電阻率層析技術(shù)在地震監(jiān)測(cè)中的應(yīng)用

電阻率層析技術(shù)在地震監(jiān)測(cè)中的應(yīng)用

1地下電阻率層析技術(shù)直接地源測(cè)量一直是我國(guó)地震監(jiān)測(cè)最基本的方法之一。每個(gè)站的常規(guī)觀測(cè)統(tǒng)一使用一個(gè)獨(dú)特的四極單極裝置。到目前為止，幾乎所有的偽造性異常都可以通過(guò)觀測(cè)電阻曲線的直觀分析來(lái)證實(shí)。地震的特點(diǎn)是，一些車站對(duì)6級(jí)以上的大地震反應(yīng)較慢。這項(xiàng)工作的困難不僅是地震之前的觀測(cè)異常，而且還有許多干擾。因此，簡(jiǎn)單的計(jì)算和經(jīng)驗(yàn)判斷應(yīng)該是數(shù)據(jù)處理的基本方法。雖然觀察是用土壤矩陣進(jìn)行的，但在地震預(yù)報(bào)時(shí)，人們不知道地下電性結(jié)構(gòu)是什么，也不知道物理參數(shù)是否發(fā)生了具體變化。信息的不足嚴(yán)重制約了工作的深度。電阻率層析技術(shù)在勘探領(lǐng)域的成功為解決地電監(jiān)測(cè)的困難提供了新的思路.該技術(shù)的精髓在于通過(guò)陣列電極的掃描性測(cè)量和數(shù)據(jù)疊加,提高了深部探測(cè)的信噪比,再通過(guò)圖像重建把低分辨率的視電阻率測(cè)量值轉(zhuǎn)變成高分辨率的介質(zhì)真電阻率的二維圖像.由于真電阻率的異常幅度(或前兆的信息強(qiáng)度)一般會(huì)比視電阻率的大,這對(duì)動(dòng)態(tài)檢測(cè)十分有利.Ushijima曾用垂直電法剖面技術(shù)得到流體運(yùn)動(dòng)的電位動(dòng)態(tài)圖像;自1992年起,DiMaio等在意大利的火山區(qū)用真電阻率層析圖像進(jìn)行了動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè);隨后,Lapenna等利用自然電位對(duì)意大利的地震區(qū)作了監(jiān)測(cè),在3—7km的深度上對(duì)異常電荷的發(fā)生概率重建出了層析圖像,效果均很好.本文給出的是我國(guó)首次試驗(yàn)結(jié)果.工作開(kāi)始于1996年底,在天津市寶坻臺(tái)和河北省昌黎臺(tái)各自架設(shè)了長(zhǎng)度近1km的EW和NS兩條復(fù)測(cè)剖面,研究期間曾于1998年4月14日發(fā)生ML5.0和ML4.4的兩次唐山地震,震前寶坻和昌黎臺(tái)的電阻率層析圖像均出現(xiàn)了異常,震后消失,同時(shí)還在其他臺(tái)站發(fā)現(xiàn)了地下水和小震活動(dòng)的異常,這些變化可能是地震的前兆反應(yīng).從2臺(tái)同時(shí)開(kāi)展的常規(guī)視電阻率資料中,卻難以發(fā)現(xiàn)這些變化.2電流強(qiáng)度非均勻各向同性介質(zhì)中穩(wěn)定直流電的電位U滿足Poisson直流傳導(dǎo)方程[CX]Δ[CX]2U=?ρ([CX]Δ[CX]?j+[CX]Δ[CX]U?[CX]Δ[CX](1/ρ)),(1)[CX]Δ[CX]2U=-ρ([CX]Δ[CX]?j+[CX]Δ[CX]U?[CX]Δ[CX](1/ρ)),(1)(1)式的解,即空間中任意一點(diǎn)的電位U,可由Poisson積分給出U=14π?V?ρ([CX]Δ[CX]?j+[CX]Δ[CX]U?[CX]Δ[CX](1/ρ))RdV,(2)U=14π?V-ρ([CX]Δ[CX]?j+[CX]Δ[CX]U?[CX]Δ[CX](1/ρ))RdV,(2)這里,j為電流密度,ρ為介質(zhì)的真電阻率,R為積分元到觀測(cè)點(diǎn)的距離,V為積分域.(2)式右端被積函數(shù)的第1項(xiàng)代表外電流源的貢獻(xiàn),在空間的有源區(qū)ΔΔ·j=I0,I0為電流強(qiáng)度,在無(wú)源區(qū)為零;右端第2項(xiàng)反映介質(zhì)的真電阻率非均勻分布的貢獻(xiàn),包括電阻率分界面上積累電荷對(duì)電位的影響;在均勻介質(zhì)時(shí)ρ為常數(shù),該項(xiàng)為零.(1)式在均勻介質(zhì)的無(wú)源區(qū)變?yōu)橥亓ξ灰粯拥腖aplace方程ΔΔ2U=0.地電阻率法所給出的量ρa(bǔ)為ρa(bǔ)=kUM?UNI,(3)ρa(bǔ)=kUΜ-UΝΙ,(3)ρa(bǔ)稱之為視電阻率,以別于介質(zhì)的真電阻率ρ,I為二供電電極(A,B)的供電電流,UM和UN分別為二測(cè)量電極處(M,N)的電位,k為與電極坐標(biāo)參數(shù)有關(guān)的裝置系數(shù).應(yīng)指出,由于電流I為已知量,故地電方法的實(shí)測(cè)量?jī)H僅是電位.它有兩個(gè)重要而又常被忽視的性質(zhì):(1)實(shí)測(cè)量U是真電阻率ρ及其梯度的積分之值,視電阻率ρa(bǔ)僅是這一積分差值的簡(jiǎn)單線性導(dǎo)出量;(2)實(shí)測(cè)量U是位函數(shù),同重力位一樣具有可疊加性.上述兩個(gè)基本特點(diǎn)決定了電法的實(shí)測(cè)量(U或ρa(bǔ))必然都是數(shù)值穩(wěn)定而對(duì)真電阻率的空間分辨很低的物理量.從理論上講,即使對(duì)于對(duì)稱四極等一些良好的電法剖面裝置,也都無(wú)法避免剖面兩側(cè)和兩端以外任一干擾的影響,因?yàn)槠拭嫱鈬娜我浑娫?ΔΔ·j)和任何真電阻率的非均勻分布(ΔΔ(1/ρ))都是位函數(shù)的兩個(gè)基本貢獻(xiàn)項(xiàng),都會(huì)把干擾位疊加到實(shí)測(cè)量上.在地震監(jiān)測(cè)中,電法同地震波和電磁波的觀測(cè)有著本質(zhì)的不同:雖然地震波走時(shí)t是介質(zhì)慢度μ的積分量t=∫μdl,電磁波強(qiáng)度E是介質(zhì)吸收系數(shù)β的積分量E=E0exp(-∫βdl),但是后二者都不是位函數(shù),且積分只涉及到發(fā)射源-接收點(diǎn)間的射線路徑;而(2)式的三維積分卻需遍及全空間.在構(gòu)造應(yīng)力的作用下,即使真電阻率ρ在地震發(fā)生前出現(xiàn)了很大的變化,但只要在廣大積分域(V)內(nèi)同時(shí)分布有正和負(fù)的變化,那么積分值U仍然可以基本不變,從而導(dǎo)致視電阻率ρa(bǔ)變化極小甚至沒(méi)有反應(yīng);相反,近距離的淺部干擾(距離R值很小)還會(huì)強(qiáng)烈地影響位函數(shù)U值.簡(jiǎn)言之,根據(jù)1個(gè)測(cè)點(diǎn)的位函數(shù)去推斷被積函數(shù)的多種變化,是得不到惟一解的.問(wèn)題的解決不能僅靠提高儀器精度和改進(jìn)計(jì)算方法,關(guān)鍵在于觀測(cè)系統(tǒng).事實(shí)上,視電阻率的重要概念正是Wenner和Schlumberger在1915年針對(duì)電位U值的低分辨而提出的,在觀測(cè)系統(tǒng)上利用兩點(diǎn)電位的差值來(lái)抑制外圍干擾,再通過(guò)沿剖面的移動(dòng)和變極距測(cè)量來(lái)提高電法勘探的分辨.遺憾的是,傳統(tǒng)的地震電法監(jiān)測(cè)只做了單一極距的視電阻率測(cè)量,未實(shí)施剖面的移動(dòng)和變極距測(cè)量,即在做時(shí)間域的監(jiān)測(cè)時(shí)丟掉了空間域的變化信息.這個(gè)弱點(diǎn)早在20世紀(jì)80年代就被關(guān)注,國(guó)內(nèi)已做過(guò)變極距試驗(yàn)和理論研究,證實(shí)其效果都比單一極距的要好.90年代出現(xiàn)的電阻率層析技術(shù),則是電法觀測(cè)系統(tǒng)和數(shù)據(jù)處理上的又一次重大進(jìn)步.3mir儀器測(cè)量原理寶坻和昌黎兩臺(tái)分別位于唐山地震活動(dòng)區(qū)的東西兩側(cè)(圖1).常規(guī)觀測(cè)使用ZD8型地電儀,只讀取單點(diǎn)視電阻率值.做電阻率層析試驗(yàn)的測(cè)線距離臺(tái)站2km以上,觀測(cè)系統(tǒng)包含三部分:陣列電極、電極轉(zhuǎn)換器和直流電測(cè)儀,陣列電極含120個(gè)電極,由高30cm的鉛板卷成筒狀埋于地下1.5m,該深度已經(jīng)越過(guò)當(dāng)?shù)氐膬鐾翆?鉛板電極的極化相當(dāng)穩(wěn)定,相鄰電極間距6m,經(jīng)電纜同電極轉(zhuǎn)換器(MIS)相連.在程序的控制下,電極轉(zhuǎn)換器依預(yù)置的觀測(cè)裝置(如謝侖貝爾、偶極或溫納法等)從陣列電極中依次選擇出4個(gè)電極轉(zhuǎn)接到直流電測(cè)儀(MIR)上,所選出的4個(gè)電極的電極距逐漸增大,相當(dāng)于對(duì)每一個(gè)測(cè)點(diǎn)完成了一系列的變極距測(cè)量.工作中試驗(yàn)了單極-單極和溫納觀測(cè)裝置.每條測(cè)線共取得2205個(gè)視電阻率值,量測(cè)精度0.5%(經(jīng)濾波、疊加處理之后的10次采樣值的均值),供電電流為頻率1Hz的交變方波.MIR儀器中的各工作參數(shù)和測(cè)量值最后被傳送到微機(jī)中進(jìn)行數(shù)據(jù)處理.儀器的主要技術(shù)指標(biāo)見(jiàn)表1和表2.圖像重建是先用高密度電法的偽剖面作為初始模型,再用Zodhy法實(shí)施反演迭代,正演計(jì)算用有限單元法,臺(tái)站的地形平坦,不需作地形校正,二維剖面的節(jié)點(diǎn)總數(shù)約6萬(wàn)個(gè),圖像的擬合誤差小于0.45Ωm,分辨為3m,成像深度200m.4地質(zhì)勘、地震活動(dòng)和常規(guī)測(cè)量4.1地下電阻率分析寶坻臺(tái)站常規(guī)電法監(jiān)測(cè)的NS和EW方向AB間距1000m,MN間距200m,監(jiān)測(cè)深度100—150m,地電阻率均值58.0—59.0Ωm,電測(cè)深曲線類型為HAA.該臺(tái)附近一鉆孔深度424.8m,揭示覆蓋層為砂粘土,基巖為前寒武系灰?guī)r和砂頁(yè)巖,頂板埋深200m.上述特征在電阻率層析圖像中(圖版Ⅰ)可以得到較好的顯示:在180m深度以淺為穩(wěn)定的第四系覆蓋土層,電阻率在3—60Ωm范圍,自140m以下電阻率逐漸有所增高,但偏高的幅度不大(僅為70—80Ωm),仍為松軟的土層.180m深度已經(jīng)接近基巖層,電阻率明顯增大,由此造成電測(cè)深曲線出現(xiàn)HAA型.在兩條測(cè)線上都看不出地下存在明顯的差異構(gòu)造.電阻率值略低反映了土層中的含水量不高,且不存在局部的富水區(qū)域.從地質(zhì)構(gòu)造上看,寶坻臺(tái)附近的一條NW向斷層同唐山地震的發(fā)震斷層是相連的(圖1).昌黎臺(tái)站常規(guī)電法監(jiān)測(cè)的AB極距NS方向990m,EW方向1000m,MN極距分別為217m和200m,監(jiān)測(cè)深度約110m,電測(cè)深曲線類型為KH.電阻率層析圖像揭示該臺(tái)地下為低阻-高阻-低阻-高阻的4層結(jié)構(gòu)(圖版IB),與電測(cè)深一維模型吻合良好(表3).對(duì)比鉆孔的地層資料后,得知兩個(gè)高阻層(在10—40m和130m深度以下)分別對(duì)應(yīng)于含水量甚少的膠泥層和花崗巖層,在40—130m深度段的低阻層則是富含地下水的中粗砂層,水飽和度的變化會(huì)影響電法觀測(cè)結(jié)果.4.2地震發(fā)生情況及震級(jí)在1996—1999年的觀測(cè)期間,唐山地區(qū)ML≥4.0的地震共發(fā)生3次(表4,圖1),震源深度11km.因1998年11月3日的地震震級(jí)較小且震后沒(méi)有較密的觀測(cè),故連續(xù)發(fā)生在同一天(1998年4月14日)的兩次大范圍的有感地震是本文研究的重點(diǎn).4.3正演成像結(jié)果圖2給出了兩臺(tái)站1997年1月—1998年6月視電阻率常規(guī)觀測(cè)的結(jié)果.幅值為3—4Ωm(昌黎)和1Ωm(寶坻)的長(zhǎng)周期變化主要反映了年變化.雖然已知道地下水的影響比地溫的要大,一些高頻變化同自然降雨和地下水的人工抽取有關(guān),但對(duì)這些干擾的效應(yīng)實(shí)際上很難作定量扣除.本文按照常規(guī)處理方法,分別取擬合的正弦函數(shù)和10天滑動(dòng)均值作為年變化和趨勢(shì)性變化分量,經(jīng)過(guò)2次校正后,視電阻率曲線已經(jīng)相當(dāng)平穩(wěn),變幅分別小于0.6Ωm(昌黎)和0.1Ωm(寶坻),不太可能從中發(fā)現(xiàn)地震的前兆異常.圖3是兩臺(tái)利用電阻率層析觀測(cè)儀器得到的視電阻率時(shí)變曲線(為與圖2對(duì)應(yīng),仍以寶坻EW方向和昌黎NS方向?yàn)槔?,選擇了4條不同極距的觀測(cè)結(jié)果,其透射深度分別為30m,90m,150m和180m;圖中還給出了整個(gè)剖面的總均值曲線.就1998年4月14日兩次地震前后的資料來(lái)看,雖然對(duì)應(yīng)于不同深度的視電阻率值出現(xiàn)過(guò)小量變化,但幅度過(guò)小(僅1—2Ωm),變化形態(tài)缺乏規(guī)則性,也是不太可能用來(lái)發(fā)現(xiàn)震前異常的.5分辨率分析的圖像5.1像素點(diǎn)及其同類點(diǎn)的距離參數(shù)和采集特征真電阻率圖像揭示了臺(tái)站下方電性結(jié)構(gòu),它的基本圖樣在不同時(shí)間基本是穩(wěn)定的.為提取出時(shí)變信息,現(xiàn)將電阻率劃成L級(jí),用圖像的熵值對(duì)CT圖像作定量評(píng)價(jià)S=?∑a=0L?1∑b=0L?1P(a,b)log[P(a,b)],(4)S=-∑a=0L-1∑b=0L-1Ρ(a,b)log[Ρ(a,b)],(4)式中P(a,b)為聯(lián)合概率P(a,b)≡P{F(j,k)=a,F(m,n)=b}=N(a,b)/M,(5)Ρ(a,b)≡Ρ{F(j,k)=a,F(m,n)=b}=Ν(a,b)/Μ,(5)即兩個(gè)像素點(diǎn)F(j,k)和F(m,n)分別位于坐標(biāo)(j,k)和(m,n)點(diǎn),并且其灰度級(jí)分別等于a和b時(shí)的概率,0≤a≤(L-1),0≤b≤(L-1),量化灰度共分16級(jí)F=?????0int[ρ(x,y)?10.0)/10.76+1]1510≤ρ(x,y)＜10Ωmρ(x,y)≤150Ωmρ(x,y)＞150ΩmF={0int[ρ(x,y)-10.0)/10.76+1]1510≤ρ(x,y)＜10Ωmρ(x,y)≤150Ωmρ(x,y)＞150Ωm二像素點(diǎn)的距離參數(shù)(r,θ)對(duì)寶坻和昌黎分別取為(1,90°)和(1,0°),(5)式中M是測(cè)量剖面的獨(dú)立像素點(diǎn)總數(shù),N(a,b)是在[F(j,k)=a,F(m,n)=b]時(shí)出現(xiàn)的次數(shù).熵的物理含義可理解為:如果圖像中各像素點(diǎn)之值的分布是完全隨機(jī)而無(wú)序的(即呈白噪聲和零信息狀態(tài)),那么圖像的熵最大;而熵值的下降,則意味著在某種因素的作用下圖像的有序性出現(xiàn)了增強(qiáng),屬小概率事件.圖像分析上的著眼點(diǎn)并不在于各象素的具體數(shù)值和特定圖樣,而是它們?cè)趫D像分布上的彼此關(guān)系(如相關(guān)性等).至于引起這種變化的物理因素是否為地震活動(dòng)則屬研究的內(nèi)容.5.2m、深度因篇幅所限,雖然圖版Ⅰ中給出了5幅寶坻和昌黎臺(tái)EW剖面的真電阻率層析圖像(NS剖面的變化過(guò)程相似),但地震前后CT圖像的變化過(guò)程基本上反映出來(lái).寶坻臺(tái)真電阻率值的正常穩(wěn)定圖像是一種較為平緩的均勻圖樣(圖版ⅠA(a)—(c)),其中高阻區(qū)的變化幅度很小且呈零星雜亂的分布,反映出土層中的孔隙或含水狀態(tài)的差異,并無(wú)構(gòu)造上的意義.然而,在1998年4月14日兩次地震前6天的圖像中出現(xiàn)了一個(gè)新的圖樣,具有明顯的有序性特征(圖版ⅠA(d)):高阻區(qū)(80—110Ωm)集中出現(xiàn)在水平坐標(biāo)350—450m、深度30—180m處;與此相反,其四周是大范圍的真電阻率均勻降低區(qū)(10—30Ωm).EW和NS兩條CT剖面真電阻率值的異常變化幅度約為地表視電阻率值的4—6倍,圖像中高低阻的分布都表現(xiàn)出有序性的異常增強(qiáng),相應(yīng)的熵值明顯變小,降低幅度分別達(dá)到11%(EW)和14%(NS)(見(jiàn)圖3(a)的熵值曲線).地震之后的測(cè)量中,上述異常特征消失,正常的穩(wěn)定圖樣再次恢復(fù)(圖版ⅠA(e)).昌黎臺(tái)的圖像反映了近水平狀的層狀結(jié)構(gòu),在50—110m深度表現(xiàn)出明顯的低阻區(qū)(圖版ⅠB(a),(b)).該臺(tái)更加靠近地震震中,圖像出現(xiàn)有序性特征的時(shí)間似乎更早:從1997年11月24日的圖像中可看出,圖樣的基本結(jié)構(gòu)雖未改變,但高阻區(qū)和低阻區(qū)的對(duì)比度明顯加大,低阻區(qū)的水平范圍擴(kuò)大,高低阻區(qū)的內(nèi)部結(jié)構(gòu)更加均勻(圖版ⅠB(c)).在地震發(fā)生前4天低阻區(qū)內(nèi)部的非均勻性已經(jīng)略有加大(圖版ⅠB(d)).同寶坻臺(tái)相似:地表視電阻率值和圖像真電阻率的總平均值都變化不大,深部的異常是以高低阻空間分布上的改變而顯現(xiàn)的,圖像熵值也下降.對(duì)1997年11月和1998年4月的兩次測(cè)量,昌黎臺(tái)EW和NS兩條CT剖面震前的圖像熵值幾乎同步變小,熵值的降低幅度達(dá)16%(圖3(b)).震后異常消失,圖樣恢復(fù)正常(圖版ⅠB(e)).由于這些異常出現(xiàn)在春季干燥期間,且深度較大,氣象因素的影響可以排除,同理論估計(jì)相吻合.馮銳等在1992—1996年開(kāi)展井間電磁波層析監(jiān)測(cè)時(shí)也多次發(fā)現(xiàn)過(guò)震前CT圖像的熵值降低:電磁波層析圖像的低吸收像素點(diǎn)增多,高吸收減少,高低像素點(diǎn)的頻度分布呈連續(xù)下降狀,分布圖樣也呈現(xiàn)出某種規(guī)律性特征.說(shuō)明在監(jiān)測(cè)震前真電阻率數(shù)值變化的同時(shí),有必要注意圖像有序性(熵值下降)和空間變化特征.5.3震前電阻率的變化1998年4月14日的兩次唐山地震曾造成大范圍的震感,在其發(fā)生之前,中國(guó)地震局分析預(yù)報(bào)中心曾在京津地區(qū)地震監(jiān)測(cè)臺(tái)網(wǎng)中發(fā)現(xiàn)多種前兆異常,如地下水溫、地下水氣體和體應(yīng)變量的異常變化.圖4是小震活動(dòng)加卸載響應(yīng)比的變化過(guò)程,監(jiān)測(cè)區(qū)域?yàn)?38.5°—41.0°N,113°—120°E),震級(jí)ML=0.0—3.0.這次地震的孕震過(guò)程似從1998年初開(kāi)始,而且涉及的范圍也較大.本文發(fā)現(xiàn)的電阻率層析圖像的異常可能也屬其中的一種反應(yīng).對(duì)于震前電阻率變化的原因,已有多種解釋模型.從郝錦綺等最近完成的巖樣實(shí)驗(yàn)結(jié)果看,介質(zhì)在低應(yīng)力和高應(yīng)力狀態(tài)時(shí)電阻率變化的機(jī)制是極為不同的:前者屬常態(tài)導(dǎo)電過(guò)程,導(dǎo)電結(jié)構(gòu)和孔隙度的變化是主要因素;后者屬裂隙表面導(dǎo)電機(jī)制,隨著破裂面在巖體內(nèi)部的出現(xiàn),水和孔隙有了完全貫通的平面,多種導(dǎo)電機(jī)制都發(fā)揮作用.考慮到目前電法監(jiān)測(cè)的深度較淺,壓力溫度都較低;成像的主要部分是在砂土層和孔隙度較大的粗砂層(昌黎)中,水雖在孔隙中占有一定的比例,但地下水并不是處于自由流動(dòng)的條件下,因此現(xiàn)在所發(fā)現(xiàn)的震前電阻率層析圖像的變化,實(shí)際上主要反映了介質(zhì)在低應(yīng)力狀況下導(dǎo)電結(jié)構(gòu)和孔隙度的改變.一種可能是在構(gòu)造應(yīng)力作用下介質(zhì)形變,改變了微觀導(dǎo)電單元的主軸方向和扁率,即調(diào)整了原有的串并聯(lián)導(dǎo)電結(jié)構(gòu)的分布和排列,在那些增加了并聯(lián)導(dǎo)電成分的局部區(qū)域便會(huì)呈現(xiàn)電阻率的下降,串聯(lián)區(qū)