第二节 贫水区地下水勘查技术

一、咸淡水共存区寻找淡水体勘查技术

（一）咸淡水共存区淡水体分布规律

咸淡水共存地区主要分布在我国西北内陆的塔里木盆地及其周边地区、宁夏银川平原、河西走廊、鄂尔多斯盆地、柴达木盆地以及滨海地区等。淡水体主要分布在潜水和承压含水层中。

1.潜水含水层地下淡水分布规律

（1）冲积平原古河道封存型地下淡水。受构造运动使河道发生缓慢迁移，形成多处古河道，丰水期有洪水通过泄洪河道漫溢补给形成地下水，后期泄洪河道断流干涸，地下水得不到补给而被滞留封存，因此在河道地带一般存在着封存型地下淡水。封存型地下淡水主要沿古河道呈条带状分布。岩性颗粒较粗，下伏地下水矿化度通常较高。

（2）平原冲淡型潜水分布规律。主要分布在现代河床的两侧，主要接受现代河干流地表水、地下水侧向径流，古河道以及低洼地段地表汲水的入渗补给。含水层岩性以大厚度粉细砂为主，平原浅层潜水在强烈的蒸发蒸腾作用下，形成了高矿化度地下水，平原区广大地区的潜水因矿化度高而不能饮用。但是，由于一些河道切割深度小，在洪水期河水泛滥，河水向两侧漫溢，大量补给地下水，使原本水质较差或极差的地下水得到改善，在泛滥平原的核岛附近形成冲淡型潜水条带见图2-1。

图2-1 平原冲淡型潜水水文地质剖面图

2.承压水含水层地下淡水分布规律

（1）楔状（咸淡咸）承压水分布规律。主要分布在各大河流冲洪积平原的下游冲积平原与冲洪积平原接触地带，由于受区域构造运动作用，冲积平原与冲洪积平原接触部位交互沉积形成楔状（咸淡咸）承压淡水。如塔里木河北岸在冲洪积平原前缘下部沉积物属塔里木河上更新统中砂、粉细砂夹亚砂土、亚黏土薄层或透镜体冲积物，上部覆盖北山大河冲洪积平原上更新统冲洪积物。接触带往南，北山大河冲洪积物逐渐变薄，最终尖灭，代之以塔里木河冲积物。塔里木河冲积物与北山大河冲洪积物接触带上承压水无相互联系，接触带上多由亚黏土或亚砂土将两河沉积物中地下水相隔。同时由于北山大河冲洪积平原上部潜水和浅层承压水由于径流缓慢，蒸发浓缩作用强烈，水质极差；下部楔状承压水含水层为细砂、粉细砂，隔水层由亚砂土、亚黏土构成，厚度大，连续且稳定，接受渭干河单一结构区潜水侧向径流的直接补给，与上部和下部咸水水力联系微弱，加之原生沉积环境和地球化学环境对地下水水质的不利影响小，形成咸—淡—咸的楔状承压水。地下水径流相对微弱，主要通过人工开采和顶托补给上层潜水排泄。

（2）多层含水层分布区上咸下淡承压水分布规律。多层结构上咸下淡承压水指潜水—承压水多层结构区，上部潜水和浅层承压为高矿化咸水，下部承压水为淡水。多层结构松散岩类孔隙潜水—承压水主要分布在单一结构潜水区的下游，冲洪积、冲积平原的中下部，上部潜水水质较差，下部承压水水质良好。含水层岩性主要为第四系中上更新统的砂砾石、砂砾卵石、中粗砂、粉细砂，含水层颗粒较细，透水性较好，在盆地的不同位置含水层厚度的差别很大，由十米到数百米不等。隔水层岩性主要为亚砂土、亚黏土（图2-2）。

图2-2 多层含水层分布区上咸下淡承压水分布规律水文地质剖面图

（3）冲洪积平原多层结构咸淡承压自流水分布规律。主要分布在盆地冲洪积扇的前缘。横向上含水介质呈大面积连续展布；垂向上，承压水—自流水含水层厚度、岩性、水头呈不规则的变化。地下水水质表现为咸淡多层结构。

（二）咸淡水共存区矿化度评价方法

传统的水文地质研究方法在评价地下水矿化度时，是通过地下水的取样进行分析化验，确定含水岩组中水的矿化度。如果地下水矿化度在打井取水之前得到解决，就能以有限的资金获得更多的资源。地球物理勘查技术解决这个问题具有很大的可能性。

目前在地球物理参数中，电阻率是判断地下水矿化度的唯一参数。地下水矿化度是指地下水中所含盐分的总量，其中含有许多导电性离子，如Na⁺、Cl^-、Ca²⁺、Mg²⁺等。这些导电离子数目的多少反映出水中盐分的含量，同时也反映地层水溶液电阻率的大小，即导电性好坏。可见地下水矿化度与电阻率间有密切的关系。因此，查明地层电阻率是评价地下水矿化度的重要基础。

1.孔隙地层电阻率

根据岩石的质量（结晶格架密度）和体积（孔隙度）对岩性密度、波速和电阻率的影响，可将岩石分为孔隙构造和致密构造两个亚类。

大多数岩石均可视为由均匀相连的胶结物与不同形状的矿物颗粒组成。岩石的电阻率决定于这些胶结物和颗粒的电阻率、形状及相对含量。设胶结物的电阻率为ρ₁，颗粒电阻率为ρ₂，当岩石由这两种矿物组成时，其电阻率ρ与ρ₁、ρ₂及颗粒的百分比含量V有关。由于致密构造岩石对孔隙地下水研究意义不大，故在此仅讨论孔隙构造岩石的电阻率的影响因素。对孔隙构造岩石而言，其颗粒形状以球形颗粒为主，计算电阻率公式如下：

或

式中：φ为岩石的孔隙度，且φ=1-V。

由上式可看出，整个岩石电阻率ρ受ρ₂之影响甚小，仅当颗粒体积含量相当大（V≥60%）时，ρ₂才对ρ有明显作用。这是由于颗粒体积含量不大时，各颗粒相互分离，而胶结物彼此连通，故矿物颗粒对整体岩石电阻率影响不大，此时胶结物起导电作用。

各类岩石的主要造岩矿物的化学成分为SiO₂，而沉积岩的主要矿物成分为石英、白云母、黏土矿物等。因此其电阻率ρ₂远远大于水的电阻率。对于大部分松散类沉积岩，其地层的胶结物实际是地下水，故ρ₁=ρ_水，将ρ₂》ρ₁的关系代入式（2-2）得：

式（2-3）表明，对纯净不含泥质的松散类沉积层，其电阻率是由地层孔隙度和充填其中水的电阻率构成，对于广泛意义上的孔隙构造地层，其地层电阻率与水电阻率之间的关系可以表达为：

式中：ρ_含水为岩石完全含水时的电阻率；P为相对电阻率（孔隙参数），即孔隙构造地层的电阻率由孔隙参数和地层中水的电阻率决定。

通常，不含良导电矿物的岩石，其电阻率ρ_p与岩石中所含水分的电阻率ρ_w成正比。但不同孔隙类型的岩石，其相对电阻率P和岩石孔隙度φ之间的关系式各不相同。常见的松散沉积岩的孔隙类型和相应的P和φ之间的关系式有：

对于含泥地层，孔隙参数与孔隙结构有关，而与孔隙所含水的矿化度无关。孔隙参数与孔隙度φ的关系可用经验公式表达：

式中：a，m为反映孔隙空间结构的经验系数，具体到某一种类型的沉积岩是常数（达哈诺夫公式广泛适用于孔隙度从3%～5%至30%～40%的介质）；对松散纯净沉积，其P值为（3-φ）/2φ。

对于含泥质的岩石，孔隙参数的数值将与其饱和液体的矿化度C有关。此时，孔隙参数由（岩石颗粒表面的）偶电层的表面电导率所决定，可用表面电导系数π表示：

式中：P_φ为当岩石饱和高电阻水（淡水）时孔隙参数的虚拟值；P_n为当岩石在饱和盐水（矿化度为极大值，对NaCl溶液，这一矿化度极限值为C=4～5mol）所充满时，所观测到的孔隙参数的最大值。

对含有泥质的松散碎屑沉积而言，π<1，即由于泥质的存在，降低了孔隙参数，而且泥质含量越大，P值越小。

2.影响地下水电阻率的主要因素

假设地下水电阻率为ρ_水，其值由式（2-8）决定：

式中：n⁺、n^-为水中的正负离子数；e⁺、e^-为每个正负离子所带的电量；v⁺、v^-为正负离子的迁移速度。

式（2-8）表明，水中导电离子数目、电荷量以及迁移速度越大，则岩石电阻率值越低，反之则高。由此可以看出，影响水电阻率的主要因素是水的矿化度（矿化度高离子含量高）和温度（温度高离子迁移速度大）。

（1）矿化度对地下水电阻率的影响。电阻率与矿化度的关系曲线见图2-3。可以看出，在双对数坐标中电阻率随着水矿化度的增长呈线性下降，这对任何盐类都一样。水的矿化度最有代表性的变化是从0.01g/L到1g/L，这样大小的变化可使水的电阻率变化100倍，但在有盐溶液存在的情况下，则可达几个数量级。在水中含有与NaCl的数值相等的KCl、CaSO₄或CaCl₂时，水的电阻率变化不大，但若水中溶解有HCl时，则其电阻就大不相同；在HCl和NaCl浓度相同时，水的电阻率在第一种情况下减少5倍。

（2）温度对地下水电阻率的影响。一般认为温度对地下水电阻率的影响包括两部分：①由于温度升高离子活性增加，导致电阻率降低；②温度升高引起地下水中离子浓度增加造成电阻率值降低。而对于温度在0～200℃温度范围内，水溶液的电阻率与温度的关系为：

图2-3 各种溶液电阻率与矿化度关系曲线

式中：ρ（t）为温度t℃时溶液的电阻率；ρ（18）为温度18℃时溶液电阻率；a为温度系数（大多数电解质为0.025）。

式（2-9）表明：水溶液电阻率随温度的变化不受水溶液矿化度的制约。水溶液的电阻率以18℃为界限，温度大于18℃时，电阻率值开始下降，小于18℃时，电阻率值开始上升。

对于某一矿化度的水溶液而言，ρ_ω（18）为一常数，表2-1给出18℃时，不同矿化度水溶液的电阻率值。

由图2-4可见不同温度时NaCl溶液浓度与电阻率的曲线在双对数坐标中为一组互相平行的直线。可以看出，各条直线的斜率b是相同的，而截距a仅与温度有关。

图2-4 不同温度下NaCl浓度和溶液电阻率之间的关系曲线

3.地下水矿化度与地层电阻率的数学关系

根据B.H.达赫诺夫研究的各种溶液电阻率与其矿化度关系，设水的矿化度为C_水，那么对不同的溶液，其溶液的电阻率满足：

式中：b为常数；a为与温度有关的系数。

这便是地下水矿化度与地下水电阻率的数学关系。

由表2-1可知，18℃，C=1g/L时，ρ=5.6Ω·m，那么，任意温度（0～200℃）的a值为：

故由式（2-10）和式（2-11）可得在矿化度和温度同时作用时，水溶液的电阻率表达式：

式中：C为地下水矿化度，g/L；t为温度，℃；b=0.95，a=0.025。

综合温度影响因素，通用的地下水矿化度计算公式为：

其中

Δt=t₀+tt·h-18

式中：Δt为计算矿化度的地下数据点处温度与常温（18℃）值差；t₀为大地地表温度，℃；tt为地温梯度，取值0.03℃/m；h为数据点的深度，m；a为水溶液电阻率的温度系数，取值0.025Ωm/℃；β为水溶液类型系数，对NaCl型水可取值-0.95。

按上述公式计算出的地下水矿化度的单位是g/L。

（三）咸淡水共存区寻找淡水体勘查技术模式

咸淡水共存地区寻找淡水体勘查模式建立的首要问题是搞清地层岩性对应的物理概念模型，也就是说，不同地层岩性对应的地球物理特征；其次，根据勘查深度及工作环境选择合理的方法；再次，建立勘查技术体系的核心问题是如何准确求取地层真电阻率值，如何分析、校正各种影响因素，建立正确的电性参数与地下水矿化度之间的数学关系。

1.咸淡水共存地区地球物理模型

松散类淡水体赋存介质多为粗颗粒的细砂、中砂、粗砂或砂砾、卵砾石等，表现在地球物理特性上为相对高阻值。因此，用电阻率评价地下水矿化度时，将咸淡水共存地区地层结构概化为地球物理模型寻找相对高阻体，从而由电阻率值反映出地下水矿化度。

图2-5 地下水矿化度与电阻率的关系曲线

由图2-5可以看出地下水矿化度与电阻率之间的关系具有以下特征：①卤咸水区，电阻率值较低，曲线呈直线形态，表明矿化度对地层电阻率的影响作用减弱，同时也表明卤咸水区电阻率值主要受矿化度的影响，且电阻率变化范围缩小；②淡水区，电阻率值较高，曲线亦呈直线形态，电阻率变化范围迅速增大，表明矿化度对地层电阻率的影响作用增强，同时也表明淡水区的电阻率主要受岩性控制；③微咸水区，表明微咸水区电阻率受岩性和矿化度的双重影响，该区间也是确定淡咸水分界线的关键区段。综上所观，总体特征为随着矿化度的减小，矿化度对地层电阻率的影响越来越大。同时，曲线也显示咸、淡水区电阻率的差别较大，这也是划分孔隙类地下水淡咸水的一个重要物理模型。

2.技术方法

咸淡水共存地区寻找淡水体的关键是如何准确求取地层、地下水电阻率值，可供选择的技术方法包括音频大地电磁测深法、高密度电阻率法和直流电阻率测深法。

（1）音频大地电磁测深法。由于其频点丰富，具有较高的分辨率，勘查深度较深，因而适宜于中深层松散类孔隙水矿化度的评价。开展面积性地下水矿化度评价，点距为500～1000m。确定宜井孔位，点距应当较密，可在30～50m范围内。在浅部地层电阻率较高的地区可采用标准的磁探头接收磁场信号，浅层地层电阻率很低的地区，可采用低频磁探头接收磁场信号，以保证勘查深度。

（2）高密度电阻率法。具有直流电测深和电剖面法两种功能，其采集数据量大，分辨率较高，适宜于浅层松散类孔隙水矿化度评价。由于该类方法观测方式较多，因而在野外需根据工作环境和地层岩性进行多种装置对比试验，确定分辨率高的观测方式。探测分辨率从高到低的排序为：偶极—偶极、单极—偶极、β装置、对称四极、α装置；从受地形影响上讲，偶极—偶极受地形影响最大，其次为单极—偶极、对称四极尤其是温纳装置受地形影响最小；从勘查深度上讲，偶极—偶极、β装置、对称四极、α装置、单极—偶极的勘探深度依次增大。

（3）直流电阻率测深法。该法是一种常规成熟的技术方法，在进行松散类孔隙地下水矿化度评价时，仅适用于浅层地下水，但精度随着供电极距的增大分辨率下降。因此，仅作为一种粗评方法。

3.勘查模型建立及关键问题

（1）模型建立及应用步骤。通过理论研究，咸淡水共存地区寻找淡水体勘查模式见图2-6。

应用步骤如下：

1）收集分析工作区水文地质、物探、钻探以及工作区环境条件等资料，掌握工作区地层岩性特点，物性特点以及工作环境，分析影响地层电阻率测量的主要因素。

2）根据掌握的工作区条件以及勘查深度选择合理的技术方法。

3）选择合适的地层参数，包括地层孔隙度、岩性系数、孔隙指数等（不含泥质地层仅选用孔隙度）。

4）在深度较大的情况下，进行温度校正。

5）计算地层水电阻率。

6）建立地层电阻率与地下水矿化度数学关系，进而评价地下水矿化度。

（2）几个关键问题与解决措施。

图2-6 咸淡水共存地区寻找淡水体勘查模式

1）地层真电阻率的求取。由电（磁）测深剖面的定量解释结果，获得各测深点下方不同深度的岩石真电阻率。准确求取地层真电阻率的方法有两个方面：①野外工作中选择有效、实用的高分辨率电法，保证有足够的数据量和高分辨率，提高对地层有效信息的提取与识别；②对野外数据进行合理有效的处理，求得准确的地层真电阻率值。处理方法包括二维快速松弛反演法（RRI），Bostic反演法，Occam一维、二维反演，非线性共轭梯度算法（CG）等。图2-7和图2-8是各种反演实验结果的对比，有以下特点：Occam反演法比Bostick法和RRI法有较高的分辨率，但有较长的计算时间；CG方法与Occam方法有相似的分辨率，计算时间介于RRI和Occam之间。

图2-7 Bostick反演与Occam反演的对比

图2-8 快速松弛（RRI）法、Occam法和CG法反演结果对比

从上述各种反演方法对比结果来看，每种方法各有优缺点，也有各自的使用条件，因此，在实际工作中应根据具体条件选择。

2）孔隙参数的选择方法。孔隙参数包括孔隙度、岩性系数a、孔隙指数m等，是综合解释中经常用到的一组解释参数。

a.孔隙度的选择方法。如把式（2-6）中的（3-φ）/2φ项定义为颗粒状沉积物的相对电阻率P，则P值主要取决于沉积地层的孔隙度。φ值越大，P值越小；φ值越小，P值越大。对于特定地区，地层的孔隙度基本为一定值，可以参考综合测井资料获取。对没有孔隙度资料的可用不同岩性的孔隙度参考值代替（岩性可由区域或钻孔资料推测或确认）。常见松散类沉积物（岩）孔隙度参考值见表2-2。

各种岩石的孔隙度均有一个变化范围，主要由分选性、胶结物、泥质含量等因素决定。一般分选性好、胶结物少、泥质少的孔隙度大。

b.岩性系数a和孔隙指数m的确定方法。选择合适的a和m是定量解释的关键之一。根据哈达若夫公式，纯岩石的m值与截面孔隙度和孔道弯曲度有关，而孔道弯曲度显然决定于孔隙度大小及孔隙形状。而岩石的孔隙度和孔隙形状决定于岩石性质，岩石颗粒的粗细，分选好坏，胶结物性质、含量及胶结程度等。通常可根据ρ/ρ_水=aφ^-m确定a和m。对该式两端取对数可得：

式中，在双对数坐标中，P—φ关系是一条直线，该直线在φ=100%时的纵坐标为a，其斜率为m。因此，确定a和m的方法大致有三种：①实验室确定P—φ关系式，取本地同类岩性的若干块岩样，在盐水饱和及大气压条件下测量其P值和相应的φ值，并在双对数坐标纸上作图，最后用图解法或最小二乘法确定a和m值；②用水层测井资料确定，一般用深探测的电阻率测井与某一种孔隙度测井资料组合，对完全含水的岩性较纯的地层进行计算，可用作图法或电阻率—孔隙度交会图法确定；③经验关系确定a和m，需要收集大量的资料进行统计分析，得出本地区a和m之间的经验关系。

a值的大小反映黏土含量的多少，a值降低反映黏土含量增加。m值的大小只与孔隙的几何形状有关，孔隙几何形状越复杂，m值越高。因此，对于纯地层岩性与含泥质地层岩性，关键是岩性系数取值不同。纯地层岩性较小，而含泥质地层岩性较大。

3）地层电阻率与地下水矿化度数学关系。由于各地地层矿物成分、岩性结构及地下水矿化度各不相同，其影响测量电阻率的程度及因素也各不相同，在进行地下水矿化度评价时，不可能有统一的标准，必须针对各工作区的特点，建立相对应的地层电阻率与地下水矿化度的数学关系。建立的方法是：①收集工作区已知孔的水质、地层岩性、孔隙度、温度、物探（包括地面物探和测井）等有关方面的资料，初步总结地下水矿化度与地层岩性、物性（尤其是电阻率）之间的关系；②选择合理的地面高分辨率电法进行已知孔旁实测，选择合理的资料处理方法对测试资料进行处理，求取真电阻率值，结合其他已知资料分析，校正已初步建立的地层电阻率与地下水矿化度之间的数学关系。

（3）影响因素参数的校正。影响测量地层电阻率值的因素较多，要针对不同地区特点重点分析主要因素。对不同影响参数的校正处理是正确评价地下水矿化度的关键技术之一。影响测量电阻率的因素包括岩石矿物成分与结构、地下水矿化度、地层温度、压力等。

1）岩石矿物成分与结构是岩石本身固有的电性特征，不同岩石结构、不同矿物成分具有相对应的电阻率值，只要通过正确的数据采集和相应的数据处理方法，可求得岩石地层真电阻率值，不需进行校正。

2）地下水矿化度是要求取的参数，只要消除其他影响因素，便可计算出。

3）压力在较大深度时，才会影响电阻率的测量值，地下水埋深不大时，不必考虑压力影响。

4）温度校正方法。地壳常温带在自地表向下约20～25m，该带的地下水水温为当地常年平均气温。此值可在区域地质报告和地方气象资料中获得。在常温带以下，地温随深度的增加而变大。一般将地温每升高一度所下降的深度称地温增加率，而将每100m的温度增加称为地热增温度。其值因地而异，且同一地区不同深度也不一致。我国的平均地热增温度约为3℃。对松散地层增温度略小，而致密地层则略大。

温度校正的关键是适当把握地热增温度的选择和常温带水温的确定。在我国西北地区，平均气温较低，对电阻率的解释要注意温度的因素，特别是深度大于300m以上钻孔，要进行温度校正。校正的办法是先计算出温度对地下水的影响，然后估计其对地层电阻率的影响。最后，根据不同类型岩石的相对电阻率和岩石孔隙度之间的关系，计算出给定数据点的相对电阻率。

4.咸淡水共存地区地下水矿化度评价系统

地下水矿化度评价系统是以GIS技术为基础，以管理、处理与解释地下水矿化度为目的的应用信息系统。该系统以地球物理测点、测线的空间信息和属性信息为核心，从空间数据的有效获取、储存、查询和处理入手，提供物探成果的可视化信息。

（1）基本结构。根据需求分析和系统开发的目的，地下水矿化度评价系统结构上包括应用系统、基础数据库以及图形系统几部分，具体可划分为图形子系统、数据库子系统、数据处理子系统三个部分，见图2-9。数据库子系统是本系统的核心，是数据存储及数据处理的桥梁和纽带，数据库中查询的数据和数据处理子系统的处理结果是地下水矿化度评价系统数据的来源。

图2-9 系统的总体结构及各子系统之间的关系

（2）评价系统基本流程。地下水矿化度的评价流程见图2-10，具体评价过程如下：

1）由高分辨率电法实测的定量解释结果获取地层的真电阻率值。电阻率值是评价地下水矿化度的唯一参数。只有高分辨率的电法数据才能保障地下水矿化度评价的精度。

图2-10 地下水矿化度评价流程

2）区块划分，建立区块边界文件。区块文件可为凸多边形或凹多边形，程序能对数据文件中的测点个数、数据个数进行自动统计。对各区块参数进行设置时，选中某区块后，双击或者鼠标右键菜单，即可设置参数。模块保留编号为0且名称为others的区块的参数主要是为了设置那些所有没被包含在自定义区块中的数据点。对于该默认区块，如果不存在自定义区块以外的点，那么该区块参数被忽略。不影响其他区块的计算。

3）确定区块孔隙参数，包括孔隙度、泥质系数、胶结系数等。

4）求取地下水电阻率值，考虑水化学类型，温度等。

5）评价地下水矿化度。

（3）评价系统主要功能。依据GIS工具软件的主要功能，结合系统研究的目的，充分利用平台提供的基本功能，通过大量的开发工作，本系统最终具备功能：①数据信息的输入：支持扫描矢量化输入方式，SHP、DXF格式导入，键盘输入，物探数据库提取信息直接成图功能点、线文件；②数据信息的编辑：根据图形的特点，实现点、线图形元素及相应修饰性信息的编辑，区域充填；③数据信息的查询功能：能实现图形数据和相应属性的检索，图形和外挂数据的联检索；④图形绘制功能：二维数据的曲线图绘制、三维离散数据的二维等值线图的绘制以及物探平面剖面图的绘制、四维数据体的三维可视化；⑤通用数据库的管理和查询功能。

（四）咸淡水共存区寻找淡水体勘查技术模式应用

新疆疏勒县某村位于盖孜河冲洪积平原中下游区，第四系沉积物以细砂为主，薄层亚黏土和黏土呈不连续分布，由于工作区降雨量稀少，蒸发强烈，由蒸发浓缩作用形成的高氟地下水与高矿化度地下水相伴生。

地球物理勘查采用了高分辨率的音频大地电磁法，使用仪器为EH-4电导率成像系统，由于缺少已知测井资料，矿化度评价中孔隙度值取0.42，当勘探深度较大时（大于500m），温度和压力对地层电阻率也有一定程度的影响，有时是一个不可忽略的因素，但由于影响机理较复杂，一般做平均或粗略处理。对于塔里木盆地周边地区来讲，地下水的矿化度较高，温度影响要小得多（表2-3和表2-4），温差20℃时，视电阻率变化不足2Ωm。所以，本次工作资料解释中，没有进行温度校正，依20℃中间温度为参考做定量解释，压力影响尚未考虑。

EH-4勘查结果见图2-11。图2-11（a）为EMAP处理后的视电阻率等值线图，该图清晰反映出随埋深增大视电阻率值增大的趋势；断面中，虽有局部不连续低阻体的存在，但从电性值上反映勘探深度范围内地层岩性以细砂为主。根据实测地层真电阻率值以及选择的相关参数，建立该地区矿化度评价数学模型，见式（2-15）。根据该模型对该地区地下水进行矿化度评价。

图2-11（b）揭示了随埋藏深度增大地下水矿化度逐渐变小的规律，埋深140m以下，地下水矿化小于1g/L。

图2-11（一） 英尔力克EH-4勘查结果

图2-11（二） 英尔力克EH-4勘查结果

在上述物探推断结果的基础上，在位于剖面100m处布设钻孔，孔深300m，取水段深度240～300m，水质分析结果为：地下水矿化度0.53g/L，氟含量0.9mg/L，符合国家饮用水标准。地下水矿化度值与电法资料预测值相吻合。

二、基岩山区地下水勘查技术

（一）基岩山区地下水分布规律及勘查特点

基岩山区地下水勘查存在两大特点：①地形条件复杂，山高、谷深、沟窄；②岩石裂隙分布极不均匀。因此它具有很多不同于平原地区孔隙水的赋存条件及勘查特点。

1.基岩裂隙水类型及分布规律

坚硬岩石的裂隙是地下水赋存和运动场所，裂隙开张程度、连通程度及密集程度等将影响地下水赋存和运动。裂隙是坚硬岩石在应力作用下产生的，不同岩石，受到不同应力作用，裂隙的发育规律也不一样。通常可分为三种类型。

（1）风化裂隙水。不同岩石长期暴露于地表部分，在温度、水、空气、生物等各种应力作用下，原岩遭到破坏，形成风化层，发育有一定张开性和连通性且较密集的孔隙、裂隙，形成风化裂隙含水层，一般厚度不大，在数米至数十米深度内，规模较小，多为就地补给就地排泄，径流途短，水量不大，有些可作为小型分散供水的水源。

（2）构造裂隙水。在漫长的地质年代中，地壳发生过无数次构造运动，在这种构造运动的外力作用下，不同性质的岩石表现出不同的力学特性，所产生的裂隙称之为构造裂隙，其中所含的地下水为构造裂隙水。柔性岩层受力后常发生小的褶曲及伴生很密集的小裂隙，但是由于切穿性差，张开性不好，不利于地下水的赋存和运动。致密的硬脆性岩层，受力后易生成块状破碎，形成发育不均匀的构造裂隙带，张开性、切穿性都较好，有利于地下水的赋存和运动，是山区找水的主要对象之一。无论是岩层均匀受力时所发生的区域性构造裂隙，还是应力集中释放时产生的断层，这种局部性的构造裂隙都可能产生有利于地下水赋存的空间和通道。然而断层破碎带的性质及其富水性取决于断层的力学性质及两盘的岩性，由张应力产生的张性断层，多为正断层，断层两侧裂隙虽然不很发育，但是裂隙的张开性、切穿性、连通性都很好，有很好的地下水赋存空间和运移通道。由强大的挤压力产生的压性断层，岩石极度破碎，多为压密状糜棱岩等，破碎带本身不但不富水，常成为良好的隔水带，但挤压破碎带两侧的影响带中，常有较发育的张开性较好的裂隙发育带。成为较好的地下水赋存空间和运移通道，所以山区寻找构造裂隙水时一定要认真调查岩石的性质及所受作用力的性质，准确判定构造性质。

（3）成岩裂隙水。岩石在成岩过程中由于岩石的干缩、固结等受内部应力作用产生的裂隙为成岩裂隙，这种裂隙中的地下水成为成岩裂隙水。具有较丰富的成岩裂隙水的典型岩石是陆地喷发的玄武岩、岩浆冷凝收缩形成较发育的裂隙，且张开性好，发育较均匀，连通性也好，利于地下水的赋存和运动。此外，入侵的岩脉、岩体等与围岩之间的接触带部位，由于岩浆侵入时的动力及冷疑收缩等，生成较发育的裂隙，有一定的张开性和连通性，常是地下水的富集部位。

综上所述，山区基岩裂隙水构造类型及蓄水形式见表2-5。

2.构造裂隙水的特点

在漫长地质年代里，频繁的构造运动使本来坚硬的完整岩石受到各种应力作用，变成破碎并伴生发育程度不同的裂隙，这些裂隙为地下水提供了赋存空间和运移通道，实际上并非所有的构造运动都能产生有利于地下水赋存和运移的良好条件。它将受到许多因素的制约。

（1）构造裂隙性质决定其富水性。一些张性和张扭性构造裂隙，透水性强，成为良好的地下水赋存空间和通道。但是往往这种构造在地表上并没有明显的断层活动痕迹，通常只能见到一些冲刷深浅、宽窄不同的冲沟，而且冲沟底部多堆积大量的冲积、残积物。这种构造裂隙带中一般多富水。而在挤压力作用下形成的压性或压扭性断层带上，虽然岩石很破碎，但是破碎带多呈致密的糜棱岩，不但不富水，通常还是很好的阻水岩体。

（2）构造断裂的规模大小决定断层的延伸长度、切割深度及影响范围，直接关系到地下水补给范围、赋水空间大小、运移条件及水循环深度等。有些规模较大的张扭性断层裂隙带赋存着丰富的地下水。

（3）构造断裂发生发展时期早晚，构造断裂带中现存物质的状态不同，其富水性也不一样。早期的一些断裂构造带在漫长的地质年代，地下水流动速度很慢的条件下，经过复杂的物理化学作用，有些裂隙被黏土、方解石等充填，有些断层被破碎岩胶结成致密坚硬的断层角砾岩，造成这些构造断裂带不富水。晚期的构造断裂有两组（北北东和北西西）张扭性裂隙，它们具有较好的延伸性、连通性、垂直切割性，形成网络状的构造裂隙系统，成为较好的地下水储存场所和运移通道，是富水性较好的构造裂隙带。

（4）种类繁多的岩石，其力学性质和化学性质的不同对裂隙水的形成有很大的影响。坚硬性脆的石灰岩、白云岩、砂岩、花岗岩、片麻岩等，在应力作用下易形成块状破碎和较发育的有一定延伸长度和切割深度的富水构造破碎带，适宜地下水储存和运移。软弱非脆性岩石如页岩、泥岩等在构造断裂作用下，不易出现垂直切割较深、延伸性及连通性较好的断裂，通常多形成密集而细小的裂隙或挠曲，裂隙的连通性、延伸性不好，透水性差。

综上所述，基岩地区地下水的分布，受到构造断裂及岩性等因素的控制，富水带的分布很不均匀，给山区找水带来很大困难。

（二）基岩山区地下水勘查关键技术与方法

1.勘查的地质问题及难点

从基岩山区地下水分布规律可知，基岩地下水勘查的地质问题包括两点：①查明富水构造的性质（规模、产状等）以及空间分布特征；②判断构造裂隙的富水性。

（1）精确确定构造裂隙的空间分布特征。山区的特点是地形条件复杂，山谷高差大，陡坡陡，能开展物探工作的平坦地区很少，虽然也有些较开阔的谷地，但其隐伏的基岩也多为V形的古地貌。同时高低起伏较大的复杂地形，对某些电、磁等物理场分布的均匀性影响很大，特别是对某些地形条件要求较严格的人工场源的方法如直流电测深法和电剖面法，由于地形影响，使人工建立的物理场分布发生畸变，因此在地表观测曲线中，常出现由于地形影响的异常曲线，它将严重掩盖或扭曲某些地质体引起的异常形态和改变异常点的位置，给资料解释带来困难，甚至造成判断上的失误。这些由地形影响造成的假异常，并非进行简单的地形改正就能消除，因此，寻求受地形影响小的勘查方法是解决山区找水问题的重要内容之一。

（2）建立基岩山区地下水准确、高效的勘查技术体系。由于基岩山区的特殊地形条件，寻找富水构造体难度大，且费力、费时。随着现代信息技术的发展，一些先进仪器的出现，使建立集遥感、水文地质、综合物探为一体的山区地下水准确、高效勘查体系成为可能。因此，寻求基岩山区多学科的勘查体系也是解决山区找水问题的内容之一。

2.山区勘查的关键技术方法

（1）高分辨率遥感线形构造解译技术。高分辨率遥感主要指高空间分辨率、高时间分辨率、高光谱分辨率遥感影像以及高光谱分辨率遥感数据同高空间分辨率遥感数据融合等技术。对于基岩山区，高分辨率遥感要解译的内容包括：分析地质构造的影像特征；建立不同地下水类型解译标志；解译含水构造的分布规律及性质；高分辨率遥感线形构造解译技术包含数据源选择、遥感影像特征分析、图像处理与地下水信息提取以及含水构造分布规律解译等几个方面。

1）数据源选择。基岩山区地下水勘查，主要数据源选择TM/ETM，对于大比例尺的构造详查，可选择SPOT等高分辨率数据源。寻找构造裂隙水以红外波段及微波图像为主；解译河谷川地地下水溢出带、泉水出露点等，以TM6/ETM6图像为主（表2-6）。数据时相选择干扰因素较少的冬、春季节，热红外图像选择春初、秋末季节较好。

2）构造遥感影像特征。基岩山区裂隙水找水的主要方向为构造裂隙水。利用遥感影像，重点分析解译线性构造及裂隙发育部位的遥感影像特征。

a.不同构造性质的遥感影像特征。断裂带的富水程度受断裂发育的岩性、结构以及断裂力学性质等因素控制。在遥感影像上的特征均具有线状的影痕、色条、色带等特征。一般压性断裂的影像表现为平直线状，细而清晰，具有粗糙度，呈舒缓波状延伸，沿走向追寻有舒缓波状弯曲或分支、汇合，其断裂带多由大小不等的透镜状岩体组成，长轴方向与主断裂方向一致。张性断裂线性形态多呈直线状，影纹多为锯齿状“之”字形排列，色调呈明暗交替规则排列。

b.不同地质单元的遥感影像特征。在岩溶发育程度较强地区，一般张性、张扭性断裂往往导水性好，储水能力较差，形成地下水径流管道，一般图像色调浅而明亮。基岩裂隙水和红层地区碎屑岩孔隙裂隙水，一般寻找构造裂隙，可按构造性质不同加以判别。通常在解译出断裂构造后，再结合区域水文地质资料综合对比分析确定其富水程度。

在黄土覆盖区及红层盆地，构造类型主要为隐伏断裂，影像上的解译标志主要为：图像上弱线性体为地貌类型或形态组合的分类、分区界线，沟谷、支流、支沟呈线状排列有规律性变化。依据地下水、植被等信息在图像上所反映色调差异来推断其富水性。

3）图像处理与地下水信息提取。基岩山区基岩裸露或覆盖物较少，图像处理侧重区分不同的地层岩性，增强断裂构造特征信息，以提高图像的可读性。采用多光谱图像波段组合或波段比值组合，能起到增强和突出构造形态和地层岩性特征信息的作用。

4）构造分布规律解译。构造分布规律解译包括直接解译和间接解译两种方法。

a.直接解译。色调、形状、大小、阴影变化及其相关体变化等可作为构造解译的直接标志。尽管各种断裂在图像中的影像千变万化，但他们必然通过色调和形态两个基本影像信息体现出来。

色调解译：任何地质体和断裂构造都有自己特殊的颜色，这是由于地质体和线性构造的性质、活动特征、伸展形态及其两侧自然景观不同，它们对太阳光中可见光波谱段具有不同的吸收、反射和透射能力，所以它们的色调和色调反差就有差别。一般情况下，色调变化的界面就是断裂及线性构造所在的位置或不同地质体的界面，在进行图像目视判读时，借助图像中的灰阶等级的差别反过来识别地质体的属性和断裂构造的位置。在岩石出露的山区，断裂所在的地区岩石颜色浅，影像色调就浅，反之影像色调就比较深；在平原地区，断裂两侧色调的深浅，不仅能反映断裂的存在，也基本上能反映构造升降的特点。色调深的代表下降的一盘，色调浅者代表隆起的一盘。山地或山地与平原交界地带，岩石的风化程度、湿度大小、岩层或岩石的物质特征、植被、地形起伏、太阳高度角等因素，一般使断裂两侧的色调差异更为明显。

形态解译：凡是地表物体都有自己的形态特征，它们与太阳光中的可见光波谱段在卫星影像上的记录，就形成了形态特征信息。形态特征信息在影像上是以色调显示出来的形态、大小、网纹、结构，如层状、带状、块状、线状、圆环状、斑状和粗、中、细结构等特征。

断裂构造在遥感影像中呈线性展布的几何图案，表现为不同色调的界面呈线状、条带状色调。色调对比差异有亮度大小、强弱、深浅、粗细、长短、隐显之分。这些特征信息是识别断裂规模大小、埋藏深浅的重要标志。延伸长、呈带状粗线色调或色调界面的线性形迹，反映深大断裂。延伸短、呈细线状色调的线性形迹是规模较小的一般断裂。在影像中线性形迹反映明显、两侧色调反差较大的断裂，其活动时代可能较新或者是目前活动仍较强的断裂；线性形迹不明显，两侧色调反差较小，则多为活动不明显或是隐伏断裂。

根据线性形态和有关地质体的形态特征，可以进一步解译断裂构造的力学性质。压性断裂解译特征：呈明显的舒缓波状线性展布条，延伸较长而稳定，规模较大，沿走向有较宽的挤压破碎带；断裂有时交织成网状，间夹透镜体，其长轴方向线条平直，线性直且长，延伸稳定；两侧地质体明显错位；弯侧常出现明显的牵引现象而无挤压状态的影像；成组出现的剪性断裂相互平行，雁列状或棋盘格状展布，伴有山脊和水系的错断。张性断裂解译特征：影像的线条呈犬牙交错的锯齿状，延伸较短常伴有宽窄不一的谷地、盆地或沟谷沿线性展布；沟谷在空间上延伸不远，形态及宽度多变，有时沟谷分布呈雁列状截断的现象。张剪性断裂解译特征：影像线性形迹表现为长短不一的追踪交错，两侧地质体亦有水平张裂和错动，常与压剪性断裂伴生。

此外，地物影像的大小、阴影，各阴影的相对位置也是断裂解译的直接标志，但这些标志要与其他标志配合使用。

b.间接解译。在遥感影像中，由于断裂构造的存在，必然对地质体、地貌、水系、岸线、岛屿、浅海地形、温泉、土壤、植被等地表自然景观有影响，根据这些自然景观影像出现的异常特征进行分析，可推测断裂构造的存在，主要有地质、地貌两大类信息。

地质解译：在遥感影像中，包括构造单元、地层单元、岩体被错断或中断，断层两侧地层产状突变，线性构造一侧的小型旋钮构造，第四系沉积类型、分布、厚度等差异，基性超基性岩体呈直线或折线展布等，这些标志在高分辨率影像中构成不同的纹型结构、形态和色调，并通过线性影像展布的几何图形显示出来。

地貌解译：基本格局的总体展布受断裂控制，山地、丘陵、平原、盆地、台地、谷地、海岸岛屿、陆架等大的地貌单元呈直线或折线展布的边界轮廓，基本被断裂构造控制。地貌单元的负向地貌如断崖、断谷、断层河谷或破裂带等呈直线展布，地貌整体形态错位，发育在断裂带上的断层崖、断层三角面及沿山麓地带分布的洪积裙、洪积扇等；断块构造差异运动所造成的断隆和断陷；同一地层在线性分界线的两侧展现不同的地貌、水系形态、水系格局及其演变等。水系格局及其演变是反映构造断裂活动的一个最敏感的因素，高分辨率遥感影像不仅清楚地记录了水系的基本形态，而且记录了水系历史演变过程的形迹。一般水系反映断裂活动的标志有：水系格局的总体展布、水系的总体错位、河流的流向异常等。河流总体摆动方向、切割深度和密度的差异，往往反映断裂两盘升降运动的状况。一般河流力求向断裂下盘摆动，河流下切较深的地方发育在断裂上升盘一方。海岸线、海湾、岛屿、温泉、火山湖等是折线或直线展布，也是断裂存在的标志。

构造解译：活动构造一般出现在不同地貌景观的分界线上，或以特定的几何形态延某一方向延布，如活动构造与地震关系密切。在分界线上有断层崖、洪积扇等的线性排列，小湖泊、植被的定向排列，河宽、河道的突变也是活动构造的解译标志，活动构造还以明显的色调差异显示。

山区解译：平直的沟谷切割一系列山脊和谷地使其错动。两种不同的地貌单元线性相接，侵入体、串珠状湖泊、叠垒式山麓洪积扇等形成线性特征，水系流向异常，成直线等。

平原区的解译：地下水埋藏深浅不同、沉积物疏松程度不同，表现为色调的差异。

高分辨率遥感技术的应用能快速、精确地获取地质构造信息。岩石中的主要含水层或含水区域沿着断层和裂隙带存在，因为这些地方水力传导率和潜在的蓄水量较大。地表上分布的断层和裂隙在高分辨率遥感图像上常呈线状或曲线状，可以较好地分辨。当然，不是所有的线状特征都是断层或裂隙，只能依靠背景信息选择最可能的线状特征。高分辨率遥感线形构造解译技术框图见图2-12。

图2-12 高分辨率遥感线形构造解译技术框图

（2）音频大地电磁法TM、TE模式观测对比的物探技术。音频大地电磁法在山区构造裂隙水勘查中，由于受山区地形以及地表电性不均匀性影响，易产生静态效应，给准确勘查构造裂隙水赋存空间位置带来严重误差，但TE、TM两种观测模式产生的静态效应程度与特征不同，通过理论研究可提高该法在山区构造裂隙水勘查中的应用效果。

1）静位移与小尺寸地形影响特征。静位移与小尺寸地形影响引起的TE和TM模式观测曲线畸变有类似之处（图2-13和图2-14）。

图2-13 小尺度地形的TE模式和TM模式视电阻率断面图浅层不均匀体的TE模式和TM模式视电阻率断面图

图2-14 地电模型

2）大尺寸地形影响特征。大尺寸地形起伏往往在不同频段区间表现为畸变或静位移特征，反映地形的几何尺度与频率的相关关系（图2-15和图2-16）。对于TE模式，视电阻率曲线仅在高频段发生畸变；对于TM模式，视电阻率曲线不仅在高频段发生畸变，并且在低频段表现静位移特征。

图2-15 EMAP二维纯地形影响

图2-16 二维地形、地垒构造EMAP响应

3）TM、TE模式观测特征。起伏地形条件下的地电结构的视电阻率响应比较复杂（图2-16和图2-17）。从图2-16和图2-17可见，两种不同性质的地电模型，TE极化曲线尚能看出地形引起干扰场与地下电性结构引起的场的叠加；对于TM极化曲线，由于地形引起的畸变及位移十分强烈，几乎完全掩盖了地电结构场响应。因此，直接用受地形影响的观测资料进行反演解释十分困难，有必要对其加以处理与校正。图2-18为TM和TE两种观测模式实际测试对比图，可见，TE观测模式在识别构造空间分布特征方面比TM观测模式优势更突出，对勘查山区构造裂隙水更有利。

图2-17 水平地形二维地垒构造EMAP响应

图2-18 消除地形影响的音频大地电磁法TM、TE模式实际观测对比图

（3）瞬变电磁法资料处理方法。瞬变电磁法受地形影响较小，适用于山区找水，但存在的问题是电性层位划分不准，不能很好地确定地层结构，所以要进行瞬变电磁法数据处理研究。

瞬变电磁数据解释中，先作定性或半定量的解释，其目的是获得随深度变化时视电阻率的相对大小变化情况。通过相应的视深度—视纵向电导曲线的形态特征或深度—视电阻率曲线的形态特征来判定电性层层数，根据曲线的特征点对应的横纵坐标值估计各电性层的层参数。利用视纵向电导能划分电性层位的优势，根据视深度—视纵向电导曲线特征，同时结合视深度—视电阻率（基于烟圈理论计算得到）视深度—全区电阻率曲线，相互对比，确定曲线拐点，进而直接给出层数和层参数的估计值，作为一维线性反演的初始模型，然后进行反演计算，提高划分地层结构能力。

视纵向电导解释方法基于“薄板理论”，即以一薄电导板代替地下导电介质，在瞬变场断电之后，“薄板”随着时间的推移向地下变速运动，亦称为“浮动薄板法”。

对于层状大地，定义纵向电导为：

式中：N为地层层数；σ_k、h_k分别为第k层的电导率和厚度。

将式（2-16）写成积分形式，即

设均匀大地表面有半径为a的圆形线圈，通以阶跃电流，并在t=0时刻切断电源，则

在断电后，地下产生感应的涡旋电流。考虑良导薄板上方磁偶极子激发的瞬变电磁场电场分量，利用互换原理并沿线圈回路积分，得到感应电动势表达式：

对式（2-19）求导即可计算视纵向电导S及视深度H，亦可直接利用由烟圈垂向深度和纵向电导定义导出的新的视纵向电导定义：

式中：ρ_τ为视电阻率，Ω·m。

四层模型的视纵向电导曲线见图2-19。可见，视纵向电导曲线有良好的分层性，三个明显的拐点和四段视纵向电导折线的斜率说明了地电模型为HK型四层模型。拐点的位置对应着地层的分界面深度，由此可以划分地层层数和厚度，进而计算每层的电阻率。

图2-19 四层断面的视纵向电导曲线

尽管视纵向电导曲线具有较好的分层特性，可为反演的层数划分和参数确立提供有力的依据，但是基于烟圈理论的视电阻率亦有着良好的分层性。因此，同时利用视深度—视纵向电导、视深度—视电阻率、视深度—视电阻率三条曲线，相互对比，可以更好地寻找拐点，确定初值。由于寻找拐点的初值选取仅仅与横坐标深度有关，因此，尽管视电阻率和视纵向电导单位不一致，但不会影响反演的初值选取过程。

运用上文所述方法确定线性反演初值，以加阻尼的奇异值分解方法求取反演问题，对三层、四层和五层的理论模型进行试算，以检验上述反演方案的有效性。

图2-20为三层理论模型视纵向电导和视电阻率曲线。图中两条纵线为笔者根据曲线拐点划分的电性层位。横坐标的刻度标识数字为真实的模型层厚度。模型参数、选取的初值、反演结果和相对误差见表2-7。感应电动势的反演拟合曲线见图2-21。从图2-20可以看出，该三层模型拐点清晰，选取的初始层厚度与真实模型较接近。表2-7和图2-21说明反演拟合效果很好。

图2-20 三层理论模型视纵向电导和视电阻率曲线

a—视纵向电导，S；b—视电阻率，Ω·m；c—烟圈视电阻率，Ω·m

图2-21 五次迭代后的感应电动势拟合曲线

图2-22为四层理论模型视纵向电导和视电阻率曲线。感应电动势的拟合曲线见图2-23。模型参数、选取的初值、反演结果和相对误差见表2-8。需要注意的是，该模型第三层为高阻，由于瞬变电磁对高阻不敏感，因此，第三层电阻率为不敏感参数，收敛拟合很慢。

图2-22 四层理论模型视纵向电导和视电阻率曲线

a—视纵向电导，S；b—视电阻率，Ω·m；c—烟圈似电阻率，Ω·m

图2-23 十五次迭代后的感应电动势拟合曲线

图2-24为五层理论模型视纵向电导和视电阻率曲线。感应电动势的拟合曲线见图2-25。模型参数、选取的初值、反演结果和相对误差见表2-9。该模型第三层为高阻，在视电阻率曲线上反映很不明显。因此直接利用视电阻率进行资料解释是很困难的。

图2-24 五层理论模型视纵向电导和视电阻率曲线

a—视纵向电导，S；b—视电阻率，Ω·m；c—烟圈似电阻率，Ω·m

图2-25 八次迭代后的感应电动势拟合曲线

依据以上三个理论模型的反演情况，当视纵向电导曲线拐点清晰、分层明显时，划分的层参数较准确，收敛速度快。由于瞬变电磁法对高阻不敏感，因此四层理论模型的第三层电阻率参数收敛较慢。五层理论模型的视纵向电导曲线拐点不十分明显，此时，结合全区视电阻率和分层明显的烟圈理论定义的似电阻率曲线，辅助确定拐点，划分层位，是十分有益的。

（三）基岩山区地下水勘查技术模式

1.基岩山区地下水勘查综合技术模式建立

坚持快速、准确的原则，提高山区地下水勘查工作效率和成功率。首先，采用现代化信息技术，充分发挥遥感快速解译线形构造的特点，根据工作区区域地质以往研究，选择合理、有效、分辨率高的数据源开展大比例尺的线形构造解译，圈定适宜成井孔位工作靶区。其次，开展大比例尺水文地质调查，验证遥感解译结果。然后，选择合理的综合物探方法，进行构造水平位置勘查及断层构造空间分布特征的定量勘查，实现多方位、多参数、多专业勘查结果的相互补充、相互验证，提高准确性。综合勘查技术方法见图2-26。

图2-26 综合勘查技术方法

（1）确定工作靶区的勘查技术：利用大比例尺航片、卫片等数据源，确定解译目标体的影响特征，开展大比例尺的基岩裂隙水线性构造解释，圈定找水靶区。

（2）定性确定山区构造水平位置的勘查技术：采用受地形影响小，且快速高效的物探技术，包括音频大地电场法、放射性法、甚低频法等。

（3）定量确定山区构造空间分布特征及孔位技术：采用音频大地电磁阀、瞬变电磁法、高密度电阻率法、地质雷达法等。

最后，通过遥感、水文地质、物探等多专业技术人员会商勘查结果，确定适宜成井孔位。综合勘查技术模式见图2-27。

图2-27 基岩山区地下水综合技术勘查技术模式

2.基岩山区不同类型地下水综合物探勘查模式

（1）风化裂隙水。风化裂隙水的勘查主要采用物探技术，查明浅层地质结构和裂隙发育特征、含水层富水性，确定咸淡水电阻率划分标准。风化裂隙水物探勘查技术模式见图2-28。

图2-28 风化裂隙水物探勘查技术模式

模式中采用的物探技术可根据工作场地的环境条件、工作任务和勘查深度选择一种或两种组合使用。高密度电法可精细勘查深度小于100m的目标体，受电力线影响相对较小，适用于周围电力干扰不大、地形较为平坦的地区。地质雷达法属于高频电磁法，受工业电力干扰小，可精细勘查深度小于30m的目标体，适用于周围电力干扰大的地区。核磁共振法抗干扰能力差，应用时必须满足其工作环境要求。

（2）构造裂隙水。构造裂隙水多储存于构造发育部位，其地质—地球物理模型见图2-29。

图2-29 基岩裂隙水地质—地球物理模型

当岩体完整时，反映电阻率值较高，具有连续的波阻抗面，放射性浓度仅决定于岩体本身的背景值。当岩体存在构造破碎时，所反映的电阻值变小，地震波波阻抗面产生中断、错动紊乱等现象，放射性气体在断层近地表出口形成放射性浓度异常。

物探的目标是确定构造裂隙水的空间分布特征、构造破碎带的发育程度等。构造裂隙水地球物理勘查技术模式见图2-30。

首先，利用快速、轻便的音频大地电场法或放射性法（在有电力干扰情况下使用）或甚低频法查明构造水平分布位置及其分布规律（构造走向）；其次，根据探测深度的不同分别选择相对应的方法（浅层选择直流电阻率法、激发极化法或核磁共振法，深层选择频率域或时间域电磁法、频谱激电法等）精细查明构造空间分布特征（包括构造产状、性质等）。

图2-30 构造裂隙水地球物理勘查技术模式

在勘查过程中，不仅要满足每种物探方法的适用条件，还应注意根据勘查任务和勘查目标体埋深，合理选择物探方法和野外数据采集方法。对于隐伏构造的勘查，点距一般为30～50m。点距过大会掩盖局部信息，构造位置不能精确判别；点距过小会增加工作量，降低工作效率，增加勘查成本。在利用音频大地电磁法时，注意消除地形影响因素，建议采用TM/TE模式进行对比试验，以便准确反映构造信息。

图2-31 成岩裂隙水地球物理勘查技术模式

（3）成岩裂隙水。成岩裂隙水的勘查需要确定地下水矿化度和含水层的分布特征，勘查深度大，对地层分辨率要求高。成岩裂隙水地球物理勘查技术模式组合应用音频大地电磁法和高分辨率地震法（图2-31）。

音频大地电磁法对深层地层分辨能力较强，测量的电性参数较准确，利于地下水矿化度的评价，但在评价过程中，要考虑胶结物成分、胶结程度、泥质含量等影响因素。高分辨率地震法主要用于配合音频大地电磁测深法对地层的精细划分和岩性预测等。

（四）基岩山区地下水勘查技术模式应用

基岩山区地下水勘查技术模式在太行山区的河北省唐县某村开展了示范应用。当地缺水问题极其严重，建村380年以来，一直无水，需到邻县买水。近几年在县政府的支持下，先后聘请专业队伍在村周围打井14眼，深度近200m，但个个无水或水量极少，无法利用。为解决此问题，首先开展水文地质、遥感调查，应用综合勘查技术模式，开展地下水勘查。根据遥感解译、综合物探勘查及水文地质调查综合结果分析，该区域下伏地层岩性为灰岩，属于富水岩性，存在北西—南东向富水性构造。根据勘查结果，将孔位确定在高密度电阻率剖面200m处，井深240m左右。经钻探施工，井深214m，通过抽水试验及水质化验，出水量大于30m³/h，水质合格，结束了该村群众饮水困难的历史。

三、薄层含水层勘查技术

（一）薄层含水层及分布特点

1.薄层含水层的涵义

含水层的“薄”与“厚”是相对的概念。在区域地层中，含水地层的厚度相对于不含水地层的厚度，或者局部含水层的厚度相对于区域含水层的厚度等，往往成为对“薄”与“厚”的定性评价。薄层含水层在贫水区普遍存在。这里特指赋存于内蒙古高原红层中，厚度小于1m的呈层状分布的含水层。薄层含水层是内蒙古高原红层含水层的常见形态，有时在一定深度内，薄层含水层会间断出现，从而构成含水层组。

2.薄层含水层的形成与分布

高原红层指在蒙古高原上的红层沉积层。在古生代末期，华力西期运动使蒙古地槽褶皱隆起；在中生代，燕山运动使褶皱隆起的蒙古地槽发生广泛而和缓的挠曲和断裂；在新生代，喜马拉雅运动和新构造运动使高原普遍抬升，高原盆地开始形成。伴随同期相继喷发的玄武岩，盆地中沉积了巨厚的中—新生界碎屑岩，经随后漫长的地质作用，形成了高原红层。高原红层具备红层的基本特征，而薄层含水层则是高原红层中的薄层砂岩的沉积，是高原红层地下水的一种赋存形态。

高原红层薄层含水层遍布在内蒙古高原红层中。东起大兴安岭和苏克斜鲁山，西至马鬃山，在阴山以北的广大区域，低缓丘陵之间，分布着众多红层沉积地层，大型的如准噶尔红层沉积地层、呼伦贝尔红层沉积地层、二连红层沉积地层和居延红层沉积地层等，小型的有白音和硕红层沉积地层、商都红层沉积地层、朝阳红层沉积地层、赛乌素红层沉积地层等。在这些红层沉积地层中，沉积了砾岩、砂岩（包括粗砂岩、中砂岩、细砂岩、粉砂岩等）、泥岩、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩等。在红层沉积地层区域内，从沉积边缘至沉积中心，由于沉积和搬运的过程中水的深浅不同，水动力条件的不同，形成岩层的碎屑粒度有由粗变细的分选的结果，呈现砾、砂、粉砂、黏土等沉积的机械分选现象。

沉积环境不同，薄层含水层的厚度、层数等也不一样。在以湖相沉积为主的红层沉积地层中，薄层含水层的分布主要受河流的影响。在河流的作用下，组成薄层含水层的砂岩体在平面上延向沉积区域外侧，常与山麓冲积或洪积扇砂砾岩体相接；向沉积区中部则多变为三角洲相的沉积。剖面上常发育沉积旋回下部，上部过渡为湖泊相组的沉积。因此，洪积扇和三角洲沉积物中包含着河流沉积物，平原河流沉积物常与滨湖沉积物交替出现，表现为砂岩与泥岩的交互沉积。

薄层含水层的形态在空间上是变化的。在没有沉积间断和断层错位的情况下，在成因上相近的沉积相是彼此相邻出现的，无论是平面上的分布或剖面上出现的顺序，都有共生组合关系。一般情况下，在一个红层沉积环境中，组成薄层含水层的碎屑颗粒由沉积区边缘向中心逐渐变细，碎屑的成分由简单变复杂，砂岩百分含量减少，泥岩百分含量增加，含水层厚度减小，含水层层数增加。

3.薄层含水层水文地质特征

薄层含水层即薄层砂岩裂隙水含水层，赋存其中的地下水的补给、径流、排泄特点和地下水的富集规律取决于砂岩体的空间分布形态。在特定环境下，砂岩体的形态在空间上是变化的，因此，在平面的不同位置，在地下的不同深度，薄层含水层会表现出变化的水文地质特征。

薄层含水层地下水补给是有规律的。在特定的沉积环境中，砂岩体往往上覆厚度不等的泥岩，从几米至几十米均有可能。高原红层中的泥岩富含黏土物质，属于钙质泥岩，水文地质特征表现为隔水层或弱透水层。因此，下伏的砂岩体得不到直接的降雨入渗补给。

薄层含水层地下水的补给基本来自两个方面：①周围基岩裂隙水的侧向补给；②沉积地层中沟谷潜水的垂向补给。

侧向补给对于薄层含水层地下水起着主导作用，占据水量的绝大部分。降雨通过基岩裂隙入渗到地下，当基岩裂隙与和基岩接触的沉积地层中的砂岩体连通时，由于重力作用，基岩裂隙水就源源不断地流入薄层含水层中，薄层含水层地下水因此常呈承压状态。

垂向补给集中在断裂构造带中。由于构造运动，连续沉积的岩层发生断裂破碎，断裂破碎带经长期的侵蚀与剥蚀后成为地表河流的通道，第四系的风积物，冲、洪积物不断的沉积其中，地表水、降雨在条带状的范围内可以与薄层含水层地下水发生垂直水力联系。

断裂破碎带对薄层含水层地下水的水文地质影响不止于此。由于完整岩层遭到机械破坏，区域的地下水系统会因此改变。在高原红层沉积地层中，含水层均是由多个砂岩层含水层与薄层砂岩层含水层交互沉积而成的含水岩组，地下水在各个独立的含水层中普遍处于承压状态，含水层所处深度不同承压强度也不一致。断裂破碎带的产生在其影响范围内沟通了各含水层与含水层组，深部压力大的砂岩体中的地下水会对浅部压力小的含水层、第四系潜水甚至地表河水发生补给。与承压水含水层间所发生的越流补给相比，断裂破碎带处深层水对浅层水的补给的量要大得多，区域地下水的富水性会变的更为复杂。

薄层含水层地下水的径流是个缓慢的过程，由沉积地层的边缘向中心低洼处流动。这是由薄层含水层所处高原红层沉积的特点所决定的。

高原红层沉积地层的基本特点是“宽、浅”，沉积边缘与中心低洼地带的相对高差较小。以内蒙古中部的商都沉积盆地为例，商都沉积盆地在高原红层沉积地层中比较而言是一个小型沉积盆地，盆地面积1092km²，盆地边缘高程1275.00m，盆地低洼处高程1400.00m，相对高差只有125m。有的沉积地层的相对高差还要更小，在一些大型沉积地层中，地形起伏普遍在20～40m。

在天然状态下，薄层含水层地下水大部分排泄到沉积区域低洼处的湖泊中，小部分排泄到沉积区域内部的河流沟谷中，形成地表径流。随着人类社会不断发展，对地下水的需求持续增加，在高原红层盆地中，地下水的人工开采已成为地下水排泄的主要方式。如今，许多区域地下水处于超采的状态，从前经常可见的高原湖泊正在逐渐消失。

薄层含水层地下水从成因上应当属于裂隙水的类别，然而，经过长期的风化剥蚀、流水侵蚀和淋滤作用，呈面状分布的薄层砂岩含水层地下水又具有孔隙水的某些性质，在富水性上具有相对均一性。

薄层含水层地下水的富水性一般取决于其存水条件和汇水条件。砂岩体颗粒越粗，汇水条件越好，则水量越丰富。在构造发育的区域，裂隙密集带、断层带等往往呈线性分布，由这种构造因素控制的储水空间、存水条件和汇水条件常呈带状分布，薄层含水层在此表现出区域的带状的富水性。

（二）薄层含水层勘查技术

在高原红层的水文地质勘查工作中，由于薄层含水层的物理特征，物探勘查的准确率一直是个难点。为此，电法、微重力法、浅层地震法、电磁法、放射性法等均被应用于实验，在应用中均表现出程度不同的局限性。随着仪器制造技术的进步和勘查方法研究的深入，高分辨率电法和核磁共振法取得了良好的效果，提高了薄层含水层勘查的准确率。

1.高分辨率电法

在水文地质勘查工作中，高分辨率电法是根据含水体与围岩所存在的电性差异来找水和研究地质构造的地球物理方法。在目标地质体上施加一个人工电场，含水体与围岩会在人工电场中表现出有差异的导电性、电化学活动性、导磁性和介电性。这些物理量的差异可以被地面的仪器接收到，从而实现对含水层的判断，对地层结构的解译。

（1）岩石电阻率。电阻率是电流垂直通过单位体积岩石时所受阻力的大小。在高分辨率电法理论体系中，电阻率是一个核心指标，是表示岩石导电能力大小的参数。一般来说，岩石的电阻率越高，导电性越差，甚至不导电；电阻率越低，导电性越好。在地层中，水、金属硫化物是良导体，大部分造岩矿物基本上是不导电的。有的岩石之所以能导电，是因为岩石的孔隙或裂隙中有导电的水。在高分辨率电法的探测工作中，所得到的电阻率并不是岩层的真电阻率，也不是地层电阻率的平均值，而是电场分布范围内各岩层电阻率综合作用的结果。随场强加大，探测深度增加，电阻率表现的是以对应深度地层电阻率为主的综合电阻率值。因为不是代表岩层电阻率的真值，常称为视电阻率。对于方法而言，视电阻率的反应就是电阻率的反应。视电阻率用ρ_s表示，计算公式为：

式中：ρ_s为视电阻率，Ω·m；K为装置系数，m；ΔV_MN为测量电极MN间的实际电位差，mV；I为AB供电回路的电流强度，mA。

（2）影响岩石电阻率的主要因素。岩石的电阻率是岩石自身的物理性质，取决于组成岩石的矿物成分、岩石中裂隙的发育程度和地下水的赋存状况。造岩矿物，例如石英、长石、云母、方解石等，具有很强的稳定性，基本表现出绝缘特征，电阻率在10⁶Ω·m以上。金属矿物，例如黄铁矿、黄铜矿、铅锌矿等，物性测量时均表现出良导体的特征，电阻率很低，甚至可低至10^-4Ω·m。但在地层中，由于矿体与夹杂其中的围岩的综合作用，电阻率还是比较高的。但是与纯粹的厚层围岩相比较，在电阻率数值上，矿体还是会比围岩小若干个数量级，这就是电法找矿的前提。当岩石中有裂隙发育并有地下水赋存时，会表现出较好的导电性，电阻率较低，一般为10¹～5×10²Ω·m。

（3）水的电阻率特征。水的电阻率与水的矿化度、温度紧密相关。不同深度、不同地质环境中的地下水，矿化度与温度差别很大，地下水的电阻率则表现出差异化的特征。

实验数据表明，随矿化度增加，水中游离离子浓度增加，导电性增强，电阻率值随之大幅度下降。随温度的逐渐升高，水中游离离子运动加快，活性增强，导电性亦增强，电阻率逐渐降低。电阻率与矿化度关系见表2-10，电阻率与温度的关系见表2-11。

（4）电法的垂向分辨率。电法的垂向分辨率是指所勘查目标地质体的厚度与其埋深之比。数值越大，分辨率越低；数值越小，分辨率越高。地质体勘查的垂向分辨率是一个十分复杂而且重要的问题，它直接决定了勘查方法的适用性和勘查成果的评价。从客观角度看，垂向分辨率是由地质体的横向尺寸、厚度、埋深以及围岩的电阻率差异所决定的，是不以人的意志为转移的；在主观上，技术的进步总是在不断解决更复杂、难度更大的地质问题的过程中发生的。

常规电法是水文地质物探的主流勘探方法。如果含水层与围岩间存在显著电性差异，垂向分辨率一般为0.1～0.2，也就是说在100m的深度范围内可以探测出10～20m厚的含水层。随着工作要求的不断提高，方法的应用也愈加表现出局限性，根本原因在于仪器的稳定性与灵敏度等指标，在特定地质环境中满足不了地质体垂向分辨率的要求。与常规电法相比，高分辨率电法在这方面有所突破。一方面降低了电性差异的要求，使得探测更灵敏；另一方面，垂向分辨率变高，可达到0.05，即在100m的深度范围内可以探测出5m厚的含水层，提高了技术应用的适应性。突破首先发生在仪器的制造技术上，由此引发野外勘查方式的变革，从而极大地减小了长期困扰方法应用的一些不确定性因素，增强了探测条件的一致性因素。

2.核磁共振法

（1）理论基础。水（H₂O）是地球内部普遍存在的化合物，在地下呈面状、线状（或条带状）分布，具有流动性。在地球内部，水的基本组成元素氢质子（proton），在地磁场中以一个固定的频率振动，这个频率被称为拉莫尔频率，随地磁场场强的变化而变化。而当在地面一定范围内施加一个人工的交变磁场后，如果这个磁场的频率与当地的地磁场的拉莫尔频率相同时，处于这两个磁场中的氢质子会发生共振，共振使得氢质子的相位发生改变，在人工磁场消失后，受到激励的氢质子有复位的过程，这个复位过程又会在一定范围内产生一个交变的磁场，也称为驰豫磁场。该磁场的一些物理特征可被地面仪器采集到，有关地下水的信息由此可被获得。地下水核磁共振的发生过程见图2-32。

图2-32 地下水核磁共振过程示意图

磁场中氢质子以拉莫尔频率振动，共振信号曲线E（t，q）是一条取决于脉冲参数q=I₀τ的指数包络线。

式中：T₂^*为脉冲释放时间，ms；φ₀为PMR信号的初始相位；E₀（q）为初始振幅，nV。

研究发现了一些核磁共振信号和含水层水文地质参数间的一致性，而且发现非零的核磁共振信号直接与地下水相关：①通过测量E₀（q）可以得知含水层的含水度、位置和厚度；②衰减时间T₂^*与含水岩层介质的孔隙度紧密相关；③相位φ₀对地层电导率敏感。核磁共振系统接收机因此可获得氢质子振动的振幅、衰减时间、相位等物理参数。在这些参数中，振幅直接反映地下水的含水量，衰减时间反映地下水岩层的平均孔隙度，相位反映岩层电阻率。另外，通过横向驰豫时间常数T₂，可以得到含水层的渗透系数；通过模型计算，可以得到含水层的导水系数。

（2）探测数据处理。在一个核磁共振的探测中，需要向地质体施加既定的呈系列的脉冲。为保证得到真正的共振信号，而不是环境噪声的信号，每个脉冲均要重复一个给定的次数，得到大量的有关氢质子振动的振幅、相位、衰减时间等物理参数。对这些数据的记录、叠加、过滤与计算以及建立在这些数据基础上的模拟计算，决定了解译成果的质量。

探测数据的处理包括数据采集、数据解译、模拟模型、系统维护等几个部分。一个完整的数据处理见图2-33。

图2-33 探测数据处理流程图

探测的设定被用于构建该探测的数学模型。数学模型所表征的是地层的地电模型，来自于探测深度内的任何含水层的核磁共振信号均可被模型化。用数学模型进行模拟计算对探测成果的解译是很有用的。

（3）垂向分辨率。从核磁共振响应信号来分析：含水层的厚度越小、水量越贫，共振信号越弱；含水层的厚度越大、水量越多，共振信号越强。按照目前的设备技术能力，可以探测到的衰减时间信号范围为30～1000ms。当衰减时间为30ms时，则可将其视为反映核磁共振垂向分辨率的技术指标。

核磁共振探测也会受到外界因素的影响，诸如大气层放电、磁暴、游离工业电流所产生外部电磁场等，均会干扰地下水核磁共振的发生与信号采集。另外，地层的电导率背景不但会对接受信号产生影响，而且还是模型计算的关键因子。因此，这里所讨论的核磁共振垂向分辨率是特指在理想状态下的核磁共振探测。

5m厚“含水层”在不同深度的近乎绝缘的环境中的核磁共振信号的计算结果见图2-34。从计算结果可以看出，核磁共振方法确定含水层位置的能力取决于信号形状的细微差别。

图2-34 不同深度含水层核磁共振信号

理论上，含水层含水度的垂向分布由式（2-23）确定，式（2-25）建立在地层是水平的，且已知视电阻率的垂向分布e（r）=p（z）的基础上。

式（2-23）可通过在有限维数子空间的投影求解，依靠投影方程逼近。

式中：Q_j（q_i）为kernel因子，是通过将k（q，z）投影到基础函数b_j（z）上获得的，于是：

从物理学的角度来看，问题允许基础函数被假设为boxcar函数，因此，kernel因子是“水层”的主要反映，该“水层”同时还被赋予了深度z和厚度Δz等特征，此时，深度的取值范围为：

基础函数为：

kernel因子则为：

从上述计算过程可知，核磁共振信号计算结果的垂向分量取决于地表线圈产生的磁场，磁场的斜率越大则计算结果越好。施加于圆形线圈上的脉冲所形成的磁场的分布特征为：接近地表处地磁场斜率大，随着深度的增加地磁场的斜率越来越小，因此接近地表处核磁共振信号要好于地层深处的核磁共振信号。IRIS生产的Numisplus供电电压为429mV，这是地表线圈产生磁场的最大能力，最大探测深度为150m，最大定量解译深度为75m。脉冲与探测深度关系见表2-12。

（三）薄层含水层勘查技术模式

针对薄层含水层的水文地质特征以及赋存空间的高原红层地球物理性质，应用常规电法、高分辨率电法、瞬变电磁法、高频大地电磁法（EH4）、核磁共振法等方法进行试验研究。通过野外试验、组合对比及探测数据的研究发现，高分辨率电法探测的一致性、稳定性好，能够精确划分电性层，与地层基本吻合，但不能对含水层做出直接判断；核磁共振法灵敏度强，是物探方法中唯一能够直接反应含水层信息的方法，解译的含水层层位和水量与实际接近，但探测深度有一定局限，且解译精度随深度增加会逐渐降低。组合应用高分辨率电法与核磁共振法，优势互补，可有效提高薄层含水层的识别能力。薄层含水层勘查技术模式见图2-35。

图2-35 薄层含水层勘查技术模式图

图2-36 内蒙古自治区某村薄层水勘察技术模式应用成果图

（四）薄层含水层勘查技术模式应用

内蒙古自治区四子王旗某村，属于草原缺水地区，自然条件恶劣，地质环境复杂，该村及附近8个自然村共计1200人存在饮水困难。根据区域地质资料，结合现场踏勘，选择水文地质条件相对有利的位置进行高分辨率电法剖面勘查，剖面由10个测深点组成，点距200m。通过探测数据解译发现，在剖面上7号测深点附近的20～40m深度处有含水层的物性反应。在6号、7号、8号三个测深点处采用核磁共振探测，结果显示，7号测深点为最有利的成井点位，见图2-36。根据勘查成果进行成井施工，井深65m，出水量15m³/h，满足了该村人畜饮水需要。