电法在冲积平原潜水探测中的应用

张建锋，李贺领，余能成，杨志杰，张俊杰，刘红蕾， 占士军，程岁泉，汪雪萍，智春生

(河南工程学院 资源与环境学院,河南 郑州451191)

地下水资源是影响社会和经济发展及生态安全的重要因素，潜水资源又是地下水中与日常生产生活和自然环境联系最紧密的一部分。因此，对地下潜水的探测和监控对区域的生态平衡、经济建设和农业可持续发展至关重要。潜水含水层与周围非含水地层的导电性通常具有明显差异，这就为电法在该领域的应用提供了物理基础。此外，由于电法施工方便、获取的信息量大、经济高效、解释技术成熟，故被广泛应用于解决地下水的相关问题中。电法在水文地质领域中的应用始于20世纪50年代[1]，在过去的几十年里，电法被广泛应用于解决各种水文地质问题，并取得了良好的效果。Israil等[2]利用氚标记的方法建立了地下水入渗补给量与电阻率的关系式，从而用电阻率测深法来估计地下水入渗补给量。Olofsson等[3]综合甚低频(VLF)、连续电测深(CVES)和地质雷达(GPR)等方法检测了瑞典Tveta垃圾填埋场渗滤液的渗漏情况。针对岩溶地区赋水空间差异大的情况，李华等[4]利用EH4电磁成像技术成功地在岩溶区找到了地下水。周文龙等[5]利用模拟和综合物探勘察技术研究了山区河床的地质条件，较好地解决了河床地层的分层、厚度和渗流范围等问题。谭磊等[6]利用并行电法连续监测坝体水位，从而监测坝体内部浸润动态特征。本研究综合利用了高密度电法、激发极化法和电测深法，同时结合地质和水文地质情况，研究了黄河冲积平原与山前冲洪积平原过渡区的潜水含水层，为快速经济地进行地下水资源评价提供了一种较好的途径。

1 研究区概况

本次研究的区域选择在河南省郑州市新郑龙湖镇东南部，距离郑州航空港区10 km。龙湖镇现有人口20.5万，其中镇区人口17.1万。根据城市规划，至2030年，龙湖镇总人口将达到32.8万，其中城镇人口29万。这将极大增加镇区的水资源供应压力，所以对该区域地下水资源的研究将为社会发展规划提供科学依据，是非常必要的。该区域属于暖温带大陆性季风气候，四季分明，年平均气温为14.2 ℃，年均降雨量为640 mm，地理上位于黄河冲积平原与山前冲洪积平原过渡区，场地开挖和回填现象较为普遍。工作区域内地形西南高、东北低，地势整体起伏较小，坡度较缓，高差约3 m。研究区域位于黄河二级阶地，浅层水主要以第四系的松散岩类孔隙水为主，水位埋深较浅，富水性好，是生产生活的主要供水水源，含水层位主要赋存在15～25 m深度的粉土和粉质黏土层中，潜水流向为NNE。本研究区域测线E02西北约700 m的钻孔显示，含水层的顶部含铁锰结核和锈斑，底板为约10 m厚的胶结黏土层。根据岩性的变化特征，潜水含水层下伏地层的电阻率将进一步降低。附近水井水位资料表明，区内浅层地下水水位变化不大，水位埋深约为19 m[7-8]。研究区地层的接地条件良好，目标地层与围岩的导电性差异相对明显，适合电法工作的开展。

2 方法介绍

电测深法是用于探测地下垂直方向上具有明显导电性差异问题的一类常用稳定电流场方法。该方法实验过程相对简单，场地的适应性较强，测量曲线相对容易解释，故被广泛应用于水文地质、工程地质和地热地质等[9-11]领域。野外测量时，电测深法常采用常规的对称四极装置，测量过程中，通过不断加大供电电极极距的方式来增加勘探的深度，并利用下面的公式计算不同深度上的视电阻率ρα：

(1)

电测深法一般只能反映单点垂直方向上的电性变化，而高密度电法则能在二维空间反映地层的物性结构特征。高密度电法的原理与电测深法类似，都是基于稳定电流场来研究地下介质的电阻率，不同的是它能对几十个电极进行控制，数据量更大，精度更高，对物性的刻画更直观。

激电法是利用介质激电效应来探测地质的一种方法，它具有不受地形起伏及围岩电性不均影响的特点[12]。激电效应是岩矿石在外部电场充电和放电过程中，由于电化学作用引起的随时间缓慢变化的附加电场现象。介质激电效应的大小与电子导电矿物的含量、含水性、离子浓度等因素正相关。时间域激电法中，用视极化率ηα来表示激电效应的大小：

(2)

式中：ΔU(T)为供电一段时间(T)后的总场电位差；ΔU2(t)为断电后t时刻的二次场电位差。实际上，视极化率与含水性的关系并不密切，但是极化二次场ΔU2的衰减特性能够很好地反映地下的含水情况[13]。这是因为，松散层内作为含水层的沙层、沙砾石层，与作为隔水层的亚黏土层，都可引起幅度相似的视极化率异常[14]。因此，在松散层中找水需要综合极化性和电阻率两个参数进行分析和判断。本研究中，采用充电率TH(单位为ms)来表示二次场的衰减特性：

(3)

为了便于对比分析，研究区内布置了2个近似南北向且东西相距1 km的剖面线(点)，东西剖面线(点)分别命名为E01和E02，分别进行电测深法和高密度电法工作。由于E02处干扰因素较强，采集的数据质量很差，仅在E01处完成了1个点的激电测深。为了保证勘测深度，电测深最大供电极距为150 m，激电法最大供电极距为110 m，激电供电时间为5 s，测量装置均采用对称四极，供电电压均为400 V。以上测深工作的点位均位于剖面线的近中间部位。高密度电法每个剖面设置40个电极，极距均为4 m，剖面总长156 m，装置采用空间分辨率较好的γ排列[15]。施工时，3种电法野外数据采集仪器均采用WDA-1型数字直流电法仪。

3 结果与分析

电测深视电阻率数据绘制在以自然常数e为底的双对数坐标内，见图1。激电测深法充电率测量结果绘制在线性直角坐标内，见图2。为了进一步研究不同参数与介质含水层的关系、定量分析电阻率和激电效应与地层含水性的关系，利用1X1D分别对电阻率测深数据和激电数据进行了反演，见图3与图4。

图1 点E01和E02电测深曲线Fig.1 Curves of VES at points E01 and E02

图2 点E01激电测深曲线Fig.2 Curve of IP at point E01

图3 电测深反演结果Fig.3 Reversion of vertical resistivity sounding

图4 E01激电反演结果Fig.4 Reversion of IP at E01

在高密度电法数据反演工作之前，首先剔除了明显由干扰因素造成的坏点，然后利用RES2DINV软件对电阻率数据进行反演，反演采用平滑约束最小二乘法，见图5与图6。

图5 E01剖面地电断面反演结果Fig.5 Inversion result of resistivity section at E01

图6 E02剖面地电断面反演结果Fig.6 Inversion result of resistivity section at E02

电测深曲线(图1)E01为Q型，曲线存在明显相对稳定的层位。曲线首支视电阻率约为140 Ω·m；中间段对应极距为AB/2=9～22 m，即ln(AB/2)=2.0～3.0，视电阻率为50～56 Ω·m；尾支视电阻率约为15 Ω·m。距离测点E01西约1 km处的E02电测深曲线也是Q型曲线：首支稳定视电阻率为115 Ω·m；中间段极距AB/2=6～17 m，即ln(AB/2)=1.8～2.8，视电阻率为53～56 Ω·m；尾支视电阻率约为20 Ω·m。2个测深点的电阻率曲线特征基本相同，尾支电阻率明显小于上覆地层，可能是含水层下部黏土层形成的，其特征与研究区的地质和水文地质条件吻合良好。因此，综合以上2个电测深点可以初步判断潜水含水层应位于6～22 m的深度。电测深数据反演结果(图3)与图1相似，除表层外，电阻率随着深度的增加而逐渐降低，当深度为10.0～21.5 m时电阻率偏低，对应含水层位置，下伏地层的电阻率进一步下降，推测为黏土层。含水层对应电阻率在E01点为37.6 Ω·m、在E02点为33.7 Ω·m，平均电阻率为35 Ω·m。上覆地层电阻率在E01点为57 Ω·m、在E02点为67.5 Ω·m，平均电阻率为62 Ω·m。下伏地层电阻率在E01点为34.4 Ω·m、在E02点为15.5 Ω·m，平均电阻率为25 Ω·m。

点E01激电测深曲线(图2)表明：AB/2在11～24 m具有异常大值，充电率约为500 ms；在AB/2<11 m和AB/2>24 m时，充电率快速降至约200 ms，异常差异十分明显。可以推测，在11～24 m应存在一个稳定的激电异常地层。另外，当40 m

从浅到深，测线E01高密度电阻率剖面表现出清晰的、电阻率逐渐降低的4个电性分层(图5)：第一层，电阻率大于60 Ω·m(深度约为5 m)，为人工扰动造成的表层不均值带；第二层，电阻率为20～60 Ω·m(深度为5～15 m)，为潜水面以上的包气带层；第三层，电阻率为10～20 Ω·m(深度为15～23 m)，根据地层的地球物理性质，该范围为潜水含水层；第四层，电阻率小于10 Ω·m(深度大于23 m)，结合研究区的水文地质特征，该层应为潜水含水层下伏的厚层黏土隔水层。测线E02高密度电阻率剖面也表现出与测线E01相似的、清晰的、电阻率逐渐降低的4个电性分层(图6)：第一层，电阻率大于70 Ω·m(深度约为10 m)，为人工扰动造成的表层不均值带；第二层，电阻率为30～70 Ω·m(深度为10～15 m)，为包气带层；第三层，电阻率为20～30 Ω·m(深度为15～23 m)，为潜水含水层；第四层，电阻率小于20 Ω·m(深度大于23 m)的下伏厚层黏土隔水层。高密度电法的探测结果与电测深和激电法的结果高度吻合。在相距1 km的两条测线上，高密度电法剖面均在15～23 m处表现出低电阻率的特征，电阻率为10～30 Ω·m，与研究区内饱和粉土和粉质黏土介质的电阻率十分接近。

4 结语

综合常规电法探测平原区潜水含水层较为理想，充分发挥了常规电法施工方便、高效、解释方法成熟的特点。电测深法能够大概圈定潜水含水层的赋存位置及厚度。激电法测量的充电率与地层的含水性关系明显，能很好地反映富水地层的空间位置，但是在实际应用过程中还需要考虑黏土对激电效应的影响。高密度电法也能反映具有电阻率异常的潜水含水层，该方法在刻画潜水层时更加精细和直观。因此，实践中可以综合利用高密度电法、激发极化法和电阻率测深法，降低物探数据解释的不确定性，从而提高地下水资源勘探的效果。但是，无论使用何种电法进行地下水的勘探，对研究区水文地质和地层电性特征的了解必不可少，否则会导致解释错误。