随着我国经济的不断发展和人们对清洁能源需求的逐渐增加，人们对地下水资源的需求也日益增长，华北地区作为我国人口稠密，工业发达的地区尤为如此。由于地表水资源的开发已接近饱和，同时大规模开采浅层地下水会导致含水层孔隙水压力缺失，导致地层沉降。很据中华人民共和国水利部2016~2024年公布的《中国水资源公报》显示，华北地区地下水超采量占全国70%。且河北部分地区2010~2020年年均沉降速率达30~100 mm/a，所以深层地下水的开发逐渐收到大家的关注，尤其是深层地下水中的微咸水和咸水，通过淡化处理后可广泛用于工业、农业和民用供水。此外，开发地下深部咸水资源还有助于缓解盐湖卤水资源的不足问题。研究地下水矿化度（水中溶解阴、阳离子的总质量浓度）的分布对于开发深部咸水资源至关重要，并且地下水的矿化度与地下水所处深度的温度以及水动力场密切相关。查明区域地下水矿化度的空间分布，对于区域水文地质研究和地下水资源开发具有重要意义（薛东青等，2022）。

目前国内针对深层地下水勘查开发的研究仍处于起步状态，部分地区仍依赖传统勘察方法（如人工钻探、简易测井），高精度地球物理勘探技术普及率不足，尤其在基层和欠发达地区。用于深层地下水勘察的常规地球物理方法一般包括可控源音频大地电磁测深、大地电磁测深以及地震勘探等（雷清等，2024）。由于地层电阻率值是目前地球物理勘探中评价地下水矿化度唯一有效的物性参数，且地球浅部地层的电阻率主要由岩石的孔隙度以及孔隙中所含的水溶液决定，而水溶液的电阻率则受其矿化度的影响。因此地层电阻率可以用来判断地下流体赋存、估算流体体积百分含量和矿化度。大地电磁测深法（Magnetotellurics，简称MT）是一种天然场源频率域电磁法，该方法在地表观测电磁场信号，通过傅立叶变换和阻抗估算获得频率与视电阻率和阻抗相位的对应关系（Cagniard，1953）。由于不同频率信号穿透深度不同，可以通过反演获得地下电阻率分布，推断地层和构造等信息。笔者等利用在华北东部采集的237个大地电磁阵列数据，构建了渤海湾盆地中南部地区电阻率模型。结合该区的钻井、地震、大地热流和区域地质等资料，分析了渤海湾盆地中南部深部电性结构及主要构造，随后根据模型估算了部分地区的地下水矿化度，并识别了矿化度异常区域，从而为该区域地下水资源评估提供新的地球物理证据。

1 地质及地球物理背景

研究区包括山东北部和河北南部，构造单元上属于华北克拉通东部地块的渤海湾盆地，覆盖的次级构造主要包括济阳拗陷，埕宁隆起，临清拗陷，冀中拗陷南部以及黄骅拗陷南部（图1）。研究区域地层发育较齐全，从老到新主要发育太古代泰山群变质岩、中元古代蓟县系和长城系、新元古代青白口系和震旦系、早古生代寒武纪—奥陶系、晚古生代石炭系—二叠系、中生代侏罗系—白垩系、新生代古近系—新近系—第四系（张英等，2020；张雨培，2023；朱威等，2024）。太古代地层为渤海湾盆地最古老的结晶基底，岩性复杂，以片麻岩为主，其次为角闪岩类，局部可见黑云母石英片岩及黑云母斜长变粒岩，原岩为泥岩、砂岩和火成岩。新生代地层为渤海湾盆地沉积构造的主体，盆地新生代地层厚几百米至近万米（Qi Jiafu et al.，2010；胡贺伟等，2024）。新生代地层自下而上为古近纪孔店组，沙河街组，东营组；新近纪馆陶组，明化镇组及第四纪平原组（雷文智等，2024）。其中馆陶组、东营组、沙河街组以及明化镇组砂岩和砂砾岩地层储存着丰富的水热型地热资源。

红色方框表示图1b所示的研究区域，AA′、BB′和CC′为图6 所示电阻率剖面位置

The red rectangular box indicates the research area shown in Fig.1b, and AA′, BB′, and CC′ represent the locations of the resistivity profiles shown in Fig.6

Liu Qiongying等（2016）根据收集的2016年以来的渤海湾盆地内的193个实测大地热流数据分析，盆地热流值分布在44~106 mW/m²（图2），算术平均值为66±11 mW/m²，1°×1°网格热流平均值为64±8mW/m²。该热流值高于中国大陆地区平均热流值60 mW/m²（姜光政等，2016），接近全球大陆热流平均值65 mW/m²（Davies，2013），与新生代地质体热流范围的下限64 mW/m²相当（Pollack et al.，1993）。渤海湾盆地的地幔热流与地表热流的比值平均为60%，说明渤海湾盆地属于“热幔冷壳”的结构，盆地热流总体上有自东向西递减的趋势，说明地幔活动由东向西递减。东部的渤中、辽河拗陷和济阳拗陷的东部热流值较高（＞70 mW/m²），而盆地西北部临近太行山和燕山的区域则小于55 mW/m²。

渤海湾盆地的地下热水系统的水动力环境为盆地内部的径流缓滞带，是一种盆地周边山区的地下水进入并穿越盆地边缘的径流交替积极带后，进入盆地内部的径流滞缓带并转为长距离的近水平运移，充分吸取岩层热量，并与所处的岩层发生充分的水—岩相互作用，溶解岩层中的易溶盐类而形成的一种水动力场。渤海湾盆地的地下热水主要包括古近纪—新近纪砂岩类裂隙—孔隙型地下热水和元古代—古生代碳酸盐岩类裂隙—岩溶型地下热水（张保建等，2015）。碳酸盐岩类裂隙—岩溶型地下热水主要赋存于盆地内部的隆起区。在渤海湾盆地中，冀中拗陷由于离补给区较近，沉积层较厚，基岩岩溶裂隙发育，渗透性强，地下水连通性较好，形成了巨大的具有统一水动力联系的含水体。而黄骅拗陷与济阳拗陷中新元古代分布局限或缺失，岩溶裂隙发育较差（刘鹏等，2023）。砂岩类裂隙—孔隙型热储在地层上自上而下主要包括新近纪明化镇组、馆陶组和古近纪东营组、沙河街组、孔店组。其中明化镇组由于埋深交浅，温度较低，往往被当作冷水利用；而古近纪沙河街组和孔店组由于埋藏较深，水量较少且水质较差，一般不进行利用。砂岩类热储主要分布于盆地的拗陷区，在拗陷区的古近纪—新近纪中砂岩热储一般保存较为完整，厚度较大。而在一级拗陷构造中的次级凸起部位古近纪砂岩热储往往存在缺失，只发育新近纪馆陶组及明化镇组热储。

在厚度巨大的松散碎屑岩类沉积盆地中，一般存在两种不同成因的地下水动力系统，一种为渗入成因水动力系统，一种为沉积成因水动力系统。含油气盆地水文地质研究认为大型盆地中的地下水动力系统是由渗入成因水和沉积成因水共同组成的（杨绪充，1989；李伟等，2008；赵克斌等，2008），具有区域性的水域连续性或水力联系统一水动力系统。该水动力系统的特征为：渗入成因水在重力作用下，沿盆地边缘（供水区）流向盆地中心（排泄区）或地势较低的另一侧盆地边缘，因此表现为“向心流”；而沉积成因水主要来源于盆地内部沉积物经压实而被排挤出来的水（又称压实流），其流向从盆地沉积中心向周边成放射状流动，表现为“离心流”。这两种不同成因不同流向的地下水会在盆地一定部位形成动态平衡。压实流一般在埋深2000 m开始形成，但在导水断裂构造发育的情况下，深部的沉积成因水有可能沿断层向浅部运移，渗透到较浅的渗入成因水中，从而改变浅部渗入成因水的物理化学特征（于翠玲等，2005；鲁雪松等，2007；赵利杰等，2012）。

除了埋藏深度和构造条件之外，补给条件和岩性特征也是控制压实流的重要因素。一般来说，地下水的补给条件越好，补给区的地下水水头越高，渗入成因水的影响范围和深度就越大。此外，泥岩具有高孔隙度和高含水性的特点，也是控制压实水形成、分布的关键因素之一。因此沉积地层中泥岩比例越大，沉积成因水的影响范围就越大。盆地西部与北部紧邻太行山脉和燕山隆起区，砂砾岩颗粒度较大，孔隙发育，补给条件较好，具有较高的地下水头，因此受渗入成因水的影响范围较大。而在盆地东部的济阳拗陷中，地下水的循环条件较差，受大气降水的影响较小，受沉积成因水的影响逐渐增强。如临清拗陷东南部的聊城市城区地下热水的矿化度异常值比正常值高 4~5 g/L（张保建等，2009），济阳拗陷的东营凹陷地下热水的矿化度异常值比正常值高 5~10 g/L；而东营凹陷胜北断裂带明化镇组地下水的矿化度是整个东营凹陷的最高值，变质系数为东营凹陷内的较低值，说明深部流体（沉积成因水）沿断层向浅部运移，使浅层地层水也显示出异常的高矿化度、高变质程度的特征。衡水至东营一带，存在一个区域地下热水的高矿化度带，这可能是华北盆地周边的地下水在向盆地内部径流的过程中，在此汇集并形成地下水动力平衡带（滞流带），因而形成较高的矿化度。此高矿化度带靠近鲁西南隆起一侧，进一步说明西部、北部的太行山、燕山为华北盆地地下水的主要补给区，鲁西南山区的补给比例相对较小（图3）。

根据梅博（2021）等人在黄骅拗陷（沧州段）所采集的23件馆陶组地热水水样分析获得的地热水主要化学组分含量可知，该区域的馆陶组地下水化学类型均为Cl—Na型，阳离子中Na⁺含量占绝对优势，阴离子中Cl^-含量占绝对优势；溶解性总固体（TDS）含量为4.1~6.4 g/L，属于高矿化度水；pH值为7.53~8.27，属弱碱性水。并发现所有的水样属于中度变质水，水岩作用未达平衡。且热储围岩的主要矿物成分中易溶成分均未达到饱和，而难溶成分已经基本达到饱和状态（梅博等，2021）。

2 三维反演及电阻率模型特征

2.1 三维反演

中国地质大学（北京）于2009~2023年在36°~38°N，114°~120°E的范围内采集了237个MT测点，点距1~5 km。使用加拿大凤凰公司生产的MTU-5A记录原始时间序列，采集时间均24 h以上。原始时间序列通过傅里叶变换和Robust阻抗估计（Egbert，1997）等获得阻抗张量文件，随后使用winGlink软件删除视电阻率相位曲线的飞点，去除明显的噪声数据，得到编辑后的edi文件。

JZD—冀中拗陷；THU—太行隆起；CXU—沧县隆起；HHU—黄骅拗陷；CNU—埕宁隆起；JYD—济阳拗陷；LQD—临清拗陷；LXU—鲁西隆起

JZD—Jizhong Depression; THU—Taihang Uplift; CXU—Cangxian Uplift; HHU—Huanghua Depression; CNU—Chengning Uplift; JYD—Jiyang Depression; LQD—Linqing Depression; and LXU—Luxi Uplift

本次研究使用相位张量法来推测测区的维性（Caldwell et al.，2004; Booker，2013）。图4为0.1 s、1 s、10 s和100 s 4个周期的相位张量分析结果。图中可以看出：在0.1 s和1 s时，研究区大部分点位的二维偏离度角都在±3°的范围内，椭圆的颜色几乎均为白色和浅红/蓝色。表明浅层的二维性较好，是沉积盆地的典型特征。10 s开始，图中二维偏离度大于3°的椭圆明显增多，并且可以看到周期为100 s时，几乎没有1°~3°的浅红色和浅蓝色椭圆，大部分的二维偏离度角大于3°。因此研究区深部的三维性较强，不满足二维反演条件，需对此MT数据集进行三维反演。

经处理和编辑后最终得到220个测点进行三维反演，本次研究采用模块化电磁反演系统（ModEM）使用NLCG算法进行三维大地电磁反演（Kelbert et al.，2014）。采用Zxx、Zyy、Zxy与Zyx联合反演模式，周期范围从0.01 s到1000 s，网格剖分为5000 m×5000 m，网格个数为87×138×53，反演迭代256次，电阻率模型的均方根（Root Mean Square，简称RMS）误差为1.93。图5为MT三维反演各测点的RMS误差分布图，可以看到大部分测点的RMS误差都在2以下，少数点的RMS误差在3左右，极个别点达到了4以上。整体上三维反演全局RMS误差较小，表明数据拟合良好，三维电阻率模型可靠。

2.2 电阻率模型特征

笔者等根据MT数据集的测点分布及前人研究获得的地下水动力场与矿化度分布模型，基于三条经过矿化度异常区域的大地电磁剖面，不同深度的电阻率平面图以及三维电阻率模型剖面图，结合地质资料进一步探讨地下水的分布情况。

AA′剖面位于116°E附近，是一条南北走向的剖面，穿越研究区的中部（图6）。该剖面自北向南依次经过冀中拗陷、临清拗陷、沧县隆起和鲁西隆起4个次级构造单元。整体电阻率特征表现为浅部呈层状，且电阻率值由浅至深逐渐增大。AA′剖面图显示，研究区浅部普遍表现为低阻异常，其中最厚的低阻层位于沧县隆起下方2 km处，厚度可达3 km，电阻率值在1~10 Ω·m之间。低阻层在临清拗陷地区有明显的分界。南部的鲁西隆起区在浅部和深部均表现为较高的高阻特征，而中部的隆起区与拗陷区则呈现低阻特征。北部的冀中拗陷浅部表现为低阻，地下10~20 km深处出现一个低阻体（C1），电阻率范围为1~10 Ω·m。

BB′剖面是一条东西走向的剖面，位于37°N附近。自西向东依次经过太行隆起、临清拗陷、沧县隆起、济阳拗陷和鲁西隆起。电阻率特征在浅部呈层状，低阻体在浅部呈串珠状分布，且电阻率均低于10 Ω·m。剖面上可明显看到次级构造单元的分界，如临清拗陷与沧县隆起的交界处。尽管两个构造区浅部均为层状低阻，但在交界处低阻层并不连续。深部的电性特征表现为低阻与高阻竖直条带状分布，临清拗陷靠近太行隆起的一侧存在一个低阻体（C2）位于两个高阻体之间。两侧的太行隆起和鲁西隆起则表现为高阻特征，电阻率超过3000 Ω·m。郯庐断裂下方约4 km深处存在一低阻体（C3），电阻率在3~10 Ω·m，该低阻体上覆有约2 km厚的高阻体，电阻率在300~1000 Ω·m之间。

CC′剖面是一条南北走向的剖面，长300 km，穿越济阳拗陷和鲁西隆起。济阳拗陷中部的浅部地层（深度1~2 km）表现为高阻特征，电阻率300~1000 Ω·m。此外，济阳拗陷和鲁西隆起之间发现规模较大的高阻，电阻率在300~3000 Ω·m之间，推测为隆起的基岩地层。鲁西隆起中部发育有一个较大的高阻体，可能是未经改造的原始克拉通地块的电性反应，而其下方的低阻体（C4）范围较大且埋深较深，被解释为部分熔融所造成的影响。

图7显示了三维电阻率模型在不同深度的电阻率水平切片图。图7中可以发现，华北盆地浅部（1.06 km）整体表现为低阻特征，而周围的隆起区则显示出高阻特征；低阻异常主要集中在临清拗陷附近，这可能与浅部新生界地层的电性不均匀性有关。在深度1.85 km处，低阻异常的分布范围显著扩大，从临清拗陷蔓延至北部的冀中拗陷，黄骅拗陷和东部的济阳拗陷，电阻率范围为1~3 Ω·m。图中可以看到，东侧的低阻条带大体沿断裂走向分布。进一步向下，盆地中部的低阻异常分布明显减少，仅在临清拗陷和济阳拗陷区见到零星的低阻分布。当深度达到10 km以下时，华北盆地中部开始出现条带状的高阻体，电阻率在100~300 Ω·m之间。在14.13 km深度时，济阳拗陷区呈现出低阻异常与高阻异常条带状交替分布的特征，其中低阻体电阻率约为3Ω·m，高阻体电阻率则可达到300~1000 Ω·m。同时，临清拗陷接近太行隆起的区域，也出现了带状分布的低阻体，电阻率在1~3 Ω·m。当深度进一步加深可以发现鲁西隆起内部出现了几个较为明显的低阻区域。并且在临清拗陷发现一个北西—东南走向的深大低阻体，电阻率值在1~10 Ω·m。

JZD—冀中拗陷；THU—太行隆起；JYD—济阳拗陷；LQD—临清拗陷；LXU—鲁西隆起

JZD—Jizhong Depression; THU—Taihang Uplift; JYD—Jiyang Depression; LQD—Linqing Depression; and LXU—Luxi Uplift

3 地质解释与矿化度估算

3.1 地质解释

根据前人利用双差地震层析成象方法获得的上地壳0~20 km的P波波速反演结果和钻井资料（姚松等，2021），可以获得渤海湾盆地中南部的地层信息，并将其与电阻率剖面BB′进行对比，从而绘制出以电阻率为基底的地质综合解释图（图8）。图中显示该区域从古到今共分为四套地层，分别为太古宙与元古宙结晶基底地层（Ar—Pt）、蓟县纪地层（Jx）、石炭纪及二叠纪地层（C—P）、古近纪地层（E）、新近纪与第四纪地层（N+Q）。并识别到两个断裂F1、F2，两条断裂均未延伸至新生界地层。从图中可以看出：渤海湾盆地中南部的电阻率随隆起和拗陷区相间分布。纵向上，浅部为电阻率较低的新生界沉积地层，而深部则为电阻率较高的基岩地层。横向上，自西向东电阻率差异较大，太行山脉及鲁西隆起区浅部表现为高电阻率异常特征，而临清拗陷与济阳拗陷的浅部表现为低电阻率异常特征。沧县隆起区缺失古近纪地层，华北盆地内不同的构造单元也表现出不同的电阻率特征。临清拗陷与沧县隆起区域的古近纪及第四纪地层电阻率表现为低电阻率异常，而济阳拗陷东部古近纪地层发现几个明显的高阻异常分布。

JZD—冀中拗陷；HHD—黄骅拗陷；CXU—沧县隆起；CNU—埕宁隆起；THU—太行隆起； LQD—临清拗陷；JYD—济阳拗陷；LXU—鲁西隆起

JZD—Jizhong Depression; HHD—Huanghua Depression; CXU—Cangxian Uplift; CNU—Chengning Uplift; THU—Taihang Uplift; LQD—Linqing Depression; JYD—Jiyang Depression; and LXU—Luxi Uplift

在F1断裂两侧，电阻率存在显著差异，西侧为高阻，东侧为大范围的低阻异常。根据前人研究推测，该区域左侧临近太行山脉，可能存在地下水补给通道，该地下水通道将太行山脉的地表径流引入地下（张保建等，2015），并使该区域的地层电阻率显著降低。F2断裂处，断裂上盘和下盘表现出明显的电性差异。由于该断裂靠近郯庐断裂，因此推测断裂下方的低阻区可能是由于郯庐断裂引起的地下介质分布不均所引起的。

根据研究区三维反演剖面整合模型图（图6），可以看出华北盆地深部存在几个范围较大的低阻异常区（C1、C2、C4），并且这些低阻异常区呈纵向条带状分布。前人的地震研究表明，该区域的Moho面深度约为27~35 km（李志伟等，2006），从图6上可以看到地震研究的结果与电性特征有较好的对应。

3.2 地下水矿化度估算

地下水矿化度是地下水资源和地热资源评价的重要指标，地下水矿化度高说明该区域所含的可溶性矿物较多，从而导致含水地层的电阻率降低。地层的电阻率与岩石的电阻率紧密相关，而岩石的电阻率受多种因素影响，大多数岩石由胶结物与矿物颗粒组成，因此岩石的电阻率受胶结物和矿物本身的电阻率两者的组合方式以及相对含量的控制。值得注意的是矿物颗粒相互分离且不联通时，以及矿物颗粒含量较小（≤60%）时，矿物颗粒对岩石电阻率影响很小，岩石的电阻率主要由胶结物控制。而对于大部分松散沉积岩来说，地层的胶结物为地下水，所以对于沉积地层，可将其地层的电阻率与地下水溶液的电阻率之间的关系简化为：

THU—太行隆起；LQD—临清拗陷；CXU—沧县隆起；JYD—济阳拗陷；LXU—鲁西隆起

THU—Taihang Uplift; LQD—Linqing Depression; CXU—Cangxian Uplift; JYD—Jiyang Depression; and LXU—Luxi Uplift

其中ρ是地层的电阻率，P为孔隙参数（相对电阻率）（万明浩，1994），ρ_w为地下水溶液的电阻率。

一般情况下：地层电阻率随着其中水的矿化度的增长呈线性下降趋势，因为矿化度高的水体中所含离子数目多，故而导电性更好。资料显示水的矿化度在0.1~1 g/L之间变化时，电阻率的改变可达100倍。设水的矿化度为M_w，对不同的溶液来说，其溶液的电阻率满足下式：

其中b为常数，a为一与温度相关的系数。

一般来说，温度对地下水电阻率的影响包括两个部分：① 由于温度升高导致水中溶解的离子活性增加，从而导致电阻率值降低；② 温度升高引起地下水中溶解的离子浓度增加造成电阻率值降低（傅良魁，1983）。而对于温度在0~200℃范围内的水溶液的电阻率与温度的关系可以由经验公式求取（本文中以18℃时的水温作为初始温度）：

其中ρ_t为温度t℃时溶液的电阻率；ρ₁₈为温度18℃时溶液电阻率；α为温度系数（大多数电解质为0.025）。

上式表明，水溶液电阻率随温度的变化与水溶液的矿化度无关，无论矿化度为多少，均满足式（3）。通过查阅文献可知，温度为18℃时，矿化度1 g/L的NaCl水溶液的电阻率为5.6 Ω·m，代入（3）式得到在0~200℃时，对任意矿化度的水溶液，

综上所述，笔者等使用的矿化度经验计算公式为：

式中，M_w为地下水矿化度，单位为g/L；α为温度常数，通常取0.025 Ω·m/℃；b为矿化度常数，对NaCl型孔隙水一般取值为-0.95；ρ为得到的地层电阻率值；Δt为地层温度与18℃的差值。P为孔隙参数（郭建强等，2002），可以由以下公式得到：

其中Φ为地层的孔隙度。

在确定算法后，笔者等对该算法进行了敏感性分析，因为该算法的变量有3个，分别为电阻率（ρ）、温度（t）与孔隙度（Φ）。因此我们分别固定其中的一个变量而改变其余两个变量来探讨三个变量对模型的影响，具体的曲线如图9所示，从图中可以看出，在电阻率一定时，孔隙度与温度越低，地下水矿化度越高。且孔隙度对于矿化度的影响大于温度的影响。在孔隙度一定时，温度与电阻率越低，地下水矿化度越高，并且从图中可以看到在电阻率大于10 Ω·m时，温度对矿化度的影响非常小。由此可得：控制计算地下水矿化度的主要参数为电阻率与孔隙度，温度作为计算参数对矿化度计算结果的影响较小。

由于实际测量和反演得到的是地下地层的视电阻率，可以近似认为其为地层的电阻率值。因此，通过地层电阻率推算地下水的矿化度实际上是一个反问题。本研究的评价过程可以简要描述为：反演得到地下地层的电阻率—→确定地层岩石的孔隙度—→计算地下水的电阻率值—→获取该深度的地层温度—→计算地下水溶液的矿化度。

为了验证方法可行性，我们查阅了献县地热田的钻井资料，资料包括孔隙度，水温（王婷灏等，2022），地层信息以及水样化学分析得到的矿化度（黄旭等，2021）。所以我们求取了该地区1.576 km深度下的电阻率模型（图10），利用该地区的电阻率以及地下温度、孔隙度进行矿化度计算。查阅资料可知该地区1.576 km深度为蓟县系雾迷山组地层，孔隙度为5±0.2 %；取电阻率为7.22 Ω·m、9.07 Ω·m和10.33 Ω·m并相应取温度为91.8℃、94.0℃和96.0℃；获得矿化度分别为：7.246 g/L、5.729 g/L 和5.123 g/L。结果发现该方法计算的矿化度与实际钻井测量的矿化度相符，故可以通过此方法进行矿化度估计。

图中红色方块为电阻率取值区域

the red box in the figure represents the resistivity value area

通过查阅钻井资料，我们获得了渤海湾盆地各次级构造区新生代沉积层的岩性信息。该地区的沉积岩主要由泥岩和砂岩组成，且不同构造单元下泥岩与砂岩的分布比例如表1所示（刘琼颖等，2019）。同时，根据前人的研究，获得了渤海湾盆地不同构造单元下泥岩和砂岩的初始孔隙度数据（表2）（王子煜等，2000；Hu Shengbiao et al.，2001; 汤良杰等，2008；宫红波，2009；朱伟林等，2009；侯伟，2010；刘琼颖等，2019）。初始孔隙度是岩石未经压实时的孔隙度，通过获得相应岩石的压实系数和埋藏深度即可根据公式（7）（Watts et al.，1976; Allen et al.，1990; 王子煜等，2000）算出相应深度的该岩石的压实孔隙度。其中Φ（z）为z深度的孔隙度，Φ₀为初始孔隙度，k为压实系数，z为深度。对泥岩和砂岩的压实孔隙度取加权平均后，我们得到了研究区不同地层的压实孔隙度，并应用这些数据进行局部地区的矿化度估计。

据三维反演结果，我们取深度为1.755 km绘制了三维反演电阻率水平切片图（图11）。从图上可以看到黄骅拗陷沧州段与临清拗陷莘县地区都存在大块的低阻分布，结合资料可以得知这两个区域为地下水富集区，所以本次研究选取这两个地区进行地下水矿化度的估算。根据钻井资料（姚松等，2021），我们对研究区东北部的20口现有地热井的升温率进行了平均计算，得到该区域的平均升温率为3.32℃/100 m。查阅资料得知临清拗陷莘县地区的平均升温率为3.57℃/100 m（吴清华等，2021）。结合地质资料可以获得黄骅拗陷沧州段和临清拗陷莘县地区在这两个深度下所属的地层，分别为新近纪馆陶组和古近纪东营组（梅博等，2021），均为新生代沉积地层，进而可以根据表二和表三的数据求取相应的孔隙度。取温度为74.65℃与68.26℃，孔隙度为20.02%与24.4%，与区域馆陶组热储孔隙度相符（饶松等，2023），电阻率取2~20 Ω·m与1-10 Ω·m。在获得以上数据后，我们用上文获得的经验公式对上述地区的馆陶组和东营组地下水进行了矿化度估算。计算结果得到地区①的矿化度在1.15~5.31 g/L，区域②的矿化度为1.34~11.9 g/L，与水文资料研究结果相符。推测区域①的高矿化度成因是因为沧州地区存在一个地下水沉积沉降中心，地下水交换条件较差，导致该地区高矿化度水体富集。而区域②的高矿化度原因则可能是由于临近鲁西隆起区，区域地下水接受从高海拔地区流淌而下的高矿化度水，而排泄渠道并不高效，从而导致地下水矿化度提高。

注：数据引自王子煜等（2000），Hu Shengbiao et al.，（2001），汤良杰等（2008），宫红波（2009），朱伟林等（2009）和侯伟（2010）

4 结论

（1）笔者等基于大地电磁法获得的地下电阻率值，结合孔隙度、地温梯度等参数，利用矿化度的经验公式推算了渤海湾盆地中南部黄骅拗陷沧州段以及临清拗陷莘县地区区域地下水的矿化度。通过计算发现黄骅拗陷南部存在高矿化度异常区，异常区的矿化度范围为1.15~5.31 g/L，并且与浅部低电阻率区域有较好的对应关系。与此同时，临清拗陷莘县地区的矿化度计算结果显示，该区域的高矿化度异常区数值较高，为1.34~11.9 g/L。两个区域的矿化度计算结果与前人水文研究的矿化度数据一致。

（2）计算结果表明，越向盆地内部，矿化度异常值越大，且与水文研究结果基本相符。这些发现表明，基于电阻率方法的地层电阻率可以用于推算深层地下水的矿化度分布特征。该方法不仅能够在地下水勘查过程中提前大范围大尺度的预估区域水质，还为地下水开采和地热资源开发提供了前瞻性建议和参考。然而，地下水矿化度的评价受到多种因素的影响，特别是不同地区孔隙度与温度的差异，并未呈现出明显的规律性。在进行大范围地下水矿化度评价时，无法在某一深度对大区域使用统一的温度与孔隙度参数，因此评价时获得的结果可能不可靠，存在一定的局限性。如果能够获得更详细的钻井资料，便能提供更为精确的矿化度评价。由于MT方法在研究地下深部结构时具有优势，所以未来可以重点研究小区域深部的矿化度估算。

（3）此外，MT三维反演电阻率剖面图反映了渤海湾盆地的三维电性结构。在临清拗陷及鲁西隆起的20 km深度以下区域，均发现了低阻异常，推测其成因可能与西太平洋板块俯冲引发的地幔热物质上涌有关。该发现可以为该区域地热资源的勘探提供新的见解。

致谢：感谢审稿专家、编辑与易湘城博士提出的宝贵的意见和建议，Kelbert提供的ModEM反演代码，在此表示诚挚的谢意！

参考文献