• ISSN 2096-8957
  • CN 10-1702/P

地震电阻率实验研究新进展及展望

朱涛

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地震电阻率实验研究新进展及展望

New progress and prospect of earthquake-related resistivity experiments

    Corresponding author: Zhu Tao, ZXL_TAO@126.COM
  • CLC number: P313

  • 摘要: 准确的地震预报是减轻地震灾害的有效手段之一. 地电阻率是一种被证实了的、有效的地震前兆参量,在我国自1966年以来的地震监测预报工作中发挥了且正在发挥着重要的作用. 伴随着地电阻率在地震监测预报中的应用,关于电阻率变化特征和规律及其机理的实/试验从上世纪60年代以来从未间断. 在实/试验中,主要采用了单极距观测系统. 它的测量值代表了其探测深度到地表的整个深度层的综合效应,无法确定地下各层的贡献. 为此,一些研究者探索新的地电阻率观测系统,进行了地电阻率多极距和电阻率层析成像观测的实/试验研究. 本文对单极距观测系统的实/试验结果进行了简述,详细介绍、总结了多极距和电阻率层析成像观测的实/试验研究状况,最后提出了进一步研究的可能方向.
  • 图 1  观测系统示意图. (a)单极距观测系统;(b)使用温纳-α观测装置测量的电阻率层析成像观测系统. A和B代表供电电极,M和N代表测量电极. (b)中的每一个圆点代表一个测量数据点的位置

    Figure 1.  Sketch showing of observation system. (a) Single-separation array observation system; (b) electrical resistivity tomography with Wenner-α configuration. A and B indicate current electrodes while M and N potential ones. Circles in (b) indicate the positions of measurements

    图 2  郫县台各层的等效电阻率曲线(赵和云和钱家栋,1987

    Figure 2.  Effective resistivity curves for each layer beneath Pixian station (Zhao and Qian, 1987)

    图 3  在昌黎台观测到的地震前、后的EW向电阻率图像(冯锐等,2001

    Figure 3.  Resistivity images along EW direction observed before and after earthquakes at Changli station (Feng et al., 2001

    图 4  磁铁矿样品垂直于加压轴方向的相对于无加压时的残差视电阻率图像随应力的变化(修改自Zhu et al., 2012

    Figure 4.  Residual apparent resistivity images relative to those at stress free along the direction normal to loading axis for a magnetite sample(modified from Zhu et al., 2012

    图 5  含铁粉50%样品与加压方向垂直的测线在固定速率加、卸载下的电阻率图像

    Figure 5.  Resistivity images along the direction normal to loading axis under a fixed rate loading and unloading for a rock sample with 50 wt% iron powder

    图 6  含60%铁粉和高阻体样品与加压方向平行的测线在应力反复加、卸载下的电阻率图像

    Figure 6.  Resistivity images along the direction parallel to loading axis under a repeated loading and unloading for a rock sample with 60 wt% iron powder and an embedded high-resistivity block

    图 7  含60%铁粉和高阻体样品与加压方向45°斜交的测线在应力反复加、卸载下的电阻率图像

    Figure 7.  Resistivity images along the 45° intersection direction with loading axis under a repeated loading and unloading for a rock sample with 60 wt% iron powder and an embedded high-resistivity block

    图 8  室内模拟实验的物理模型示意图. (a)层状电性均匀各向同性模型;(b)~(d)层状电性均匀各向异性模型

    Figure 8.  Sketch map of physical models for laboratory experiments. (a) A layered electrical homogenous and isotropic model; (b)~(d) layered electrical homogenous and anisotropic models

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出版历程
  • 收稿日期:  2020-05-25
  • 网络出版日期:  2020-08-27
  • 刊出日期:  2021-01-01

地震电阻率实验研究新进展及展望

摘要: 准确的地震预报是减轻地震灾害的有效手段之一. 地电阻率是一种被证实了的、有效的地震前兆参量,在我国自1966年以来的地震监测预报工作中发挥了且正在发挥着重要的作用. 伴随着地电阻率在地震监测预报中的应用,关于电阻率变化特征和规律及其机理的实/试验从上世纪60年代以来从未间断. 在实/试验中,主要采用了单极距观测系统. 它的测量值代表了其探测深度到地表的整个深度层的综合效应,无法确定地下各层的贡献. 为此,一些研究者探索新的地电阻率观测系统,进行了地电阻率多极距和电阻率层析成像观测的实/试验研究. 本文对单极距观测系统的实/试验结果进行了简述,详细介绍、总结了多极距和电阻率层析成像观测的实/试验研究状况,最后提出了进一步研究的可能方向.

English Abstract

    • 地震是全人类面临的巨大突发性灾害,严重威胁着人类的生存安全和经济发展. 21世纪以来,仅2004年12月26日印度尼西亚苏门答腊M.*?>=>S9.0巨大地震海啸、2005年10月8日巴基斯坦M.*?>=>S7.8特大灾害性地震、2008年5月12日汶川M.*?>=>S8.0特大灾害性地震、2010年1月13日海地M.*?>=>S7.3巨大灾害性地震以及2011年3月11日日本M.*?>=>S9.0巨大地震海啸,就造成80万人死亡,经济损失更是难以估计(张晓东等,2012). 因此,准确地预测地震,尤其是大地震,可大大地降低地震造成的损失,有效地保障人民的生命和财产. 这是全世界地震学家孜孜以求和奋斗的目标.

      预测地震需依据地震孕育过程中导致的各种宏观和微观异常,即地震前兆. 地电阻率是一种被证实的有效的地震前兆. 在我国目前的地震电阻率观测中,主要采用了单极距观测系统(图1a). 它仅采用一个对称四极观测装置(由一对供电电极AB和一对测量电极MN组成,图1a),供电极距AB一般为800~2 400 m,多数台站为1 200 m左右,探测深度为几百米~几千米(钱家栋等,1985冯锐等,2004杜学彬等,2008). 虽然地震一般在地下几千米至几十千米深的区域孕育和发生,但是它引起的地下应力-应变场的变化可能导致地下浅部岩、土层发生变形,即使这种变形非常微弱,其最终仍然能够导致可观测到的地电阻率的异常变化(Yamazaki, 19671968Rikitake and Yamazaki,1969国家地震局预测预防司,1998杜学彬,2010). 利用单极距观测系统,在许多大地震前都观测到了明显的地电阻率异常(Rikitake and Yamazaki,1969赵玉林和钱复业,1978桂燮泰等,1989吴小平等,1997汤吉等,1998高立新,2000张学民等,2009杜学彬,2010刘君等,2013钱家栋等,2013杜学彬等,2015). 到目前为止,通过利用单极距观测系统进行室内岩石实验和野外试验,已经基本上搞清楚了地震电阻率异常变化的机理和特征(见第1部分). 但是,地电阻率法是一种体积探测法,在探测范围内介质的电性变化都会以一定的比例关系反映到地表观测值中来. 在实际的地震电阻率观测中,单极距观测系统每次测量获得一个地电阻率值. 它代表了从单极距观测系统的探测深度到地表的整个深度层(图1a所示的虚线以上的所有地层)的综合效应. 地下电性结构存在非均匀性,会导致不同深度层的电阻率对每一个地电阻率观测值的贡献不同(赵和云等,1985杨明芝等,1986钱家栋等,1986钱家栋和赵和云,1988汪雪泉等,2002毛先进等,2017). 显然,单极距观测系统无法确定每一层的电阻率对其观测值的贡献,这不利于识别地下浅层非震因素引起的地电阻率异常变化(如,年变化和季节性变化)(钱家栋和赵和云,1988毛先进等,2008王兰炜等,2011). 为此,一些研究者探索了新的地震电阻率观测方式,近年来开展了一系列的室内实验和野外试验研究工作(第2部分).

      图  1  观测系统示意图. (a)单极距观测系统;(b)使用温纳-α观测装置测量的电阻率层析成像观测系统. A和B代表供电电极,M和N代表测量电极. (b)中的每一个圆点代表一个测量数据点的位置

      Figure 1.  Sketch showing of observation system. (a) Single-separation array observation system; (b) electrical resistivity tomography with Wenner-α configuration. A and B indicate current electrodes while M and N potential ones. Circles in (b) indicate the positions of measurements

      本文将在第1部分简述“单极距观测系统”的实验研究工作;在第2部分重点介绍新的(多极距和电阻率层析成像观测)的实验研究进展;最后,在第3部分提出进一步研究的方向.

    • 国际上有关岩石电阻率随应力变化的实/试验研究工作主要始于上世纪60年代(Parkhomenko and Bondarenko, 1960; Brace et al., 1965; Brace and Orange, 1966, 1968a, 1968b; Yamazaki, 1965, 1966),我国在这方面的研究主要开始于上世纪80年代(陆阳泉和温新民,1980张同俊,1980陈大元等,1983金耀等,1983张金铸和陆阳泉,1983赵玉林等,1983张天中等,1985陈大元等,1987修济刚和陈大元,1987). 随后,相关研究从未间断过(Wang et al.,1975Kondo et al.,1980Stopinski and Teisseyre,1982; 王新华,1984Kayal and Banerjee,1988陆阳泉等,1990a陆阳泉等,1990bTomecka-suchon and Rummel,1992Masao and Yoshio,1993安金珍等,1996陈峰等,2000a2000b陈峰等,2003a2003b; 张流等,2003陈峰等,2013陈鹏等,2013王俊璇等,2013宋杰等,2015). 这些实/试验研究工作主要采用了如图1a所示的单极距观测系统. 获得的结果对于认识和理解与地震等灾害相关的电阻率及其各向异性变化特征和机理发挥了重要的作用. 龙海丽(2003)曾对电阻率各向异性的实/试验研究工作进行了概述. 朱涛等(2009)分别从实/试验研究、数值模拟及在地震研究中的应用三个方面对岩石电阻率及其各向异性实/试验研究进行了较为详细的总结与分析. 在本部分,将对几个研究小组的实/试验研究的结果进行总结和分析,作为文献(朱涛等,2009)的扩展和补充,以深化对单极距观测系统实验结果的认识和理解.

    • Brace的科研小组(Brace et al., 1965; Brace and Orange, 1966, 1968a, 1968b)采用二极测量方法曾对多种类型的岩石样品的体电阻率随着轴压和围压的变化特征和规律进行过系统的实验研究. 他们的研究结果表明,随压力或应力增加,岩石电阻率可能出现五种类型的变化:一直增大;一直减小;先减小,随后一直增大;先略微增加,随后一直减小;以及更加复杂的变化,这跟岩石种类以及岩样饱和方式和程度有关. 例如,随着有效围压的增加,一些自来水或盐水饱和的岩样,如致密长石、纯橄榄岩、辉长石、砂岩、辉绿石、石灰石、大理石、白云石、花岗闪长岩、钙长石、石英岩以及来自不同区域(Westerly、Casco和Stone Mt.)的花岗岩的电阻率一直增大,一些水饱和的岩样,如Nahant辉长石和Rhyolite凝灰岩的电阻率一直减小,以及部分水饱和的Westerly花岗岩的电阻率先减小,随后增加(Brace et al., 1965; Brace and Orange, 1968a);在轴向压缩至破裂的实验过程中,随着轴压的增加,大多数自来水或矿化水饱和岩样,如石英石、辉绿石、花岗岩、钙长石、砂岩和石灰岩的电阻率先略微增大,随后一直减小;一些自来水或盐水饱和的岩样,如纯橄榄石、花岗闪长岩和花岗岩的电阻率一直减小,还有一些岩石,如大理石和石英砂岩的电阻率可能会一直增大,也可能先减小而随后一直增大(Brace and Orange, 1968b).

    • Yamazaki(1965, 1966)采用单极距观测系统(图1a)测量了不同单轴压力下岩石的视电阻率,发现同一凝灰岩样品的电阻率和视电阻率随着电流强度的增加而近线性减小,随着电极间距的增加视电阻率增加;干燥和少量含水(重量比~5.6%)浮石凝灰岩、少量含水(重量比~2%、18%和25%)的火山砾凝灰岩和少量含水(重量比~9.5%)的凝灰质砂岩的电阻率的变化速率随着样品线应变的增大而增大. 随后,他在野外观测到了与室内实验基本一致的结果(Yamazaki, 1967, 1968):电阻率线性变化率约为应变线性变化率的1 000倍,并在1968年5月16日Tokachi的7.8级地震前观测到了视电阻率和应变的明显的阶跃变化(Rikitake and Yamazaki, 1969).

    • 上世纪80年代初,陈峰就开始了岩石电阻率的实验研究工作,一直到持续到了最近(陈峰等,2013). 陈大元等(1983)选用均匀水饱和的长方体结晶岩石样品,在样品一个表面的3个方向(与加压轴平行、垂直及45°斜交)上分别布设了4个电极,在没有外来水补给的情况下,研究了视电阻率及其各向异性与压力的关系. 结果表明,在加压初期,3个方向的视电阻率一起上升,但方向性差异较小. 主要机制为原有裂隙的闭合;当应力达到破裂应力的30%~60%后,各方向上的视电阻率非同步性地由上升转变为下降,各向异性系数迅速增大,同时视电阻率各向异性主轴方向变得稳定,断裂面的走向就是视电阻率各向异性的一个主轴方向,但常与应力主轴方向不一致. 主要机制为新裂隙的产生和发展. 考虑到实际的地震电阻率观测台站下方可能存在丰富的地下水,其可能对电阻率的变化产生不可忽视的影响,安金珍等(1996)采用两种尺寸的水饱和长方体花岗岩样品,在一个非受压面上布设了以其几何中心点对称的互成45°角的4条单极距观测测线,进行了有补给水情况下的单轴压力实验. 结合陈大元等(1983)无补给水的结果分析,他们发现有、无补给水对电阻率变化的整体形态无根本性的影响,电阻率均随压力增加先升高、而后降低;补给水主要影响电阻率变化的幅度. 有补给水的电阻率下降幅度相对较大;从4个方向的测线中任意选择3条测线的视电阻率计算的各向异性主轴方向基本一致,即电阻率变化具有明显的方向性;在整个加压阶段,电阻率各向异性主轴方向随压力增加发生规律性的跃变,多数样品只跃变1~3次,每次跃变形成一个主轴方向,在主方向内,角度变化不明显. 考虑到地震和其它自然灾害(如,地质滑坡)的孕育、发生导致的地应力变化可能会引起新裂隙的产生、发展和优势排列,以及为了研究视电阻率各向异性主轴方法是否适合原始电阻率各向异性岩石及其最大各向异性主轴是否与岩石的主破裂方向基本一致,陈峰等(2000a, 2000b, 2003a, 2003b, 2013)和廖椿庭等(2003)采用电剖面和电测深测线布极组合方法进行了实验. 实验中,采用的加压方式分别为单轴、低围压三轴压缩、剪切和滑动摩擦;岩石样品为水饱和的天然花岗岩样品、由石英砂、河砂和水泥制成的均匀、非均匀人工岩石样品,以及由一种含岩成分和三种非含岩成分制作的原始电阻率各向异性岩石样品. 他们的实验结果表明:(1)位于裂隙和破碎带区域的测点,视电阻率各向异性较显著. 采用陈大元等(1983)的方法,从4个方向的测线中任意选择3条测线的视电阻率计算的4个视电阻率各向异性主轴方向比较一致,且与破碎带方向基本吻合. 位于非裂隙和破碎带区域的测点,4个视电阻率变化各向异性主轴方向不一致,或者根本得不到各向异性解,这在裂隙面平行于测量面更加明显;(2)对均匀介质样品,电阻率变化仅与测线的位置有关. 测线离裂隙越近,电阻率变化幅度就越大,反之,就越小,甚至几乎没有变化. 对非均匀样品,电阻率变化除与测线的位置有关外,还与其布设的方向有关;(3)在剪切和滑动摩擦下,电阻率变化幅度在量级上是相同的,位于裂隙区及其附近测点的电阻率变化各向异性主轴方向与实际裂隙方向一致性较好;(4)原始电阻率各向异性和各向同性样品有着相似的电阻率各向异性变化特征和规律,且其主轴与裂隙或破碎带方向基本吻合;(5)视电阻率变化最大/最小的方向与最大压应力方向没有确定的关系,即难以用电阻率变化的方向来准确确定最大主压应力的方向,这与自然条件下岩(土)体电阻率受压呈现下降型变化时,其极大值指向压力源,而呈现上升变化时,其极小值指向压力源的试验结果具有明显差异(陆阳泉等,1990b);(6)即使对于基本相同的岩石样品(即,从同一块岩石切割而成的、处理方式完全相同的样品),视电阻率随压力的变化趋势可能不一致. 有些样品的视电阻率呈现先增大而随后一直减小的趋势,有的则出现增大—减小—增大的复杂的变化特征.

    • 为了研究样品的几何尺度对电阻率的影响,一些研究者采用米尺度的大岩石样品实验研究了电阻率随应力的变化特征和规律. 索波列夫(1984)对边长约1 m的花岗岩和玄武岩进行了单轴压缩实验. 发现加压过程中的电阻率变化表现出强烈的各向异性特征,平行和垂直于加压方向所测得的电阻率出现相反方向的变化. 总体上,前者(即平行于加压方向的电阻率)小于未加压时的电阻率,其绝对变化幅度呈现出显著增大、减小、小幅增大和缓慢减小的变化趋势,最大变化幅度可达60%;后者(即垂直于加压方向的电阻率)大于未加压时的电阻率,其绝对变化幅度呈现出显著增大、平稳变化、显著减小、小幅增大和缓慢减小的变化趋势,最大变化幅度可达40%. 陆阳泉和温新民(1980)在低围压(0.6 MPa)下对100 cm × 100 cm × 150 cm的混凝土进行了轴向压缩至破裂的实验,研究了电阻率随轴向应力-应变的变化特征. 他们发现,不同方向上的电阻率随轴压呈现出了相似的变化趋势:当应力小于破裂应力的50%时,电阻率变化幅度和速率都很小,幅度小于5%;但当应力大于破裂应力的50%时,电阻率变化幅度和速率都急剧增大,到完全破裂时,幅度降低了约30%;随着应力继续增大,电阻率小幅回升,可恢复到加压前的80%左右. 同时,他们发现电阻率变化是线应变变化的100~1 000倍(陆阳泉和温新民,1980陆阳泉等,1990bLu et al.,1989),这与Yamazaki(1967, 1968)的研究结果一致. 随后,Lu等(1989)、陆阳泉等(1990a)采用100.5 cm × 99.6 cm × 84.5 cm的粗粒花岗闪长岩样品和静态破碎剂来产生膨胀力源,并在两个相对的表面以对角线为对称各布设了3条赤道式偶极装置的电阻率测线. 在样品受膨胀力变形至破碎的过程中,他们发现电阻率的变化经历了五个阶段:(1)正常变化阶段. 装入破碎剂之前,同一表面上的所有电阻率具有一致的日变形态. 装入破碎剂后,日变形态逐渐消失并略有下降. 此后一段时间(如,50个小时)内,电阻率的变化幅度和速率都比较小. (2)缓慢下降阶段. 当日变形态完全消失之后,所有的电阻率都出现趋势性的下降变化,下降幅度和速率比正常变化阶段的大,但基本保持匀速率下降. (3)加速下降阶段. 在此阶段电阻率出现急剧的加速下降变化,在较短的时间(如,10个小时)之内,其下降幅度和速率较上一阶段(即,缓慢下降阶段)提高了20%至数倍或数十倍,这可能是岩石即将破裂的短临前兆信息. (4)突变异常阶段. 此阶段电阻率出现突变异常,且出现的时间基本同步. (5)恢复阶段. 在此阶段,未因岩石破裂遭受破坏的测线的电阻率均呈现出逐渐恢复的趋势. 不过,只有离破碎带较远的测线,电阻率才能基本恢复到未加破碎剂之前的水平. 为了验证膨胀—扩散的孕震模式,陆阳泉等(1998a, 1998b)在50 cm × 50 cm × 100 cm的灰岩样品中部与加压方向呈45°的方向上预制了7个孔径为18 mm的贯通孔,以保证在样品中心产生内破裂和膨胀区,并在岩石顶面中心预制孔径为10 mm、孔深300 mm的进水孔,以提供岩石受膨胀后维持孔隙压力所需的水源. 然后利用单轴压机,分段进行线性加载—停载—加载,直到岩石破裂. 在此过程中,电阻率出现了缓慢变化和急剧变化两个阶段. 在前一阶段,离破裂和膨胀区远的电阻率变化幅度很小,一般不大于10%,而位于破裂和膨胀区的电阻率变化幅度相对较大,可达15%. 在后一阶段,所有的电阻率均发生了大幅度的剧烈变化,变化幅度为35%~80%. 不过,在整个过程中,不同方向上的电阻率的变化趋势和幅度基本相同,即未表现出明显的各向异性特征,这与陆阳泉和温新民(1990a)以及Lu等(1989)的结果一致,但与索波列夫(1984)的结果差异很大.

    • 一般情况下,岩石样品的尺寸很小,且其含水量、节理、裂隙和受力状态等与自然状态的岩(土)层可能存在明显差异. 在我国,由于电阻率观测的深度从几百米至几千米(见引言),岩(土)层基本处于常温、小围压、非水饱和状态. 一些地电阻率观测台站下方可能还是未成岩的地层,因此有必要进行野外试验. 通过与室内实验结果进行对比研究,既可推断室内实验结果的适用范围,又可深化对电阻率及其各向异性随应力的变化规律的认识和理解.

      赵玉林等(1983)张同俊(1980)在河北省邢台地震区、甘肃省兰州地区及湖南某矿区,进行了自然状态下土层及岩层受力时电阻率变化的实验研究. 采用千斤顶加压或将矿山开采时导致的地应力变化作为力源. 测线布设方式和数据采集方法与室内实验相同. 他们的实验结果表明,岩(土)层电阻率变化对微小应变的变化响应非常敏感,含裂隙的岩层比土层更加显著;电阻率相对变化幅度随力源强度和尺度的增加而增加,随力源距离的增加而减小,且其变化的起始时间随距离的增加呈现出滞后现象;对水平各向同性土层,在应力作用下,不同方向上的电阻率变化存在差异. 一般情况下,垂直于最大压缩方向的电阻率下降幅度较大,而平行方向的下降幅度较小或略有上升,与压力呈45°斜交方向的下降幅度介于两者的变化幅度值之间. 不过,对于含裂隙的矽化灰岩,不同方向的电阻率变化不仅与压缩方向有关,而且还与裂隙方向有关. 一般情况下,平行于压缩方向的下降幅度较大. 当压应力与裂隙展布方向平行时,随应力增大,垂直于压缩方向的电阻率下降,而当压应力与裂隙展布方向垂直时,则明显上升.

      在Shillong高原的脆性岩(石英岩变质带)区,Kayal和Banerjee(1988)布设了4条互呈45°夹角的测线,其中一条平行于地层走向,一条垂直于地层走向. 发现在3次地震的第一次地震前12天内,平行于地层走向的测线观测到了海湾状(bay-like)上升的电阻率前兆,上升幅度达15%,随后下降了约30%. 在Lubin铜矿矿场,Stopinski和Teisseyre(1982)发现在矿震前后,电阻率变化较大,并且变化形态与Kayal和Banerjee(1988)观测一致,通常呈现海湾状. 安金珍等(2008)在四川省雅安市陇西河峡谷的峡口滑坡体上进行了监测试验. 他们发现在坡体下滑前观测到电阻率各向异性变化速率明显增加,而且各向异性的主轴方向与主破裂方向基本一致,同时气候的影响甚微. 这些野外观测试验佐证了室内岩石实验的结果,表明室内岩石承压状态下的实验结果可以用来认识、理解和解释实际地震、火山活动和大型地质构造运动等造成的电阻率及其各向异性的变化规律和特征,甚至对它们的活动状态作出预测.

      从这些实/试验研究结果可以得知:(1)当加载在岩石上的压/应力发生变化时,必然会导致岩石电阻率的变化;(2)一般情况下,在弹性变形阶段,岩石电阻率随应力的变化较小,且在卸载过程中,电阻率基本上可恢复,此阶段电阻率的变化主要受原生裂隙闭合的影响. 也就是说,如果岩石样品的原生裂隙少(孔隙度低),应力引起的电阻率变化就小;在塑性和破裂变形阶段,岩石电阻率的变化会更明显,尤其在破裂阶段,且在卸载过程中,电阻率不可恢复,此阶段电阻率的变化主要受新生裂隙及其发展和定向排列的影响,从而会导致不同测量方向的电阻率变化幅度存在显著的差异,即明显的电阻率各向异性;(3)流体类型和饱和程度可能对岩石电阻率随应力的变化产生重要的影响. 电阻率随应力的变化趋势是复杂的. 它可能一直降低、一直升高、先降低后升高、先升高后降低、或者更加复杂的变化特征;(4)即使对于几乎相同的样品,电阻率变化趋势也可能存在显著的差异.

    • 顾名思义,多极距观测系统是由多个单极距观测系统组合而成的. 如“引言”所述,单极距观测系统的观测值反映了其整个探测范围内的电阻率及其变化特征,其中包含了浅表层(地表~几十米深度)中因气候(如,干旱和降雨)和人类活动(如,抽水和灌溉)等非震因素所引起的地电阻率异常变化(称为:干扰变化),这种异常变化可能很强,会“淹没”地震导致的相对微弱的地电阻率异常变化(钱家栋等,1985杜学彬等,2017),因此提出了多极距观测系统. 该系统的主要目的是“剥/分离”地电阻率观测值中浅表层的非震异常变化,从而提取出能更好地反映与地震活动相关的深部地层的电阻率异常变化. 具体方法是:首先,根据地球物理勘探资料建立观测点下方的水平层状电性均匀各向同性模型,并根据该模型设计出至少与模型层数相同的单极距观测系统;其次,根据设计方案,在同一个观测点(台站),以观测点为中心,布设设计的多个单极距观测系统并进行(准)同时测量;最后,利用反演方法获得每层的等效/反演/真电阻率或者其变化.

      其实,多极距观测系统并不新颖,早在上世纪80年代,就有一些研究者进行过地电阻率多极距观测的试验及其数据处理(反演)方法的研究工作. 首先,赵和云等(1985)杨明芝等(1986)钱家栋和赵和云(1988)提出了计算不同深度的电性均匀各向同性层状介质的(真)电阻率对地表观测的地电阻率的贡献(亦称为影响系数,其值小于1且所有层的影响系数之和等于1),并提出了利用多极距观测的视电阻率值反演地下不同深度层的等效(真)电阻率的方法. 其次,赵和云和钱家栋(1987)根据电测深探测结果,构建了具有4层的成都郫县台水平层状电性结构模型. 然后他们在NE方向上布设了4个(加上原有的1个,共5个)不同极距的单极距观测系统,进行了12个月的试验观测. 经过反演,他们获得了每个深度层的等效电阻率及其随时间的变化(图2). 结果表明,浅表层的电阻率的幅度变化最大,随着深度增加,变化幅度会迅速减小. 在深部地层获得了比相应单极距观测值变化幅度小得多的平稳曲线. 因此他们认为反演后的曲线不仅在形态上,而且在幅度上反映了介质电阻率的实际变化,起到了恢复地下电性变化本来面貌的作用. 随后,一些研究者在云南大理台和甘肃平凉台(薛顺章等,1994)、安徽嘉山台(汪雪泉等,2002)进行了多极距观测的试验,获得的结果或结论基本上与赵和云和钱家栋(1987)的一致.

      图  2  郫县台各层的等效电阻率曲线(赵和云和钱家栋,1987

      Figure 2.  Effective resistivity curves for each layer beneath Pixian station (Zhao and Qian, 1987)

      近年来,一些研究者仍然在继续多极距观测系统的试验及相关研究工作. 王兰炜等(2011)研制了一种专门用于多极距观测的仪器ZD8MI,并简单介绍了其在甘肃山丹台的试验情况和结果. 朱涛等(2011)以山丹台为例,详细介绍了如何利用电阻率层析成像结果构建地下水平层状电性结构模型,及如何利用在地表观测到的视电阻率反演不同深度层的等效电阻率的一种方法. 石航等(2012)对比分析了山丹台多极距和单极距观测结果,认为多极距观测结果在干扰排除和异常落实方面比单极距结果更有优势. 佟鑫等(2016)郭建芳等(2016)介绍了一种设计多极距观测系统的方法,及其在河北昌黎台的应用结果. 毛先进等(2017)提出了一种结合二维边界积分方程法正演和其他研究者(赵和云等,1985杨明芝等,1986赵和云和钱家栋,1987钱家栋和赵和云,1988薛顺章等,1994汪雪泉等,2002朱涛等,2011郭建芳等,2016)所采用的一维影响系数法反演相结合的方法来获得不同深度层的等效电阻率.

      虽然从上世纪80年代以来,一直进行着多极距观测系统的试验和方法研究,但是目前利用多极距观测系统的视电阻率来反演不同深度层的等效电阻率的方法仍然非常简单. 首先,模型假设由水平层状电性均匀各向同性层组成. 这本身就是对地下电性结构的极度简化. 一般情况,观测区域内的电性结构存在非均匀性,而且可能比较显著,比如山丹台(朱涛等,2011),这就可能造成明显的模型误差. 其次,反演方法是一种数学方法,无论数值拟合精度有多高,都可能会引入新的误差或者变化.

    • 电阻率层析成像是上世纪80年代发展起来的一种直流电法勘探方法,也称为电阻率成像、高密度电法. 它已经被广泛地应用于水文地质勘探、地震监测、室内岩石实验、石油储层研究、堤坝监测、公路地基探测、考古研究以及隐伏断裂探测(Shima and Imamura,1991冯锐等,1997闫永利等,1998郝锦绮等,2000冯锐等,2001Takakura et al.,2001; 王文州,2001朱涛等,2007Zhu et al., 2017). 实际上,电阻率层析成像上也是一种多极距观测系统,但是其观测装置的数量是多极距观测系统的几十、几百,甚至上千倍,因此每次观测可以获得足够多的数据来构建地下电性结构的物理图像(图1b). 也就是说,单极距和多极距观测系统实际上是电阻率层析成像观测系统的极度简化版本.

      冯锐等(2001)利用电阻率层析成像在天津市宝坻台和河北省昌黎台进行了地震监测试验. 他们利用测量的视电阻率数据重建了电性结构图像,依此研究了电阻率图像的异常变化与地震活动的关系. 他们发现,在1998年4月14日唐山M.*?>=>L 4.4和5.0地震前,在距离震中至少75 km的试验点的电阻率图像出现了明显的异常变化. 在地震前约5个月,电阻率图像相对于地震前9个月的出现了电阻率值的区域性降低,尔后随着地震的临近,电阻率降低的区域逐渐扩张,震后约2个月,电阻率图像几乎恢复到了地震前9个月时的状态(图3). 该监测试验获得的与地震孕育、发生和震后恢复过程相关的地下电性结构的物理图像的异常变化,表明它不仅可能成为目前我国地震电阻率观测系统的有益补充,而且可能推进地震的物理预报.

      图  3  在昌黎台观测到的地震前、后的EW向电阻率图像(冯锐等,2001

      Figure 3.  Resistivity images along EW direction observed before and after earthquakes at Changli station (Feng et al., 2001

      为了研究这种电阻率图像的变化特征在室内实验中是否能够重现,以及其是否可以作为地震电阻率前兆异常,朱涛的研究小组利用天然岩石(磁铁矿)和人工样品进行了一系列的室内实验研究. 首先,Zhu等(2012)利用磁铁矿干样品进行了单轴压缩实验. 他们在样品的一个非受压面布设了共中点的3条测线. 每条测线的电极至少37个,最多达到120个;相应的深度因子(深度系数或隔离系数)为12和30. 采用了温纳α观测装置. 因此,最短的测线每次测量获得的视电阻率值为210个,最长的测线为2 205个,足以构建电阻率图像. 结果表明,在应力较低时,图像中的视电阻率是随机分布的. 随着应力的逐渐增加,视电阻率逐渐呈现出规律性分布. 图像中一般会出现电阻率升高和降低的区域. 随着应力逐渐增加,电阻率降低的区域会逐渐扩张(相对面积增大),而电阻率升高的区域则逐渐收缩(相对面积减小)(图4). 其次,Zhu等(2016)张斌等(2017)采用普通硅酸盐水泥、白水泥、河砂和食盐制作的人工干燥样品进行了实验. 也发现随着应力的增加,不同测量方向上的视电阻率图像会出现规律性变化. 不过,与Zhu等(2012)不同的是,随着应力增加,电阻率增大的区域会逐渐扩张,而降低的区域会逐渐收缩. 最后,他们利用铁粉、水泥和河砂制作的5类人工样品(铁粉重量为37.5%、50%、60%,以及60%含高阻体和低阻体)在3种(固定速率、变化速率和应力反复)单轴加压方式下进行了实验. 这些样品在实验之前进行了常温下的水饱和处理,并用防水胶和保鲜膜来防止水分蒸发. 实验结果表明,所有样品不同测向上的视电阻率图像随应力出现了与磁铁矿干样品相同的规律性变化特征;虽然样品种类、加载方式、测量方向可能对样品视电阻率的变化幅度和具体的变化行为产生显著影响,但对电阻率图像随应力的变化趋势没有明显的影响(图57).

      图  4  磁铁矿样品垂直于加压轴方向的相对于无加压时的残差视电阻率图像随应力的变化(修改自Zhu et al., 2012

      Figure 4.  Residual apparent resistivity images relative to those at stress free along the direction normal to loading axis for a magnetite sample(modified from Zhu et al., 2012

      图  5  含铁粉50%样品与加压方向垂直的测线在固定速率加、卸载下的电阻率图像

      Figure 5.  Resistivity images along the direction normal to loading axis under a fixed rate loading and unloading for a rock sample with 50 wt% iron powder

      图  6  含60%铁粉和高阻体样品与加压方向平行的测线在应力反复加、卸载下的电阻率图像

      Figure 6.  Resistivity images along the direction parallel to loading axis under a repeated loading and unloading for a rock sample with 60 wt% iron powder and an embedded high-resistivity block

      图  7  含60%铁粉和高阻体样品与加压方向45°斜交的测线在应力反复加、卸载下的电阻率图像

      Figure 7.  Resistivity images along the 45° intersection direction with loading axis under a repeated loading and unloading for a rock sample with 60 wt% iron powder and an embedded high-resistivity block

      这一系列的实验研究结果表明,在实验室内,利用电阻率层析成像方法获得的电阻率图像随应力呈现出了趋势性变化,这与冯锐等(2001)在地震前观测到的结果是一致的,初步表明电阻率图像的变化可以作为地震电阻率前兆.

      为了验证实验室结果和积累震例,在2014~2015年,朱涛等(2015)在云南省嵩明县小新街的小江断裂附近进行了野外观测试验. 观测期间,在2015年3月9日,离观测点约12 km的地方发生了嵩明M.*?>=>S4.5地震. 在地震前,近垂直和平行于小江断裂走向的两条剖面的电阻率均出现了明显的区域性降低,但是没有呈现出与室内实验和冯锐等(2001)一致的规律性变化,表明地震过程导致的地电阻率异常的复杂性,需要更多的实/试验工作.

    • 毫无疑问,电阻率层析成像观测方法相对于地震电阻率多极距和单极距观测系统是一个巨大的进步. 不过,所有的室内实验,都是将电极直接布设在样品表面,这与实际的地震电阻率观测中的电极布设方式严重不符. 在地震电阻率观测中,电极埋设在覆盖层内,不会直接插入基岩中,否则会造成接地电阻过高而导致观测数据的信噪比很低,难以用于实际的地震监测预报工作. 室内实验方法几乎都是直接在岩石样品上进行加载,同时在样品上布设电极进行测量/观测的,这种方式显然更加接近于极震区的加压和破坏方式,实验结果可能主要揭示了电阻率(图像)在极震区的变化特征和规律. 一般情况下,地震电阻率台站都不位于极震区,而是位于离极震区几十、甚至几百千米的地方. 因此,在进一步的研究中,需建立更加符合地震电阻率观测环境的实验模型,更加深入地研究地震电阻率,尤其是远离极震区的地震电阻率的变化规律和特征. 为了实现这个目标,建议如下实验方案:

      (1)物理模型

      建立由覆盖层、风化层和基岩组成的3层水平层状结构的物理模型(图8). 尺寸至少为(长×宽×高)2×2×1 m3的长方体. 模型上表面为自由面,其它所有面均为有机玻璃并固定. 模型最上层为覆盖层,厚度至少10 cm;中间为风化层,厚度至少10 cm;以及最下层为基岩.

      图  8  室内模拟实验的物理模型示意图. (a)层状电性均匀各向同性模型;(b)~(d)层状电性均匀各向异性模型

      Figure 8.  Sketch map of physical models for laboratory experiments. (a) A layered electrical homogenous and isotropic model; (b)~(d) layered electrical homogenous and anisotropic models

      分别建立水平层状电性均匀各向同性和各向异性模型. 对于电性均匀各向同性模型,分别采用具有相同来源的粘土、砂土和花岗岩粉末来构成覆盖层、风化层和基岩(图8a). 对于各向异性模型,分别采用不同来源的粘土和砂土以及相同来源的花岗岩粉末来构成覆盖层、风化层和基岩(图8bd). 在图8中未显示所有的各向异性模型,可根据实验需要设置更多的模型.

      (2)加压源

      可采用球形膨胀源(图8)来模拟震源产生压力的过程. 膨胀源位于模型一侧的最下层的基岩中,且离任何边界至少50 cm. 膨胀源的体积将决定最终产生的压力的大小. 因此,可设置不同直径如10 cm、15 cm和20 cm的膨胀源.

      (3)测线和传感器布设

      在离应力源(模拟震源)不同距离的观测点布设电阻率层析成像测线和压力/应力传感器(图8),依此模拟在极震区(离应力源很近或上方)和非极震区(离应力源较远)的观测. 每个观测点布设NS、EW和N45°E三条测线和3个方向的应力传感器,同时采集视电阻率数据和应力.

      致谢

      作者感谢两位匿名审稿专家为本稿改善提出的建设性意见和建议.

参考文献 (89)

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