Analysis of characteristics and failure mechanism of Paodili seismic landslide in Qingchuan County
-
摘要:
以“5·12”汶川地震诱发的青川县刨地里滑坡为例,现场调查了滑坡的地质特征,并基于离散元软件(UDEC)分析了1号滑坡动力响应及变形破坏过程,探讨了滑坡的成因机制。现场调查表明,刨地里1号滑坡具有近水平“上硬下软”的地层结构,其中石坎断层穿过了滑坡后缘;滑坡堆积体的岩性分带特征表明,刨地里1号滑坡下部千枚岩先于上部硅质岩被破坏,且破坏时间早于2号和3号滑坡;数值模拟研究揭示,峰值加速度放大效应在断层带附近的千枚岩内最强,其放大系数达6.79,导致下层千枚岩首先沿陡倾面产生拉裂破坏,随后上层硅质岩体产生拉裂破坏,结果与现场调查堆积物特征较吻合;断层和上硬下软的地层结构对刨地里滑坡动力响应、变形及破坏起到了控制作用。该研究可为上硬下软且含断层的地震滑坡的评价提供参考。
-
关键词:
- “5·12”汶川地震 /
- 地震滑坡 /
- 上硬下软地层 /
- 石坎断层 /
- 成因机制
Abstract:The problem of slope stability in high-intensity mountainous area is prominent. It is of great significance to study the relationship between geological structure and strata structure and the triggering mechanism of landslide under earthquake action. In this paper, the geological characteristics of the landslide in Qingchuan County are investigated, and the dynamic response and deformation and failure process of the 1st landslide are analyzed based on discrete element software (UDEC). The field investigation shows that the slope of Paodili 1st landslide has a near-horizontal “upper-hard, lower-soft” stratigraphic texture, in which faults pass through the back edge of the slope. The lithologic zonation of landslide deposits shows that the lower phyllite of Paodili 1st landslide was destroyed earlier than the upper siliceous rock, and the broken time was earlier than the 2nd and 3rd landslides. The numerical simulation research reveals that the peak acceleration amplification effect is strongest in phyllite near the fault zone, with an amplification factor of 6.79. This leads to the lower phyllite first experienced tensile failure along the steep dip surface, then the upper siliceous rock mass produced tension failure. The results are in good agreement with the characteristics of the deposits in the field investigation. The dynamic response, deformation, and failure of the landslide are controlled by the fault and the upper-hard, lower soft stratigraphic texture. This study can provide a reference for seismic landslides evaluation in regions characterized by faulting and “upper-hard, lower-soft” strata.
-
引言
重磁测量在地球科学、资源勘探、地球与行星科学、导航以及国防军事等领域具有举足轻重的地位。在海洋基础地质调查与研究中,通过海洋重磁测量可推断海底地质构造信息,再结合地震、大地电磁和地热流等测深手段,可揭示大地构造的动力学和运动学特征,进而分析出构造演化过程和机制。在海洋油气矿产资源勘探的普查阶段,由于重磁测量在“重、磁、电、震、热和放射性”等地球物理勘探手段中具有成本低、效率高等特点,通过重磁测量可获取到重磁异常的空间分布特征,在圈闭盆地与区划构造等地质解释中十分有效,可谓是“物探工作,重磁先行”。在地球物理学和空间科学研究中,重磁场的时−空变化连续记录为研究地球内部动力学特征及机制、地球与其它行星相互作用等提供了基础实测信息。在航海、航空和航天科技等领域中,根据重磁观测信息所绘制的重力磁基准图,可为舰船、飞机和太空运载器的导航提供重要的地球物理场信息。鉴于此,开展海域重磁测量的技术方法及应用研究至关重要。
海岛礁乃海洋资源的重要策源地,也是国防前哨的重要依托,更是科学研究的理想载体。海岛礁调查、研究与开发对于国家安全、海洋经济发展、海陆信息的统筹起着关键作用,也一直是世界上涉海国家关注的热点。例如,我国南海海域分布有东沙群岛、南沙群岛、西沙群岛和中沙群岛,其中大部分海岛礁都与珊瑚礁、碳酸盐台地、火山岩群和古老台地密切相关(党亚民等,2017)。利用地球物理探测(以下简称为物探)技术,揭示各种地球物理场的变化,结合其它地质、物探资料,有助于查明岛礁及邻域的地层岩性、地质构造等地质条件以及资源分布与环境状况等信息,为海岛礁的规划、建设和运维提供科学依据。在我国以往海岛礁调查案例中,主要是为地形地貌测量与浅地层结构探测为目标的测绘调查项目(单华刚,邓中华,2000;史照良,曹敏,2007;崔永圣等,2014;张凯等,2018;黄秋影,蒲鸿杰,2019;黄荣永等,2019;周胜男等,2019;李凯锋等,2020)和以水文气象观测为对象的生态环境监测项目(郑崇伟,李崇银,2015;夏运强等,2017;郑金海等,2021),而重磁测量项目相对较少,相关的技术方法也比较单调。在国内外公开出版的文献中,涉及到海岛礁调查的重磁测量文献所占比例更少。上述问题表明,海岛礁及其邻域的重磁测量技术要求高、工作难度大、应用研究水平薄弱的主要原因为:① 由于海岛礁及其邻域地理环境复杂,人与船只难以抵达,导致测量盲区范围较大,从而影响了成果质量;② 受测量技术发展的限制,一些重磁参数无法获取,阻碍了成果水平的提升;③ 未充分利用海岛礁作为海洋中稀缺的地球物理观测平台,制约了海域中地球物理学等领域的拓展及应用研究。
基于我国海岛礁建设与科学研究等需求,开展重磁测量在海岛礁及邻域的技术方法及应用研究已成当务之急,亟需科技与理论创新、学科交叉与技术融合。海岛礁及其邻域中的重磁测量技术方法研究不仅含有独立的陆域与海域探测技术方法,还包含了海陆两者不同类型技术融合与多学科交叉的内涵,它是构建“空—天—海—潜”立体探测的重要组成部分(徐行,2021)。为此,本文拟从分析海岛礁的自然地理环境、地形地貌和重磁场特征着手,对国内外重磁测量技术发展、方法与应用的研究现状做系统梳理,围绕着航空—海洋—地面的重磁立体测量技术体系的构建、多源数据融合处理和多学科交叉等系列问题进行分析,以期探讨未来重磁测量技术在海岛礁及其邻域中应用研究的发展方向。
1. 地形地貌与重磁特征
1.1 地形地貌
世界上海洋岛屿有20多万个,总面积约996.35万km2。传统的岛屿主要为:大陆岛、海洋岛以及冲积岛。其中,大陆岛是大陆地块延伸到海底并露出水面形成的岛;海洋岛包括火山岛和珊瑚岛,是由海底火山喷发或珊瑚礁露出水面而形成的;冲积岛是河水携带的物质在河流、湖泊中形成的岛(刘锡清,2000)。中国南海北部的岛屿以大陆岛和冲积岛为主,露出水面的岛体与邻近海域的地形地貌差异不大,岛体坡度平缓;而中国南海南部的岛屿以珊瑚岛为主,岛体坡度陡立,岛体与相邻海域水深落差明显,可达上千米(曾昭璇,1984;赵焕庭等,2014)(图1)。
1.2 重磁特征
重磁场的形态分布反映了地壳中岩石密度、磁性分布甚至更深部位岩石密度的分布特征,与各种地形地貌和地质现象紧密相关(高德章,唐建,1999)。海岛礁及邻域的重磁场幅值和异常梯度空间分布大多具有变化剧烈、杂乱无规则等特点,这主要是由地形地貌、地质构造和物质组分特殊性所致(陈森强等,1981;地质矿产部第二海洋地质调查大队,1987;郝天珧等,2009);同时,也受到海域测量技术、数据处理等技术方法的制约。
中国南海及其围区露头和钻孔的岩石样品的物性资料统计结果显示:中生界沉积岩的密度约为2.40×103-2.50×103 kg/m3;基性的喷出岩密度变化大,介于2.47×103-2.79×103 kg/m3之间,具有强感磁(390×10−3—500×10−3 A/m)和强剩磁(500×10−3—4000×10−3 A/m);中性的火成岩具有较强的磁性,其喷出岩的密度在2.50×103 kg/m3左右;侵入岩密度介于2.54×103—2.69×103 kg/m3之间;花岗岩密度介于2.54×103—2.71×103 kg/m3之间,其中黑云母花岗岩的密度较大,但花岗岩磁性不强,与变质岩相近;变质岩的密度较大,为2.70×103—2.79×103 kg/m3,磁性不强(王家林等,2002;陈洁等,2012)。
2. 重磁测量技术、方法与应用现状
地球物理学研究成果与理论的突破和测量技术方法的进步密切相关。我国海岛礁及其邻域重磁测量工作的技术发展历史可分前期和后期两个阶段:前期主要以水线以下的海洋重磁测量工作为主;而在后期,除了在水线以下开展海洋重磁测量之外,也在一些具备条件的海岛礁上实施地面重磁测量工作,包括地磁场绝对测量与重力基点建立等项目。
2.1 测量技术
自近代重磁测量技术诞生以来,欧、美西方国家便引领着全球重磁测量技术的发展潮流。例如,二十世纪五十年代以来即开始的走航式的船载海洋重磁测量;而我国自七十年代才开始使用国产质子旋进磁力仪进行海洋地磁测量,直至八十年代后,才使用进口船载海洋重力仪器开展走航式的海洋重力测量,取代了用国产仪器进行定点近海海底重力测量(徐行,2021)。在引进和消化吸收国外先进测量技术的基础上,我国科技工作者不断探索重磁测量及资料处理上的新技术、新方法,积极开展科技创新。二十一世纪以后,重磁测量技术研发取得了极为丰硕的成果。一些高性能的国产设备和软件已经商业化,逐步替代进口技术,摆脱了在此方面长期受制于人的被动局面,并在大地测量、地质勘探和地球物理观测等领域中得到推广与应用,推动了相关技术的发展与进步。 国产典型重磁测量设备如图2所示,它们可分别用于地面、海洋和航空等不同测量平台上。将代表性的国产重磁测量仪器与相应国际上同类仪器的技术参数进行对比,结果列于表1和表2,由表可以看出两者的技术水平比较接近,部分国产仪器的技术性能还优于国外仪器。因而,国产的重磁测量技术已可为现今的海岛礁及邻域的重磁测量工作实施提供技术储备。
图 2 典型国产重磁测量设备图片(a) Tide-010超小型绝对重力仪;(b) ZSM-6陆地相对重力仪;(c) ZL11-1A海洋重力仪;(d) GEO-DI磁通门经纬仪;(e) GM-4磁通门磁力仪;(f) ZL11-4A小型化重力仪;(g) GSN882海洋铯光泵磁力仪;(h) GSN833超小型航空铯光泵磁力仪;(i) EREV-C质子旋进磁力仪Figure 2. Pictures of typical domestic heavy magnetic measuring equipment(a) Tide-010 ultra-compact absolute gravimeter;(b) ZSM-6 land relative gravimeter;(c) ZL11-1A oceanography;(d) GEO-DI magnetic fluxgate warp and woof;(e) GM-4 fluxgate magnetometer;(f) ZL11-4A compact gravimeter;(g) GSN882 ocean cesium optical pump magnetometer;(h) GSN833 ultra-compact aerospace cesium optical pump magnetometer;(i) EREV-C proton spinning magnetometer表 1 国内外重力场测量仪器的技术指标对比Table 1. Comparison of specifications of domestic and overseas gravity field measurement instruments仪器名称 国产设备型号 国产设备的技术指标 国外设备型号 对标设备的技术指标 激光干涉
绝对重力仪Tide-010 准确度:优于10×10−6 cm/s2;
精度:优于5×10−6 cm/s2;
温度:10℃—35℃;
平均功耗:120 W;
传感部分质量:25 kgMicro-g A10 准确度:优于10×10−6 cm/s2;
精度:优于10×10−6 cm/s2;
温度:−18℃—38℃;
平均功耗:200 W;
传感部分质量:45 kg陆地重力仪 ZSM-6 量程范围:≥8000×10−3 cm/s2;
示值分辨率:0.0001×10−3 cm/s2;
精度:<0.005×10−3 cm/s2;
漂移:≤0.02×10−3 cm/s2/天ZLS Burris 量程范围:7000×10−3 cm/s2;
示值分辨率:0.001×10−3 cm/s2;
精度:0.003×10−3 cm/s2;
漂移:0.01×10−3 cm/s2/天海洋重力仪 ZL11-1 量程范围:±10000×10−3 cm/s2;
精度:≤1×10−3 cm/s2;
月漂移:≤3×10−3 cm/s2/月;
平台最大纵横摇角:±45°KSS32 量程范围:10000×10−3 cm/s2;
精度:≤1×10−3 cm/s2;
月漂移:≤3×10−3 cm/s2/月;
平台最大纵横摇角:±40°超小型海空
重力仪ZL11-4A 量程范围:10000×10−3 cm/s2;
示值分辨率:≤0.3×10−3 cm/s2;
精度:≤3×10−3 cm/s2;
平台最大纵横摇角:±25°GT-4 量程范围:10000×10−3 cm/s2;
示值分辨率:0.1—0.2×10−3 cm/s2;
精度:0.6×10−3 cm/s2;
平台最大纵横摇角:±45°表 2 国内外地磁场测量仪器的技术指标对比Table 2. Comparison of specifications of domestic and overseas geomagnetic field measuring instruments仪器名称 国产设备型号 国产设备的技术指标 国外设备型号 对标设备的技术指标 地面质子旋进
磁力仪EREV-C 测量范围:20000—100000 nT;
示值分辨率:0.01 nT;
灵敏度:0.02—0.05 nT;
绝对精度:±0.5 nT;
梯度容量:>7000 nT/m;
采样率:3—60 s可选GEM 19T 动态范围:20000—120000 nT;
示值分辨率:0.01 nT;
灵敏度:0.05 nT;
绝对精度:±0.2 nT;
梯度容差:>7000 nT/m;
采样率:3—60 s可选海洋铯光泵
磁力仪GSN882 测量范围:20000—100000 nT;
噪音:< 0.04 nT;
最高采样率:100 Hz (可调);
航向误差:优于1 nTGeomatrics G882 测量范围:20000—100000 nT;
噪音:< 0.004 nT
最高采样率:20 Hz;
航向误差:< 1 nT(360°旋转)航空铯光泵
磁力仪GSN833 测量范围:10000—100000 nT;
绝对精确度:< 2.0 nT;
灵敏度:≤6 pT;
噪声: 0.002 nT P-P;
带宽:0.01—1 Hz;
梯度容限:40000 nT/mSCINTREX CS-3 测量范围:15000—105000 nT;
绝对精确度:< 2.5 nT;
灵敏度:≤6 pT;
噪声: 0.002 nT P-P,
带宽:0.1—1 Hz
梯度容限:40000 nT/m磁通门
磁力仪GM-4 补偿磁场范围:±62500 nT;
测量范围:±2500 nT;
示值分辨力:0.01 nT;
噪声:< 0.05 nT RMS;
温度漂移:< 1 nT/℃;
采样率:1 次/sLEMI-025 补偿磁场范围:± 70000 nT;
测量范围:± 4000 nT
示值分辨力:0.01 nT;
噪声:< 10 pT RMS;
温度漂移:< 0.2 nT/°C;
采样率:1 次/s磁通门
经纬仪GEO-DI 观测误差:δD≤2″,δI≤2″;
准确度:δD≤0.2′,δI≤0.2′;
望远镜放大倍数:30;
长水准器角值:20″/2 mm;
圆水准器角值:8″/2 mm;
读数带尺分划值:1″;
读数带尺估读值:0.1″;
磁通门最大示值分辨力:0.1 nT;
测量范围:−199.9—199.9 nTMAG-01H(010B) 观测误差:δD≤1″,δI≤1″;
准确度:±1″;
望远镜放大倍数:30;
长水准器角值:20″/2 mm;
圆水准器角值:8″/2 mm;
读数带尺分划值:1″;
读数带尺估读值:0.1″;
磁通门最大示值分辨力: 0.1 nT;
测量范围:0.1—2000 nT2.1.1 重力测量技术
重力测量以牛顿万有引力定律为基础,其测量的物理量为重力加速度。重力测量既是勘探地球物理学的一部分,也与大地测量和固体地球物理学息息相关,可分为绝对测量和相对测量两种方式,前者是基于重力作用下物体的运动情况测定重力的全值,后者是基于重力作用下物体的平衡情况来测定两点之间的重力差值。
当前主流的绝对重力仪的测量原理可分为“激光干涉”和“冷原子干涉”两种。绝对测量技术具有测点精度高和工作效率高等优点,测量准确度优于10×10−6 cm/s2,精度在5×10−6—10×10−6 cm/s2,测量范围可以覆盖全球,可有效地改善重力基准网建设中的高等级基准点的密度与覆盖率(王林松等,2014)。我国高精度绝对重力测量装备在前期很大程度依赖于从国外进口,主要用于测量高等级基准点。在海洋地质调查中,最早使用的仪器是中国地震局地球物理研究所研发的Tide-010超小型绝对重力仪(图2a),在广州海洋地质码头的重力基点测量项目中,利用该仪器进行绝对重力测量技术取得了令人满意的效果(王劲松等,2016)。现如今国内外绝对重力测量技术发展趋势将不再局限于在固定平台上,还将拓展到移动平台上。值得注意的是,近年来随着国内基于激光干涉测量原理(吴琼等,2011;吴燕雄等,2022)和冷原子测量原理(程冰等,2021)的绝对测量技术的不断突破,极大拓展了绝对重力测量仪在深远海中的重力测量潜能。
相对重力仪从构造上可分平移式和旋转式两大类,从制作材料和工作原理上又可分为石英弹簧重力仪、金属弹簧重力仪、振旋重力仪和超导重力仪。近几十年来,主流的相对重力仪有两类:一类为基于“零长弹簧”原理的金属弹簧传感器技术的相对重力仪;另一类为以石英弹簧重力传感器为核心的相对重力仪, 如图2b所示的北京地质仪器厂制作的ZSM型石英弹簧重力仪(林润南,1983)。相对重力测量仪器是指测量重力加速度(重力场强度)相对变化的仪器,其测量灵敏度可达到10−6 cm/s2 、量程为4000×10−3 cm/s2 —7000×10−3 cm/s2 ,也常称之为“重力仪”。地面重力仪的测量精度为10−6 cm/s2,而安装在运动平台上的海洋—航空重力的测量精度相对低一些,也能达到10−3 cm/s2。因此,根据相对重力仪及相应观测平台进行分类,主要分为地面重力仪(图2b)、海洋重力仪(图2c)和航空重力仪(图2f)三大类,其中, 图2c和 图2f中的两款重力仪均为中船重工707研究所的产品。此外,现今的小型化重力仪还可应用于类似于潜艇水下航行器和无人机等移动平台上。
2.1.2 地磁测量技术
地磁测量的物理量是磁感应强度或磁通密度,其中的磁通密度为矢量,用于描述磁场强弱和方向,通常以地磁场七要素即地磁场总强度F、磁偏角D、磁倾角I、北分量X、东分量Y、垂直分量Z和水平分量H来表述。地磁测量是勘探地球物理一个重要组成部分(磁法勘探),还与空间科学和固体地球物理中的地磁学研究密切关联。根据地磁测量的特点,可把磁力仪分为矢量磁力仪和标量磁力仪两类。测量方式又可分为绝对测量与相对测量两种,绝对测量指的是测量测点的F,D,I和H,相对测量主要是连续观测地磁场随时间变化的三分量(X,Y,Z或H,D,Z)信息。其中,绝对测量值可作为相对记录的基线值,为相对记录提供数值基准。地磁场七要素各量之间是有规律可循的,依据其中任意三个要素便可推算出其它要素。
地磁测量分为固定台站地磁测量和流动地磁测量两类。其中,固定台站地磁测量又分基准台和基本台。国家地磁基准台测量必须是由绝对测量和相对测量两部分组成。绝对测量设备由总场磁力仪和磁通门经纬仪组成;相对测量设备由磁通门磁力仪和饱和式电磁感应磁力仪组合而成。国家地磁基本台的技术配置要比地磁基准台稍低,测量环境也要低一个技术级别。流动地磁测量的主要设备是总场磁力仪、磁通门经纬仪和GNSS接收机等。在固定地磁测量台站中,常采用地磁场矢量测量方式连续记录地磁场的变化:一方面,通过分析地磁极漂移过程来研究地球内部动力学的变化特征;另一方面,通过分析地磁场随时间变化的规律研究外源场的变化及地球的电磁感应响应特征,进而研究太阳与地球之间能量的“日地耦合”,甚至分析地球与行星的空间环境变化对地球演化的影响。流动地磁测量的主要目的是对固定地磁台及在一些特定地质构造部位建立的地磁测量点进行定期测量,收集测量点附近的地磁场随时间与空间变化信息、为绘制地磁基准图和构建地磁场模型等研究提供实测数据。
地磁场具有变化幅度大、时间尺度宽等特点,测量方式分为地磁绝对测量和相对测量两类。地磁绝对测量用来长期记录地磁场内源场所产生的缓慢变化,而地磁相对测量则用来揭示地磁场中外源场所发生的快速和细微的变化过程。地磁场的相对记录主要有三个分量,而国际上最通用的磁通门磁力仪(图2e)。用于测量地磁场大小和方向,其记录的地磁场参数为X,Y,Z或 D,H,Z三分量的连续时间变化值。
磁法勘探主要测量地磁场总场强度F,其测量仪器为磁力仪,也称为磁强计,其灵敏度达到纳特(nT)级或更高,量程可达10万nT。早期的地磁测量装备主要以光学机械式磁力仪(地面)和感应式航空磁力仪为主。近年来,测量地磁场总场强度的主流仪器为质子磁力仪(图2i)、Overhauser质子磁力仪和光泵磁力仪。质子磁力仪和Overhauser质子磁力仪分别采用静态极化和动态极化方法;光泵磁力仪又可分He4、碱金属铯、铷和钾光泵磁力仪(张昌达,董浩斌,2004;董浩斌,张昌达,2010)。测量磁偏角和磁倾角是地磁场绝对测量中的重要科目,目前主流的磁偏角和磁倾角测量设备是磁通门经纬仪,如图2d所示的中国地震局地球物理研究所研发的GEO-DI磁通门经纬仪由磁通门经纬仪、磁通门传感器和检测器三部分组成。磁偏角是地磁场总强度在水平面内的投影与地理北(真北)的夹角,而磁倾角是地磁矢量与水平面的夹角。由于测量磁倾角需要在磁子午面内进行,因此,通常先测磁偏角,后测磁倾角。
2.2 测量方法
由于海岛礁及其邻域中的地形地貌、重力场和地磁场均具有复杂性、特殊性等特征,仅采用传统的技术与方法,难以获取高分辨率高精度重磁测量信息,因此,需要依靠多种平台协同作业来弥补技术缺陷。近年来,在我国内陆的资源调查和基础地质调查中,以重、磁、电和放射性为调查手段的无人机航空物探技术(李军峰等,2014;崔志强等,2015)得到了广泛应用。而在海域中,自然资源部南海局、广州海洋地质调查局和南方科技大学等机构则利用无人机进行航磁测量,并在珠江口海域、黄海与东海等岛屿试验中多次验证了该技术方法(周普志等,2022)。因而,将无人机航空重磁测量技术方法融入到海岛礁及其邻域重磁测量技术体系的时机已然成熟。
2.2.1 地面测量方法
在水面以上的海岛礁重磁测量方法均为流动的定点测量。在地磁测量中,利用磁力仪测量地磁场获取总场强值度F是最基本的技术手段,仪器选用质子旋进磁力仪、Overhauser磁力仪或光泵磁力仪均可满足要求。在一些流动地磁测量中,还需利用GNSS技术确定测点的地理真北方位,再用磁通门经纬仪测得测点的磁偏角D和磁倾角I,最后利用F,D,I组合获取测点上的地磁场绝对测量值(周锦屏,1999;许家琨等,2012)。目前,自然资源部南海局等单位正在筹建海岛礁上的具有地磁场的绝对测量和相对测量记录的地磁台(魏巍等,2019)。
海岛礁重力测量分为绝对测量和相对测量二类。绝对重力测量技术主要用于建立海岛礁上的基准点;而相对重力测量技术具有快捷和效率高的优点,常用于测量基本点和其它点位,并为大面积的相对重力测量提供基准和参考。研究绝对重力测量和相对重力测量的技术融合,可有效提高海岛礁重力测量数据的质量和效率(张宏伟等,2012;邓洪涛,赵珞成,2017;邓洪涛等,2018)。
2.2.2 海洋测量方法
水面以下的海洋重磁测量均以船为调查平台。海洋磁力测量方法采用地磁场绝对测量方式,以测量地磁场总场强值F为主。由于该技术对周边的电磁环境要求比较高,磁力仪传感器(也叫“磁探头”)的位置需远离船只。为降低船磁对磁探头的影响,海洋磁测采用拖曳方式,通常要求磁探头距离船的距离大于等于三倍船只长度,而数据测量控制单元安装在船上。但因质子旋进磁力仪的采样率较低,现已不适用于船只高速航行中的动态测量,需采用具有较高采样率和测量精度的Overhauser磁力仪或光泵磁力仪来满足动态的海洋地磁测量的技术要求。需要注意的是,在海洋磁测过程中,需做船磁方位测量,用于消除调查船对磁测设备的船磁影响。
海洋重力测量方法采用相对测量方式。为提高海洋重力测量的数据质量,通常把海洋重力测量仪器安装在较大吨位船只中,并将其中的重力传感器单元固定在船舱内最为稳定的地方。国外的LACOST,KSS31和GT-2M等海洋重力仪和中船重工707所生产的ZL11-1A海洋重力仪均可满足现今船只航行中的海洋重力测量的技术要求。在海洋重力测量过程中,在调查船起航前和返航后的两个时间节点上,均需要在停靠码头上的重力基点附近进行基点比测,可消除重力仪的动态漂移。
2.2.3 无人机航空测量方法
在深远海域中,采用载人航空物探中的重磁测量,会存在以下几个情况:① 在海域航空物探作业时,通常情况下的飞行高度距离海面近1 km,而且海岛礁及其邻域的重磁异常幅度变化较大,不利于刻画精细的重力和地磁场异常空间分布特征;② 载人航空物探作业成本较大;③ 在海域作业的载人航空物探需要后勤保障,不适合远离机场的海岛礁及其邻近海域作业。因此,本文中海岛礁及其领域的航空测量技术方法只限于对无人机航空测量技术的讨论。
在无人机航空物探(重、磁、电和放)的技术载荷中,重力测量设备的负荷最重,尺寸也大。即便是选用小型的捷联式重力仪也存在类似情况。例如,中船重工707所研发的ZL11-4A型航空重力仪系统设备重量小于25 kg,体积长×宽×高≤320 mm×310 mm×345 mm。由于技术载荷的重量大,要求配备更强动力的无人机,选用油动旋翼无人机较为合适,无人机航空重力测量属于相对测量技术。开始前确认无人机平台各部分状态是否正常;然后,将携带重力仪的无人机放置在重力基点上,进行静态测量;最后,在飞行作业结束后,指示无人机返回到重力基准点上,再进行静态测量,即完成了基点比测。
在无人机航空地磁测量中,可采用测量地磁场总场强值和地磁场三分量值两种方法,而在海岛礁及其邻域的无人机航空磁力测量中,主要采用磁场总场强值。由于无人机航磁测量中飞行速度较高,必须要选用抗干扰能力强、采样率高、重量轻和尺寸较小的光泵磁力仪。例如,深圳加泰科的铷光泵磁力仪重量只有0.75 kg,上海卫导公司研发的GNS833型铯光泵磁力仪也只有1.5 kg。根据海岛礁气象环境及其无人机起降的技术要求,选用具有抗风能力大于6级、有垂直起降能力的固定翼无人机作为测量平台较为合适。在无人机航磁测量之前,需作磁补偿测试,用于消除无人机及其它辅助设备带来的“罗差”影响。
在地面、海洋和航空地磁测量中,均需要同步记录地磁场日变信息,用于事后数据预处理中的地磁日变改正。地磁日变观测点的场地选取应满足地磁场梯度较小和电磁干扰弱的观测环境要求,观测仪器可采用质子旋进磁力仪,其技术指标已可满足技术要求。同样,也可选用距离测量工区不远的固定地磁台的连续测量记录。在深远海域中,可采用潜标方式把水密封装磁力仪布放到海底,进而获取磁测过程中的地磁日变信息(徐行等,2005)。此外,值得注意的是,在低纬度海域开展海洋磁测时,要考虑赤道环电流活动给测区带来的严重影响,地磁日变观测站的布设不得远离测区。也可采用地磁场模型中的外源场信息,通过数值模拟估算,来确定测区与地磁日变观测站之间的有效距离。
2.3 数据处理
海岛礁及其邻域的重磁测量数据分定点测量值和动态测量值两类。定点观测项目有:重力基准点的测量、重力基点比测、流动地磁测量和地磁日变观测等项目。动态测量项目是指沿测线动态测量的地面、海洋和航空的重力测量或地磁测量。相应的数据处理也可分为数据预处理和多源数据融合处理。
数据预处理步骤如下:① 通过一系列的校正计算,处理脏数据、消除畸变点,使重磁测量值的空间变得平滑和稳定;② 调整数据输出格式,为进一步反演、延拓等数据处理准备合格数据。在常规的数据预处理中,重力测量数据的改正以重力基准点为参考,对相对重力仪测量获得的数据进行零漂改正、厄特弗斯改正、垂直加速度改正、水平加速度改正、交叉耦合效应改正,以及空间改正和正常重力场改正等,最终将重力测量值变换到异常场或区域重力场上;而地磁测量数据的改正要作地磁场的日变改正、测量平台的磁补偿、传感器与定位点之间的偏移距改正以及国际地磁参考场(International Geomagnetic Reference Field,简称为IGRF)改正等,最终将地磁测量值变换到异常场和区域地磁场中。
多源数据融合处理即:对不同时间与不同测量平台中产生的同一属性的重力测量或地磁测量的数据进行整合和处理,以提高测量成果的精度和可靠性。本文不涉及到重力与地磁测量两种不同属性之间的数据融合及研究。多源数据的定义早期是指不同采集时间、不同采集仪器设备或不同船只产生的重磁测量历史数据,而如今的定义已拓展为地面、海洋和航空不同采集平台上产出的重磁测量的历史数据。融合处理是要把不同“测量基准”、“空间位置”、“测量精度”、“数据分辨率”和“采集时间”的测量信息进行一系列改正计算,形成统一的基准、精度、空间分辨率和格式信息。当把小范围高质量的重磁测量数据融合入大范围区域数据时,既要保证能反映区域的背景特征,又要能突显局部细节的高质量数据。
对比重磁测量的数据预处理和多源数据融合处理两种方法,前者较为成熟,而后者尚欠完善。因此,本文数据处理的主要聚焦在海岛礁及其邻域重磁测量多源数据融合处理研究上。在以往的重磁测量多源数据融合处理中,主要是采用人工调平的处理方式,其特点是速度慢、效率低、数据成果质量取决于处理人员的经验,主观因素较大。然而,采用插值、加权计算或抽细测量数据等方法,虽能实现数据之间的光滑衔接,提高工作效率,但会丢失高质量数据的细节特征。针对不同融合对象,前期的重磁测量多源数据融合处理的技术方法研究案例比较多(成怡等,2008;刘强等,2009;黄谟涛等,2013;潘宗鹏等,2013;刘翔等,2016;支澳威,陈华根,2019)。上述研究工作为如今系统开展海域重磁测量的多源数据的融合处理以及误差处理的精细化研究奠定了良好的基础。
随着构建重磁立体探测技术的时机逐渐成熟,数据融合处理的难度和复杂性也在增加。由于多平台重磁测量技术产出的测量信息具有各自特点与适用范围,反映了不同频段的地球重力场或地磁场信息(郝燕玲等,2007;黄谟涛等,2015)。因此,如何选择这些不同的空间位置(海洋、地面、航空及卫星等)、测量基准、测量精度和调查比例尺的重、磁位场数据融合处理流程和算法,最终产生高精度、高分辨和高质量的统一基准和测量平面的位场数据已成亟需解决的问题之一。从上述的数据融合处理环节分析,有几个关键问题值得重视:一是确定测量基准;二是消除基准差;三是统一数据空间分辨率与精度;四是数据融合误差分析与精度评估等。除此之外,从融合处理中的计算精度与速度来看,如何选择融合处理的算法也十分关键。
2.4 测量成果输出
海域的重磁测量成果输出方式通常是由研究区的磁异常图、重力自由空间异常图和布格异常图(等值线图)以及重磁测量平剖图等组成。由于在海域(包括海岛礁区域)缺少足够数量的、定期的、高质量的绝对重力和地磁测量值约束,用数学方式精细地表达海域中重力磁场的平均异常场解析方式的成果比较少(夏国辉等,1988;狄传芝等,2011)。然而,二十一世纪是人类利用卫星探测技术提升对数字地球认知能力的新纪元(王亶文,2001;郑伟等,2010)。数字地球实质上就是信息化的地球,而地球重力场模型和地磁场模型是数字地球的重要组成部分,分别是地球重力场与地磁场的数学描述。现有的海域重力/地磁测量成果输出方式只是数字地球最基础的表达方式。
地球重力场模型是指地球引力位按球谐函数展开中引力位系数的集合,地磁场模型是用高斯球谐函数展开的地磁场空间分布与时间变化的数学表达式,尽管它们都是用球谐分析方法作为本物理场的数学描述,但各自的球谐表述相差很大(王亶文,2005)。地球重力场及其时变反映了地球表层及内部物质的空间分布、运动和变化,同时决定着大地水准面的起伏和变化,因而重力场模型研究可再分为相对固定的重力位系数模型和时变重力场模型两类(祝意青等,2022)。近年来,随着CHAMP和GRACE等卫星重力探测计划的实施,各研究机构纷纷研制发布了各自的全球重力场模型(如EIGEN-4C、EIGEN-5C等)和超高阶全球重力场模型—EGM 2008。其中,EGM 2008模型采用了最新的卫星测高、卫星重力和地面重力数据,模型的阶次完全至2159阶(球谐模型的阶扩展至2190阶),空间分辨率达到5′(王亶文,2003;章传银等,2009)。与地球重力场一样,地磁场也可分为基本磁场和变化磁场两部分,前者起源于地核的主磁场和岩石圈磁场,后者主要是由分布在磁层、电离层以及星际空间的电流体系引起(王亶文,2001)。自1968年起,国际地磁与高空物理学协会以5年为间隔发布全球地磁场参考模型IGRF,最新一代是IGRF-13。20世纪末由美国和丹麦科学家共同建立了另一种新的全球模型—地磁场综合模型(Comprehensive Model,缩写为CM),它实现了对地磁场进行各场源的分离计算。2004年,Sabaka等(2004)在前期工作的基础上,利用更多的卫星和台站数据,建立起第四代地磁场综合模型—CM4 (白春华,徐文耀,2010;冯彦等,2010;邢琮琮,徐行,2020;邢琮琮等,2022)。
在分析典型全球地球重力场模型和地磁场模型在中国大陆和海域适用性时,发现海陆之间的空间分辨率和精度差异很大(王亶文,2003)。然而,在获取重力数据较为困难的中国西部地区青藏高原、东部海岸带和海岛礁及其邻域中,这种现象更为突出(杨金玉等,2012;祝意青等,2022)。上世纪九十年代的IGRF模型对中国地磁场的拟合效果差强人意(安振昌,1993);而本世纪初,在不考虑环境干扰大的台站的情况下,IGRF的误差(均方根差)为146.9 nT (夏哲仁等,2003);在利用CM4模型分析中国大陆地区的分布特征时,CM4的主磁场模型精度总体上高于IGRF10,可适用于大尺度的磁场研究(冯彦等,2010);而在时空分布特征上还存在一些差异(李细顺等,2018)。但国外的全球模型在我国海陆差异明显的主要原因在于数据源。在重磁场模型研究过程中,参与计算的中国测点数据稀少、分布极其不均匀,中国境内的很多区域甚至出现了缺少数据的情形。针对这一情况,我国研发了全球和区域的重力场模型(夏哲仁等,2003;Liang et al,2020;罗志才等,2022)和地磁场模型(顾左文等,2006;Chen et al,2022;泽仁志玛等,2023)。已发表的最新文献表明,我国的模型值与实际测量数据的拟合程度很高,其成果与国际先进水平已可并驾齐驱。
与陆域产出的重磁测量成果相比,海域的重磁测量成果输出方式相对单调,信息量小;既未完整反映出地球物理场信息,又不利于测量成果的深度挖掘。在高精度、高分辨率重磁测量成果输出方面,这种现象尤其突出。究其原因主要为:① 受重磁测量技术的限制,缺少系统测量体系; ② 涉及海洋重磁场的多学科交叉研究不够,影响了研究领域的拓展;③ 尚未充分利用海岛礁这个稳定科学观测平台。因此,提升海域的重磁测量成果水平,丰富数字地球的数字化与可视化程度的任务十分艰巨。
3. 重磁测量在海岛礁及邻域的应用
针对重磁测量技术在海岛礁及其邻域中的应用现状,主要问题集中在亟需构建海岛礁及邻域的立体化重磁测量技术体系、深化多源数据融合处理技术方法研究和挖掘信息与扩展应用领域这三个技术层面,本文将就此展开讨论分析。
3.1 构建立体化的测量技术体系
在地面、海洋和航空测量平台上的重磁测量技术方法很多,包含绝对测量技术和相对测量技术。由于依靠单一测量平台的重磁测量技术都有局限性,因此,通过海洋、地面和航空等多样化平台上的重磁测量协同作业(图3),有助于提升工作效率和野外资料数据采集的完整性。目前地面、海洋和航空三种测量方法在协同作业及其数据处理的技术规程尚未统一和明确。基于此,构建科学合理、有效的立体化测量技术体系仍为突破现今海岛礁及其邻域重磁测量关键技术的当务之急。
1) 不同工作平台上的重力测量
在海岛礁及其邻域的重力测量包括几部分:一是建立重力测量基准点;二是按一定的调查比例尺开展区域重力测量。相应的成果方式是高等级大地测量基准点(平面坐标,高程和重力值)、区域重力异常图∆G和重力基准图等。
按照传统的重力测量技术规程,使用相对测量技术和采用引点方式,需在海岛礁上建立重力基准点;区域重力测量可分水线以上地面重力测量和水线以下海洋重力测量两类。其中,基准点测量中存在误差传递(原点与测量点之间距离控制误差的大小),而且工作效率较低。地面重力测量以定点测量方式进行,精度在几至几十10−6 cm/s2级别;海洋重力测量以动态测量方式进行,精度为10−3 cm/s2。由于船只在岛屿周缘航行范围具有局限性,会出现较大面积的测量盲区,依现有的重力测量技术方法,在海岛礁上建立基准点可采用绝对测量技术。在区域测量中,除地面和海洋重力测量方式外,可采用无人机航空重力测量,测量精度为10−3 cm/s2。对比之下,在基准点或参考点测量中,采用新型的绝对重力测量技术取代传统的相对重力测量技术,有效降低了误差传递,提高了测点精度和工作效率。在区域测量中,采用无人机航空重力测量技术有助于消除海岛礁及其邻域复杂地形地貌的约制,并克服原先海岛礁周边存在的测量盲区的技术难题。这不仅提高了海岛礁及其邻域重力测量的工作效率,也增加了测量数据密度。
近年来,随着国产重力绝对测量技术逐渐成熟,将高精度绝对重力测量与先进的陀螺仪三轴稳定平台进行技术集成,形成了动态平台上的绝对重力测量系统,进而探索船舶动态环境下的绝对重力观测技术与方法。中国地震局地球物理研究所研制的海洋绝对重力测量系统在中船重工707研究所内进行了动态测试(图4)。其核心技术包含基于陀螺仪稳定平台的船载动态环境下绝对重力测量系统、船载环境下垂直向振动抑制算法和横摇纵摇和水平向运动干扰校正及误差分析等。从目前的研究现状来看,虽然总体技术指标会低于陆地上重力绝对测量分辨率和准确度,但经过技术试验对技术性能的不断完善,测量能力不断提高,近期可实现动态环境下的绝对重力测量技术方法的突破,为绘制海域的重力基准图件提供了关键的技术支撑。
2) 不同工作平台上的地磁测量
在海岛礁及其邻域地磁测量内容包括几部分:一是开展流动地磁观测;二是按一定的调查比例尺开展区域地磁场测量。两种方式的测量过程中,均需要作地磁日变观测记录。相应的成果方式是测量点的地磁场绝对观测信息(平面坐标、地磁场总场强值、磁偏角和磁倾角)、区域地磁异常∆T图和地磁基准图等。
在海岛礁上,流动地磁测量项目采用地磁场总场强值、磁偏角和磁倾角的地磁场绝对测量技术;而区域地磁场测量可分水线以上地面地磁测量和水线以下海洋地磁测量,只测地磁场总场强值。与传统的地磁测量相比,新技术方法还增添了无人机航磁测量,其主要特点是采用光泵磁测技术,在高速飞行下进行地磁测量,可在人员和船只到达不到的区域采集地磁场信息,弥补了原来空间分辨率不高的技术缺陷。
为探索海底的流动地磁观测技术方法,“十二五”以来,在科技部重大仪器研发专项的资助下,中国地震局启动了海底地磁场矢量测量仪的研发和应用研究项目,成功研发出一种基于Overhauser 磁力仪的dIdD (∆ 磁倾角/∆磁偏角)矢量观测系统。基于该套样机,在南海北部的珠江口到深海盆的不同水深环境下,对新装置进行了潜标、浮标和海底网络观测三种模式的测试,获取了海底地磁场绝对观测值(D,I和F),并通过鉴定和验收。图5为海底地磁场矢量测量仪的工作照片,其核心是一套具有自主知识产权的dIdD磁力仪。它是小型化的地磁场矢量测量系统与高精度寻北技术的技术集成。此项技术将推动我国深远海的海底地磁场绝对测量工作,进而为绘制海域的地磁基准图件提供实测信息。
隐蔽测量技术与方法。我国海域的海岛礁及其邻域普遍涉及到政治和外交的敏感区域,采用常规的测量技术体系实施野外数据采集常常遇到一定的困难,如我国东海东部与南海南沙岛礁等海域。为取准取全海域中的重磁测量信息,开展敏感区域中海洋物探及海底地形地貌信息的隐蔽测量技术方法研究已刻不容缓。
在测量技术方面,要在提高测量技术性能的前提下,加强测量技术的小型化、自动化以及人工智能化研究。除了要为一些特殊无人自主航行器(或观测平台)量身打造高技术性能的科学载荷之外,还要加强基于隐蔽测量手段的远程遥测技术的研发工作。在测量方法方面,除上述的无人机、调查船和地面测量平台之外,还需要发展将无人艇、潜航器作为专用测量平台,扩宽重磁测量平台,从而构建更完整的“空—天—海—潜”立体测量技术体系。此外,针对工作效率和作业时机等因素,应加强测量平台的集群作业的研究;针对一些测量盲区和难以抵达区域,应加强多种类测量平台协同作业方式的研究。
综上,随着无人机航空重磁测量、海底地磁场矢量测量系统和动态平台上的绝对重力测量等新技术、新方法的不断涌现,不仅有助于高分辨率高精度的重磁测量技术的发展,也将提高测量成果的质量,进而丰富测量成果内涵,因此,构建“空—天—海—潜”立体化的测量技术体系已事不宜迟。其中,在重力测量方面,要统筹地面、海洋和航空等重力测量技术规范,包括:《国家大地测量基本技术规定》(中华人民共和国国家质量监督检验检疫总局,2008)、《国家重力控制测量规范》(中华人民共和国国家质量监督检验检疫总局,2006)、《区域重力调查规范》(中华人民共和国国土资源部,2006)、《海洋地质调查规范》(中华人民共和国国家质量监督检验检疫总局,2007)和《航空重力测量技术规范》(中华人民共和国自然资源部,2021)。在地磁测量方面,要统筹地面、海洋和航空等地磁测量技术规范,包括:《地面磁勘查技术规程》(中华人民共和国地质矿产部,1994)、《海洋地质调查规范》(中华人民共和国国家质量监督检验检疫总局,2008)和《航空磁测技术规范》(中华人民共和国国土资源部,2010)。在深化各类平台上重磁测量技术方法研究的基础上,确定合理的测量基准和参考面,突显出高分辨率高精度、高效率的测量技术特点,系统地建立一套科学的海岛礁及其邻域重磁测量的技术规程。
3.2 深化多源数据融合处理技术方法
1) 数据融合
海洋约占地球总面积的71%,海域中的重磁测量成果将反映地球表面积中绝对大部分的重磁场空间分布规律。在一些特殊区域中,如南北两极(polar region)、涉海国家的专属经济区(exclusive economic zone,缩写为EEZ)等一些敏感区,难以实施高精度高分辨的重磁测量工作。因此,要产出高精度高分辨率的全球重磁测量成果,除加强高精度的海域重磁测量技术方法研究和实测工作之外,还亟需深化将不同时间、观测技术和测量平台中获得的多源数据进行融合处理及应用研究,进而提高重磁测量成果精度和质量。
2) 融合处理
多源数据融合方案是优选出数据处理流程和算法,对多源数据进行融合处理;再把多种类的历史数据统一到同一基准、测量比例尺和观测精度;最后进行精度评估和误差分析。具体的融合处理流程是:首先以海平面为参考面,以岛礁上高等级重力基准点(或参考点)和高质量的地磁绝对观测值为测量基准;其次,通过延拓方法,将不同空间位置中的观测平台产出数据统一到包括高程在内的重磁测量位置上;然后,利用回归分析,消除基准差;再者,采用差值或加权平均方法,对不同测量精度和空间分辨率的测量信息进行融合计算,并作精度评估和误差分析;最终,实现重磁测量信息多源数据的融合。多源数据融合处理方案的流程如图6所示。
多源数据融合处理的基准可参考海岛礁的国家级大地测量基准点(包括重力值、平面位置和高程)和地磁绝对测量值;并将当地平均海平面作为重磁测量参考面;将不同测量时代和不同测量平台产出的数据统一到同一基准和参考面上。其中高度变换可采用延拓来实现,泊松积分是重力或地磁测量值延拓的基本方法,分向上和向下延拓两个过程。向上延拓是将参考球面上某一高度的重力场或地磁场观测值变换到所需高度的数值,是泊松积分的正过程,向下延拓则是相反的过程。不过,逆泊松积分过程通常是不稳定的过程,它会放大数据中的高频分量,而测量噪声主要集中在高频段(黄谟涛等,2015)。因此,如何有效地处理由不同测量方法获取的重力场或地磁场观测数据,变换到同一高程,最终获取高精度、高分辨率的区域重力异常图或磁异常图一直是重磁数据处理技术方法研究的热点(支澳威,陈华根,2019)。例如,采用改进的积分−迭代位场延拓方法实现将多源测量数据统一到一个测量曲面上(徐世浙,2006;吴健生,刘苗,2008;张恒磊,刘天佑,2011)。对已确定测量基准和已统一参考面的多源数据,采用相关分析和回归分析,可实现重磁测量多源数据基准统一;而采用数据精度加权平均的方法,则能实现尺度统一。其中,对于存在精度或比例尺差异的多尺度数据,须选择精度最高或比例尺最大的一组数据作为校正的基准。
多源数据的融合处理算法常分为两大类:统计法和解析法。统计法中包含最小二乘配置法、谱组合法和多输入单输出系统;解析法中包含了点质量法、联合平差法、迭代法等,其中后两者是解析法的主要代表(刘敏等,2017)。小波分解也是位场数据的融合处理中一种行之有效的方法。对区域和重点勘探区块的不同调查比例尺的重、磁力数据进行小波分解,并将分解得到的高低频分量加以组合选择和低频补偿,产生的位场数据的融合具有十分理想的效果(吴健生,刘苗,2008)。在算法研究中,统计法是目前在数据融合中应用最为广泛的方法,其方法理论研究方面相较于解析法和小波分解法更为成熟。其中,最小二乘配置法是统计法的典型代表,其研究与应用最为广泛。最小二乘配置法是起步较早且效果相对优异的可应用方法,能联合多种类型的数据,在多源数据融合处理中具有天然优势,同时,配置法可将向下延拓和内插自然地组合在一起,并获得平滑的解(Moritz,1980)。尤其在航空重力向下延拓不稳定性问题中,具有十分理想的效果。运用最小二乘配置法,Kern (2003)融合了CHAMP/GRACE的卫星测高数据、航空和陆地重力数据;Maus等(2007)将海洋和航磁的轨迹线数据与已知的网格数据及CHAMP卫星数据合并,得到最终的全球磁异常网格图。此外,采用滑动窗口加曲面切片技术可提高多源数据融合处理的技术效率(刘芬等,2019)。
3.3 拓展海域重磁测量的应用领域
目前我国海域的重磁测量成果输出方式比较单一,在一定程度上制约了海岛礁及其邻域的重磁测量成果信息的深度挖掘,也影响了应用领域的拓展。要扭转该局面,不仅需要创新测量技术与深化海岛礁及邻域的重磁测量技术方法研究,还需从以下方面着手。
充分利用海岛礁具有稳定观测平台的天然优势,开展中长期多参量的地球物理场观测。同时,把原只局限在海岛礁上以定点观测方式进行的重力绝对测量和地磁场矢量测量技术拓展到移动平台上,实现海洋动态绝对重力测量或海底地磁场矢量测量,从而推进到深远海之中去,丰富海域的重磁测量信息。
重力场观测方面,既可获取高精度重力绝对测量值和相对测量值,又能获得高精度时变微重力变化,合理和客观地解释重力场变化与场源介质属性之间的关系,为区域引力与形变特征分析提供科学依据(杨锦玲等,2021);也可为求算高阶重力场模型提供约束信息。在地磁场观测方面,可连续记录地磁场矢量观测与标量观测、绝对值与相对量的变化,为研究空间科学和推算高阶地磁场模型提供科学依据。
依托海岛礁,对地球物理学、空间科学和国防军事等多学科进行深度交叉,开展地球物理场测量过程中各类地球物理测量信息的融合研究。例如,在电磁学方面,基于GNSS信号,利用电离层监视仪组网,观察分析电离层结构与变化,研究对海域通讯与卫星导航定位的影响,为海上卫星通讯与导航定位的电波修正提供技术支撑(赵秀宽等,2019)。根据极低频电磁台网区、台站的天然源电磁场和人工源电磁场的观测信息,处理和解释地下的电性结构及其动态变化信息,监测海岛礁及邻域的地下电性结构的变化,实现了真正的四维立体电磁异常信息的动态监测(董泽义等,2022)。通过对海岛礁上的重力场、地磁场、高空电磁场和深部电性结构及其动态变化的多参数系统观测,促进海岛礁及其邻域的地球物理观测更好地服务于地球系统科学研究,推动“深空−深海−深地”领域技术创新、学科交叉及其基础科学的融合研究,服务国民经济建设、军事科学和地球系统科学。此外,这对于国家可持续发展、国防建设及重大基础科学研究及应用,都具有十分重要的意义。
4. 展望
基于我国海岛礁及邻域的自然地理环境特点与重磁异常场空间分布特征、重磁测量技术发展现状,针对目前所存在的问题,本文从三个层面上探讨了解决问题的主要措施,对未来重磁测量在海岛礁及邻域中的技术与应用研究发展提出展望。具体如下:
针对亟需构建海岛礁及邻域中的立体化重磁测量技术体系,要继续科技创新,为研发“空—天—海—潜”不同探测平台的科学载荷提供技术支持,不断提高测量数据的空间分辨率和测量精度,消除海域重磁测量盲区,丰富测量信息的科学属性。需要加强高精度的重磁测量传感器及其测量辅助技术的研发,要重视隐蔽测量手段在内的技术方法与应用研究,从而构建起高水平的立体观测技术体系。
针对深化多源数据融合处理技术方法研究,深化对不同重磁观测平台中获取的多源数据融合处理算法研究,持续提高数据处理的精度,逐步精细化局部的重力场或地磁场函数,为实现海岛礁及其邻域重力场或地磁场信息的充分描述,乃至构建高精度的地球重力场、地磁场模型和基准图,提供重要的科学依据。因此,需要加强多源数据融合处理技术方法研究,扭转现今海域重磁测量产品单调的局面,通过与重磁测量相关的多学科交叉和多技术融合研究,不断提高重磁测量成果的技术水平。
针对深度挖掘信息与扩展应用领域,要充分利用海岛礁作为观测平台的天然优势,开展地球物理场的多参量的中长期定点观测,并将绝对重力测量和地磁场矢量测量技术朝深远海域延伸。通过科技创新和学科交叉,要开展海岛礁及邻域中的多维、多尺度和多地球物理场耦合研究,并将其拓展到“深空—深海—深地”等领域中的基础与应用领域。
中国人民解放军海军研究院邓凯亮和熊雄博士、中国地震局地球物理研究所赵旭东、王晓美和吴琼博士、中山大学徐巧越博士等为本文内容提出了有益建议。中山大学廖佳华同学和广州海洋地质调查局余杭涛和刘思青博士为本文插图绘制提供了帮助,审稿专家为本文提出了宝贵修改意见,作者在此一并谨致谢忱。
-
图 1 刨地里滑坡地理位置图(修改自黄润秋等,2009)
Figure 1. Geographical location map of Paodili landslide (modified from Huang et al,2009)
图 3 刨地里滑坡发育分布与堆积特征
(a) 硅质岩;(b) 擦痕;(c) 千枚岩;(d) 滑源区巨块石;(e) 硅质岩堆积区;(f) 假基岩体
Figure 3. Distribution and accumulation characteristics of Paodili landslide
(a) Siliceous rock;(b) Scratches;(c) Phyllite;(d) Large block stones in the sliding source area; (e) Siliceous rock accumulation area;(f) Pseudobasic rock mass
图 6 刨地里1号滑坡破坏过程演示图
(a) 斜坡震动强放大;(b) 下部岩体震裂破坏;(c) 上部岩体失稳滑动;(d) 运动堆积阶段
Figure 6. Destruction process demonstration diagram of Paodili 1st landslide
(a) Amplification effect of strong vibration on slope;(b) Seismic fracture failure of the lower rock structure;(c) Sliding after instability of the upper rock structure;(d) Motion and accumulation
表 1 岩体力学参数
Table 1 Mechanics parameters of rock mass
岩性 密度/(kg·m−3) 黏聚力
/MPa内摩擦角
/°体积模量/GPa 剪切模量/GPa 强风化
岩体硅质岩 2 700 2.34 35 39.0 20.00 千枚岩 2 200 0.50 23 9.6 5.76 微新
岩体硅质岩 2 750 2.40 38 39.8 20.60 千枚岩 2 250 0.50 25 9.6 5.92 表 2 结构面力学参数
Table 2 Mechanics parameters of structural plane
界面 法向刚度/(GPa·m−1) 剪切刚度/(GPa·m−1) 内摩擦角/° 黏聚力/MPa 抗拉强度/MPa 岩层面 2.32 1.33 30 1.23 0.41 节理面 1.90 1.20 29 0.50 0.30 断层面 1.81 0.92 26 0.48 0 -
曹琰波,戴福初,许冲,涂新斌,闵弘,崔芳鹏. 2011. 唐家山滑坡变形运动机制的离散元模拟[J]. 岩石力学与工程学报,30(增刊):2878–2887. Cao Y B,Dai F C,Xu C,Tu X B,Min H,Cui F P. 2011. Discrete element simulation of deformation and movement mechanism for Tangjiashan landslide[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,30(S1):2878–2887 (in Chinese).
范宣梅,王欣,戴岚欣,方成勇,邓宇,邹城彬,汤明高,魏振磊,窦向阳,张静,杨帆,陈兰,魏涛,杨银双,张欣欣,夏明垚,倪涛,唐小川,李为乐,戴可人,董秀军,许强. 2022. 2022年MS6.8级泸定地震诱发地质灾害特征与空间分布规律研究[J]. 工程地质学报,30(5):1504–1516. Fan X M,Wang X,Dai L X,Fang C Y,Deng Y,Zou C B,Tang M G,Wei Z L,Dou X Y,Zhang J,Yang F,Chen L,Wei T,Yang Y S,Zhang X X,Xia M Y,Ni T,Tang X C,Li W L,Dai K R,Dong X J,Xu Q. 2022. Characteristics and spatial distribution pattern of MS6.8 Luding earthquake occurred on September 5,2022[J]. Journal of Engineering Geology,30(5):1504–1516 (in Chinese).
何源,罗永红,王运生,高原. 2015. 刘家湾滑坡特征及成因机制探讨[J]. 工程地质学报,23(5):835–843. He Y,Luo Y H,Wang Y S,Gao Y. 2015. Discussion on genetic mechanism and geologic characteristic of Liujiawan landslide[J]. Journal of Engineering Geology,23(5):835–843 (in Chinese).
黄润秋,唐川,李勇,张利民,李渝生,冯文凯,胡卸文,胥颐,余斌,崔芳鹏,王来贵,王刚,陈祖安,祁生文,石振明,朱大勇,黄雨. 2009. 汶川地震地质灾害研究[M]. 北京:科学出版社:235-245. Huang R Q,Tang C,Li Y,Zhang L M,Li Y S,Feng W K,Hu X W,Xu Y,Yu B,Cui F P,Wang L G,Wang G,Chen Z A,Qi S W,Shi Z M,Zhu D Y,Huang Y. 2009. Geohazard Assessment of the Wenchuan Earthquake[M]. Beijing:Science Press:235−245 (in Chinese).
黄润秋. 2011. 汶川地震地质灾害后效应分析[J]. 工程地质学报,19(2):145–151. Huang R Q. 2011. After effect of geohazards induced by the Wenchuan earthquake[J]. Journal of Engineering Geology,19(2):145–151 (in Chinese).
黄宇. 2015. 构造单面山硅质岩边坡稳定性研究:以资兴高速公路K21+638~810段边坡工程为例[D]. 长安:长安大学:47−51. Huang Y. 2015. Study on the Stability of Tectonic Cuesta Siliceous Rocks Slope:A Case Study on Slope Engineering from K21+638 to K21+810 of Ziyuan to Xing’an Highway[D]. Chang'an:Chang'an University:47−51 (in Chinese).
李传友,魏占玉. 2009. 汶川MS8.0地震地表破裂带北端位置的修订[J]. 地震地质,31(1):1–8. Li C Y,Wei Z Y. 2009. Deformation styles of the northernmost surface rupture zone of the MS8.0 Wenchuan earthquake[J]. Seismology and Geology,31(1):1–8 (in Chinese).
李龙起,张帅,何川,李昌林,邓小雪,邓天鑫. 2020. 基于离散元技术的软硬互层斜坡动力响应及失稳机理研究[J]. 水利水电技术,51(4):203–211. Li L Q,Zhang S,He C,Li C L,Deng X X,Deng T X. 2020. Discrete element technique-based study on dynamic response and instability mechanism of soft and hard interbedded slope[J]. Water Resources and Hydropower Engineering,51(4):203–211 (in Chinese).
李强,张景发,罗毅,焦其松. 2019. 2017年“8.8”九寨沟地震滑坡自动识别与空间分布特征[J]. 遥感学报,23(4):785–795. Li Q,Zhang J F,Luo Y,Jiao Q S. 2019. Recognition of earthquake-induced landslide and spatial distribution patterns triggered by the Jiuzhaigou earthquake in August 8,2017[J]. Journal of Remote Sensing,23(4):785–795 (in Chinese).
刘新荣,何春梅,刘树林,刘永权,路雨明,谢应坤. 2019. 高频次微小地震下顺倾软硬互层边坡动力稳定性研究[J]. 岩土工程学报,41(3):430–438. doi: 10.11779/CJGE201903004 Liu X R,He C M,Liu S L,Liu Y Q,Lu Y M,Xie Y K. 2019. Dynamic stability of slopes with interbeddings of soft and hard layers under high-frequency microseims[J]. Chinese Journal of Geotechnical Engineering,41(3):430–438 (in Chinese).
刘云鹏,邓辉,黄润秋,宋金龙,袁进科. 2012. 反倾软硬互层岩体边坡地震响应的数值模拟研究[J]. 水文地质工程地质,39(3):30–37. Liu Y P,Deng H,Huang R Q,Song J L,Yuan J K. 2012. Numerical simulation of seismic response of anti-dumping rock slope interbedded by hard and soft layers[J]. Hydrogeology &Engineering Geology,39(3):30–37 (in Chinese).
宋丹青,黄进,刘晓丽,王恩志. 2021. 地震作用下岩体结构及岩性对高陡岩质边坡动力响应特征的影响[J]. 清华大学学报(自然科学版),61(8):873–880. Song D Q,Huang J,Liu X L,Wang E Z. 2021. Influence of the rock mass structure and lithology on the dynamic response characteristics of steep rock slopes during earthquakes[J]. Journal of Tsinghua University (Science and Technology),61(8):873–880 (in Chinese).
孙萍,张永双,殷跃平,汪发武,吴树仁,石菊松. 2009. 东河口滑坡–碎屑流高速远程运移机制探讨[J]. 工程地质学报,17(6):737–744. doi: 10.3969/j.issn.1004-9665.2009.06.002 Sun P,Zhang Y S,Yin Y P,Wang F W,Wu S R,Shi J S. 2009. Discussion on long run-out sliding mechanism of Donghekou landslide-debris flow[J]. Journal of Engineering Geology,17(6):737–744 (in Chinese).
谭明健,周春梅,孙东,周紫朝. 2022. 软硬互层顺层岩质边坡破坏试验[J]. 地质科技通报,41(2):274–281. Tan M J,Zhou C M,Sun D,Zhou Z C. 2022. Failure experiment of soft-hard interlayer bedding rock slope[J]. Bulletin of Geological Science and Technology,41(2):274–281 (in Chinese).
汤明高,许强,张伟,董秀军. 2011. 汶川地震触发窝前滑坡特征及失稳机制探讨[J]. 岩石力学与工程学报,30(增刊):3491–3502. Tang M G,Xu Q,Zhang W,Dong X J. 2011. Discuss on failure mechanism and geologic characteristic of Woqian landslide triggered by Wenchuan earthquake[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,30(S2):3491–3502 (in Chinese).
许冲,徐锡伟,吴熙彦,戴福初,姚鑫,姚琪. 2013. 2008年汶川地震滑坡详细编目及其空间分布规律分析[J]. 工程地质学报,21(1):25–44. doi: 10.3969/j.issn.1004-9665.2013.01.004 Xu C,Xu X W,Wu X Y,Dai F C,Yao X,Yao Q. 2013. Detailed catalog of landslides triggered by the 2008 Wenchuan earthquake and statistical analyses of their spatial distribution[J]. Journal of Engineering Geology,21(1):25–44 (in Chinese).
许强,李为乐. 2010. 汶川地震诱发大型滑坡分布规律研究[J]. 工程地质学报,18(6):818–826. doi: 10.3969/j.issn.1004-9665.2010.06.002 Xu Q,Li W L. 2010. Distribution of large-scale landslides induced by the Wenchuan earthquake[J]. Journal of Engineering Geology,18(6):818–826 (in Chinese).
许强,刘汉香,邹威,范宣梅,陈建君. 2010. 斜坡加速度动力响应特性的大型振动台试验研究[J]. 岩石力学与工程学报,29(12):2420–2428. Xu Q,Liu H X,Zou W,Fan X M,Chen J J. 2010. Large-scale shaking table test study of acceleration dynamic responses characteristics of slopes[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,29(12):2420–2428 (in Chinese).
张伟. 2009. 青川马公窝铅滑坡成因机理与运动特征研究[D]. 成都:成都理工大学:44−50. Zhang W. 2009. The Research on the Mechanism and Kinetic Characteristic of Woqian Landslide in Qingchuan Town[D]. Chengdu:Chengdu University of Technology:44−50 (in Chinese).
Kuhlemeyer R L,Lysmer J. 1973. Finite element method accuracy for wave propagation problems[J]. J Soil Mech Found Div,99(5):421–427. doi: 10.1061/JSFEAQ.0001885
Luo Y H,Zhang Y,Wang Y S,He Y,Zhang Y Y,Cao H. 2021. A unique failure model for a landslide induced by the Wenchuan earthquake in the Liujiawan area,Qingchuan County,China[J]. Eng Geol,295:106412. doi: 10.1016/j.enggeo.2021.106412
Wang Y S,Wu L Z,Gu J. 2019. Process analysis of the Moxi earthquake-induced Lantianwan landslide in the Dadu River,China[J]. Bull Eng Geol Environ,78(7):4731–4742. doi: 10.1007/s10064-018-01438-2
-
期刊类型引用(0)
其他类型引用(1)