引言

20世纪90年代前后，高密度电阻率法(简称为高密度电法)理论和技术的研究取得了重要进展． 该方法具有一次性布置测量电极、 测量数据丰富以及地形地貌适应性强等优点，极大地方便了野外施工． 随着高密度电阻率勘探技术的发展与应用，其智能化程度越来越高，目前已发展成为一种高效的地球物理勘探方法，广泛应用于水文地质勘探、 地震监测、 室内岩石实验、 石油储层研究、 堤坝监测、 公路地基探测、 考古研究以及隐伏断裂探测等方面(董浩斌，王传雷，2003)．

近年来，利用高密度电法探测隐伏断裂已有大量成功实例，关于云南玉溪—通海盆地、 山东淄博、 四川汉旺和河北张家口等地区的探测研究均有报道(李志祥等，2003； 朱涛等，2007； 沈坤等，2011； 蓝星等，2012； 温超等，2015)． 朱涛等(2009)归纳总结了利用电阻率成像结果推断隐伏断裂的方法和隐伏断层在电阻率成像剖面中的典型型态特征，认为电阻率图像中的电性结构间断面表现为AB型、 ABA型和AC型等3种基本类型，是追索和判断断层的重要标志． 梁久亮(2008)就高密度电法剖面解译隐伏断裂中存在的问题及解决方法进行了探讨，建议探测工作中应考虑探测隐伏断层的电性特征以及避免场地环境带来的干扰，探测前要仔细了解测区的区域地质资料，测线布设应尽量垂直推测构造并选择合适的探测方法进行数据采集，探测结果解释应尽可能辅以其它工作结果进行验证．

日喀则地区处于雅鲁藏布江缝合带上，具备发震的构造条件． 然而，该地区的地质资料匮乏，勘探资料更为稀少． 在“日喀则活动断层探测”项目的支持下，天津市地震灾害防御中心对日喀则的申扎—谢通门、 拉堆—乃东等断裂开展了高密度电法探测工作，并首次获取了在高原地区进行高密度电法探测的宝贵经验． 本文将以雅鲁藏布江附近跨谢通门—青都断裂的两条高密度电法探测剖面所获取的资料为基础，介绍高密度电法探测的方法、 测线布设、 野外数据采集、 数据处理与数据反演等过程以及针对当地的特殊问题所采取的技术手段，结合测区的第四系分布及水文地质条件进行综合解译，并对高密度电法剖面与浅层人工地震剖面在勘探应用中的优劣势予以比对．

1.   区域概况

1.1   地质构造背景

申扎—谢通门—定结活动断裂带是青藏高原中南部近NS走向的活动构造带之一． 该断裂带南起喜马拉雅山脉，在扎西岗、谢通门一带切割雅鲁藏布江断裂带，向北延伸至申扎，被格仁错右行平移断裂所截止，总体走向为NE20°，全长400 km，宽20—50 km，主要由一系列近NS向的断块山地及断陷盆地或断陷谷地构成． 国家地震局地质研究所(1992)的考察表明，这些断陷盆地两侧均由高角度正断层控制，两盘落差一般为0.5—1.0 km(西藏自治区地质矿产局，1993)． 吴章明等(1994)的研究显示： 该断层为左旋走滑正断层，展布在西藏中部近NS向的地堑、 半地堑系盆地的一侧或两侧，盆地内第四纪地层广泛分布，最大厚度达500 m，盆地底部最老的第四纪地层为早更新统，表明该断层形成于第三纪末或第四纪初； 晚第四纪以来，该断层切断了一系列山脊、 冲沟、 阶地和洪积扇等． 由于本文的研究区位于申扎—谢通门—定结活动断裂带的中段，因此称为谢通门—青都断裂，其位置如图 1所示．

图  1  研究区地质构造概图

DF1为雅江北测线，DF2为塔丁测线

Figure  1.  Outline map of geological structure in the studied area

DF1 is north Yajiang survey line， and DF2 is Tading sruvey line

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1.2   第四系岩性分布特征

日喀则地区的第四系通常分布在雅鲁藏布江及其支流河岸两侧及大冲沟出口处，主要由砂、 砂砾石构成山前倾斜洪积扇，部分地段有洪积阶地; 在漫滩及阶地上，第四系松散层从上至下一般为粉土层、 砂层和卵石层等堆积物(谢春庆，2003)． 研究区内谢通门县附近钻孔DZ1岳阳百利勘测科技有限公司西藏分公司. 2014. 日喀则谢通门县地震安全性评价钻孔地质报告.布设在山前倾斜洪积扇上，孔深45.2 m，位置见图 1． 该钻孔的第四系由冲、 洪积层组成，各地层岩性及分布特征由上至下为：

1) 杂填土. 属人工堆积耕土层，灰色，松散—稍密状，主要由碎石和砂质粉土等组成，碎石主要成分为砂岩、 硅质岩等，分布不均匀，系表层填土，揭露厚度为0.8 m．

2) 砂质粉土. 属洪积层，灰黄色—暗黄色，稍密状，韧性及干强度较高，摇震反应不明显，含碎石(25%—30%)、 砾石(10%—15%)颗粒，分布不均匀，揭露厚度为0.8 m．

3) 碎石土. 属洪积层，浅褐色，稍密—密实状，颗粒主要为碎石(50%—65%)和砾石(10%—15%)，隙间充填砂质粉土(20%—25%)及少量细中砂(5%—10%)，砾石磨圆度较差，主要呈次棱角状，粒径为2—6 cm不等，未揭穿．

1.3   气候与水文地质条件

测区位于日喀则地区谢通门县，属高原性内陆干旱季风气候． 太阳辐射强，昼夜温差大，干湿季明显，冬、 春季干旱严重． 雨季集中在6—9月，10月至翌年5月为旱季．

测区的地下水主要为赋存于卵石层中的孔隙潜水，主要靠上游地下水以潜流渗流方式补给，以地下水径流排泄方式为主．

2.   测线布设与数据采集

2.1   测线布设及仪器、 测量参数设置

高密度电法是一种以岩石、 矿物电性差异为基础，通过观测和研究人工建立的电流场在大地中的分布规律，反演地质构造的地球物理勘探方法． 该方法集中了常规电剖面法与电测深法两种常规电阻率法的优点，其实质是一种阵列勘探方法． 在野外施工时，将数十甚至上百根电极形成排列，利用程控电极转换开关和微机对排列中不同电极、 不同排列组合方式的数据进行快速自动采集． 在技术上，高密度电法测量系统采用自动控制理论和大规模集成电路，使电极数量大量增加且可自由组合，这样就能够快捷地提取丰富的地电信息，使电法勘探也能够像地震勘探一样使用覆盖式的测量方式(王诗东等，2011； 卓武等，2013)．

此次探测工作包含跨谢通门—青都断裂的两条高密度电法勘探测线，即雅江北测线DF1和塔丁测线DF2． 鉴于高密度电法探测易受降雨影响，故野外施工选在3—4月间开展． 根据钻孔勘察资料可知，该地区的地下水位较深，从而保证了测线至少在浅部45 m以上不会受到地下水影响或影响很小．

雅江北测线DF1布设在雅江北岸卡如那木羌附近，沿乡间公路从NW向SE延伸，长1.5 km，测线位置见图 1． 该测线起始于侵蚀的河岸，中段经过洪、 坡积扇，末端进入基岩山地． 总体上，测区地形起伏较小．

塔丁测线DF2布设在谢通门县东南、 普村以西的乡间小路上，走向为NE--SW向，长约1.5 km，测线位置见图 1． 测区地形存在一定起伏，特别是测线末端有明显的高程陡降．

野外数据采集使用重庆地质仪器厂研制生产的DUK-2A型高密度电法测量系统，该系统由DZD-6A多功能直流电法仪和多路电极转换器组成． DZD-6A多功能直流电法仪可实时显示电阻率测试曲线、 测量电压、 供电电流和视电阻率等，自动采集数据，并实现人机交互，其主要技术参数为： 接收端的测量电压为±6 V； 测量电压精度为±(1%读数+1个字)； 电流测量范围为±(1%读数+1个字)； 对50 Hz工频干扰压制优于-80 dB； 输入阻抗≥30 MΩ，发射端的最大供电电压为900 V； 最大供电电流为5 A． 多路电极转换器的最大电流为2 A； 触点导通电阻＜0.1 Ω； 承受电压为500 V． 整机工作温度为-10℃—+50℃； 整机工作湿度≤93%．

数据采集系统共布置90根电极，电极距为5 m，等间距布设，采用温纳对称四极装置采集数据，最大隔离系数为20—30．

2.2   数据采集质量保障措施与数据处理

鉴于高原地区干燥，电极的接地问题、 原始数据的精度会直接影响到后续处理结果，因此为确保测量数据质量，在野外数据采集中，针对性地采取了以下措施： ① 测量前，每阵列电极均进行接地电阻检查，要求阵列中每个电极的接地电阻控制在2 kΩ以内，接地电阻过大时采用浇水、 打孔及复合电极等处理方法； 对接地条件难以满足要求的，如水泥路面、 桥面等需在野外记录上详细注明，并在室内分析时对与该电极有关的数据进行剔除或线性插值等处理； ② 测量中，电位差一般不得小于5 ｍV，电流一般大于5 mA； ③ 测量过程中采用电极滚动数据的覆盖式测量方式，每滚动一次将有50%的数据进行复测．

在数据处理过程中，一般应结合野外记录剔除突变点和噪声引起的畸变数据，对剔除后的数据进行必要的滤波处理，地形起伏大的需进行地形校正，然后选取合适的参数进行反演计算并获得地下高密度电法剖面． 由于本次野外数据采集区测区环境好，几乎没有电磁干扰，所以在数据处理过程中未进行滤波处理，仅剔除了几个畸变点，原始数据采集质量较高．

3.   勘探结果与分析

3.1   高密度电法剖面特征及其解释

雅江北测线DF1布设在雅江北岸，由于地形起伏小，数据处理中未进行地形校正，其高密度电法剖面如图 2所示． 可以看出，电性结构具有明显的分区特征． 0—640 m段内主要为低阻区C，并具有一定的成层性，浅部有一定高阻区A的局部分布，中间处于过渡区，下部为低阻区C； 640—1120 m段的电性结构相对复杂，浅部为明显的高阻区A，中下部在横向上显示为高、 低阻区交替出现； 1120—1500 m段主要为较厚的高阻区A． 剖面的总体特征为： 测线起点至640 m，分层特征较明显，且底部低阻区显著； 640—1120 m为过渡区； 从1120 m至测线末端高阻区显著． 从地形地貌上看，测线起点端靠近雅江一级阶地，大致以640 m为界进入一小型冲积扇，1120 m至测线末端为基岩山坡． 这样的地貌差别，显然预示着可能存在地层物质与结构之间的差异． 在阶地及冲积扇上，物质更松散，受河流影响大，地层含水量相对较高，对应的电阻率表现为低阻，而在基岩山坡上，地层含水量显著降低，表现为高阻，因此剖面所显示的电性特征大体上与地形地貌特征相符．

图  2  雅江北测线DF1高密度电法剖面

虚线为高、 中、 低电阻率区的分界线，下同

Figure  2.  Resistivity section of northern Yajiang survey line DF1

The dashed lines delineate the areas with low，middle，and high resistivity，the same below

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DF1高密度电法剖面的中部显示为高低阻过渡区，较其两端具有显著差异． 在800 m和1000 m处出现了竖向上凸的低阻区C，这两个低阻区与西端低阻区有明显的阻隔． 从纵向上看，880—1000 m段内低阻区的浅部十余米为高阻层，其下为低阻层，过渡很少，且浅部高阻层连续性差，似反映出地层呈破碎状，显示为高角度的低阻线性结构，这与两侧电阻率的整体结构明显不同，故推测该处电性异常是由谢通门—青都断裂所造成，断层上断点可达20 m．

塔丁测线DF2布设在雅鲁藏布江一支流的一级阶地上，地形有较明显的起伏，特别是其尾端靠近河流处存在近5 m的垂直落差，故在数据处理中进行了地形校正，其高密度电法剖面如图 3所示． 可以看出，整个电法剖面上电阻率分层特征明显，大致分为浅部高阻层A、 中部次高阻层B和底部低阻层C等3层． 总体上，低阻层的厚度变化较大，而高阻层与次高阻层的组合厚度变化很小． 测线起始段(0—440 m)的电性结构表现为浅、 中部高阻层与底部低阻层的组合，测线中段(440—1300 m)主要表现为浅部高阻层、 中部次高阻层与底部低阻层的组合，测线尾段(1300—1480m)则主要表现为次高阻区．

图  3  塔丁测线DF2高密度电法剖面

Figure  3.  Resistivity section of Tading survey line DF2

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DF2高密度电法剖面的电性变化很好地揭示了该地区的地层发育状况． 在日喀则地区，发育了大量由砂、 砂砾石构成的山前倾斜洪积扇、 洪积阶地． 根据钻孔DZ1所揭示的测区第四系岩性分布特点可推测，高阻层主要与浅部的第四纪粉土层和浅部砂石层有关，该层松散且透水性好，距离地下水位很远，电阻率较高； 次高阻层则反映了中、 下部的砂石层，该层有一定密实度，距离地下水位比较近，受地下水位影响，随着深度的加大含水量有所增加，导致电阻率降低，但主体上仍然为碎石、 砾石，故仍显示为高阻； 而低阻层极有可能反映了第四系底部的卵石层、 风化壳和基岩接触带等，测区水文资料显示测区地下水主要赋存于卵石层，以地下水径流排泄为主，从剖面所显示的低阻层的连续性及所处地势的高低来看，该低阻层很可能反映的是地下水径流排泄通道．

在整个DF2高密度电法剖面上，电性结构在440 m处及880—1040 m段发生了显著变化． 在440 m处，尽管北侧高阻层厚度与南侧高阻层和次高阻层组合的总厚度变化很小，但起始段的高阻层明显分裂成了高阻层与次高阻层，且对比两侧的高阻层可知，南侧的高阻层明显变薄． 在880—1040 m段，高阻层与次高阻层在此合并为一层，在剖面上重新显示为高阻层与低阻层的组合，相比于起始段，高阻层明显变薄，而低阻层显著上凸． 在1040—1300 m段，高阻层又分开为两层，剖面恢复为高阻、 次高阻和低阻等3层组合，厚度上也与440—880 m段一致． 结合地质资料推测，这两处电性异常很可能是由谢通门—青都断裂所致，特别是880—1040 m段的异常，两侧的电阻率结构出现了整体性差异． 从电法剖面来看，推测断层上断点可达30 m． 在测线尾端1300 m处也出现了明显的低阻上凸现象，这与地形突变一致，可能是由地形因素的旁侧效应所造成的．

由两条测线对谢通门—青都断裂的上断点埋深可知，谢通门—青都断裂的断层上断点可达20—30 m． 路晶芳(2008)认为谢通门地区上更新统洪积物底界埋深约为9 m，由此推断谢通门—青都断裂可能为早—中更新世断裂．

3.2   与人工地震剖面的对比分析

为了进行对比分析，在塔丁测线DF2位置处布设了浅层人工地震测线Rkz07，其剖面图如图 4所示，将其与高密度电法剖面对比可知：

图  4  浅层人工地震测线Rkz07剖面图

Figure  4.  Shallow seismic reflection section of the survey line Rkz07

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1) 浅层人工地震剖面对于浅表 50m范围内的地层揭露不清，而在高密度电法剖面上揭示得则很清楚．

2) 人工地震剖面在约50 m深度处形成了一个明显的地层连续面，高密度电法剖面上则为连续的低电阻带． 雅江流域第四系松散层的一般沉积规律及钻孔DZ1揭示的地层分布特征表明，这一深度很可能已经十分接近卵石层深度，而卵石层富含地下水，较碎石层有明显的波阻抗，故认为二者在这一层具有很高的吻合度，可以相互印证．

3) 在剖面异常的揭示上，二者具有一致性． 人工地震剖面上解释了两条断层，这两条断层的位置与高密度电法剖面上的电阻率异常位置基本吻合． 高密度电法剖面880 m处还解释一条断层，而相应浅层人工地震剖面上共深度点(common depth point，简写为CDP)601所对应深度为50—100 m的波组存在明显的变化，推测该变化是由基岩的局部起伏引起的，而非高密度电法剖面解释的断层，这表明高密度电法探测因受探测深度的影响可能存在误判．

4) 在断层上断点埋深的揭示上，人工地震剖面解释的最浅上断点埋深约为50 m，而高密度电法剖面上的解释更浅，为20—30 m． 钻孔DZ1资料揭示，测区地层主要为稍密—密实状的碎石层，碎石和砾石的含量可达60%—80%，且砾石磨圆度较差，主要呈次棱角状． 在这样的地层中难以形成有效的地震波反射界面，十分不利于地震反射探测，故人工地震探测无法清晰地显示断层在地层中的延伸情况，但对基岩接触带的形态及断裂在基岩层中的发育有很好的揭示； 而高密度电法测线对断层在第四系内形成的通道十分敏感，只要断层延伸至该层中且形成了可能的含水通道就会有所显示．

由上可知，利用浅层人工地震与高密度电法在日喀则地区进行的隐伏断层探测中各有优劣，高密度电法对浅部松散地层中发育的断层有更好的揭示，而浅层人工地震探测能完整地揭示在基岩及波阻抗突变地层中的断层发育情况． 在工作中，应充分分析测区的地质环境、 地层发育特点，或选择适宜的探测方法，或将二者结合使用，以使探测结果更加可靠有效．

4.   讨论与结论

通过在日喀则地区开展高密度电法探测工作，获得了较高质量的高密度电法剖面，该剖面清晰地显示了谢通门—青都断裂在浅部松散层内的延伸． 从高密度电法剖面上看，该断裂的断层上断点埋深可达20—30 m，较浅层人工地震测线揭示的上断点埋深更浅，结合地层年代资料推测该断裂为早—中更新世断裂． 可见，在青藏高原地区开展活动断层探测，高密度电法是一种十分有效的探测手段．

通过对高密度电法剖面的详细解释以及与浅层人工地震剖面的对比可知，高密度电法在日喀则地区的应用十分有效，其结果也得到了其它资料的佐证． 相较于浅层人工地震探测，高密度电法有其自身优势： 首先，高密度电法的测线布设对大多数地形均有很好的适应性，而人工地震测线的布设受地形地貌限制很大，如测线垂向上变化不能过大、 过快等； 其次，雅江流域的大多数阶地都是冲、 洪积扇，而冲、 洪积物在纵、 横向上岩性、 岩相变化快，这类地层难以形成有效的波阻抗界面，人工地震剖面在这些地区对断层上断点埋深的显示往往没有高密度电法剖面所显示得清楚，而上断点埋深是活动断层探测的关键； 再次，高原地区的环境特殊，野外施工对探测人员是巨大的考验，相较于浅层人工地震探测，高密度电法的野外施工更为简便，数据采集自动化程度高，大大减轻了野外工作强度与难度； 最后，高密度电法剖面能更直观、 更形象地反映出电性异常体的形态、 规模和产状，结合地质调查可较准确地推测断层在空间上的发育情况(曾国等，2009)．

尽管如此，然而高密度电法在探测中也存在一定的局限性． 由于高密度电法探测对地层含水量高度敏感，在利用此方法时，需要对测区的水文地质、 地形地貌等充分了解，并对其适应性进行预评估； 在测线踏勘中，勿将测线布在河道、 湖泊等丰水区附近； 在对电法剖面的地质解释中，应充分结合测区的水文地质特征及地层发育特点． 因此，在隐伏断裂活动性探测中，宜将高密度电法和浅层人工地震结合起来开展联合探测，甚至联合反演(朱涛等，2007)，以形成有效互补，从而减小构造解释的不确定性．

青藏高原幅员辽阔，其第四系发育状况在不同地区差异很大，本文以日喀则谢通门附近的两条高密度电法剖面为基础开展的研究是否适用于其它地区，尚需进一步探讨．