電阻率法在地下水勘測中的應用分析

陳瀟瀟

（遼寧省阜新水文局水環境監測室，遼寧 阜新 123000）

近年來，人口持續增長，而水資源日益缺乏，地下水作為重要的水資源來源之一，促使研究人員對含水層的幾何結構和性質進行了更深入的研究[1-4]。地下水是自然界水資源的重要組成部分，常常指填充土壤孔隙空間和巖層裂縫的地下水。由于地下水賦存環境極為復雜，通常工程師很難確定其在巖層或土層中的確切位置。地球物理方法目前被認為是地下水勘探中最合適的方法，通過在地球表面進行測量來研究地球內部結構，該方法已廣泛應用于巖土工程和地質環境調查。多年來，地球物理學在研究中發揮了積極作用，研究人員不斷改進開發儀器，以取得更好的結果，擴大應用范圍[5-8]。

電阻率法（ERM）是地球物理方法的一部分，多年來已廣泛用于確定層狀介質的厚度以及繪制現有含水層的地質環境圖。與傳統方法相比，ERM 技術簡單、高效且無破壞性地產生地下成像，在地下水勘探的初期得到了很好應用。此外，利用該方法生成的支持鉆孔數據和剖面圖像，可以獲得有關地下水和地下巖層位置的可靠信息[9-12]。本文介紹了ERM 方法的應用前景、理論以及常見的陣列配置方法，分析了對電阻率值產生影響的常見物理化學因素，通過對中國某省的地下水勘測項目進行實例分析，得出了陣列配置、水質鹽分和地下水環境以及地層性質等因素對探測地下水的影響。研究結果可為相關地下水勘測提供參考。

1 電阻率理論

ERM 主要用于測量和繪制地下材料的電阻率變化規律，基本原理是沿許多不同路徑傳遞電流并測量相關電壓來呈現地下電特性圖像的測量結果。ERM 可以測得地球和電流之間的響應，其中歐姆計測量的地下電阻率變化非常敏感。電阻率測量是通過2 個電流電極（C1 和C2）向大地輸入電流，并在2個電位電極（P1 和P2）上測量產生的電壓來測得電阻率。電阻率（ρ）值可根據電流（I）和電壓（V）計算得出：

式中：k表示取決于4個電極排列的幾何因子。

ERM 成像深度取決于電極間距，通過增加電極間距可獲得更大的成像深度。成像深度一般與電極陣列的總長度和總的地下電阻率有關，一般電極陣列的總長度越長，成像深度通常越大，而高阻地面在反演后傾向于減小深度。地下水的電阻率值在10～100 Ω·m 變化，取決于所含溶解鹽的濃度、孔隙度、含水飽和度等。

在電阻率測量中，高分辨率、可靠和良好的成像效果取決于電極配置，也稱陣列的選擇。通過目前一些文獻對各種陣列的性能研究發現，在數據采集中，需要使用多種類型的陣列。Wenner、Schlumberger、偶極-偶極子、極-極和極-偶極子是常用的地下層勘查陣列，陣列結構對探測的分辨率、靈敏度和成像深度有重大影響。每個陣列配置對水平和垂直不均勻性的敏感性、勘測深度、水平數據覆蓋率和信號強度方面的影像特征詳見表1，其中標簽“+”表示不同特征的靈敏度。每個陣列都有特定的優點和局限性。在勘查時選擇一個合適的陣列需要考慮多個因素，如目標深度、要繪制圖的非均勻性類型、地下的垂直和水平變化規律以及信號強度。然而，在實際勘查中只需要針對勘測目的去考慮一些主要因素即可，在一些復雜情況中綜合使用各種陣列配置可以改善數據的可讀性。

表1 各陣列配置靈敏度特征

2 電阻率值影響因素分析

電阻率值的測定原理是被測接地材料在電路中充當電阻器，在向地面輸入感應電流后，再測量材料的抗電流能力。使用此方法可以區分地球材料，因為不同的地球材料都具有各自的電阻率值特征。地面電阻率值受各種因素影響，如密度、含水量、孔隙比、粒度級配和孔隙度。ERM 能可視化電阻率隨深度的變化規律，并能探測到低電阻率層的飽水黏土，理論上地下材料中的含水量與導電性密切相關。實際勘查中，電阻率值因材料中的含水量而發生變化。此外，裂縫發育程度也是影響電阻率值的常見因素。地下水通常充滿于裂縫中。裂縫越大，巖層的電阻率值越低。例如，花崗巖的電阻率在含水條件下為5 000 Ω·m，在干燥條件下為10 000 Ω·m。巖石的電阻率值可分為低等和中等，隨著含水率不同，電阻率值從小于10 Ω·m 到不足100 Ω·m 變化。一般來說，位于地下水位以上的土壤含水率很低，電阻率值高達數百至數千Ω·m；而地下水位以下的土壤電阻率值通常小于100 Ω·m。此外的一些因素，如含水層的密度、孔隙度、孔徑、形狀、水質和地下環境溫度也會影響電阻率值。

3 電阻率法地下水勘測實例分析

3.1 某省地下水勘測項目分析

某省地下水勘測項目勘測時共設置了4 個地質剖面，其地質組成成分有一定差異。第一地質剖面主要用來驗證ERM 的準確性，驗證基準是實際的鉆孔曲線。第一地質剖面的地下圖像，如圖1所示，其地質材料由淤泥、砂、泥炭和黏土構成。在數據采集過程中，考慮到Wenner電極配置有良好的垂直分辨率，可以提供具有水平結構的地下水和砂黏土邊界的清晰圖像，因此用其作為陣列配置。該陣列可以提供密集的地表電阻率數據，其中含水層的厚度在10~30 m 變化，某些區域深度可達45 m，具體取決于測線長度；在花崗巖基巖（高電阻率值）之間可以看到電阻率值小于100 Ω·m（低電阻率值）的地下水，這表明有地下水滲入裂隙基巖積聚。此外，根據獲得的ERM 結果和實際鉆孔曲線對比發現二者具有高度的相似性質。本次勘測證明電阻率是在深度相對較淺的地區測量地下含水層的厚度和基巖分布的一種十分有效工具。

圖1 第一地質剖面電阻率地下成像

第二地質剖面的地下電阻率云圖，如圖2 所示。在勘測時，對于黏性粉土表土，使用ABEM SAS 1000和電極選擇器系統ES464 進行Wenner 電極配置，設置2 種不同電極間距配置，分別為2、5 m，以獲得精確的結果。由圖2 可知，2 種間距的電阻率法數據顯示了相似的電阻率分布模式，但5 m 時滲透率更深。同時，可知土壤材料十分不均勻，因為非飽和表層土壤在厚度約4 m 處具有中高電阻率（1 100~2 600 Ω·m），而在4 m以下飽和層顯示中等電阻率值（750~1 100 Ω·m）。此外，在20~28 m深度，非飽和層被確定為低電阻率帶，電阻率值小于80 Ω·m。此次測量的地下水位在地面以下8.73 m處，其結果表明飽和層通常以高電阻率值為特征，而非飽和層則顯示為低電阻率區。然而，由于土壤材料的不均勻性，這些地層還無法進行明確劃分。所得結果可用于建立地下水模型，為地下水監測網的設計提供指導。

圖2 第二地質剖面電阻率地下成像

第三地質剖面的地下電阻率云圖，如圖3 所示。本次勘測位置為沖積層沉積占主導地位的區域，沖積層由黏土、淤泥、砂和礫石組成，一共布設了6 條電阻率測線。RES2DIV 的結果表明，大部分測線以低電阻率值為主，其中小于80 Ω·m 的低電阻率值表明可能存在砂層，有利于地下水的存在。在5 m 深處，低電阻率值受位于勘測線附近的滲濾液排水溝和池塘影響，而高電阻率值受道路的壓實土壤影響。

圖3 第三地質剖面電阻率地下成像

3.2 地下水鹽分分析

電阻率法也可用于研究環境影響和物理變化對地區土壤和地下水鹽度的影響。本次勘測利用二維電阻率技術評價了鹽分對土壤和地下水的影響程度，通過反演模型計算了測線地下剖面的電阻率數據如圖4所示。深度超過80 m的第四紀沖積層沉積物由交替的砂層、粉土層和黏土層組成，2D 電阻率圖像表明電阻率值小于0.2 Ω·m 的鹽水羽流區域分散在鹽分不滲透層的頂部。剖面圖L1顯示，鹽分在地表以下18～35.40 m 深度處穿透第一個承壓含水層；而剖面圖L2 顯示，鹽分穿透至距地表20 m 處。電阻率成像結果還表明，第二承壓含水層未受到鹽水入侵的影響。研究結果表明，地下水含水層的鹽分可能是由于長期滲入沉積物的古代海水泛濫造成的，而不是直接來自海水入侵。

圖4 第四地質剖面電阻率地下成像

4 結論

通過中國某省的地下水勘測項目分析表明，ERM 勘測技術在成本、時間和數據覆蓋率方面都是有效的，特別是在地下水勘探的初步階段。在鉆孔數據和地球化學信息的支持下，很容易探測到地下水。通過實例分析，非飽和層通常以高電阻率值為特征，而飽和層則顯示為低電阻率區；花崗巖的電阻率在含水條件下為5 000 Ω·m，在干燥條件下為10 000 Ω·m；地下水位以下的土壤電阻率值通常小于100 Ω·m。此外得出，根據研究的主要目標，在數據采集過程中選擇陣列類型對于獲得精確結果非常重要。為了獲得可靠的信息，應深入研究電阻率法的理論和應用。