M Zarroca， R Linares， J Bach， C Roqué，

V Moreno3)， Ll Font3)， C Baixeras3)

?

綜合運(yùn)用地球物理和土壤氣剖面識別活動(dòng)斷層： 以西班牙東北部比利牛斯山脈的阿梅爾(Amer)斷層為例(Ⅱ)*

M Zarroca1)， R Linares1)， J Bach1)， C Roqué2)，

V Moreno3)， Ll Font3)， C Baixeras3)

1) Grupo de Geodinámica Externa e Hidrogeología， Dpto. de Geología， Edicio Cc，

Universitat Autònoma de Barcelona， 08193 Bellaterra， Barcelona， Spain

2) Geodinámica Externa， Dpto. Ciencias Ambientales， Universitat de Girona，

17071 Girona， Spain

3) Grupo de Física de las Radiaciones， Dpto. de Física. Edicio Cc， Universitat

Autònoma de Barcelona， 08193 Bellaterra， Barcelona， Spain

3地球物理調(diào)查和土壤氣檢測： 設(shè)備和方法

以與Amer斷層近期活動(dòng)相關(guān)的地貌和水文地質(zhì)指標(biāo)為基礎(chǔ)， 我們選擇了兩個(gè)站點(diǎn)開展地球物理和土壤氣剖面探查(圖2)。 測量斷面用我們工作的地點(diǎn)來命名： Pla de la Font d’en Fàbregues剖面(圖4)和El Mont剖面(圖5)。 選擇的第1個(gè)剖面是因?yàn)锳mer區(qū)域內(nèi)很多富含CO2的噴泉出現(xiàn)在其周圍， 而選擇的第2個(gè)剖面是因?yàn)樵诘谒募o(jì)沉積物表面存在大量陡坎。 兩個(gè)區(qū)域均用Sprinter 100電子水準(zhǔn)儀做了詳細(xì)的地形斷面分析。

3.1電阻率層析成像和地震波折射

在有些區(qū)域， 需要通過地震折射線補(bǔ)充電阻率層析成像(electrical resistivity tomography， ERT)資料(圖6)。 用鉆井的地層學(xué)資料和鉆井、 噴泉的地下水化學(xué)分析來補(bǔ)充這些間接數(shù)據(jù)(表2)。

地電數(shù)據(jù)由Lund成像系統(tǒng)獲得， 這個(gè)系統(tǒng)由四通道電阻儀Terrameter SAS4000(ABEM)和ES10-64e電極組成。 運(yùn)用Wenner-Schlumberger陣列組成固定間距是5 m的鋼化電極， 這樣探測的最大深度可接近55 m。應(yīng)用Wenner陣列獲得的測量值會(huì)產(chǎn)生高電位差讀數(shù)。 但是， 與電極間距(現(xiàn)在和潛在的電極之間AM=MN=NB)相關(guān)的約束表明， 在最淺區(qū)域數(shù)據(jù)點(diǎn)密度較低。 與Schlumberger結(jié)構(gòu)的結(jié)合大大改善了這種陣列方式， 由于在可能的電極布置上少了限制， 因此， 可以在最接近地表區(qū)域獲得足夠的點(diǎn)密度。 鑒于本地區(qū)水平和豎直的地質(zhì)結(jié)構(gòu)以及嘈雜的城市環(huán)境， 選用Wenner-Schlumberger陣列來收集數(shù)據(jù)。 這種方法能夠獲得包含水平和豎直方向的中等分辨率的、 更好滲透深度的和比偶極子-偶極子陣列更高信號強(qiáng)度的數(shù)據(jù)， 結(jié)果會(huì)有更高的信噪比[39]。 另一方面， 在本研究中二維調(diào)查方法是最合適的， 因?yàn)閰^(qū)域內(nèi)預(yù)期的地質(zhì)結(jié)構(gòu)是細(xì)長型的， 在數(shù)據(jù)上沒有期望獲得三維地質(zhì)的影響。

圖4Pla de la Font d’en Fàbregues剖面地球物理和土壤氣測量剖面位置(ERT-1和土壤氣剖面-1)。 地形條件不允許穿越與三角面相關(guān)的斷層區(qū)域， 黃色線表示地震波測線， a是直接爆破點(diǎn)

圖5El Mont剖面地球物理和土壤氣測量剖面位置(ERT-2和土壤氣剖面-2)。 有非常多的陡坎， 地形分析可以識別出哪些是構(gòu)造活動(dòng)形成的哪些是人為活動(dòng)形成的。 數(shù)字表示ERT剖面上陡坎的位置(圖9)， 地震波測線如圖4所示

電流注入的時(shí)間歷程與持續(xù)時(shí)間為2 s的交變極性(3個(gè)周期)的廂車功能一致。 地下電極間的電耦合通過在每個(gè)電極邊緣增加溶解鹽水來減少電極和大地間的接觸電阻。

(a) 電阻率層析成像(ERT)， 采用Wenner-Schlumberger電極結(jié)構(gòu)“向上”滾動(dòng)前進(jìn)。 這個(gè)結(jié)構(gòu)由

對齊的16個(gè)位置卷(R1-R4)組成， 總共記錄了817個(gè)測量點(diǎn)(綠色)。 附加卷(C5)增加了

298個(gè)新的測量點(diǎn)(藍(lán)色)。 陰影表示地震波測量中的部分土壤。 (b) 地震折射波的傳播，

1～12是檢波器的位置， a， d， c是爆破點(diǎn)

圖6已部署的地球物理測線

表2 　噴泉和鉆井中地下水樣品的水化學(xué)分析(圖2)

2010年4月29日和30日進(jìn)行了樣品采集和潛水水位測量

應(yīng)用RES2DINV軟件包可以將視電阻率數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)變成探測區(qū)地下“真實(shí)”的電阻率分布。 反演程序以使用準(zhǔn)牛頓(quasi-Newton)優(yōu)化技術(shù)的平滑約束最小二乘法反演為基礎(chǔ)來實(shí)現(xiàn)[40]。 開始做模型時(shí)， 我們用恒定的電阻率分布來代替相應(yīng)區(qū)域的平均視電阻率值。 然后使用最優(yōu)化方法調(diào)整二維電阻率模型， 盡量不斷地減少視電阻率計(jì)算值和觀測值之間的差。 均方根(root mean square， RMS)誤差可以衡量這種差異， 并且能表明最終結(jié)果的可靠性。 對于收集到的兩個(gè)剖面資料， 使用誤差范圍在3.4%～4.5%的均方根進(jìn)行5次迭代后， 測量值和計(jì)算值會(huì)會(huì)聚。 為了減少地面附近大電阻率變化引起的畸變， 采用了單元格寬度是單位電極間距一半的反演模型。

選作地形建模的是具有中等阻尼彎曲的彎曲有限元網(wǎng)絡(luò)[41]。 但是， Schwarz-Christoffel變換方法[41-42]可以測試場區(qū)當(dāng)前曲率是否大到足夠擾亂轉(zhuǎn)換ERT圖像， 因?yàn)镻la de la Font d’en Fàbregues剖面的地形曲率幅度與最深模型層的深度相似。 結(jié)果表明， 兩種方法無顯著差異。

對于剖面跡線， 由于地形條件的約束勉強(qiáng)可以設(shè)計(jì)成一條直線， 這樣的話， 可能就會(huì)制約反演模型的電阻率。結(jié)果是， 模擬電阻率相對于真實(shí)的電阻率會(huì)略有下降， 地電模型邊界也會(huì)有一些位移。 然而， El Mont剖面資料可以通過幾個(gè)技術(shù)得到， 該剖面由3個(gè)疊加段組成， 可以最大限度地減少反演模型的偏差。 此外， 野外工作和航空攝影解析可以確認(rèn)兩個(gè)剖面(Pla de la Font d’en Fàbregues和El Mont)關(guān)鍵地電特征的位置。

為了補(bǔ)充地電研究， 在ERT研究區(qū)域還收集了地震折射數(shù)據(jù)。 地震折射剖面是一種經(jīng)典的地球物理技術(shù)， 經(jīng)常用于研究地表沉積物， 也用于研究不同單元間的幾何聯(lián)系[43-44]。

使用EG&G Geometrics生產(chǎn)的12道Geometrics ES-1225地震儀、 10 Hz地震檢波器和能量源可以獲得8個(gè)P波傳播折射數(shù)據(jù)。 使用的檢波器間距為5 m。 除第1個(gè)和最后1個(gè)檢波器外， 從第1個(gè)到最后1個(gè)爆破點(diǎn)間距為2.5 m。 每個(gè)傳播路徑使用了5個(gè)爆破點(diǎn)。 這些爆破點(diǎn)足以分辨出淺層的性質(zhì)。 利用電纜長度和不整合表層沉積物產(chǎn)生顯著能量的能力將最大偏差限定在55 m(圖6b)。 然后， 使用迭代反演折射分析軟件包(SIPT2)對地震波數(shù)據(jù)進(jìn)行模擬來首先解決延誤時(shí)間方法， 然后再通過射線追蹤來解決迭代修正[45]。

3.2土壤氣測量

考慮到在活動(dòng)構(gòu)造帶沒有一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)化的流程來測量土壤氣， 因而我們使用了最常用的方法[14, 46]。 根據(jù)地貌環(huán)境(圖2、 圖4和圖5)及研究尺度， 對每個(gè)選定剖面， 進(jìn)行了多達(dá)16個(gè)采樣站的研究， 這意味著在每20～30 m平均會(huì)有一個(gè)測量點(diǎn)。 為了驗(yàn)證結(jié)果， 對有異常記錄的點(diǎn)重新測量。

(a) 設(shè)置測量土壤氡和釷的AlphaGuard監(jiān)測器(AlphaGuard PQ2000 PRO (AG)氡監(jiān)測器)；

(b) 記錄土壤中CO2流量的系統(tǒng)(土壤氣探頭、 α-泵(AP)(德國的Genitron)和便攜式

非色散紅外(Non-Dispersive Infra-Red， NDIR) 分光光度計(jì) (PP Systems，

UK， mod. EGM4)。 作者正在記錄不同深度的CO2流量

圖7土壤氣測量方法示意圖

3.2.1測量土壤中的氡和釷

利用由AlphaGuard PQ 2000 PRO(AG)測氡儀， 土壤氣取樣管和α-泵(AP)(德國Genitron)組成(圖7a)的測量裝置來分析土壤氣中的氡濃度。AlphaGuard測氡儀基于活動(dòng)體積為0.56 dm3的脈沖電離室(α-光譜)。 土壤氣以1 dm3/min的流速被抽入AlphaGuard。 當(dāng)放置在AlphaGuard出口的塑料袋(體積為1dm3)完全充滿時(shí)停止抽氣。 直到測量結(jié)束， 探測器的流入和流出閥保持關(guān)閉。 氡(222Rn)和釷(220Rn)活性濃度在大概15 min的測試周期內(nèi)每1 min記錄一次。 3 min(～3個(gè)220Rn半衰期)后， 濃度值變穩(wěn)定， 因?yàn)殁Q的影響可以忽略， 因而這些穩(wěn)定值的平均值就可以作為土壤氣中氡的濃度值。 從初始濃度峰值中減去氡的濃度就可以計(jì)算出釷的濃度。 2010年5月7日沿El Mont剖面、 2010年6月8日沿Pla de la Font d’en Fàbregues剖面、 2010年6月17日在Esquerda de I’Infern、 2010年6月22日在Font Pudosa噴泉分別進(jìn)行了點(diǎn)測量。

3.2.1土壤CO2測量

應(yīng)用累積室法測量彌散的CO2流量， 測量包括底端開口并放置于地面的圓柱室內(nèi)的CO2濃度的增長速率。 這個(gè)室內(nèi)部有一個(gè)風(fēng)扇來充分混合氣體并與便攜式非色散紅外(Non-Dispersive Infra-Red， NDIR) 分光光度計(jì) (PP Systems， UK， mod. EGM4)(圖7b)連接。 初始測量期間， CO2濃度變化與其流量成比例， 單位為g/m2d。 這是一個(gè)絕對方法， 不需要與土壤物理特征相關(guān)的修正。 2010年6月17日沿El Mont剖面和Esquerda de I’Infern， 2010年6月22日沿Pla de la Font d’en Fàbregues剖面和在Font Pudosa噴泉進(jìn)行了土壤中CO2流量的測量。

4結(jié)果和解釋

4.1地球物理調(diào)查

圖8和圖9給出了地球物理結(jié)果及其解釋。 地電圖像的解釋基于本研究獲得的本地信息： ①地貌和地質(zhì)； ②地震波； ③水文地質(zhì)和總體概念資料； ④在斷層模型上進(jìn)行ERT研究所獲得的合成電阻率模型[47]； ⑤與Amer斷層相似區(qū)域進(jìn)行的其他研究[6, 9, 8]。

圖8和圖9給出了研究剖面上最重要的地貌、 地震和水文地質(zhì)特征。 值得注意的是， 深源的含氣地下水礦化度較低(表2)。 整個(gè)區(qū)域的異?，F(xiàn)象可以用本區(qū)淺層地下水和區(qū)域流體的混合來解釋[48]。 在ERT地球物理看來， 這種特殊的水文地質(zhì)動(dòng)力意味著可變的地球化學(xué)條件， 因此， 時(shí)間可變電阻率記錄取決于本地的補(bǔ)給量。

4.1.1Pla de la Font d’en Fàbregues剖面

通過與其痕跡相關(guān)的三角面可以識別出區(qū)域的主斷層(圖4)。 盡管與測量剖面西側(cè)終點(diǎn)只有幾米的距離， 也不可能與主斷層面相交(圖8)。 盡管如此， 地電圖像表明前第四紀(jì)基底有一個(gè)向西的傾斜， 這可能與主斷層的正常運(yùn)動(dòng)有關(guān)。 這樣的解釋與對偶性次級斷裂相符。

斷層張開系統(tǒng)說明古生代變質(zhì)沉積巖與下新生代沉積巖的聯(lián)系是次要的。 與痕跡相關(guān)的主要因素有： ①沿地表痕跡的地形線性脊； ②上盤有凹陷區(qū)； ③在深處， 電接觸面向西傾斜， 不能確認(rèn)運(yùn)動(dòng)行為與正斷層還是與逆斷層有關(guān)。

從剖面測量資料中可以推斷出， 地表形態(tài)和深部構(gòu)造過程之間具有清晰的相關(guān)關(guān)系。 地表主要是10～12 m厚的沖積物， 表明楔形幾何結(jié)構(gòu)充填在半地塹結(jié)構(gòu)中。

沿主斷層區(qū)域有深部向上的地下水流動(dòng)。 與地表溫泉同時(shí)發(fā)生。 潛水水位比Bru-gent河底部淺， 但是比有幾個(gè)抽水鉆井的斷裂帶深。 水流向西說明抽取地下水正在形成一個(gè)漏斗區(qū)。 電阻率剖面表明有一個(gè)低電阻率邊界， 這可能描繪了地下水水位。 邊界與東北部低電阻率層頂部分離， 向南西方向略微凸出， 東北部的低電阻率層與77.5 m處的低電阻率體相連(圖8a)。

(a) 根據(jù)電極間距5 m、 迭代5次和RMS誤差4.5%獲得的電阻率剖面。 數(shù)字表示電異常示例： 1表示

地下水流斷裂區(qū)， 2表示有限地下水流斷裂區(qū)， 3表示鉆井。 (b) 沿著剖面的地質(zhì)、 地形和水文地質(zhì)

數(shù)據(jù)(也見圖2和圖4)。 用虛線合成的地震折射結(jié)果表示主要折射面和平均速度(m/s)。 水的

電導(dǎo)率從附近鉆井和富CO2的噴泉中獲得。 (c) 剖面的初步解釋顯示出主要的地電單元。

畫有紅斜線的基底斷層區(qū)富集深的地下水流和/或表現(xiàn)出強(qiáng)的電異質(zhì)性。 連續(xù)線標(biāo)志著

不同的相和沉積單元。 虛線代表第四紀(jì)沉積物的內(nèi)部結(jié)構(gòu)。 Q1是沖積扇， Q2是

階地2， P是古生代巖石， T是新生代陸相沉積巖。 潛水水位的幾何結(jié)構(gòu)以

藍(lán)點(diǎn)線表示， 它是泵井中誘發(fā)的漏斗區(qū)的結(jié)果

圖8Pla de la Font d’en Fàbregues電阻率剖面(ERT-1， 位置如圖4所示)

地震折射調(diào)查可以得出3個(gè)主要的地震層： ①上層， 在整個(gè)剖面上都是連續(xù)的， 地震波速為260～290 m/s且與崩積物/沖積物最上部被人類活動(dòng)強(qiáng)烈破壞的那部分一致； ②中間層， 在西南區(qū)， 地震波速約為760 m/s， 與高度改變的下伏基巖的崩積物一致； ③下層， 地震波速在西南區(qū)約為3500 m/s， 與其片巖一致， 在東北區(qū)約為2200 m/s， 與其泥屑巖和砂巖一致。 在地震波速1400 m/s處識別出折射面， 上層和下層之間的地震層可以解釋成地下水位折射或者是泥屑巖和砂巖最上部的風(fēng)化。

(a) 根據(jù)電極間距5 m、 迭代5次且RMS誤差3.4%獲得的電阻率剖面。 數(shù)字表示電異常示例： 1是斷裂區(qū)，

2是裂縫， 3是斷層陡坎。 (b) 剖面上的地質(zhì)、 地形和水文地質(zhì)數(shù)據(jù)(也見圖2和圖5)。 用虛線合成的

地震折射結(jié)果表示主要折射面和平均速度(m/s)。 水的電導(dǎo)率與鉆井中的一致。 (c) 剖面的初步解釋

顯示出主要的地電單元。 畫有紅斜線的基底斷層區(qū)富集深的地下水流和/或表現(xiàn)出強(qiáng)的電異質(zhì)性。

連續(xù)線標(biāo)志著不同的相和沉積單元。 虛線代表第四紀(jì)沉積物的內(nèi)部結(jié)構(gòu)。 Q1是沖積扇，

Q2是階地2， P是古生代巖石， T是新生代陸相沉積巖。 2， 3， 5和6

是陡坎， 并有與之對應(yīng)的深度偏移量

圖9El Mont電阻率剖面(ERT-2， 位置如圖5所示)

4.1.2El Mont剖面

沿此剖面也出現(xiàn)了近期的構(gòu)造變形。 像Pla de la Font d’en Fàbregues剖面， 主要斷層影響了古生代變質(zhì)沉積巖。 剖面資料揭示斷層面附近有一個(gè)低的半地塹型區(qū)域， 被第四紀(jì)沉積物充填， 也可追蹤到一些對稱的次級斷層(圖9)。 地電圖像可以區(qū)分出由構(gòu)造形成的陡坎和由人類活動(dòng)形成的陡坎(圖5)。 第四紀(jì)沉積物厚度達(dá)22 m， 表明此處的沉降率比Pla de la Font d’en Fàbregues剖面高。 關(guān)于地下水流形式， 電阻率數(shù)據(jù)表明， 此處比Pla de la Font d’en Fàbregues剖面存在更大的不確定性。 另一方面， 在北北東區(qū)域僅有鉆井記錄可利用。 并且， 地電圖像還表明， 地下水位是不規(guī)則的， 從東到西也不連續(xù)。 只有在Brugent河沖積沉積物中才檢測到第四紀(jì)沉積物中的地下水位。

地震折射模型可以簡化為兩個(gè)主要的地震層： ①與崩積物一致的速度在450～750 m/s的上層； ② 與基巖片巖一致的波速在2500～3400 m/s的下層。

4.2土壤氣

表3是土壤氣采樣點(diǎn)坐標(biāo)、 測試日期及其結(jié)果。

4.2.1Pla de la Font d’en Fàbregues剖面

圖10a給出了沿著橫截面的土壤中222Rn和220Rn的濃度以及CO2流量的分布。

以前用Clipperton探測儀和LR115測氡儀對本區(qū)域土壤氡濃度進(jìn)行過測量[20]。 結(jié)果表明， 土壤氡水平明顯受季節(jié)影響變化， 夏季比冬季高出14倍。 我們用AlphaGuard檢測儀得到的值也有相似的模式， 范圍為0.4～31.5 kBq/m3。

根據(jù)土壤氡值分布， 剖面上構(gòu)造活動(dòng)最活躍的部分在中心， 但這與主斷層位置及其相關(guān)的三角面不一致。 此外， 相比之下， 主斷層周圍氡值卻很低。

土壤CO2流量值沿剖面也有明顯的變化， 范圍為27～267 g/m2d(標(biāo)準(zhǔn)差為σ=70 g/m2d)。 在剖面中心檢測到了最高值。 但是， 土壤氡含量和CO2流量之間并沒有一個(gè)明顯且具體的空間相關(guān)性， 這種不規(guī)則行為可能有兩方面原因， 即氣體分散在上覆斷層的高滲透性土壤中和附近地下水井中水的移動(dòng)； 此外， 盡管由于當(dāng)?shù)厮槿∈箽怏w分散和畸變， 氡和CO2值的分布范圍還是相當(dāng)高的， 這表示內(nèi)生氣體從深部斷裂流出。

剖面上釷與氡表現(xiàn)出相似的趨勢。 但是， 必須指出的是， 釷的最低值是在離橫截面線很近的一個(gè)抽水井中測到的。 考慮到釷的淺部起源(從近地表的斷裂區(qū)起源)， 泵井完全可以清晰的解釋這種低值。

沿著剖面的系統(tǒng)性測量用Font Pudosa噴泉周圍的分散記錄來補(bǔ)充(圖2和圖3b)， 測到了高值。 氡和釷的活性濃度都差不多50 kBq/m3， 釷測到的最高值為140 kBq/m3。 CO2流量在15～89 g/m2d之間變化， 在5 m內(nèi)測到了>2400 g/m2d的儀器峰值。

總之， 收集的數(shù)據(jù)不足， 但是， 可以得出一定的趨勢。 在天然氣態(tài)水泉附近測得CO2流量的最高值且與主斷層有關(guān)， 而此區(qū)域的氡和釷卻下降。

4.2.2El Mont剖面

圖10b給出了土壤中222Rn和220Rn濃度以及沿剖面CO2流量分布。 與以前的剖面不同， El Mont剖面的土壤氣有不同的行為。 沒有地下水抽取的人為干擾， 氡、 釷和CO2表現(xiàn)出更低的時(shí)間可變性。

在氡和CO2流量之間發(fā)現(xiàn)了特別有趣的反比關(guān)系。 沿整個(gè)剖面的所有記錄中， 測點(diǎn)相對高的氡濃度(45.5～51.4 kBq/m3)對應(yīng)相對低的CO2流量(10.8～15.2 g/m2d)。 相反， 在主斷層位置， 氡存在負(fù)異常， 濃度為0.2～0.4 kBq/m3(背景值的2.5σ)并測到最大的CO2值(201.1～226.3 g/m2d)。

氡和CO2流量之間的負(fù)相關(guān)已在西西里島(Sicilly)火山-構(gòu)造環(huán)境下的埃特納(Etna)山觀察到[14]。 這種模式可以解釋為氡稀釋效應(yīng)造成土壤CO2流量率升高。

為了確認(rèn)能在與主斷層相關(guān)的陡坎附近測量到高CO2流量值， 在區(qū)域周圍多增加了18次定期測試。 在陡坎兩側(cè)都觀察到了最高值(201.1～226.3 g/m2d)， 隨著距離增加， 值逐漸降低。 另一方面， 在中心區(qū)域，出現(xiàn)了源于斷層陡坎侵蝕產(chǎn)生的崩積物， 此處的值最低(42.5 g/m2d)。

(a) Pla de la Font d’en Fàbregues剖面測線(ERT-1)上，222Rn、220Rn濃度和CO2流量值。 在第1個(gè)

測點(diǎn)可以看到222Rn濃度負(fù)異常， 在剖面105～105 m距離內(nèi)，222Rn和CO2存在正異常。 (b) El Mont

剖面測線(ERT-2)上，222Rn、220Rn濃度和CO2流量值。 在165 m處， CO2出現(xiàn)明顯的正異常，

222Rn出現(xiàn)明顯的負(fù)異常。 在250～350 m距離內(nèi)，222Rn也出現(xiàn)正異常

圖10在兩個(gè)ERT剖面(上圖)測線上， 土壤氡、 釷和CO2隨距離的變化。 下圖表示氡測量時(shí)， 鉆孔內(nèi)土壤飽和度和溫度。X坐標(biāo)值都從兩個(gè)剖面的西側(cè)端點(diǎn)開始算起

剖面東側(cè)采樣點(diǎn)處釷濃度較高(19.1 kBq/m3)， 氡濃度卻最低(17.3～17.8 kBq/m3)； 同時(shí)， 在其余橫截面上， 它們都在10 kBq/m3左右。 有幾個(gè)原因可以解釋這種現(xiàn)象： 基底或地表覆蓋的巖性或結(jié)構(gòu)發(fā)生變化； 水文條件的變化； 不同深度斷層類型的變化。

4.3綜合分析

地電圖像和土壤氣數(shù)據(jù)相結(jié)合可以提出一種新構(gòu)造解釋(圖11)， 但有幾個(gè)事實(shí)必須注意。

(a) Pla de la Font d’en Fàbregues剖面。 對從地球物理橫斷面上識別出的每個(gè)巖石單元都計(jì)算了它的

氡背景值： 古生代片巖是15 kBq/m3(σ=11 kBq/m3)， 早第三紀(jì)泥屑巖和砂巖是14.4 kBq/m3

(σ=8.4 kBq/m3)； (b) El Mont剖面。 古生代片巖氡背景值是34 kBq/m3(σ=13 kBq/m3)；

(c) 沿圖示陡坎CO2流量分布示意圖。 在地表較暗陰影區(qū)記錄到高達(dá)226 g/m2d的最高

值(+)。 較亮陰影區(qū)記錄到最低值42.5 g/m2d。 箭頭標(biāo)示CO2流量降低的方向

圖11地球物理和土壤氣綜合圖

盡管兩個(gè)研究剖面上土壤氣表現(xiàn)不同， 但兩個(gè)剖面地基有相似的物質(zhì)和結(jié)構(gòu)分布。 Pla de la Font d’en Fàbregues剖面濃度的不穩(wěn)定性分布和流動(dòng)值似乎受到了復(fù)雜的水文地質(zhì)環(huán)境的強(qiáng)烈影響。 當(dāng)?shù)爻槿〉叵滤淖兞怂畡?dòng)力環(huán)境， 使深部和表層流體在此相遇(圖8c和圖11a)。 從可滲透性介質(zhì)中散出的氣體流動(dòng)受人為活動(dòng)發(fā)生改變， 引起沿剖面氣體濃度的不規(guī)則變化。 Ostwald系數(shù)表示水中氣體的溶解度并被定義為水相中氣體濃度與氣相中氣體濃度的比值。 水溫為17～18℃時(shí)， 氡的Ostwald系數(shù)值約為0.28， CO2的Ostwald系數(shù)值約1[49-50]。 所以， 在通常的大氣壓下， 空氣和水中含有相同的CO2濃度， 但是， 空氣比水中氡濃度高出4倍。 忽略人為影響， 可以觀測到， 主斷層區(qū)和內(nèi)生氣體(222Rn和CO2)異常有良好的空間相關(guān)性。

氡分布特征與近期構(gòu)造活動(dòng)的主要地貌特征非常一致。 在擁有更多累積構(gòu)造沉降量區(qū)域發(fā)現(xiàn)了最高值和最低值(例如， 圖11b中El Mont 剖面中心區(qū)域的地塹)。 在富CO2噴泉和活動(dòng)斷層區(qū)域背景下， 出現(xiàn)由CO2稀釋效應(yīng)[14]產(chǎn)生的負(fù)的氡異常十分常見(圖1)。 在其他沒有CO2釋放的地質(zhì)環(huán)境下， 活動(dòng)斷層上負(fù)的氡異?？梢员唤忉尦梢?yàn)榇嬖诓煌杆惩脸涮頪51]。

在詳細(xì)的尺度下， 值得注意的是， 要標(biāo)出與構(gòu)造陡坎相關(guān)的CO2流量分布區(qū)域(圖11c)。 與地球物理和地形資料一致， 在主斷層處記錄到了最低的CO2值， 這是由于含氧較高的崩積物覆蓋了主斷層； CO2在大氣氧出現(xiàn)后快速釋放。

獲得的結(jié)果表明， 從地面釋放內(nèi)生氣體時(shí)， 覆蓋在活動(dòng)斷層上的地表物質(zhì)的滲透率和通氣度起到了十分重要的作用。 從方法論的角度來看， 未來在使用與本研究類擬的地表設(shè)備時(shí)， 必須考慮進(jìn)行CO2流量測量。

222Rn和CO2之間的負(fù)相關(guān)也可以被解釋為是先前已發(fā)表的工作中儀器缺陷的結(jié)果[52]。 然而， 其他研究中的實(shí)驗(yàn)過程與RAD7檢測儀測得的土壤氡通量一致。 RAD7(固態(tài)探測器)和AlphaGuard(電離室)測氡的物理原理不同。 聚集有中和作用， CO2可以在RAD7檢測室產(chǎn)生進(jìn)而影響檢測過程， 而AlphaGuard電離室中的這種效應(yīng)不影響檢測過程。 因此， 在我們的例子中， 觀測到的負(fù)相關(guān)不是儀器的原因。

Font Pudosa噴泉地區(qū)， 高的氡和釷濃度測量值(222Rn約是50 kBq/m3， 釷220Rn值在50～140 kBq/m3之間)可能部分是由于與引力相關(guān)的淺層裂隙材料(sackung型)的存在。 Purtscheller等[53]指出， 大型滑坡可能是氡的來源， 而不是含鈾和鐳的巖石： ①大量的活性表面， 使222Rn通過巖石裂隙進(jìn)入空氣； ②由于滑坡體的滲透率增加， 為富含222Rn的空氣形成了流動(dòng)循環(huán)途徑。

5討論與結(jié)論

活動(dòng)斷層區(qū)近期構(gòu)造活動(dòng)證據(jù)是很普遍的， 這些研究對最活躍斷層段的識別是十分重要的， 利用這些來選擇挖探槽的最佳區(qū)域并推斷其發(fā)震潛力。

從本研究的地球物理勘查中得出了一些很好的認(rèn)識： ①Amer斷層區(qū)的局部巖石和結(jié)構(gòu)， 特別是， 對次級對稱和綜合斷層的識別； ②第四紀(jì)蓋層的幾何形狀和內(nèi)部結(jié)構(gòu)； ③水文地質(zhì)條件， 如， 地下水水位和地下水流動(dòng)路徑， 盡管利用有限的水文地質(zhì)數(shù)據(jù)獲得的結(jié)果具有不確定性 。

來自土壤氣測量剖面的信息讓我們知道： ①斷層不同段釋放的氣體量(222Rn，220Rn和CO2)； ②每個(gè)研究剖面異常相對最大值和最小值的分布； ③222Rn和CO2釋放之間的物理干擾。

除了上述數(shù)據(jù)， 對于Amer斷層地震分析的附加假設(shè)還需要闡明。 綜合所有數(shù)據(jù)可以得出更好的認(rèn)識： ①促進(jìn)內(nèi)生氣體遷移的斷裂可以識別大多數(shù)地震活動(dòng)； ②氣體流動(dòng)穿過斷層上部的第四紀(jì)沉積物。 通過整合當(dāng)?shù)氐牡刭|(zhì)和地貌， 提出新的概念模型是可能的(圖12)， 該概念模型可以促進(jìn)對本區(qū)域更深入的研究。

總體而言， 研究區(qū)Amer斷層的新模型有些很出色的方面：

(1)由于高的大地破裂程度和滲透率， 沿著主斷層面的深部氣體(222Rn和CO2)發(fā)生了平流。

(2)地表附近222Rn和220Rn濃度， CO2流量受存在于物質(zhì)中的內(nèi)生氣體的相互作用、 當(dāng)?shù)厮牡刭|(zhì)和重力過程的共同影響。 值得注意的是： ①主斷裂的222Rn被CO2沖淡， 因而產(chǎn)生了非常低的氡值。 最高的氡濃度與最低的CO2流量率一致。 ②在受大型滑坡(DSGSDs)影響的強(qiáng)烈破裂區(qū)記錄到220Rn的最大值， 它與淺層破裂相關(guān)。 ③下新生代的沉積層充當(dāng)了防滲屏障， 因?yàn)樗⑵屏亚液噘|(zhì)。 這有利于氣體沿變質(zhì)基底流動(dòng)。 ④第四紀(jì)地層(沖積扇和河流沉積)對主斷層周圍的氣體進(jìn)行了重分配。 由于氣體的水溶性， 地層中的地下水大幅度的限制了氣體的散發(fā)。

(a) 圖2中選擇區(qū)域的橫截面， 深層重力斜坡變形(DSGSDs)被認(rèn)為是由與Amer斷層跡線相關(guān)的同震活動(dòng)

形成的； (b) 橫截面下段的詳細(xì)圖解。 1是古生代變質(zhì)沉積巖， 2是新生代沉積巖， 3是沖積扇， 4是河流階地

圖12Amer鎮(zhèn)附近Amer斷層內(nèi)生氣體外流的概念模型

對于斷層高構(gòu)造活動(dòng)性與內(nèi)生氣體高濃度的聯(lián)系， 我們給出的解釋， 雖然需要更深入的測試來評價(jià)， 但它仍是一個(gè)有引吸力的假說。 內(nèi)生氣體和構(gòu)造活動(dòng)性的聯(lián)系仍有一些不確定性。 對地球物理勘探技術(shù)和土壤氣分布的同時(shí)使用為我們提供了有價(jià)值的信息， 特別是， 對近期地表變形被破壞的地區(qū)。 當(dāng)幾種方法聯(lián)合使用時(shí)， 使用特定技術(shù)造成的不確定性就已經(jīng)減少或者去除。 考慮到構(gòu)造活動(dòng)性受其他物理指標(biāo)的影響， 例如， 地貌情況。 對巖石斷裂程度高和高滲透區(qū)， 采用不同獨(dú)立方法的綜合調(diào)查技術(shù)(例如， 地球物理探測、 探槽、 野外工作和航片解析)可能會(huì)降低不確定性程度。

文獻(xiàn)來源： M Zarroca， R Linares， J Bach， et al. Integrated geophysics and soil gas profiles as a tool to characterize active faults： the Amer fault example (Pyrenees， NE Spain). Environ. Earth Sci.， 2012， 67(3): 889-910. doi： 10.1007/s12665-012-1537-y

(中國地震局地震預(yù)測研究所楊江譯； 李營校)

(譯者電子信箱， 楊江： jeromemuyi@163.com)

參 考 文 獻(xiàn)

[39] Loke M H. Electrical imaging surveys for environmental and engineering studies: a practical guide to 2D and 3D surveys， Penang， Malaysia.2001

[40] Loke M H， Barker R D. Rapid least-squares inversion of apparent resistivity pseudosections by a quasi-Newton method. Geophys. Prospect.， 1996， 44(1)： 131-152

[41] Loke M H. Topographic modelling in resistivity imaging inversion， 62ndEAGE conference and technical exhibition extended abstracts， D-2， 2000

[42] Spiegel R J， Sturdivant V R， Owen T E. Modeling resistivity anomalies from localized voids under irregular terrain. Geophysics， 1980， 45(7)： 1164-1183

[43] Hecht S. Differentiation of loose sediments with seismic refraction methods: potentials and limitations derived from case studies. In： Schott L， Hordt A， Dikau R (eds) Geophysical applications in geomorphology. Annals of geomorphology， 2003， 132： 89-102

[44] Hofmann T， Schrott L. Determining sediment thickness of talus slopes and valley fill deposits using seismic refraction: a comparison of 2D interpretation tools. In： Schott L， Hord A， Dikau R (eds) Geophysical applications in geomorphology. Annals of geomorphology， 2003， 132： 71-87

[45] Scott J. Seismic refraction modeling by computer. Geophysics， 1973， 38(2)： 271-284

[46] Richon P， Klinger Y， Tapponnier P， et al. Measuring radon flux across active faults： relevance of excavating and possibility of satellite discharges. Radiat. Meas.， 2010， 45(2)： 211-218

[47] Louis I， Raftopoulos D， Goulis I， et al. Geophysical imaging of faults and fault zones in the urban complex of Ano Liosia Nogene basin， Greece： synthetic simulation approach and field investigations. J. Electr. Electronics. Eng.， 2002， Special Issue： 269-285

[48] Redondo R， Yélamos J G.Hidrogeoquímica convencional e isotópica de las aguas carbónicas de Catalua. Geogaceta， 2000， 28： 121-124

[49] Wilhelm E， Battino R， Wilcock R J. Low-pressure solubility of gases in liquid water. Chem. Rev.， 1977， 77(2)： 219-262

[50] Clever H L. Solubility data series， vol 2， krypton-， xenon-， radon-gas solubilities. Oxford： Pergamon Press， 1985： 227-737

[51] Seminsky K Zh， Bobrov A A. Radon activity of faults (western Baikal and southern Angara areas). Russ. Geol. Geophys.， 2009， 50(8)： 682-692

[52] Tuccimei P， Soligo M. Correcting for CO2interference in soil radon flux measurements. Radiat. Meas.， 2008， 43(1)： 102-105

[53] Purtscheller F， Pirchl T， Sieder G， et al. Radon emanation from giant landslides of Koefels (Tyrol， Austria) and Langtang Himal (Nepal). Environ. Geol.， 1995， 26(1)： 32-38

* 收稿日期：2016-02-01； 采用日期： 2016-02-08。

中圖分類號：P315.2；

文獻(xiàn)標(biāo)識碼：A；

doi:10.3969/j.issn.0235-4975.2016.04.006