高密度電阻率法及其測(cè)定土壤水分參數(shù)中的應(yīng)用

孟祥瑩，李風(fēng)順，黃修東

(1.青島大學(xué) 環(huán)境科學(xué)系，山東 青島 266071；2.山東省地礦工程勘察院，山東 濟(jì)南 250014；

3.青島市水文局，山東 青島 266071)

?

高密度電阻率法及其測(cè)定土壤水分參數(shù)中的應(yīng)用

孟祥瑩1，李風(fēng)順2，黃修東3

(1.青島大學(xué) 環(huán)境科學(xué)系，山東 青島 266071；2.山東省地礦工程勘察院，山東 濟(jì)南 250014；

3.青島市水文局，山東 青島 266071)

摘要：高密度電阻率法是以巖土的電性差異特征為基礎(chǔ)，集常規(guī)直流電法的電剖面法和電測(cè)深法為一體的地電斷面測(cè)量的一種勘探方法。它通過(guò)一次性布設(shè)多個(gè)電極實(shí)現(xiàn)對(duì)地層的微擾動(dòng)、多尺度連續(xù)同步測(cè)量，可以快速、準(zhǔn)確獲得豐富的地質(zhì)信息，顯著提高工作效率，而且能更加直觀的展現(xiàn)地下斷層結(jié)構(gòu)的分布情況。文章重點(diǎn)介紹了高密度電阻率法的測(cè)量原理、電極排列方式和反演過(guò)程、評(píng)述了該方法在土壤水文學(xué)中的應(yīng)用及存在的問(wèn)題，旨在促進(jìn)該方法在土壤學(xué)及土壤水文學(xué)中的應(yīng)用，為深入了解土壤水分及溶質(zhì)的運(yùn)移規(guī)律提供參考。圖1，參30。

關(guān)鍵詞：高密度電阻率法；土壤；水分含量；參數(shù)

0引言

高密度電阻率法是在常規(guī)的電阻率法探測(cè)的基礎(chǔ)上發(fā)展起來(lái)的一種直流電法勘探方法，也叫電阻率層析成像(Resistivity tomography)法或電成像(Electrical imaging)法。高密度電阻率法是集電剖面法和電測(cè)深法為一體，采用高密度布點(diǎn)，進(jìn)行二維地電斷面測(cè)量的一種電阻率勘察方法[1]。該方法的實(shí)質(zhì)是直流電阻率勘探，從某種意義上說(shuō)，該方法是一種改進(jìn)了數(shù)據(jù)采集手段的直流電法勘探，即由傳統(tǒng)的人工控制跑極，改為智能控制跑極，實(shí)現(xiàn)了數(shù)據(jù)采集過(guò)程的快速、自動(dòng)與智能化。在野外進(jìn)行測(cè)量時(shí)，只需要將全部電極(幾十到數(shù)百根電極)置于測(cè)點(diǎn)上，然后通過(guò)控制電極自動(dòng)轉(zhuǎn)換器，就可以得到電阻率法中不同裝置模式、不同極距的自動(dòng)組合，再通過(guò)對(duì)測(cè)量得到的原始數(shù)據(jù)進(jìn)行處理，根據(jù)研究需要建立相關(guān)的數(shù)學(xué)物理模型，并對(duì)模型進(jìn)行正、反演處理得到地層相關(guān)斷面圖，這樣不僅能夠獲得豐富的地質(zhì)信息，提高工作效率，還能更加直觀地展示測(cè)區(qū)地電斷面的地質(zhì)結(jié)構(gòu)分布情況。

高密度電阻率法最早引入我國(guó)是在地質(zhì)勘查和尋找礦產(chǎn)資源方面，但是早在19世紀(jì)末，人們就已經(jīng)注意到了電阻率和土壤水鹽之間的相關(guān)關(guān)系，并利用兩者之間的關(guān)系通過(guò)測(cè)定土壤電阻率來(lái)估計(jì)土壤水鹽分布狀況。隨著電子計(jì)算機(jī)技術(shù)的迅速發(fā)展，使得通過(guò)高密度電阻率法獲得高質(zhì)量的土壤觀測(cè)數(shù)據(jù)成為了可能。經(jīng)過(guò)近些年的發(fā)展，以土壤電性差異為基礎(chǔ)，電阻率成像法由深層的地質(zhì)勘測(cè)逐漸應(yīng)用到了非飽和帶水文過(guò)程的研究中，包括土壤物理性質(zhì)變化、土壤特性空間變異分析、土壤水分和溶質(zhì)運(yùn)移過(guò)程的時(shí)間和空間監(jiān)測(cè)及遷移特性確定等方面[2]。與傳統(tǒng)的電阻率法相比，高密度電阻率法具有電極布設(shè)一次完成，微擾動(dòng)自動(dòng)采集，多尺度連續(xù)同步觀測(cè)，獲得信息量豐富等特點(diǎn)。因此，高密度電阻率法被認(rèn)為是一種消耗成本低、效率高、圖像直觀且探測(cè)能力較強(qiáng)的勘探方法[3]。

文章主要對(duì)高密度電阻率法的工作原理、電極排列裝置、反演過(guò)程和主要應(yīng)用等方面進(jìn)行了介紹，并對(duì)該方法在應(yīng)用過(guò)程中存在的問(wèn)題進(jìn)行了分析，旨在促進(jìn)該方法在土壤學(xué)及土壤水文學(xué)中的廣泛應(yīng)用。

1高密度電阻率法原理及其電極排列方式

1.1高密度電阻率法工作原理

高密度電阻率法是以常規(guī)直流電阻率法為基礎(chǔ)，在探測(cè)剖面上一次性布置多個(gè)電極，在進(jìn)行測(cè)量時(shí)由人工向地下發(fā)送電流，使地下形成穩(wěn)定的電流場(chǎng)，通過(guò)自動(dòng)控制轉(zhuǎn)換裝置對(duì)所布設(shè)的剖面進(jìn)行自動(dòng)觀測(cè)和記錄的二維探測(cè)的物探方法。它是以巖、土的導(dǎo)電性差異特征為基礎(chǔ)，利用人工建立的地下穩(wěn)定的電流場(chǎng)，研究地下一定空間范圍內(nèi)的電性特征，從而推斷地質(zhì)構(gòu)造情況的一種勘探方法[4]。

1.2高密度電阻率法電極排列方式及其裝置特點(diǎn)

高密度電阻率法具有多種電極裝置模式，使用較為普遍的有溫納裝置、偶極裝置和二極剖面裝置等。在數(shù)據(jù)采集時(shí)有兩個(gè)供電電極A、B和兩個(gè)測(cè)量電極M、N，通過(guò)A、B兩個(gè)電極向地下提供固定電壓或電流，M、N兩極測(cè)量其兩點(diǎn)之間的電流或者電壓，從而得到相應(yīng)點(diǎn)的視電阻率數(shù)據(jù)。高密度電阻率法的測(cè)量是采用電極的跑極方式，以溫納電極排列裝置為例，假設(shè)測(cè)線上所布設(shè)的電極總數(shù)為n，對(duì)所有電極依次編號(hào)為1,2,3……n，設(shè)每相鄰兩個(gè)電極距離(最小電極距)為a，見(jiàn)圖1。在采集第一個(gè)數(shù)據(jù)時(shí)，A、M、N、B 四個(gè)電極分別對(duì)應(yīng) 1、2、3、4號(hào)電極，即使得AM=MN=NB=a，接下來(lái)四個(gè)電極依次同時(shí)以距離a向后推移，直到第n-3個(gè)數(shù)據(jù)A、M、N、B 四個(gè)電極分別對(duì)應(yīng)n-3、n-2、n-1、n號(hào)電極，這樣所采集的n-3個(gè)數(shù)據(jù)為第一層數(shù)據(jù)；然后A電極再回到1號(hào)電極點(diǎn)，使AM=MN=NB=2a，即A、M、N、B分別對(duì)應(yīng) 1、3、5、7號(hào)電極，測(cè)得第二層的第一個(gè)數(shù)據(jù)，再以同樣電極間距2a依次向后推移，得到第二層數(shù)據(jù)；進(jìn)一步分別讓AM=MN=NB=3a、4a、5a……Na(N為小于n/3的最大整數(shù))，即可得到一個(gè)倒梯形的全部N層的數(shù)據(jù)剖面，工作中可以根據(jù)實(shí)際的探測(cè)深度選擇數(shù)據(jù)所需測(cè)量層數(shù)[5]。

圖1　溫納裝置電極排列方式及數(shù)據(jù)點(diǎn)Fig.1　Wenner device electrode arrangement and data points

不同的裝置具有不同的特點(diǎn)，在進(jìn)行實(shí)際測(cè)量時(shí)，溫納裝置對(duì)介質(zhì)垂向的變化反應(yīng)靈敏，抗噪能力最強(qiáng)，是在高噪音條件下進(jìn)行探測(cè)的首選裝置。但其弱點(diǎn)是水平分辨率差，底邊水平覆蓋范圍小，當(dāng)進(jìn)行長(zhǎng)剖面連續(xù)測(cè)量時(shí)，需要加大電極數(shù)目和滾道次數(shù)，增加了數(shù)據(jù)采集時(shí)間。而偶極裝置相比于溫納裝置其橫向分辨率較高，彌補(bǔ)了溫納裝置橫向分辨率差的特點(diǎn)，從而能夠獲得更多地層的橫向分布信息。二極剖面裝置模式其成像剖面的水平覆蓋范圍較大，探測(cè)深度也較大，布極方式比較靈活，適合于地下深地層的測(cè)量，但是其垂向分辨率較差，且兩個(gè)無(wú)窮遠(yuǎn)電極(B N)設(shè)置時(shí)要特別注意降低接地電極的電阻，加大供電電流以降低噪聲和保證點(diǎn)位的測(cè)量精度，由于兩個(gè)無(wú)窮遠(yuǎn)電極的布設(shè)較復(fù)雜，在一般的探測(cè)中不會(huì)選擇此裝置。

2土壤電阻率的反演方法

由于土壤的空間結(jié)構(gòu)復(fù)雜，使用高密度電法儀測(cè)量得到的電阻率并不是土壤的真實(shí)電阻率，而是在土壤各種因素影響下的視電阻率，要通過(guò)反演才能獲得土壤真實(shí)的電阻率分布。目前高密度電阻率法與其他地球物理方法一樣，存在著反演結(jié)果的不穩(wěn)定性和非唯一性的問(wèn)題，為減少反演過(guò)程中出現(xiàn)的假異常，需要進(jìn)行正則化處理和適當(dāng)?shù)墓饣s束。目前高密度電阻率法反演已經(jīng)形成了一套比較成熟的商業(yè)軟件RES2DINV和RES3DINV，并且在國(guó)內(nèi)外得到了廣泛應(yīng)用。該軟件是建立在抑制平滑度最小平方法的基礎(chǔ)之上的，它可以通過(guò)改變阻尼系數(shù)和平直度濾波器來(lái)實(shí)現(xiàn)數(shù)據(jù)不同類型之間的匹配，同時(shí)還利用聯(lián)合反演和Robust反演等方法使電阻率的反演結(jié)果得到了明顯的改善。如Grandjean等利用模糊集理論結(jié)合了ERT和實(shí)際的土壤狀況得到了一個(gè)定性解釋土壤水分運(yùn)動(dòng)的模型；Travelletti等利用ERT數(shù)據(jù)采用時(shí)滯反演的方法對(duì)土壤水分運(yùn)動(dòng)進(jìn)行了描述，得到了土壤水分在時(shí)間和空間上的變化特征，并得出了在降雨入滲過(guò)程中達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)的時(shí)間[6]。雖然該方法已經(jīng)得到了廣泛應(yīng)用，但是在反演過(guò)程中是否被過(guò)渡化約束以及約束是否合理一直是備受關(guān)注的問(wèn)題。在土壤水分入滲過(guò)程中，由于反演方法本身存在的問(wèn)題，使相鄰?fù)翆拥碾娦圆町愖兓^大的土層出現(xiàn)異常，因此可以通過(guò)建立聯(lián)合的水文模型和電阻率模型來(lái)解決這一問(wèn)題[2]。

電阻率是土壤所具有的一種基本物理特性，我們需要通過(guò)對(duì)土壤電阻率的變化來(lái)推斷土壤內(nèi)部結(jié)構(gòu)變化及土壤內(nèi)部發(fā)生的物理過(guò)程。近年來(lái)人們開(kāi)始結(jié)合水文模型和地球物理模型提出了通過(guò)土壤的實(shí)測(cè)電阻率反演土壤真實(shí)電阻率，再通過(guò)土壤真實(shí)電阻率值得到土壤結(jié)構(gòu)特性或水鹽狀態(tài)，然后通過(guò)土壤水鹽狀態(tài)變化預(yù)測(cè)土壤剖面水力特性參數(shù)和溶質(zhì)運(yùn)移參數(shù)。在上述反演過(guò)程中，上一步中的誤差會(huì)影響下一步的計(jì)算精度，并且產(chǎn)生誤差累積。為減少反演過(guò)程的不確定性，提高反演精度有些學(xué)者嘗試應(yīng)用水文和地球物理過(guò)程耦合反演的方法來(lái)進(jìn)行土壤電阻率的反演。耦合反演的實(shí)質(zhì)是，在特定的初始和邊界條件下，土壤的水力學(xué)特性是唯一的，土壤水文過(guò)程也是確定的，同時(shí)也得到了土壤的內(nèi)部水分和溶質(zhì)分布狀態(tài)，從而決定了土壤電阻率的分布。由于耦合反演方法直接對(duì)土壤特性做出了預(yù)測(cè)，避免了在逐步反演中反演誤差的累加，不僅大大減少了工作量而且提高了反演精度。目前一些學(xué)者已經(jīng)開(kāi)始嘗試在水文模型參數(shù)預(yù)測(cè)中應(yīng)用耦合反演方法，并取得了較好效果。如Hinnell等利用耦合與非耦合模型進(jìn)行一維的土壤水分的滲透和再分配過(guò)程的監(jiān)測(cè)，發(fā)現(xiàn)耦合方法可以顯著減少水文過(guò)程的不確定性[7]。Davina等利用氯化鈉為示蹤劑，利用胭脂紅進(jìn)行染色的二維的砂槽實(shí)驗(yàn)，確定了滲透系數(shù)的分布情況，通過(guò)對(duì)砂槽的染色情況進(jìn)行拍照與耦合反演結(jié)果進(jìn)行對(duì)比，表明耦合反演結(jié)果較好[8]。

3高密度電阻率法在土壤水文學(xué)中的應(yīng)用

3.1高密度電阻率法在測(cè)定土壤水分方面的應(yīng)用

土壤水控制著地球上的物理、化學(xué)和生物等過(guò)程，影響著植物的生長(zhǎng)、溶質(zhì)運(yùn)移、地下徑流和水土流失等以致影響土壤的成土過(guò)程，同時(shí)在水循環(huán)過(guò)程中具有重要作用。土壤水分含量是表征土壤水分狀況的一個(gè)指標(biāo)，傳統(tǒng)上測(cè)定土壤含水量的方法包括烘干法、中子法和TDR(時(shí)域反射儀)法等，這些傳統(tǒng)的方法雖然具有較高的測(cè)量精度但是只能獲得小尺度單點(diǎn)非連續(xù)的土壤水分含量，而在獲取大尺度連續(xù)土壤水分情況具有一定的困難。高密度電阻率層析成像方法可以以不同的分辨率對(duì)土壤進(jìn)行水平和垂直的微擾動(dòng)連續(xù)觀測(cè)，目前國(guó)外專家學(xué)者運(yùn)用此技術(shù)進(jìn)行土壤水分的獲取方面已經(jīng)做了大量的研究，并且取得了較多的成果。最早Archie提出了適用于飽和無(wú)粘性土、純凈砂巖的電阻率—含水量結(jié)構(gòu)模型；隨后，Keller對(duì)該模型進(jìn)行了改進(jìn)；Waxman將土粒的導(dǎo)電性引入電阻率結(jié)構(gòu)模型中；Halvorson提出了非飽和土的模型[9]。上述幾種電阻率—含水量關(guān)系模型得到了較廣泛的應(yīng)用，但是由于電阻率受土壤類型、質(zhì)地、容重等因素的影響只適應(yīng)于粘粒含量較少的土壤。隨著研究的不斷深入，人們逐漸建立起了不同尺度上電阻率和含水量之間的關(guān)系。如Johannes等利用室內(nèi)圓柱土壤的示蹤試驗(yàn)得到了電阻率與含水量之間的空間變異情況，并且得到了水分在土壤中的運(yùn)移路徑[10]；Kelly得到了土壤電阻率和水分含量在厘米尺度上的關(guān)系，但在較大尺度(田間尺度)上的關(guān)系還尚不確定；Benjamin利用高密度電阻率成像技術(shù)得到了田間尺度上的土壤電阻率，并結(jié)合Ca+Mg離子所得的陽(yáng)離子交換量得到的孔隙水導(dǎo)電率、土壤粘粒含量數(shù)據(jù)等，利用時(shí)間序列裝置和修飾的Archie公式把二維的電阻率剖面轉(zhuǎn)換成了二維的土壤水分剖面[11]，得到了大尺度剖面上的土壤水分分布情況。因此，高密度電阻率法被認(rèn)為是定性和定量化研究土壤水分從小尺度向大尺度轉(zhuǎn)化的有效方法[12]。

隨著研究的不斷深入以及知識(shí)的不斷完善，人們對(duì)土壤水分的描述逐漸從定性描述到了定量估計(jì)。如Pascal等研究了在溫度、孔隙度和流體密度等不確定性因素影響下的土壤含水率和水分虧損情況并得到了詳細(xì)的水分含量影像圖和表層土壤的結(jié)構(gòu)狀況[13]；Wiebe等得到了深部土壤水分的分布情況，并且估計(jì)了土壤水分的有效性[14]，為我們更好了解作物生長(zhǎng)期的土壤水分變化存儲(chǔ)提供參考。隨著電子計(jì)算機(jī)技術(shù)的發(fā)展，人們利用測(cè)量數(shù)據(jù)進(jìn)行三維反演得到了在三維空間上的土壤水分的分布情況。Beff基于Archie公式提出了在三維空間上土壤含水量的時(shí)空監(jiān)測(cè)模型[15]；Nicho等建立了在玉米生長(zhǎng)期灌溉條件下的土壤含水量的時(shí)空變化的三維模型[16]；周啟友等利用計(jì)算三維空間上的土壤含水量的方法，對(duì)土壤含水量在三維空間上的分布特征進(jìn)行了分析，得到了土壤含水量在三維空間上的總體分布特征及在時(shí)間上的變化規(guī)律[17]，并利用田間觀測(cè)和室內(nèi)分析相結(jié)合建立了在降雨入滲過(guò)程中的三維土壤水分再分布模型[18]。實(shí)現(xiàn)了對(duì)土壤水分含量描述從二維到三維的轉(zhuǎn)變，使了解土壤水分的時(shí)空變化情況變得更加直觀具體。

3.2高密度電阻率法在測(cè)定土壤水分運(yùn)動(dòng)參數(shù)的應(yīng)用

應(yīng)用數(shù)學(xué)物理方法對(duì)土壤水分保持和運(yùn)動(dòng)進(jìn)行定量分析時(shí)，無(wú)論是解析解法還是數(shù)值法，土壤水分運(yùn)動(dòng)參數(shù)是必不可少的資料，這些參數(shù)的準(zhǔn)確性直接影響方程的求解精度[19]。傳統(tǒng)上獲得土壤水分運(yùn)動(dòng)參數(shù)的方法包括直接法和間接法，直接法雖然可以獲得較準(zhǔn)確的土壤水分運(yùn)動(dòng)參數(shù)，但是其需要耗費(fèi)較多的人力、物力，間接法雖然省時(shí)省力，但是由于土壤物理性質(zhì)的復(fù)雜性，國(guó)內(nèi)外學(xué)者做了大量的研究但是至今仍然沒(méi)有提出國(guó)際公認(rèn)的成熟而又統(tǒng)一的方法[20]，高密度電阻率法的發(fā)展為獲得高質(zhì)量的監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)提供了可能。如Dafflon等通過(guò)對(duì)博伊西水電地球物理研究站的示蹤試驗(yàn)數(shù)據(jù)運(yùn)用耦合反演的方法得到了滲透率的分布情況，而該方法得到的滲透率值與實(shí)際測(cè)量值相比偏高一些[21]；Pollack和Cirpka應(yīng)用砂槽實(shí)驗(yàn)估計(jì)得到了導(dǎo)水率值，并與實(shí)際測(cè)量值進(jìn)行比較，兩者結(jié)果相吻合。同時(shí)Lehikoinen等根據(jù)巖土物理學(xué)關(guān)系利用Archie公式和Richards方程相結(jié)合，運(yùn)用狀態(tài)估計(jì)方法將ERT技術(shù)監(jiān)測(cè)了非飽和區(qū)的土壤水分的飽和度分布情況[22]；Barrash等研究了在非飽和狀態(tài)下有效孔隙度的變化以及有效孔隙度對(duì)溶質(zhì)擴(kuò)散的影響；Johannes等估計(jì)得到了在液壓穩(wěn)定狀態(tài)和在研究區(qū)域中溶質(zhì)濃度均一條件下的土壤溶液的濃度分布[23]；Kostel等應(yīng)用流管模型描述了在非飽和土壤中的水流速度的變化情況以及彌散度。

雖然高密度電阻率法引入我國(guó)的時(shí)間較短，但是已經(jīng)有很多家單位擁有了高密度電法儀，并且在研究土壤水分運(yùn)動(dòng)參數(shù)方面取得了較好效果。喻永祥等從電流場(chǎng)和滲流場(chǎng)的相似性出發(fā)，得到了砂質(zhì)土壤電阻率和滲透系數(shù)之間的關(guān)系，且計(jì)算所得到的滲透系數(shù)與抽水試驗(yàn)所得誤差僅為8.44%[24]；張志祥等通過(guò)室內(nèi)實(shí)驗(yàn)得到了土壤電阻率—含水量以及土壤含水量—基質(zhì)勢(shì)之間的關(guān)系模型，從而得到了土壤電阻率—基質(zhì)吸力的關(guān)系模型，從而可以推導(dǎo)得出土壤水分特征曲線[25]，為電阻率法在測(cè)定區(qū)域尺度上的空間和時(shí)間的土壤水分特征曲線提供了新的方法和依據(jù)；劉漢樂(lè)等通過(guò)室內(nèi)三維砂槽土的輕非水相液體的入滲實(shí)驗(yàn)，確定了在三維空間上的飽和度的分布及其隨時(shí)間變化過(guò)程的可視化監(jiān)測(cè)，為定量探討污染物在土壤水環(huán)境中的遷移機(jī)理與分布特性、定量評(píng)價(jià)污染程度及污染治理效果以及驗(yàn)證輕質(zhì)有機(jī)污染物飽和度數(shù)值模擬結(jié)果創(chuàng)造了條件[26]。

3.3高密度電阻率法在監(jiān)測(cè)土壤水文過(guò)程中的應(yīng)用

由于傳統(tǒng)監(jiān)測(cè)方法的非重復(fù)性、測(cè)量尺度小、測(cè)量深度淺和工作效率低等的限制，使得對(duì)土壤水分及溶質(zhì)在時(shí)間和空間上的水文過(guò)程研究變得比較困難。高密度電阻率法的不同電極間距、不同裝置模式的變化可以滿足對(duì)水流變化的水平和垂直方向上的不同分辨率的無(wú)損觀測(cè)。近年來(lái)高密度電阻率法的應(yīng)用已經(jīng)從對(duì)土壤水鹽特性的監(jiān)測(cè)擴(kuò)展到了更多土壤特性，甚至是植物根系分布和樹(shù)干水分運(yùn)動(dòng)方面。例如Hagrey對(duì)樹(shù)干截面的電阻率進(jìn)行了二維成像分析；吳華僑等人在Hagrey研究的基礎(chǔ)上對(duì)樹(shù)干內(nèi)部的結(jié)構(gòu)、水分的徑向分布狀況和水分隨時(shí)間的變化過(guò)程進(jìn)行了研究發(fā)現(xiàn)在樹(shù)干的橫截面上電阻率的空間分布呈現(xiàn)一系列的同心圓結(jié)構(gòu)，且從內(nèi)到外水分沿徑向向外有逐漸增加的趨勢(shì)，為了解樹(shù)干內(nèi)部結(jié)構(gòu)和植物生長(zhǎng)狀況提供科學(xué)依據(jù)[27]。

在非飽和帶中，土壤水分及溶質(zhì)的運(yùn)移過(guò)程相比于土壤基本物理特性的變化時(shí)空變異較大，使得進(jìn)行高精度監(jiān)測(cè)比較困難。高密度電阻率成像法作為一種重要的地球物理學(xué)監(jiān)測(cè)手段，已經(jīng)在土壤水文學(xué)過(guò)程多尺度無(wú)損監(jiān)測(cè)上得到了廣泛的應(yīng)用。如Besson等通過(guò)對(duì)三個(gè)地區(qū)的注水試驗(yàn)對(duì)比發(fā)現(xiàn)水流的流動(dòng)主要以垂向流為主，沒(méi)有得到在特定的水力過(guò)程中的橫向流和毛管流，并應(yīng)用動(dòng)力學(xué)的方法對(duì)電阻率的變化進(jìn)行了解釋，發(fā)現(xiàn)土壤水動(dòng)力學(xué)的空間分析可以通過(guò)增加電阻率的時(shí)間分辨率來(lái)提高空間數(shù)據(jù)的分析效果[28]；Kerstin等利用ERT和多級(jí)取樣檢測(cè)技術(shù)，在具有76個(gè)11-13米深度觀測(cè)井的實(shí)驗(yàn)區(qū)進(jìn)行了2組示蹤試驗(yàn)，描述了在非均質(zhì)含水層中地下水的運(yùn)輸過(guò)程，該實(shí)驗(yàn)使用了增強(qiáng)導(dǎo)電性的溶液和減弱導(dǎo)電性的溶液，通過(guò)對(duì)兩個(gè)過(guò)程的對(duì)比發(fā)現(xiàn)，雖然示蹤溶液的密度有差異，但是兩次示蹤試驗(yàn)的圖像是重合的，說(shuō)明了在非均質(zhì)含水層的滲透模式是一致的與溶液的導(dǎo)電性無(wú)關(guān)，同時(shí)也說(shuō)明在非均質(zhì)含水層中的示蹤試驗(yàn)是可重復(fù)的[29]；段旭等通過(guò)研究寧夏固云山天然草坡電阻率和含水量的空間變異情況表明，土壤水分隨深度的變異大于在坡位和坡向上的變異[30]。楊杰等通過(guò)在草坪上的注水試驗(yàn)，觀測(cè)了在注水前后的地下淺部土壤的視電阻率的變化過(guò)程及鹽水溶液的擴(kuò)散過(guò)程，并將整個(gè)的變化過(guò)程分為快速下降期和平穩(wěn)恢復(fù)期兩個(gè)階段。為監(jiān)測(cè)無(wú)機(jī)類化學(xué)污染物的擴(kuò)散與滲漏過(guò)程監(jiān)測(cè)提供參考[5]。

4結(jié)論與展望

高密度電阻率法由最初的土壤水分狀態(tài)測(cè)量越來(lái)越多地應(yīng)用到對(duì)土壤水分的定量描述中，并且逐步融入到土壤水文過(guò)程監(jiān)測(cè)的研究中來(lái)。同時(shí)在測(cè)量土壤水分多維分布以及土壤水分運(yùn)動(dòng)參數(shù)方面取得了較多成果，但是由于大尺度土壤空間變異性復(fù)雜，土壤電阻率的變化受到土壤含水量、孔隙度、土壤質(zhì)地、溫度和土體結(jié)構(gòu)特征等多種因素的影響，獲取高質(zhì)量的監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)、準(zhǔn)確詮釋水分在大尺度上的運(yùn)動(dòng)情況有待于深入研究。而且運(yùn)用高密度電阻率獲得的參數(shù)具有一定的地域性和局限性，對(duì)于不同土壤類型和質(zhì)地特別是含有粘粒較多的粘性土壤的電阻率—含水量之間關(guān)系的確定與解釋有待于進(jìn)一步研究探討[2]。相對(duì)于傳統(tǒng)的測(cè)量方法，高密度電阻率法在多尺度土壤水文過(guò)程無(wú)損監(jiān)測(cè)中具有較大優(yōu)勢(shì)，借助于這些技術(shù)的發(fā)展，土壤水文學(xué)中尺度轉(zhuǎn)換的研究將得到新的成果。

參考文獻(xiàn)：

[1]向陽(yáng),李玉冰,易利,等.排列方式及電極距對(duì)高密度電法異常響應(yīng)的影響分析[J].工程地球物理學(xué)報(bào),2011,8(4): 426-432.

[2]馬東豪,張佳寶,吳忠東,等.電阻率成像法在土壤水文學(xué)研究中的應(yīng)用及進(jìn)展[J].土壤學(xué)報(bào),2014,51(3): 439-447.

[3]劉海飛.高密度電阻率法數(shù)據(jù)處理方法研究[D].長(zhǎng)沙: 中南大學(xué),2004.

[4]李銀真.高密度電阻率法物探技術(shù)及其應(yīng)用研究[D].阜新: 遼寧工程技術(shù)大學(xué),2007.

[5]楊杰,師學(xué)明,李立，等.延時(shí)性高密度電法監(jiān)測(cè)土壤中鹽水溶液擴(kuò)散過(guò)程的初步研究[J].工程勘察,2013,41(10):90-94.

[6]Travelletti J,Sailhac P,Malet J P,et al.Hydrological response of weathered clay-shale slopes: Water infiltration monitoring with time-lapse electrical resistivity tomography[J].Hydrological Process,2012,26(14): 2106-2119.

[7]Hinnell A C,Vrugt J A,Ferré T P A,et al.Improved extraction of hydrologic information from geophysical data through coupled hydrogeophysical inversion[J].Water Resources Research,2010,46(4): 475-478.

[8]Pollock D,Cirpka O A.Fully coupled hydrogeophysical inversion of a laboratory salt tracer experiment monitored by electrical resistivity tomography[J].Water Resources Research,2012,48(1): 239-249.

[9]張虎元,王少一,趙天宇,等.利用高密度電阻率法進(jìn)行鹽漬土含水率的測(cè)定[J].水文地質(zhì)工程地質(zhì),2012,39(1): 95-101.

[10]Johannes K,Andreas K,Mathieu J,et al.Quantitative imaging of solute transport in an unsaturated and undisturbed soil monolith with 3-D ERT and TDR[J].Water Resources Research,2008,44(12)：w12411.

[11]Schwartz B F,Schreiber M E,Yan T T.Quantifying field-scale soil moisture using electrical resistivity imaging[J].Journal of Hydrology,2008,362(3-4): 234-246.

[12]Calamita G,Brocca L,Perrone A,et al.Electrical resistivity and TDR methods for soil moisture estimation in central Italy test-sites[J].Journal of Hydrology,2012,454-455: 101-112.

[13]Brunet P,Clément R,Bouvier C.Monitoring soil water content and deficit using Electrical Resistivity Tomography (ERT)- A case study in the Cevennes area,France[J].Journal of Hydrology,2009,380(1-2): 146-153.

[14]Nijland W,Meijde M V D,Addink E A,et al.Detection of soil moisture and vegetation water abstraction in Mediterranean natural area using Electrical Resistivity Tomography[J].Catena,2010,81(3): 209-216.

[15]Beff L,Günther T,Vandoorne B.Three-dimensional monitoring of soil water content in a maize field using Electrical Resistivity Tomography[J].Hydrology and Earth System Sciences,2013,17(2): 595-609.

[16]Michot D,Benderitter Y,Dorigny A,et al.Spatial and temporal monitoring of soil water content with an irrigated corn crop cover using surface Electrical Resistivity Tomography[J].Water Resources Research,2003,39(5): 89-94.

[17]周啟友,島田純.土壤水空間分布結(jié)構(gòu)的時(shí)間穩(wěn)定性[J].土壤學(xué)報(bào),2003,40(5): 683-690.

[18]Zhou Q Y,Shimada J,Sato A.Three-dimensional spatial and temporal monitoring of soil water content using Electrical Resistivity Tomography[J].Water Resources Research,2001,37(2): 273-285.

[19]田浩業(yè).田間條件下多層非均質(zhì)土壤水分運(yùn)動(dòng)實(shí)驗(yàn)與數(shù)值模擬[D].鄭州: 鄭州大學(xué),2013.

[20]高峰,李建平,王黎黎,等.土壤水運(yùn)動(dòng)理論研究綜述[J].湖北農(nóng)業(yè)科學(xué),2009,48(4):982-986.

[21]Dafflon B,Barrash W,Cardiff M,et al.Hydrologicalparameter estimations from a conservative tracer test with variable-density effects at the Boise Hydrogeophysical Research Site[J].Water Resources Research,2011,47: W12513.

[22]Lehikoinen A,Finsterle S,Voutilainen A,et al.Dynamical inversion of geophysical ERT data: State estimation in the vadose zone[J].Inverse Problems in Science and Engineering,2009,17(6): 715-736.

[23]Jardani A,Revil A,Dupont J P.Stochastic joint inversion of hydrogeophysical data for salt tracer test monitoring and hydraulic conductivity imaging[J].Advances in Water Resources,2013,52: 62-77.

[24]喻永祥,吳吉春.利用ERT數(shù)據(jù)推求非均質(zhì)多孔介質(zhì)滲透系數(shù)初探[J].水文地質(zhì)工程地質(zhì),2006,33(2): 41-44,49.

[25]張志祥,徐紹輝,崔峻嶺,等.電阻率法確定土壤水分特征曲線初探[J].土壤,2013,45(6):1127-1132.

[26]劉漢樂(lè),周啟友,吳華橋.基于高密度電阻率成像法的輕非水相液體飽和度的確定[J].水利學(xué)報(bào),2008,39(2): 189-195.

[27]吳華橋,周啟友,劉漢樂(lè).樹(shù)干水分分布及運(yùn)移的高密度電阻率成像法時(shí)空監(jiān)測(cè)[J].地球物理學(xué)進(jìn)展,2008,23(4):1310-1316.

[28]Besson A,Cousin I,Bourennone H,et al.Thespatial and temporal organization of soil water at the field scale as described by electrical resistivity measurements[J].European Journal of Soil Science,2010,61(1): 120-132.

[29]Müller K,Vanderborght J,Englert A,et al.Imaging and characterization of solute transport during two tracer tests in a shallow aquifer using Electrical Resistivity Tomography and multilevel groundwater samplers[J].Water Resources Research,2010,46(3): W03502.

[30]段旭,王彥輝,程積民.寧夏固原云霧山天然草坡土壤電阻率和含水率的關(guān)系及其空間變異[J].農(nóng)業(yè)工程學(xué)報(bào),2012,28(7): 130-137.

Electrical Resistivity Tomography Method and Application in Determining Soil Moisture Parameters

MENG Xiang-ying1，LI Feng-shun2，HUANG Xiu-dong3

(1.DepartmentofEnvironmentScience,QingdaoUniversity,Qingdao266071,China;2.GeologicalMiningEngineeringInvestigationInstituteinShandongProvince,Jinan250014,China;3HydrologyBureauofQingdao,Qingdao266071,China)

Abstract：Electrical resistivity tomography method is based on the differences between electrical characteristics of rock and soil.This method integrates the conventional DC electrical profiling and electrical sounding methods to measure the geo-electric section.It can realize tiny disturbance,multi-scale,continuous synchronous measurement by deploying many electrodes simultaneously.This method obtain abundant geological information quickly and accurately,and greatly improve work efficiency and show the distribution of underground profile structure.This article introduced measuring principle of electrical resistivity tomography,electrode arrangement and inversion process.The application and the problems in the process of soil hydrology were also discussed.The article intended to promote the application of this method in soil science and soil hydrology,and to provide reference for further understanding soil water and solute transport.

Key words：electrical resistivity tomography method; soil; water content; parameters

中圖分類號(hào)：S152.7

文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A

作者簡(jiǎn)介：第一作者及通訊孟祥瑩(1989-),女，山東濰坊人，在讀碩士研究生，研究方向?yàn)橥寥浪?

基金項(xiàng)目：國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41171183)；青島市應(yīng)用基礎(chǔ)研究計(jì)劃項(xiàng)目(14-2-4-24-JCH).

收稿日期：2015-09-17;修回日期：2015-11-24.

文章編號(hào)：2095-2961(2016)01 -0024-06

doi:10.11689/j.issn.2095-2961.2016.01.003