基于大地电磁法的水文地质结构及参数推断

李凯旋, 刘廷玺, 吴吉春, 段利民, 曾献奎, 南统超, 孙 傲， 何 韬, 韩春雪

(1.内蒙古农业大学水利与土木建筑工程学院，内蒙古 呼和浩特 010018；2.南京大学地球科学学院水科学系，江苏 南京 210093)

随着国民经济的持续稳步发展，以及人们生活水平的提高，工农业用水和生活用水量日益增加，而大量地下水储存于第四系松散沉积物中。研究第四系沉积物的水文地质特征，对研究地下水的形成、分布、埋藏、水质、水量和运动规律都有重要意义。我国幅员辽阔，环境复杂，不同地区存在不同性质的地下水资源开发利用问题，如何高效、合理地解决不同地区的地下水资源问题便成为水文地质工作者的当务之急。建立高精度的地下水流模型是实现地下水资源可靠评价和管理的必要条件，然而地下水流模型常由于水文地质资料的匮乏而难以校准[1]。如何有效地量化水力参数在含水空间上的非均质性对于地下水流模型的建立具有重要意义，但由于传统勘查方法在空间分辨率和勘测范围上固有的缺点而难以实现[2]。近年来，诸多地球物理方法已经成功用在水文地质的勘查与研究[3]中。但这些研究多集中在对浅层地层(埋深小于30 m)的水力参数估算，鲜有研究中深部含水层的非均质刻画问题。EH-4大地电磁成像系统作为电磁法测深的一种，已被广泛应用于勘探地下的整体和局部地质构造。它具有数据采集量大、设备轻、精度高、工作效率高、探测成本较低等优点。在水文地质领域，目前主要利用该方法探找水源、揭示含水层的厚度、富水性及水文地质边界等含水层要素等[4～5]，而利用该方法进行水文地质参数定量分析的研究很少。

本文以科尔沁沙丘—草甸相间地区第四系巨厚潜水含水层为研究对象，利用EH-4大地电磁成像系统进行水文地质勘查，划定了砂黏土层在空间上的分布。建立了饱和导水系数与含水砂层视电阻率的拟合模型；推断了整个研究区埋深200 m范围内岩层饱和导水系数的空间分布，提供了更加丰富的水文地质信息。

1 研究区概况及研究方法

1.1 地质地貌概况与测点布设

研究区位于内蒙古自治区通辽市科尔沁左翼后旗阿古拉镇，面积55 km2，海拔为186～232 m，以沙丘、农田、草甸与湖泊相间分布为主，生态环境脆弱，对气候变化较敏感。

研究区第四系地层极其发育，分布面积广，厚度大，为一套风积、湖沼沉积、冲积、冲湖积、冰水沉积叠加而成的巨厚松散堆积层，并具有自第四纪早期至晚期连续沉积的特点[6]。第四系沉积物岩性以砂类为主，其中大部分为细砂、中细砂、粉细砂、部分为粉砂、细粉砂、细中砂和粗砂；黏砂土、砂黏土、粉砂以及淤泥质一般呈夹层出现，水平及交错层理发育，其厚度多小于5 m。粉砂、细粉砂及细砂，尤其前两者厚度较薄，一般单层厚度4～6 m。中细砂、细中砂一般以厚层连续出现，其单层厚度一般大于8 m。

研究区内设置EH-4连续电导率剖面仪测网密度为800 m×800 m，采取半自由网的方式进行高精度磁测工作，由北至南依次布设A、B、C、D、E、F六条测线，共完成测点64个。区内布设了13个地质钻探孔，为了检验EH-4探测反演结果的精确程度，将研究区西侧的三个钻孔DW02、DW06、DW12作为EH-4探测推断的检验孔，见图1。野外钻探采用螺旋钻钻进，在钻探的同时分杆取样，每根钻杆分上下两段各取一次样，将岩性相同的土样整合到一起，最终获得600多个岩性土样，用于室内粒度测定与岩性类型划定。

1.2 粒度分析法辨识岩性

将各地质钻孔采取的第四系沉积物土样风干、碾碎后过筛，去除植物根系、腐殖质等杂物，过滤剩下的土样采用德国Symaptec公司NANOPHOXTM纳米激光粒度仪进行干法粒度分布测试。土壤粒径分级标准采用美国农业部USDA制，分为黏粒(<0.002 mm)、粉粒(≥0.002～0.05 mm)、砂粒(≥0.05～2 mm)，依据砂性地层划分标准确定各岩样的岩性。

图1 研究区地理位置与EH-4探测测点布设Fig.1 Geographic position and measuring points schematic in the research area

2 结果与分析

2.1 大地电磁法解译水文地质结构

对照原始野外记录，对观测数据逐点检查、编录。然后对EH4数据采用多种滤波方法进行滤波，消除随机干扰和固定频率的干扰。对各个测点进行一维分析，剔除异常跳跃和误差较大的数据点。进而利用IMAGEM软件进行二维分析，选取合适的平滑因子和比例尺，用软件成图，并导出经过反演的电阻率深度数据文件。最后利用Surfer绘成EH4视电阻率断面图(色谱图单位为Ω·m)。

依照视电阻率异常的幅度和异常体的形状等信息，可以将异常划分为Ⅴ、Ⅳ、Ⅲ等三个级别，其中，视电阻率值处于90～185 Ω·m，为Ⅴ级异常，对应的地层岩性为砂黏土；当视电阻率值处于40～105 Ω·m时，为Ⅳ级异常，对应的地层岩性为细中砂、中砂、粗中砂、中粗砂、粗砂；当视电阻率值处于0～65 Ω·m时，为Ⅲ级异常，对应的地层岩性为浅部的粉砂、粉细砂、细砂以及中深地层中部分富水性极好的中粗砂、粗砂；考虑到研究区含水层为风积、湖沼沉积、冲积、冲湖积叠加而成，区内主要地质异常体(砂黏土层及弱透水层)呈水平条带状分布，总体变幅较小[6]，故在利用钻孔资料进行EH-4探测解译时，认为个别偏离测线的钻孔(如DW02和DW04)也可以反映EH-4测试点的实际地质情况。鉴于低阻屏蔽对EH-4测深的影响，本文依据已有地质资料对测深140 m以下区域的视电阻率值进行了估计和推断，以提高第四系地层的完整性。结合钻孔资料可以总结出各地层的视电阻率值，见表1。

表1 电磁物性参数统计Table 1 Electromagnetic parameter /(Ω·m)

将处理后的数据绘制成视电阻率断面图，见图2。由于测线较多，这里只选择可以代表研究区整体的A—B、C、E三条测线进行分段解释。

图2 研究区A-B, C, E测线视电阻率剖面Fig.2 Apparent resistivity section of A-B,C,E survey line in the study area

图2(a)为A-B测线反演视电阻率断面，高阻值电性层西厚东薄，厚度变化范围较大。浅部埋深约40 m自西向东出现高阻条带且视电阻率逐渐降低，至3 200 m处消失；3 200～4 000 m区段存在“天窗”；4 000 m以东视电阻率逐渐升高、高阻层发育增厚，并至约7 100 m处消失。根据钻孔DW01(图3a)判断其为中砂层，其间在0～2 800 m、4 000～5 600 m埋深分别在30 m、52 m左右出现厚度约8 m、5 m的砂黏土层，这与实际钻孔DW01中砂黏土层出现的深度仅相差2.51 m，误差为4.79%。图2(b)为C测线反演视电阻率断面，高阻值电性层较为连续且厚度变化不大，整体厚度较小。埋深30～50 m自西向东出现厚约4～16 m的连续高阻条带，西部较厚而东部较薄，依据钻孔资料判断本高阻条带岩性为砂黏土。埋深100 m左右的深部出现厚约5～9 m的连续高阻条带，厚度较为均匀，根据钻孔资料判断该层岩性为砂黏土。图2(c)为E测线反演视电阻率断面，高阻值电性层较为连续且厚度变化较大。浅部埋深30～50 m自西向东出现较连续的高阻条带，依据钻孔资料判断其岩性为中砂、中细砂及部分砂黏土互层。埋深97～103 m的中深部，自西向东出现连续高阻条带，厚约5～8 m，依据钻孔资料判断其为砂黏土层。三条测线上埋深105～145 m的中深部均为低阻电性反应，推断其岩性为富水性较好的中粗砂、粗砂。从整体上看，研究区三条测线内岩性主要为砂类沉积物和局部的黏性土夹层。其中黏土层均出现在中砂层较为发育的区域内，构成了测区内大部分的弱透水层。区内电性特征以中低阻为背景，局部夹高阻团块和条带，视电阻率值较为整齐。

分别利用DW03、DW05、DW12(图3b)三个钻孔对EH-4探测的推断进行验证，例如DW12号钻孔揭露该点第一层黏土层现于48.5 m，而EH-4探测推断结果约为45 m，两者之间误差为7.2%，钻孔揭露第二层黏土层现于80 m，与EH-4探测推断结果84 m相差5.1%。用这种方法证明EH-4探测的总体误差约5.1%～7.2%，勘探数据可信度较高，足以满足水文地质勘察需求，EH-4探测成果，见图4。

将EH-4大地电磁法应用于巨厚潜水含水层的水文地质勘查是可行的，但也存在测深显著下降、深部所得结果误差逐渐增大的缺点。因此在实际工作中需结合其它地质资料予以校正。

2.2 基于Voxler的含水层与弱透水层的空间分布

Voxler可以从多种资源中导入数据，虽然重点在三维上面，但常常可以利用DEM、图片、散点等2D网格数据，创建出较理想的可视化图形，进而清晰地展现这些数据间的关系。该软件能够展示出流线以及矢量、等值线、等值面、切片以及三维散点图绘制等。计算模型包括三维网格化、重采样、图像处理等模块。本文利用Voxler三维可视化软件，对视电阻率数据进行三维反演，以刻画研究区地质实体的空间分布，并辅助传统数据处理方法进行综合研究。

图3 EH-4反演视电阻率与对应钻孔对比图Fig.3 Comparison of EH-4 inversion apparent resistivity and the corresponding borehole注：电测深曲线中的红色点为电阻率异常点

图4 研究区A-B、C、E测线EH-4探测成果剖面及岩层富水性推断Fig.4 Profiles showing geophysical prospecting results for A-B, C, E survey lines and water yield property in the study area

分析研究区13个地质钻孔钻探取样激光粒度测试结果可知：研究区第四系巨厚含水层岩性由地表向下逐渐变粗，由细砂类为主渐变为中砂类为主。含水层结构表现为松散状厚层砂类与薄层弱透水层互层连续沉积。其中较粗的中砂、细中砂厚层状连续出现，构成本区富水性相对较好的含水层。弱透水层出现在距地表20～30 m、45～55 m、85～95 m范围内。将研究区内64个测点的探测数据经过预处理以及视电阻率、视深度和角度等方面的计算，其解译结果见图5，其中X方向表示测线东西向长度，Y方向表示探测南北向长度，Z方向表示探测深度。

图5 研究区埋深20～30 m、45～55 m、85～95 m深处砂黏土层的分布Fig.5 Occurrence of the sandy clay layers at the depths of 20～30 m，45～55 m and 85～95 m in the study area

图6 研究区埋深0～100 m砂黏土层分布Fig.6 Occurrence of the sandy clay layers at the depths of 0 to 100 m in the study area

结合3D视图可以清楚地看到，研究区内分布着三层并不连续的黏性土层(图5、图6)，埋深分别为20～30 m、45～55 m、85～95 m，视电阻率80～185 Ω·m。整体上看，本区地形具有西高东低、南北高中间低的特点，这一特点和岩性结构为地下水的补给、汇集创造了有利条件。故本区第四系含水层可概括为非均质各向异性、含多个黏性土夹层的具有统一补给来源的巨厚潜水含水层组。其中砂黏土层具有西侧较东侧发育，南侧较北侧发育，且具有南北厚中间薄的分布特点(图6)，这与已有地质资料的记载十分吻合。

2.3 含水层饱和导水率的估算及其空间分布

利用土壤粒径组成、容重、有机质含量等较易获取的基本土壤特性，采用间接方法计算土壤饱和导水率或土壤水分特征曲线的方法，称为土壤传递函数法(Pedo-Transfer Functions)，简记PTFs法[7]。近年来，许多学者致力于通过PTFs法预测土壤水力参数。孙丽等[8]通过对研究区表层土壤物理化学及水力特性的试验分析，建立了适于该地区且精度较高的饱和导水率传递函数(式(1))，并利用该函数对该区表土饱和导水率进行了预测，取得了良好效果。鉴于研究区第四系地层全部为以砂类沉积物为主的松散堆积层，其表层与深层土壤的理化性质变异性较小，故本研究直接用此模型对研究区第四系含水层的饱和导水率进行估算是可行的。

(1)

(2)

(3)

式中：c4——土壤有机质含量/(g·kg-1)；

dg——平均粒径/mm；

σ——标准偏差；

Di——粒径区间中值；

fi——粒径区间的粒径体积百分含量。

由式(1)可知土壤有机质含量c4对饱和导水系数Ks的估值影响非常小，因此本文在缺少实测值的情况下结合其他资料对土壤有机质含量进行了估算。研究区内以砂类沉积物为主的含水层中有机质含量整体较低，且与黏粒、粉粒含量有关，因此结合钻孔资料及姚姣转等[9]在该区表土范围内的取样测试结果对含水层中各种岩性的有机质含量进行估算：黏粒体积分数较低的区域(如细砂、中砂、粗砂)取0.46 g/kg；黏粒体积分数较高的区域(粉砂、粉细砂、砂黏土)取0.85 g/kg。

诸多研究表明，利用地球物理方法与传统水文地质勘查方法结合起来不仅可以获得更精确的水文地质模型，而且可以在大范围的空间尺度上监测水文地球化学过程(如地下水径流，溶质运移，离子浓度比)[10～11]。由于含水层视电阻率与渗透系数之间存在强相关性，使得依据视电阻率推断含水层水力参数成为可能[12]。大地电磁法(EH-4)基于地层岩性或地质构造的视电阻率值大小或差异以及其在地下的展布形态划分地下地质体及其空间分布。对地质体视电阻率大小产生影响的主要因素有：矿物成分、岩石结构、构造及含水饱和度等[13]。加之含水层构成的高导电层会造成电法勘探的低阻屏蔽效应，该效应的累积会导致电法测量的误差与测深成正比。Wang等[14]也指出含水层的其它因素(如土壤质地，孔隙度和土壤结构)对土壤含水量的影响也会随深度的增加而增大。因此为了尽可能排除土壤质地以及低阻屏蔽所造成误差等因素的影响，本研究将105 m深的地质钻孔资料分成0～30 m、30～60 m、60～90 m、90～105 m 4个层位，并且将4个层位中的主要岩性筛选出来，各层主要岩性见图7，从而更好地研究岩层的水力参数与视电阻率的相互关系。由于该区岩层的水力参数与砂层的视电阻率有很高的相关性[9]，故本研究利用土壤传递函数获取的饱和导水系数Ks分析该区水力参数与视电阻率的相关规律，并以此规律推断该区饱和导水率Ks在空间上的分布。

图7 去黏土条件下研究区含水层不同岩性的视电阻率与饱和导水系数拟合模型Fig.7 Corresponding relationship between the aquifer (without clay) apparent resistivity and saturated hydraulic conductivity (Ks) in the study area注：由于含有黏性土的砂层视电阻率与饱和导水系数并没有明确的相关关系，因此本次研究是在剔除含水层中黏性土的情况下完成的。

由图7可以看出，该区含水层的视电阻率与饱和导水系数Ks具有很高的相关性，该模型的拟合度较高。从整体上看，视电阻率与Ks成明显的负相关。这与Frohlich 等[15]在裂隙岩石中得出的结论一致，并与理论计算和实验室尺度上所得结论一致[16]。Purvance[17]指出在以砂性黏土层为含水层主要构成形式的淡水含水层中，电传导方式是沿着砂土层的孔隙表面进行传导，因此会造成电阻率上升而渗透系数下降，电阻率与渗透系数会呈现负相关关系。从整体上看，随着粒径由细砂逐渐过渡到粗砂，砂层孔隙度逐渐减小，给水度逐渐增大，Ks随之增大，这与Börner等人在松散沉积物研究中所得结论一致[18]。结合图2、图3可知，在埋深75 m的范围内，砂粒的平均粒径与视电阻率成正相关，埋深到达75 m后，砂层岩性开始转变为中砂、中粗砂，导致砂层孔隙度减小，给水度逐渐升高，这反而使该层视电阻率值与砂层平均粒径成反比[19]。也即当土壤孔隙度减小到一定程度时(这里表现为中砂、中粗砂、粗砂的大规模出现)，孔隙度对砂层视电阻率的影响会显著增大，导致砂层视电阻率反而降低。依据这一规律可以对该区砂层整体的富水性进行推断(图3)。考虑到在105～200 m范围内测区的主要岩性为中粗砂、粗砂，岩性较为单一，视电阻率值变化较小，因此本文利用图7中的90～105 m粗砂拟合模型推断出研究区105～200 m范围内的Ks值。

在充分收集周边水文地质条件相似地区水文地质参数的条件下，将各个剖面上的视电阻率ρ及其对应的岩性分层按照拟合模型的深度、岩性条件进行匹配，最终利用该拟合模型推断出研究区3条测线上的饱和导水系数Ks的分布，推断结果见图8；其中表层土壤的饱和导水系数由前人结论得出[8,20]。最终利用测区64个EH-4测点的视电阻率数据以及相应岩性推算出研究区埋深200 m范围内的整体饱和导水系数Ks的空间分布(图9)。总体上看，研究区埋深100 m以内的浅层及中层含水层非均质性较深层更为明显，整体导水系数较小，且研究区南部导水系数均值高于北部，中部最低；深部砂质结构导水系数较大，饱和导水系数均值大小为北部>南部>中部，东部高于西部。这些特征较好的体现出该区域由多层砂质黏土层和结构松散的风成砂叠覆而成的风积结构及黏土质细砂和粉砂交互叠覆的河湖相沉积构造。

图8 研究区A-B, C, E测线饱和导水系数剖面Fig.8 Saturated hydraulic conductivity sections of A-B,C,E survey lines in the study area

图9 研究区埋深200 m范围内饱和导水系数空间分布Fig.9 Spatial distribution of the saturated hydraulic conductivity at the depth of 200 m in the study area

3 结论

(1)EH-4大地电磁法对于确定浅部的含水层、弱透水层以及隔水层的位置、埋深与厚度上具有很高的精度，但对于深部的水文地质勘查仍然存在一些问题。

(2)揭示了研究区内含水层的视电阻率与饱和导水系数存在明显的负相关，但对这一结果的机理未能深入研究；含水率、孔隙度等因素对视电阻率测量可能产生的影响仍需进行深入探讨。本次研究得出的负相关关系可以适用于该地区(砂粒含量占主导地位的砂类沉积物含水层)或与该地区地质成因相似的其他地区，具有一定的局限性。