泥質潮灘水鹽運移過程電阻率探針高精度監測效果分析?

李明波,張宇豐,郭秀軍,4??,吳 振,武 斌,馬 健,聶佩孝

(1. 山東省第四地質礦產勘查院,山東 濰坊 261021; 2. 山東省地礦局海岸帶地質環境保護重點實驗室,山東 濰坊 261021; 3. 中國海洋大學環境科學與工程學院,山東 青島 266100; 4.山東省海洋環境地質工程重點實驗室,山東 青島 266100)

泥質海岸是世界重要的海岸類型之一,廣泛分布于海灣及河流入海區域。當前泥質海岸的關注問題集中在濱海濕地土壤鹽漬化以及濱海鹵水資源可持續開發上。厘清泥質海岸表層細粒沉積層中水體與溶質的分布、遷移規律,是解決以上環境及資源問題的基礎。泥質海岸地下水水文過程模型的建立始于21世紀初,至今仍在修改、完善。當前研究該問題的主要方法包括地球化學分析、數值模擬及原位地球物理調查。傳統研究主要基于地下水常規離子分析、氫氧同位素測試等地球化學分析結果,確定泥質海岸多層含水層系統中水、鹽的來源,以此為基礎建立地下水與溶質的補給模型[1-2];隨著算法優化,數值模擬與原位水文觀測結合的方法開始用于泥質海岸多層含水層中流場、溶質分布及變化規律的研究[3-9]。馬倩、常雅雯與郭雪倩將多層含水層系統中各地層視為均質,初步模擬分析了多層含水層系統中流場與溶質的分布演化過程,評價了弱透水層中天窗區對越流補給的影響,量化了海底地下水排泄通量[5-7]。Xin等[8]與Xiao等[9]模擬了受生物活動影響更為復雜的地下水循環過程。證明了生物通道能夠顯著促進表層沉積物中海水的循環速率;地球物理電學觀測是一類新興的地下水文過程觀測方法,Su等[10]應用此方法分析了潮汐對泥質海岸沉積物電性的影響,并劃分了萊州灣濱海含水層系統中的海水入侵通道。Fu等[11]基于電阻率層析成像(Electrical resisitivity tomography,ERT)監測結果,建立了泥質海岸多層濱海含水層系統中的水鹽運移模型;張宇豐等[12]基于ERT與水文參數監測結果,討論了表層細粒沉積層的滲透性差異對海水-潛水鹵水交換過程的影響,初步量化了潮汐循環中多層濱海含水層內發生的鹽分通量。

綜上可知,當前已有研究更多關注泥質海岸多層濱海含水層系統,并以此建立大尺度的水鹽運移模型。事實上,潮間帶生鹵、土壤鹽漬化及生物活動的區域多集中在表層細粒沉積層中[9,13-15]。在蒸發與潮汐循環作用下,潮間帶細粒沉積層中孔隙水鹽度維持在較高水平的動態平衡中,每年每平方千米的表層細粒沉積層可為地下鹵水資源補給16萬m3大于10波美度的鹵水[15]。活躍的生物活動產生的通道能夠增大表層細粒沉積物的滲透性與異質性,顯著加快海水-地下水的交換速率,不僅為潮間帶生鹵補給淺層鹵水資源提供優先路徑,還促進了基質中孔隙水與海水等其他水體間的溶質交換,改變基質中孔隙水鹽度,影響土壤鹽漬化進程[8-9,11-13]。準確、細致認識細粒沉積層中水鹽運移規律是揭示潮灘生鹵補給潛水鹵水機制與通量的基礎,可為濱海地下鹵水資源以及生態環境管理提供理論支持,但目前未有研究能夠精細描述潮汐循環中細粒沉積層中水鹽的運移過程。

為精細刻畫以上過程,要求監測技術對地下介質變化的反應有較高靈敏度,同時具有較高的空間分辨能力。由于不同含鹽量沉積物存在明顯電性差異,電學監測可基于此物理前提對水鹽運移過程進行刻畫[16-18]。電阻率探針技術在垂直方向上具有較高的分辨能力,其還能避免ERT監測隨探測深度增加探測靈敏度下降的缺點。目前電阻率探針技術主要應用于海底水土界面劃分[19]、海洋土蝕積過程監測[20-21]、海底淺層氣遷移過程監測[22-23]以及土壤鹽漬化監測[24],但目前尚未對電阻率探針監測泥質潮灘水鹽運移過程的能力進行分析。

本研究選取萊州灣南岸泥質潮灘為研究區開展工作,分析環狀電阻率探針(Ring electrode resistivity probe,REP)監測潮汐過程表層細粒沉積物中水鹽運過程的靈敏度,評價依據孔隙水鹽度變化比量化分析孔隙水鹽分累積與釋放過程的誤差,并基于REP監測結果初步描述潮汐過程中泥質海岸表層細粒沉積層中的水鹽運移過程。

1 研究區概況

研究區位于中國山東省萊州灣南岸的淤泥質海岸。該區域地形平緩,平均坡度小于千分之三(<3‰),寬闊的潮灘向萊州灣內延伸5～20 km,平均水平水力梯度1.64%,地下潛水位高程約為-0.8 m[25-26]。該區域地層自上而下可分為表層細粒沉積層、潛水鹵水層、弱透水層及承壓鹵水層四層,分別為厚約4～5 m的粘質粉土層;厚約6～8 m的中細砂層;厚5～7 m的粘質粉土層;中砂層與細砂層[26-28]。

研究區潮汐屬于不規則半日潮,平均潮差約為 0.9 m,平均漲潮時間382 min,平均落潮時間366 min。萊州灣南岸屬暖溫帶大陸性季風氣候,年均降雨量和蒸發量分別為559.5和1 936.7 mm[26],蒸發作用強烈。萊州灣海域自上更新世以來經歷了三次海侵與海退,在濱海含水層系統內形成了水平帶狀分布的三至五層鹵水。位于頂部的潛水鹵水TDS值在50～140 g/L之間[26,29]。

2 工作布設與方法

2.1 REP參數設置及電阻率計算方法

本研究中使用的環狀電極探針總長4 m,數據采集段長3.45 m,24個不銹鋼電極環(C1—C24)等間距分布,電極極距a為0.15 m,電極環半徑b為0.03 m,裝置示意圖與實物圖見圖2。電學測量選用Wenner排列,數據采集時兩個供電電極發射電流,形成電場,電場大小正相關于供電電極間的距離,環電極探針所測電阻率數據為電場范圍內介質整體的電阻率,根據Wenner排列測量原理,有效測量半徑為1.5倍的極距,即0.225 m。

測量儀器為Geopen公司生產的E60DN分布式電法儀及多電極智能電纜。使用12 V直流電源對測量儀器及主機供電。測量供電時長為1 s,電流大小為1 A。每次測量分別以Ci與Ci+3為供電電極A、B,以Ci+1與Ci+2為測量電極M、N(i為測量次數)。測量時記錄電位差ΔVi與電流Ii,基于公式(1)可計算得到細粒沉積層不同深度位置的沉積物電阻率ρi[23]。

(1)

2.2 REP測量精度驗證

分別在淡水及海水環境下測試REP測量精度。使用自來水與自配高鹽度水(鹽度為30)分別模擬淡水環境與海水環境。淡水及海水電阻率分別為23.64與0.251 Ω·m。使用REP測量不同環境中介質電阻率,每類環境中重復試驗3組,取三組試驗的均值與介質電阻率實測值對比,分析REP裝置自身的測量誤差。

圖3顯示了兩個REP(R1 與R2)在淡水及海水環境中的測量誤差。在淡水環境中,REP的測量誤差區間在±1%之內;在鹽度較高的海水環境中,電極受極化影響程度升高,REP測量誤差區間雖有增大但未超過±3%,約1/2的數據點落在誤差區間±1%之內。因此REP基本能夠滿足在不同類型地下水環境中開展監測工作的測量精度要求。

2.3 REP原位布設及數據采集方法

在距離G1點80及110 m位置分別布設電阻率探針R1和R2,具體點位如圖1所示。采用旋轉貫入的方式將電阻率探針置入沉積物中。裝置布設完成后需穩定1周再進行測量。

圖1 研究區位置、工作布設位置及地質鉆孔柱狀圖Fig.1 Location,working point and geological columns of study area

圖2 REP監測系統示意圖(a)及REP探桿實物圖(b)Fig.2 Schematic diagram of REP monitoring system(a) and REP physical photo(b)

圖3 不同環境中兩個REP(R1與R2)測量誤差圖Fig.3 Error diagram of two REP measurements (R1 &R2) in different environments

在單個潮汐循環內的不同潮時(a、b、c與d時刻)開展測量工作(測量時刻見圖4)。a與d時刻海水未覆蓋潮灘;b與c時刻,海水覆蓋潮灘。每組測量工作總時長約為70 s。

圖4 REP測量時刻及潮位信息Fig.4 REP measurement time and tide level

本研究利用重復測量與互異性測量的方法評估電阻率測量誤差[30]。在不同潮時的測量工作包含2次順序測量(重復測量)及1次逆序測量(互異性測量)。理論上,供電電極次序互換以及測量電極次序互換不會使某一位置處REP測量電阻率數值發生改變。在本次原位監測中,重復測量、互異性測量結果與三次測量結果均值的誤差均在±2.5%之內。本次研究最終采用三次測量結果的均值。

2.4 沉積物物理關系

泥質潮灘沉積物中黏粒含量較高,表面電導率與孔液電導率會同時影響沉積物電阻率ρ[31]。Nguyen等人和Shao等人提出的阿爾奇公式的變形可分離表面電導率及ρw對ρ影響,從而建立孔隙水電阻率(ρw)與ρ的關系[32-33]:

(2)

式中:F′為有效地層因子;b為表面電導率對ρ的貢獻,與流體電導率無關。

萊州灣南岸泥質潮灘表層沉積物F′為2.5,b為0.335[12]。代入公式(2)可建立ρ與ρw的關系。

2.5 孔隙水鹽度變化換算方法

孔隙水鹽度S可依據Manheim公式(3)[34]由ρw換算得到,ρw則是基于REP測量得到的ρ與沉積物物理關系換算得到:

(3)

孔隙水鹽度變化情況由相鄰觀測時刻的孔隙水鹽度變化比(δS)體現,計算公式如下:

(4)

式中:S0為前一時刻孔隙水鹽度;St為后一時刻孔隙水鹽度。

結合公式(3),(4),可將REP探測的ρ轉化為孔隙水鹽度變化比δSREP:

(5)

式中:ρw0為前一時刻ρ換算所得的ρw;ρwt為后一時刻ρ換算所得的ρw。

3 結果與討論

3.1 REP探測細粒沉積物電阻率能力評價

圖5(a)顯示了漲潮過程表層細粒沉積物ρ的變化情況。距離岸線不同位置的測量結果呈現出相近的分布及變化規律。a時刻,自灘面向深部ρ逐漸降低,在高程-0.825～-2.475 m之間ρ穩定在0.68 Ω·m左右。在-2.475 m以深區域,由于接近潛水鹵水層的頂界,ρ逐步降低;b時刻,海水淹沒潮灘,在高程-0.825 m以淺區域ρ顯著降低(由0.82 Ω·m降低至0.63 Ω·m),在高程-0.825～-2.475 m之間ρ降低幅度較小,但在-2.475 m以深區域ρ降低幅度再次升高。

圖5(b)顯示了退潮過程表層細粒沉積物ρ的變化情況。退潮過程中ρ整體升高(由0.63 Ω·m升高至0.7 Ω·m),在細粒沉積層頂部與底部ρ升高趨勢顯著。此外,在R1測點高程-1.425 m處與R2測點高程-1.725 m處,分別存在局部ρ顯著升高區域。

REP監測結果顯示,表層細粒沉積物電阻率隨深度加深發生復雜的變化。細粒沉積層的淺部與深部易受到海水以及深層鹵水的影響,在潮汐循環中ρ出現了更大的波動。由于該區域沉積物滲透性普遍較低(10-7～10-6ms-1)[12],細粒沉積層中部的ρ波動幅度較小。

在相同研究區、相同季節中,Fu等人使用ERT技術觀測到表層細粒沉積物ρ的波動范圍為0.47～0.91 Ω·m[11]。本次研究中REP測量ρ的波動范圍(0.54 ～0.83 Ω·m)與Fu等人基本一致。但REP監測結果與ERT監測數據反演結果相比,前者數據點數量在垂向上更密集(21個 vs 4個),垂向分辨率更高,ρ在垂直方向上具有更復雜的分布規律(見圖5)。這說明雖然ERT技術在水平方向上具有較高分辨能力,且ERT與REP監測技術均能夠準確、靈敏的捕捉到介質性質的改變,但在垂直方向上ERT技術難以捕捉更細致的規律。因此單純采用ERT數據對地下水水文過程進行分析時,可能由于數據垂向分辨率較低,難以對水鹽運移過程做出精確解釋。在未來分析泥質潮灘水鹽運移過程時,可以采用ERT與REP綜合調查的方法,并依據研究尺度以及數據采集所需時長綜合確定REP電極間距等其他測量參數,以達到調查、研究所需的期望分辨率。

3.2 δSREP準確度分析

圖7 潮汐過程δSREP、δSP的對比結果Fig.7 ρw calculation results and δSREP、δSP comparison results during tidal cycle

圖8 δSP與的關系及誤差區間Fig.8 Relationship between δSP and and error interval

REP探測所得ρ經過擬合式與公式(5)轉換的δSREP與實際的孔隙水鹽度變化比(δSP)存在±10%的誤差。漲潮過程,孔隙水鹽度升高,δSREP與真實值相比普遍偏小,約為0.9～1倍的δSP;退潮過程,孔隙水鹽度降低,δSREP與真實值相比普遍偏大,約為1～1.1倍的δSP。

依據以上REP探測方法及數據處理方法所得孔隙水鹽度變化比,在定量分析孔隙水鹽分釋放與累積過程方面具有較高的可信程度。結合裝置測量精度驗證結果可知,造成這種誤差的因素有多種,包括裝置自身誤差(±3%),測量誤差(±2.5%)以及依據沉積物物理關系將ρ換算為ρw所產生的誤差。當進行區域孔隙水鹽通量計算,特別是涉及大范圍區域鹽通量量化分析時(例如潮灘生鹵產生鹽分總量評價、濱海鹵水資源鹽分開采總量評價等),為避免產生較大誤差,可結合原位實測孔隙水鹽度變化,修正基于REP測量值計算的δSREP。

3.3 基于REP探測結果的泥質潮灘細粒沉積層中水鹽運移過程評價

當前研究認為,泥質潮灘中分別存在細粒沉積層的鹽分累積區和鹽分釋放區,各區域分布范圍在短期內不會隨潮位升降發生明顯改變。潮汐過程中,潮灘大部分區域細粒沉積層深部的等效水頭高于淺部,這意味著泥質潮灘大部分區域以地下水排泄釋放鹽分為主[6-7];在泥質潮灘局部存在高滲透性區域(10-4～10-5m/s),例如生物活動產生的洞穴集群分布區,在該區域主要發生高鹽度海水與地下鹵水的交換,當海水淹沒灘面后,細粒沉積層將接受大量鹽分補給[8-9,11-12]。周期性發生的風暴潮作用與旱季強烈的蒸發作用是細粒沉積層中孔隙水鹽分再分配的重要因素[12,26]。

然而本次調查研究結果顯示(見圖7),在細粒沉積物垂向滲透系數(10-6～10-7m/s)較低的區域內,高鹽度海水與地下鹵水仍能夠在漲潮階段補給細粒沉積層,補給的鹽分會在退潮過程中釋放。這意味著潮汐即為調控細粒沉積層中水鹽再分配的重要因素,泥質潮灘中各區域均會隨潮汐漲落發生鹽分的累積與釋放,其水鹽運移過程如下。

漲潮過程中(見圖7(a)、(a′)),細粒沉積層累積鹽分,其頂、底部鹽分累積量較高。由灘面向細粒沉積層頂部補給的鹽分主要來自蒸發鹽的溶解下滲。上漲的海水攜帶灘面蒸發濃縮的鹽分,通過表層沉積物中密集分布的生物通道向細粒沉積層中運移[9,12-13,26];從細粒沉積層底部向其內部補給的鹽分主要來自越流的地下鹵水。該區域淺層鹵水水位高程高于細粒沉積層底面,具有微承壓水性質。隨潮位升高,淺層地下水水位隨之升高,進一步促進了鹵水自細粒沉積層底部向其內部補給[7]。對比細粒沉積層頂部與底部區域的ρw與δSREP可知,漲潮期間細粒沉積層中的鹽分更多來自灘面的高鹽度水體。

高潮時期間(見圖7(b)、(b′)),細粒沉積層頂、底部從累積鹽分轉變為釋放鹽分,沉積層中部區域開始快速累積鹽分。在本階段內,在灘面累積的蒸發鹽被海水溶解稀釋,海水鹽度逐步降低。受此影響,細粒沉積層頂部孔隙水鹽分通過灘面向海水中釋放,另一部分鹽分向細粒沉積層中部運移;地下鹵水水位在本階段持續升高但鹽度降低,受此影響,細粒沉積層底部的鹽分開始向鹵水層中釋放,另有一部分鹽分在豎直向上的流場驅動下向細粒沉積層中部運移[6-7]。

退潮過程中(見圖7(c)、(c′)),細粒沉積層整體喪失鹽分,其頂、底部的鹽分釋放速率小幅度升高,而中部區域鹽分釋放速率顯著提升。隨著潮位下降,海水從灘面快速退去,滲出面在潮灘范圍內大面積發育,同樣在豎直向上的流場驅動下,大量高鹽度孔隙水通過潮灘滲出面向外排泄[5,12]。

與已建立的水鹽運移過程模型相比[6-9,11-12],本研究刻畫的潮汐作用下泥質潮灘細粒沉積層水鹽運移模型更符合實際情況。其體現在泥質潮灘各個區域中的孔隙水鹽度不會隨時間變化而無限制升高或降低,而在本研究刻畫的水鹽運移模型中,不同深度細粒沉積層中孔隙水普遍經歷了鹽分累積與喪失過程(見圖7)。這主要得益于REP監測技術較高的時空分辨率。

4 結論

本研究基于原位測試結果,分析了REP監測技術對泥質潮灘細粒沉積物中孔隙水鹽度變化的分辨能力,初步細致刻畫了泥質潮灘細粒沉積層中水鹽運移過程,所得主要結論如下:

(1)REP監測結果能夠準確反映泥質潮灘沉積物電阻率隨潮汐漲落的變化。REP技術比ERT技術擁有更高的垂向分辨能力,可捕捉到更細致的垂向電阻率分布及變化規律。將ERT與REP監測技術結合可實現區域水鹽運移過程精細刻畫。

(2)δSREP與δSP存在±10%的誤差。造成該誤差的原因包括系統自身誤差,測量誤差以及依據沉積物物理關系將REP測量的ρ換算為ρw所產生的誤差。雖然以上誤差的存在對粗略定量分析細粒沉積層中水鹽運移過程的影響不大。但應用該方法量化分析大范圍區域的地下水鹽通量時,需結合實測孔隙水鹽度變化,修正基于REP測量值計算所得δSREP。

(3)潮汐循環中細粒沉積層內水鹽運移過程如下:漲潮時期為細粒沉積層頂、底部累積鹽分的主要階段。高鹽度水體分別通過灘面入滲及淺層鹵水越流的途徑向細粒沉積層中補給;在高潮時期間,受鹽度降低的海水與鹵水影響,細粒沉積層頂、底部的鹽分開始逐步喪失,但沉積層中部孔隙水鹽分累積速率加快;退潮時期為細粒沉積層鹽分喪失階段,在豎直向上的地下水流場驅動下,高鹽度水體通過潮灘滲出面向外釋放。