摘要
随着莱州湾沿岸地区经济社会的高速发展以及该地区地下水海水入侵问题日益严重，淡水资源紧缺已成为制约该地区工农业发展的重要因素。为查清莱州湾东岸地区的地下咸淡水体时空分布特征，寻找淡水资源缓解用水压力，应用高密度电法分季节时间开展调查研究工作。本研究初步查明了莱州湾东岸地区地层的电性特征、地下咸淡水体的空间分布特征，该地区的主要含水层为视电阻率20~55 Ω·m的碎石层，地下水海水入侵较为严重，查清了海水入侵界线并划分了咸淡水体分界面，地下水时空分布受季节性降水影响明显，大气降水可有效缓解海水入侵。本文成果可为研究莱州湾东岸地下咸淡水体空间、时间分布特征提供可靠的地球物理资料，不同时期的高密度电法监测对比结果可为研究海水入侵的变化趋势提供地球物理依据。
Abstract
With the rapid economic and social development of Laizhou Bay coastal area and the increasingly serious problem of groundwater and seawater intrusion, the shortage of fresh water resources has become an important factor restricting the development of industry and agriculture in this area. In order to find out the spatial and temporal distribution characteristics of underground brackish water in the east bank of Laizhou Bay, and to find fresh water resources to relieve water pressure, high-density electrical method was used to carry out seasonal investigation. In this study, the electrical characteristics of the strata and the spatial and temporal distribution characteristics of the underground brackish water body in the east bank of Laizhou Bay were initially identified. The main aquifer in this area is the macadam layer with an apparent resistivity of 20~55 Ω·m, and the intrusion of seawater from groundwater is relatively serious. The boundary of seawater intrusion was identified and the boundary of brackish water body was divided. The temporal and spatial distribution of groundwater is obviously affected by seasonal precipitation, and atmospheric precipitation can effectively alleviate seawater intrusion. The results of this survey can provide basic geophysical data for the study of spatial and temporal distribution characteristics of underground brackish water in the east coast of Laizhou Bay, and the comparison of high-density electrical monitoring results in different periods can provide a basis for the study of the change trend of seawater intrusion.
0 引言
海岸带地区是过去数十年来中国经济快速发展的引擎带，随着发展步伐日益加快，沿岸地区的生态问题也开始频繁涌现（李稳，2021；李波等， 2023），并逐步发展成为一个发生频、规模大、影响广、修复慢的问题（刘小丁等，2023）。莱州湾沿岸地区自 20 世纪 80 年代起，因超采地下水引发海水入侵（刘桂仪，2000），导致淡水资源供需矛盾日益突出，寻找地下淡水资源一直是该地区经济社会发展的迫切需求（韩玉英，2016）。海岸带地区的地下海水与淡水因陆地地表水补给等因素，其渗透压会维持一个动态平衡状态（刘杜娟，2004）。因此，在海岸带地区寻找地下淡水资源的关键就在于划分咸淡水体分界线，进而寻找地下淡水。
相较于其他直流电法勘探方法，高密度电法作为一种阵列式电阻率勘探方法（唐灵等，2023），具有高效、低成本、信噪比高、抗干扰能力强、反映地质体电性特征更直观准确的特点（刘道涵等，2019），现已广泛应用于滨海地区地下水探测、咸淡水体划分、海水入侵调查等领域。如杨国华（2011）用高密度电法在广东省惠州市双月湾探明了地下咸淡水的分界面；宋希利等（2014）在烟台大季家地区研究了咸淡水界面的意义；林跃旗等（2016）利用高密度电法查清了泉州湾海水入侵的规律；徐喆等（2022）利用高密度电法剖面查明了浙江中部滨海地区咸淡水分界面及地下淡水的分布情况。为在莱州湾地区划定海水入侵界线、防治海水入侵、寻找地下淡水，国内众多学者开展了大量研究工作。如苏永军等（2014a，2014b）利用 EH-4音频大地电磁法和高密度电法梳理了莱州湾南岸的电性特征，并查明了莱州湾南岸的海水入侵界限；刘宏伟等（2016）利用高密度电法和EH-4法在莱州湾南岸冲洪积扇区实现了对海水入侵的三维探测，查明了海水入侵界线和咸淡水体的空间分布特征；何玉海（2016）利用高密度电法确定了莱州湾沿海地区海水入侵界面的视电阻率特征值并据此划定了海水入侵界面。
目前相关的研究工作多集中于莱州湾南岸，对莱州湾东岸的研究较少，且前人工作多侧重于研究地下咸淡水体的空间分布特征，对其时间分布特征研究较少。本研究工作选择莱州湾东岸莱州市区北郊—仓上街道的沿岸地区作为研究区，其地理坐标范围为东经 119° 54'00″~120° 00'00″，北纬 37° 18'00″~37°22'00″，采用高密度电法在不同季节进行时移测量，观测视电阻率值及其时间变化率，结合水文钻井资料，识别出了区内海水入侵界线，总结了该地区咸、淡水体的电性特征、空间及时间分布特征；莱州湾东岸地下水的时空分布特征与季节性降水密切相关，大气降水是该地区地下水的重要补给来源，可有效缓解该地区的海水入侵的趋势。本研究成果可为在莱州湾东岸地区寻找淡水资源提供可靠的地球物理依据。
1 研究区概况
研究区位于渤海莱州湾东岸，莱州市北部，地形上属近海平原区，地形起伏不大，地势上东南高西北低。区内第四系覆盖层广泛发育，基岩出露较少，主要为新太古界胶东岩群（李子永等，2023a）。第四系主要为河漫滩相的临沂组，沿现代河床分布的沂河组、沿海岸滩涂分布的旭口组少量分布；新太古界胶东岩群区内仅出露有齐山组，岩性为黑云片麻岩、片岩、黑云变粒岩、斜长角闪岩等。区内构造以北东向断裂为主，规模较大的有三山岛—仓上断裂。区内岩浆岩较发育，主要有中生代燕山早期中细粒黑云母二长花岗岩。
研究区地下水类型主要为分布在海积、冲积交互相地层内的松散岩类孔隙水，岩性主要为中粗砂或砂砾石、粗砂夹砾石、粉砂、中细砂、砂质黏土、淤泥及黏土，富水性较好，从咸水到淡水均有分布。
2 高密度电法原理
高密度电法是通过建立地下空间稳定人工电流场，观测其电阻率分布规律，进而解决各类地质问题的一种直流电法勘探方法（王诗东等，2011；季宏伟等，2013；马健等，2023）。高密度电法具有高效、低成本、精度高、方法灵活、采集地质信息丰富、信噪比高、抗干扰能力强、应用范围广的特点（肖敏等，2014；刘智等，2016；马健等，2024；胡龙兵等， 2025）。电法勘探中将一定的电极排列和移动方式称为装置类型（李子永等，2023b），常用的装置类型有温纳装置、偶极装置、施伦贝谢尔装置、三级装置和二级装置等（柳建新等，2013；梁学聪，2020；武志敬等，2022），根据每条测线的接地条件和任务目标，本文选择温纳装置进行观测。温纳装置是一种供电电极 A、B与测量电极 M、N按照 A、M、N、B顺序等间距排列的对称四极装置，测量时电极距 AM= MN=NB=na，AM、MN、NB、逐点增大一个电极得到第一条斜距测深剖面，接着 M、N 同时移动一个电极，得到下一条测深曲线，不断测量下去，得到一个倒梯形断面（图1）。
野外实测高密度电法剖面通常会包含一定的外界干扰信息，为获得能反映真实地下空间特征的成果剖面，更准确地进行地质解释，需对原始数据进行异常数据点删除、数据平滑、地形改正等预处理工作，再利用相关反演软件进行数据反演，得到反演视电阻率，绘制反演视电阻率等值线图进行综合解译。
图1高密度电法工作原理图
1 —供电电极；2—测量电极；3—电极距
地层的电阻率与岩矿石的成分、结构、孔隙度、含水性及盐分含量有关，根据阿尔奇公式，视电阻率ρs可表示为：
(1)
式（1）中，a为比例系数，常在0.6~1.5变化；φ为孔隙度；S 为含水饱和度；m 为孔隙度指数，通常在 1.5~3 变化；n 为饱和度指数，通常为 2；ρ0为充填于孔隙中水的电阻率（Ω∙m）（李金铭，2005）。
研究区内地层岩性分布相对均匀，各岩层的孔隙度、孔隙度指数、含水饱和度、饱和度指数相对稳定，因此影响地层电阻率的关键参数就是填充于孔隙中水的电阻率 ρ0，ρ0与地下水的矿化度呈负相关关系，即矿化度越小，电阻率越高。地下咸淡水的电阻率差异相对明显，可以作为划分咸淡水分界面、识别咸淡水体的物性依据。
3 实测资料解释与分析
本文在研究区内共布设 10 m 点距高密度电法测线 5 条，测线主要沿近东西方向和近南北方向布设（图2）。测量仪器为深圳赛盈地脉技术有限公司生产的 GD-20 多通道电阻率和激电成像系统及其专业测量线缆。
3.1 研究区电性特征
GM001线位于研究区仓上村东侧，测线方向由西向东布设，测线 340 m 处有水文地质钻孔 ZKH001，755 m 有水文钻孔 ZKH002（图2），利用 ZKH001 与 ZKH002 的钻孔资料对 GM001 线的视电阻率反演等值线图进行视电阻率-地层岩性层位标定，可获得GM001线的视电阻率-地质解译剖面（图3）。根据反演视电阻率剖面（图3a），可将GM001线地电剖面从上至下大致分为中高阻层、中低阻层、低阻层、中低阻层、高阻层5个电性层。多层的电性结构层表明研究区的电性层是纵向非均质的，这种非均质性是由岩性、含水量及地下水矿化度不同引起的。
1—第四系；2—中生代燕山早期中细粒黑云母二长花岗岩；3—断裂构造；4—推断海水入侵界线；5—高密度电法测线及编号；6—钻孔及编号； 7—地名
图3GM001线反演视电阻率-地质解译剖面
a—反演视电阻率剖面；b—地质解译剖面
反演计算时深度转换系数设为 0.25，反演视电阻率-地质解译剖面图（图3）中表层中高阻层深度范围为 0~2 m，与水文地质钻孔资料中耕植土相对应，视电阻率大于70 Ω∙m；埋深2~10 m中低阻层与钻孔资料的中砂、砂砾层相对应，视电阻率为20~70 Ω∙m；埋深 10~25 m 低阻层与钻孔资料中的粉质黏土层相对应，视电阻率为2~20 Ω∙m；埋深25~31 m中低阻层与钻孔资料中的粗砂、碎石层相对应，视电阻率为 20~55 Ω∙m；埋深大于 31 m的高阻层与钻孔资料中的风化花岗岩相对应，视电阻率大于55 Ω∙m。
高密度电法属直流电法勘探方法的一种，其观测的视电阻率值是地下一定体积范围内电阻率的综合反映，其对地层的分辨能力低于水文钻孔资料，本研究工作结合反演视电阻率等值线与水文钻孔资料将岩性从浅至深大致划分为耕植土、砂砾层、粉质黏土层、碎石层与风化花岗岩层，分别与中高阻层、中低阻层、低阻层、中低阻层和高阻层等电性层相对应。对视电阻率反演结果进行地质解释和咸淡水界面划分，要结合反演视电阻率剖面图的地球物理特征、区域地质资料、水文地质资料及钻孔资料建立视电阻率-地质模型（表1），确定咸淡水界面的视电阻率特征值并且以此为基础对地电断面进行地质解释和咸淡水识别（刘青勇和董广清， 1999）。由表1可知，研究区内不同岩性的电阻率特征差异明显，具备开展咸淡水体时空分布特征研究的地球物理前提条件。
表1研究区电性参数
本研究将矿化度 2 g/L 作为地下水咸淡水体的分界线，在分界线附近，地下水的矿化度是动态变化的，在咸淡水过渡区视电阻率值变化较为明显。结合钻孔及地下水矿化度资料，粉质黏土层视电阻率值大于 15 Ω·m可作为该地区咸淡水体的主要识别标志，将粉质黏土层视电阻率值15 Ω·m等值线对应为咸淡水分界面，小于15 Ω·m区域内的砂砾层与碎石层内所含水为咸水，大于15 Ω·m区域内砂砾层与碎石层所含水为淡水。GM001测线580 m处低阻层视电阻率有较明显升高，其值大于 15 Ω·m，推测是因地下水矿化度降低，地层电阻率增加所致，将此处定为海水入侵分界线，分界线以西为海水入侵区域，含水层为咸水，以东为未入侵区域，含水层为淡水。
3.2 咸淡水体空间分布特征
GM002 线位于研究区仓上村东侧 GM001 线南部，测线方向由西向东布设（图2），根据GM002线的反演视电阻率-地质解译剖面图（图4），测线表层0~3 m 为断续分布的中高阻层，其视电阻率值大于 60 Ω·m，根据电性参数表将其解译为耕植土层；自3~8 m 为断续分布的中低阻层，视电阻率为30~60 Ω·m，根据电性参数表将其解译为砂砾层；自8~18 m为连续分布的低阻层，视电阻率低于 20 Ω·m，根据电性参数表将其解译为粉质黏土层；低阻层延伸至测线 720 m 处逐渐变薄至消失，推测为粉质黏土层受基岩面起伏影响此处沉积厚度变薄所致；18~35 m 为连续分布的中低阻层，该中低阻层底界面形态有一定起伏，视电阻率值为20~65 Ω·m，根据电性参数表将其解译为碎石层，水文地质钻孔资料显示，该层为含水地层；35 m 以深为视电阻率大于 65 Ω·m 的高阻层，其顶界面起伏较大，根据电性参数表将其解译为风化的花岗岩岩层。测线280 m处低阻层及其上下中低阻层的视电阻率有较明显升高，视电阻率值大于 15 Ω·m，推测是因地下水矿化度降低，地层电阻率增加所致，将此处定为海水入侵分界线，分界线以西为海水入侵区域，含水层为咸水，以东为未入侵区域，含水层为淡水。
GM004线位于研究区徐家村东侧，测线方向由西向东布设（图2），根据GM004线的反演视电阻率地质解译剖面图（图5），测线表层0~5 m断续分布的中高阻层，其视电阻率值大于 50 Ω·m，根据电性参数表将其解译为耕植土层；5~10 m断续分布的中低阻层，视电阻率为20~50 Ω·m，根据电性参数表将其解译为砂砾层，水文地质钻孔资料显示，该层为含水地层；10~20 m连续分布的低阻层，视电阻率低于 20 Ω·m，根据电性参数表将其解译为粉质黏土层； 20~30 m 连续分布的中低阻层，该中低阻层底界面形态有一定起伏，视电阻率值为20~65 Ω·m，根据电性参数表将其解译为碎石层，为含水层；30 m 以深为视电阻率大于 65 Ω·m 的高阻层，其顶界面起伏较大，根据电性参数表将其解译为风化的花岗岩岩层。测线低阻层及其上下中低阻层的视电阻率值明显偏低，其中低阻层的视电阻率普遍小于 15 Ω· m，由此推断含水层为咸水，测线整体处于海水入侵区域。受基岩面起伏影响，测线东侧含水层厚度要大于测线西侧含水层厚度。
图4GM002线反演视电阻率-地质解译剖面
a—反演视电阻率剖面；b—地质解译剖面
图5GM004线视电阻率-地质解译剖面
a—反演视电阻率剖面；b—地质解译剖面
GM005线位于研究区徐家村东侧，GM004线东侧，测线方向由西向东布设（图2），根据GM005线的反演视电阻率-地质解译剖面图（图6），测线表层0~3 m 断续分布的中高阻层，其视电阻率值大于 60 Ω·m，根据电性参数表将其解译为耕植土层；3~13 m连续分布的中低阻层，视电阻率为30~60 Ω·m，根据电性参数表将其解译为砂砾层；13~27 m 连续分布的低阻层，视电阻率低于 20 Ω·m，根据电性参数表将其解译为粉质黏土层；27~45 m连续分布的中低阻层，该中低阻层底界面形态有一定起伏，视电阻率值为 20~65 Ω·m，根据电性参数表将其解译为碎石层，水文地质钻孔资料显示，该层为含水地层；45 m 以深为视电阻率大于 65 Ω·m 的高阻层，其顶界面形态有一定起伏，根据电性参数表将其解译为风化的花岗岩岩层。测线750 m处低阻层及其上下中低阻层的视电阻率明显变大，其中低阻层的视电阻率值大于 15 Ω·m，推测是因地下水矿化度降低，地层电阻率增加所致，将此处定为海水入侵分界线，分界线以西为海水入侵区域，含水层为咸水，以东为未入侵区域，含水层为淡水。
图6GM005线视电阻率-地质解译剖面
a—反演视电阻率剖面；b—地质解译剖面
GM002、GM004及 GM005线上分别有水文地质钻孔 ZKH003、ZKH004、ZKH005，各条测线的反演视电阻率-地质解译剖面图可以看出，高密度电法反演视电阻率结果与水文地质钻孔资料基本吻合，说明本文识别含水层及划分咸淡水体的方法是有效的，各岩层的电阻率特征可以作为研究区内识别含水层及划分咸淡水体的重要地球物理依据。
3.3 咸淡水体时间特征
不同季节的降水情况对地下岩层的地电特征存在一定的影响，为查明季节性降水对研究区地下水电性特征的影响情况，分别在旱季及雨季对 GM003 线进行重复观测，GM003 线位于研究区西由镇西侧，测线由南向北布设（图2），根据GM003线的反演视电阻率-地质解译剖面图（图7），测线表层 0~2 m 断续分布的中高阻层，视电阻率大于 60 Ω·m，根据电性参数表将其解译为耕植土层；2~5 m 断续分布的中低阻层，视电阻率为30~60 Ω·m，根据电性参数表将其解译为砂砾层；5~12 m 连续分布的低阻层，视电阻率低于20 Ω·m，根据电性参数表将其解译为粉质黏土层；12~17 m 分布一连续性较好的中低阻层，视电阻率值为20~70 Ω·m，根据电性参数表将其解译为碎石层，根据电阻率特征推断该层为含水层； 17 m 以深为视电阻率大于 70 Ω·m 的高阻层，其顶界面形态有一定起伏，根据电性参数表将其解译为风化的花岗岩岩层，在测线460 m及900 m处高阻层中存在两处相对低阻异常条带，推断低阻异常条带是由断裂构造引起，在460 m及900 m处存在两条断裂构造。测线560 m处低阻层视电阻率有较明显变小，视电阻率值小于 15 Ω·m，推测是因地下水矿化度升高，地层电阻率减小所致，将此处定为海水入侵分界线，分界线以北为海水入侵区域，含水层为咸水，以南为未入侵区域，含水层为淡水。
对同一点位雨季与旱季反演视电阻率差值进行成图分析（图7c），结果显示部分岩层的地电特征变化情况与大气降水关系密切。对表层的耕植土层与砂砾层，视电阻率差值为负值，这是由于受到雨季降水补给，耕植土层与砂砾层含水量增大，使其视电阻率值降低；粉质黏土层及碎石层的视电阻率差值为正值，受雨季降水补给，其视电阻率值不减反增，这是因为降雨使得地层含水层的矿化度降低，视电阻率随之增大，电阻率值变化情况说明大气降水作为研究区地下水的重要补给来源，可有效缓解研究区地下水海水入侵的趋势；在测线 460 m 及 900 m 视电阻率差值为明显的负值，说明此处岩层较为破碎，形成雨水渗入通道，雨水渗入地下较深，岩层视电阻率明显减小，两处明显的负值区域也间接证明了推断的两条断裂构造的可靠性。
图7GM003线雨季与旱季视电阻率-地质解译剖面
a—雨季反演视电阻率剖面；b—旱季反演视电阻率剖面；c—雨季与旱季视电阻率变化剖面；d—地质解译剖面
4 讨论
（1）高密度视反演电阻率剖面数据的完整性
如图1所示，应用高密度电法采集视电阻率数据时，随电极距的变化，采集到的是一条条斜距测深剖面，并最终组成一个倒梯形数据断面，使得测线下方存在两处对称的三角形数据空白区，空白区因无观测数据而无法进行有效的地质解译，因此，为保证地质解译数据的完整性，受限于高密度方法的工作原理，在进行高密度电法测量时，需适当向测线两端延长布设测线，尽量保证观测数据的完整性，同时采集测线两侧更多的浅层数据，以获取更多的浅部有用信息。
（2）砂质层的咸淡水体识别
应用电阻率法识别咸淡水体，应首先确定咸淡水界面的视电阻率特征值，并根据特征值识别咸淡水体。如表1所示，结合水文钻孔及矿化度资料，黏土质地层的视电阻率特征值为15 Ω·m，砂质地层的视电阻率特征值为30 Ω·m，并以此作为识别各地层所含咸淡水体的依据，因粉质黏土层厚度较大，视电阻率变化更为明显直观，因此本文选择粉质黏土层 15 Ω·m 作为划分咸淡水分界面的主要依据，划定海水入侵界面，砂质含水层位于海水入侵区的划定为咸水，位于未入侵区的划定为淡水，并以30 Ω· m 的视电阻率特征值辅助修正识别结果，确保识别结果的准确度。
5 结论
（1）利用高密度电法，初步查明了莱州湾东岸地下咸淡水体的空间分布特征。该地区主要含水层为碎石层，具有埋深 12~25 m、厚 5~15 m、视电阻率 20~55 Ω·m 的特征；地下水受海水入侵影响较重，以粉质黏土层视电阻率 15 Ω·m 等值线作为咸淡水体的主要识别标志，划定了海水入侵界线和咸淡水分界面。
（2）通过对比分析不同季节高密度电法测量结果，并引入时移高密度电法，确定了该地区地下水电性特征与大气降水密切相关，大气降水可有效降低地下水矿化度，缓解海水入侵的趋势；通过对视电阻率时间变化率的分析，可准确地识别出隐伏的断裂构造。
（3）本文高密度电法测量结果与水文地质钻孔资料相吻合，验证了利用高密度电法识别咸淡水体、监测海水入侵的可行性与可靠性。高密度电法测量无需钻孔，具有高效、低成本、绿色环保的优势，可为水文地质调查工作提供可靠的地球物理资料。建议在莱州湾东岸地区建立动态监测站，通过开展长期的定期（雨季和旱季）和不定期（突发性强降水）的地下水电性特征监测，进而掌握莱州湾东岸地下水动态变化规律，为该地区的海水入侵动态监测和治理、生态环境评价提供地球物理的科学依据。