运用土壤氡测量评价大成都地区断裂带活动性终稿Word文档格式.docx
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1978年,日本伊豆大岛近海地震时,加藤完等人利用α径迹蚀刻法对稻取-大峰山断层、浅间山断层都进行了调查[2],并用同样的方法调查了伊豆半岛和富士川地区的活断层。
我国也先后将此方法应用于地震监测、地震区划、地震烈度评估、探矿、资源开发等领域,并取得了较好的效果。
自1991年开始,土壤氡(Rn)射气测量在胜利油田部分地区地震小区划、黄河三角洲地震地质特征研究等项目中得到应用,在确定断层位置、产状及活动性分析中都取得了较好的效果。
当前利用测量断层氡气释放强度、范围等的变化来寻找覆盖区断裂(带)的空间分布位置及分析评价其相对活动性,已逐渐在国内外得到较广泛的应用。
2.土壤氡测量评价断裂带活动性的理论基础
2.1氡气的产生及析出
地壳中存在三个天然放射性系列:
铀系、钍系、锕铀系,每个系列都有一个放射性气体氡的同位素存在,他们分别为222Rn、220Rn、219Rn。
其中,220Rn和219Rn的半衰期很短,分别为55.6秒和3.96秒,所以氡的析出和迁移主要考虑222Rn(半衰期为3.825天)。
222Rn是铀系中226Ra的衰变子体,氡从土壤的析出过程包括自由氡的产生和氡的迁移两个阶段:
第一阶段是同位素镭释放出α粒子而衰变成氡原子,由于核反冲作用,岩石或矿石晶格中氡原子可能进入连通的微裂隙中形成可迁移的自由氡;
第二阶段是这些可迁移的氡原子在介质的孔隙、微裂隙和裂隙中通过扩散、对流等机制向土壤表面迁移,最终离开土壤表面进入周围空气。
当同位素镭衰变时,产生的氡原子与α粒子之间由于动量守恒使氡原子获得86keV的动能,在这个反冲动能的作用下,新衰变产生的氡原子将离开衰变前镭原子的位置而运动一段距离,这段距离称为反冲距离。
反冲的氡原子在运行它们获得的反冲距离后,可能进入微裂隙或毛细管而逃逸出矿物晶格,也可能被固定在晶格内,或穿过微裂隙重新进入附近的固体晶格而阻留,而受阻在晶格中的氡原子常温下仅靠分子热运动很难扩散出晶格,故可认为是不可迁移的。
所以固体中的镭衰变后,产生的氡原子并不全是可迁移的,进入到土壤孔隙中可迁移部分的氡被称为自由氡,是本次测量的对象。
自由氡在孔隙的迁移是一个复杂的过程,经典的氡气迁移理论模式有:
扩散作用、对流作用。
一般认为,对流迁移方式主要在渗透率较高的土壤中进行,扩散则是低渗透性土壤中氡迁移的主要方式。
但也有研究表明,即使在相对较高渗透性的土壤中,扩散作用仍然在氡的迁移过程中扮演重要角色[2]。
随着对氡气迁移方面研究的深入,一些学者提出了新的氡迁移理论模式,影响较大的有:
抽吸作用、水的作用、伴生气体的压力作用、泵吸作用及地热作用。
1976年,吴慧山在庐山核工业系统物化探会议上提出了用于解释氡迁移的“接力传递”作用。
该观点不再是孤立的讨论氡的迁移,认为氡迁移是几种迁移模式综合作用的结果[4]。
2.2土壤氡迁移的影响因素
从地球化学的观点来看,氡元素迁移就是氡元素的转移再分配,氡元素在地壳中分散或几种的迁移是一个复杂的过程。
影响氡迁移的内在因素主要有:
1)与原子有关的重力性质,如:
机械分异、结晶分异、熔离作用;
2)与原子核结构有关的放射性性质,如:
放射性衰变、核反冲、能量释放和能量转化;
3)与原子、电子排布有关的化合物的键性及能量的特点。
[1]
除了上述关于元素原子本身特性的元素迁移内在因素,土壤中影响氡迁移的外在因素有以下几个方面:
1)气象条件的影响,如:
大气压力、温度、湿度和降水;
2)地形的影响;
3)地质构造及表层土壤结构对氡气分布的影响;
4)矿化赋存深度和覆盖层渗透性。
对于氡迁移的经典迁移模式来说,氡在射气介质中的扩散运动是它最基本的运动形式。
扩散系数D在一定程度上反映了射气介质为氡的扩散迁移所提供条件的好坏,而实际研究中经常用到的是有效扩散系数De,即氡在介质孔隙空间中的扩散系数,两者的换算关系为:
D=η×
De,其中η为介质的总孔隙度。
土壤的有效扩散系数主要由土壤的含水饱和度和孔隙度决定。
对流速度对氡迁移有重要影响:
其中空气压力是产生对流作用的原动力,气压、温度等的变化都会造成土壤内部孔隙间的压力差;
土壤的渗透率对氡的对流速度有本质影响,很多研究表明,土壤的渗透率是决定土壤氡潜势的重要因素[5][6]。
土壤渗透率是衡量土壤允许流体流过能力大小的物理量。
渗透率高流体容易流过,渗透率低则相反。
土壤渗透性与土壤粒径大小、土壤成分、孔隙度以及孔隙的大小、形状、连通情况密切相关。
综上所述,影响氡迁移的主要因素有氡原子的相关特性、温度和压力等气候条件、放射性元素的含量、地质构造、岩土结构。
在温度、压力和放射性衰变核素含量基本一致的某一测量区域范围内,岩土结构和地质构造等地质条件就成为影响地表土壤氡浓度的重要因素,这也就是氡测量评价断裂带活动强度的基础,具体理论描述参考下一节。
2.3土壤氡测量评价活断层的理论基础
放射性气体自由氡,受扩散和对流等作用的影响而发生运移。
由上一节的论述可知:
对于主要的氡迁移理论模型,即扩散和对流作用,介质的孔隙度、粒径大小、孔隙的结构等介质结构条件对氡迁移的速度有较大的影响。
在基岩的破裂构造等岩石疏松或孔隙相对较多的地段,氡气能更迅速的地下深处运移到地表,所以在断裂破碎带的上方常常存在着氡(Rn)的异常。
保留在岩石中的氡气是受束缚的,不能参与扩散和对流等迁移作用,但在活动断裂带等岩石疏松或孔隙相对较多的地段,一方面由于其破碎带胶结程度差,有效孔隙度和渗透率高,成为放射性气体富集和运移的良好通道;
另一方面,由于断层的新活动性,比如地震、滑坡等地质灾害,使束缚在断裂带两盘岩石孔隙中的放射性气体释放出来成为自由氡。
由于地震大多与断层活动有关,因此,通过对断层上氡浓度的长期观测可以对地震进行监测和预报。
由于上述两方面原因,在断层上部的土壤中会形成氡射气的富集带,土壤中氡浓度也相应会高于地区的氡浓度背景值。
此为当前利用断层氡气释放强度、范围、可以用来寻找覆盖区断裂(带)的空间分布位置及分析评价其相对活动性的理论基础。
1979年,加藤完通过对日本地震活断层的研究,提出了断层氡浓度峰位置与断层产状之间的位置关系模式。
断层氡浓度峰值位置与断层错动位基本一致,但由于断层上部覆盖的第四系沉积物的影响,断层氡浓度的峰值位置与地表断层错动位置并不完全一致,土壤氡浓度峰值位置偏向断层上盘方向。
断层氡浓度峰值异常位置与断层产状的关系可由图1加以解释。
图1断层氡浓度峰值位置与断层产状关系模式图(加藤完等,1979)
3.土壤氡测量原理及IED-3000R土壤氡测量仪的技术指标
3.1土壤氡测量的基本原理
图2为铀系从222Rn开始的放射性衰变图。
从图中可以看出,222Rn的短寿衰变子体主要为218Po(RaA)、214Pb、214Bi、214Po(RaC’),最长半衰期为26.8min,而222Rn的半衰期为3.82d,其寿命远大于短寿子体。
因此,根据放射性衰变平衡规律,在经过3个小时衰变后,222Rn将最终与该系列的所有子体建立平衡,通过间接测量其中任意一个或多个核素,都能最终定量得出氡量。
图2铀系部分核素衰变图
土壤氡浓度测量使用的仪器是IED-3000R型测氡仪,该测氡仪采用的是瞬时测氡方法,测量的主要对象是土壤中222Rn的衰变子体218Po衰变所释放的α粒子。
经过2分钟静电收集后,测量金属样片上218Po在2分钟内衰变所释α粒子计数来推算222Rn的浓度。
仪器的工作步骤为:
首先抽气泵抽取土壤气送入收集室,经过一定时间的静电收集后,收集室中的金属样片吸附了大量的222Rn的第一代衰变子体218Po(RaA),仪器即以RaA作为测量对象;
随后金属样片被送入探测室,由金硅面垒半导体探测器探测RaA放出的α射线,根据α计数率及气压校正结果得出准确的壤中氡浓度值。
泵吸采样过程中,当土壤透气性差时,实际采样到的土壤气进气量将不同程度偏小,引起收集室内气体被扩张,气压降低,影响氡浓度测量结果。
仪器提供气压校正器选配件,校准泵吸式测氡仪进气量难以预计引起的测量误差。
仪器还提供温度、湿度测量装置,用于对测量结果作相关校正。
3.2IED-3000R土壤氡测量仪的技术指标
IED-3000R型测氡仪是一种新型便携式微机化瞬时测氡仪,专业测量土壤气氡,能够精确计算送入收集室的土壤气体积,而不是粗略把收集室体积当作实际抽取的土壤气体积,这在土壤孔隙度很小、抽取土壤气有限的粘土质或过湿土质工作区尤为实用。
通过气压校正器校正过的氡浓度值更接近真实值,使测量结果更准确可靠。
由于α衰变不在探测器表面进行,不存在探测器污染、仪器恢复等问题,可立即进行下次测量。
该仪器操作简便、测量时间短、现场获取结果、无探测器污染、经气压校正,测量数据准确可靠。
特别适用于土壤氡普查等环保领域,及放射性找矿、灾害地质检测、工程区构造稳定性评价等地质、工程领域。
仪器结构框图如下所示:
图3IED-3000R土壤测氡仪框图
技术参数
1)极限探测灵敏度:
<
0.1em(即<
0.01pCi/L或<
0.37Bq/L)
2)探测器:
金硅面垒型半导体探测器,Φ26mm,面积531mm2
3)探测效率:
η2л≥40%(用239Puα源活性区直径≤Φ26mm)
4)本底计数:
≤2脉冲/小时
5)计数容量:
0~65535
6)测量周期:
4min
7)收集室容积:
1.3L
8)显示屏:
2行×
16字符LCD显示器,带背光
9)电源:
配有12V免维护可充电电池,连续工作12小时以上,也可接市电工作。
10)仪器报警:
高压时间报警、测量时间报警、欠压报警
4.大成都地区断裂带剖面测量数据结果
“5.12汶川大地震”后大成都地区的活断层的活动性是本次研究的重点,为大成都地区的地震安全评价提供基础数据和断层活动性分析结果。
通过对大成都地区活断层剖面的土壤氡浓度测量,对大成都地区的主要断裂带的活动性作出评价,分析“5.12汶川大地震”后大成都地区的安全性。
4.1大成都地区的地质情况及主要断裂带
本次研究的区域包括以成都为中心的成都平原和成都平原西北方向的龙门山南部前山构造带的一部分,位于龙门山造山带的东南部,称之为大成都地区,其范围如图中红框所示。
大成都地区包含的主要地质断裂带有位于龙门山冲断褶皱带的北川-映秀断裂、位于成都平原的彭灌断裂和新津-蒲江隐伏断裂。
这两个地质构造区的断层活动性对大成都地区的地震安全性有重大的影响。
龙门山造山带位于松潘—甘孜褶皱带与扬子准地台的接合部位,既是青藏高原的东界,又是现今龙门山前陆盆地(成都平原)的西界(图1)。
它北起广元,南至天全,长约500km,宽约30km,呈北东—南西向展布,北东与大巴山造山带相交,南西与锦屏山造山带相连,系由一系列大致平行的叠瓦状冲断带构成,具典型的推覆构造特征,显示为陆内造山带。
[7]
图4龙门山造山带构造地层格架(李勇等,2000)
成都平原由发源于川西北高原的岷江、沱江(绵远河、石亭江、湔江)及其支流等8个冲积扇重叠联缀而成复合的冲积扇平原。
成都平原地表松散,沉积物巨厚,平原中心地带沉积物厚度达300m,第四纪沉积物之上覆有粉砂和粘土,结构良好。
成都平原是叠加在川西坳陷之上的第四纪凹陷盆地,又称为成都凹陷。
总体上成都平原处于四川沉降带西侧,介于龙门山隆起褶皱带与龙泉山褶皱带之间。
西侧的龙门山山前地带断层发育,东部为熊山-龙泉山构造带,发育一系列雁行式NE向展布的断层。
龙门山前山带位于北川—映秀断裂与彭灌断裂之间,主要由未变质的古生界和三叠系地层构成。
该带发育两种构造样式:
一种为叠瓦状构造;
另一种为飞来峰构造,具双层推覆的性质。
该带的前缘断裂为彭灌断裂,走向北东,倾向北西,倾角较陡,叠瓦状次级断裂发育;
断裂构造岩以角砾岩和碎裂岩为主,具浅层次的脆性断层变形特征。
因此该构造地层带属于较强变形带,具变形、变位的“两变”特征,主要由已强烈变形和变位的沉积岩构成。
北川-映秀断裂、彭灌断裂和新津-蒲江断裂是大成都地区主要地质构造,上述三构造断裂的活动性直接受龙门山造山构造活动的影响,决定了大成都地区的地震安全性,分别作如下介绍:
(1)北川-映秀断裂,又称龙门山主中央断裂,断裂西侧为龙门山高山区,海拔高程在4000~5000m,东侧则为海拔高程约在1000~2000m的中低山区,地貌反差显著。
北川-映秀断裂的走向为NE30°
,贯通性较好,活动构造地貌保存较为完好,显示晚新生代以来该断裂为脆性破裂特征,具逆走滑运动性质。
同时,在龙门山构造带几条主干断裂中,北川断裂显示出最强的活动性。
(2)彭灌断裂,是龙门山主边界断裂。
彭灌断裂走向NE40°
,在中南段线性影像清晰,贯通性较好,活动构造地貌保存较为完好,显示晚新生代以来该断裂为脆性破裂特征,具逆走滑运动性质。
(3)新津-蒲江断裂,南西端始于蒲江以南,断裂走向为NE30°
~40°
,倾向SE,倾角不定,显示南东盘相对上升的逆断层性质,控制了成都平原第四纪断陷的南东边界。
蒲江-新津断裂虽然远离龙门山造山构造带最远,受其影响最小,但新津-蒲江隐伏断裂从南至北穿越成都市,因此,新津-蒲江断裂的活动性对成都市的地震安全性具有至关重要作用。
[8]
4.2大成都地区活断层剖面土壤氡浓度测量结果及数据处理
本次对大成都地区断裂带土壤氡浓度测量,主要的测量粒子为70cm深度土壤中222Rn第一代放射性子体218Po所释放的α粒子,从而推算出土壤中222Rn浓度的高低。
通过对北川断裂带及成都平原上彭灌断裂带、新津-蒲江隐伏断裂带上活断层的测量,证明断层的存在和活动,为震后大成都地区断层活动性评价提供数据支持和理论依据。
针对氡气测量易受降水、地表水和地层中放射性矿体的影响,在测量时间的选取上避开了降水气候条件,测量点上选取在地形平整地区,尽量远离河流和土壤含水率较大的地区。
同时,在土壤氡浓度测量剖面的测点上同步进行地面伽玛能谱测量,排除了测量剖面地层中放射性核素异常对土壤氡气测量的影响(地表伽马能谱测量数据不做详细论述,详细数据见附件表格)。
为证明仪器的稳定性,在断层土壤氡气测量前和测量结束后均进行了同一测点仪器稳定性测量,结果证明仪器的稳定性是能够满足要求的,测量数据是可靠的,可以信赖。
在仪器测量结果为α计数,经过在标准氡室标定,确定其转换系数为200Bg/m3·
counts。
测量结果用公式:
分别计算测量数据平均值和标准差以上各式中:
—样本数;
—第i个测点的读数;
—标准方差;
—样本平均值。
以每条测线测值的平均值加减3倍标准差为限,剔除特别大或特别小的测量值后的平均值作为背景值,以超过背景值的1.5倍标准差的测值作为断层存在的地球化学异常。
此次测量对象为对大成都地区地震安全性影响最大的6个主要活动断裂(带),其中,对北川-映秀断裂带测量了1条活动断裂剖面;
测量了1条新津-蒲江隐伏断裂剖面;
在作为成都平原与龙门山造山带的边界—彭灌断裂带上测量了4条活动断裂剖面。
以断裂和剖面测量地点为各测量剖面的名称,分别称之为:
1)北川断裂虹口剖面;
2)彭灌断裂小渔洞剖面;
3)彭灌断裂中坝剖面;
4)彭灌断裂白鹿剖面;
5)彭灌断裂通济剖面;
6)新津-蒲江断裂剖面。
活动断裂剖面土壤氡测量结果分别叙述如下:
(1)北川断裂虹口剖面,位于都江堰虹口一猕猴桃园,缓坡林地。
测量时间为2008年12月6日,测线长305m,测量间距10-15米,异常点附近以5米间距加密测量。
测量结果如图5,断裂剖面测线平均值为41176.0Bg/m3,均方差为30314.1Bg/m3;
土壤氡浓度背景值(RnB)为37739.5Bg/m3,均方差为24450.4Bg/m3,异常阈值(RnF)为83210.6Bg/m3。
由图可以看出:
有两处氡浓度值超过了异常阈值,最大土壤氡浓度值为137197.0Bg/m3,最小值为7294.1Bg/m3。
图5北川断裂虹口剖面测量处理结果图
(2)彭灌断裂小渔洞剖面,测量地点为一菜地,测量时间为2008年12月4日,测线长320m,以10m左右地表间距测量,在异常点加密测量。
测量结果如图6,断裂剖面测线平均值为26590.9Bg/m3,均方差为8782.8Bg/m3,异常阈值为39765.0Bg/m3。
有两处氡浓度值超过了异常阈值,最大土壤氡浓度值为45347.7Bg/m3,最小值为9029.4Bg/m3。
图6彭灌断裂小渔洞剖面测量处理结果图
(3)彭灌断裂中坝剖面,测量地点位于一小路两旁荒菜地,测量时间为2008年12月5日,测线长110m,以10m左右地表间距测量,异常点加密测量。
由于测量场地的限制测线长度较短,但测线完全覆盖了断裂地区。
测量结果如图7,断裂剖面测线最大土壤氡浓度值为49590.6Bg/m3,最小值为13599.1Bg/m3,平均值为33151.0Bg/m3,均方差为12540.0Bg/m3,异常阈值为51961.0Bg/m3。
从地表距离59m至85m范围内,土壤氡气浓度值明显偏高。
图7彭灌断裂中坝剖面测量处理结果图
(4)彭灌断裂白鹿剖面测线位于白鹿中学旁,测量时间为2008年12月5日,测线长45m,测点间距为5m。
受测量条件的影响在第10测点后,即地表距离45m,坡度约60度,已无作业平台,被迫结束该剖面测量。
从现有数据来看,断裂剖面测线最大土壤氡气浓度值为38204.8Bg/m3,最小值为5915.8Bg/m3,平均值为19895.9Bg/m3,均方差为9373.1Bg/m3,异常阈值为33955.6Bg/m3。
测量结果如图8所示。
图8彭灌断裂白鹿剖面测量处理结果图
(5)彭灌断裂通济剖面测线长68m,测点间距5-8m不等测量,时间为2008年12月5日下午。
受附近一矿业公司采掘作业的影响,已破坏了土壤氡测量条件,平均氡浓度值较低,测量数据无代表性,仅供参考。
断裂剖面测线土壤氡气浓度平均值为4160.7Bg/m3,均方差为2680.5Bg/m3。
测量结果如图9所示。
图9彭灌断裂通济剖面测量处理结果图
(6)新津-蒲江断裂测量剖面位于路边山谷中。
测线长305m,测量间距10-15米,异常点附近以5米间距加密测量。
测量结果如图10,断裂剖面测线平均值为11797.6Bg/m3,均方差为8789.2Bg/m3;
土壤氡浓度背景值为10510.6Bg/m3,均方差为6546.3Bg/m3,异常阈值为23694.5Bg/m3。
有两处氡浓度值超过了异常阈值,最大土壤氡浓度值为38823.5Bg/m3,最小值为2000.0Bg/m3。
图10新津-蒲江断裂剖面测量处理结果图
目前,国内外尚未对运用氡气测试方法来研究断裂活动性分级(活动强度级别)作出一个统一的、普遍适应的判别标准。
仅有个别学者(张骏等,2000;
成玉祥等,2006),根据其经验,提出了少数仅适于局部地区性应用的相对判别依据。
因此,参考早期学者在研究中提出的判断指标,对大成都地区断裂氡气浓度测量结果进行统计比较,统计结果见表1。
因为通济剖面测量条件破坏,数据已失去意义,故RnF/RnB值和RnEmax/RnB值未列出,不做考虑,以N/A表示。
表1测量结果处理对比表
断裂名称
背景值RnB
(Bg/m3)
异常阈值RnF
最大值RnEmax
RnEmax高于RnB
RnF高出RnB
异常阈值比背景值RnF/RnB
最大值比背景值RnEmax/RnB
北川断裂虹口段
37739.53
83210.62
137397.03
99657.50
45471.09
2.20
3.64
彭灌断裂小渔洞段
26590.89
39765.01
45347.74
18756.86
13174.12
1.50
1.71
彭灌断裂中坝段
33150.98
51960.93
49590.64
16439.67
18809.95
1.57
彭灌断裂白鹿段
19895.91
33955.55
38204.83
18308.93
14059.65
1.92
彭灌断裂通济段
4160.65
8181.38
10273.97
6113.32
4020.73
N/A
新津-蒲江断裂
10510.63
23694.49
38823.53
28312.90
13183.86
2.25
3.69
5.基于断裂剖面土壤氡测量数据的大成都区断裂(带)活动性评价
5.1测量成果剖面解释分析
由于活动断裂土壤氡气测量受地形、表层土壤结构等测量条件的影响较大,因此运用土壤氡气测量强度对断裂(带)的范围、位置及活动性的评价不能只依靠断裂剖面测量数据,还需要以测量数据为基础,结合测量地点的地形、表层土壤结构等地质条件,对断裂(带)的位置、范围和活动性做综合分析解释,合理的评价断裂带的活动性。
以下针对各断裂测量剖面分别做出解释分析。
此次对北川断裂带测量了一条断裂剖面,测量地点土壤条件为:
浅表层砂质粘土,腐质粘土,下夹砂岩石块、砾石。
垂直于断层测量的土壤氡浓度测量结果如图11所示。
由图可以明显的看出剖面地表距离37m和101m处有两土壤氡浓度异常高点,而这两点之间土壤氡浓度较低。
对比图12,图11(图中红线对应横坐标为活动断裂地表断错位置,下同)中两高值点之间表层土壤受“5.12”地震运动的影响,呈“U”型凹陷状,表层土壤结构裂隙发育,如图12所示。
基于上述地表土层结构判断,由于地表土层裂隙的发育,使土壤对氡气的富集作用失效,土壤氡在扩散和大气的“抽吸”作用下逃逸出土壤,因此该测量范围的土壤氡浓度偏低。
综合实际测量时,裂隙两侧地表土壤结构未破坏处土壤氡气浓度测量异常,证明该区有断裂活动,且断裂的范围即为土壤氡浓度测量两高值点之间的距离,与地质勘察结论一致。
图11北川断裂虹口测量剖面曲线
图12
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- 运用 土壤 测量 评价 大成 地区 断裂带 活动性