基于巖石物性和地下水礦化度約束的三維電性模型地下水分布特征研究

辛?xí)?徐志敏,2,肖 曉

(1.承德石油高等?？茖W(xué)校,河北 承德 067000;2.河北省儀器儀表工程技術(shù)研究中心,河北 承德 067000;3.中南大學(xué) 地球科學(xué)與信息物理學(xué)院,長沙 410083)

引言

柴達木盆地地下水分布不均是困擾該地區(qū)工業(yè)發(fā)展的主要障礙之一。因此加強柴達木盆地地下水資源調(diào)查,查明地下水分布規(guī)律,增加水資源儲備,對盆地水資源規(guī)劃與利用具有重要意義。適用于地下水資源探測的地球物理方法較多,如直流電測深(DC)法通過視電阻率參數(shù)可確定含水層結(jié)構(gòu);激電測深法的激電參數(shù)可用于了解地層富水性［1］,但受限于對接地條件的較高要求。本文涉及的柴達木盆地研究區(qū),淺部分布了厚度較大的第四系松散沉積層,且在大、小柴旦湖及周邊一定范圍內(nèi)分布廣泛的鹽堿地,形成了淺部電阻率相對較低的電性低阻層,常規(guī)直流電法難以克服淺部低阻地層的影響,探測深度和探測精度均受到較大影響。音頻大地電磁法(AMT)是基于電磁波的趨膚效應(yīng),利用天然電磁場作為場源的一種頻率域電磁測深法［2-4］。該方法具有施工簡便,探測效率較高、探測精度高以及探測深度大等特點,在水文及環(huán)境地質(zhì)調(diào)查等方面得到了廣泛的應(yīng)用。國內(nèi)外學(xué)者利用音頻大地電磁法進行了大量的生產(chǎn)科研實踐,其在劃分深部地質(zhì)構(gòu)造、尋找低阻異常體空間分布特征中有著良好的探測效果。例如,在地?zé)崴Y源探測中AMT法可以有效識別熱儲蓋層,揭示地?zé)峥臻g分布特征及地?zé)岱植紖^(qū)域地質(zhì)構(gòu)造特征,為查明地?zé)岢梢?圈定地?zé)岚袇^(qū)提供重要科學(xué)依據(jù)［5-8］;在第四系含水層水文地質(zhì)地球物理探測中有著良好的探測效果［9-12］。大量實踐證明,AMT法可以有效探測地下水資源空間分布特征。然而眾多探測案例中,缺乏對其他物性參數(shù)的水文地質(zhì)解釋的討論,采用多種物性參數(shù)進行水文地質(zhì)綜合解釋顯然可以減少物探結(jié)果的多解性,另外水文地質(zhì)解釋需要建立正確的地質(zhì)-地球物理特征關(guān)系,物性資料的研究同樣重要,因此加強物性特征以及多種物性參數(shù)的水文地質(zhì)綜合解釋研究,對于提高水文地質(zhì)解釋精度具有重要意義。

巖石的物性特征是地球物理資料解釋的基礎(chǔ),本文首先開展了研究區(qū)巖石物性特征分析,采用地層巖石物性測定方法,獲得不同巖性區(qū)域巖石電性特征。采用AMT電磁數(shù)據(jù)一維反演方法,獲得水文鉆孔處巖石電性特征與AMT電磁數(shù)據(jù)之間的關(guān)系;然后,采用三維非線性共軛梯度反演算法(ModEM)進行AMT數(shù)據(jù)三維反演工作［13］,獲得了可靠的柴達木盆地研究區(qū)地下3 000 m范圍內(nèi)的三維電導(dǎo)率模型。最后,結(jié)合三維電性模型分析結(jié)果,對第四系地層、含水層分布特征進行了進一步分析,并采用電阻率參數(shù)及地下水礦化度參數(shù)對區(qū)內(nèi)不同深度地下水分布特征進行了進一步討論,結(jié)合研究區(qū)地下水礦化度對比分析,驗證了本文地質(zhì)解釋的準確性。本文研究成果為研究區(qū)水資源開發(fā)及利用提供了重要科學(xué)依據(jù),具有重要的實際應(yīng)用價值。

1 研究區(qū)巖石物性特征分析

1.1 巖石電阻率影響因素

1.1.1 巖石巖性

研究區(qū)第四系地層巖性以沖洪積卵石、礫石、粗砂、中砂和粉土等為主,其中卵石、礫石、粗砂、中砂電阻率值較大,粉土電阻率值較小。第四系地層以下為新近系地層,該層上部巖性以泥質(zhì)粉砂巖及鈣質(zhì)泥巖為主,礫巖成分較少,電性以低阻特征為主;下部巖性以砂泥巖為主,受斷裂構(gòu)造影響,裂隙發(fā)育,充填泥質(zhì)及黏土等良導(dǎo)礦物,電阻率值也較低。第三系地層以下為侏羅系地層,巖性主要為砂礫巖、炭質(zhì)泥巖,受燕山期構(gòu)造運動影響,地層結(jié)構(gòu)破壞,沉積厚度及巖性變化較大,高低阻同時存在,電阻率值相對較高。基底巖性為震旦系花崗片麻巖,電性為高阻特征。

1.1.2 孔隙結(jié)構(gòu)

研究區(qū)主要為孔隙結(jié)構(gòu)的沉積巖,其中第四系砂礫卵石層粒度較大、分選性差,泥質(zhì)含量不高,因而電阻率相對較高;而隨著沉積深度的增加,巖石電阻率隨粒度的減小、分選性變好、泥質(zhì)含量增高、膠結(jié)程度變差和孔隙中水含量的增大,電阻率逐漸降低,因此第三系地層巖石電阻率值較第四系地層小而顯示相對低阻特征。侏羅系地層粒度進一步減小,但受構(gòu)造控制,局部巖體較破碎,電阻率值并未顯著升高,至基底震旦系花崗片麻巖,巖石孔隙致密,電阻率值較高。

1.1.3 巖石良導(dǎo)礦物成分

研究區(qū)巖石良導(dǎo)礦物主要有黏土及泥巖,其中黏土礦物因其表面能夠吸附陽離子產(chǎn)生擴散層產(chǎn)生附加導(dǎo)電作用;泥質(zhì)礦物在外電場作用下,泥質(zhì)顆粒表面吸附的離子沿表面移動形成附加導(dǎo)電作用,同時泥質(zhì)充填在巖石顆粒之間或者附著在巖石顆粒表面,會對地層巖石的孔隙進行改造使得地層孔隙直徑變小,孔隙結(jié)構(gòu)變得復(fù)雜,地層束縛水含量增大,進而導(dǎo)致巖石電阻率降低［14］。研究區(qū)第四系砂礫卵石層在泥質(zhì)含量較低時,地層賦水性較差,電阻率較高;在泥質(zhì)含量較高時,由于泥質(zhì)的存在,地層賦水性較好,電阻率較低。具體來講,粉土及黏土電阻率最低;砂巖隨著泥質(zhì)含量降低,電阻率變大;礫巖由于泥質(zhì)含量相對最低,故具有比砂巖高的電阻率。第三系地層泥質(zhì)粉砂巖、砂泥巖隨著地層泥質(zhì)及黏土礦物的增多而顯示低阻特征;侏羅系地層砂礫巖泥質(zhì)含量較少而顯示相對高阻特征;基底震旦系花崗片麻巖泥質(zhì)含量最少,電阻率最大。

1.2 研究區(qū)巖石電阻率測量

1.2.1 均勻大地電阻率測量

基于前文分析,研究區(qū)巖石電阻率測定采用均勻大地電阻率測量法,針對不同地質(zhì)單元布設(shè)了數(shù)量不等的電測深測點(圖1)。本文采用對稱四極電測深法［4］,在獲得各測點原始測深數(shù)據(jù)資料后,對電測深數(shù)據(jù)進行了一維反演,最終獲得了區(qū)域巖石電阻率特征,成果見表1。

圖1 研究區(qū)AMT實測點位及物性測試點位分布圖Fig.1 Distribution map of AMT sites and physical property test sites in the study area

1.2.2 水文鉆孔巖性電性分析

本文針對研究區(qū)9個水文鉆孔(圖2,W1～W9)采用Occam(一維)反演和Bostick反演方法,對位于水文孔處AMT數(shù)據(jù)進行一維反演,2種反演方法相互約束,共同揭示了水文鉆孔處地層巖石電性特征。鑒于篇幅有限,本文以水文鉆孔ZK1和ZK2處的AMT測點W7-03和W7-13的一維反演解譯成果為例展示鉆孔巖性電性分析。

圖2 AMT測點視電阻率—相位曲線、AMT測點一維反演擬合曲線及水文鉆孔巖性柱狀圖Fig.2 AMT apparent resistivity phase curve,one-dimensional inversion fitting curve ofAMT measuring point and lithologic histogram of hydrological borehole

研究區(qū)地層巖石電阻率統(tǒng)計成果如表2所示。如前文所述,研究區(qū)含水層分布在第四系卵、礫石松散堆積層中,特別是第四系中、上更新統(tǒng)的卵、礫石層構(gòu)成了本區(qū)地下水主要含水層。由表2可知,卵、礫石電阻率相對較大,特別當?shù)貙雍衅瘯r,電阻率值較大,因此可以推斷的是,本區(qū)含水層電性特征顯示為相對高阻特征,而第四系以下的第三系地層電阻率值相對較小,為相對低阻特征。

表2 研究區(qū)地層巖石電阻率統(tǒng)計表Table 2 Statistics of formation and rock resistivity in study area

通過研究區(qū)巖石物性特征分析本文取得如下成果:

第一,通過區(qū)域地質(zhì)背景、地層巖性及水文地質(zhì)特征分析,初步揭示了研究區(qū)水文地質(zhì)特征,包括第四系地層、含水層分布特征;

第二,通過區(qū)域巖石電阻率影響因素分析,獲得了本區(qū)地層巖石電性特征定性認識;

第三,通過區(qū)域巖石電阻率測量揭示了本區(qū)地層巖石電阻率特征;

第四,通過水文鉆孔處AMT測點一維反演,建立了水文鉆孔處地層巖石電性特征與AMT數(shù)據(jù)資料的相互關(guān)系;

綜合以上研究成果,本文初步建立研究區(qū)水文地質(zhì)先驗?zāi)Ｐ?即研究區(qū)電性結(jié)構(gòu)縱向為淺部第四系地層(含水層)為相對高阻特征,第三系地層為相對低阻特征;橫向上沖洪積扇后緣地帶電阻率值較大,為相對高阻特征;沖洪積平原區(qū)電阻率值逐漸減小,至沖洪積扇前緣地帶,電阻率值最小。

研究成果為后續(xù)AMT三維電性模型分析及水文地質(zhì)解釋提供了可靠的先驗信息和電性依據(jù)。特別說明的是,由于巖石電阻率影響因素較多,比如相同地下水礦化度情況下,泥質(zhì)含量越高,電阻率越低,泥質(zhì)含量相同時,礦化度越高,電阻率越低,還有孔隙度及地層巖性等,因此以上總結(jié)的巖石電阻率僅適用于本區(qū)物探資料及水文地質(zhì)解釋。

2 AMT數(shù)據(jù)采集與處理

2.1 AMT數(shù)據(jù)采集

本次AMT數(shù)據(jù)采集使用的儀器為加拿大鳳凰公司生產(chǎn)的MTU-5A衛(wèi)星同步大地電磁觀測系統(tǒng),配備MTC-30磁探頭和不極化電極,共投入4臺儀器,開工前后均進行了儀器的標定及一致性等工作,并在研究區(qū)外優(yōu)選、布設(shè)了遠參考站。測點采集坐標系為正南北向坐標系,采用張量采集模式,每個測點采集4道水平電磁場分量(Ex、Ey、Hx、Hy)數(shù)據(jù),單點采集時間保持在40 min以上,工頻濾波頻率設(shè)為50 Hz,采集頻率范圍為0.35～10 400 Hz,實測數(shù)據(jù)剖面分布如圖1所示。

2.2 AMT數(shù)據(jù)處理

研究區(qū)地處柴達木盆地北緣,深居內(nèi)陸、地處高原,平均海拔2 800 m,人煙稀少,人為干擾較少。野外儀器采集到的數(shù)據(jù)是隨時間變化的電場和磁場的時間序列數(shù)據(jù)。在大地電磁數(shù)據(jù)處理中,首先將時間序列數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)換為阻抗數(shù)據(jù),本文音頻大地電磁時間序列數(shù)據(jù)處理采用鳳凰公司的SSMT2000處理軟件,獲得相應(yīng)的阻抗張量、視電阻率和相位等大地電磁響應(yīng)數(shù)據(jù)。

2.2.1 Robust阻抗估計

Robust估計算法就是根據(jù)數(shù)據(jù)離差的大小對數(shù)據(jù)進行加權(quán),尤其注重沒有受到干擾的數(shù)據(jù),通過降低跳變點的權(quán)重系數(shù)來使得估算的阻抗效果更好［15］。

如圖3所示,測點W1-40和W6-1經(jīng)過Robust處理后獲得的視電阻率-相位曲線光滑連續(xù),數(shù)據(jù)質(zhì)量較好,分析上述2個測點位于研究區(qū)電磁場環(huán)境“平靜”區(qū),電磁干擾微弱,可以忽略不計,經(jīng)過Robust處理獲得阻抗數(shù)據(jù)可以真實反映地下電性結(jié)構(gòu)信息,可以直接參與反演計算。

2.2.2 大地電磁遠參考法數(shù)據(jù)處理

當AMT數(shù)據(jù)受隨機噪聲干擾,全頻段數(shù)據(jù)離差均較大時,Robust阻抗估計無法通過離差加權(quán)來獲得數(shù)據(jù)質(zhì)量較好的數(shù)據(jù),大地電磁遠參考法(Remote Reference MT,簡稱RRMT)假設(shè)兩觀測點相距較遠時,兩觀測點間電磁場分量中的噪聲滿足不相關(guān)性,同時大地電磁場信號在一定范圍內(nèi)變化緩慢,將遠參考點處磁場信號作為測點處的磁場分量來估算張量阻抗,進而提高阻抗張量估算精度［16-18］。

如圖4-A和圖5-A所示,測點W4-19和W4-24經(jīng)過Robust阻抗估計,獲得的視電阻率及相位曲線“飛點”較多,表明數(shù)據(jù)受到隨機干擾噪聲影響;全頻段數(shù)據(jù)離差較大,Robust阻抗估計無法獲得離差小的無偏阻抗估計。如圖4-B和圖5-B所示,測點W4-19和W4-24經(jīng)過大地電磁遠參考法處理后,視電阻率和相位曲線均獲得的較大改善,飛點顯著較少,曲線變得較為光滑連續(xù)。

圖4 測點W4-19遠參考處理前(A)后(B)視電阻率-相位曲線Fig.4 Apparent resistivity phase curve of measuring point W4-19 before and after remote reference processing

圖5 測點W4-24遠參考處理前(A)后(B)視電阻率-相位曲線Fig.5 Apparent resistivity phase curve of measuring point W4-24 before and after remote reference processing

2.2.3 AMT數(shù)據(jù)維性分析

獲得大地電磁阻抗張量元素后,需對AMT數(shù)據(jù)進行維性分析,以確定研究區(qū)地下電性結(jié)構(gòu)維性特征。判別電性結(jié)構(gòu)維性的方法較多,主要有:阻抗極化橢圓分析、二維偏離度Skew維性指示因子和相位張量傾角因子。相位張量方法［19］與上述幾種張量分解或維性判斷方法不同,相位張量不需要事先對地下維性做出假設(shè),因此存在局部三維異常體或者地下介質(zhì)為三維構(gòu)造時,相位張量方法仍然適用。圖6展示了研究區(qū)226個測點在典型頻率7 200 Hz、460 Hz、27.5 Hz和1.72 Hz的相位張量橢圓圖。當相位張量呈圓形或近圓形、橢圓時表示地下為一維結(jié)構(gòu),當傾角因子(β)的的取值范圍為-3°～3°時地下為二維結(jié)構(gòu),否則為三維結(jié)構(gòu)［19］。由圖6可見,從高頻到低頻,研究區(qū)AMT數(shù)據(jù)呈現(xiàn)由一維/二維到二維/三維的漸變規(guī)律,特別在1.72 Hz,AMT數(shù)據(jù)顯示了非常明顯的三維特征,從而說明了本文對選取的數(shù)據(jù)作三維反演的必要性。結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料分析,研究區(qū)深部在燕山期地質(zhì)時期形成了一系列斷裂構(gòu)造,三維性較強。

圖6 音頻大地電磁數(shù)據(jù)相位張量橢圓極化分布圖Fig.6 Phase tensor elliptic polarization distribution of AMT data

3 AMT三維反演

3.1 三維反演數(shù)據(jù)準備及反演參數(shù)設(shè)置

前文經(jīng)過一系列數(shù)據(jù)處理獲得了質(zhì)量較好的原始數(shù)據(jù)資料,以及AMT數(shù)據(jù)維性分析表明研究區(qū)深部三維結(jié)構(gòu)發(fā)育,因此本文采用三維反演方法進行研究區(qū)AMT數(shù)據(jù)反演工作［13］,并依據(jù)數(shù)據(jù)質(zhì)量優(yōu)選了161個測點進行三維反演;大地電磁三維反演依賴于較大的計算資源,因此本文對參與反演的測點數(shù)據(jù)頻點以對數(shù)等間隔計算抽取,從1～10 400 Hz頻段選取了總計15個頻點數(shù)據(jù)進行非對角線模式反演。三維反演迭代進行了89次,最終RMS(擬合差)為1.36,反演最終擬合差較小表明該反演結(jié)果具有較高的可靠性。

3.2 三維反演不同深度反演結(jié)果分析

下面通過不同深度三維反演結(jié)果分析,揭示研究區(qū)水文地質(zhì)電性特征。

如圖7所示,研究區(qū)0～600 m深度電性分區(qū)明顯,在綠梁山以東,大頭羊洪積扇以南大范圍區(qū)域顯示了相對高阻(150～250 Ω·m)特征。由前文區(qū)域巖石物性特征分析結(jié)果可知,本區(qū)含水層主要為第四系的卵、礫石層,電性特征在本區(qū)為相對高阻特征。同時,由圖6所示,表明該區(qū)域含水層厚度較大,水量豐富,由于卵、礫石層孔隙較大,地下水徑流較快,因此推測地下水類型為淡水;地下水向洪積扇前緣徑流過程中,至前緣地帶,由于含水層顆粒由粗變細,透水性減弱,地下水徑流緩慢,潛水水位變淺,局部區(qū)域由于蒸發(fā)量極大造成地表鹽堿化,地下水水質(zhì)變差,因此推測為咸水。

圖7 三維反演模型在0 m和600 m深度處的電阻率平面截面圖Fig.7 Resistivity plane section of 3D inversion model at depth of 0 m and 600 m(圖中藍色虛線為推測咸淡水分界線)

研究區(qū)1.2～1.8 km深度(圖8)范圍電阻率值范圍主要集中在10～200 Ω·m。該層為第三系下干柴溝組泥質(zhì)粉砂巖及鈣質(zhì)泥巖,礫巖成分較少,因而導(dǎo)致地層電性顯著降低。其中,在W5線綠梁山北側(cè)一帶顯示了高阻區(qū)域,一方面可能由于該區(qū)域地層沉積結(jié)構(gòu)較為致密,地層含水率較低;另一方面,由于靠近綠梁山一側(cè),地層抬升,第三系地層遭到剝蝕,而下伏地層電阻率值較高引起。

圖8 三維反演模型在1 200 m和1 800 m深度處的電阻率平面截面圖Fig.8 Resistivity plane section of 3D inversion model at depth of 1 200 m and 1 800 m

研究區(qū)2.4～3.0 km深度(圖9)范圍電阻率值范圍主要集中在150～350 Ω·m。該層為第三系路樂河組砂泥巖和下伏基巖,大頭羊洪積扇區(qū)域仍然存在一定低阻區(qū)域,表明區(qū)內(nèi)存在較大斷裂構(gòu)造,使得第三系地層在大頭羊洪積扇區(qū)域沉積厚度較大。區(qū)內(nèi)基底東高西低,大致傾向北西,表明庫爾雷克山一側(cè)構(gòu)造較為活躍,地層隆起幅度較綠梁山大,同時伴隨綠梁山的隆起,地下水徑流方向走向由東向西,在綠梁山向北西大柴旦湖轉(zhuǎn)向。

圖9 三維反演模型在2 400 m和3 000 m深度處的電阻率平面截面圖Fig.9 Resistivity plane section of 3D inversion model at depth of 2 400 m and 3 000 m

4 研究區(qū)地下水礦化度特征分析

前文依據(jù)三維電性模型進行了區(qū)內(nèi)咸淡水分區(qū)并分析了區(qū)內(nèi)地下水分布特征,本節(jié)將通過地下水礦化度分析進一步研究區(qū)內(nèi)咸淡水分區(qū),以期提高研究區(qū)咸淡水分區(qū)解譯精度。

4.1 研究區(qū)電阻率分布影響因素分析

4.1.1 巖石空隙結(jié)構(gòu)特征

一般而言,巖石的電阻率由巖石內(nèi)部膠結(jié)物和礦物顆粒的電阻率、形狀及相對含量決定。由于本區(qū)含水層為孔隙構(gòu)造巖石,因此本文僅討論沉積孔隙構(gòu)造巖石電阻率。對于大部分松散沉積巖類,如研究區(qū)第四系砂礫卵石層及砂礫石層孔隙結(jié)構(gòu)較大,地下水連通性較好,其地層膠結(jié)物實際是地下水,而他們的礦物顆粒電阻率2遠遠大于水的電阻率［20］,巖石電阻率受巖石體積含水量或濕度影響,含水量或濕度微小變化可引起ρ巖石電阻率的極大變化。因此,G.E.阿爾奇于1942年通過試驗發(fā)現(xiàn)了著名的阿爾奇公式［21］,并定義了一個參數(shù),叫孔隙參數(shù)(或相對電阻率)用F表示:

(1)

式(1)中ρ0是巖石孔隙中100%含水時的地層電阻率,ρw為含水地層電阻率。F與φ的關(guān)系,由經(jīng)驗公式給出:

(2)

式中:a為比例系數(shù)(與巖性有關(guān));m為膠結(jié)系數(shù),對于砂巖類一般a取值1,m取值1.3;φ為巖石孔隙度,此公式對于孔隙度3%～5%至30%～40%的介質(zhì)廣泛適用。

4.1.2 地下水礦化度

一般而言,水的礦化度變化范圍是0.01～1 g/L。礦化度的變化可以導(dǎo)致水的電阻率變化,特別在有鹽溶液的情況下,電阻率變化范圍可達幾個數(shù)量級。地下水的電阻率與溫度的關(guān)系在0 ℃～100 ℃范圍內(nèi)為線性關(guān)系。地下水的電阻率隨著水礦化度的增長呈線性下降,設(shè)水的礦化度為C水,其電阻率滿足經(jīng)驗公式:

log10ρ0=a+blog10C水

(3)

4.1.3 地下水溫度

地下水電阻率由于溫度升高離子活性增加,導(dǎo)致電阻率降低。由表4可知, 溫度18 ℃時,C=1 g/L 時,ρ=5.6 Ω·m , 那么, 任意溫度(0 ℃～200 ℃)a值為:

(4)

故可得由礦化度和溫度同時作用時,水溶液的電阻率表達式:

(5)

式中t為溫度(℃),α=0.025。

4.2 地下水礦化度分析

4.2.1 孔隙參數(shù)的確定

實際觀測并反演后的電阻率, 代表著一定范圍內(nèi)地層的電性特征, 由其值進行地下水礦化度的求取可以反映地下水礦化度的空間分布特征。由于收集資料有限,研究區(qū)內(nèi)水文觀測井深一般100～300 m,因此本文研究研究區(qū)地下水礦化度空間分布特征深度范圍在0～300 m。通過砂巖類孔隙度與滲透率關(guān)系公式［22］,計算求得研究區(qū)砂巖孔隙度為0.41～0.48,本文取孔隙度參數(shù)為0.45。通過收集研究區(qū)水文井觀測資料,獲得了區(qū)內(nèi)砂巖滲透系數(shù)統(tǒng)計數(shù)據(jù)(表3)。

續(xù)表3

4.2.2 溫度的校正

由前文可知,對電阻率的解釋要注意溫度的因素, 一般深度大于300 m以上的鉆孔需要溫度校正地下水電阻率值。本區(qū)含水層深度主要在100～300 m,據(jù)研究區(qū)水文觀測井地下水溫度資料(孔深120～300 m)顯示,本區(qū)地下水溫度變化較小(見表4),在4.5 ℃～9.0 ℃范圍之間,由溫度對地下水電阻率的影響公式計算可得地下水電阻率變化最大值為1.23 Ω·m,因此可以忽略溫度的影響。

表4 研究區(qū)水文測井礦化度及水溫統(tǒng)計表［23］Table 4 Statistics of mineralization and water temperature of the hydrological logging in the study area

研究區(qū)地下水礦化度計算,首先將孔隙度參數(shù)設(shè)為0.45可得研究區(qū)孔隙參數(shù)F為2.82;然后將三維反演獲得的地層電阻率代入公式(2)計算可得研究區(qū)地下水電阻率(ρ0);其次將ρ0代入公式(3)計算獲得研究區(qū)地下水礦化度。研究區(qū)含水層主要分布在100～300 m,因此本文主要研究0～300 m深度范圍內(nèi)地下水礦化度分布特征。

本文將計算獲得的地下水礦化度與研究區(qū)水文觀測井資料礦化度進行誤差分析,由表5可知,僅J7觀測孔礦化度誤差達到10%,其他孔位誤差較小,表明本文計算地下水礦化度較為可靠。

表5 三維反演電阻率計算地下隨礦化度與研究區(qū)水文資料礦化度相對誤差統(tǒng)計表Table 5 Statistical table of relative error of salinity of hydrologic data calculated by 3D inverse resistivity in the study area

如前文所述,研究區(qū)主要含水層深度為100～300 m,因此圖6展示了研究區(qū)深度200 m和300 m地下水礦化度平面分布。

在圖10-A中研究區(qū)礦化度低值(小于0.5 g/L)區(qū)主要集中在綠梁山東北及東南區(qū)域,表明該區(qū)域地下水運移速度較快,推測該區(qū)域為研究區(qū)地下水主要徑流通道;同時研究區(qū)西北部地下水礦化度小于東南側(cè),表明區(qū)內(nèi)主要淡水分布綠梁山北側(cè),塔塔凌河洪積扇沖積平原區(qū)。特別說明的是圖中左側(cè)測點未分布區(qū)域出現(xiàn)的高礦化度區(qū)域受周圍測點共同約束形成,但由于未分布測點,約束力較弱,需要結(jié)合區(qū)域水文地質(zhì)資料具體分析,鑒于該區(qū)域位于本文主要目標區(qū)以外,因此未做進一步解析。在圖10-B中,位于綠梁山東側(cè)至塔塔凌河出山口區(qū)域,地下水礦化度有所升高,表明隨著地下水分布深度加大,地層泥質(zhì)含量逐漸增多,地下水徑流速度逐漸趨于靜止,造成地下水礦化度逐漸增大。但在塔塔凌河現(xiàn)代河道位置,礦化度變化較小,分析由于在主河道位置地下水徑流較快而顯示低礦化度特征,在河道兩側(cè)不斷沉積鹽分而顯示高礦化度特征。

圖10 研究區(qū)地下水礦化度不同深度平面分布圖Fig.10 Plane distribution of mineralized depth of groundwater in study area

結(jié)合前文三維電性模型不同深度電性特征分析結(jié)果總結(jié)如下:研究區(qū)在現(xiàn)代河床及沖洪積扇中緣礦化度多小于0.5 g/L,電阻率較高;至沖洪積扇前緣礦化度有逐漸升高的趨勢,電阻率逐漸降低;塔塔凌河沖洪積扇右翼受綠梁山阻擋,形成阻水作用,地下水徑流變緩在山前平原一帶補給條件較差,礦化度大于0.5 g/L,電阻率較低。綠梁山南側(cè)泄出帶附近,受地層巖性和地下水徑流相對緩慢的影響,礦化度為大于0.5 g/L,電阻率較低。

5 結(jié) 論

針對單一電阻率參數(shù)解譯存在多解性問題,本文依據(jù)區(qū)域巖石物性特征分析、三維電性模型不同深度的平面電阻率分布特征和地下水礦化度分布特征對研究區(qū)地層地下水分布特征進行了綜合解譯,完成了研究區(qū)地下水空間分布特征精細化研究,取得了以下成果:

a.研究區(qū)有利的富水區(qū)域為綠梁山以東,大頭羊洪積扇以南區(qū)域,同時受綠梁山阻隔,研究區(qū)地下水徑流方向為向由東向西,在綠梁山向北西大柴旦湖轉(zhuǎn)向的特征。

b.研究區(qū)主要含水層為第四系卵、礫石層,該層由于孔隙度大,造成電阻率特征為高阻特征,其中位于現(xiàn)代河床及沖洪積扇中緣區(qū)域為淡水區(qū)域的主要富集區(qū),綠梁山山前平原一帶以及綠梁山南側(cè)為咸水區(qū)域。

c.本文研究成果為研究區(qū)地下水資源開發(fā)與利用提供了科學(xué)依據(jù),需要說明的是由于本文區(qū)域巖石物性分析部分缺乏測井數(shù)據(jù)支撐,采用本文技術(shù)方案顯然無法達到測井數(shù)據(jù)的精度,因此今后在研究水文地質(zhì)問題時,物性特征分析應(yīng)加強水文測井工作。