采用高密度电法仪监测围垦区土壤盐分变化

周 煜，余夏杨，周廷璋，辛 沛

(河海大学水利水电学院，江苏 南京 210098)

盐渍土分布广泛，我国从湿润地区到干旱地区，从滨海到内陆，均存在大量盐渍土。据统计，我国盐渍土面积为3.47×107hm2，占全国可利用土地面积的4.88%[1-2]。在过去的30年间，滨海地区由于围垦产生的盐渍土面积高达7.5×105hm2，其中江苏围垦沿海滩涂面积达2.5×105hm2[3]，作为重要的土地后备资源，对其合理利用不仅可以缓解江苏土地的供需矛盾，还可以促进江苏沿海经济的发展。

为揭晓盐渍土成因，掌握土壤脱盐规律，合理有效地利用盐渍土，国内外许多学者对盐碱地进行了大尺度的野外观测。早期学者多采用定点定期采样的方法，分析土壤的盐含量，并结合水化学技术监测、研究水盐的运移规律。随着科技的进步发展，高密度电法仪逐渐被应用于水文地质领域。不同于传统的监测手段，高密度电法仪通过直接测量土壤视电阻率，来间接反映地质构造和土壤孔隙水状况，具有连续、便捷、破坏性小等特点。

目前，多将高密度电阻率法运用到海水入侵的研究中，如Sutter等[4]在新西兰滨海地区，通过高密度电阻率法分析海水位季节性变化对浅水层盐分分布的影响。Mart等[5]结合高密度电阻率法、瞬变电磁法、电测深法，探索研究区海水入侵的程度。Huizer等[6]采用高密度电阻率法监测滨海地区潮汐波浪影响下的地下水盐度变化。类似地，Capizzi等[7-13]将高密度电阻率法应用到海水入侵区，圈定海水入侵的大致范围。Nijland等[14-15]根据高密度电阻率法探究土壤水分随时间变化的规律。Martínez等[16]验证了高密度电阻率法对咸水入侵过的滨海沉积系统的水盐监测具有高效性。部分学者将高密度电阻率法与数模相结合，用于预测海水入侵。如Beaujean等[17-18]把地下水监测井和高密度电阻率法的实测结果作为标准，来校核海水入侵模型的参数。也有学者根据高密度电阻率法的测量结果，修正了公式中的经验系数，如Maillet等[19]通过高密度电阻率法探明了滨海高盐度古渠道的内部体系结构演变和回填进程，并修正了阿尔奇公式以确定测区条件。国内在水文地质领域应用高密度电阻率法起步较晚，目前已有研究人员把高密度电阻率法二维、三维成像技术应用到莱州湾[20-23]、胶东半岛[24]、海南[25]、广东[26]、辽宁[27]等滨海地区，率定出氯离子浓度和电阻率的关系曲线，判定了海水入侵的范围，使得不同监测指标联合监测水盐运移成为可能。苏乔等[28]利用高密度电阻率法分析了潍坊滨海地下水在潮汐作用下的时空变化。

高密度电阻率法尽管已经在海水入侵地区应用较多，但在滩涂围垦区却鲜有报道。本研究采用高密度电阻率法，结合气象站观测、地下水取样等手段，监测江苏条子泥围垦区土壤盐分变化，获取了较为可靠的监测数据，以期为研究自然条件下的土壤脱盐和反盐规律、后续改良盐渍土、提高土壤肥力起指导作用。

1 研究区概况与监测方法

1.1 研究区概况

条子泥工程是江苏沿海滩涂围垦的先导工程(图1)。该围垦区北起梁垛河口，南至方塘河口，西界为东台沿海中南部垦区外堤线，属淤泥质海岸[29]，目前已完成一期0.67万hm2的匡围工程，新围海堤27.4 km，新筑隔堤14.3 km。

条子泥围垦区隶属于扬子地层区，基岩在地表没有外露，为第四纪滨海相沉积所形成且埋深达到数百米。在观测区附近钻井进行地层分析(图1)。第一层为轻粉质沙壤土，夹杂壤土团块，表层常见植物根茎和黑色有机质，厚度约为6 m，埋深在地表至地下6 m处，土壤含水率为30%～33%，孔隙比为0.85～0.89，属于中等透水土层；第二层为粉砂，厚度约为14 m，埋深在地表以下6～20 m，土壤平均含水率为29.1%，孔隙比为0.82，属于中等透水土层；而埋深20～22 m处的土层与第一层类似，主要为轻粉质沙壤土，土壤平均含水率为33%，孔隙比0.94，属于弱透水层；埋深22～30 m处与第二土层类似为粉砂，土壤平均含水率29%，孔隙比0.83，属于中等透水层。围垦区地下水补给来源为大气降水和地表水，主要排泄方式为蒸发和径流。

1-轻粉质沙壤土 2-粉砂图1 条子泥围垦区

1.2 监测手段

本研究在条子泥自然保护区(毗邻土壤改良区)进行，围垦区原本是滩涂，受海水浸淹，地下水为海水。围垦后和近海隔离，不再受潮汐周期性浸淹。

设置地下水位监测井用来投放水位计，监测高密度电法仪测量期间的地下水埋深；由孔隙水取样井提取不同深度的浅层地下水水样，并通过多参数水质测量仪(YSI ProPlus)分析水样的盐度。

采用多通道高密度电法仪(ERT SuperSting R8/IP)进行观测区(图1中红线所示)固定剖面的测量，通过反演图像宏观掌握测量区的盐度分布情况。此外，导出相关深度的电阻率数据，进行时间尺度的分析对比，了解浅层与深层土壤的盐度变化，并采用浅层地下水水样检测的方法来印证。

1.3 观测步骤

围垦区2016年10—12月出现了持久的强降雨天气，降雨量共计420 mm，约为年平均降雨量的40%，因而将12月作为2016年雨季进行野外观测。而次年5月降雨量不足30 mm，遂将该月作为旱季进行观测。在固定剖面处进行高密度电法仪的二维布线，经过选择测量模块、检测接地电阻等一系列准备工作后，开始测量，同时，读取水位计记录的地下水埋深，并采集地下水水样现场测定盐度。

2 高密度电法仪基本原理

SuperSting R8/IP多通道高密度电法仪由美国AGI公司生产，本次所使用的仪器配备有64个转换电极，可自定义发射周期和重复观测次数，具有自动智能、高精度高稳定性等优点。该仪器采用EarthImager反演软件进行数据处理，它将野外的实测电流和电位差反演成地下土壤电阻率分布，从而可以推断出地下的构造特征及各种异常体(图2)。

图2 原理示意图

高密度电阻率法具有观测精度高、数据采集量大、地质信息丰富、效率高等特点。但其实质仍然是直流电阻率法，因此其基本原理与传统的电阻率法一致。根据式(1)、(2)，可计算出其视电阻率，再通过分析，可判断地层异常情况。

(1)

(2)

式中：ρ为视电阻率，Ω·m；ΔV为测量电极M和N之间的电位差，V；I为系统供电电流，A；K为装置系数，仅与电极布置位置有关，m；lAM、lAN、lBM、lBN为供电电极和测量电极之间的距离，m。

高密度电阻率法常用的测量装置包括施伦贝格装置、温纳装置、偶极装置、中间梯度装置等。国内学者冯锐等[30]在计算Barker等[31]1979年提出的敏感度系数时发现，温纳装置对地下介质的垂向变化反应最为灵敏，由于围垦区土壤电阻率低于2Ω·m，且垂向变化较小，因此测量装置采用温纳装置。

图3为温纳装置跑极示意图，其中A、B为供电电极，M、N为测量电极，lAM=lMN=lNB=na(a为电极间距，m；n为隔离系数，取值1,2,3，…)。由式(2)得装置系数K=2πna，是常规排列中最小的一种，但温纳装置却具有最大的信号强度(1/K)，即在供电电流不变的情况下，温纳装置能产生最大的信号强度。因此，在较高噪声干扰的工况中，温纳装置往往是测量的不二选择。跑极时，A、M、N、B保持间距不变，整体逐点向右移动，得到第一层测点，再改变隔离系数n，使n=2,3,4，…，同样整体逐点右移，依次可以得到第2,3,4，…层测点，最终将形成一个倒梯形的测量剖面。

图3 温纳装置跑极示意图

3 结果与分析

3.1 不同时期的反演图像

围垦区土壤电阻率主要受土壤含水率、盐度、土质等因素影响，观测区位于条子泥围垦区的自然保护区内，不同时期反演结果的差异主要由土壤含水率及盐度引起，其中土壤饱和带的变化主要由孔隙水盐度决定。水位监测结果表明，围垦区地下水不受堤外潮汐波浪的影响，埋深相对稳定；2016年12月份降雨量大，地下水埋深稳定为0.32 m；2017年5月份降雨量较小，地下水埋深稳定在0.66 m。

采用高密度电法仪进行测量时，电极间距布设为2 m，剖面总长为126 m，探测深度约为24 m，电极排列方式为温纳排列，反演程序选用EarthImager 2D低阻模块。图4为不同时期的二维反演电阻率断面，大致反映了测量剖面的电阻率分布情况，图4中红色实线表示地下水位，整个剖面电阻率值介于0.6～1.6 Ω·m之间，有很明显的电阻率色块分层现象。

1-轻粉质沙壤土 2-粉砂图4 不同时期的二维反演电阻率断面图

非饱和区土壤为轻粉质沙壤土，反演色块相对杂乱，与12月份相比，5月份大量深色块呈斑点状出现；在测线77～91 m区域出现的局部高阻，12月份呈点带状分布，最大电阻率值为1.6 Ω·m，而5月则呈团簇状分布，最大电阻率值为1.2 Ω·m。在6 m深度内的浅层饱和区，土质为轻粉质沙壤土，但电阻率值小于非饱和区，不足1 Ω·m，这是由土壤含水率大于非饱和区引起的，并且该区域5月份的深色斑块较12月有了明显的增多。饱和区深度 6～20 m内，为粉砂层，这层土壤的电阻率色块较为单一，表明盐分分布均匀，电阻率值为整个剖面最低，变化范围在0.6～0.8 Ω·m，与12月对比，5月份电阻率为0.6～0.7 Ω·m的色块依然存在，但0.7～0.9 Ω·m的色块却有减少的趋势。在20～25 m 深的土壤饱和区，土质仍以轻粉质沙壤土为主，但电阻率比粉砂层略有增大，达到0.9～1.1 Ω·m，且5月份1 Ω·m的色块面积有略有增大。

3.2 非饱和区土壤视电阻率的变化

将测量的视电阻率数据导出进行分析，图5表示非饱和区的土壤视电阻率均值。非饱和区土层厚度不足1 m，两次所测土壤视电阻率均出现了强烈的不规则波动现象，表明非饱和层土壤的含水量及盐度分布极不均匀。对比2016年12月与2017年5月的测量结果，前者的视电阻率整体大于后者，且前者波动程度更为强烈，这是由不同季节土壤含水率及盐度的变化引起。在测线77 m处出现的波峰区域，12月份达到最大值1.7 Ω·m，随着时间推移，5月份时波峰明显减弱，视电阻率最大值为1.2 Ω·m，并且在测线47 m、72 m处出现了多个波谷，视电阻率为0.7 Ω·m，波峰削弱波谷增强，自然条件的变化直接影响了非饱和区土壤视电阻率的变化。

图5 非饱和区土壤视电阻率

3.3 饱和区浅层土壤视电阻率的变化

饱和区的土壤视电阻率与孔隙水盐度呈负相关关系，因此土壤视电阻率的变化间接反映了盐度的变化。图6表示饱和区1～2 m、2～3 m、3～4 m深度不同时期的土壤视电阻率均值，与之对应的是表1中不同埋深的地下水盐度。如图6(a)，1～2 m深度的土壤视电阻率波动明显弱于非饱和区，测线77 m处的视电阻率峰值也降低0.1 Ω·m，这表明1～2 m 深度的土壤受自然条件影响减弱。5月份土壤视电阻率均值比12月低0.18 Ω·m，测得5月份1.5 m深度的地下水盐度为29.17 g/kg，12月份为24.72 g/kg，表明在1.5 m深度，旱季孔隙水盐度明显高于雨季。由图6(b)可知，2～3 m深度的土壤视电阻率波动弱于1～2 m，曲线起伏趋于平缓，测线77～91 m处的多个波峰也大幅减弱，最大视电阻率值仍达到1.2 Ω·m，这表明2～3 m深度的土壤依然受到自然因素的影响。但两个时期的土壤视电阻率值没有出现明显的差异，并且12月份在埋深2.5 m处的孔隙水盐度为29.26 g/kg，5月份为29.84 g/kg，这表明深度在2～3 m的孔隙水盐度并未发生明显变化。图6(c)表示深度在3～4 m的饱和带电阻率均值，此深度的土壤视电阻率值基本稳定，测线77～91 m处的高阻也已经消失，两次的测量结果重合度较高，表明3～4 m深度的土壤已不受外界自然条件的影响。而表1中，3～4 m深度12月与5月的地下水盐度分别为29.54 g/kg、30.09 g/kg，也没有发生明显变化，说明深度在3～4 m的孔隙水盐度也未发生变化。

(a) 深度1～2 m

(b) 深度2～3 m

(c) 深度3～4 m

表1 浅层饱和区不同深度水样的盐度

不同深度的土壤视电阻率分布曲线表明，4 m深度范围内是最易受自然因素影响的区域，并且非饱和带受影响最为强烈；结合孔隙水盐度的变化可知，自然条件下剖面1.5 m深度内的孔隙水盐度变化最为明显，旱季孔隙水盐度高于雨季。另外，围垦区地下水埋深浅，土壤盐含量居高不下，盐渍土脱盐速度非常缓慢，因此需采取如埋设暗管等措施加快脱盐速度。

3.4 饱和区深层土壤视电阻率的变化

图7表示饱和区10～11 m、14～15 m、19～20 m深度的土壤视电阻率均值。深度10～11 m的土层为粉砂层，其视电阻率曲线光滑平整，12月与5月的土壤视电阻率值差异较小，但在测线28 m、98 m处均出现了波谷，土壤视电阻率达到最低值0.8 Ω·m；深度14～15 m的土层仍为粉砂层，土壤视电阻率未出现不规则波动，12月所测视电阻率均值比5月大0.02 Ω·m，可以忽略不计，波谷处视电阻率达到最低值0.9 Ω·m；在19～20 m深度，土层以轻粉质沙壤土为主，土壤视电阻率分布均匀，12月份的测量结果仍略大于5月。不难发现，随着深度的增加，土壤视电阻率波动减弱，表明深层土壤不受自然条件影响；雨季和旱季的土壤视电阻率变化微小，表明孔隙水盐度未发生显著变化。

(a) 深度10～11 m

(a) 深度14～15 m

(c) 深度19～20 m

4 结 语

a. 围垦区4 m深度范围内是最容易受到自然条件影响的区域，其中非饱和区受影响最为显著，4 m以下区域受影响较小。

b. 浅层饱和区1.5 m深度范围盐度变化明显，且旱季盐度明显高于雨季，但深层土壤的盐度没有出现显著的变化。

c. 围垦区地下水埋深浅，自然条件下土壤脱盐缓慢，因此需采取如埋设暗管等措施加快脱盐速度。

本文基于高密度电阻率法，探究了观测剖面的土壤电阻率分布情况，并通过提取孔隙水水样进行验证，但对深层土壤电阻率的率定还有待进一步的研究。

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