高密度电法在岩溶流域沉积地层岩性划分中的应用——以广西贺江岩溶流域为例

● 陶 毅,曾庆仕,漆 剑

（广西地质调查院，广西 南宁 530023）

贺江岩溶流域位于广西贺州市境内，流域内碳酸盐岩地层露头的连续性较差，断裂构造较为发育，流域内小盆地被较为连续的第四系覆盖层覆盖。在这类地质条件不明朗的地区，开展水文地质调查工作相对困难，与钻探方法相比，高密度电法具有分辨率高、成本低、效率高等特点[1]，而被应用在水文地质调查中[2]。贺江岩溶流域内地层可划分为碳酸盐岩地层、碎屑地层及火成岩地层，不同类型地层因其组成岩性不同而存在电性差异。国内行业学者相关研究表明，高密度电法在识别电性界面上是可行的[3]。研究小组通过运用高密度电法，重点从研究区域的地层电性差异大小及接触方式上展开研究，论述不同地质条件下高密度电法对于划分沉积地层岩性的有效性。

1 方法原理

1.1 高密度电法运行原理

高密度电法原理与普通电阻率法相同[4]。根据稳定电流场的基本理论，通过观测四电极装置中AB 供电电极的电流强度I和测量电极MN 之间的电位差ΔUMN，则可以计算出地下介质均匀情况下的电阻率ρ，公式如下：

式（1）中，AM、AN、BM、BN分别表示电极A、B 和M、N 的水平距离；I代表电流强度；ΔUMN代表测量电极MN 之间的电位差；K为装置系数，K只和电极排列方式和电极间相互距离有关系，其表达公式为：

式（1）可用在地下介质无限均匀情况下计算电阻率。实际上测量装置所在介质的导电性是不均匀的，这时的电阻率值称为视电阻率，用ρs表示，公式如下：

式（3）中，K为装置系数；ΔUMN为MN极间的电位差（单位为mV）；I为供电电流（单位为mA）。视电阻率是测量装置周围介质导电性的综合反映[5]。尽管根据某一观测点得到的视电阻率不代表地下具体岩体的电阻率，但是针对不同地质对象选择适当的测量装置，再通过多点观测，可以得到非常有价值的信息。

1.2 高密度电法装置

高密度电法装置多达十几种，在对同一地质体采用不同的装置探测时，装置的差异会导致得到的等值线断面图存在很大的差异。因此，要想得到高分辨率、高识别度的断面图的关键是合理地选择测量装置[6]。根据装置对比实验结果，研究小组使用斯仑贝尔装置（AMNB）（见图1），其特点是AM=NB=n×MN=n×a，MN 的中点为记录点。测量时，测量间距始终为1 个电极距的距离，即MN=a。跑极方式见图1，当AM=NB=MN=a时，逐点向右同时移动A、M、N、B，直到B 到达最右端时，停止移动，此时将得到第一条测深剖面线，其深度为1.5a；当AM=NB=2MN=2a时，逐点向右同时移动A、M、N、B，得到第2 条测深剖面线，深度为2.5a；依次扫描测量，最终将得到1 个倒梯形断面，装置系数为K=π×n(n+1)×a。

图1 斯仑贝尔装置及跑极示意图

2 建模及正演计算

为了解不同地层岩性在高密度电法上的响应特征，研究小组建立了不同类型的地球物理模型，采用斯仑贝尔装置，通过正演计算总结研究区不同类型地层岩性在高密度电法剖面的响应特征。

2.1 电性差异大的平行接触模型

平行接触模型（见图2a）的电性结构在纵向上分为中阻、低阻、高阻3 层。第1 层为粘土层，电阻率为100 Ω·m；第2 层为泥岩层，电阻率为50 Ω·m；第3 层为灰岩层，电阻率为800 Ω·m。3 层间电性差异都较大，研究小组计算发现后，正演计算结果能够清晰地反映出模型的形态（见图2b），电性层平行接触特征明显，岩性界面清晰可见。

图2 a 电性差异大的平行接触模型图

图2 b 电性差异大的平行接触模型正演计算结果图

2.2 电性差异大的角度接触模型

角度接触模型（见图3a）的电性结构在横向上分为低阻、高阻2 段。左段为泥岩段，电阻率为50 Ω·m；右段为灰岩段，电阻率为800 Ω·m。左右2 段电性差异较大，研究小组计算后发现，正演计算结果能够清晰地反映出模型的形态（见图3b），电性层角度接触特征明显，岩性界面清晰可见。

图3 a 电性差异大的角度接触模型图

图3 b 电性差异大的角度接触模型正演计算结果图

2.3 电性差异小的平行接触模型

平行接触模型的电性结构在纵向上分为低阻、高阻、高阻3 层（见图4a），第1 层为粘土层，电阻率为100 Ω·m；第2 层为白云岩层，电阻率为750 Ω·m；第3 层为灰岩层，电阻率为800 Ω·m。2 个高阻层间电性差异较小，研究小组计算后发现，正演结果虽然反映出平行接触特征（见图4b），但电性界面不明显，无法辨别岩性界面。

图4 a 电性差异小的平行接触模型图

图4 b 电性差异小的平行接触模型图

2.4 电性差异小的角度接触模型

角度接触模型的电性结构在横向上分为2 个高阻段（见图5a）。左段为灰岩段，电阻率为800 Ω·m；右段为白云岩段，电阻率为700 Ω·m。左右2 段电性差异较小，研究小组计算后发现，正演结果无法反映出模型的形态（见图5b），电性界面不明显，无法辨别岩性界面。

图5 b 电性差异小的角度接触模型正演计算结果图

2.5 岩性界面特征

由正演计算结果可知：无论岩层是平行接触还是角度接触，只要岩层间存在较为明显的电性差异，其特征在高密度电法剖面图上都会有较好的反映[7]，岩性界面位置即电性界面位置[8]。

3 地球物理特征

研究小组根据贺江流域测井工作，统计出贺江流域常见岩性的电阻率（见表1）。岩石电阻率除了与岩性有关外，还与孔隙度、泥质含量、含水量有关，但是总体来说，碳酸盐岩（灰岩、白云岩）、硅质岩的电阻率＞碎屑岩（泥岩、砂岩、砾岩）、粘土的电阻率。

表1 研究区岩石测井电性参数统计表

4 实例分析

4.1 贺州市钟山县松木脚调查区

调查区出露地层为古近系E，岩性为钙质砾岩，砾石为灰岩及少量白云岩、砂岩、燧石和石英，多呈次圆状，钙泥质胶结紧密；下石炭统大塘阶C1d，岩性为灰、灰黑色中薄层灰岩。调查区内有断层经过，地质情况较为复杂，为查明调查区内地层岩性界线，研究小组在调查区内布置有1 条点距为5 m 的高密度电法剖面，剖面方位角为70°，长度为300 m。

松木脚调查区二维反演拟断面图（见图6）显示，横向上电性分段明显，从左往右可分低阻段、高阻段。其中，低阻段位于剖面5～100 m处，往深部低阻段范围逐渐变小，电阻率为0～100 Ω·m，呈相对低阻特征。研究小组推测，该低阻段为第四系粘土与第三系含泥砾岩综合引起的低阻异常，低阻段在纵向上无法分层。高阻段位于剖面100～295 m 处，电阻率为0～1 500 Ω·m，呈相对高阻特征，该段在纵向上电阻率分布均匀，层状特征明显，电阻率随深度增加呈现递增趋势，从上至下可分为低阻层、高阻层2 层。

图6 松木脚调查区高密度电法二维反演拟断面图

其中，低阻层位于地下0～10 m 处，电阻率为0～100 Ω·m，推测是第四系粘土引起的，覆盖层厚度为4～10 m，基岩面起伏呈波浪状；高阻层主要分布埋深超过10 m，电阻率为100～1 500 Ω·m，电阻率随深度增加而递增，整体相对上层呈高阻特征，推断该高阻层是下石炭统大塘阶C1d灰岩引起的。剖面140～150 m 段电阻率等值线呈“U”字型，表明该段电阻率比周边的低，呈现低阻特征，该低阻异常体电阻率为100～1 000 Ω·m，推断该低阻异常是充水充泥破碎带F1 引起的。

验证钻孔ZK1 位于剖面87 m 处，验证结果如下：0～8.0 m 为粘土层，8.0～32.0 m 为砾岩层，32.0～117.2 m 为灰岩层，岩层界面与电性层界面一致。

4.2 贺州市钟山县力争调查区

调查区出露地层为第四系Q4，岩性为粘土。根据研究区的地质资料显示，下伏地层可能为下侏罗统石梯组J1s，但具体界线位置不确定。为查明调查区内地层岩性界线，研究小组在调查区内布置有1 条点距为10 m 的高密度电法剖面，剖面方位角为45°，长度为600 m。力争调查区二维反演拟断面图（见图7）显示，整体电阻率分布均匀，从上至下可分为中低阻层、低阻层、高阻层3 层，电性层界面沿剖面方向埋深逐渐变浅。上部中低阻层呈似层状平缓展布，底界面呈波浪状起伏，埋深为0～15 m，电阻率为50～100 Ω·m，厚度为10～15 m，研究小组推测该中低阻层是第四系粘土层引起的；中间低阻层埋深为15～70 m，电阻率为0～100 Ω·m，厚度为30～60 m，研究小组推测该低阻层是下侏罗统石梯组充水含砾含泥砂岩引起的；底部高阻层埋深＞70 m，电阻率为300～20 000 Ω·m，研究小组推测该高阻层是下石炭统大塘阶C1d灰岩引起的。

图7 力争调查区高密度电法二维反演拟断面图

验证钻孔ZK2 位于剖面290 m 处，验证结果如下：0～7.88 m 为粘土层，7.88～58.25 m为含泥含砾砂岩层，58.25～102.1 m 为碳质灰岩层，岩层界面与电性层界面一致。

4.3 贺州市八步区文坡调查区

调查区出露地层为第四系Q4，岩性为粘土。根据研究区的地质资料显示，第四系底部可能有1 层沙泥砾石层，下伏基岩为石炭系C 灰岩。为查明调查区内地层岩性界线，研究小组在调查区内布置有1 条点距为10 m 的高密度电法剖面，剖面方位角为60°，长度为540 m。文坡调查区二维反演拟断面图（见图8）显示，整体上电阻率分布均匀，从上至下可分为低阻层、高阻层2 层。上部低阻层呈似层状平缓展布，剖面中段底界面达到最低，低阻层埋深为0～60 m，电阻率为0～100 Ω·m，厚度为30～60 m。高阻层主要分布埋深超过60 m，电阻率为100～7 500 Ω·m，电阻率随深度增加递增，整体相对上层呈高阻特征，推断该高阻层为石炭系灰岩引起的。剖面240～310 m 段的电阻率等值线呈“U”字型，表明该段电阻率比周边的电阻率小，呈现低阻特征，该低阻异常体电阻率在100～1 500 Ω·m，推断该低阻异常是充水充泥破碎带F2 引起的[9]。

图8 文坡调查区高密度电法二维反演拟断面图

验证钻孔ZK3 位于剖面370 m 处，验证结果如下：0～40.1 m 为粘土层，40.1～56.8 m 为含泥含砾砂岩层，56.8～102.1 m 为灰岩层，粘土层与含泥含砾砂岩层在高密度电法剖面上并未能区分。

4.4 贺州市八步区马鹿坪调查区

调查区出露地层为下石炭统C1，岩性为灰岩；上泥盆统榴江组D3l，岩性为硅质岩。根据调查区的地质资料显示，调查区内有近SN 向断层穿过，因第四系覆盖，地层岩性界线具体位置不确定。为查明调查区内地层岩性界线，研究小组在调查区内布置有1 条点距为5 m 的高密度电法剖面，剖面方位角为255°，长度为300 m。马鹿坪调查区二维反演拟断面图（见图9）显示，整体上电阻率分布均匀，从上至下可分为低阻层、高阻层2 层，电性层界面沿剖面方向埋深逐渐增大。上部低阻层位埋深为0～35 m，电阻率为50～120 Ω·m，厚度为5～35 m，推测该低阻层是第四系粘土层引起的。底部高阻层埋深为5～70 m，电阻率为120～800 Ω·m，电阻率随深度增加而递增。剖面的80～125 m 段存在低阻异常体，该异常体电阻率为30～150 Ω·m，往剖面小号端倾斜，异常体范围较大，推断该处低阻异常是充水充泥断层F3 引起的。

图9 马鹿坪调查区高密度电法二维反演拟断面图

底部高阻层电性上差异不大，难以依据电性差异划分地层岩性，但结合地质资料，通过寻找断层构造，可间接划分地层岩性。研究小组推断，小号端高阻体是下石炭统灰岩引起的，大号端高阻体是上泥盆统榴江组硅质岩引起的。该处由于场地因素限制，研究小组未进行钻孔验证，但通过走访调查附近水井岩性发现，小号端岩性为灰岩，大号端岩性为硅质岩，证实了该次推断。

5 结 语

研究小组通过采用高密度电法斯仑贝尔装置对贺江岩溶流域沉积地层地区进行地层岩性划分工作，得出以下结论。

（1）高密度电法具有操作简单、高效快捷、成本低等特点，在水文地质调查工作中，不仅能够识别地层岩性界线，同时还能勘查出岩溶裂隙、断层等构造的空间发育情况，对水文定孔有较为明显的指导作用，是值得推广和应用的地球物理方法。

（2）在贺江岩溶流地区，采用高密度电法斯仑贝尔装置划分沉积地层岩性是可行的，岩性界面位置即电性界面位置。无论地层的接触方式是角度接触还是平行接触，只要地层岩性之间存在较为明显的电性差异，如碳酸盐岩与碎屑岩、碳酸盐岩与粘土、砾岩与粘土、硅质岩与粘土等，高密度电法剖面上都能较好地展示这些地层岩性界面，地层岩性的接触关系清晰可见。

（3）高密度电法较难区分电性差异不大的地层岩性，如硅质岩与碳酸盐岩等，但可通过寻找断层构造思路来间接划分。