电阻率法在地下水勘测中的应用分析

陈潇潇

（辽宁省阜新水文局水环境监测室，辽宁 阜新 123000）

近年来，人口持续增长，而水资源日益缺乏，地下水作为重要的水资源来源之一，促使研究人员对含水层的几何结构和性质进行了更深入的研究[1-4]。地下水是自然界水资源的重要组成部分，常常指填充土壤孔隙空间和岩层裂缝的地下水。由于地下水赋存环境极为复杂，通常工程师很难确定其在岩层或土层中的确切位置。地球物理方法目前被认为是地下水勘探中最合适的方法，通过在地球表面进行测量来研究地球内部结构，该方法已广泛应用于岩土工程和地质环境调查。多年来，地球物理学在研究中发挥了积极作用，研究人员不断改进开发仪器，以取得更好的结果，扩大应用范围[5-8]。

电阻率法（ERM）是地球物理方法的一部分，多年来已广泛用于确定层状介质的厚度以及绘制现有含水层的地质环境图。与传统方法相比，ERM 技术简单、高效且无破坏性地产生地下成像，在地下水勘探的初期得到了很好应用。此外，利用该方法生成的支持钻孔数据和剖面图像，可以获得有关地下水和地下岩层位置的可靠信息[9-12]。本文介绍了ERM 方法的应用前景、理论以及常见的阵列配置方法，分析了对电阻率值产生影响的常见物理化学因素，通过对中国某省的地下水勘测项目进行实例分析，得出了阵列配置、水质盐分和地下水环境以及地层性质等因素对探测地下水的影响。研究结果可为相关地下水勘测提供参考。

1 电阻率理论

ERM 主要用于测量和绘制地下材料的电阻率变化规律，基本原理是沿许多不同路径传递电流并测量相关电压来呈现地下电特性图像的测量结果。ERM 可以测得地球和电流之间的响应，其中欧姆计测量的地下电阻率变化非常敏感。电阻率测量是通过2 个电流电极（C1 和C2）向大地输入电流，并在2个电位电极（P1 和P2）上测量产生的电压来测得电阻率。电阻率（ρ）值可根据电流（I）和电压（V）计算得出：

式中：k表示取决于4个电极排列的几何因子。

ERM 成像深度取决于电极间距，通过增加电极间距可获得更大的成像深度。成像深度一般与电极阵列的总长度和总的地下电阻率有关，一般电极阵列的总长度越长，成像深度通常越大，而高阻地面在反演后倾向于减小深度。地下水的电阻率值在10～100 Ω·m 变化，取决于所含溶解盐的浓度、孔隙度、含水饱和度等。

在电阻率测量中，高分辨率、可靠和良好的成像效果取决于电极配置，也称阵列的选择。通过目前一些文献对各种阵列的性能研究发现，在数据采集中，需要使用多种类型的阵列。Wenner、Schlumberger、偶极-偶极子、极-极和极-偶极子是常用的地下层勘查阵列，阵列结构对探测的分辨率、灵敏度和成像深度有重大影响。每个阵列配置对水平和垂直不均匀性的敏感性、勘测深度、水平数据覆盖率和信号强度方面的影像特征详见表1，其中标签“+”表示不同特征的灵敏度。每个阵列都有特定的优点和局限性。在勘查时选择一个合适的阵列需要考虑多个因素，如目标深度、要绘制图的非均匀性类型、地下的垂直和水平变化规律以及信号强度。然而，在实际勘查中只需要针对勘测目的去考虑一些主要因素即可，在一些复杂情况中综合使用各种阵列配置可以改善数据的可读性。

表1 各阵列配置灵敏度特征

2 电阻率值影响因素分析

电阻率值的测定原理是被测接地材料在电路中充当电阻器，在向地面输入感应电流后，再测量材料的抗电流能力。使用此方法可以区分地球材料，因为不同的地球材料都具有各自的电阻率值特征。地面电阻率值受各种因素影响，如密度、含水量、孔隙比、粒度级配和孔隙度。ERM 能可视化电阻率随深度的变化规律，并能探测到低电阻率层的饱水黏土，理论上地下材料中的含水量与导电性密切相关。实际勘查中，电阻率值因材料中的含水量而发生变化。此外，裂缝发育程度也是影响电阻率值的常见因素。地下水通常充满于裂缝中。裂缝越大，岩层的电阻率值越低。例如，花岗岩的电阻率在含水条件下为5 000 Ω·m，在干燥条件下为10 000 Ω·m。岩石的电阻率值可分为低等和中等，随着含水率不同，电阻率值从小于10 Ω·m 到不足100 Ω·m 变化。一般来说，位于地下水位以上的土壤含水率很低，电阻率值高达数百至数千Ω·m；而地下水位以下的土壤电阻率值通常小于100 Ω·m。此外的一些因素，如含水层的密度、孔隙度、孔径、形状、水质和地下环境温度也会影响电阻率值。

3 电阻率法地下水勘测实例分析

3.1 某省地下水勘测项目分析

某省地下水勘测项目勘测时共设置了4 个地质剖面，其地质组成成分有一定差异。第一地质剖面主要用来验证ERM 的准确性，验证基准是实际的钻孔曲线。第一地质剖面的地下图像，如图1所示，其地质材料由淤泥、砂、泥炭和黏土构成。在数据采集过程中，考虑到Wenner电极配置有良好的垂直分辨率，可以提供具有水平结构的地下水和砂黏土边界的清晰图像，因此用其作为阵列配置。该阵列可以提供密集的地表电阻率数据，其中含水层的厚度在10~30 m 变化，某些区域深度可达45 m，具体取决于测线长度；在花岗岩基岩（高电阻率值）之间可以看到电阻率值小于100 Ω·m（低电阻率值）的地下水，这表明有地下水渗入裂隙基岩积聚。此外，根据获得的ERM 结果和实际钻孔曲线对比发现二者具有高度的相似性质。本次勘测证明电阻率是在深度相对较浅的地区测量地下含水层的厚度和基岩分布的一种十分有效工具。

图1 第一地质剖面电阻率地下成像

第二地质剖面的地下电阻率云图，如图2 所示。在勘测时，对于黏性粉土表土，使用ABEM SAS 1000和电极选择器系统ES464 进行Wenner 电极配置，设置2 种不同电极间距配置，分别为2、5 m，以获得精确的结果。由图2 可知，2 种间距的电阻率法数据显示了相似的电阻率分布模式，但5 m 时渗透率更深。同时，可知土壤材料十分不均匀，因为非饱和表层土壤在厚度约4 m 处具有中高电阻率（1 100~2 600 Ω·m），而在4 m以下饱和层显示中等电阻率值（750~1 100 Ω·m）。此外，在20~28 m深度，非饱和层被确定为低电阻率带，电阻率值小于80 Ω·m。此次测量的地下水位在地面以下8.73 m处，其结果表明饱和层通常以高电阻率值为特征，而非饱和层则显示为低电阻率区。然而，由于土壤材料的不均匀性，这些地层还无法进行明确划分。所得结果可用于建立地下水模型，为地下水监测网的设计提供指导。

图2 第二地质剖面电阻率地下成像

第三地质剖面的地下电阻率云图，如图3 所示。本次勘测位置为冲积层沉积占主导地位的区域，冲积层由黏土、淤泥、砂和砾石组成，一共布设了6 条电阻率测线。RES2DIV 的结果表明，大部分测线以低电阻率值为主，其中小于80 Ω·m 的低电阻率值表明可能存在砂层，有利于地下水的存在。在5 m 深处，低电阻率值受位于勘测线附近的渗滤液排水沟和池塘影响，而高电阻率值受道路的压实土壤影响。

图3 第三地质剖面电阻率地下成像

3.2 地下水盐分分析

电阻率法也可用于研究环境影响和物理变化对地区土壤和地下水盐度的影响。本次勘测利用二维电阻率技术评价了盐分对土壤和地下水的影响程度，通过反演模型计算了测线地下剖面的电阻率数据如图4所示。深度超过80 m的第四纪冲积层沉积物由交替的砂层、粉土层和黏土层组成，2D 电阻率图像表明电阻率值小于0.2 Ω·m 的盐水羽流区域分散在盐分不渗透层的顶部。剖面图L1显示，盐分在地表以下18～35.40 m 深度处穿透第一个承压含水层；而剖面图L2 显示，盐分穿透至距地表20 m 处。电阻率成像结果还表明，第二承压含水层未受到盐水入侵的影响。研究结果表明，地下水含水层的盐分可能是由于长期渗入沉积物的古代海水泛滥造成的，而不是直接来自海水入侵。

图4 第四地质剖面电阻率地下成像

4 结论

通过中国某省的地下水勘测项目分析表明，ERM 勘测技术在成本、时间和数据覆盖率方面都是有效的，特别是在地下水勘探的初步阶段。在钻孔数据和地球化学信息的支持下，很容易探测到地下水。通过实例分析，非饱和层通常以高电阻率值为特征，而饱和层则显示为低电阻率区；花岗岩的电阻率在含水条件下为5 000 Ω·m，在干燥条件下为10 000 Ω·m；地下水位以下的土壤电阻率值通常小于100 Ω·m。此外得出，根据研究的主要目标，在数据采集过程中选择阵列类型对于获得精确结果非常重要。为了获得可靠的信息，应深入研究电阻率法的理论和应用。