高密度電法在巖溶流域沉積地層巖性劃分中的應用
——以廣西賀江巖溶流域為例

● 陶 毅,曾慶仕,漆 劍

（廣西地質調查院，廣西 南寧 530023）

賀江巖溶流域位于廣西賀州市境內，流域內碳酸鹽巖地層露頭的連續性較差，斷裂構造較為發育，流域內小盆地被較為連續的第四系覆蓋層覆蓋。在這類地質條件不明朗的地區，開展水文地質調查工作相對困難，與鉆探方法相比，高密度電法具有分辨率高、成本低、效率高等特點[1]，而被應用在水文地質調查中[2]。賀江巖溶流域內地層可劃分為碳酸鹽巖地層、碎屑地層及火成巖地層，不同類型地層因其組成巖性不同而存在電性差異。國內行業學者相關研究表明，高密度電法在識別電性界面上是可行的[3]。研究小組通過運用高密度電法，重點從研究區域的地層電性差異大小及接觸方式上展開研究，論述不同地質條件下高密度電法對于劃分沉積地層巖性的有效性。

1 方法原理

1.1 高密度電法運行原理

高密度電法原理與普通電阻率法相同[4]。根據穩定電流場的基本理論，通過觀測四電極裝置中AB 供電電極的電流強度I和測量電極MN 之間的電位差ΔUMN，則可以計算出地下介質均勻情況下的電阻率ρ，公式如下：

式（1）中，AM、AN、BM、BN分別表示電極A、B 和M、N 的水平距離；I代表電流強度；ΔUMN代表測量電極MN 之間的電位差；K為裝置系數，K只和電極排列方式和電極間相互距離有關系，其表達公式為：

式（1）可用在地下介質無限均勻情況下計算電阻率。實際上測量裝置所在介質的導電性是不均勻的，這時的電阻率值稱為視電阻率，用ρs表示，公式如下：

式（3）中，K為裝置系數；ΔUMN為MN極間的電位差（單位為mV）；I為供電電流（單位為mA）。視電阻率是測量裝置周圍介質導電性的綜合反映[5]。盡管根據某一觀測點得到的視電阻率不代表地下具體巖體的電阻率，但是針對不同地質對象選擇適當的測量裝置，再通過多點觀測，可以得到非常有價值的信息。

1.2 高密度電法裝置

高密度電法裝置多達十幾種，在對同一地質體采用不同的裝置探測時，裝置的差異會導致得到的等值線斷面圖存在很大的差異。因此，要想得到高分辨率、高識別度的斷面圖的關鍵是合理地選擇測量裝置[6]。根據裝置對比實驗結果，研究小組使用斯侖貝爾裝置（AMNB）（見圖1），其特點是AM=NB=n×MN=n×a，MN 的中點為記錄點。測量時，測量間距始終為1 個電極距的距離，即MN=a。跑極方式見圖1，當AM=NB=MN=a時，逐點向右同時移動A、M、N、B，直到B 到達最右端時，停止移動，此時將得到第一條測深剖面線，其深度為1.5a；當AM=NB=2MN=2a時，逐點向右同時移動A、M、N、B，得到第2 條測深剖面線，深度為2.5a；依次掃描測量，最終將得到1 個倒梯形斷面，裝置系數為K=π×n(n+1)×a。

圖1 斯侖貝爾裝置及跑極示意圖

2 建模及正演計算

為了解不同地層巖性在高密度電法上的響應特征，研究小組建立了不同類型的地球物理模型，采用斯侖貝爾裝置，通過正演計算總結研究區不同類型地層巖性在高密度電法剖面的響應特征。

2.1 電性差異大的平行接觸模型

平行接觸模型（見圖2a）的電性結構在縱向上分為中阻、低阻、高阻3 層。第1 層為粘土層，電阻率為100 Ω·m；第2 層為泥巖層，電阻率為50 Ω·m；第3 層為灰巖層，電阻率為800 Ω·m。3 層間電性差異都較大，研究小組計算發現后，正演計算結果能夠清晰地反映出模型的形態（見圖2b），電性層平行接觸特征明顯，巖性界面清晰可見。

圖2 a 電性差異大的平行接觸模型圖

圖2 b 電性差異大的平行接觸模型正演計算結果圖

2.2 電性差異大的角度接觸模型

角度接觸模型（見圖3a）的電性結構在橫向上分為低阻、高阻2 段。左段為泥巖段，電阻率為50 Ω·m；右段為灰巖段，電阻率為800 Ω·m。左右2 段電性差異較大，研究小組計算后發現，正演計算結果能夠清晰地反映出模型的形態（見圖3b），電性層角度接觸特征明顯，巖性界面清晰可見。

圖3 a 電性差異大的角度接觸模型圖

圖3 b 電性差異大的角度接觸模型正演計算結果圖

2.3 電性差異小的平行接觸模型

平行接觸模型的電性結構在縱向上分為低阻、高阻、高阻3 層（見圖4a），第1 層為粘土層，電阻率為100 Ω·m；第2 層為白云巖層，電阻率為750 Ω·m；第3 層為灰巖層，電阻率為800 Ω·m。2 個高阻層間電性差異較小，研究小組計算后發現，正演結果雖然反映出平行接觸特征（見圖4b），但電性界面不明顯，無法辨別巖性界面。

圖4 a 電性差異小的平行接觸模型圖

圖4 b 電性差異小的平行接觸模型圖

2.4 電性差異小的角度接觸模型

角度接觸模型的電性結構在橫向上分為2 個高阻段（見圖5a）。左段為灰巖段，電阻率為800 Ω·m；右段為白云巖段，電阻率為700 Ω·m。左右2 段電性差異較小，研究小組計算后發現，正演結果無法反映出模型的形態（見圖5b），電性界面不明顯，無法辨別巖性界面。

圖5 b 電性差異小的角度接觸模型正演計算結果圖

2.5 巖性界面特征

由正演計算結果可知：無論巖層是平行接觸還是角度接觸，只要巖層間存在較為明顯的電性差異，其特征在高密度電法剖面圖上都會有較好的反映[7]，巖性界面位置即電性界面位置[8]。

3 地球物理特征

研究小組根據賀江流域測井工作，統計出賀江流域常見巖性的電阻率（見表1）。巖石電阻率除了與巖性有關外，還與孔隙度、泥質含量、含水量有關，但是總體來說，碳酸鹽巖（灰巖、白云巖）、硅質巖的電阻率＞碎屑巖（泥巖、砂巖、礫巖）、粘土的電阻率。

表1 研究區巖石測井電性參數統計表

4 實例分析

4.1 賀州市鐘山縣松木腳調查區

調查區出露地層為古近系E，巖性為鈣質礫巖，礫石為灰巖及少量白云巖、砂巖、燧石和石英，多呈次圓狀，鈣泥質膠結緊密；下石炭統大塘階C1d，巖性為灰、灰黑色中薄層灰巖。調查區內有斷層經過，地質情況較為復雜，為查明調查區內地層巖性界線，研究小組在調查區內布置有1 條點距為5 m 的高密度電法剖面，剖面方位角為70°，長度為300 m。

松木腳調查區二維反演擬斷面圖（見圖6）顯示，橫向上電性分段明顯，從左往右可分低阻段、高阻段。其中，低阻段位于剖面5～100 m處，往深部低阻段范圍逐漸變小，電阻率為0～100 Ω·m，呈相對低阻特征。研究小組推測，該低阻段為第四系粘土與第三系含泥礫巖綜合引起的低阻異常，低阻段在縱向上無法分層。高阻段位于剖面100～295 m 處，電阻率為0～1 500 Ω·m，呈相對高阻特征，該段在縱向上電阻率分布均勻，層狀特征明顯，電阻率隨深度增加呈現遞增趨勢，從上至下可分為低阻層、高阻層2 層。

圖6 松木腳調查區高密度電法二維反演擬斷面圖

其中，低阻層位于地下0～10 m 處，電阻率為0～100 Ω·m，推測是第四系粘土引起的，覆蓋層厚度為4～10 m，基巖面起伏呈波浪狀；高阻層主要分布埋深超過10 m，電阻率為100～1 500 Ω·m，電阻率隨深度增加而遞增，整體相對上層呈高阻特征，推斷該高阻層是下石炭統大塘階C1d灰巖引起的。剖面140～150 m 段電阻率等值線呈“U”字型，表明該段電阻率比周邊的低，呈現低阻特征，該低阻異常體電阻率為100～1 000 Ω·m，推斷該低阻異常是充水充泥破碎帶F1 引起的。

驗證鉆孔ZK1 位于剖面87 m 處，驗證結果如下：0～8.0 m 為粘土層，8.0～32.0 m 為礫巖層，32.0～117.2 m 為灰巖層，巖層界面與電性層界面一致。

4.2 賀州市鐘山縣力爭調查區

調查區出露地層為第四系Q4，巖性為粘土。根據研究區的地質資料顯示，下伏地層可能為下侏羅統石梯組J1s，但具體界線位置不確定。為查明調查區內地層巖性界線，研究小組在調查區內布置有1 條點距為10 m 的高密度電法剖面，剖面方位角為45°，長度為600 m。力爭調查區二維反演擬斷面圖（見圖7）顯示，整體電阻率分布均勻，從上至下可分為中低阻層、低阻層、高阻層3 層，電性層界面沿剖面方向埋深逐漸變淺。上部中低阻層呈似層狀平緩展布，底界面呈波浪狀起伏，埋深為0～15 m，電阻率為50～100 Ω·m，厚度為10～15 m，研究小組推測該中低阻層是第四系粘土層引起的；中間低阻層埋深為15～70 m，電阻率為0～100 Ω·m，厚度為30～60 m，研究小組推測該低阻層是下侏羅統石梯組充水含礫含泥砂巖引起的；底部高阻層埋深＞70 m，電阻率為300～20 000 Ω·m，研究小組推測該高阻層是下石炭統大塘階C1d灰巖引起的。

圖7 力爭調查區高密度電法二維反演擬斷面圖

驗證鉆孔ZK2 位于剖面290 m 處，驗證結果如下：0～7.88 m 為粘土層，7.88～58.25 m為含泥含礫砂巖層，58.25～102.1 m 為碳質灰巖層，巖層界面與電性層界面一致。

4.3 賀州市八步區文坡調查區

調查區出露地層為第四系Q4，巖性為粘土。根據研究區的地質資料顯示，第四系底部可能有1 層沙泥礫石層，下伏基巖為石炭系C 灰巖。為查明調查區內地層巖性界線，研究小組在調查區內布置有1 條點距為10 m 的高密度電法剖面，剖面方位角為60°，長度為540 m。文坡調查區二維反演擬斷面圖（見圖8）顯示，整體上電阻率分布均勻，從上至下可分為低阻層、高阻層2 層。上部低阻層呈似層狀平緩展布，剖面中段底界面達到最低，低阻層埋深為0～60 m，電阻率為0～100 Ω·m，厚度為30～60 m。高阻層主要分布埋深超過60 m，電阻率為100～7 500 Ω·m，電阻率隨深度增加遞增，整體相對上層呈高阻特征，推斷該高阻層為石炭系灰巖引起的。剖面240～310 m 段的電阻率等值線呈“U”字型，表明該段電阻率比周邊的電阻率小，呈現低阻特征，該低阻異常體電阻率在100～1 500 Ω·m，推斷該低阻異常是充水充泥破碎帶F2 引起的[9]。

圖8 文坡調查區高密度電法二維反演擬斷面圖

驗證鉆孔ZK3 位于剖面370 m 處，驗證結果如下：0～40.1 m 為粘土層，40.1～56.8 m 為含泥含礫砂巖層，56.8～102.1 m 為灰巖層，粘土層與含泥含礫砂巖層在高密度電法剖面上并未能區分。

4.4 賀州市八步區馬鹿坪調查區

調查區出露地層為下石炭統C1，巖性為灰巖；上泥盆統榴江組D3l，巖性為硅質巖。根據調查區的地質資料顯示，調查區內有近SN 向斷層穿過，因第四系覆蓋，地層巖性界線具體位置不確定。為查明調查區內地層巖性界線，研究小組在調查區內布置有1 條點距為5 m 的高密度電法剖面，剖面方位角為255°，長度為300 m。馬鹿坪調查區二維反演擬斷面圖（見圖9）顯示，整體上電阻率分布均勻，從上至下可分為低阻層、高阻層2 層，電性層界面沿剖面方向埋深逐漸增大。上部低阻層位埋深為0～35 m，電阻率為50～120 Ω·m，厚度為5～35 m，推測該低阻層是第四系粘土層引起的。底部高阻層埋深為5～70 m，電阻率為120～800 Ω·m，電阻率隨深度增加而遞增。剖面的80～125 m 段存在低阻異常體，該異常體電阻率為30～150 Ω·m，往剖面小號端傾斜，異常體范圍較大，推斷該處低阻異常是充水充泥斷層F3 引起的。

圖9 馬鹿坪調查區高密度電法二維反演擬斷面圖

底部高阻層電性上差異不大，難以依據電性差異劃分地層巖性，但結合地質資料，通過尋找斷層構造，可間接劃分地層巖性。研究小組推斷，小號端高阻體是下石炭統灰巖引起的，大號端高阻體是上泥盆統榴江組硅質巖引起的。該處由于場地因素限制，研究小組未進行鉆孔驗證，但通過走訪調查附近水井巖性發現，小號端巖性為灰巖，大號端巖性為硅質巖，證實了該次推斷。

5 結 語

研究小組通過采用高密度電法斯侖貝爾裝置對賀江巖溶流域沉積地層地區進行地層巖性劃分工作，得出以下結論。

（1）高密度電法具有操作簡單、高效快捷、成本低等特點，在水文地質調查工作中，不僅能夠識別地層巖性界線，同時還能勘查出巖溶裂隙、斷層等構造的空間發育情況，對水文定孔有較為明顯的指導作用，是值得推廣和應用的地球物理方法。

（2）在賀江巖溶流地區，采用高密度電法斯侖貝爾裝置劃分沉積地層巖性是可行的，巖性界面位置即電性界面位置。無論地層的接觸方式是角度接觸還是平行接觸，只要地層巖性之間存在較為明顯的電性差異，如碳酸鹽巖與碎屑巖、碳酸鹽巖與粘土、礫巖與粘土、硅質巖與粘土等，高密度電法剖面上都能較好地展示這些地層巖性界面，地層巖性的接觸關系清晰可見。

（3）高密度電法較難區分電性差異不大的地層巖性，如硅質巖與碳酸鹽巖等，但可通過尋找斷層構造思路來間接劃分。