采用高密度電法儀監測圍墾區土壤鹽分變化

周 煜，余夏楊，周廷璋，辛 沛

(河海大學水利水電學院，江蘇 南京 210098)

鹽漬土分布廣泛，我國從濕潤地區到干旱地區，從濱海到內陸，均存在大量鹽漬土。據統計，我國鹽漬土面積為3.47×107hm2，占全國可利用土地面積的4.88%[1-2]。在過去的30年間，濱海地區由于圍墾產生的鹽漬土面積高達7.5×105hm2，其中江蘇圍墾沿海灘涂面積達2.5×105hm2[3]，作為重要的土地后備資源，對其合理利用不僅可以緩解江蘇土地的供需矛盾，還可以促進江蘇沿海經濟的發展。

為揭曉鹽漬土成因，掌握土壤脫鹽規律，合理有效地利用鹽漬土，國內外許多學者對鹽堿地進行了大尺度的野外觀測。早期學者多采用定點定期采樣的方法，分析土壤的鹽含量，并結合水化學技術監測、研究水鹽的運移規律。隨著科技的進步發展，高密度電法儀逐漸被應用于水文地質領域。不同于傳統的監測手段，高密度電法儀通過直接測量土壤視電阻率，來間接反映地質構造和土壤孔隙水狀況，具有連續、便捷、破壞性小等特點。

目前，多將高密度電阻率法運用到海水入侵的研究中，如Sutter等[4]在新西蘭濱海地區，通過高密度電阻率法分析海水位季節性變化對淺水層鹽分分布的影響。Mart等[5]結合高密度電阻率法、瞬變電磁法、電測深法，探索研究區海水入侵的程度。Huizer等[6]采用高密度電阻率法監測濱海地區潮汐波浪影響下的地下水鹽度變化。類似地，Capizzi等[7-13]將高密度電阻率法應用到海水入侵區，圈定海水入侵的大致范圍。Nijland等[14-15]根據高密度電阻率法探究土壤水分隨時間變化的規律。Martínez等[16]驗證了高密度電阻率法對咸水入侵過的濱海沉積系統的水鹽監測具有高效性。部分學者將高密度電阻率法與數模相結合，用于預測海水入侵。如Beaujean等[17-18]把地下水監測井和高密度電阻率法的實測結果作為標準，來校核海水入侵模型的參數。也有學者根據高密度電阻率法的測量結果，修正了公式中的經驗系數，如Maillet等[19]通過高密度電阻率法探明了濱海高鹽度古渠道的內部體系結構演變和回填進程，并修正了阿爾奇公式以確定測區條件。國內在水文地質領域應用高密度電阻率法起步較晚，目前已有研究人員把高密度電阻率法二維、三維成像技術應用到萊州灣[20-23]、膠東半島[24]、海南[25]、廣東[26]、遼寧[27]等濱海地區，率定出氯離子濃度和電阻率的關系曲線，判定了海水入侵的范圍，使得不同監測指標聯合監測水鹽運移成為可能。蘇喬等[28]利用高密度電阻率法分析了濰坊濱海地下水在潮汐作用下的時空變化。

高密度電阻率法盡管已經在海水入侵地區應用較多，但在灘涂圍墾區卻鮮有報道。本研究采用高密度電阻率法，結合氣象站觀測、地下水取樣等手段，監測江蘇條子泥圍墾區土壤鹽分變化，獲取了較為可靠的監測數據，以期為研究自然條件下的土壤脫鹽和反鹽規律、后續改良鹽漬土、提高土壤肥力起指導作用。

1 研究區概況與監測方法

1.1 研究區概況

條子泥工程是江蘇沿海灘涂圍墾的先導工程(圖1)。該圍墾區北起梁垛河口，南至方塘河口，西界為東臺沿海中南部墾區外堤線，屬淤泥質海岸[29]，目前已完成一期0.67萬hm2的匡圍工程，新圍海堤27.4 km，新筑隔堤14.3 km。

條子泥圍墾區隸屬于揚子地層區，基巖在地表沒有外露，為第四紀濱海相沉積所形成且埋深達到數百米。在觀測區附近鉆井進行地層分析(圖1)。第一層為輕粉質沙壤土，夾雜壤土團塊，表層常見植物根莖和黑色有機質，厚度約為6 m，埋深在地表至地下6 m處，土壤含水率為30%～33%，孔隙比為0.85～0.89，屬于中等透水土層；第二層為粉砂，厚度約為14 m，埋深在地表以下6～20 m，土壤平均含水率為29.1%，孔隙比為0.82，屬于中等透水土層；而埋深20～22 m處的土層與第一層類似，主要為輕粉質沙壤土，土壤平均含水率為33%，孔隙比0.94，屬于弱透水層；埋深22～30 m處與第二土層類似為粉砂，土壤平均含水率29%，孔隙比0.83，屬于中等透水層。圍墾區地下水補給來源為大氣降水和地表水，主要排泄方式為蒸發和徑流。

1-輕粉質沙壤土 2-粉砂圖1 條子泥圍墾區

1.2 監測手段

本研究在條子泥自然保護區(毗鄰土壤改良區)進行，圍墾區原本是灘涂，受海水浸淹，地下水為海水。圍墾后和近海隔離，不再受潮汐周期性浸淹。

設置地下水位監測井用來投放水位計，監測高密度電法儀測量期間的地下水埋深；由孔隙水取樣井提取不同深度的淺層地下水水樣，并通過多參數水質測量儀(YSI ProPlus)分析水樣的鹽度。

采用多通道高密度電法儀(ERT SuperSting R8/IP)進行觀測區(圖1中紅線所示)固定剖面的測量，通過反演圖像宏觀掌握測量區的鹽度分布情況。此外，導出相關深度的電阻率數據，進行時間尺度的分析對比，了解淺層與深層土壤的鹽度變化，并采用淺層地下水水樣檢測的方法來印證。

1.3 觀測步驟

圍墾區2016年10—12月出現了持久的強降雨天氣，降雨量共計420 mm，約為年平均降雨量的40%，因而將12月作為2016年雨季進行野外觀測。而次年5月降雨量不足30 mm，遂將該月作為旱季進行觀測。在固定剖面處進行高密度電法儀的二維布線，經過選擇測量模塊、檢測接地電阻等一系列準備工作后，開始測量，同時，讀取水位計記錄的地下水埋深，并采集地下水水樣現場測定鹽度。

2 高密度電法儀基本原理

SuperSting R8/IP多通道高密度電法儀由美國AGI公司生產，本次所使用的儀器配備有64個轉換電極，可自定義發射周期和重復觀測次數，具有自動智能、高精度高穩定性等優點。該儀器采用EarthImager反演軟件進行數據處理，它將野外的實測電流和電位差反演成地下土壤電阻率分布，從而可以推斷出地下的構造特征及各種異常體(圖2)。

圖2 原理示意圖

高密度電阻率法具有觀測精度高、數據采集量大、地質信息豐富、效率高等特點。但其實質仍然是直流電阻率法，因此其基本原理與傳統的電阻率法一致。根據式(1)、(2)，可計算出其視電阻率，再通過分析，可判斷地層異常情況。

(1)

(2)

式中：ρ為視電阻率，Ω·m；ΔV為測量電極M和N之間的電位差，V；I為系統供電電流，A；K為裝置系數，僅與電極布置位置有關，m；lAM、lAN、lBM、lBN為供電電極和測量電極之間的距離，m。

高密度電阻率法常用的測量裝置包括施倫貝格裝置、溫納裝置、偶極裝置、中間梯度裝置等。國內學者馮銳等[30]在計算Barker等[31]1979年提出的敏感度系數時發現，溫納裝置對地下介質的垂向變化反應最為靈敏，由于圍墾區土壤電阻率低于2Ω·m，且垂向變化較小，因此測量裝置采用溫納裝置。

圖3為溫納裝置跑極示意圖，其中A、B為供電電極，M、N為測量電極，lAM=lMN=lNB=na(a為電極間距，m；n為隔離系數，取值1,2,3，…)。由式(2)得裝置系數K=2πna，是常規排列中最小的一種，但溫納裝置卻具有最大的信號強度(1/K)，即在供電電流不變的情況下，溫納裝置能產生最大的信號強度。因此，在較高噪聲干擾的工況中，溫納裝置往往是測量的不二選擇。跑極時，A、M、N、B保持間距不變，整體逐點向右移動，得到第一層測點，再改變隔離系數n，使n=2,3,4，…，同樣整體逐點右移，依次可以得到第2,3,4，…層測點，最終將形成一個倒梯形的測量剖面。

圖3 溫納裝置跑極示意圖

3 結果與分析

3.1 不同時期的反演圖像

圍墾區土壤電阻率主要受土壤含水率、鹽度、土質等因素影響，觀測區位于條子泥圍墾區的自然保護區內，不同時期反演結果的差異主要由土壤含水率及鹽度引起，其中土壤飽和帶的變化主要由孔隙水鹽度決定。水位監測結果表明，圍墾區地下水不受堤外潮汐波浪的影響，埋深相對穩定；2016年12月份降雨量大，地下水埋深穩定為0.32 m；2017年5月份降雨量較小，地下水埋深穩定在0.66 m。

采用高密度電法儀進行測量時，電極間距布設為2 m，剖面總長為126 m，探測深度約為24 m，電極排列方式為溫納排列，反演程序選用EarthImager 2D低阻模塊。圖4為不同時期的二維反演電阻率斷面，大致反映了測量剖面的電阻率分布情況，圖4中紅色實線表示地下水位，整個剖面電阻率值介于0.6～1.6 Ω·m之間，有很明顯的電阻率色塊分層現象。

1-輕粉質沙壤土 2-粉砂圖4 不同時期的二維反演電阻率斷面圖

非飽和區土壤為輕粉質沙壤土，反演色塊相對雜亂，與12月份相比，5月份大量深色塊呈斑點狀出現；在測線77～91 m區域出現的局部高阻，12月份呈點帶狀分布，最大電阻率值為1.6 Ω·m，而5月則呈團簇狀分布，最大電阻率值為1.2 Ω·m。在6 m深度內的淺層飽和區，土質為輕粉質沙壤土，但電阻率值小于非飽和區，不足1 Ω·m，這是由土壤含水率大于非飽和區引起的，并且該區域5月份的深色斑塊較12月有了明顯的增多。飽和區深度 6～20 m內，為粉砂層，這層土壤的電阻率色塊較為單一，表明鹽分分布均勻，電阻率值為整個剖面最低，變化范圍在0.6～0.8 Ω·m，與12月對比，5月份電阻率為0.6～0.7 Ω·m的色塊依然存在，但0.7～0.9 Ω·m的色塊卻有減少的趨勢。在20～25 m 深的土壤飽和區，土質仍以輕粉質沙壤土為主，但電阻率比粉砂層略有增大，達到0.9～1.1 Ω·m，且5月份1 Ω·m的色塊面積有略有增大。

3.2 非飽和區土壤視電阻率的變化

將測量的視電阻率數據導出進行分析，圖5表示非飽和區的土壤視電阻率均值。非飽和區土層厚度不足1 m，兩次所測土壤視電阻率均出現了強烈的不規則波動現象，表明非飽和層土壤的含水量及鹽度分布極不均勻。對比2016年12月與2017年5月的測量結果，前者的視電阻率整體大于后者，且前者波動程度更為強烈，這是由不同季節土壤含水率及鹽度的變化引起。在測線77 m處出現的波峰區域，12月份達到最大值1.7 Ω·m，隨著時間推移，5月份時波峰明顯減弱，視電阻率最大值為1.2 Ω·m，并且在測線47 m、72 m處出現了多個波谷，視電阻率為0.7 Ω·m，波峰削弱波谷增強，自然條件的變化直接影響了非飽和區土壤視電阻率的變化。

圖5 非飽和區土壤視電阻率

3.3 飽和區淺層土壤視電阻率的變化

飽和區的土壤視電阻率與孔隙水鹽度呈負相關關系，因此土壤視電阻率的變化間接反映了鹽度的變化。圖6表示飽和區1～2 m、2～3 m、3～4 m深度不同時期的土壤視電阻率均值，與之對應的是表1中不同埋深的地下水鹽度。如圖6(a)，1～2 m深度的土壤視電阻率波動明顯弱于非飽和區，測線77 m處的視電阻率峰值也降低0.1 Ω·m，這表明1～2 m 深度的土壤受自然條件影響減弱。5月份土壤視電阻率均值比12月低0.18 Ω·m，測得5月份1.5 m深度的地下水鹽度為29.17 g/kg，12月份為24.72 g/kg，表明在1.5 m深度，旱季孔隙水鹽度明顯高于雨季。由圖6(b)可知，2～3 m深度的土壤視電阻率波動弱于1～2 m，曲線起伏趨于平緩，測線77～91 m處的多個波峰也大幅減弱，最大視電阻率值仍達到1.2 Ω·m，這表明2～3 m深度的土壤依然受到自然因素的影響。但兩個時期的土壤視電阻率值沒有出現明顯的差異，并且12月份在埋深2.5 m處的孔隙水鹽度為29.26 g/kg，5月份為29.84 g/kg，這表明深度在2～3 m的孔隙水鹽度并未發生明顯變化。圖6(c)表示深度在3～4 m的飽和帶電阻率均值，此深度的土壤視電阻率值基本穩定，測線77～91 m處的高阻也已經消失，兩次的測量結果重合度較高，表明3～4 m深度的土壤已不受外界自然條件的影響。而表1中，3～4 m深度12月與5月的地下水鹽度分別為29.54 g/kg、30.09 g/kg，也沒有發生明顯變化，說明深度在3～4 m的孔隙水鹽度也未發生變化。

(a) 深度1～2 m

(b) 深度2～3 m

(c) 深度3～4 m

表1 淺層飽和區不同深度水樣的鹽度

不同深度的土壤視電阻率分布曲線表明，4 m深度范圍內是最易受自然因素影響的區域，并且非飽和帶受影響最為強烈；結合孔隙水鹽度的變化可知，自然條件下剖面1.5 m深度內的孔隙水鹽度變化最為明顯，旱季孔隙水鹽度高于雨季。另外，圍墾區地下水埋深淺，土壤鹽含量居高不下，鹽漬土脫鹽速度非常緩慢，因此需采取如埋設暗管等措施加快脫鹽速度。

3.4 飽和區深層土壤視電阻率的變化

圖7表示飽和區10～11 m、14～15 m、19～20 m深度的土壤視電阻率均值。深度10～11 m的土層為粉砂層，其視電阻率曲線光滑平整，12月與5月的土壤視電阻率值差異較小，但在測線28 m、98 m處均出現了波谷，土壤視電阻率達到最低值0.8 Ω·m；深度14～15 m的土層仍為粉砂層，土壤視電阻率未出現不規則波動，12月所測視電阻率均值比5月大0.02 Ω·m，可以忽略不計，波谷處視電阻率達到最低值0.9 Ω·m；在19～20 m深度，土層以輕粉質沙壤土為主，土壤視電阻率分布均勻，12月份的測量結果仍略大于5月。不難發現，隨著深度的增加，土壤視電阻率波動減弱，表明深層土壤不受自然條件影響；雨季和旱季的土壤視電阻率變化微小，表明孔隙水鹽度未發生顯著變化。

(a) 深度10～11 m

(a) 深度14～15 m

(c) 深度19～20 m

4 結 語

a. 圍墾區4 m深度范圍內是最容易受到自然條件影響的區域，其中非飽和區受影響最為顯著，4 m以下區域受影響較小。

b. 淺層飽和區1.5 m深度范圍鹽度變化明顯，且旱季鹽度明顯高于雨季，但深層土壤的鹽度沒有出現顯著的變化。

c. 圍墾區地下水埋深淺，自然條件下土壤脫鹽緩慢，因此需采取如埋設暗管等措施加快脫鹽速度。

本文基于高密度電阻率法，探究了觀測剖面的土壤電阻率分布情況，并通過提取孔隙水水樣進行驗證，但對深層土壤電阻率的率定還有待進一步的研究。

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