高密度电阻率法与地质雷达法在土壤厚度调查中应用效果——以西昌市土壤厚度调查为例

李富，欧阳渊，刘洪，黄瀚霄，张景华，张腾蛟，陈敏华，李樋

（1.中国地质调查局成都地质调查中心，成都610081；2.成都理工大学，成都610059）

生态地质是地质学与生态学之间的新兴边缘学科，研究各种生态过程或生态问题的地质作用过程、地质学机理及地质背景条件。土壤是生态系统所涉及岩石圈、水圈、大气圈、生物圈等多圈层物质和能量交换的重要媒介，土壤调查是生态地质调查的核心工作与首要内容。土壤厚度、空间分布、类型及其与成土母质间关系的调查研究是决定土壤调查的关键[1-5]。土壤是人类赖以生存和文明建设的重要基础资源，利用土壤与基岩的物理性质（电性）差异，采用地球物理方法精细探测土壤层厚度及深部基岩的起伏界面意义重大。

俄罗斯开展生态地质学研究时间最早，到20世纪80年代末，苏联完成了较为系统的区域生态地质调查工作。1998 年，美国地质调查局（USGS）将近地表圈层作为研究重点之一，开展地球物理填图、地质填图、钻孔测量和地球化学填图，查明控制地下水流及污染的地质框架[6]。美国国家研究委员会（NRC）认为，地球关键带是指异质的近地表环境，土壤、水、岩石、空气和生物在其中发生着复杂的相互作用，在调控着自然生境的同时，决定着维持经济社会发展所需的资源供应（图1）。地球关键带在空间展布上呈现出高度的非均质性，其要求采用各种技术手段对不同尺度的关键带进行调查，获取关键带各种要素的物理和化学参数，为建立地球关键带框架模型提供基础数据。地球关键带按土壤结构纵向自上向下分为：有机层（O）；腐殖层（A）；淀积层（B）；母质层（C）；基岩层（R）。2006 年，欧盟委员会发布了土壤保护主题战略，针对土壤盐渍化、有机质减少、侵蚀和滑坡等土壤环境问题，将传统的1～2 m深的土壤层扩展到地表至基岩之间的未固结土层进行调查和研究。研究认为：土壤结构是影响地球关键带过程和功能的主要因素，在实际调查工作中利用各种技术开展关键带空间分布和土壤结构的调查，如在意大利托斯卡纳区和卢森堡地区分别采用地质雷达技术、地电技术、地震探测技术和高光谱技术对土壤粘土含量、碳含量、含石量和土壤层厚度进行了调查和填图[6]。

图1 地球关键带纵向分层示意图Fig.1 Longitudinal stratification diagram of key belts of the earth

中国的生态地质调查试点项目始于20 世纪90年代初，四川省地矿局通过开展1/5万大巴山区生态地质调查项目，指出地球表层土壤中化学元素的种类和含量的高低由母岩中的矿物成分直接控制，是生物营养的主要来源，人类的生产活动改变了人类的生活质量和原有的自然体系[5]。20世纪90年代末，吉林大学邓金宪、邹立芝等完成1/5万四平幅生态环境地质调查项目，以基础地质调查为核心，开展了新构造运动、地貌、工程地质和水文地质以及土壤、生物、大气和区域放射性等系列生态环境地质调查，并运用环境质量指数模糊聚类分析法对研究区进行了生态质量评价，提出了区域国土资源开发利用的规划和建议。

通过地质雷达在盐碱地的高导电条件下可以探测到目的层[7-8]，地质雷达是一种能够应用于根系探测的潜在工具[9]，地质雷达方法可以对包气带空间变化参数估算[10]。通过第四系沉积物的磁性特征研究，发现沉积物磁参数曲线的波动与地层、年代等的变化有相一致的趋势，表层土壤磁化率异常区与重金属元素和人类工程活动强弱分布范围基本一致[11]。高密度电阻率法监测盐水沿裂隙不同时间的运移路径[12-13]。通过国内外土壤厚度调查案例分析，大部分地球物理方法存在探测精度不够、分层效果不明显等问题，仅高密度电阻率法与地质雷达法探测效果最好。本文优选高密度电阻率法与地质雷达法应用到西昌市土壤厚度调查中。

1 工作区概况及物性特征

西昌市位于上扬子古陆西缘的康滇断隆带中北部，地貌总体为中山侵蚀剥蚀地貌。该地区构造演化复杂，自古太古代以来，经历多期次的构造活动，形成了前寒武纪基地，以及显生宙沉积盖层。在古生代末经历了海陆变迁，在中生代末—新生代，由于印度欧亚大陆碰撞和青藏高原隆升，引起该地区发生强烈的褶皱变形，形成现今复杂的一系列近南北走向构造系统（图2）。

图2 西昌市大地构造位置图（据参考文献[14]）Fig.2 Geotectonic location map of Xichang, Sichuan

根据《凉山州土壤图》和《凉山州土种志》，西昌市土壤主要包括5个土纲，6个土类。包括：（1）高山土纲:黑毡土；（2）淋溶土纲:黄棕壤、棕壤；（3）铁铝土纲:红壤；（4）初育土纲:紫色土；（5）人为土纲:水稻土。受不同成土母岩岩性、气候、水热条件、地形地貌、人类活动、生物活动等条件差异，土壤带存在一定的垂向分带和水平分带性[14-16]。

通过对工区土壤的电导率测试后反算电阻率，得到工区不同碎屑岩地层风化后土壤电阻率平均值（图3），昔格达组地层风化的土壤电阻率最低，平均电阻率小于100 Ω·m；泥岩类风化土壤的电阻率中等，平均电阻率小于200～400 Ω·m；砂岩类风化土壤电阻率最高，平均电阻率600～830 Ω·m。工区不同碎屑岩类型风化后土壤的电阻率特征差异明显，具备利用地球物理方法探测的前提。

图3 不同地层风化后土壤电阻率平均值Fig.3 Average resistivity of soil after weathering of different strata

2 高密度电阻率法在土壤厚度调查中应用效果

为对比地球关键带中土壤层存在一定的垂向分带性，选择3个不同海拔高度、不同植被类型进行高密度电阻率法测量，工区分别为普诗乡谷克德湿地、东河乡东河村林地、普诗乡李子村草地，其海拔分别为3 400 m、2 400 m和2 100 m。根据地球关键带中不同土壤层厚度，测量点距也适当变化。

2.1 高密度电阻率法在湿地调查应用成果

湿地工作区位于西昌市普诗乡谷克德湿地，开展了3条高密度电阻率法平行测线，每条测线80个测点，点距4 m，线间距50 m。测线中部湿地主要以草堆为主，测线两侧有较干燥的土壤层。通过高密度电阻法进行反演显示（图4），反演后的视电阻率异常特征与物性特征基本一致。湿地两侧干燥土壤层视电阻率表现高阻异常特征，视电阻率值600～2 400 Ω·m，其厚度约2～5 m；深部基岩（泥岩）层视电阻率表现中阻异常特征，视电阻率值100～500 Ω·m。湿地中间浅部视电阻率表现为中高阻异常特征，视电阻率值200～500 Ω·m，推测以泥炭层为主，由于草地松散、根须较多引起中高阻异常，其厚度约2～4 m；中部视电阻率表现为低阻异常特征，视电阻率值15～100 Ω·m，推测为淤泥层，由于长期浸泡于水中而表现为低阻异常，深度约15～20 m；深部基岩（泥岩）层视电阻率表现为中阻异常特征，视电阻率值100～500 Ω·m。

图4 谷克德湿地高密度电法探测综合解释图Fig.4 Comprehensive interpretation diagram of high-density electrical detection in Gukede Wetland

对3 条测线水平坐标90 m 处均开展浅钻验证（图4）：L3线泥炭层厚度2.2 m，L2线泥炭层厚度3.2 m，L1线泥炭层厚度3.8 m。从异常形态与推断深度的吻合性，证明高密度电阻率法精细划分湿地泥炭层与砂泥层、土壤层与基岩（泥岩）起伏界面效果明显，可为生态地质调查与评价中地球关键带中土壤厚度精确调查提供重要参考依据。

2.2 高密度电阻率法在东河村林地调查应用效果

图5 东河村林地高密度电法探测成二维剖面图Fig.5 2D section of donghe village woodland detected by high-density electrical method

林地工作区位于喜德县东河乡东河村2组，在松树林地开展了3条高密度电阻率法测线，每条测线60个测点，点距2 m，线间距20 m。从图5可以看出，反演后的视电阻率异常特征与物性特征基本一致。各测线土壤层视电阻率表现高阻异常特征，视电阻率值600～2 000 Ω·m，其厚度约1.5～4.5 m；深部基岩（粉砂质泥岩）层视电阻率表现低阻异常特征，视电阻率值200～600 Ω·m。从异常特征可以看出，L3线土壤厚度为3～5 m，L1、L2线土壤层厚为2～3.5 m，L3线明显比L1、L2线土壤层厚；L3线剖面土壤厚度不均，表现为东部厚、西部薄，其地表树干也表现为东部较粗、西部较细；证明高密度电阻率法可以为地球关键带中土壤厚度精确调查提供重要参数。分别在L2中部和L1线旁侧5 m开展浅钻验证，验证深度与物探结果吻合。对高密度电阻法进行三维反演处理后，将三条剖面进行三维显示，对Y、Z方向进行放大2倍处理，从异常形态可以明显看出地球关键带土壤层厚度的起伏界面（图6），土壤层与基岩的分界线特征明显，证明高密度电阻率法精确探测土壤层厚度效果较好。

2.3 高密度电阻率法在李子村草地调查应用效果

图6 东河村林地高密度电法探测三维立体效果图Fig.6 3D rendering of high-density electric method in Donghe village woodland

草地工作区位于西昌市李子村，开展1条高密度电阻率法测线，点距1 m、2 m，对应100 个、50 个测点。从图7可以看出，不同极距探测成果总体特征一致，1 m点距的探测细节较多、较精细。浅部土壤层视电阻率表现高阻异常，视电阻率值2 000～12 000 Ω·m，厚度约2～5 m；深部冲积层视电阻率表现低阻异常特征，视电阻率值0～400 Ω·m，厚度约15～25 m；局部视电阻率表现中阻异常，视电阻率值400～2 000 Ω·m。

图7 李子村草地高密度电法探测成果图（a-1米点距,b-2米点距）Fig.7 High-density electric method detection results of Plum village Grassland(a.1 m point distance, b.2 m point distance)

剖面水平距离0～45 m 表层为草地，45～99 m表层为林地，对应地球关键带中土壤层视电阻率值草地比林地低，草地土壤层视电阻率为1 000～3 000 Ω·m，林地土壤层视电阻率为3 000～12 000 Ω·m，主要是由于草地含水性相对较好，其视电阻率异常特征与物性特征基本一致。

3 地质雷达在草地探测中应用效果

草地工作区位于昭觉县碗厂乡，该处以草地为主，地质雷达测线探测结果显示（图8）：土壤层表现电磁波信号较弱，厚度约0.3～2.1 m，基岩（砂岩）层表现为电磁波反射信号较强；土壤总体表现两边薄，中间厚的特征。布设一个验证浅钻，土壤层厚度1.2 m，与地质雷达探测成果吻合很好。

图8 昭觉县碗厂乡草地地质雷达探测成果图Fig.8 GPR detection results of Wanchang Township, Zhaojue County

4 讨论

通过对3例高密度电阻率法测量表明：地球关键带土壤层厚度变化较大，厚度范围2～20 m，采用地球物理方法精细探测土壤厚度是最经济、高效的；工区地球关键带土壤层视电阻率均表现高阻异常特征，主要由于土壤层松散、干燥且局部含碎块石引起；深部基岩（砂、泥岩）层表现为中低阻异常特征，主要由于砂、泥岩层较为致密、潮湿引起。其中李子村海拔最低，为紫色土，林地土壤层的视电阻率最高，最大值达12 000 Ω·m；谷克德海拔最高，为黄棕壤，土壤层的视电阻率最低，约1 800 Ω·m。土壤层的视电阻率还取决于成土母岩岩性，碳酸岩风化形成的土壤视电阻率比碎屑岩的高。

为查明不同季节地球关键带土壤层视电阻率的变化特征，通过同点位雨季视电阻率值减去旱季视电率值成图对比（图9），结果显示大部分以负值为主，浅部的负值普遍比深部大；由于雨季土壤中含水量明显增大，其视电阻率值降低。测线中部在深度为15 m处仍为负值，证明该处雨水入渗较深。测线中部草地浅部负值比两侧林地浅部强度大，草地雨水直接入渗较深（达15 m），林地雨水入渗较浅（约5 m），说明林地对雨水有部分节流作用；可以利用不同时段实测土壤电阻率值反演雨水在土壤的入渗变化特征。

图9 西昌市普诗乡李子村L1线雨季与旱季对比结果Fig.9 Comparison results of rainy season and dry season on Line L1 in Lizi Village,Pushi Township, Xichang

5 结论

（1）高密度电阻率法在不同季节土壤含水率对比结果显示：土壤的电阻率随含水率的增加而降低，通过不同时段实测土壤视电阻率值可反演雨水在土壤的入渗变化特征。

（2）通过高密度电阻率法在林地、湿地、草地调查成果显示，土壤层的视电阻率表现高阻异常，泥炭土也表现为相对高阻异常，深部的基岩（泥岩）、淤泥层均表现为相对低阻异常；证明高密度电阻率法对地球关键带的厚度精确分层效果明显。

（3）地质雷达应用于草地探测显示，土壤层表现电磁波信号较弱，基岩层表现为电磁波反射信号较强，证明地质雷达的精确分层效果也明显。