内容简介
《地下水地球物理》叙述了地下水地球物理学的概念、基本原理、常用的各类方法及不同领域的应用案例。《地下水地球物理》共分十五章,内容包括岩性物理模型、直流电阻率法与激发极化法、地质雷达法、重力勘探、浅层地震法、感应电磁法、地球物理测井法、航空地球物理法,以及地下水地球物理方法在实验室尺度和野外尺度下应用于含水层结构刻画、包气带水流过程、污染物运移过程、生物地球物理及工程地下水问题等不同领域的案例。
目录
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前言
英文缩略词表
第1章绪言1
1.1地下水地球物理学的发展1
1.2地下水地球物理方法的分类和特点3
1.2.1地下水地球物理方法的分类3
1.2.2地下水地球物理方法的特点4
1.3地下水地球物理学的应用领域5
1.3.1基于静态地球物理数据刻画水文地质结构的非均质性5
1.3.2基于时移地球物理数据监测地下水文过程7
1.3.3基于地球物理数据监测生物地球化学过程8
1.3.4在生态系统领域的应用9
1.4地下水地球物理的挑战及发展趋势9
1.4.1挑战9
1.4.2发展趋势13
参考文献15
第2章岩性物理模型20
2.1水文地质参数与电性参数21
2.1.1饱和/非饱和介质的水文地质参数21
2.1.2电性参数23
2.2介电常数模型24
2.2.1饱和介质24
2.2.2非饱和介质27
2.2.3渗透率估算29
2.3电导率模型29
2.3.1饱和介质30
2.3.2非饱和介质34
2.3.3渗透率估算35
2.4激发极化模型35
2.4.1激发极化参数36
2.4.2饱和介质36
2.4.3非饱和介质37
2.4.4渗透率估算37
2.5复电导率模型40
2.5.1经验模型40
2.5.2理论模型41
2.5.3饱和介质44
2.5.4非饱和介质44
2.5.5渗透率估算45
2.6水文地质参数-地震波关系模型45
参考文献47
第3章直流电阻率法与激发极化法54
3.1基本原理55
3.1.1电阻率法55
3.1.2激发极化法57
3.2正演和反演原理58
3.2.1基本概念58
3.2.2正演原理59
3.2.3反演原理61
3.2.4反演灵敏度评估62
3.3测线布设及实施63
3.3.1电阻率剖面法64
3.3.2垂直电测深64
3.3.3高密度电阻率成像65
3.3.4单钻孔测量67
3.3.5跨孔电阻率测量68
3.3.6施测方式的选择71
参考文献72
第4章地质雷达法76
4.1基本原理77
4.2介质对地质雷达信号的影响机制83
4.3探测方法85
4.3.1共偏移反射探测(剖面法)85
4.3.2多偏移CMP/WARR测速测深86
4.3.3透射法探测87
4.4数据处理与解译89
4.4.1数据处理89
4.4.2数据分析和解译93
参考文献96
第5章重力勘探100
5.1基础理论100
5.1.1地球重力场100
5.1.2正常重力场和重力异常103
5.1.3岩石和矿石的密度106
5.2重力仪107
5.2.1石英弹簧重力仪108
5.2.2金属弹簧重力仪109
5.3测量和数据整理109
5.3.1重力测量110
5.3.2重力资料整理112
5.3.3重力异常图示115
5.4重力异常的数据处理116
5.4.1引起重力异常的主要原因116
5.4.2数据处理118
5.4.3区域异常和局部异常的划分方法119
5.4.4重力异常的解析延拓120
5.4.5重力异常的导数120
5.5重力异常的地质解释及应用120
5.5.1重力异常解释的基本概念120
5.5.2重力异常解释的步骤122
5.5.3重力勘探的应用123
参考文献125
第6章浅层地震法127
6.1浅层地震学基础127
6.1.1地震波传播127
6.1.2层状介质中的地震波:地震记录分析132
6.1.3物性参数133
6.2地震折射法134
6.2.1理论基础135
6.2.2解译方法136
6.3地震反射法138
6.3.1数据获取138
6.3.2数据处理141
6.3.3数据解译142
6.3.4钻孔地震法143
6.3.5S波(横波)三分量(3C)地震学145
6.4面波分析146
6.4.1面波146
6.4.2群速度和相速度146
6.4.3面波频谱分析147
参考文献149
第7章感应电磁法152
7.1基础理论153
7.1.1时域电磁法153
7.1.2频域电磁法156
7.2正演及反演问题159
7.2.1正演问题159
7.2.2反演问题160
7.3CSEM在地下水地球物理中的应用162
7.3.1CSEM探测目标特性162
7.3.2尺度效应162
7.3.3CSEM数据中的非相干和相干噪声162
7.4联合CSEM和其他电导率测深法165
参考文献168
第8章地球物理测井法173
8.1基本原理173
8.2测井法识别含水层特征及结构180
8.2.1识别水文地质特征参数180
8.2.2推断地层结构182
8.3测井法监测污染物183
8.3.1测井法监测工业废物184
8.3.2测井法监测采矿活动所产生的污染物184
参考文献186
第9章航空地球物理法188
9.1电磁感应法188
9.2γ射线光谱法197
9.3磁法198
9.4其他航空机载地球物理系统202
参考文献202
第10章实验室尺度的地下水地球物理方法209
10.1地下水地球物理学在实验室尺度下的优势和挑战209
10.2实验室尺度下地球物理方法的选择210
10.2.1时域反射法210
10.2.2电阻率成像法211
10.2.3X射线层析成像212
10.2.4地震探测法213
10.3空间平均和空间分辨率214
10.3.1非均质性对空间灵敏度的影响(以TDR为例)214
10.3.2采样大小对地球物理信号的影响(以X射线层析成像法为例)216
10.4采样密度218
10.5观测的平均化219
10.6时移监测222
参考文献224
第11章含水层结构刻画227
11.1概述227
11.1.1研究目标和数据类型选取228
11.1.2模型参数化228
11.1.3岩性物理关系229
11.1.4先验信息231
11.1.5目标函数232
11.1.6反演方法选取234
11.2直接反演成像234
11.3综合法成像236
11.3.1协同克里金法236
11.3.2贝叶斯方法237
11.3.3综合法讨论239
11.4联合反演成像240
参考文献244
第12章包气带水流过程251
12.1概述251
12.1.1多孔介质中的非饱和流动252
12.1.2应用地球物理方法253
12.1.3非饱和介质的岩性物理模型254
12.2浅部包气带研究256
12.2.1TDR257
12.2.2地质雷达259
12.2.3直流电阻率265
12.3深部包气带研究266
12.3.1钻孔地质雷达266
12.3.2跨孔电阻率成像法274
基于跨孔电阻率成像法的示踪剂运移监测——实例研究275
参考文献276
第13章污染物运移过程281
13.1污染物运移理论281
13.1.1单相流溶质运移理论281
13.1.2多相流污染物运移理论284
13.2地下水地球物理方法刻画污染物运移过程:实验室尺度研究285
13.2.1单相流污染物运移285
13.2.2多相流污染物运移287
13.3地下水地球物理方法刻画污染物运移过程:场地尺度研究291
13.3.1单相流污染物运移场地实例292
13.3.2多相流污染物运移场地实例305参考文献308
第14章生物地球物理314
14.1微生物对地下介质及其地球物理信号的影响315
14.1.1近地表环境中微生物的分布315
14.1.2地下介质中微生物的活性315
14.1.3微生物过程对介质理化特性的影响315
14.1.4微生物介导的水-岩相互作用对电学特征的影响321
14.2微生物过程对地球物理特征影响的实验室尺度研究323
14.2.1直流电阻率法323
14.2.2激发极化法325
14.2.3自然电位法328
14.2.4地震法329
14.3微生物过程对地球物理特征影响的场地尺度研究331
14.3.1直流电阻率法331
14.3.2地质雷达法333
14.3.3自然电位法333
14.3.4激发极化法334
参考文献336
第15章工程地下水问题340
15.1工程结构的成像341
15.1.1垃圾填埋场土工膜材料的衬板341
15.1.2废料罐和蓄水池343
15.1.3封闭结构工程345
15.1.4盖板347
15.2渗透反应墙效果监测347
15.2.1室内实验研究348
15.2.2野外场地应用350
参考文献352
试读
第1章 绪言
与地球物理关注高温高压的地球深部环境不同,地下水地球物理主要应用地球物理方法观测和刻画地下水系统结构特征,并监测地下水相关作用过程。该学科始于 20世纪 90年代末期,随着随机水文学中非均质性研究开始受到关注。出于对定量刻画及描述浅层地下结构的需求,地下水地球物理方法得以迅速发展。近年来得益于监测手段和反演技术的不断完善和发展,地下水地球物理探测提供了一系列多维多尺度的观测方法,广泛应用于定量评估浅层地下介质的非均质性和地下流体的动态监测,甚至是复杂的生物地球化学反应过程监测。特别是近年来的时间推移方法(将时间维度增加到传统的静态地球物理监测中)为地下水地球物理的发展提供了新的推动力。早期的地下水地球物理研究通常集中在小尺度的室内实验上,近年来逐渐转向更大的区域尺度研究。随着可持续水资源和生态系统定量监测与管理的需求不断增长,地下水地球物理方法仍然在不断地发展和创新。
1.1 地下水地球物理学的发展
在过去的50年中,采矿和石油工业领域的勘探工作极大地依赖地球物理方法。地球物理方法在这些领域取得了长足的发展。但地球物理方法在这些领域应用时所关注的对象往往是高温高压条件下的地下环境。此时地球物理数据的反演和解译都基于固结的岩石-地球物理关系。这些环境与水文地质研究中埋藏较浅、低温低压且松散的地质环境完全不同。事实上,相比于更深层的地下介质,浅层地下介质的属性差异相当大。由于浅层和深层介质的差异,地球物理性质的范围以及地球物理性质和地下介质之间的关系,都可能相差甚大。因此地下水地球物理无论是在定义,还是方法上都与地球物理有所区别。
基于此,Rubin和 Hubbard(2005)及 Kirsch(2009)将地下水地球物理( groundwater geophysics,亦称 hydrogeophysics)定义为:应用地球物理测量描述浅部地下特征,估计含水层属性,并监测水文地质研究的一些重要过程,如与水资源、污染物运移以及生态和气候调查相关的重要过程。虽然地下水地球物理和地球物理在方法上非常相似,但地下水地球物理学的研究对象仅关注水文目标,而不将地球物理数据用于其他近地表的调查,如交通运输、灾害评估、工程和考古等。地下水地球物理的监测和调查,其目的是通过观测地下介质中地球物理参数的“异常”,以提供某些可用的信息,进而增进对地下水系统结构、地下水相关作用过程的认识。
浅层地下介质(埋深通常小于 100 m)中流体的运移和转化受非均质且饱和度不同的土壤、沉积物,以及基岩中的物理、微生物和地球化学过程综合作用的影响,因而准确刻画地下环境及其过程面临着严峻挑战(图 1.1)。
图 1.1 地下水流和溶质运移受多尺度非均质介质及耦合物理、生物和地球化学复杂过程的影响
仅依赖钻孔数据难以准确刻画上述过程
资料来源:Rubin and Hubbard, 2005
传统的原位取样方法(获取点状的渗透率、含水率、离子浓度和氧化还原电位等数据)主要依赖于侵入式的钻孔方法,即通过钻取岩芯及安装水样采集装置来获取数据。该方法在近地表( < 1 m)易于实现。但受限于经费及劳力,调查的深度较为有限。这些传统方法的监测也会受尺度效应的影响,因为所观测到的地下过程或性质依赖于尺度(Schulze-Makuch et al., 1999),特别是在裂隙介质中。此外,在有些情况下,侵入式的取样方法受到很大的限制,如地表建筑物的影响、环境保护的约束等可能通过侵入活动而扰动和改变污染物运移路径。基于上述原因,地球物理方法逐渐被应用于地下浅层的调查以及其中水文和生物地球化学过程的动态监测。
地球物理数据的解译也存在诸多难点。*先,地球物理数据一般无法直接提供水文地质信息。因而这些数据的有效性取决于估计的地球物理性质与所研究对象性质之间的关系强弱。此外,地球物理方法会受尺度效应和分辨率的限制。因为目标物可能远比地球物理方法的探测单位(分辨率)小。针对上述影响因素的探究对地球物理方法的成功应用至关重要,同时也推动了地下水地球物理研究领域的发展。
1.2 地下水地球物理方法的分类和特点
1.2.1 地下水地球物理方法的分类
水文领域应用较为广泛的地球物理方法包括电阻率成像(electrical resistivity tomography, ERT)法、激发极化( induced polarization, IP)法、自然电位( self potential, SP)法、地质雷达( ground penetrating radar, GPR)法、电磁感应( electromagnetic induction, EMI)法、核磁共振( nuclear magnetic resonance, NMR)法、地震(seismic)法等。表 1.1列举了一些地球物理方法所提供的地球物理参数及由这些参数可获取的水文参数。
表1.1 水文学中广泛应用的地球物理方法及其探测的地球物理性质
按工作原理,可将常用地下水地球物理方法划分为重力勘探、磁法勘探、电(磁)法勘探、地震勘探、放射性勘探;按工作搭载平台,可划分为航空物探、地面物探、井中物探。
1.2.2 地下水地球物理方法的特点
(1)大部分研究对象是浅、小的物体,探查深度从几十厘米到几十米,要求探测的分辨率高、定量解释精度高。
(2)不仅要求搞清探查对象的空间分布规律,而且要求查明单个对象(如溶洞)的空间位置。
(3)与工程及环境地质工作结合紧密,探查资料通常要用于设计或施工,时间上衔接紧,这通常使得探测结论能及时得到验证和反馈,对地球物理勘探工作的结论要求高。
(4)探查对象复杂。浅、小的物体规律复杂,近地表的地质条件和物性也不均匀,各向异性严重,这都给资料的定性和定量解释带来许多困难。
(5)不同地球物理方法的观测尺度存在极大差异。观测尺度对物探数据的解译也有较大影响。详述如下:
可从两个角度来考虑地下水地球物理方法的观测尺度。*先,通过开展沿地表或者跨孔的地球物理勘探,可评价调查尺度内的地球物理性质的变异性。其次,每种*立的地球物理观测表征的是一定体积 /尺度范围内的均值,即不同地球物理方法的观测尺度(空间分辨率)有明显差异。每种地球物理方法都有其适用范围。例如, GPR设备可相对自由地移动,方便探测大尺度区域,但其在高电导率介质(黏土等)中的衰减较快,使得其只适用于以粗颗粒为主的介质;电阻率法中固定的电极阵列限制了装置的可移动性,且单次测量耗时较长,因而不适用于大尺度探测,但其有效探深相对较大,且分辨率较高,故适用于小尺度探测。综合不同地球物理方法可更好地刻画不同尺度内的水文过程。
一般通过比较水平方向的调查范围来衡量不同地球物理方法的观测尺度。此外还需考虑不同方法的垂向分辨率。图 1.2展示了三种不同方法(ERT、FDEM和 TDEM)1天内所能观测到的电阻率在水平和垂直方向上的范围。在对比这三种方法时,假设如下:①两位工作人员;②地面调查;③地形平坦;④单剖面调查。图 1.2表明不同地球物理方法的观测范围存在较大差异。因而,针对实际土壤-地下水探测问题,须选择恰当的地球物理勘探方法。
图1.2 电阻率成像(ERT)法、频域电磁法( FDEM)和时域电磁法( TDEM)的调查范围
图示结果为两人工作小组分别在1天内通常可以达到的水平和垂直方向上的调查范围。其中 ERT(1)和 ERT(5)分别表
示电极间距为 1m和 5m。FDEM(1)和 FDEM(3.5)分别表示 1m和 3.5m的线圈设备。在 TDEM中,假设沿着横剖面
分布的多个站点,进行 50m的环形探测
资料来源:Binley et al., 2015
1.3 地下水地球物理学的应用领域
1.3.1 基于静态地球物理数据刻画水文地质结构的非均质性
20世纪70年代晚期至 80年代早期,研究者逐渐认识到含水层非均质性对地下水溶质运移的重要影响。传统方法将含水层特性(渗透系数等)概化为均质,难以准确预测地下水污染物的运移过程( Gelhar, 1986)。针对渗透系数的空间变异性对溶质运移的影响,随机地下水文学领域开展了大量研究。学者进而探求有效刻画含水层非均质参数的方法( Pickens and Grisak, 1981; Gelhar and Axness, 1983; Gómez- Hernández and Gorelick, 1989; Dagan, 1990)。
学者基于大尺度示踪实验,如科德角(Cape Cod)场地和博登( Borden)场地 (Woodbury and Sudicky, 1991)深入研究了溶质运移过程。然而,在实践中仍亟须用更好的工具来刻画野外场地的非均质性。因此在一些大尺度溶质运移研究中,研究者开始利用地球物理方法来辅助刻画非均质性,如 20世纪 80年代晚期在哥伦布 (Columbus)弥散试验场开展的地球物理勘探工作。研究者在该场地开展了 ERT、EMI及 SP勘探,并通过假定的岩性物理关系建立与渗透系数变异性相关的地质统计模型。Rehfeldt等(1992)基于 ERT和 SP数据推估渗透系数场的相关长度 ①,并将其与基于渗透系数直接观测数据所得的相关长度进行对比验证。 20世纪 90年代早期,随机水文学方法取得进展:通过给定的渗透率观测数据和压力水头数据可刻画含水层渗透率场。但该方法中的采样点一般较为稀疏,难以精确刻画非均质性。 Hubbard等(1999)基于地球物理数据计算渗透系数相关结构,并提出了地球物理跨孔成像技术。Hubbard等(2001)指出 GPR和地震数据可用于预测渗透系数空间分布,并将其应用于南牡蛎场地( South Oyster Site),随后利用示踪实验数据对推估结果进行验证。此研究通过野外观测数据建立了地球物理参数与渗透系数之间的岩性物理模型。
地球物理方法在刻画水文地质的非均质性方面取得了巨大进展。地下水地球物理领域已从利用单一类型数据转为多类型数据的融合。实践中常存在不同类型的数据,因而有必要研发可有效融合多源(不同观测精度、观测尺度)数据的方法。例如, Kang等(2019)融合示踪剂浓度和时移 ERT数据,以推估非高斯渗透系数场的空间分布,结果表明联合两种数据的反演精度优于使用单一数据的精度; Kang等(2020)联合 SP、水力层析及分溶示踪剂数据,更准确地刻画了非水相污染源区的结构特征; Guo等(2021)联合分溶示踪剂浓度及时移 ERT提高了污染源区刻画精度。上述方法着眼于精细刻画场地尺度的渗透系数空间分布。随着大尺度地球物理测量手段的发展,研究者开始关注区域尺度含水层非均质结构的刻画。例如, He等(2014)融合了 EMI航空调查数据(三维电导率图像)及地质钻孔数据,有效刻画了数百平方千米区域内的水文地质结构特征(图 1.3)。该方法同时考虑了岩相的地质成因及水文地质模型的不确定性。
图 1.3 基于不同数据推估的含水层中含砂介质的概率(特定深度)黑线为地球物理调查的边界;黑点为钻孔位置;区域范围为 108 km2