基于音頻大地電磁測(cè)深法數(shù)據(jù)的不良地質(zhì)體探測(cè)研究
——以西藏某水利工程為例

尹 劍，張建清

(1.長(zhǎng)江勘測(cè)規(guī)劃設(shè)計(jì)研究有限責(zé)任公司，湖北 武漢 430010；2.長(zhǎng)江地球物理探測(cè)(武漢)有限公司，湖北 武漢 430010)

1 研究背景

水利工程中的水庫(kù)壩堤是地方政府水資源管理、防洪減災(zāi)的重要基礎(chǔ)設(shè)施，它的安全性不僅與施工質(zhì)量有關(guān)，而且與壩基巖體穩(wěn)定性有很大關(guān)系。從以往發(fā)生的水庫(kù)大壩失事事件調(diào)查發(fā)現(xiàn)，事故多發(fā)生于壩基處，原因是其下部常存在不良地質(zhì)體，由于施工前沒(méi)有徹查及妥善有效處置，使建后壩體出現(xiàn)不均勻沉降或位移等現(xiàn)象，嚴(yán)重時(shí)可能出現(xiàn)潰壩風(fēng)險(xiǎn)，造成巨大的生命和財(cái)產(chǎn)損失。因此對(duì)水利工程實(shí)施勘察[1]工作顯得尤為重要。

水利工程中的不良地質(zhì)體有深厚覆蓋層[2]、隱伏斷層[3]、巖溶洞穴[4]等，這些工程地質(zhì)難題都會(huì)對(duì)工程的安全性產(chǎn)生嚴(yán)重的后果。深厚覆蓋層具有透水性強(qiáng)、堆積厚度大、結(jié)構(gòu)松散等特征，在條件比較差的地層上建筑大壩，將對(duì)壩基處理造成很大的困難；隱伏斷層、巖溶洞穴一般在地表很少露頭，如果在壩址區(qū)、庫(kù)區(qū)、引水隧洞[5]有隱伏斷層或發(fā)育巖溶，而在前期勘察中沒(méi)有發(fā)現(xiàn)，將為水工建筑物帶來(lái)巨大的隱患。解決這些地質(zhì)難題的常規(guī)勘探手段有鉆探、硐探、槽探等，但這些手段往往需要借助大型的機(jī)械裝備，施工周期長(zhǎng)，且需要投入相當(dāng)大的人力、物力和財(cái)力。在青藏高原這樣高海拔地區(qū)，并不容易實(shí)現(xiàn)[6]。

近年來(lái)隨著科技的發(fā)展和儀器設(shè)備的更新，工程物探作為水利工程勘察的前沿學(xué)科發(fā)揮了舉足輕重的作用。音頻大地電磁測(cè)深法[7](audio magnetotelluric sounding method,簡(jiǎn)稱AMT)、高密度電法[8]等方法在探測(cè)深厚覆蓋層、隱伏斷層、巖溶洞穴等方面已由輔助手段轉(zhuǎn)為主要手段。由于不同年代和不同巖性的巖石往往具有不同的電性差異，AMT通過(guò)采集天然電磁場(chǎng)信號(hào)經(jīng)數(shù)據(jù)處理可獲得地下電阻率的分布，通過(guò)對(duì)地下電阻率的分析，從而在水利水電工程的不良地質(zhì)體中開(kāi)展應(yīng)用，國(guó)內(nèi)已取得了諸多的成功案例[9-10]。

在實(shí)際工作中，早期國(guó)內(nèi)用戶通過(guò)采集標(biāo)量AMT數(shù)據(jù)，在TM模式[11]下數(shù)據(jù)處理后繪制的視電阻率等值線圖因局部的低阻體和地表地層不均勻的作用，常造成似斷裂構(gòu)造的假異常，對(duì)后期地質(zhì)解釋帶來(lái)困難，而TE模式[12]下數(shù)據(jù)處理繪制的視電阻率等值線圖雖受靜態(tài)效應(yīng)的影響不大，但對(duì)實(shí)際的斷裂構(gòu)造位置卻沒(méi)有突出的異常顯現(xiàn)。隨著大地電磁數(shù)據(jù)反演算法及代碼的飛速發(fā)展，上述問(wèn)題得到了有效解決。目前AMT數(shù)據(jù)處理常用博斯蒂克[13]或Occam[14]一維反演、NLCG[15]二維反演等，這些反演方法在工程中都得到了較廣泛的應(yīng)用[16,13]。

本文基于西藏某水利工程工區(qū)采集的標(biāo)量AMT數(shù)據(jù)，繪制出視電阻率擬斷面圖，并進(jìn)行一維和二維反演獲得電阻率模型，并對(duì)這幾種反演方法進(jìn)行了對(duì)比及可靠性驗(yàn)證。結(jié)果表明，音頻大地電磁二維反演能夠在西藏水利工程勘察領(lǐng)域中取得很好的效果，本研究建立了一套獲得可靠地下電阻率模型，其具有可靠度驗(yàn)證的完整技術(shù)流程，為后期該方法在水利工程勘探領(lǐng)域中的進(jìn)一步推廣提供指導(dǎo)依據(jù)。

2 研究區(qū)的地質(zhì)概況與AMT數(shù)據(jù)測(cè)點(diǎn)位置

工程區(qū)位于西藏，地層屬岡底斯-騰沖地層區(qū)的拉薩-察隅地層亞區(qū)，由元古界-第四系組成，出露不全，連續(xù)性差，多呈斷層接觸。區(qū)域地質(zhì)及AMT數(shù)據(jù)測(cè)點(diǎn)布置如圖1所示。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)及AMT測(cè)點(diǎn)位置圖

測(cè)區(qū)基巖主要為變質(zhì)巖，從老至新分別有：(1)中新元古界念青唐古拉巖群a巖組，以各種片麻巖為主，夾有片巖、斜長(zhǎng)角閃巖、變粒巖及少量大理巖，厚度大于7 639 m。(2)前奧陶系雷龍庫(kù)巖組，下部以二云母角閃石英巖，片理化細(xì)粒石英巖為主，夾綠簾黑云角閃粒巖、細(xì)粒黑云母石英片巖、長(zhǎng)石石英黑云母千枚片巖；上部為細(xì)粒綠泥二云母石英片巖夾片理化含黑云母細(xì)粒石英巖，細(xì)粒石榴石黑云母石英片巖，黑云角閃變粒巖組成，厚度為4 523 m。(3)石炭系下統(tǒng)諾錯(cuò)組，下部為變質(zhì)細(xì)砂巖與粉砂質(zhì)板巖互層，夾結(jié)晶灰?guī)r、變質(zhì)安山巖，變質(zhì)安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r；上部為變質(zhì)細(xì)砂巖夾結(jié)晶灰?guī)r，板巖，大理巖，最大厚度為2 646 m。(4)石炭系-二疊系來(lái)姑組，以含礫板巖、深灰色板巖為主；夾細(xì)砂巖、細(xì)～粉砂巖及少量碳酸鹽巖，厚度約5 069 m。(5)二疊系中統(tǒng)洛巴堆組，下部為灰?guī)r夾鮞?；?guī)r及變質(zhì)含礫細(xì)粒石英巖和深灰色板巖等；中部為含礫質(zhì)不等粒石英砂巖夾粉砂質(zhì)板巖；上部為粉晶灰?guī)r，局部夾泥質(zhì)灰?guī)r，厚度大于852 m。(6)二疊系上統(tǒng)西馬組，為含礫變質(zhì)雜砂巖、變質(zhì)細(xì)～粉砂巖、板巖和千枚巖，夾少量灰?guī)r或透鏡體，厚度大于2 553 m。

工程區(qū)巖漿活動(dòng)頻繁而劇烈，活動(dòng)受構(gòu)造控制明顯。巖漿巖巖類齊全，以中酸-酸性侵入巖分布最廣，次為基性-中酸性-酸性噴出巖，夾于不同時(shí)代的地層之中。第四系成因類型主要有洪沖積、冰磧和冰水堆積、湖積、滑坡、崩積、泥石流堆積等。工程區(qū)大地構(gòu)造位置隸屬于岡底斯-念青唐古拉山板片的隆格爾-工布江達(dá)中生代斷隆帶，斷裂構(gòu)造發(fā)育。主要構(gòu)造方向?yàn)镹WW、NW向，少量NE向、弧形構(gòu)造。構(gòu)造行跡主要為斷裂，褶皺不發(fā)育。

3 音頻大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)采集和處理

3.1 音頻大地電磁測(cè)深原理[17]

音頻大地電磁測(cè)深法屬于大地電磁法的一個(gè)分支，是基于電磁感應(yīng)原理，經(jīng)地面采集太空電磁波入射地球引起的二次場(chǎng)信號(hào)，經(jīng)過(guò)處理和計(jì)算得出地下巖土體的電阻率值分布的頻率域電磁法，其測(cè)量的頻率范圍一般在10～105 Hz。電磁波向地下傳播時(shí)，其強(qiáng)度隨深度增加而減弱，其中高頻電磁波衰減較快，穿透深度淺，通過(guò)計(jì)算可以得到淺層地質(zhì)體的電性分布，低頻電磁波衰減慢，可穿透深部地層，通過(guò)計(jì)算可得到深層地質(zhì)體的電性分布。

3.2 數(shù)據(jù)采集與預(yù)處理

本次音頻大地電磁勘探工作采用的儀器為EH-4剖面電導(dǎo)率成像系統(tǒng)。采集剖面與北西西向的覆蓋層與基巖的分界線基本平行，測(cè)點(diǎn)間距50 m,有效測(cè)點(diǎn)數(shù)為34個(gè)，總剖面長(zhǎng)度約為1 650 m。在數(shù)據(jù)采集時(shí)，采用了電極方向垂直于構(gòu)造走向采集Ex分量、磁探頭平行構(gòu)造走向采集Hy的數(shù)據(jù)采集方式，以獲得Zxy阻抗分量。

此設(shè)備可以通過(guò)采集人工或天然電磁場(chǎng)信號(hào)，在地形復(fù)雜的情況下開(kāi)展電導(dǎo)率連續(xù)剖面測(cè)試。本次數(shù)據(jù)采集使用天然場(chǎng)信號(hào)，采集頻率范圍為10～105Hz，選擇干擾背景比較平靜的時(shí)間進(jìn)行。通過(guò)設(shè)備對(duì)采集點(diǎn)的電磁場(chǎng)分量觀測(cè)，得到互相垂直的時(shí)間域磁場(chǎng)分量H和電場(chǎng)分量E，經(jīng)傅立葉變換將時(shí)間域信號(hào)轉(zhuǎn)換為頻率域信號(hào)，最后通過(guò)功率譜計(jì)算得到視電阻率測(cè)深曲線。儀器操作員野外采集時(shí)，能看到實(shí)測(cè)單點(diǎn)的測(cè)深曲線，對(duì)于質(zhì)量較差的測(cè)點(diǎn)，通過(guò)提高采集次數(shù)或改善接地條件等方法來(lái)提高數(shù)據(jù)質(zhì)量。后期處理中還可以剔除質(zhì)量差的頻點(diǎn)，最終獲得的視電阻率和相位曲線，部分AMT測(cè)點(diǎn)的視電阻率和相位曲線如圖2所示。由圖2可以看出數(shù)據(jù)受到的畸變和干擾較小，數(shù)據(jù)質(zhì)量較好。實(shí)測(cè)電阻率與二維反演響應(yīng)電阻率擬斷面圖見(jiàn)圖3；實(shí)測(cè)相位與反演響應(yīng)相位擬斷面圖見(jiàn)4。

圖2 部分AMT測(cè)點(diǎn)的視電阻率和相位曲線

圖3 實(shí)測(cè)電阻率與二維反演響應(yīng)電阻率擬斷面圖 圖4 實(shí)測(cè)相位與反演響應(yīng)相位擬斷面圖

4 AMT數(shù)據(jù)的一維及二維反演

4.1 一維反演方法和參數(shù)設(shè)置

目前AMT數(shù)據(jù)一維反演比較常用的方法有博斯蒂克反演和Occam反演，本文采用Occam反演對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行一維反演。起始模型設(shè)置為18層的電阻率值為100 Ω·m的均勻半空間，最大迭代次數(shù)選擇為50次。反演模型電阻率值上下界限分別設(shè)置為10 000和1 Ω·m，最大層厚度設(shè)置為1 000 m，最小層厚度為10 m。采用批量一維反演模塊對(duì)所有的站點(diǎn)數(shù)據(jù)統(tǒng)一進(jìn)行反演。利用各站點(diǎn)的反演模型對(duì)站點(diǎn)Y方向的距離進(jìn)行插值，繪制成一維反演電阻率擬斷面圖和二維反演電阻率模型剖面，如圖5所示。

4.2 二維反演方法和參數(shù)設(shè)置

目前AMT數(shù)據(jù)二維反演比較常用的方法有非線性共軛梯度法(NLCG)、RRI法、Occam法、基于Occam法發(fā)展的REBOCC法[18]等。本文采用帶地形的2-D非線性共軛梯度法(NLCG)算法對(duì)旋轉(zhuǎn)到電性主軸方向上的TM模式數(shù)據(jù)進(jìn)行反演。從圖1看出，剖面雖然與NWW向的覆蓋層與基巖的分界線平行，但不同時(shí)代的基巖的分界線卻是近EW走向，這表明巖石基底的構(gòu)造是近EW走向的，所以利用橫跨并近似垂直于推斷基巖分界線的AMT剖面獲得電阻率模型可以有效地反映地下的電阻率分布。另外，在數(shù)據(jù)采集時(shí)，采用了電極方向垂直于構(gòu)造走向、磁探頭平行構(gòu)造走向的數(shù)據(jù)采集方式，因此，在反演時(shí)利用TM模式反演，且阻抗旋轉(zhuǎn)角度為0°。對(duì)視電阻率、相位分別設(shè)置15%、5%誤差門限。通過(guò)繪制L曲線，確定出一個(gè)合適的光滑因子τ=3。初始模型為100 Ω·m的均勻半空間。通過(guò)200次的迭代，得到了1個(gè)反演結(jié)果(見(jiàn)圖5(b))，擬合平方根誤差為0.753 2。擬合曲線和擬斷面圖如圖2～4所示。可見(jiàn)實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)和擬合反演模型響應(yīng)之間具有很高的一致性，證明此次反演模型是可靠的。

4.3 反演模型

比較圖5(a)與圖5(b)可見(jiàn)，這兩種電阻率模型之間存在著一定的相似性。具體來(lái)講，在剖面Y方向距離為0.6～0.8 km處，均有一條比較顯著的近直立的、北傾的低阻條帶(C1)從近地表的位置一直延伸至模型的底部，并可能延伸至更深處；但電阻率值范圍卻不同，一維反演模型上的范圍為100～300 Ω·m，而二維反演模型卻表現(xiàn)出更低的范圍1～10 Ω·m。這個(gè)低阻條帶C1的位置還與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)實(shí)電阻率擬斷面圖(圖3)上面的近直立的、相同位置的低值異常帶一致。另外一個(gè)相似的特征為兩個(gè)模型都具有從近地表深度延伸至模型底部的3個(gè)高阻塊體，分別為R1、R2和R3，電阻率值范圍為5 000～10 000 Ω·m。除了這些相似性，這兩個(gè)模型間也存在顯著的差別。具體來(lái)講，在二維反演模型的近地表深度存在著一個(gè)厚度約為20 m的低阻薄層，標(biāo)記為CL1，而一維反演模型卻沒(méi)有。另外，在二維反演模型的0.6和1.4 km剖面距離處，分別存在著兩個(gè)“U型”的低阻體，而一維反演模型上卻沒(méi)有。最后，在二維反演模型最南端的2 400～2 000 m深度范圍，出現(xiàn)了一個(gè)低阻體C2(30 Ω·m)，在一維模型上雖然也有對(duì)應(yīng)的低阻區(qū)域，但范圍偏小，并且電阻率值也偏低(200～300 Ω·m)。

圖5 AMT數(shù)據(jù)一維反演電阻率擬斷面圖與二維反演電阻率模型剖面

整體上講，視電阻率擬斷面圖、一維和二維反演模型之間存在著較大的相似性，證明了電阻率異常，特別是C1的可靠性。但是，很顯然二維反演模型中異常的分辨率比視電阻率擬斷面圖和一維反演結(jié)果高得多，也更加適合用于地質(zhì)解釋，二維反演電阻率模型體現(xiàn)的地質(zhì)信息更加詳細(xì)。

4.4 反演模型的可靠度測(cè)試

通過(guò)對(duì)二維反演中的電阻率異常與地質(zhì)構(gòu)造圖進(jìn)行對(duì)比，可發(fā)現(xiàn)低阻體C1位于巖性分界面上，而R1、R2和R3與地表出露的基巖位置具有一致性。因此，它們可能對(duì)地質(zhì)解釋具有較為重要的意義。由于淺層的電阻率分布比較復(fù)雜，特別是具有若干顯著的低阻體。因此，它們的可靠性需要驗(yàn)證。

進(jìn)行電阻率異常的可靠性驗(yàn)證的方法是將電阻率異常用其周邊的背景值替換掉，即近似地將這些異常體移除，構(gòu)建兩個(gè)新的驗(yàn)證模型，分別為驗(yàn)證模型1和驗(yàn)證模型2，如圖6(a)所示。

然后分別對(duì)新的驗(yàn)證模型進(jìn)行正演，計(jì)算出模型的響應(yīng)，并與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行對(duì)比，以查看這些異常體是否是確實(shí)存在的，結(jié)果見(jiàn)圖6(b)。由圖6可以看出，當(dāng)移除了近直立低阻條帶C1時(shí)，3個(gè)測(cè)點(diǎn)的模型響應(yīng)視電阻率曲線的低頻部分都出現(xiàn)了顯著的降低；而當(dāng)移除了R1、R2和R3這3個(gè)高阻體后，這3個(gè)站點(diǎn)的視電阻率響應(yīng)出現(xiàn)了明顯的升高。因而這幾個(gè)異常的移除均能造成模型響應(yīng)與實(shí)測(cè)及二維反演模型響應(yīng)曲線之間的較大偏差。綜上所述，這幾個(gè)異常體是必不可缺的，是真實(shí)存在的，并不是反演算法造成的假異常。

圖6 二維反演模型中電阻率異常的可靠性檢驗(yàn)圖

5 二維電阻率模型的地質(zhì)解釋

為了進(jìn)行更好地地質(zhì)解釋，將地質(zhì)圖和二維反演電阻率模型繪制在一起，形成地質(zhì)解釋綜合視圖7。有針對(duì)性地對(duì)主要的電性異常體進(jìn)行地質(zhì)解釋如下：

圖7 二維反演模型的地質(zhì)解釋綜合視圖

(1)近地表低阻層CL1：由圖1可見(jiàn)，電阻率剖面基本上位于覆蓋層內(nèi)部并近似平行于覆蓋層和巖石基底之間的分界線上，因此，電阻率模型中的近地表的低阻薄層CL1推斷為覆蓋層。由于覆蓋層具有較高的孔隙度，并且常富含水等低阻體，因此常表現(xiàn)為較低的電阻率。雖然低阻體的底界面一般情況下并不可靠，但是區(qū)域的鉆孔資料表明表覆蓋層的厚度約為20～40 m，因此推斷該低阻層的底界面反映了覆蓋層與基巖面之間的分界面的起伏。另外，地勢(shì)較高的區(qū)域，如北段，低阻層較薄，地勢(shì)較低的區(qū)域低阻層較厚，也可以證實(shí)上述推斷。

(2)高阻塊體R1、R2和R3：這3個(gè)高阻塊體均位于元古界念青唐古拉巖群a巖組花崗片麻巖的下方。而前寒武紀(jì)的變質(zhì)基底，如花崗片麻巖具有較低的孔隙度和濕度，因此常表現(xiàn)出極高的電阻率[15]，因此這3個(gè)高阻塊體符合前寒武紀(jì)變質(zhì)基底的特征。

(3)近直立、略北傾的低阻條帶C1：C1位于元古界念青唐古拉巖群a巖組的花崗片麻巖和大理石加石英片巖之間。這就表明，該位置發(fā)生過(guò)巖漿、流體的改造和變質(zhì)作用，而這樣的位置常位于基巖內(nèi)的斷裂帶處。由于這樣的區(qū)域在應(yīng)力擠壓作用下，會(huì)發(fā)生巖石的破裂，造成破碎帶。破碎帶常由于具有較大的孔隙度而成為流體、石墨和硫化物等低阻物質(zhì)富集的場(chǎng)所，因此表現(xiàn)出整體的低阻性，被稱為斷裂帶低阻體[19]?？赏茢噙@條斷裂帶為一條深斷裂F3，并且具有較高的活動(dòng)性。

(4)近地表的“U型”低阻體：除了延伸較深的低阻體C1，在近地表的位置還存在2條近似“U”型的低阻體。巧合的是，這兩個(gè)低阻體均位于巖性分界面附近，其上部近直立的部分也體現(xiàn)了斷裂的低阻性，但是延伸較淺，為近地表的斷裂。而其底部近水平的低阻體，推斷為局部含水層，形成于地層分界面附近，并且近直立的淺斷裂造成了地表水的滲透，形成了富水層[20]。

(5)南段的低阻體C2：該地區(qū)位于覆蓋層的下方，但沒(méi)有明顯的斷裂構(gòu)造與地表相連，因此可能并非是斷裂帶低阻體，而是高孔隙度的富水儲(chǔ)層。該區(qū)域是一個(gè)隆起區(qū)，而這種背斜構(gòu)造內(nèi)部的地層具有較為良好的儲(chǔ)水構(gòu)造，如下方地層水運(yùn)移通道和淺部蓋層，會(huì)成為地層水富集的場(chǎng)所。

綜上所述，二維反演模型中的電性異常具有較強(qiáng)的地質(zhì)意義。本研究發(fā)現(xiàn)了覆蓋層下方的近直立的隱伏斷裂層C1和含水儲(chǔ)層C2。這樣的構(gòu)造往往具有較高的活動(dòng)性和滲水性，而不利于水利工程的施工和后期的穩(wěn)定，因此需要避免。另外，高阻體代表的前寒武紀(jì)巖石基底卻由于孔隙度較小，而表現(xiàn)出較高的結(jié)構(gòu)強(qiáng)度，是水利工程施工建設(shè)的理想場(chǎng)所。

6 結(jié) 論

本文結(jié)合前期地質(zhì)資料，基于AMT數(shù)據(jù)進(jìn)一步查明了西藏某水利工程的地質(zhì)條件，探討了數(shù)據(jù)預(yù)處理及一維、二維反演和正演模型測(cè)試，為水利工程的選址提供了重要的科學(xué)依據(jù)。取得的主要成果與認(rèn)識(shí)如下：

(1)相比于視電阻率擬斷面圖、一維反演模型，AMT的二維反演結(jié)果對(duì)探測(cè)隱伏斷層、富水區(qū)等不良地質(zhì)體有很好的應(yīng)用效果。

(2)通過(guò)正演模型可靠度測(cè)試，發(fā)現(xiàn)的異常體都是不可或缺且具有較高的可靠性，證明了AMT在西藏水利工程勘察中具有較強(qiáng)的適用性及可靠性。

(3)初步查明的電性異常部位具有較強(qiáng)的地質(zhì)意義，可以用來(lái)指導(dǎo)水利工程的選址及施工。