2017, Vol. 32
2. 中国地质大学 (北京) 地球科学与资源学院, 北京 100083
3. 内蒙古地质矿产开发局, 呼和浩特 010010
4. 内蒙古地质工程有限责任公司, 呼和浩特 010010
2. School of Earth Sciences & Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
3. Inner Mongolia Geology Mineral, Inner Mongolia, Hohhot 010011, China
4. Inner Mongolia Geological Engineering Co., LTD, Inner Mongolia, Hohhot 010010, China
近年来，我国运用电法勘探手段寻找地下水的技术日趋成熟 (宋希利等，2012)，且电法勘探分支方法的多样性能够满足不同深度含水地质体的勘探要求：如核磁共振法 (SNMR) 和高密度电法能够有效探测浅部几十米内的含水层分布 (戴苗等, 2009；林君，2010；龚胜平等，2011；任志平等，2016)，常规电阻率法、时间域激电法 (TDIP) 能够识别地下约300 m内的含水地质体，瞬变电磁法 (TDEM)、可控源音频大地电磁法 (CSAMT) 的有效勘探深度可达几百至上千米.目前，常规电阻率法和时间域激电法仍广泛应用于水资源勘查的项目中，且能够取得理想的勘探效果.
我国西部多省约1300万人口缺乏足够的饮用水 (武选民等，2010)，水资源的供需矛盾长期存在，寻找地下水源的公益项目普遍受到地方政府的重视.兴和县隶属内蒙古乌兰察布市，位于蒙古高原中部的兴和盆地，该区南部为山区，北部为平原，水文地质条件差异较大.针对区域电阻率南高北低的特点，本文通过具体案例区结合激电数据二维反演成果拟予以分析 (阮百尧等，1999；刘海飞等，2007；李小康，2008；高敬语等，2015；李兆祥等，2015；殷长春等，2016)，以期为类似水文地质条件地区通过激电测深手段寻找含水地质体电性特征提供借鉴 (傅良魁，1982；孙金龙，2002；孙建平和曹福祥，2006；张启升等，2013).
1 案例区水文地质条件及岩石电性特征 1.1 水文地质条件四个案例区水文地质条件如图 1所示.其中罗家村、五十二号村位于兴和县南部山区，侯家村、三合城村位于兴和县北部巨厚泥岩覆盖的平原区.四个案例区涉及的岩石地层含水性特征简述如下：
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图 1 案例区水文地质简图 1-早太古代花岗岩；2-二叠纪花岗岩；3-古近系渐新统乌兰戈楚组、呼尔井组并层；4-新近系中新统汉诺坝组；5-第四系；6-水文钻孔及编号；7-测深剖面点位及编号；8-地形等高线；9-基岩裂隙水，水量 < 4m3/h；10-碎屑岩孔隙裂隙层间水，水量0~20m3/h；11-玄武岩孔洞裂隙水和碎屑岩孔隙裂隙水，水量多者>20m3/h，少者 < 4m3/h；12-松散堆积层孔隙水，水量1~20m3/h；13-地下水流向；14-施工水文孔参数. Figure 1 Hydrogeological map of study area 1-Early Archean granite; 2-Permian granite; 3-Layer merged by Paleogene oligocene Wulangechu Fm & Hu'erjing Fm; 4-Neogene miocene Hannuoba Fm; 5-Quaternary; 6-Hydrology drills and index numbers; 7-Position and number of electrical sounding profile; 9-Bedrock fracture water, the water volume < 4 m3/h; 10-Clastic rock pore and fracture interlayer water, the water volume 0~20 m3/h; 11-Basalt hole fracture water and clastic rock pore-fracture water, the maximum water volume > 20m3/h and the minimum water volume < 4 m3/h; 12-Pore water of loose sediments, the water volume 1~20 m3/h; 13-Direction of ground water flow; 14-Hydrology drill parameters. |
(1) 早太古代花岗岩 (Ar1γ) 和二叠纪花岗岩 (Pγ) 中的含水层为近地表的风化带，含水层类型为基岩裂隙水；因风化带的厚度受地形、地貌及岩性等因素的制约，富水性不均匀，整体水量较小，单井涌水量一般小于4 m3/h.
(2) 古近系渐新统乌兰戈楚组-呼尔井组并层 (E3wl-h) 中的含水层类型主要是以砂岩、粉砂岩为主的碎屑岩类裂隙孔隙潜水和承压水.潜水含水层主要由泥质砂岩、砂砾岩透镜体组成，透镜体分布零散，规模小，不稳定，连续性差，厚度一般小于10 m，含水微弱；承压水含水层岩性主要为砂岩、砂砾岩、粉砂岩，200 m深度以内有4~5个含水层，分布较稳定，连续性较好，单井水量大于20 m3/h.
(3) 新近系中新统汉诺坝组 (N1h) 中的含水层类型为玄武岩孔洞裂隙水和碎屑岩裂隙孔隙水.玄武岩受地形地貌以及风化裂隙、孔洞、层间节理及柱状节理等发育程度影响，富水性极不均匀，单井涌水量多者大于20 m3/h，少者小于4 m3/h；碎屑岩类裂隙孔隙水含水层主要由砂岩、粉砂岩组成，含水层特征与古近系含水层相似.
(4) 第四系 (Qh) 含水岩性为冲洪积含砾中粗砂、砂砾石，地下水位埋深一般1~3 m，含水层厚度5~8 m，富水性不均匀，单井水量1~20 m3/h.
1.2 岩石 (地层) 电阻率特征根据地表采集的物性标本和以往该区物性资料，统计区内的岩石 (地层) 电阻率参数如表 1所示.
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表 1 案例区岩石物性表 Table 1 Statistics of physical properties of study area |
由表 1可见：
(1) 太古代及二叠纪侵入岩均为花岗岩，裂隙发育的岩石电阻率明显低于致密基岩；
(2) 孔洞、裂隙发育的玄武岩电阻率明显低于致密玄武岩；
(3) 新近系与古近系地层内的风化砂岩、粉砂岩电阻率略高于泥岩；
(4) 第四系地层视电阻率变化区间较大，其中高阻部分反映为地表的干砂及砾石，低阻部分反映粘土和泥质.
另外根据岩石物性统计结果，岩石标本极化率也存在一定程度的差异：砂岩、粉砂岩高于泥岩，孔洞、裂隙发育的玄武岩略高于致密玄武岩，裂隙发育的花岗岩略高于致密花岗岩，可见极化率与岩石的渗透率正相关.因案例区均为资源型缺水而非水质型缺水，地下水中阳离子浓度一般低于200 mg/L，故岩石孔隙、裂隙内溶液的阳离子浓度与极化率不存在确定关系 (李金铭和程学栋，1987；李金铭等，1990).且根据区域地质图，案例区内及其附近未见具有高极化异常的干扰地质体 (如含炭地层，黄铁矿化等)，故极化率参数可作为约束条件，与电阻率参数结合使用.
2 工作方法目前我国在找水方面应用较多的物探方法主要包括激电测深法、高密度电法、瞬变电磁法、可控源音频大地电磁法、核磁共振法、EH4连续电导率成像技术等 (蒋文和胡文贤，2004；刘得福等，2006；姜振蛟等，2010；李华等，2011)，每种方法都有自身的优势和局限.其中高密度电法、核磁共振法、EH4连续电导率成像技术等方法勘探深度较浅；瞬变电磁法、可控源音频大地电磁法仅能够提供电阻率参数；采用激电测深方法，在地质条件允许的前提下可提供电阻率、极化率参数，并且可以通过一系列换算，得到半衰时、衰减度、偏离度、激发比等与含水性相关的参数 (陆云祥等，2011；许艳等，2014)，另外通过调整供电极距可提高勘探深度，一般2000 m的供电极距有效勘探深度能达到300 m左右.故本次采用激电测深方法，勘探深度可满足项目需求，且多参数解译可抑制多解性.
2.1 激电测深剖面布设位置的选择剖面布设原则：
(1) 使地形、构造和水平方向的各种电性不均匀畸变影响降低到最低或易于分辨.
(2) 当地形起伏较大时，布线方向尽量与地形等高线方向一致.
(3) 剖面能够控制缺水区一定范围，以查明区内地层岩性、厚度及含水层分布，确定下伏基底的起伏形态及赋水程度.
2.2 激电测深及其二维反演1.激电测深
不同地层或同一地层内由于岩性、结构等因素的不同，具有不同的电阻率.通过向地下供电，建立稳定的人工直流电场，并变换发射和接收极距，在地表观测某点垂直方向的电阻率变化，从而了解地下介质结构构造特征 (中华人民共和国地质矿产部，1993；李金铭，2004).本次采用等比装置，间隔系数为10，最大AB距2000 m，延时200 ms，采样宽度40 ms，单次供电脉冲8 s，周期32 s，叠加1次.
2.激电测深的二维反演
(1) 反演的必要性
目前有不少地勘单位利用激电测深拟断面图作为布钻依据，往往达不到预期的勘探效果，原因是激电测深拟断面图的纵轴为AB/2极距，且为了等间距显示多进行取对数处理，每个极距对应的激电参数，反映的是某一深度至地表的整体电性，所反映的激电特征含“体积”效应，且越往深部，垂向分辨力越低.因此，激电等值线拟断面图不能直接反映地下电性信息，不可以作为布设钻孔的依据.
(2) 二维反演
激电测深找水的后期数据处理一般多采用单点一维反演分层处理，但多个点的一维反演不能全面反映二维断面的情况，具有一定的局限性.二维反演采用有限单元法将测量断面剖分为若干网格，通过一系列计算，得到反演断面，反映的信息量较一维反演更多且更为可靠.以下简述二维反演的基本原理，因二维反演理论较成熟，相关公式不再赘述.
二维反演的一般步骤是对实测激电断面进行网格剖分，需反演的参数为各网格节点上的电阻率和极化率数据，建立一个以模型参数和实际测量值为参数的非负目标函数，再通过对目标函数求极小来得到反映地下结构的模型参数；对目标函数求极小的优化问题一般采用迭代法求解，首先建立关于模型参数修正量的线性方程组，求解这个方程组获得模型参数的修正量，对模型参数进行修正，重复前面的步骤，直到满足要求为止 (杨进等，1998；李金铭，2005；李长伟，2012).
2.3 地电断面图及其解译方法通过对激电拟断面的二维反演，得到纵轴为深度的激电断面，首先参考区内不同岩性标本 (含水岩类、非含水岩类) 的电阻率特征，将测线的电阻率反演断面转化为地质断面，结合水文地质条件，大致确定地下岩层的空间分布；其次参考极化率反演断面，根据极化率与渗透率的正相关性，进一步确定富水地质体的位置和深度，最终确定孔位.
3 案例分析兴和县南部与北部水文地质条件差异较大，南部多为基岩出露的山区，北部以巨厚泥岩覆盖的平原区为主.南部地区具备激电测深工作的地质与地球物理条件；北部因泥岩覆盖产生低阻屏蔽效应，一次场较弱，视极化率参数达不到观测要求，故只能利用视电阻率参数进行反演解译.针对区域电阻率南高北低的特点，选取四个典型案例区进行分析.
3.1 南部山区 3.1.1 罗家村该区地表出露太古代花岗岩，地势上位于沿南北向展布的缓坡处，其西缘为低山，东缘为山前斜地.测线方向沿北东46°，共布设10个测点，点距100 m，最大AB距1000 m (见图 1).
将视电阻率拟断面 (图 2c) 进行二维反演 (图 2d)，结合岩石标本电阻率特征，绘制地电断面图 (图 2e).通过电阻率二维反演断面 (图 2d) 可见：400点和700点之间表现为高阻 (ρ=255~580 Ω·m)，地表见基岩出露，故推测高阻反映为早太古代花岗岩；测线两端相对低阻区 (ρ=50~150 Ω·m)，推测为第四系砂、粘土、砾石及新近系砂岩、砂砾岩、泥岩的综合反映，清晰显示了基底两端低中间高的起伏特征.根据图 2d，推测大号点 (800~1000点) 处由浅至深应存在一定规模的砂质岩类和较厚的基岩风化壳，但结合极化率二维反演断面 (图 2b) 观察，小号点 (100~400点) 深部呈相对高极化特征，依据岩石标本极化率与渗透率的正相关性，故推测小号点存在富水地质体的可能性较大，因此选择在200点附近布设钻孔 (图 2e).经钻探验证，井深44.6 m，含水层为新近系砂砾岩和早太古代花岗岩风化壳，水量每小时12.33 t.
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图 2 罗家村综合断面图 (a) 罗家村视极化率拟断面图；(b) 罗家村极化率二维反演断面图；(c) 罗家村视电阻率拟断面图；(d) 罗家村电阻率二维反演断面图；(e) 罗家村地电断面图. Figure 2 Section maps of Luojiacun (a) Apparent chargeability pseadosection of Luojiacun; (b) 2D chargeability inversion result of Luojiacun; (c) Apparent resistivity pseudosection of Luojiacun; (d) 2D resistivity inversion result of Luojiacun; (e) Geoelectric-resistivity section of Luojiacun. |
区内所见地层为新近系汉诺坝组和第四系，地表见玄武岩和花岗岩出露，地势上位于沿北东向展布的山前斜地处，其西缘为中低山，东缘为山间宽谷 (图 1).与该村相距不远 (1~2 km) 地势较低的南西方向，为曹家沟村和站羊湾村，两村均属人畜饮水缺水村，如在五十二号村内找到水源地，可以同时解决三个村的人畜饮水问题.工区测线方向260°，共布设10个测点，点距100 m，最大AB距1000 m.
解译该区的激电成果与上述罗家村类似，首先结合物性特征分析电阻率二维反演断面 (图 3d)，依据电阻率差异大致确定地下岩石地层分布，绘制地电断面图 (3e)，结合水文地质条件初步确定富水地质体位置.由图 3e可见，小号点附近 (100~400点)，深部电阻率在ρ=145~200 Ω·m区间内呈凹陷状分布，推测为凹陷状基岩风化壳，有利于基岩裂隙水的富集；且浅部电阻率在60~145 Ω·m之间，推测可能含有富水砂质岩类.结合极化率二维反演断面 (图 3b)，200~400点之间，由浅至深呈相对高极化分布.故选择在300点附近布设钻孔 (图 3e)，经验证，井深66.2 m，含水层为9.15~20.3 m的新近系中细粒砂岩、粉砂岩及42~58.05 m的花岗岩风化壳，水量每小时41 t，充足的水量彻底解决了五十二号、曹家沟、站羊湾三个缺水村的饮水问题.
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图 3 五十二号综合断面图 (a) 五十二号视极化率拟断面图; (b) 五十二号极化率二维反演断面图; (c) 五十二号视电阻率拟断面图; (d) 五十二号电阻率二维反演断面图; (e) 五十二号地电断面图. Figure 3 Section maps of Wushierhao (a) Apparent chargeability pseadosection of Wushierhao; (b) 2D chargeability inversion result of Wushierhao; (c) Apparent resistivity pseudosection of Wushierhao; (d) 2D resistivity inversion result of Wushierhao; (e) Geoelectric-resistivity section of Wushierhao. |
区内所见为大面积古近系砖红色泥岩，地形地貌为沿近东西向展布的波状平原.测线方向北东27°，共10个测点，点距100 m，最大AB距为2000 m (见图 1).以往地方政府曾在本次测线1000点附近进行了水文地质钻探施工，孔深约160 m，据了解该孔施工时钻遇满孔泥岩，无水，故本次测线穿过该井，以作为地质解译的先验信息.
由视电阻率拟断面图 (4a) 可见，拟断面视电阻率整体较低 (一般ρs=5~30 Ω·m)，但AB/2极距对应的340~1000 m范围内，大号点至小号点方向，视电阻率值有平缓升高的趋势，类似于基底的起伏形态.经视电阻率二维反演 (图 4b) 发现：100~300点深部 (80~220 m) 出现一定规模的相对高阻地质体 (ρ=10~40 Ω·m)，反观之前钻孔的施工位置 (1000点附近) 深部，电阻率低至小于10 Ω·m，为泥岩的反映，故推断小号点深部的相对高阻现象可能是含水砂质岩类与泥岩互层的反映.据此选定在100~200点之间进行水文地质钻探施工 (图 4c)，井深174.3 m，含水层为108 m以下多层粉砂岩、细砂岩，获得水量每小时12.01 t.
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图 4 三合城综合断面图 (a) 三合城视电阻率拟断面图; (b) 三合城电阻率二维反演断面图; (c) 三合城地电断面图. Figure 4 Section maps of Sanhecheng (a) Apparent resistivity pseudosection of Sanhecheng; (b) 2D resistivity inversion result of Sanhecheng; (c) Geoelectric-resistivity section of Sanhecheng. |
该区内出露地层为新近系汉诺坝组和古近系乌兰戈楚组呼尔井组并层，岩性均以泥岩为主，地形地貌为近南北向展布的山间宽谷，其西缘为丘陵，东缘为山前斜地.测线方向沿近北东27°，共8个测点，点距100 m，最大AB距为1000 m (见图 1).该村曾在计划经济时期由地质队施工了一口水文井 (位于本次测线的300点附近)，但水量极少，近年来该井基本无水.据走访调查，该孔施工过程中，钻遇多为泥岩，仅浅部偶见砂层.
由视电阻率拟断面图 (5a) 可见，拟断面深部 (AB/2=100~500 m) 视电阻率极低，变化区间在10~15 Ω·m，未见有规律的起伏.视电阻率二维反演 (图 5b) 发现：600~900点由浅至深出现条带状相对高阻异常 (ρ=12~25 Ω·m)，而干孔所在位置 (300点附近) 深部电阻率仅为10 Ω·m左右，故推测600~900点深部的相对高阻异常可能是含水地质体的反映.最终选定在800点附近进行水文地质钻探施工 (图 5c)，井深150.4 m，含水层为24~65 m及110~127 m多层粉砂岩、细砂岩，获得水量每小时26.20 t.
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图 5 侯家村综合断面图 (a) 侯家村视电阻率拟断面图; (b) 侯家村电阻率二维反演断面图; (c) 侯家村地电断面图. Figure 5 Section maps of Houjiacun (a) Apparent resistivity pseudosection of Houjiacun; (b) 2D resistivity inversion result of Houjiacun; (c) Geoelectric-resistivity section of Houjiacun. |
通过上述缺水村庄找水实例，笔者认为，电法找水应严格结合当地水文地质条件，充分运用取得的地质及地球物理成果资料，避免走入误区.具体来说，需要注意以下几方面问题：
(1) 岩性决定了地层的含水性 (石昆法等，2002)，不同岩性之间存在一定的电阻率差异，因此电阻率参数与地层的含水性直接相关.但是不同的水文地质条件下，含水层的电阻率特征差异明显.例如，砂质岩类地层是以孔隙含水为主的地质体，当其处在泥岩覆盖区时，体现的电性特征为相对高阻；当其处在基岩出露区时 (宋洪伟等，2012)，体现的电性特征为相对低阻.
(2) 充分调研以往勘查区内的水文地质成果，为地球物理解译提供先验信息.
(3) 激电测深数据必须要进行反演，未经反演不能反映深部的电性特征，不能作为布钻依据.
(4) 在地质条件允许的前提下，充分参考极化率参数成果，增加约束条件以降低解译的多解性.仪器条件允许的情况下，还应观测半衰时、衰减度、偏离度等与岩石地层含水性相关的参数 (本次工作受仪器所限，未能观测半衰时、衰减度等参数).
(5) 因本次贫水区均属资源型缺水，岩石孔隙、裂隙中的水溶液阳离子浓度较低，故极化率与实际含水情况呈正相关性.在水质型缺水地区 (如高盐度地区)，不可套用此经验.另外，在遇有干扰地质体的工区 (如含炭地层、黄铁矿化)，极化率参数需慎用，可参考半衰时、衰减度、偏离度等参数的变化合理布钻.
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