高密度電阻率法與地質雷達法在土壤厚度調查中應用效果
——以西昌市土壤厚度調查為例

李富，歐陽淵，劉洪，黃瀚霄，張景華，張騰蛟，陳敏華，李樋

（1.中國地質調查局成都地質調查中心，成都610081；2.成都理工大學，成都610059）

生態地質是地質學與生態學之間的新興邊緣學科，研究各種生態過程或生態問題的地質作用過程、地質學機理及地質背景條件。土壤是生態系統所涉及巖石圈、水圈、大氣圈、生物圈等多圈層物質和能量交換的重要媒介，土壤調查是生態地質調查的核心工作與首要內容。土壤厚度、空間分布、類型及其與成土母質間關系的調查研究是決定土壤調查的關鍵[1-5]。土壤是人類賴以生存和文明建設的重要基礎資源，利用土壤與基巖的物理性質（電性）差異，采用地球物理方法精細探測土壤層厚度及深部基巖的起伏界面意義重大。

俄羅斯開展生態地質學研究時間最早，到20世紀80年代末，蘇聯完成了較為系統的區域生態地質調查工作。1998 年，美國地質調查局（USGS）將近地表圈層作為研究重點之一，開展地球物理填圖、地質填圖、鉆孔測量和地球化學填圖，查明控制地下水流及污染的地質框架[6]。美國國家研究委員會（NRC）認為，地球關鍵帶是指異質的近地表環境，土壤、水、巖石、空氣和生物在其中發生著復雜的相互作用，在調控著自然生境的同時，決定著維持經濟社會發展所需的資源供應（圖1）。地球關鍵帶在空間展布上呈現出高度的非均質性，其要求采用各種技術手段對不同尺度的關鍵帶進行調查，獲取關鍵帶各種要素的物理和化學參數，為建立地球關鍵帶框架模型提供基礎數據。地球關鍵帶按土壤結構縱向自上向下分為：有機層（O）；腐殖層（A）；淀積層（B）；母質層（C）；基巖層（R）。2006 年，歐盟委員會發布了土壤保護主題戰略，針對土壤鹽漬化、有機質減少、侵蝕和滑坡等土壤環境問題，將傳統的1～2 m深的土壤層擴展到地表至基巖之間的未固結土層進行調查和研究。研究認為：土壤結構是影響地球關鍵帶過程和功能的主要因素，在實際調查工作中利用各種技術開展關鍵帶空間分布和土壤結構的調查，如在意大利托斯卡納區和盧森堡地區分別采用地質雷達技術、地電技術、地震探測技術和高光譜技術對土壤粘土含量、碳含量、含石量和土壤層厚度進行了調查和填圖[6]。

圖1 地球關鍵帶縱向分層示意圖Fig.1 Longitudinal stratification diagram of key belts of the earth

中國的生態地質調查試點項目始于20 世紀90年代初，四川省地礦局通過開展1/5萬大巴山區生態地質調查項目，指出地球表層土壤中化學元素的種類和含量的高低由母巖中的礦物成分直接控制，是生物營養的主要來源，人類的生產活動改變了人類的生活質量和原有的自然體系[5]。20世紀90年代末，吉林大學鄧金憲、鄒立芝等完成1/5萬四平幅生態環境地質調查項目，以基礎地質調查為核心，開展了新構造運動、地貌、工程地質和水文地質以及土壤、生物、大氣和區域放射性等系列生態環境地質調查，并運用環境質量指數模糊聚類分析法對研究區進行了生態質量評價，提出了區域國土資源開發利用的規劃和建議。

通過地質雷達在鹽堿地的高導電條件下可以探測到目的層[7-8]，地質雷達是一種能夠應用于根系探測的潛在工具[9]，地質雷達方法可以對包氣帶空間變化參數估算[10]。通過第四系沉積物的磁性特征研究，發現沉積物磁參數曲線的波動與地層、年代等的變化有相一致的趨勢，表層土壤磁化率異常區與重金屬元素和人類工程活動強弱分布范圍基本一致[11]。高密度電阻率法監測鹽水沿裂隙不同時間的運移路徑[12-13]。通過國內外土壤厚度調查案例分析，大部分地球物理方法存在探測精度不夠、分層效果不明顯等問題，僅高密度電阻率法與地質雷達法探測效果最好。本文優選高密度電阻率法與地質雷達法應用到西昌市土壤厚度調查中。

1 工作區概況及物性特征

西昌市位于上揚子古陸西緣的康滇斷隆帶中北部，地貌總體為中山侵蝕剝蝕地貌。該地區構造演化復雜，自古太古代以來，經歷多期次的構造活動，形成了前寒武紀基地，以及顯生宙沉積蓋層。在古生代末經歷了海陸變遷，在中生代末—新生代，由于印度歐亞大陸碰撞和青藏高原隆升，引起該地區發生強烈的褶皺變形，形成現今復雜的一系列近南北走向構造系統（圖2）。

圖2 西昌市大地構造位置圖（據參考文獻[14]）Fig.2 Geotectonic location map of Xichang, Sichuan

根據《涼山州土壤圖》和《涼山州土種志》，西昌市土壤主要包括5個土綱，6個土類。包括：（1）高山土綱:黑氈土；（2）淋溶土綱:黃棕壤、棕壤；（3）鐵鋁土綱:紅壤；（4）初育土綱:紫色土；（5）人為土綱:水稻土。受不同成土母巖巖性、氣候、水熱條件、地形地貌、人類活動、生物活動等條件差異，土壤帶存在一定的垂向分帶和水平分帶性[14-16]。

通過對工區土壤的電導率測試后反算電阻率，得到工區不同碎屑巖地層風化后土壤電阻率平均值（圖3），昔格達組地層風化的土壤電阻率最低，平均電阻率小于100 Ω·m；泥巖類風化土壤的電阻率中等，平均電阻率小于200～400 Ω·m；砂巖類風化土壤電阻率最高，平均電阻率600～830 Ω·m。工區不同碎屑巖類型風化后土壤的電阻率特征差異明顯，具備利用地球物理方法探測的前提。

圖3 不同地層風化后土壤電阻率平均值Fig.3 Average resistivity of soil after weathering of different strata

2 高密度電阻率法在土壤厚度調查中應用效果

為對比地球關鍵帶中土壤層存在一定的垂向分帶性，選擇3個不同海拔高度、不同植被類型進行高密度電阻率法測量，工區分別為普詩鄉谷克德濕地、東河鄉東河村林地、普詩鄉李子村草地，其海拔分別為3 400 m、2 400 m和2 100 m。根據地球關鍵帶中不同土壤層厚度，測量點距也適當變化。

2.1 高密度電阻率法在濕地調查應用成果

濕地工作區位于西昌市普詩鄉谷克德濕地，開展了3條高密度電阻率法平行測線，每條測線80個測點，點距4 m，線間距50 m。測線中部濕地主要以草堆為主，測線兩側有較干燥的土壤層。通過高密度電阻法進行反演顯示（圖4），反演后的視電阻率異常特征與物性特征基本一致。濕地兩側干燥土壤層視電阻率表現高阻異常特征，視電阻率值600～2 400 Ω·m，其厚度約2～5 m；深部基巖（泥巖）層視電阻率表現中阻異常特征，視電阻率值100～500 Ω·m。濕地中間淺部視電阻率表現為中高阻異常特征，視電阻率值200～500 Ω·m，推測以泥炭層為主，由于草地松散、根須較多引起中高阻異常，其厚度約2～4 m；中部視電阻率表現為低阻異常特征，視電阻率值15～100 Ω·m，推測為淤泥層，由于長期浸泡于水中而表現為低阻異常，深度約15～20 m；深部基巖（泥巖）層視電阻率表現為中阻異常特征，視電阻率值100～500 Ω·m。

圖4 谷克德濕地高密度電法探測綜合解釋圖Fig.4 Comprehensive interpretation diagram of high-density electrical detection in Gukede Wetland

對3 條測線水平坐標90 m 處均開展淺鉆驗證（圖4）：L3線泥炭層厚度2.2 m，L2線泥炭層厚度3.2 m，L1線泥炭層厚度3.8 m。從異常形態與推斷深度的吻合性，證明高密度電阻率法精細劃分濕地泥炭層與砂泥層、土壤層與基巖（泥巖）起伏界面效果明顯，可為生態地質調查與評價中地球關鍵帶中土壤厚度精確調查提供重要參考依據。

2.2 高密度電阻率法在東河村林地調查應用效果

圖5 東河村林地高密度電法探測成二維剖面圖Fig.5 2D section of donghe village woodland detected by high-density electrical method

林地工作區位于喜德縣東河鄉東河村2組，在松樹林地開展了3條高密度電阻率法測線，每條測線60個測點，點距2 m，線間距20 m。從圖5可以看出，反演后的視電阻率異常特征與物性特征基本一致。各測線土壤層視電阻率表現高阻異常特征，視電阻率值600～2 000 Ω·m，其厚度約1.5～4.5 m；深部基巖（粉砂質泥巖）層視電阻率表現低阻異常特征，視電阻率值200～600 Ω·m。從異常特征可以看出，L3線土壤厚度為3～5 m，L1、L2線土壤層厚為2～3.5 m，L3線明顯比L1、L2線土壤層厚；L3線剖面土壤厚度不均，表現為東部厚、西部薄，其地表樹干也表現為東部較粗、西部較細；證明高密度電阻率法可以為地球關鍵帶中土壤厚度精確調查提供重要參數。分別在L2中部和L1線旁側5 m開展淺鉆驗證，驗證深度與物探結果吻合。對高密度電阻法進行三維反演處理后，將三條剖面進行三維顯示，對Y、Z方向進行放大2倍處理，從異常形態可以明顯看出地球關鍵帶土壤層厚度的起伏界面（圖6），土壤層與基巖的分界線特征明顯，證明高密度電阻率法精確探測土壤層厚度效果較好。

2.3 高密度電阻率法在李子村草地調查應用效果

圖6 東河村林地高密度電法探測三維立體效果圖Fig.6 3D rendering of high-density electric method in Donghe village woodland

草地工作區位于西昌市李子村，開展1條高密度電阻率法測線，點距1 m、2 m，對應100 個、50 個測點。從圖7可以看出，不同極距探測成果總體特征一致，1 m點距的探測細節較多、較精細。淺部土壤層視電阻率表現高阻異常，視電阻率值2 000～12 000 Ω·m，厚度約2～5 m；深部沖積層視電阻率表現低阻異常特征，視電阻率值0～400 Ω·m，厚度約15～25 m；局部視電阻率表現中阻異常，視電阻率值400～2 000 Ω·m。

圖7 李子村草地高密度電法探測成果圖（a-1米點距,b-2米點距）Fig.7 High-density electric method detection results of Plum village Grassland(a.1 m point distance, b.2 m point distance)

剖面水平距離0～45 m 表層為草地，45～99 m表層為林地，對應地球關鍵帶中土壤層視電阻率值草地比林地低，草地土壤層視電阻率為1 000～3 000 Ω·m，林地土壤層視電阻率為3 000～12 000 Ω·m，主要是由于草地含水性相對較好，其視電阻率異常特征與物性特征基本一致。

3 地質雷達在草地探測中應用效果

草地工作區位于昭覺縣碗廠鄉，該處以草地為主，地質雷達測線探測結果顯示（圖8）：土壤層表現電磁波信號較弱，厚度約0.3～2.1 m，基巖（砂巖）層表現為電磁波反射信號較強；土壤總體表現兩邊薄，中間厚的特征。布設一個驗證淺鉆，土壤層厚度1.2 m，與地質雷達探測成果吻合很好。

圖8 昭覺縣碗廠鄉草地地質雷達探測成果圖Fig.8 GPR detection results of Wanchang Township, Zhaojue County

4 討論

通過對3例高密度電阻率法測量表明：地球關鍵帶土壤層厚度變化較大，厚度范圍2～20 m，采用地球物理方法精細探測土壤厚度是最經濟、高效的；工區地球關鍵帶土壤層視電阻率均表現高阻異常特征，主要由于土壤層松散、干燥且局部含碎塊石引起；深部基巖（砂、泥巖）層表現為中低阻異常特征，主要由于砂、泥巖層較為致密、潮濕引起。其中李子村海拔最低，為紫色土，林地土壤層的視電阻率最高，最大值達12 000 Ω·m；谷克德海拔最高，為黃棕壤，土壤層的視電阻率最低，約1 800 Ω·m。土壤層的視電阻率還取決于成土母巖巖性，碳酸巖風化形成的土壤視電阻率比碎屑巖的高。

為查明不同季節地球關鍵帶土壤層視電阻率的變化特征，通過同點位雨季視電阻率值減去旱季視電率值成圖對比（圖9），結果顯示大部分以負值為主，淺部的負值普遍比深部大；由于雨季土壤中含水量明顯增大，其視電阻率值降低。測線中部在深度為15 m處仍為負值，證明該處雨水入滲較深。測線中部草地淺部負值比兩側林地淺部強度大，草地雨水直接入滲較深（達15 m），林地雨水入滲較淺（約5 m），說明林地對雨水有部分節流作用；可以利用不同時段實測土壤電阻率值反演雨水在土壤的入滲變化特征。

圖9 西昌市普詩鄉李子村L1線雨季與旱季對比結果Fig.9 Comparison results of rainy season and dry season on Line L1 in Lizi Village,Pushi Township, Xichang

5 結論

（1）高密度電阻率法在不同季節土壤含水率對比結果顯示：土壤的電阻率隨含水率的增加而降低，通過不同時段實測土壤視電阻率值可反演雨水在土壤的入滲變化特征。

（2）通過高密度電阻率法在林地、濕地、草地調查成果顯示，土壤層的視電阻率表現高阻異常，泥炭土也表現為相對高阻異常，深部的基巖（泥巖）、淤泥層均表現為相對低阻異常；證明高密度電阻率法對地球關鍵帶的厚度精確分層效果明顯。

（3）地質雷達應用于草地探測顯示，土壤層表現電磁波信號較弱，基巖層表現為電磁波反射信號較強，證明地質雷達的精確分層效果也明顯。