第二節 貧水區地下水勘查技術

一、咸淡水共存區尋找淡水體勘查技術

（一）咸淡水共存區淡水體分布規律

咸淡水共存地區主要分布在我國西北內陸的塔里木盆地及其周邊地區、寧夏銀川平原、河西走廊、鄂爾多斯盆地、柴達木盆地以及濱海地區等。淡水體主要分布在潛水和承壓含水層中。

1.潛水含水層地下淡水分布規律

（1）沖積平原古河道封存型地下淡水。受構造運動使河道發生緩慢遷移，形成多處古河道，豐水期有洪水通過泄洪河道漫溢補給形成地下水，后期泄洪河道斷流干涸，地下水得不到補給而被滯留封存，因此在河道地帶一般存在著封存型地下淡水。封存型地下淡水主要沿古河道呈條帶狀分布。巖性顆粒較粗，下伏地下水礦化度通常較高。

（2）平原沖淡型潛水分布規律。主要分布在現代河床的兩側，主要接受現代河干流地表水、地下水側向徑流，古河道以及低洼地段地表汲水的入滲補給。含水層巖性以大厚度粉細砂為主，平原淺層潛水在強烈的蒸發蒸騰作用下，形成了高礦化度地下水，平原區廣大地區的潛水因礦化度高而不能飲用。但是，由于一些河道切割深度小，在洪水期河水泛濫，河水向兩側漫溢，大量補給地下水，使原本水質較差或極差的地下水得到改善，在泛濫平原的核島附近形成沖淡型潛水條帶見圖2-1。

圖2-1 平原沖淡型潛水水文地質剖面圖

2.承壓水含水層地下淡水分布規律

（1）楔狀（咸淡咸）承壓水分布規律。主要分布在各大河流沖洪積平原的下游沖積平原與沖洪積平原接觸地帶，由于受區域構造運動作用，沖積平原與沖洪積平原接觸部位交互沉積形成楔狀（咸淡咸）承壓淡水。如塔里木河北岸在沖洪積平原前緣下部沉積物屬塔里木河上更新統中砂、粉細砂夾亞砂土、亞黏土薄層或透鏡體沖積物，上部覆蓋北山大河沖洪積平原上更新統沖洪積物。接觸帶往南，北山大河沖洪積物逐漸變薄，最終尖滅，代之以塔里木河沖積物。塔里木河沖積物與北山大河沖洪積物接觸帶上承壓水無相互聯系，接觸帶上多由亞黏土或亞砂土將兩河沉積物中地下水相隔。同時由于北山大河沖洪積平原上部潛水和淺層承壓水由于徑流緩慢，蒸發濃縮作用強烈，水質極差；下部楔狀承壓水含水層為細砂、粉細砂，隔水層由亞砂土、亞黏土構成，厚度大，連續且穩定，接受渭干河單一結構區潛水側向徑流的直接補給，與上部和下部咸水水力聯系微弱，加之原生沉積環境和地球化學環境對地下水水質的不利影響小，形成咸—淡—咸的楔狀承壓水。地下水徑流相對微弱，主要通過人工開采和頂托補給上層潛水排泄。

（2）多層含水層分布區上咸下淡承壓水分布規律。多層結構上咸下淡承壓水指潛水—承壓水多層結構區，上部潛水和淺層承壓為高礦化咸水，下部承壓水為淡水。多層結構松散巖類孔隙潛水—承壓水主要分布在單一結構潛水區的下游，沖洪積、沖積平原的中下部，上部潛水水質較差，下部承壓水水質良好。含水層巖性主要為第四系中上更新統的砂礫石、砂礫卵石、中粗砂、粉細砂，含水層顆粒較細，透水性較好，在盆地的不同位置含水層厚度的差別很大，由十米到數百米不等。隔水層巖性主要為亞砂土、亞黏土（圖2-2）。

圖2-2 多層含水層分布區上咸下淡承壓水分布規律水文地質剖面圖

（3）沖洪積平原多層結構咸淡承壓自流水分布規律。主要分布在盆地沖洪積扇的前緣。橫向上含水介質呈大面積連續展布；垂向上，承壓水—自流水含水層厚度、巖性、水頭呈不規則的變化。地下水水質表現為咸淡多層結構。

（二）咸淡水共存區礦化度評價方法

傳統的水文地質研究方法在評價地下水礦化度時，是通過地下水的取樣進行分析化驗，確定含水巖組中水的礦化度。如果地下水礦化度在打井取水之前得到解決，就能以有限的資金獲得更多的資源。地球物理勘查技術解決這個問題具有很大的可能性。

目前在地球物理參數中，電阻率是判斷地下水礦化度的唯一參數。地下水礦化度是指地下水中所含鹽分的總量，其中含有許多導電性離子，如Na⁺、Cl^-、Ca²⁺、Mg²⁺等。這些導電離子數目的多少反映出水中鹽分的含量，同時也反映地層水溶液電阻率的大小，即導電性好壞?？梢姷叵滤V化度與電阻率間有密切的關系。因此，查明地層電阻率是評價地下水礦化度的重要基礎。

1.孔隙地層電阻率

根據巖石的質量（結晶格架密度）和體積（孔隙度）對巖性密度、波速和電阻率的影響，可將巖石分為孔隙構造和致密構造兩個亞類。

大多數巖石均可視為由均勻相連的膠結物與不同形狀的礦物顆粒組成。巖石的電阻率決定于這些膠結物和顆粒的電阻率、形狀及相對含量。設膠結物的電阻率為ρ₁，顆粒電阻率為ρ₂，當巖石由這兩種礦物組成時，其電阻率ρ與ρ₁、ρ₂及顆粒的百分比含量V有關。由于致密構造巖石對孔隙地下水研究意義不大，故在此僅討論孔隙構造巖石的電阻率的影響因素。對孔隙構造巖石而言，其顆粒形狀以球形顆粒為主，計算電阻率公式如下：

或

式中：φ為巖石的孔隙度，且φ=1-V。

由上式可看出，整個巖石電阻率ρ受ρ₂之影響甚小，僅當顆粒體積含量相當大（V≥60%）時，ρ₂才對ρ有明顯作用。這是由于顆粒體積含量不大時，各顆粒相互分離，而膠結物彼此連通，故礦物顆粒對整體巖石電阻率影響不大，此時膠結物起導電作用。

各類巖石的主要造巖礦物的化學成分為SiO₂，而沉積巖的主要礦物成分為石英、白云母、黏土礦物等。因此其電阻率ρ₂遠遠大于水的電阻率。對于大部分松散類沉積巖，其地層的膠結物實際是地下水，故ρ₁=ρ_水，將ρ₂》ρ₁的關系代入式（2-2）得：

式（2-3）表明，對純凈不含泥質的松散類沉積層，其電阻率是由地層孔隙度和充填其中水的電阻率構成，對于廣泛意義上的孔隙構造地層，其地層電阻率與水電阻率之間的關系可以表達為：

式中：ρ_含水為巖石完全含水時的電阻率；P為相對電阻率（孔隙參數），即孔隙構造地層的電阻率由孔隙參數和地層中水的電阻率決定。

通常，不含良導電礦物的巖石，其電阻率ρ_p與巖石中所含水分的電阻率ρ_w成正比。但不同孔隙類型的巖石，其相對電阻率P和巖石孔隙度φ之間的關系式各不相同。常見的松散沉積巖的孔隙類型和相應的P和φ之間的關系式有：

對于含泥地層，孔隙參數與孔隙結構有關，而與孔隙所含水的礦化度無關。孔隙參數與孔隙度φ的關系可用經驗公式表達：

式中：a，m為反映孔隙空間結構的經驗系數，具體到某一種類型的沉積巖是常數（達哈諾夫公式廣泛適用于孔隙度從3%～5%至30%～40%的介質）；對松散純凈沉積，其P值為（3-φ）/2φ。

對于含泥質的巖石，孔隙參數的數值將與其飽和液體的礦化度C有關。此時，孔隙參數由（巖石顆粒表面的）偶電層的表面電導率所決定，可用表面電導系數π表示：

式中：P_φ為當巖石飽和高電阻水（淡水）時孔隙參數的虛擬值；P_n為當巖石在飽和鹽水（礦化度為極大值，對NaCl溶液，這一礦化度極限值為C=4～5mol）所充滿時，所觀測到的孔隙參數的最大值。

對含有泥質的松散碎屑沉積而言，π<1，即由于泥質的存在，降低了孔隙參數，而且泥質含量越大，P值越小。

2.影響地下水電阻率的主要因素

假設地下水電阻率為ρ_水，其值由式（2-8）決定：

式中：n⁺、n^-為水中的正負離子數；e⁺、e^-為每個正負離子所帶的電量；v⁺、v^-為正負離子的遷移速度。

式（2-8）表明，水中導電離子數目、電荷量以及遷移速度越大，則巖石電阻率值越低，反之則高。由此可以看出，影響水電阻率的主要因素是水的礦化度（礦化度高離子含量高）和溫度（溫度高離子遷移速度大）。

（1）礦化度對地下水電阻率的影響。電阻率與礦化度的關系曲線見圖2-3?？梢钥闯?，在雙對數坐標中電阻率隨著水礦化度的增長呈線性下降，這對任何鹽類都一樣。水的礦化度最有代表性的變化是從0.01g/L到1g/L，這樣大小的變化可使水的電阻率變化100倍，但在有鹽溶液存在的情況下，則可達幾個數量級。在水中含有與NaCl的數值相等的KCl、CaSO₄或CaCl₂時，水的電阻率變化不大，但若水中溶解有HCl時，則其電阻就大不相同；在HCl和NaCl濃度相同時，水的電阻率在第一種情況下減少5倍。

（2）溫度對地下水電阻率的影響。一般認為溫度對地下水電阻率的影響包括兩部分：①由于溫度升高離子活性增加，導致電阻率降低；②溫度升高引起地下水中離子濃度增加造成電阻率值降低。而對于溫度在0～200℃溫度范圍內，水溶液的電阻率與溫度的關系為：

圖2-3 各種溶液電阻率與礦化度關系曲線

式中：ρ（t）為溫度t℃時溶液的電阻率；ρ（18）為溫度18℃時溶液電阻率；a為溫度系數（大多數電解質為0.025）。

式（2-9）表明：水溶液電阻率隨溫度的變化不受水溶液礦化度的制約。水溶液的電阻率以18℃為界限，溫度大于18℃時，電阻率值開始下降，小于18℃時，電阻率值開始上升。

對于某一礦化度的水溶液而言，ρ_ω（18）為一常數，表2-1給出18℃時，不同礦化度水溶液的電阻率值。

由圖2-4可見不同溫度時NaCl溶液濃度與電阻率的曲線在雙對數坐標中為一組互相平行的直線?？梢钥闯?，各條直線的斜率b是相同的，而截距a僅與溫度有關。

圖2-4 不同溫度下NaCl濃度和溶液電阻率之間的關系曲線

3.地下水礦化度與地層電阻率的數學關系

根據B.H.達赫諾夫研究的各種溶液電阻率與其礦化度關系，設水的礦化度為C_水，那么對不同的溶液，其溶液的電阻率滿足：

式中：b為常數；a為與溫度有關的系數。

這便是地下水礦化度與地下水電阻率的數學關系。

由表2-1可知，18℃，C=1g/L時，ρ=5.6Ω·m，那么，任意溫度（0～200℃）的a值為：

故由式（2-10）和式（2-11）可得在礦化度和溫度同時作用時，水溶液的電阻率表達式：

式中：C為地下水礦化度，g/L；t為溫度，℃；b=0.95，a=0.025。

綜合溫度影響因素，通用的地下水礦化度計算公式為：

其中

Δt=t₀+tt·h-18

式中：Δt為計算礦化度的地下數據點處溫度與常溫（18℃）值差；t₀為大地地表溫度，℃；tt為地溫梯度，取值0.03℃/m；h為數據點的深度，m；a為水溶液電阻率的溫度系數，取值0.025Ωm/℃；β為水溶液類型系數，對NaCl型水可取值-0.95。

按上述公式計算出的地下水礦化度的單位是g/L。

（三）咸淡水共存區尋找淡水體勘查技術模式

咸淡水共存地區尋找淡水體勘查模式建立的首要問題是搞清地層巖性對應的物理概念模型，也就是說，不同地層巖性對應的地球物理特征；其次，根據勘查深度及工作環境選擇合理的方法；再次，建立勘查技術體系的核心問題是如何準確求取地層真電阻率值，如何分析、校正各種影響因素，建立正確的電性參數與地下水礦化度之間的數學關系。

1.咸淡水共存地區地球物理模型

松散類淡水體賦存介質多為粗顆粒的細砂、中砂、粗砂或砂礫、卵礫石等，表現在地球物理特性上為相對高阻值。因此，用電阻率評價地下水礦化度時，將咸淡水共存地區地層結構概化為地球物理模型尋找相對高阻體，從而由電阻率值反映出地下水礦化度。

圖2-5 地下水礦化度與電阻率的關系曲線

由圖2-5可以看出地下水礦化度與電阻率之間的關系具有以下特征：①鹵咸水區，電阻率值較低，曲線呈直線形態，表明礦化度對地層電阻率的影響作用減弱，同時也表明鹵咸水區電阻率值主要受礦化度的影響，且電阻率變化范圍縮??；②淡水區，電阻率值較高，曲線亦呈直線形態，電阻率變化范圍迅速增大，表明礦化度對地層電阻率的影響作用增強，同時也表明淡水區的電阻率主要受巖性控制；③微咸水區，表明微咸水區電阻率受巖性和礦化度的雙重影響，該區間也是確定淡咸水分界線的關鍵區段。綜上所觀，總體特征為隨著礦化度的減小，礦化度對地層電阻率的影響越來越大。同時，曲線也顯示咸、淡水區電阻率的差別較大，這也是劃分孔隙類地下水淡咸水的一個重要物理模型。

2.技術方法

咸淡水共存地區尋找淡水體的關鍵是如何準確求取地層、地下水電阻率值，可供選擇的技術方法包括音頻大地電磁測深法、高密度電阻率法和直流電阻率測深法。

（1）音頻大地電磁測深法。由于其頻點豐富，具有較高的分辨率，勘查深度較深，因而適宜于中深層松散類孔隙水礦化度的評價。開展面積性地下水礦化度評價，點距為500～1000m。確定宜井孔位，點距應當較密，可在30～50m范圍內。在淺部地層電阻率較高的地區可采用標準的磁探頭接收磁場信號，淺層地層電阻率很低的地區，可采用低頻磁探頭接收磁場信號，以保證勘查深度。

（2）高密度電阻率法。具有直流電測深和電剖面法兩種功能，其采集數據量大，分辨率較高，適宜于淺層松散類孔隙水礦化度評價。由于該類方法觀測方式較多，因而在野外需根據工作環境和地層巖性進行多種裝置對比試驗，確定分辨率高的觀測方式。探測分辨率從高到低的排序為：偶極—偶極、單極—偶極、β裝置、對稱四極、α裝置；從受地形影響上講，偶極—偶極受地形影響最大，其次為單極—偶極、對稱四極尤其是溫納裝置受地形影響最??；從勘查深度上講，偶極—偶極、β裝置、對稱四極、α裝置、單極—偶極的勘探深度依次增大。

（3）直流電阻率測深法。該法是一種常規成熟的技術方法，在進行松散類孔隙地下水礦化度評價時，僅適用于淺層地下水，但精度隨著供電極距的增大分辨率下降。因此，僅作為一種粗評方法。

3.勘查模型建立及關鍵問題

（1）模型建立及應用步驟。通過理論研究，咸淡水共存地區尋找淡水體勘查模式見圖2-6。

應用步驟如下：

1）收集分析工作區水文地質、物探、鉆探以及工作區環境條件等資料，掌握工作區地層巖性特點，物性特點以及工作環境，分析影響地層電阻率測量的主要因素。

2）根據掌握的工作區條件以及勘查深度選擇合理的技術方法。

3）選擇合適的地層參數，包括地層孔隙度、巖性系數、孔隙指數等（不含泥質地層僅選用孔隙度）。

4）在深度較大的情況下，進行溫度校正。

5）計算地層水電阻率。

6）建立地層電阻率與地下水礦化度數學關系，進而評價地下水礦化度。

（2）幾個關鍵問題與解決措施。

圖2-6 咸淡水共存地區尋找淡水體勘查模式

1）地層真電阻率的求取。由電（磁）測深剖面的定量解釋結果，獲得各測深點下方不同深度的巖石真電阻率。準確求取地層真電阻率的方法有兩個方面：①野外工作中選擇有效、實用的高分辨率電法，保證有足夠的數據量和高分辨率，提高對地層有效信息的提取與識別；②對野外數據進行合理有效的處理，求得準確的地層真電阻率值。處理方法包括二維快速松弛反演法（RRI），Bostic反演法，Occam一維、二維反演，非線性共軛梯度算法（CG）等。圖2-7和圖2-8是各種反演實驗結果的對比，有以下特點：Occam反演法比Bostick法和RRI法有較高的分辨率，但有較長的計算時間；CG方法與Occam方法有相似的分辨率，計算時間介于RRI和Occam之間。

圖2-7 Bostick反演與Occam反演的對比

圖2-8 快速松弛（RRI）法、Occam法和CG法反演結果對比

從上述各種反演方法對比結果來看，每種方法各有優缺點，也有各自的使用條件，因此，在實際工作中應根據具體條件選擇。

2）孔隙參數的選擇方法。孔隙參數包括孔隙度、巖性系數a、孔隙指數m等，是綜合解釋中經常用到的一組解釋參數。

a.孔隙度的選擇方法。如把式（2-6）中的（3-φ）/2φ項定義為顆粒狀沉積物的相對電阻率P，則P值主要取決于沉積地層的孔隙度。φ值越大，P值越??；φ值越小，P值越大。對于特定地區，地層的孔隙度基本為一定值，可以參考綜合測井資料獲取。對沒有孔隙度資料的可用不同巖性的孔隙度參考值代替（巖性可由區域或鉆孔資料推測或確認）。常見松散類沉積物（巖）孔隙度參考值見表2-2。

各種巖石的孔隙度均有一個變化范圍，主要由分選性、膠結物、泥質含量等因素決定。一般分選性好、膠結物少、泥質少的孔隙度大。

b.巖性系數a和孔隙指數m的確定方法。選擇合適的a和m是定量解釋的關鍵之一。根據哈達若夫公式，純巖石的m值與截面孔隙度和孔道彎曲度有關，而孔道彎曲度顯然決定于孔隙度大小及孔隙形狀。而巖石的孔隙度和孔隙形狀決定于巖石性質，巖石顆粒的粗細，分選好壞，膠結物性質、含量及膠結程度等。通常可根據ρ/ρ_水=aφ^-m確定a和m。對該式兩端取對數可得：

式中，在雙對數坐標中，P—φ關系是一條直線，該直線在φ=100%時的縱坐標為a，其斜率為m。因此，確定a和m的方法大致有三種：①實驗室確定P—φ關系式，取本地同類巖性的若干塊巖樣，在鹽水飽和及大氣壓條件下測量其P值和相應的φ值，并在雙對數坐標紙上作圖，最后用圖解法或最小二乘法確定a和m值；②用水層測井資料確定，一般用深探測的電阻率測井與某一種孔隙度測井資料組合，對完全含水的巖性較純的地層進行計算，可用作圖法或電阻率—孔隙度交會圖法確定；③經驗關系確定a和m，需要收集大量的資料進行統計分析，得出本地區a和m之間的經驗關系。

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值的大小只與孔隙的幾何形狀有關，孔隙幾何形狀越復雜，m值越高。因此，對于純地層巖性與含泥質地層巖性，關鍵是巖性系數取值不同。純地層巖性較小，而含泥質地層巖性較大。

3）地層電阻率與地下水礦化度數學關系。由于各地地層礦物成分、巖性結構及地下水礦化度各不相同，其影響測量電阻率的程度及因素也各不相同，在進行地下水礦化度評價時，不可能有統一的標準，必須針對各工作區的特點，建立相對應的地層電阻率與地下水礦化度的數學關系。建立的方法是：①收集工作區已知孔的水質、地層巖性、孔隙度、溫度、物探（包括地面物探和測井）等有關方面的資料，初步總結地下水礦化度與地層巖性、物性（尤其是電阻率）之間的關系；②選擇合理的地面高分辨率電法進行已知孔旁實測，選擇合理的資料處理方法對測試資料進行處理，求取真電阻率值，結合其他已知資料分析，校正已初步建立的地層電阻率與地下水礦化度之間的數學關系。

（3）影響因素參數的校正。影響測量地層電阻率值的因素較多，要針對不同地區特點重點分析主要因素。對不同影響參數的校正處理是正確評價地下水礦化度的關鍵技術之一。影響測量電阻率的因素包括巖石礦物成分與結構、地下水礦化度、地層溫度、壓力等。

1）巖石礦物成分與結構是巖石本身固有的電性特征，不同巖石結構、不同礦物成分具有相對應的電阻率值，只要通過正確的數據采集和相應的數據處理方法，可求得巖石地層真電阻率值，不需進行校正。

2）地下水礦化度是要求取的參數，只要消除其他影響因素，便可計算出。

3）壓力在較大深度時，才會影響電阻率的測量值，地下水埋深不大時，不必考慮壓力影響。

4）溫度校正方法。地殼常溫帶在自地表向下約20～25m，該帶的地下水水溫為當地常年平均氣溫。此值可在區域地質報告和地方氣象資料中獲得。在常溫帶以下，地溫隨深度的增加而變大。一般將地溫每升高一度所下降的深度稱地溫增加率，而將每100m的溫度增加稱為地熱增溫度。其值因地而異，且同一地區不同深度也不一致。我國的平均地熱增溫度約為3℃。對松散地層增溫度略小，而致密地層則略大。

溫度校正的關鍵是適當把握地熱增溫度的選擇和常溫帶水溫的確定。在我國西北地區，平均氣溫較低，對電阻率的解釋要注意溫度的因素，特別是深度大于300m以上鉆孔，要進行溫度校正。校正的辦法是先計算出溫度對地下水的影響，然后估計其對地層電阻率的影響。最后，根據不同類型巖石的相對電阻率和巖石孔隙度之間的關系，計算出給定數據點的相對電阻率。

4.咸淡水共存地區地下水礦化度評價系統

地下水礦化度評價系統是以GIS技術為基礎，以管理、處理與解釋地下水礦化度為目的的應用信息系統。該系統以地球物理測點、測線的空間信息和屬性信息為核心，從空間數據的有效獲取、儲存、查詢和處理入手，提供物探成果的可視化信息。

（1）基本結構。根據需求分析和系統開發的目的，地下水礦化度評價系統結構上包括應用系統、基礎數據庫以及圖形系統幾部分，具體可劃分為圖形子系統、數據庫子系統、數據處理子系統三個部分，見圖2-9。數據庫子系統是本系統的核心，是數據存儲及數據處理的橋梁和紐帶，數據庫中查詢的數據和數據處理子系統的處理結果是地下水礦化度評價系統數據的來源。

圖2-9 系統的總體結構及各子系統之間的關系

（2）評價系統基本流程。地下水礦化度的評價流程見圖2-10，具體評價過程如下：

1）由高分辨率電法實測的定量解釋結果獲取地層的真電阻率值。電阻率值是評價地下水礦化度的唯一參數。只有高分辨率的電法數據才能保障地下水礦化度評價的精度。

圖2-10 地下水礦化度評價流程

2）區塊劃分，建立區塊邊界文件。區塊文件可為凸多邊形或凹多邊形，程序能對數據文件中的測點個數、數據個數進行自動統計。對各區塊參數進行設置時，選中某區塊后，雙擊或者鼠標右鍵菜單，即可設置參數。模塊保留編號為0且名稱為others的區塊的參數主要是為了設置那些所有沒被包含在自定義區塊中的數據點。對于該默認區塊，如果不存在自定義區塊以外的點，那么該區塊參數被忽略。不影響其他區塊的計算。

3）確定區塊孔隙參數，包括孔隙度、泥質系數、膠結系數等。

4）求取地下水電阻率值，考慮水化學類型，溫度等。

5）評價地下水礦化度。

（3）評價系統主要功能。依據GIS工具軟件的主要功能，結合系統研究的目的，充分利用平臺提供的基本功能，通過大量的開發工作，本系統最終具備功能：①數據信息的輸入：支持掃描矢量化輸入方式，SHP、DXF格式導入，鍵盤輸入，物探數據庫提取信息直接成圖功能點、線文件；②數據信息的編輯：根據圖形的特點，實現點、線圖形元素及相應修飾性信息的編輯，區域充填；③數據信息的查詢功能：能實現圖形數據和相應屬性的檢索，圖形和外掛數據的聯檢索；④圖形繪制功能：二維數據的曲線圖繪制、三維離散數據的二維等值線圖的繪制以及物探平面剖面圖的繪制、四維數據體的三維可視化；⑤通用數據庫的管理和查詢功能。

（四）咸淡水共存區尋找淡水體勘查技術模式應用

新疆疏勒縣某村位于蓋孜河沖洪積平原中下游區，第四系沉積物以細砂為主，薄層亞黏土和黏土呈不連續分布，由于工作區降雨量稀少，蒸發強烈，由蒸發濃縮作用形成的高氟地下水與高礦化度地下水相伴生。

地球物理勘查采用了高分辨率的音頻大地電磁法，使用儀器為EH-4電導率成像系統，由于缺少已知測井資料，礦化度評價中孔隙度值取0.42，當勘探深度較大時（大于500m），溫度和壓力對地層電阻率也有一定程度的影響，有時是一個不可忽略的因素，但由于影響機理較復雜，一般做平均或粗略處理。對于塔里木盆地周邊地區來講，地下水的礦化度較高，溫度影響要小得多（表2-3和表2-4），溫差20℃時，視電阻率變化不足2Ωm。所以，本次工作資料解釋中，沒有進行溫度校正，依20℃中間溫度為參考做定量解釋，壓力影響尚未考慮。

EH-4勘查結果見圖2-11。圖2-11（a）為EMAP處理后的視電阻率等值線圖，該圖清晰反映出隨埋深增大視電阻率值增大的趨勢；斷面中，雖有局部不連續低阻體的存在，但從電性值上反映勘探深度范圍內地層巖性以細砂為主。根據實測地層真電阻率值以及選擇的相關參數，建立該地區礦化度評價數學模型，見式（2-15）。根據該模型對該地區地下水進行礦化度評價。

圖2-11（b）揭示了隨埋藏深度增大地下水礦化度逐漸變小的規律，埋深140m以下，地下水礦化小于1g/L。

圖2-11（一） 英爾力克EH-4勘查結果

圖2-11（二） 英爾力克EH-4勘查結果

在上述物探推斷結果的基礎上，在位于剖面100m處布設鉆孔，孔深300m，取水段深度240～300m，水質分析結果為：地下水礦化度0.53g/L，氟含量0.9mg/L，符合國家飲用水標準。地下水礦化度值與電法資料預測值相吻合。

二、基巖山區地下水勘查技術

（一）基巖山區地下水分布規律及勘查特點

基巖山區地下水勘查存在兩大特點：①地形條件復雜，山高、谷深、溝窄；②巖石裂隙分布極不均勻。因此它具有很多不同于平原地區孔隙水的賦存條件及勘查特點。

1.基巖裂隙水類型及分布規律

堅硬巖石的裂隙是地下水賦存和運動場所，裂隙開張程度、連通程度及密集程度等將影響地下水賦存和運動。裂隙是堅硬巖石在應力作用下產生的，不同巖石，受到不同應力作用，裂隙的發育規律也不一樣。通常可分為三種類型。

（1）風化裂隙水。不同巖石長期暴露于地表部分，在溫度、水、空氣、生物等各種應力作用下，原巖遭到破壞，形成風化層，發育有一定張開性和連通性且較密集的孔隙、裂隙，形成風化裂隙含水層，一般厚度不大，在數米至數十米深度內，規模較小，多為就地補給就地排泄，徑流途短，水量不大，有些可作為小型分散供水的水源。

（2）構造裂隙水。在漫長的地質年代中，地殼發生過無數次構造運動，在這種構造運動的外力作用下，不同性質的巖石表現出不同的力學特性，所產生的裂隙稱之為構造裂隙，其中所含的地下水為構造裂隙水。柔性巖層受力后常發生小的褶曲及伴生很密集的小裂隙，但是由于切穿性差，張開性不好，不利于地下水的賦存和運動。致密的硬脆性巖層，受力后易生成塊狀破碎，形成發育不均勻的構造裂隙帶，張開性、切穿性都較好，有利于地下水的賦存和運動，是山區找水的主要對象之一。無論是巖層均勻受力時所發生的區域性構造裂隙，還是應力集中釋放時產生的斷層，這種局部性的構造裂隙都可能產生有利于地下水賦存的空間和通道。然而斷層破碎帶的性質及其富水性取決于斷層的力學性質及兩盤的巖性，由張應力產生的張性斷層，多為正斷層，斷層兩側裂隙雖然不很發育，但是裂隙的張開性、切穿性、連通性都很好，有很好的地下水賦存空間和運移通道。由強大的擠壓力產生的壓性斷層，巖石極度破碎，多為壓密狀糜棱巖等，破碎帶本身不但不富水，常成為良好的隔水帶，但擠壓破碎帶兩側的影響帶中，常有較發育的張開性較好的裂隙發育帶。成為較好的地下水賦存空間和運移通道，所以山區尋找構造裂隙水時一定要認真調查巖石的性質及所受作用力的性質，準確判定構造性質。

（3）成巖裂隙水。巖石在成巖過程中由于巖石的干縮、固結等受內部應力作用產生的裂隙為成巖裂隙，這種裂隙中的地下水成為成巖裂隙水。具有較豐富的成巖裂隙水的典型巖石是陸地噴發的玄武巖、巖漿冷凝收縮形成較發育的裂隙，且張開性好，發育較均勻，連通性也好，利于地下水的賦存和運動。此外，入侵的巖脈、巖體等與圍巖之間的接觸帶部位，由于巖漿侵入時的動力及冷疑收縮等，生成較發育的裂隙，有一定的張開性和連通性，常是地下水的富集部位。

綜上所述，山區基巖裂隙水構造類型及蓄水形式見表2-5。

2.構造裂隙水的特點

在漫長地質年代里，頻繁的構造運動使本來堅硬的完整巖石受到各種應力作用，變成破碎并伴生發育程度不同的裂隙，這些裂隙為地下水提供了賦存空間和運移通道，實際上并非所有的構造運動都能產生有利于地下水賦存和運移的良好條件。它將受到許多因素的制約。

（1）構造裂隙性質決定其富水性。一些張性和張扭性構造裂隙，透水性強，成為良好的地下水賦存空間和通道。但是往往這種構造在地表上并沒有明顯的斷層活動痕跡，通常只能見到一些沖刷深淺、寬窄不同的沖溝，而且沖溝底部多堆積大量的沖積、殘積物。這種構造裂隙帶中一般多富水。而在擠壓力作用下形成的壓性或壓扭性斷層帶上，雖然巖石很破碎，但是破碎帶多呈致密的糜棱巖，不但不富水，通常還是很好的阻水巖體。

（2）構造斷裂的規模大小決定斷層的延伸長度、切割深度及影響范圍，直接關系到地下水補給范圍、賦水空間大小、運移條件及水循環深度等。有些規模較大的張扭性斷層裂隙帶賦存著豐富的地下水。

（3）構造斷裂發生發展時期早晚，構造斷裂帶中現存物質的狀態不同，其富水性也不一樣。早期的一些斷裂構造帶在漫長的地質年代，地下水流動速度很慢的條件下，經過復雜的物理化學作用，有些裂隙被黏土、方解石等充填，有些斷層被破碎巖膠結成致密堅硬的斷層角礫巖，造成這些構造斷裂帶不富水。晚期的構造斷裂有兩組（北北東和北西西）張扭性裂隙，它們具有較好的延伸性、連通性、垂直切割性，形成網絡狀的構造裂隙系統，成為較好的地下水儲存場所和運移通道，是富水性較好的構造裂隙帶。

（4）種類繁多的巖石，其力學性質和化學性質的不同對裂隙水的形成有很大的影響。堅硬性脆的石灰巖、白云巖、砂巖、花崗巖、片麻巖等，在應力作用下易形成塊狀破碎和較發育的有一定延伸長度和切割深度的富水構造破碎帶，適宜地下水儲存和運移。軟弱非脆性巖石如頁巖、泥巖等在構造斷裂作用下，不易出現垂直切割較深、延伸性及連通性較好的斷裂，通常多形成密集而細小的裂隙或撓曲，裂隙的連通性、延伸性不好，透水性差。

綜上所述，基巖地區地下水的分布，受到構造斷裂及巖性等因素的控制，富水帶的分布很不均勻，給山區找水帶來很大困難。

（二）基巖山區地下水勘查關鍵技術與方法

1.勘查的地質問題及難點

從基巖山區地下水分布規律可知，基巖地下水勘查的地質問題包括兩點：①查明富水構造的性質（規模、產狀等）以及空間分布特征；②判斷構造裂隙的富水性。

（1）精確確定構造裂隙的空間分布特征。山區的特點是地形條件復雜，山谷高差大，陡坡陡，能開展物探工作的平坦地區很少，雖然也有些較開闊的谷地，但其隱伏的基巖也多為V形的古地貌。同時高低起伏較大的復雜地形，對某些電、磁等物理場分布的均勻性影響很大，特別是對某些地形條件要求較嚴格的人工場源的方法如直流電測深法和電剖面法，由于地形影響，使人工建立的物理場分布發生畸變，因此在地表觀測曲線中，常出現由于地形影響的異常曲線，它將嚴重掩蓋或扭曲某些地質體引起的異常形態和改變異常點的位置，給資料解釋帶來困難，甚至造成判斷上的失誤。這些由地形影響造成的假異常，并非進行簡單的地形改正就能消除，因此，尋求受地形影響小的勘查方法是解決山區找水問題的重要內容之一。

（2）建立基巖山區地下水準確、高效的勘查技術體系。由于基巖山區的特殊地形條件，尋找富水構造體難度大，且費力、費時。隨著現代信息技術的發展，一些先進儀器的出現，使建立集遙感、水文地質、綜合物探為一體的山區地下水準確、高效勘查體系成為可能。因此，尋求基巖山區多學科的勘查體系也是解決山區找水問題的內容之一。

2.山區勘查的關鍵技術方法

（1）高分辨率遙感線形構造解譯技術。高分辨率遙感主要指高空間分辨率、高時間分辨率、高光譜分辨率遙感影像以及高光譜分辨率遙感數據同高空間分辨率遙感數據融合等技術。對于基巖山區，高分辨率遙感要解譯的內容包括：分析地質構造的影像特征；建立不同地下水類型解譯標志；解譯含水構造的分布規律及性質；高分辨率遙感線形構造解譯技術包含數據源選擇、遙感影像特征分析、圖像處理與地下水信息提取以及含水構造分布規律解譯等幾個方面。

1）數據源選擇?；鶐r山區地下水勘查，主要數據源選擇TM/ETM，對于大比例尺的構造詳查，可選擇SPOT等高分辨率數據源。尋找構造裂隙水以紅外波段及微波圖像為主；解譯河谷川地地下水溢出帶、泉水出露點等，以TM6/ETM6圖像為主（表2-6）。數據時相選擇干擾因素較少的冬、春季節，熱紅外圖像選擇春初、秋末季節較好。

2）構造遙感影像特征。基巖山區裂隙水找水的主要方向為構造裂隙水。利用遙感影像，重點分析解譯線性構造及裂隙發育部位的遙感影像特征。

a.不同構造性質的遙感影像特征。斷裂帶的富水程度受斷裂發育的巖性、結構以及斷裂力學性質等因素控制。在遙感影像上的特征均具有線狀的影痕、色條、色帶等特征。一般壓性斷裂的影像表現為平直線狀，細而清晰，具有粗糙度，呈舒緩波狀延伸，沿走向追尋有舒緩波狀彎曲或分支、匯合，其斷裂帶多由大小不等的透鏡狀巖體組成，長軸方向與主斷裂方向一致。張性斷裂線性形態多呈直線狀，影紋多為鋸齒狀“之”字形排列，色調呈明暗交替規則排列。

b.不同地質單元的遙感影像特征。在巖溶發育程度較強地區，一般張性、張扭性斷裂往往導水性好，儲水能力較差，形成地下水徑流管道，一般圖像色調淺而明亮。基巖裂隙水和紅層地區碎屑巖孔隙裂隙水，一般尋找構造裂隙，可按構造性質不同加以判別。通常在解譯出斷裂構造后，再結合區域水文地質資料綜合對比分析確定其富水程度。

在黃土覆蓋區及紅層盆地，構造類型主要為隱伏斷裂，影像上的解譯標志主要為：圖像上弱線性體為地貌類型或形態組合的分類、分區界線，溝谷、支流、支溝呈線狀排列有規律性變化。依據地下水、植被等信息在圖像上所反映色調差異來推斷其富水性。

3）圖像處理與地下水信息提取?；鶐r山區基巖裸露或覆蓋物較少，圖像處理側重區分不同的地層巖性，增強斷裂構造特征信息，以提高圖像的可讀性。采用多光譜圖像波段組合或波段比值組合，能起到增強和突出構造形態和地層巖性特征信息的作用。

4）構造分布規律解譯。構造分布規律解譯包括直接解譯和間接解譯兩種方法。

a.直接解譯。色調、形狀、大小、陰影變化及其相關體變化等可作為構造解譯的直接標志。盡管各種斷裂在圖像中的影像千變萬化，但他們必然通過色調和形態兩個基本影像信息體現出來。

色調解譯：任何地質體和斷裂構造都有自己特殊的顏色，這是由于地質體和線性構造的性質、活動特征、伸展形態及其兩側自然景觀不同，它們對太陽光中可見光波譜段具有不同的吸收、反射和透射能力，所以它們的色調和色調反差就有差別。一般情況下，色調變化的界面就是斷裂及線性構造所在的位置或不同地質體的界面，在進行圖像目視判讀時，借助圖像中的灰階等級的差別反過來識別地質體的屬性和斷裂構造的位置。在巖石出露的山區，斷裂所在的地區巖石顏色淺，影像色調就淺，反之影像色調就比較深；在平原地區，斷裂兩側色調的深淺，不僅能反映斷裂的存在，也基本上能反映構造升降的特點。色調深的代表下降的一盤，色調淺者代表隆起的一盤。山地或山地與平原交界地帶，巖石的風化程度、濕度大小、巖層或巖石的物質特征、植被、地形起伏、太陽高度角等因素，一般使斷裂兩側的色調差異更為明顯。

形態解譯：凡是地表物體都有自己的形態特征，它們與太陽光中的可見光波譜段在衛星影像上的記錄，就形成了形態特征信息。形態特征信息在影像上是以色調顯示出來的形態、大小、網紋、結構，如層狀、帶狀、塊狀、線狀、圓環狀、斑狀和粗、中、細結構等特征。

斷裂構造在遙感影像中呈線性展布的幾何圖案，表現為不同色調的界面呈線狀、條帶狀色調。色調對比差異有亮度大小、強弱、深淺、粗細、長短、隱顯之分。這些特征信息是識別斷裂規模大小、埋藏深淺的重要標志。延伸長、呈帶狀粗線色調或色調界面的線性形跡，反映深大斷裂。延伸短、呈細線狀色調的線性形跡是規模較小的一般斷裂。在影像中線性形跡反映明顯、兩側色調反差較大的斷裂，其活動時代可能較新或者是目前活動仍較強的斷裂；線性形跡不明顯，兩側色調反差較小，則多為活動不明顯或是隱伏斷裂。

根據線性形態和有關地質體的形態特征，可以進一步解譯斷裂構造的力學性質。壓性斷裂解譯特征：呈明顯的舒緩波狀線性展布條，延伸較長而穩定，規模較大，沿走向有較寬的擠壓破碎帶；斷裂有時交織成網狀，間夾透鏡體，其長軸方向線條平直，線性直且長，延伸穩定；兩側地質體明顯錯位；彎側常出現明顯的牽引現象而無擠壓狀態的影像；成組出現的剪性斷裂相互平行，雁列狀或棋盤格狀展布，伴有山脊和水系的錯斷。張性斷裂解譯特征：影像的線條呈犬牙交錯的鋸齒狀，延伸較短常伴有寬窄不一的谷地、盆地或溝谷沿線性展布；溝谷在空間上延伸不遠，形態及寬度多變，有時溝谷分布呈雁列狀截斷的現象。張剪性斷裂解譯特征：影像線性形跡表現為長短不一的追蹤交錯，兩側地質體亦有水平張裂和錯動，常與壓剪性斷裂伴生。

此外，地物影像的大小、陰影，各陰影的相對位置也是斷裂解譯的直接標志，但這些標志要與其他標志配合使用。

b.間接解譯。在遙感影像中，由于斷裂構造的存在，必然對地質體、地貌、水系、岸線、島嶼、淺海地形、溫泉、土壤、植被等地表自然景觀有影響，根據這些自然景觀影像出現的異常特征進行分析，可推測斷裂構造的存在，主要有地質、地貌兩大類信息。

地質解譯：在遙感影像中，包括構造單元、地層單元、巖體被錯斷或中斷，斷層兩側地層產狀突變，線性構造一側的小型旋鈕構造，第四系沉積類型、分布、厚度等差異，基性超基性巖體呈直線或折線展布等，這些標志在高分辨率影像中構成不同的紋型結構、形態和色調，并通過線性影像展布的幾何圖形顯示出來。

地貌解譯：基本格局的總體展布受斷裂控制，山地、丘陵、平原、盆地、臺地、谷地、海岸島嶼、陸架等大的地貌單元呈直線或折線展布的邊界輪廓，基本被斷裂構造控制。地貌單元的負向地貌如斷崖、斷谷、斷層河谷或破裂帶等呈直線展布，地貌整體形態錯位，發育在斷裂帶上的斷層崖、斷層三角面及沿山麓地帶分布的洪積裙、洪積扇等；斷塊構造差異運動所造成的斷隆和斷陷；同一地層在線性分界線的兩側展現不同的地貌、水系形態、水系格局及其演變等。水系格局及其演變是反映構造斷裂活動的一個最敏感的因素，高分辨率遙感影像不僅清楚地記錄了水系的基本形態，而且記錄了水系歷史演變過程的形跡。一般水系反映斷裂活動的標志有：水系格局的總體展布、水系的總體錯位、河流的流向異常等。河流總體擺動方向、切割深度和密度的差異，往往反映斷裂兩盤升降運動的狀況。一般河流力求向斷裂下盤擺動，河流下切較深的地方發育在斷裂上升盤一方。海岸線、海灣、島嶼、溫泉、火山湖等是折線或直線展布，也是斷裂存在的標志。

構造解譯：活動構造一般出現在不同地貌景觀的分界線上，或以特定的幾何形態延某一方向延布，如活動構造與地震關系密切。在分界線上有斷層崖、洪積扇等的線性排列，小湖泊、植被的定向排列，河寬、河道的突變也是活動構造的解譯標志，活動構造還以明顯的色調差異顯示。

山區解譯：平直的溝谷切割一系列山脊和谷地使其錯動。兩種不同的地貌單元線性相接，侵入體、串珠狀湖泊、疊壘式山麓洪積扇等形成線性特征，水系流向異常，成直線等。

平原區的解譯：地下水埋藏深淺不同、沉積物疏松程度不同，表現為色調的差異。

高分辨率遙感技術的應用能快速、精確地獲取地質構造信息。巖石中的主要含水層或含水區域沿著斷層和裂隙帶存在，因為這些地方水力傳導率和潛在的蓄水量較大。地表上分布的斷層和裂隙在高分辨率遙感圖像上常呈線狀或曲線狀，可以較好地分辨。當然，不是所有的線狀特征都是斷層或裂隙，只能依靠背景信息選擇最可能的線狀特征。高分辨率遙感線形構造解譯技術框圖見圖2-12。

圖2-12 高分辨率遙感線形構造解譯技術框圖

（2）音頻大地電磁法TM、TE模式觀測對比的物探技術。音頻大地電磁法在山區構造裂隙水勘查中，由于受山區地形以及地表電性不均勻性影響，易產生靜態效應，給準確勘查構造裂隙水賦存空間位置帶來嚴重誤差，但TE、TM兩種觀測模式產生的靜態效應程度與特征不同，通過理論研究可提高該法在山區構造裂隙水勘查中的應用效果。

1）靜位移與小尺寸地形影響特征。靜位移與小尺寸地形影響引起的TE和TM模式觀測曲線畸變有類似之處（圖2-13和圖2-14）。

圖2-13 小尺度地形的TE模式和TM模式視電阻率斷面圖淺層不均勻體的TE模式和TM模式視電阻率斷面圖

圖2-14 地電模型

2）大尺寸地形影響特征。大尺寸地形起伏往往在不同頻段區間表現為畸變或靜位移特征，反映地形的幾何尺度與頻率的相關關系（圖2-15和圖2-16）。對于TE模式，視電阻率曲線僅在高頻段發生畸變；對于TM模式，視電阻率曲線不僅在高頻段發生畸變，并且在低頻段表現靜位移特征。

圖2-15 EMAP二維純地形影響

圖2-16 二維地形、地壘構造EMAP響應

3）TM、TE模式觀測特征。起伏地形條件下的地電結構的視電阻率響應比較復雜（圖2-16和圖2-17）。從圖2-16和圖2-17可見，兩種不同性質的地電模型，TE極化曲線尚能看出地形引起干擾場與地下電性結構引起的場的疊加；對于TM極化曲線，由于地形引起的畸變及位移十分強烈，幾乎完全掩蓋了地電結構場響應。因此，直接用受地形影響的觀測資料進行反演解釋十分困難，有必要對其加以處理與校正。圖2-18為TM和TE兩種觀測模式實際測試對比圖，可見，TE觀測模式在識別構造空間分布特征方面比TM觀測模式優勢更突出，對勘查山區構造裂隙水更有利。

圖2-17 水平地形二維地壘構造EMAP響應

圖2-18 消除地形影響的音頻大地電磁法TM、TE模式實際觀測對比圖

（3）瞬變電磁法資料處理方法。瞬變電磁法受地形影響較小，適用于山區找水，但存在的問題是電性層位劃分不準，不能很好地確定地層結構，所以要進行瞬變電磁法數據處理研究。

瞬變電磁數據解釋中，先作定性或半定量的解釋，其目的是獲得隨深度變化時視電阻率的相對大小變化情況。通過相應的視深度—視縱向電導曲線的形態特征或深度—視電阻率曲線的形態特征來判定電性層層數，根據曲線的特征點對應的橫縱坐標值估計各電性層的層參數。利用視縱向電導能劃分電性層位的優勢，根據視深度—視縱向電導曲線特征，同時結合視深度—視電阻率（基于煙圈理論計算得到）視深度—全區電阻率曲線，相互對比，確定曲線拐點，進而直接給出層數和層參數的估計值，作為一維線性反演的初始模型，然后進行反演計算，提高劃分地層結構能力。

視縱向電導解釋方法基于“薄板理論”，即以一薄電導板代替地下導電介質，在瞬變場斷電之后，“薄板”隨著時間的推移向地下變速運動，亦稱為“浮動薄板法”。

對于層狀大地，定義縱向電導為：

式中：N為地層層數；σ_k、h_k分別為第k層的電導率和厚度。

將式（2-16）寫成積分形式，即

設均勻大地表面有半徑為a的圓形線圈，通以階躍電流，并在t=0時刻切斷電源，則

在斷電后，地下產生感應的渦旋電流。考慮良導薄板上方磁偶極子激發的瞬變電磁場電場分量，利用互換原理并沿線圈回路積分，得到感應電動勢表達式：

對式（2-19）求導即可計算視縱向電導S及視深度H，亦可直接利用由煙圈垂向深度和縱向電導定義導出的新的視縱向電導定義：

式中：ρ_τ為視電阻率，Ω·m。

四層模型的視縱向電導曲線見圖2-19?？梢?，視縱向電導曲線有良好的分層性，三個明顯的拐點和四段視縱向電導折線的斜率說明了地電模型為HK型四層模型。拐點的位置對應著地層的分界面深度，由此可以劃分地層層數和厚度，進而計算每層的電阻率。

圖2-19 四層斷面的視縱向電導曲線

盡管視縱向電導曲線具有較好的分層特性，可為反演的層數劃分和參數確立提供有力的依據，但是基于煙圈理論的視電阻率亦有著良好的分層性。因此，同時利用視深度—視縱向電導、視深度—視電阻率、視深度—視電阻率三條曲線，相互對比，可以更好地尋找拐點，確定初值。由于尋找拐點的初值選取僅僅與橫坐標深度有關，因此，盡管視電阻率和視縱向電導單位不一致，但不會影響反演的初值選取過程。

運用上文所述方法確定線性反演初值，以加阻尼的奇異值分解方法求取反演問題，對三層、四層和五層的理論模型進行試算，以檢驗上述反演方案的有效性。

圖2-20為三層理論模型視縱向電導和視電阻率曲線。圖中兩條縱線為筆者根據曲線拐點劃分的電性層位。橫坐標的刻度標識數字為真實的模型層厚度。模型參數、選取的初值、反演結果和相對誤差見表2-7。感應電動勢的反演擬合曲線見圖2-21。從圖2-20可以看出，該三層模型拐點清晰，選取的初始層厚度與真實模型較接近。表2-7和圖2-21說明反演擬合效果很好。

圖2-20 三層理論模型視縱向電導和視電阻率曲線

a—視縱向電導，S；b—視電阻率，Ω·m；c—煙圈視電阻率，Ω·m

圖2-21 五次迭代后的感應電動勢擬合曲線

圖2-22為四層理論模型視縱向電導和視電阻率曲線。感應電動勢的擬合曲線見圖2-23。模型參數、選取的初值、反演結果和相對誤差見表2-8。需要注意的是，該模型第三層為高阻，由于瞬變電磁對高阻不敏感，因此，第三層電阻率為不敏感參數，收斂擬合很慢。

圖2-22 四層理論模型視縱向電導和視電阻率曲線

a—視縱向電導，S；b—視電阻率，Ω·m；c—煙圈似電阻率，Ω·m

圖2-23 十五次迭代后的感應電動勢擬合曲線

圖2-24為五層理論模型視縱向電導和視電阻率曲線。感應電動勢的擬合曲線見圖2-25。模型參數、選取的初值、反演結果和相對誤差見表2-9。該模型第三層為高阻，在視電阻率曲線上反映很不明顯。因此直接利用視電阻率進行資料解釋是很困難的。

圖2-24 五層理論模型視縱向電導和視電阻率曲線

a—視縱向電導，S；b—視電阻率，Ω·m；c—煙圈似電阻率，Ω·m

圖2-25 八次迭代后的感應電動勢擬合曲線

依據以上三個理論模型的反演情況，當視縱向電導曲線拐點清晰、分層明顯時，劃分的層參數較準確，收斂速度快。由于瞬變電磁法對高阻不敏感，因此四層理論模型的第三層電阻率參數收斂較慢。五層理論模型的視縱向電導曲線拐點不十分明顯，此時，結合全區視電阻率和分層明顯的煙圈理論定義的似電阻率曲線，輔助確定拐點，劃分層位，是十分有益的。

（三）基巖山區地下水勘查技術模式

1.基巖山區地下水勘查綜合技術模式建立

堅持快速、準確的原則，提高山區地下水勘查工作效率和成功率。首先，采用現代化信息技術，充分發揮遙感快速解譯線形構造的特點，根據工作區區域地質以往研究，選擇合理、有效、分辨率高的數據源開展大比例尺的線形構造解譯，圈定適宜成井孔位工作靶區。其次，開展大比例尺水文地質調查，驗證遙感解譯結果。然后，選擇合理的綜合物探方法，進行構造水平位置勘查及斷層構造空間分布特征的定量勘查，實現多方位、多參數、多專業勘查結果的相互補充、相互驗證，提高準確性。綜合勘查技術方法見圖2-26。

圖2-26 綜合勘查技術方法

（1）確定工作靶區的勘查技術：利用大比例尺航片、衛片等數據源，確定解譯目標體的影響特征，開展大比例尺的基巖裂隙水線性構造解釋，圈定找水靶區。

（2）定性確定山區構造水平位置的勘查技術：采用受地形影響小，且快速高效的物探技術，包括音頻大地電場法、放射性法、甚低頻法等。

（3）定量確定山區構造空間分布特征及孔位技術：采用音頻大地電磁閥、瞬變電磁法、高密度電阻率法、地質雷達法等。

最后，通過遙感、水文地質、物探等多專業技術人員會商勘查結果，確定適宜成井孔位。綜合勘查技術模式見圖2-27。

圖2-27 基巖山區地下水綜合技術勘查技術模式

2.基巖山區不同類型地下水綜合物探勘查模式

（1）風化裂隙水。風化裂隙水的勘查主要采用物探技術，查明淺層地質結構和裂隙發育特征、含水層富水性，確定咸淡水電阻率劃分標準。風化裂隙水物探勘查技術模式見圖2-28。

圖2-28 風化裂隙水物探勘查技術模式

模式中采用的物探技術可根據工作場地的環境條件、工作任務和勘查深度選擇一種或兩種組合使用。高密度電法可精細勘查深度小于100m的目標體，受電力線影響相對較小，適用于周圍電力干擾不大、地形較為平坦的地區。地質雷達法屬于高頻電磁法，受工業電力干擾小，可精細勘查深度小于30m的目標體，適用于周圍電力干擾大的地區。核磁共振法抗干擾能力差，應用時必須滿足其工作環境要求。

（2）構造裂隙水。構造裂隙水多儲存于構造發育部位，其地質—地球物理模型見圖2-29。

圖2-29 基巖裂隙水地質—地球物理模型

當巖體完整時，反映電阻率值較高，具有連續的波阻抗面，放射性濃度僅決定于巖體本身的背景值。當巖體存在構造破碎時，所反映的電阻值變小，地震波波阻抗面產生中斷、錯動紊亂等現象，放射性氣體在斷層近地表出口形成放射性濃度異常。

物探的目標是確定構造裂隙水的空間分布特征、構造破碎帶的發育程度等。構造裂隙水地球物理勘查技術模式見圖2-30。

首先，利用快速、輕便的音頻大地電場法或放射性法（在有電力干擾情況下使用）或甚低頻法查明構造水平分布位置及其分布規律（構造走向）；其次，根據探測深度的不同分別選擇相對應的方法（淺層選擇直流電阻率法、激發極化法或核磁共振法，深層選擇頻率域或時間域電磁法、頻譜激電法等）精細查明構造空間分布特征（包括構造產狀、性質等）。

圖2-30 構造裂隙水地球物理勘查技術模式

在勘查過程中，不僅要滿足每種物探方法的適用條件，還應注意根據勘查任務和勘查目標體埋深，合理選擇物探方法和野外數據采集方法。對于隱伏構造的勘查，點距一般為30～50m。點距過大會掩蓋局部信息，構造位置不能精確判別；點距過小會增加工作量，降低工作效率，增加勘查成本。在利用音頻大地電磁法時，注意消除地形影響因素，建議采用TM/TE模式進行對比試驗，以便準確反映構造信息。

圖2-31 成巖裂隙水地球物理勘查技術模式

（3）成巖裂隙水。成巖裂隙水的勘查需要確定地下水礦化度和含水層的分布特征，勘查深度大，對地層分辨率要求高。成巖裂隙水地球物理勘查技術模式組合應用音頻大地電磁法和高分辨率地震法（圖2-31）。

音頻大地電磁法對深層地層分辨能力較強，測量的電性參數較準確，利于地下水礦化度的評價，但在評價過程中，要考慮膠結物成分、膠結程度、泥質含量等影響因素。高分辨率地震法主要用于配合音頻大地電磁測深法對地層的精細劃分和巖性預測等。

（四）基巖山區地下水勘查技術模式應用

基巖山區地下水勘查技術模式在太行山區的河北省唐縣某村開展了示范應用。當地缺水問題極其嚴重，建村380年以來，一直無水，需到鄰縣買水。近幾年在縣政府的支持下，先后聘請專業隊伍在村周圍打井14眼，深度近200m，但個個無水或水量極少，無法利用。為解決此問題，首先開展水文地質、遙感調查，應用綜合勘查技術模式，開展地下水勘查。根據遙感解譯、綜合物探勘查及水文地質調查綜合結果分析，該區域下伏地層巖性為灰巖，屬于富水巖性，存在北西—南東向富水性構造。根據勘查結果，將孔位確定在高密度電阻率剖面200m處，井深240m左右。經鉆探施工，井深214m，通過抽水試驗及水質化驗，出水量大于30m³/h，水質合格，結束了該村群眾飲水困難的歷史。

三、薄層含水層勘查技術

（一）薄層含水層及分布特點

1.薄層含水層的涵義

含水層的“薄”與“厚”是相對的概念。在區域地層中，含水地層的厚度相對于不含水地層的厚度，或者局部含水層的厚度相對于區域含水層的厚度等，往往成為對“薄”與“厚”的定性評價。薄層含水層在貧水區普遍存在。這里特指賦存于內蒙古高原紅層中，厚度小于1m的呈層狀分布的含水層。薄層含水層是內蒙古高原紅層含水層的常見形態，有時在一定深度內，薄層含水層會間斷出現，從而構成含水層組。

2.薄層含水層的形成與分布

高原紅層指在蒙古高原上的紅層沉積層。在古生代末期，華力西期運動使蒙古地槽褶皺隆起；在中生代，燕山運動使褶皺隆起的蒙古地槽發生廣泛而和緩的撓曲和斷裂；在新生代，喜馬拉雅運動和新構造運動使高原普遍抬升，高原盆地開始形成。伴隨同期相繼噴發的玄武巖，盆地中沉積了巨厚的中—新生界碎屑巖，經隨后漫長的地質作用，形成了高原紅層。高原紅層具備紅層的基本特征，而薄層含水層則是高原紅層中的薄層砂巖的沉積，是高原紅層地下水的一種賦存形態。

高原紅層薄層含水層遍布在內蒙古高原紅層中。東起大興安嶺和蘇克斜魯山，西至馬鬃山，在陰山以北的廣大區域，低緩丘陵之間，分布著眾多紅層沉積地層，大型的如準噶爾紅層沉積地層、呼倫貝爾紅層沉積地層、二連紅層沉積地層和居延紅層沉積地層等，小型的有白音和碩紅層沉積地層、商都紅層沉積地層、朝陽紅層沉積地層、賽烏素紅層沉積地層等。在這些紅層沉積地層中，沉積了礫巖、砂巖（包括粗砂巖、中砂巖、細砂巖、粉砂巖等）、泥巖、泥質粉砂巖和粉砂質泥巖等。在紅層沉積地層區域內，從沉積邊緣至沉積中心，由于沉積和搬運的過程中水的深淺不同，水動力條件的不同，形成巖層的碎屑粒度有由粗變細的分選的結果，呈現礫、砂、粉砂、黏土等沉積的機械分選現象。

沉積環境不同，薄層含水層的厚度、層數等也不一樣。在以湖相沉積為主的紅層沉積地層中，薄層含水層的分布主要受河流的影響。在河流的作用下，組成薄層含水層的砂巖體在平面上延向沉積區域外側，常與山麓沖積或洪積扇砂礫巖體相接；向沉積區中部則多變為三角洲相的沉積。剖面上常發育沉積旋回下部，上部過渡為湖泊相組的沉積。因此，洪積扇和三角洲沉積物中包含著河流沉積物，平原河流沉積物常與濱湖沉積物交替出現，表現為砂巖與泥巖的交互沉積。

薄層含水層的形態在空間上是變化的。在沒有沉積間斷和斷層錯位的情況下，在成因上相近的沉積相是彼此相鄰出現的，無論是平面上的分布或剖面上出現的順序，都有共生組合關系。一般情況下，在一個紅層沉積環境中，組成薄層含水層的碎屑顆粒由沉積區邊緣向中心逐漸變細，碎屑的成分由簡單變復雜，砂巖百分含量減少，泥巖百分含量增加，含水層厚度減小，含水層層數增加。

3.薄層含水層水文地質特征

薄層含水層即薄層砂巖裂隙水含水層，賦存其中的地下水的補給、徑流、排泄特點和地下水的富集規律取決于砂巖體的空間分布形態。在特定環境下，砂巖體的形態在空間上是變化的，因此，在平面的不同位置，在地下的不同深度，薄層含水層會表現出變化的水文地質特征。

薄層含水層地下水補給是有規律的。在特定的沉積環境中，砂巖體往往上覆厚度不等的泥巖，從幾米至幾十米均有可能。高原紅層中的泥巖富含黏土物質，屬于鈣質泥巖，水文地質特征表現為隔水層或弱透水層。因此，下伏的砂巖體得不到直接的降雨入滲補給。

薄層含水層地下水的補給基本來自兩個方面：①周圍基巖裂隙水的側向補給；②沉積地層中溝谷潛水的垂向補給。

側向補給對于薄層含水層地下水起著主導作用，占據水量的絕大部分。降雨通過基巖裂隙入滲到地下，當基巖裂隙與和基巖接觸的沉積地層中的砂巖體連通時，由于重力作用，基巖裂隙水就源源不斷地流入薄層含水層中，薄層含水層地下水因此常呈承壓狀態。

垂向補給集中在斷裂構造帶中。由于構造運動，連續沉積的巖層發生斷裂破碎，斷裂破碎帶經長期的侵蝕與剝蝕后成為地表河流的通道，第四系的風積物，沖、洪積物不斷的沉積其中，地表水、降雨在條帶狀的范圍內可以與薄層含水層地下水發生垂直水力聯系。

斷裂破碎帶對薄層含水層地下水的水文地質影響不止于此。由于完整巖層遭到機械破壞，區域的地下水系統會因此改變。在高原紅層沉積地層中，含水層均是由多個砂巖層含水層與薄層砂巖層含水層交互沉積而成的含水巖組，地下水在各個獨立的含水層中普遍處于承壓狀態，含水層所處深度不同承壓強度也不一致。斷裂破碎帶的產生在其影響范圍內溝通了各含水層與含水層組，深部壓力大的砂巖體中的地下水會對淺部壓力小的含水層、第四系潛水甚至地表河水發生補給。與承壓水含水層間所發生的越流補給相比，斷裂破碎帶處深層水對淺層水的補給的量要大得多，區域地下水的富水性會變的更為復雜。

薄層含水層地下水的徑流是個緩慢的過程，由沉積地層的邊緣向中心低洼處流動。這是由薄層含水層所處高原紅層沉積的特點所決定的。

高原紅層沉積地層的基本特點是“寬、淺”，沉積邊緣與中心低洼地帶的相對高差較小。以內蒙古中部的商都沉積盆地為例，商都沉積盆地在高原紅層沉積地層中比較而言是一個小型沉積盆地，盆地面積1092km²，盆地邊緣高程1275.00m，盆地低洼處高程1400.00m，相對高差只有125m。有的沉積地層的相對高差還要更小，在一些大型沉積地層中，地形起伏普遍在20～40m。

在天然狀態下，薄層含水層地下水大部分排泄到沉積區域低洼處的湖泊中，小部分排泄到沉積區域內部的河流溝谷中，形成地表徑流。隨著人類社會不斷發展，對地下水的需求持續增加，在高原紅層盆地中，地下水的人工開采已成為地下水排泄的主要方式。如今，許多區域地下水處于超采的狀態，從前經常可見的高原湖泊正在逐漸消失。

薄層含水層地下水從成因上應當屬于裂隙水的類別，然而，經過長期的風化剝蝕、流水侵蝕和淋濾作用，呈面狀分布的薄層砂巖含水層地下水又具有孔隙水的某些性質，在富水性上具有相對均一性。

薄層含水層地下水的富水性一般取決于其存水條件和匯水條件。砂巖體顆粒越粗，匯水條件越好，則水量越豐富。在構造發育的區域，裂隙密集帶、斷層帶等往往呈線性分布，由這種構造因素控制的儲水空間、存水條件和匯水條件常呈帶狀分布，薄層含水層在此表現出區域的帶狀的富水性。

（二）薄層含水層勘查技術

在高原紅層的水文地質勘查工作中，由于薄層含水層的物理特征，物探勘查的準確率一直是個難點。為此，電法、微重力法、淺層地震法、電磁法、放射性法等均被應用于實驗，在應用中均表現出程度不同的局限性。隨著儀器制造技術的進步和勘查方法研究的深入，高分辨率電法和核磁共振法取得了良好的效果，提高了薄層含水層勘查的準確率。

1.高分辨率電法

在水文地質勘查工作中，高分辨率電法是根據含水體與圍巖所存在的電性差異來找水和研究地質構造的地球物理方法。在目標地質體上施加一個人工電場，含水體與圍巖會在人工電場中表現出有差異的導電性、電化學活動性、導磁性和介電性。這些物理量的差異可以被地面的儀器接收到，從而實現對含水層的判斷，對地層結構的解譯。

（1）巖石電阻率。電阻率是電流垂直通過單位體積巖石時所受阻力的大小。在高分辨率電法理論體系中，電阻率是一個核心指標，是表示巖石導電能力大小的參數。一般來說，巖石的電阻率越高，導電性越差，甚至不導電；電阻率越低，導電性越好。在地層中，水、金屬硫化物是良導體，大部分造巖礦物基本上是不導電的。有的巖石之所以能導電，是因為巖石的孔隙或裂隙中有導電的水。在高分辨率電法的探測工作中，所得到的電阻率并不是巖層的真電阻率，也不是地層電阻率的平均值，而是電場分布范圍內各巖層電阻率綜合作用的結果。隨場強加大，探測深度增加，電阻率表現的是以對應深度地層電阻率為主的綜合電阻率值。因為不是代表巖層電阻率的真值，常稱為視電阻率。對于方法而言，視電阻率的反應就是電阻率的反應。視電阻率用ρ_s表示，計算公式為：

式中：ρ_s為視電阻率，Ω·m；K為裝置系數，m；ΔV_MN為測量電極MN間的實際電位差，mV；I為AB供電回路的電流強度，mA。

（2）影響巖石電阻率的主要因素。巖石的電阻率是巖石自身的物理性質，取決于組成巖石的礦物成分、巖石中裂隙的發育程度和地下水的賦存狀況。造巖礦物，例如石英、長石、云母、方解石等，具有很強的穩定性，基本表現出絕緣特征，電阻率在10⁶Ω·m以上。金屬礦物，例如黃鐵礦、黃銅礦、鉛鋅礦等，物性測量時均表現出良導體的特征，電阻率很低，甚至可低至10^-4Ω·m。但在地層中，由于礦體與夾雜其中的圍巖的綜合作用，電阻率還是比較高的。但是與純粹的厚層圍巖相比較，在電阻率數值上，礦體還是會比圍巖小若干個數量級，這就是電法找礦的前提。當巖石中有裂隙發育并有地下水賦存時，會表現出較好的導電性，電阻率較低，一般為10¹～5×10²Ω·m。

（3）水的電阻率特征。水的電阻率與水的礦化度、溫度緊密相關。不同深度、不同地質環境中的地下水，礦化度與溫度差別很大，地下水的電阻率則表現出差異化的特征。

實驗數據表明，隨礦化度增加，水中游離離子濃度增加，導電性增強，電阻率值隨之大幅度下降。隨溫度的逐漸升高，水中游離離子運動加快，活性增強，導電性亦增強，電阻率逐漸降低。電阻率與礦化度關系見表2-10，電阻率與溫度的關系見表2-11。

（4）電法的垂向分辨率。電法的垂向分辨率是指所勘查目標地質體的厚度與其埋深之比。數值越大，分辨率越低；數值越小，分辨率越高。地質體勘查的垂向分辨率是一個十分復雜而且重要的問題，它直接決定了勘查方法的適用性和勘查成果的評價。從客觀角度看，垂向分辨率是由地質體的橫向尺寸、厚度、埋深以及圍巖的電阻率差異所決定的，是不以人的意志為轉移的；在主觀上，技術的進步總是在不斷解決更復雜、難度更大的地質問題的過程中發生的。

常規電法是水文地質物探的主流勘探方法。如果含水層與圍巖間存在顯著電性差異，垂向分辨率一般為0.1～0.2，也就是說在100m的深度范圍內可以探測出10～20m厚的含水層。隨著工作要求的不斷提高，方法的應用也愈加表現出局限性，根本原因在于儀器的穩定性與靈敏度等指標，在特定地質環境中滿足不了地質體垂向分辨率的要求。與常規電法相比，高分辨率電法在這方面有所突破。一方面降低了電性差異的要求，使得探測更靈敏；另一方面，垂向分辨率變高，可達到0.05，即在100m的深度范圍內可以探測出5m厚的含水層，提高了技術應用的適應性。突破首先發生在儀器的制造技術上，由此引發野外勘查方式的變革，從而極大地減小了長期困擾方法應用的一些不確定性因素，增強了探測條件的一致性因素。

2.核磁共振法

（1）理論基礎。水（H₂O）是地球內部普遍存在的化合物，在地下呈面狀、線狀（或條帶狀）分布，具有流動性。在地球內部，水的基本組成元素氫質子（proton），在地磁場中以一個固定的頻率振動，這個頻率被稱為拉莫爾頻率，隨地磁場場強的變化而變化。而當在地面一定范圍內施加一個人工的交變磁場后，如果這個磁場的頻率與當地的地磁場的拉莫爾頻率相同時，處于這兩個磁場中的氫質子會發生共振，共振使得氫質子的相位發生改變，在人工磁場消失后，受到激勵的氫質子有復位的過程，這個復位過程又會在一定范圍內產生一個交變的磁場，也稱為馳豫磁場。該磁場的一些物理特征可被地面儀器采集到，有關地下水的信息由此可被獲得。地下水核磁共振的發生過程見圖2-32。

圖2-32 地下水核磁共振過程示意圖

磁場中氫質子以拉莫爾頻率振動，共振信號曲線E（t，q）是一條取決于脈沖參數q=I₀τ的指數包絡線。

式中：T₂^*為脈沖釋放時間，ms；φ₀為PMR信號的初始相位；E₀（q）為初始振幅，nV。

研究發現了一些核磁共振信號和含水層水文地質參數間的一致性，而且發現非零的核磁共振信號直接與地下水相關：①通過測量E₀（q）可以得知含水層的含水度、位置和厚度；②衰減時間T₂^*與含水巖層介質的孔隙度緊密相關；③相位φ₀對地層電導率敏感。核磁共振系統接收機因此可獲得氫質子振動的振幅、衰減時間、相位等物理參數。在這些參數中，振幅直接反映地下水的含水量，衰減時間反映地下水巖層的平均孔隙度，相位反映巖層電阻率。另外，通過橫向馳豫時間常數T₂，可以得到含水層的滲透系數；通過模型計算，可以得到含水層的導水系數。

（2）探測數據處理。在一個核磁共振的探測中，需要向地質體施加既定的呈系列的脈沖。為保證得到真正的共振信號，而不是環境噪聲的信號，每個脈沖均要重復一個給定的次數，得到大量的有關氫質子振動的振幅、相位、衰減時間等物理參數。對這些數據的記錄、疊加、過濾與計算以及建立在這些數據基礎上的模擬計算，決定了解譯成果的質量。

探測數據的處理包括數據采集、數據解譯、模擬模型、系統維護等幾個部分。一個完整的數據處理見圖2-33。

圖2-33 探測數據處理流程圖

探測的設定被用于構建該探測的數學模型。數學模型所表征的是地層的地電模型，來自于探測深度內的任何含水層的核磁共振信號均可被模型化。用數學模型進行模擬計算對探測成果的解譯是很有用的。

（3）垂向分辨率。從核磁共振響應信號來分析：含水層的厚度越小、水量越貧，共振信號越弱；含水層的厚度越大、水量越多，共振信號越強。按照目前的設備技術能力，可以探測到的衰減時間信號范圍為30～1000ms。當衰減時間為30ms時，則可將其視為反映核磁共振垂向分辨率的技術指標。

核磁共振探測也會受到外界因素的影響，諸如大氣層放電、磁暴、游離工業電流所產生外部電磁場等，均會干擾地下水核磁共振的發生與信號采集。另外，地層的電導率背景不但會對接受信號產生影響，而且還是模型計算的關鍵因子。因此，這里所討論的核磁共振垂向分辨率是特指在理想狀態下的核磁共振探測。

5m厚“含水層”在不同深度的近乎絕緣的環境中的核磁共振信號的計算結果見圖2-34。從計算結果可以看出，核磁共振方法確定含水層位置的能力取決于信號形狀的細微差別。

圖2-34 不同深度含水層核磁共振信號

理論上，含水層含水度的垂向分布由式（2-23）確定，式（2-25）建立在地層是水平的，且已知視電阻率的垂向分布e（r）=p（z）的基礎上。

式（2-23）可通過在有限維數子空間的投影求解，依靠投影方程逼近。

式中：Q_j（q_i）為kernel因子，是通過將k（q，z）投影到基礎函數b_j（z）上獲得的，于是：

從物理學的角度來看，問題允許基礎函數被假設為boxcar函數，因此，kernel因子是“水層”的主要反映，該“水層”同時還被賦予了深度z和厚度Δz等特征，此時，深度的取值范圍為：

基礎函數為：

kernel因子則為：

從上述計算過程可知，核磁共振信號計算結果的垂向分量取決于地表線圈產生的磁場，磁場的斜率越大則計算結果越好。施加于圓形線圈上的脈沖所形成的磁場的分布特征為：接近地表處地磁場斜率大，隨著深度的增加地磁場的斜率越來越小，因此接近地表處核磁共振信號要好于地層深處的核磁共振信號。IRIS生產的Numisplus供電電壓為429mV，這是地表線圈產生磁場的最大能力，最大探測深度為150m，最大定量解譯深度為75m。脈沖與探測深度關系見表2-12。

（三）薄層含水層勘查技術模式

針對薄層含水層的水文地質特征以及賦存空間的高原紅層地球物理性質，應用常規電法、高分辨率電法、瞬變電磁法、高頻大地電磁法（EH4）、核磁共振法等方法進行試驗研究。通過野外試驗、組合對比及探測數據的研究發現，高分辨率電法探測的一致性、穩定性好，能夠精確劃分電性層，與地層基本吻合，但不能對含水層做出直接判斷；核磁共振法靈敏度強，是物探方法中唯一能夠直接反應含水層信息的方法，解譯的含水層層位和水量與實際接近，但探測深度有一定局限，且解譯精度隨深度增加會逐漸降低。組合應用高分辨率電法與核磁共振法，優勢互補，可有效提高薄層含水層的識別能力。薄層含水層勘查技術模式見圖2-35。

圖2-35 薄層含水層勘查技術模式圖

圖2-36 內蒙古自治區某村薄層水勘察技術模式應用成果圖

（四）薄層含水層勘查技術模式應用

內蒙古自治區四子王旗某村，屬于草原缺水地區，自然條件惡劣，地質環境復雜，該村及附近8個自然村共計1200人存在飲水困難。根據區域地質資料，結合現場踏勘，選擇水文地質條件相對有利的位置進行高分辨率電法剖面勘查，剖面由10個測深點組成，點距200m。通過探測數據解譯發現，在剖面上7號測深點附近的20～40m深度處有含水層的物性反應。在6號、7號、8號三個測深點處采用核磁共振探測，結果顯示，7號測深點為最有利的成井點位，見圖2-36。根據勘查成果進行成井施工，井深65m，出水量15m³/h，滿足了該村人畜飲水需要。