用电阻率评价孔隙类地下水矿化度的方法技术.pdf

用电阻率评价孔隙类地下水矿化度的方法技术 武 毅 1 , 2 郭建强 1 , 2 强建科 1 1 . 中国地质大学 武汉 4 3 0 0 7 4 2 . 中国地质调查局水文地质工程地质技术方法研究所 河北保定 0 7 1 0 5 1 ） 摘要 地层电阻率值是评价地下水矿化度的唯一参数。本文分析了影响地层电阻率测量诸多因素的特点和 规律，分析了电阻率与地下水矿化度之间的关系，给出了应用电阻率值评价孔隙类地层地下水矿化度的方 法和流程图，并简单介绍了电阻率估算地下水矿化度软件系统，同时举例了在西北典型地区的应用效果。 关键词 电阻率值 地下水矿化度 评价方法 应用地球物理方法在广泛咸水分布区内确定淡水资源的存在特征是地下水资源勘查工 作的一个重要内容。 电阻率是判断地下水矿化度的唯一参数。 地下水矿化度是指地下水中所 含盐分的总量，其中含有许多导电性离子，如Na、Cl-、Ca2、Mg2等。这些导电离子数 目的多少反映出水中盐分的含量，同时也反映地层水溶液电阻率的大小，即导电性好坏。可 见地下水矿化度与电阻率间有密切的关系。 用电祖率评价地下水矿化度是一种切实可行有效 的地球物理方法。本文对电阻率评价孔隙类地下水矿化度的方法技术给予介绍。 1 电阻率与矿化度的关系 1 . 1 孔隙地层电阻率构成 根据岩石的质量 结晶格架密度 和体积 孔隙度 对岩性密度、 波速和电阻率的影响， 可 将岩石分为孔隙构造和致密构造二个亚类。 对大多数岩石均可视为均匀相连的胶结物与不同形状的矿物颗粒组成。 岩石的电阻率决 定于这些胶结物和颗粒的电阻率、形状及相对含量。设胶结物的电阻率为ρ1，颗粒电阻率 为ρ2，当岩石由这两种矿物组成时，其电阻率ρ与ρ1、ρ2 及颗粒的百分比含量 V有关。 由于致密构造岩石对孔隙地下水研究意义不大， 故在此仅讨论孔隙构造岩石的电阻率的影响 因素。对孔隙构造岩石而言，其颗粒形状以球形颗粒为主，根据麦克斯韦方程 _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ 第一作者 武毅，男，1 9 6 3 年生，高级工程师，博士生，主要从事水文物探技术方法研究。邮编0 7 1 0 5 1 。 V22 V2 2121 2121 1 ρ−ρρρ ρ−ρ−ρρ ρρ 1 或 式中φ 1 - V 为岩石的孔隙度。 由上式可以看出，整个岩石电阻率 ρ 受ρ2之影响甚小，仅当颗粒体积含量相当大 V ≥6 0 时，ρ2才对ρ有明显作用。这是由于颗粒体积含量不大时，各颗粒相互分离，而胶 结物彼此连通的，故矿物颗粒对整体岩石电阻率的影响不大，此时胶结物起着导电作用。 各类岩石的主要造岩矿物的化学成份为 S i O2， 而沉积岩的主要矿物成份为石英、 白云母、 粘土矿物等。因此其电阻率ρ2远远大于水的电阻率。对于大部分松散类沉积岩，其地 层的胶结物实际是地下水，故ρ1 ρ水，将ρ2ρ1的关系代入 2 得 3 式表明，对纯净不含泥质的松散类沉积层，其电阻率是由地层孔隙度和充填其中水 的电阻率构成， 对于广泛意义上的孔隙构造地层， 其地层电阻率与水电阻率之间的关系可以 表达为 式中ρ含水 是岩石完全含水时的电阻率， P 为相对电阻率 孔隙参数 , 即孔隙构造地层的 电阻率由孔隙参数和地层中水的电阻率决定。 1 . 2 影响地下水电阻率的主要因素 假设地下水的电阻率ρ水，值由下式决定 式中 n 和 n - 为水中的正负离子数； e 和 e - 为每 个正、负离子所带的电量；v 和 v - 为正负离子的迁移 速度。上式表明，水中导电离子数目的电荷量以及迁 移速度越大，则岩石电阻率值越低，反之则高。由此 可以看出， 影响水电阻率的主要因素是水的矿化度 矿 化度高离子含量高 和温度 温度高离子迁移速度大 。 1 . 2 . 1 矿化度对地下水电阻率的影响 由图 1 可以看出，电阻率随着水矿化度的增长呈 线性下降，这对任何盐类都一样。水的矿化度最有代表性的变化是从 0 . 0 1 到 1 克/ 升，这样 2 φρ−ρ−ρ φρ−ρρ ρρ 23 3 211 212 1 φ φ ρρ 2 3− 水3 水含水 ρρP4 图 1 各种溶液的电阻率与其矿化程度的 关系根据 B.H.达赫诺夫 −−− ρ VneVne 1 水 5 大小的变化可使水的电阻率变化 1 0 0 倍，但在有盐溶液存在的情况下，则可达几个数量级。 图 1 给出电阻率与溶盐的成份的关系曲线，在水中含有与 N a C l 的数值相等的 K C l 、C a S O4或 C a C l2时，水的电阻率变化不大，但若水中溶解有 H C l 时，则其电阻就大不相同；在 H C l 和 N a C l 浓度相同时，水的电阻率在第一种情况下减少五倍。 设水的矿化度为 C水，那么对不同的溶液，其溶液的电阻率满足 水水＝ Cbaloglogρ （6 ） 其中 b 为一常数，a 为一与温度有关的系数。 1 . 2 . 2 温度对地下水电阻率的影响 一般认为温度对地下水电阻率的影响包括两部分 一是由于温度升高离子活性增加， 导 致电阻率降低； 二是温度升高引起地下水中离子浓度增加造成电阻率值降低。 而对于温度在 0 ℃至 2 0 0 ℃温度范围内，水溶液的电阻率与温度的关系为 181 18 − t t α ρ ρ 7 其中ρ t 为温度 t ℃时溶液的电阻率，ρ 1 8 为温度 1 8 ℃时溶液电阻率，α为温度系数 大多数电解质为 0 . 0 2 5 。 上式表明水溶液电阻率随温度的变化不受水溶液矿化度的制约。无论矿化度多大，均 满足 7 式。水溶液的电阻率以 1 8 ℃为界限，温度大于 1 8 ℃时，电阻率值开始下降，小于 1 8 ℃时，电阻率值开始上升。 对于某一矿化度的水溶液而言，18 ω ρ为一常数，表 1 给出 1 8 ℃时，不同矿化度水溶 液的电阻率值。 表 1 1 8 ℃时不同矿化度水溶液的电阻率值 矿化度 g / l - 1 1 2 . 6 1 0 . 7 6 9 . 4 4 8 . 3 2 7 . 2 6 . 3 6 4 . 2 3 . 4 2 . 4 2 2 . 0 0 1 . 6 8 电阻率 Ωm 0 . 5 4 0 . 6 0 . 7 0 . 8 0 . 9 1 . 0 1 . 5 2 . 0 2 . 5 3 . 0 3 . 5 矿化度 g / l - 1 1 . 4 8 1 . 2 7 1 . 1 6 0 . 9 6 0 . 8 4 0 . 7 2 0 . 6 4 0 . 5 5 0 . 3 7 0 . 2 7 6 0 . 2 1 6 电阻率 Ωm 4 . 0 4 . 5 5 . 0 6 . 0 7 . 0 8 . 0 9 . 0 1 0 1 5 2 0 2 5 图2 是几个不同温度下N a C l 溶液与 矿化度之间的关系曲线，由图可见不同 温度时 N a C l溶液与矿化度的曲线在双 对数坐标中为一组互相平行的直线。由 公式 7 可以看出， 各条直线的斜率 b 是 相同的，而截距 a 仅与温度有关。 由表 1 可知，1 8 ℃，C 1 g / l 时，ρ 5 . 6 Ωm ，那么，任意温度的 0 ℃ 2 0 0 ℃ a 值为 故可得由矿化度和温度同时作用时，水溶液的电阻率表达式 式中 C为地下水矿化度 g / l , t为温度 ℃ , b - 0 . 9 5 , α 0 . 0 2 5 。 1 . 3 孔隙参数 通常，不含良导电矿物的岩石，其电阻率 ρР与岩石中所含水份的电阻率 ρw成正比。 比值 Р ρР/ ρw称为岩石的相对电阻率。Р 和岩石孔隙度 Ф 之间有反变关系，即 Р 随 Ф 增大而减小。 但不同孔隙类型的岩石， 其相对电阻率 Р 和岩石孔隙度 Ф 之间的关系式各不 相同。常见的松散沉积岩的孔隙类型和相应的 Р 和 Ф 之间的关系式有 对于纯净不含泥的岩石，孔隙参数与孔隙结构有关，而与孔隙所含水的矿化度无关。孔 隙参数与孔隙度φ的关系可用经验公式表达 式中 a ，m 是反映孔隙空间结构的经验系数，具体到某一种类型的沉积岩是常数 达哈 诺夫公式广泛适用于孔隙度从 3 - 5 至 3 0 - 4 0 的介质 。对松散纯净沉积，其 P值为 φφ2/ 3 −。 φ m a P 达哈诺夫公式 11 φ m 1 P 阿尔奇公式 10 181 6 . 5 − tc b α ρ 9 18t 1 6 . 5 log t loga −α ρ 8 图 2 不同温度下氯化钠浓度 和溶液电阻率之间的关系曲线 对于含泥质的岩石，孔隙参数的数值将与其饱和液体的矿化度 C 有关。此时，孔隙参数 由 岩石颗粒表面的 偶电层的表面电导率所决定，可用表面电导系数π表示 式中 Pφ为当岩石饱和高电阻水 淡水 时孔隙参数的虚拟值； Pn为当岩石在饱和盐水 矿 化度为极大值，对 N a C l溶液，这一矿化度极限值为 C 4 - 5 m o l 所充满时，所观测到的孔隙 参数的最大值。 对含有泥质的松散碎屑沉积而言，π 1 ，即由于泥质的存在，降低了孔隙参数，而且泥 质含量越大，P 值越小。 1 . 4 电阻率与矿化度的关系 地层水电阻率与地下水矿化度的函数关系为 l o g ρ水 a b l o g C 1 3 式中ρ水为地层水的电阻率，C 为矿化度，b 为与矿化度有关的系数，a 为与温度有关 的系数。 为了更明确地说明地下水矿化度与电阻率的关系， 下面给出前苏联某地区松散类地下水 矿化度与电阻率的关系曲线，见图 3 。 0 1 2 3 4 5 6 7 1 0 1 4 1 8 2 2 2 6 3 06 水 矿 化 度（g / l ） 卤咸水 淡水 微咸水 电阻率（Ω. m ） 图 3 电阻率与地下水矿化度的关系曲线 由上图可以看出地下水矿化度与电阻率二者之间的关系具有以下特征 一是咸水区， 电 阻率值较低，曲线呈直线形态，表明矿化度对地层电阻率的影响作用减弱，同时也表明咸水 区电阻率值主要受矿化度的影响，且电阻率变化范围缩小；二是淡水区，电阻率值较高，曲 线亦呈直线形态，电阻率变化范围迅速增大，表明矿化度对地层电阻率的影响作用增强。同 时也表明淡水区的电阻率主要受岩性控制； 三是微咸水区， 表明微咸水区电阻率受岩性和矿 化度的双重影响， 该区间也是确定淡咸水分界线的关键区段。 综上所观总体特征为随着矿化 n P Pφ π12 度的减小，矿化度对地层电阻率的影响越来越大。同时，曲线也显示咸、淡水区电阻率的较 大差别， 这也是划分孔隙类地下水淡咸水的重要理论依据， 其对实际应用具有较强的指导意 义。此外，不同的地区，电阻率值的大小受岩性成分、孔隙度大小的影响，电阻率背景值不 同， 粗颗粒的岩性其电阻率背景值较高， 这就造成不同地区判别矿化度的电阻率值标准不同， 但二者之间的关系形态不变，仅是整条曲线左右移动。 2 电阻率评价地下水矿化度的方法技术 2 . 1 方法技术 实际观测并反演后的电阻率， 代表着一定范围内地层的真实电阻率值， 由其进行地下水 矿化度的求取实际上是一个反问题，评价的具体方法为 2 . 1 . 1 由电磁测深的定量解释结果获取地层的真电阻率值。 2 . 1 . 2 孔隙参数的确定 如把公式 3 中的 3 - φ/ 2 φ项定义成颗粒状沉积物的相对电阻率 P 的话， 则 P 值主要取 决于沉积地层的孔隙度。φ值越大，P 值越小；φ值越小，P 值则越大。对于特定地区地层 的孔隙度基本为一定值。 它们可以参考综合测井资料获取。 对没有孔隙度资料的可用不同岩 性的孔隙度参考值代替。 岩性可由区域或钻孔资料推测或确认 ， 表 2 是常见松散类沉积物 岩 孔隙度参考值。 表 2 常见松散类沉积物 岩 孔隙度 岩石名称 砾石 粗砂 细砂 亚粘土 粘土 泥岩 砂岩 粉砂岩 页岩 灰岩 孔隙度 2 7 4 0 4 2 4 7 5 0 8 0 2 - 1 8 . 4 5 - 2 6 1 . 5 - 4 4 . 8 0 . 7 - 1 0 各种岩石的孔隙度均有一个变化范围，主要是由于分选性、胶结物、泥质含 量等决定。一般分选性好，胶结物少、泥质少的孔隙度大。这可以根据沉积环境 的相关资料对参考值作适当调整。 2 . 1 . 3 温度的校正 地壳常温带在自地表向下约 2 0 - 2 5 m ，该带的地下水水温为当地常年平均气温。此值可 在区域地质报告和地方气象资料中获得。在常温带以下，地温随深度的增加而变大。一般将 地温每升高一度所下降的深度称地温增加率，而将每 1 0 0 m 的温度增加称为地热增温度。其 值因地而异，且同一地区不同深度也不一致。我国的平均地热温度约为 3 ℃。对松散地层增 温度略小，而致密地层则略大。 温度校正的关键是适当地把握地热增温度的选择和常温带水温的确定。在我国西北地 区，平均气温一般较低，对电阻率的解释要注意温度的因素，特别是深度大于 3 0 0 m 以上钻 孔，尤其要进行温度校正。校正的办法是先计算出温度对地下水的影响，然后估计其对地层 电阻率的影响。 2 . 1 . 4 根据上述不同地区阿尔奇公式的不同形式，计算出地下水电阻率值。 2 . 1 . 5 由地下水的电阻率值进行地下水矿化度的评价。 其基本的评价过程见图 4 图 4 电阻率评价地下水矿化度的流程图 2 . 2 估算地下水矿化度的软件系统 该软件系统是用 F O R T R A N 语言编制, V I S U A L C 设计用户界面。具有对文件实现所有操 作、选择矿化度计算方案、帮助等功能。 利用该软件系统评价矿化度之前须先完成以下工作 （1 ）对电阻率定量解释剖面根据水文地质资料进行若干个区块划分，建立区块边界文 件，文件的内容包括区块边界点数，每个点的横、纵坐标。 （2 ）建立数据文件，文件的内容包括电阻率剖面的测深点数，数据点个数，数据点 的横、纵坐标，各数据点的电阻率值等。 （3 ）建立参数文件，内容包括地表温度，地温梯度，水溶液电阻率的温度系数，水 溶液类型，最小测深点距，断面按水文地质条件划分的区块数，各区块的孔隙类型，各区块 的孔隙度，各区块的边界文件等。 该系统具有的特点是 充分考虑了上述各种情况下的阿尔奇公式所要求的条件， 具有较 强的适用范围。 该系统设计了两种计算矿化度的方案。 即人工连作和全自动两种。 可适合不同层次的技 术人员使用。 其中方案一为人工连作方案， 有利于有经验的操作者实时选择和修改输入参数， 以达到最佳计算结果为目的。 其要求将预先完成的区块边界文件、 数据文件置于执行程序所 在的文件夹中，程序运行结束后， “结果文件”自动置于该文件夹中。其后可借助现有的绘 图程序（如 S U R F E R 、G R A F 等）将结果文件绘制成地下水矿化度断面图。方案二为全自动方 案，适合于缺乏有经验的用户，只需在对话框中填入“参数文件” 、 “数据文件”和“结果文 件”的文件名，并确认后，便可迅速完成计算。 本系统计算过程快速，结果有效。 3 实例 3 . 1 塔里木盆地地下水矿化度评价 塔里木盆地是我国最大的内陆盆地，7 0 以上的面积为塔克拉玛干沙漠覆盖。据有关资 料，其第三系、第四系松散沉积厚度达 1 0 0 0 余米，岩性单一，9 5 以上为粉细砂，为一巨大 的水盆， 但由于沉积环境以蒸发为主， 其地下水矿化度普遍偏高， 在整个盆地的形成过程中， 各个不同时期的“古”河道或冲积地层中可能赋存有可供利用的淡水或微咸水资源，为了了 解塔里木盆地沙漠腹地地下水矿化度在纵向和垂向的变化特征， 曾在塔中油田的供水井附近 开展了实验研究，图 5 便是其中 K T 1孔孔旁及南侧电阻率剖面，该孔孔深 6 5 3 . 8 m ，抽水段 为 4 2 5 - 5 2 8 . 4 m ，矿化度为 2 . 2 7 g / l ，抽水段水温为 2 2 ℃，根据实际地质情况，K T 1 号孔全孔 以粉细砂为主，由表 2 可得其孔隙度平均值约为 4 5 ，由（3 ）式可得孔隙参数2.83≈P 为 视为纯净松散沉积 。塔中地区年平均气温为 1 2 ℃，由 K T 1 、K T 2两孔计算的平均百米增温 率 2 . 3 1 ℃，电阻率剖面在抽水段的电阻率值为 8 Ωm 左右，由 4 式可得 水 ρ为 2 . 8 2 ，经温度 校正相当于 1 8 ℃时电阻率为 3 . 0 Ωm 。由表 1 可粗略推测地下水矿化度应在 2 . 0 0 g / l 左右， 其值与钻孔结果基本吻合。 图 5 塔里木盆地 K T 1 号孔孔南 E H - 4 勘测剖面图 3 . 2 鄂尔多斯盆地地下水矿化度评价 鄂尔多斯盆地为一巨型中生代沉积盆地，除南部东部黄土覆盖以外，全区大部分为浅覆 盖或裸露区， 其西部的白垩系巨型盆称白垩系盆地， 一般地层产状较缓， 倾角小于 1 0 - 1 5 ， 西侧边界略陡。由于受古气候、地理条件的控制，赋存于其间孔隙地下水矿化度变化复杂。 图 6 是鄂尔多斯白垩系盆地中部靖边至安边电阻率剖面， 剖面起端为白垩系边界， 下伏侏罗 系地层为低阻，电阻率小于 2 2 Ωm ，图中所标 B K 1 和 B K 2 为两勘探孔，相距约 5 0 K m 。B K 1 孔 第一含水岩组环河- 华池组 6 8 . 0 - 2 6 2 . 3 m ，岩性以中细粒长石石英砂岩为主，平均孔隙度 050010001500200025003000 -1000 -900 -800 -700 -600 -500 -400 -300 -200 -100 4.50 4.75 5.00 5.25 5.50 5.75 6.00 6.25 6.50 6.75 7.00 7.25 7.50 7.75 8.00 8.25 8.50 mohm-m km 2 7 . 8 ，矿化度 0 . 4 6 g / l ，第二含水岩组洛河组 2 6 2 . 9 3 - 5 9 6 . 8 5 m ，岩性以中粗粒长石石英砂 岩为主， 平均孔隙度 2 4 . 5 ， 矿化度 0 . 5 5 g / l 。 B K 2孔第一含水岩组环河- 华池组 3 2 . 0 - 5 6 3 . 0 m 岩性为中细粒长石石英砂岩为主，平均孔隙度 1 2 ，矿化度 4 . 4 6 g / l ；第二含水岩组洛河组， 5 6 3 . 0 - 8 4 1 . 2 0 m 岩性为石英长石细砂岩，平均孔隙度为 1 7 。上述各含水岩组均以泥质胶结 为主，可以看出，白垩系地层无论其电阻率，还是地下水矿化度、地层孔隙度在纵横方向上 有较大变化， 且含水层为半胶结类碎屑岩， 根据地层结构特征， 取达哈诺夫公式中 m 1 . 5 代 表结构因子 ，a 0 . 7 代表泥质因子 ，各含水组计算结果见下 3 。 表 3 鄂尔多斯白垩系盆地地下水矿化度划分结果表 孔号 含水组 参数 电阻率 Ωm 温度 ℃ 矿化度 g / l 环河- 华池 A o . 7 m 1 . 5 6 5 0 ． 5 5 0 ． 3 7 B K 1 洛河 A o . 7 m 1 . 5 3 0 1 ． 1 6 2 ． 9 6 环河- 华池 A o . 7 m 1 . 5 2 2 4 ．2 3 ．4 B K 2 洛河 A o . 7 m 1 . 5 2 1 3 2 2 ．0 2 ．4 由以上计算推测的地下水矿化度可以基本反映地下水水质的变化。 4 结束语 利用地层电阻率进行孔隙地下水矿化度的评价是一种有效的方法，但受各种因素的制 约，一般不可能十分精确，因此，在应用中对不同地区应尽可能多地获取有关信息，提高推 测矿化度的准确程度。