)石膏巖(含砂質(zhì)石膏巖夾紫紅、灰綠、藍灰、黃綠色泥巖).新近系由老到新主要為彰恩堡組和干河溝組.彰恩堡組厚度為160.9 m，巖性以橘紅、橘黃色泥巖，粉砂巖為主；干河溝組巖性主要為灰色厚層-塊狀中-粗礫巖、砂礫巖、砂巖夾淺橘紅、橘黃色粉砂質(zhì)泥巖及淺紫色紅色泥巖，厚度約131 m.

1—古近系始新統(tǒng)；2—古近系漸新統(tǒng)；3—新近系中新統(tǒng)；4—第四系更新統(tǒng)；5—第四系全新統(tǒng)；6—斷裂及編號；7—鉆孔及編號；8—重點研究區(qū)；9—高密度電阻率法、直流電阻率測深剖面；10—氡氣測量剖面；F12—天景山斷裂；F13—清水河斷裂.

另外，已有鉆孔資料顯示，研究區(qū)第四系厚度為100～300 m.更新統(tǒng)主要為薩拉烏蘇組和馬蘭組，薩拉烏蘇組出露面積較小，與下伏彰恩堡組呈不整合接觸，與上覆馬蘭組呈侵蝕接觸.巖性為淺褐黃、淺褐灰、土黃、土紅、深土灰色粉質(zhì)亞黏土，亞砂土，粉砂土，砂土層夾輕黏土條帶.馬蘭組與下伏薩拉烏蘇組呈侵蝕接觸，巖性較單一，多為淺黃、灰黃、褐黃、土黃色黃土，粉砂質(zhì)黃土.全新統(tǒng)與馬蘭組呈侵蝕間斷接觸關(guān)系，與靈武組呈相變關(guān)系.沉積物為灰、褐灰、土灰、黃灰色砂礫石，礫石層夾砂、粉砂及砂質(zhì)黏土層.

1.2 水文地質(zhì)

研究區(qū)屬于清水河平原區(qū)砂礫石孔隙水類型.從區(qū)域水文背景資料看，區(qū)內(nèi)的含水層上部主要為砂礫石，下部主要為含礫中細砂層.其厚度(從山前到河床)為8.6～94 m，水位埋深為3.26～42.01 m，單井涌水量為500～1 000 m3/d，局部大于2 000 m3/d，礦化度為4～10 g/L，地下水主要為SCn型.

1.3 電性特征

由研究區(qū)已有鉆孔電阻率測井?dāng)?shù)據(jù)和統(tǒng)計分析結(jié)果可知，淺表黃土層厚度約7 m，呈中高阻特征，平均電阻率為44.5 Ω·m；砂礫石層電性特征受地下水的影響較大，淺水面以上電阻率呈明顯高電阻率特征，基本大于40 Ω·m，最高達119 Ω·m，平均電阻率為78.5 Ω·m.由于淺水面以下地下水的礦化度較高，顯示出低電阻率特征，平均電阻率為15 Ω·m.砂質(zhì)黏土、粉細砂、粗砂以及泥巖均呈明顯的低電阻率特征，平均電阻率小于10 Ω·m.

2 主要地球物理方法

在重點研究區(qū)內(nèi)通過TZK03和TZK01鉆孔分別完成Ⅰ-Ⅰ′剖面和Ⅱ-Ⅱ′剖面2條直流電阻率測深及高密度電阻率法綜合剖面；在Ⅰ-Ⅰ′剖面的北部800 m處的完成了氡氣測量剖面；以及已施工鉆孔的多參數(shù)的地球物理測井等工作.

2.1 直流電阻率測深

直流電阻率測定是以巖、土導(dǎo)電性的差異為基礎(chǔ)，研究在人工施加穩(wěn)定電流場的作用下，地下介質(zhì)中傳導(dǎo)電流分布規(guī)律的一種地球物理方法.通過逐次加大供電(或發(fā)送)與測量(或接收)電極極距，觀測與研究同一測點下垂直方向不同深度范圍巖(礦)層電阻率的變化規(guī)律.研究區(qū)新生界不同巖性的電阻率見表1.

表1 研究區(qū)新生界不同巖性的電阻率

數(shù)據(jù)采集用WDA-1型直流電法儀，供電系統(tǒng)用BP-145直流電源，供電電壓為480 V.裝置選擇等比對稱四極裝置，最大極距AB=2 400 m，供電與測量極距之間的關(guān)系為AB/MN=10.對采集的數(shù)據(jù)進行編輯和預(yù)處理后，再對整個剖面成果進行1D反演計算.

2.2 高密度電阻率法

高密度電阻率法是一種陣列勘探方法，其原理仍屬于直流電阻率法.野外測量時，只需將全部電極置于剖面的各觀測點上，實現(xiàn)對地下介質(zhì)的探測，且達到多次覆蓋[3].然后利用程控電極轉(zhuǎn)換裝置和電測系統(tǒng)實現(xiàn)數(shù)據(jù)的快速、自動采集.

數(shù)據(jù)采集用GD-10集中式高密度電阻率測量系統(tǒng)，采用溫納排列方式，最大電極有120根，電極距為10 m，通過滾動測量方式完成整個剖面的測量.供電系統(tǒng)用BP-145直流電源，供電電壓為480 V.當(dāng)個別電極的接地電阻太低造成過流保護停止測量時，可適當(dāng)降低電壓再對當(dāng)前電極進行測量.數(shù)據(jù)采集完成后，用geomative studio軟件進行數(shù)據(jù)下載和格式轉(zhuǎn)換.最后對數(shù)據(jù)進行整理，刪除突變點，設(shè)置相關(guān)參數(shù)進行二維反演計算.

2.3 氡氣測量

斷裂是地球內(nèi)部放射性氣體溢出地表的主要通道.放射性元素在斷裂上方土壤中富集，形成放射性元素異常，而異常值的大小除了與土壤特性、厚度等有關(guān)外，還與斷層的活動強度密切相關(guān).目前，土壤氡濃度的測量是探測和研究隱伏斷裂活動性有效的方法之一.本次使用KJD-2000R測氡儀，取樣深度為60 cm，連續(xù)2次測量，單次測量時間不小于10 min.野外數(shù)據(jù)采集結(jié)束后，對所有數(shù)據(jù)進行正態(tài)分布統(tǒng)計，確定研究區(qū)氡氣濃度，從而圈定異常地段.

2.4 地球物理測井

地球物理測井是對已施工的鉆孔通過獲取不同參數(shù)，判別地層巖性及確定地層分界線，獲取不同地層巖性的物性參數(shù)及劃分含水層.筆者重點根據(jù)自然伽馬、視電阻率、視密度3個參數(shù)的測井資料進行地層劃分及地下水水質(zhì)分析.

3 主要含水層的水質(zhì)特征

地下水的礦化度是指地下水中所含鹽分的質(zhì)量分數(shù).地下水中含有許多導(dǎo)電性離子，如Na+,Cl-,Ca2+,Mg+等，這些導(dǎo)電離子數(shù)目的多少不僅反映水中鹽分的大小，也反映地層水溶液的電阻率大小，即導(dǎo)電性的好壞，因此，地下水的礦化度與電阻率關(guān)系密切.尹秉喜等用電阻率特征研究和評價孔隙類地下水的礦化度，探討一定溫度下含水層的電阻率與礦化度關(guān)系[4—5].朱命和根據(jù)電測深曲線在含水層上的變化及與礦化度的關(guān)系，建立回歸曲線，計算地層水的礦化度[6].

研究區(qū)屬于清水河平原區(qū)砂礫石孔隙水類型，砂礫石層是該區(qū)主要的含水層，砂礫石層的厚度和埋深一定程度上控制著地下水的分布，其次的含水層為粗、細砂層，砂質(zhì)黏土層則呈弱透水性.尹秉喜等對銀川平原第四系松散層含水巖組礦化度的研究表明，在同一水文地質(zhì)單元內(nèi)，電阻率和礦化度之間為冪函數(shù)關(guān)系[4].清水河盆地的水文鉆孔資料相對較少，筆者通過少量鉆孔測井及水文資料的對比研究，初步建立電阻率ρ和礦化度ws的關(guān)系(圖2)模型：

圖2 電阻率與礦化度的關(guān)系曲線

ws= 98.209ρ-0.953，

式中：ws為礦化度(g/L)；ρ為電阻率(Ω·m).

對鉆孔視電阻率測井資料進行整理統(tǒng)計，用該模型進行地下水的ws計算(表2).根據(jù)計算出的TZK01,TZK05鉆孔地下水的ws，對比文獻中7,8,12,13號孔資料(圖3)，發(fā)現(xiàn)該模型計算的地下水ws基本符合區(qū)域地下水水質(zhì)分布規(guī)律.說明該模型能粗略地計算清水河盆地地下水的礦化度.

表2 研究區(qū)主要含水層的埋深、電阻率特征及礦化度

圖3 區(qū)域地下水勘探孔位置及水質(zhì)分布

4 區(qū)域構(gòu)造特征解譯

由于隱伏活動斷裂被第四紀松散沉積物覆蓋、地表沒有醒目的活動跡線，尤其是規(guī)模小的活動斷層的斷距小，斷層兩盤的巖性無明顯差異，探測難度較大.隨著對活動斷裂的深入研究、探測手段和方法的增多，在隱伏斷層探測上取得了一些成果，其中，高密度電阻率法、氡氣測量方法在隱伏斷層探測中發(fā)揮著一定的作用[7—8].

從同心地區(qū)高密度電阻率測定結(jié)果看(圖4)，按電性特征差異可將整個剖面劃分為3個電性單元：A段，電性特征在垂向上呈高-低-高-低四元結(jié)構(gòu)特點，深部高阻層主要反應(yīng)第四系砂礫石的特征，厚度約80 m.B段，垂向電性結(jié)果與A段基本一致，但深部高阻層的厚度明顯變薄.C段，在電性上除了淺部風(fēng)積層呈明顯高阻外，深部電阻率中低阻相間分布.這些電性特征分布反映了隱伏斷裂的存在，這些隱伏斷裂可能為天景山斷裂的次級斷層，傾角為50°～60°.氡氣測量剖面位于高密度剖面北部約800 m位置，在沿研究區(qū)主構(gòu)造線方向(北西向)引入?yún)⒖季€進行對比分析.結(jié)果顯示，高密度電阻率法推斷斷層位置存在明顯的高氡氣濃度，進一步佐證了電性推斷的可靠性.

圖4 Ⅰ-Ⅰ′剖面高密度電阻率解譯斷層

5 對第四系結(jié)構(gòu)的認識

影響巖石電阻率的因素很多，除與導(dǎo)電礦物質(zhì)含量有關(guān)外, 巖(礦石)的結(jié)構(gòu)、構(gòu)造、孔隙度、含水量及地下水的礦化度、溫度、壓力等都或多或少地影響電阻率的大小[9].測井資料的對比分析表明，研究區(qū)內(nèi)影響電阻率的主要因素是含水層的富水性特征和地下水中礦物離子含量的高低，其次是巖性的差異，也就是巖石的結(jié)構(gòu)、構(gòu)造和孔隙度等.砂礫石較粉砂質(zhì)黏土表現(xiàn)出相對高電阻率的特點，在密度和自然伽馬2個測井曲線上顯示出高密度、低自然伽瑪?shù)奶卣?圖5).以此物性特征為基礎(chǔ)，筆者對常規(guī)直流電阻率測深和高密度電阻率法資料進行綜合分析，對研究區(qū)的地層進行劃分(圖6).

圖5 TZK03鉆孔測井資料對比分析

由于高密度電阻率法的電極距小、分布密度大，垂向分辨率高，能清晰地分辨150 m以上不同地層的巖性.電阻率測深法的分辨率相對較低，但由于供電極距大，探測深度大，較好地控制了第四系的起伏變化.由圖6可知，剖面上表層為10 m左右的黃土，之下主要為厚度較大的第四系砂夾黏土，局部為夾砂礫石.值得注意的是，在40～120 m，分布有大厚度的砂礫石層，該層厚度自山前洪積扇向清水河方向從厚約80 m到剖面中部逐步減小到約40 m，直至剖面右端消失，同時，山前洪積扇向清水河沖積平原區(qū)過渡，砂礫石層厚度逐漸變薄、埋深逐漸變淺.

圖6 Ⅰ-Ⅰ′剖面綜合解釋成果

此外，通過對研究區(qū)內(nèi)實施的2條剖面進行相關(guān)處理及綜合地質(zhì)解譯，結(jié)合初步的地質(zhì)認識，勾畫山前洪積扇至清水河段的垂向地層結(jié)構(gòu)特征(圖7).

圖7 寧夏同心地區(qū)山前洪積扇—清水河段垂向地層結(jié)構(gòu)示意圖

6 結(jié)論

1)通過對研究區(qū)鉆孔測井資料進行對比分析，結(jié)合文獻，初步建立電阻率與地下水礦化度的關(guān)系模型.

2)依據(jù)高密度電阻率法測量結(jié)果、高阻錯層斷等信息，推斷解譯研究區(qū)的隱伏斷層，結(jié)果與常規(guī)氡氣濃度異常段十分吻合.

3)對電阻率測井資料進行整理，統(tǒng)計分析第四系不同巖性的電性參數(shù)，并根據(jù)高密度電阻率法和常規(guī)直流電阻率測深法劃分垂向地層結(jié)構(gòu).