AMT方法在變電站極址電阻率調查中的應用

夏 云,嚴良俊 (油氣資源與勘探技術教育部重點實驗室(長江大學)，湖北 荊州 434023)

AMT方法在變電站極址電阻率調查中的應用

夏 云,嚴良俊 (油氣資源與勘探技術教育部重點實驗室(長江大學)，湖北 荊州 434023)

變電站極址的選址對輸變電安全非常重要，站址地下中淺層電阻率關系到接地好壞。采用AMT方法測試了變電站極址的中淺層電阻率分布(共測試AMT點9個，檢查點1個)，采用的儀器是網絡化多功能電法系統V8，通過觀測計算地面上相互垂直的電、磁場分量，得到了觀測點上的視電阻率-頻率曲線。通過野外電阻率測試、資料處理與反演，得出反演電阻率結果與特征，從而直觀地判斷曲線類型和地下電性層變化規律，對變電站極址的接地層位提供了重要依據。

AMT；電阻率;變電站極址；反演

隨著我國西部大開發戰略的實施，大西南的金沙江、大渡河梯級電站項目正在加快進行，其配套的輸變電站及線路建設任務繁重。為了確保輸變電安全與工程質量，換流站、變電站極址的選址及勘察尤為重要。站址地下中淺層(50～1000m)巖石的電阻率的大小關系到變電站設備接地好壞。良好的接地條件是輸電安全的重要參數。近年來，隨著電磁法儀器的性能及其抗干擾能力的不斷提高，音頻大地電磁測深法[1-4](Audio-frequency Magnetotelluric, AMT)在工程物探、煤田勘探、電法找水、地熱與金屬礦勘探等方面受到了地球物理工作者的青睞。

1 工區地質概況

圖1 場地工程地質剖面

如圖1所示(其中Qdel為滑坡堆積碎石土；Qdl為坡積土；Q為粘性土；T3q為三疊系灰巖)，變電站站址位于水洛河右岸的大型古滑坡的次級滑動體上。大型古滑坡體后緣高程約為2480m，前緣抵水洛河右岸，高程約為2145m。滑坡沿垂直于水洛河流向方向發生，順滑動方向(NE向)長約1.0km，垂直于滑動方向長約1.5km。滑坡在高程2400m和2270m(站址位置)高程形成平臺。站址所在的次級滑坡體平臺高程2240～2270m，相對高差30m左右。平臺NE側地形較為平緩，總體坡度15～20°。平臺SW側地勢較陡，總體坡體達20°，局部超過40°。平臺NW側為滑坡次級滑動所形成的凹陷，現為農田，寬20～30m，凹陷以西地形坡度約15～20°。

2 儀器選擇及工作布置

2.1儀器選擇

根據測區的地質地球物理特征，選用加拿大鳳凰公司生產的新一代網絡化多功能電法系統System 2000.net(V8)。該系統總體由4大系統組成：發射系統、采集(接收)系統、定位系統、數據記錄處理系統。

2.2工作布置

工程采用音頻大地電磁測深法 (AMT)和淺層瞬變電磁法(TEM)測量該500kV變電站新建工程站址地表到地下1000m范圍內不同深度的電阻率分布。要求測量AMT點9個，檢查點1個；TEM點9個，檢查點1個。AMT點位和TEM點位重合。為了保證觀測資料的質量和可信度，在AMT05點進行了重復觀測，2次觀測的視電阻率資料經編輯后，在目標深度范圍內，曲線形態一致，均方相對誤差為3.5%，小于規范中5%的要求。

3 AMT資料處理與反演方法

3.1資料預處理與校正

1)Robust處理 AMT研究的是波阻抗的頻率響應，而電磁場觀測是在時間域進行的，因此首先應該從時間序列的記錄中提取電磁場的頻譜信息，根據譜分析結果求取張量阻抗元素。在求取張量阻抗元素時，常用的是Robust估計法[5]。該方法可以對采集的數據進行校正，去除飛點，保證采集的數據的質量。

2)資料編輯、平滑 對原始數據進行對比編輯、平滑，刪除飛點。平滑后的數據不改變原始曲線的類型。

3)地形的影響及其校正 地形影響主要是指地形起伏對AMT觀測數據的影響。電磁法的測量結果易收地形的影響而發生畸變，使反演結果出現假異常層或假構造，研究發現TM模式比TE模式更易受地形影響，山頂比谷底更易受地形的影響，所以在解釋前，應該對地形影響進行校正[6]。

4)靜態偏移的校正 在電磁法勘探中，只要測量電場分量，靜態效應總是存在。感應電流垂直穿過電性異常體時，在流入端和流出端會有電荷積累，兩端電荷量大小相等，符號相反，從而建立一個靜電場，并疊加在觀測的電場分量中，使電場數據向上或向下移動一個常數視電阻率曲線也沿縱軸在雙對數坐標系中發生上下平移,這種現象稱為靜態偏移。靜態效應會使測深曲線(一維)定量解釋結果，無論電阻率或層厚度都產生誤差；而在對視電阻率擬斷面圖作定性解釋時，會誤將靜態效應推斷為陡立的深大斷裂或垂向大延深的異常體，因此，需對資料進行靜態校正。靜態校正的空間濾波法[7]是利用MT法中發展的電磁陣列剖面法(EMAP)基本原理，用數字濾波技術壓制靜態效應。

3.2資料處理與成果解釋

1)視電阻率與相位的計算 對于標量觀測方式，視電阻率ρ與相位ψ按下式計算：

ρ=0.2T|Z|2ψ=arctan|Im(Z)/Re(I)|

式中,Z為波阻抗；T為周期；I為電流。

2)資料處理解釋與反演 工程采用由長江大學研究開發的單點AMT連續介質反演方法，來獲取地下層狀介質地電模型的高分辨率電阻率與厚度參數，該法稱為“正演修正法”[8]。 “正演修正法”以“虛擬全區視電阻率”為反演過程中的擬合目標函數，它根據“虛擬全區視電阻率”的觀測值和反演結果正演計算的擬合情況來調整電性層的電性和幾何參數。選個時間點的數據，以一維Bostick反演的結果作為初始模型，將地下電性層劃分為N+1=21層，根據正演結果和觀測值的差異，逐層修正電阻率和厚度并循環進行。由于采用對稱方形的小偏移距的線框作為發射源，并且是在中心點上采集時間序列的衰減信號，因此，它更類似于自激自收的垂向測深法。在這種情形下，一維反演結果具有很高的精確性。

4 變電站極址的電阻率調查與分析

通過對水洛站址測試點的資料處理與反演，獲得了該站址從地表至地下1000m范圍內的電阻率分層模型及數據(見圖2～圖4)。通過分析9個TEM點反演電阻率分層數據發現，站址淺層電阻率有如下特點：埋深60m內，電阻率大致分為3層。第1電性層較薄，不超過2m;第2電性層也較薄，約5m；第3層較厚，約50m。淺層電阻率表現為K型電性結構，表層電阻率平均約300Ω·m，中間高層電阻率將近2000Ω·m，底層電阻率約500Ω·m。深部地下電阻率分層有如下特點：電性分層大致可分4層，即第1電性層為高阻，第2電性層為低阻，第3電性層為高阻，最后一層為穩定的低阻層，總體表現為HK型電性結構。深部第1層高阻與淺層電阻率測量結果相吻合而銜接，電阻率一般在500Ω·m左右；中間低阻層在9個AMT點上普遍存在，該低阻層電阻率平均為62Ω·m，平均厚度為37m，頂板埋深大約在70m左右，該層是較好的接地層位；在低阻層下部有層厚度較大的高阻層，電阻率約為700Ω·m，厚度有400m左右，在最下部為一穩定存在的低阻層，電率較低，不大于100Ω·m，一直延伸到1000m。

圖3 AMT04/AMT05/AMT06特征低阻帶圖示(灰色條帶)

圖4 AMT07/AMT08/AMT09特征低阻帶圖示(灰色條帶)

[1]余年，龐方.音頻大地電磁測深法在地熱勘查中的應用研究[J].水文地質工程地質，2010，37(3)：135-138.

[2]湯井田，何繼善.可控源音頻大地電磁法及其應用[M].長沙：中南大學出版社，2005.

[3]劉國棟、陳樂壽.大地電磁測深研究[M].北京：地震出版社，1984.

[4]樸華榮.電磁測深法原理[M].北京：地質出版社，1990.

[5]柳建新，嚴家斌，何繼善，等.基于相關系數的海底大地電磁阻抗Robust估算方法[J].地球物理學報，2003，46(2)：241-246.

[6]張翔，胡文寶.大地電磁測深中的地形影響及校正[J].江漢石油學院學報，1999，21(1)：37-40.

[7]羅延鐘，何展翔. 可控源音頻大地電磁法的靜態效應校正[ J].物探與化探，1991， 15 (3)：3-5.

[8]蘇朱劉，羅延鐘.大地電磁測深“正演修正法”一維反演[J].石油地球物理勘探，2002(2)：138-144.

[編輯] 洪云飛

10.3969/j.issn.1673-1409.2012.01.018

P631.3

A

1673-1409(2012)01-N056-03