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1 嘉南藥理科技大學環境工程與科學系 Department of Environmental Engineering and Science Chia-Nan University of Pharmacy and Science 碩士論文 Thesis for the Degree of Master 應用地電阻量測方法於環境監測與實驗室入滲試驗技術之研究 A Study of Using Geoelectric Resistivity Method in Environmental Monitoring and Infiltration Lab Test 指導教授 : 張竝瑜博士 (Dr. Ping-Yu Chang) 研究生 : 陳力齊 (Li-Chi Chen) 中華民國九十六年六月三十日 30, June, 2007

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4 摘要本研究主要是探討地電阻法技術之精準度與解析度, 研究分為 (1) 野外實測部分, 以及 (2) 砂箱入滲中尺度試驗, 與 (3) 小尺度之實驗室土壤飽和度 - 電阻率試驗, 並運用此三個不同之試驗結果比較分析, 相互驗證並校正此方法的誤差 野外實測的地點在高雄縣燕巢地區燕巢烏山頂泥火山, 監測時間自 2006 年 7 月至 2007 年 5 月, 平均電阻率範圍介於 3.36 ~ 9.43 Ω m, 結果發現在地表 3 公尺以上電阻率變化最大, 可能造成此因素的原因有很多, 在地表易受到多種天氣因素和地表乾濕所影響 其中在監測期間 2006 年 12 月 26 日晚, 屏東縣恆春鎮外海發生三起芮氏規模 強震, 在地震後, 靠近泥火山附近, 近地表 3 公尺處電阻率有明顯上升 2~5Ω m, 可能的解釋為在地震後較多量氣體因地震沿斷層裂隙帶釋放, 因此導致此區電阻率增高 中尺度的砂箱入滲試驗是模擬台灣地區一次性大雨一小時後, 電阻率的變化, 發現灑水區電阻率較降雨前下降約 200~575Ω m, 並隨時間增加, 電阻率升高 造成此原因主要為蒸發散 水分滲透, 表面蒸發使得淺處土壤含水量減少, 造成電阻率升高 ; 而過多水分可因重力逐漸滲透至底部, 造成 0.5 公尺以上的土壤含水率降低, 電阻率升高 小尺度的實驗室土壤飽和度 - 電阻率試驗, 根據 Archie s law 經驗式擬合出電阻率與體積含水率的關係式, 結果分別為泥火山 :y = x ; 砂箱槽體 :y = x 並利用上式推估現地與砂箱的含水率, 其範圍分別為泥火 I

5 山 :24.2% ~ %; 槽體土壤 :3.16 ~ % 為驗證推估的含水率是否合理, 因此在槽體實驗中, 實際量測各位置不同深度之體積含水率 結果實測值與推估值有所差異, 並將這些數據作深度分析, 發現各深度的關係式皆不相同, 若僅用一個關係式代表計算, 將產生較大之誤差 關鍵字 : 地電阻法 電阻率 泥火山 擬合 含水率 II

6 Abstract This study concerns about the accuracy and precision of the Geoelectric Resistivity Method in monitoring subsurface changes in a time-lapse sense. The study includes (1) in-field long-term monitoring of, mud volcano activities, (2) an infiltration experiment in a large sand box, (3) an experiment of saturation-resistivity relationships for mud and sand samples in the laboratory. Using the results of the three separate experiments, we tried to examine the accuracy and precision of this method. Our in-field monitoring site is located at the Wushangting mud volcanoes, which are on the Chishan Fault line, in Yanchao, Southwestern Taiwan. The measuring period is from July 2006 to May The average resistivity is between 3.36 ~ 9.43 Ω m. During the monitoring period, the major changes of reisitivity are between the surface and a depth of 3-m. On December, 26th, 2006, three earthquakes occurred measuring as high as 6.7, 6.4, 5.2 at the Richter scale outside the sea of PingTun county. And the epicenter is about 100 km southwest from the monitoring site. After the earthquakes, the resistivity is found to be raised up 2~5 Ω m between the surface and a depth of 3-m. There are a lot of reasons that may cause the changes of resistivity, for example, the temperature, the humidity, the earthquake activities and its subsequent influence, i.e., gas or fluid emission from the subsurface. After examine the weather records during the monitoring period, we suggest that the most possible reason causing the decrease of resitivity in the monitoring site is the subsequent influence of the earthquake activities. We simulated a heavy rain event in the sand box experiment and monitored the variation of resistivity one hour after the rain teminated. The resisitivity in the sand box decreases about 200 ~ 575 Ω m in comparison with that before the rain initiated. In addition, the resistivity in the sand box had increased gradually with time since the rain stopped because the surface evaporation and water migration. Soil samples for the lab saturation-resistivity experiment were collected near the monitoring site and in the sand box. From the lab results of saturation-resistivity relationships, we tried to estimate the water content in the field and in the box. The water content for the monitoing area is between 24.2% and %, and for the sand box between 3.16% and %. We took samples and measured the water content in different positions and depths in the sand box in order to verify the accuracy of the estimated water content. The results show that the estimated water content is different from the estimate value if a universal relationship is applied to the estimation calculation. Furthermore, if we establish separated relationships for different depths, the estimated water III

7 content can be more represented to the true water content. Therefore, caution should be made when we apply a single, lab-established relationship of saturation-resistivity to estimate the water content in the filed resistivity measurements. Keyword: Geoelectric Resistivity Method, Resistivity, mud volcanoe, fit, water content IV

8 致謝在嘉藥待了六年, 從大學到研究所, 時光飛逝, 學生生涯轉眼就在此告個段落, 回想起來還歷歷在目 想當初剛來台南讀書時那笨拙的我, 沒想到會考進研究所, 之後跟張竝瑜老師一起做地質的研究, 真的跟我在大學學的環境工程是兩碼子事, 同學們都在實驗室做水質分析 打樣品, 而我卻是在大太陽底下做實驗, 因而 陽光實驗室 " 就此誕生, 只要出野外做實驗一定是在有太陽的地方 不過在這兩年研究所的日子裡真的還蠻有趣的, 有心酸 有汗水 有歡樂, 老師的指導方式, 讓我要一直動腦想辦法去解決碰到的問題, 剛開始很不習慣這樣, 因為會害怕自己沒有能力把問題處理好, 不過把問題解決後, 就覺得很有成就感, 也在過程中學到很多上課學不到的事物 就這樣在張老師的帶領下, 陪我走完在研究所的光陰 這些日子以來, 我要感謝的人有很多 在口試時, 感謝院長 劉老師 成大徐老師糾正我的錯誤與提供一些寶貴的意見讓這篇論文更加完整 陽光實驗室的學弟妹們 : 亦青 慧婷 家瑜 庭琨 詩軒 勇傑, 沒有你們辛苦幫忙出野外, 就沒辦法順利完成監測的工作 ; 台藝大的好友柏勳和木工師傅劉先生幫我把實驗槽體建置完成 ; 成大資源工程系的學長建泰解決我不少實驗上的疑惑, 也借我儀器來做實驗 ; 同學鈞堯提供一個良好的環境讓我打論文, 還不時被叫來當義工, 真是個好兄弟 ; 同學盈鈴的實驗室 V

9 時常提供器具來完成一些測量數據 ; 表弟又銘幫我在台大找了幾篇論文, 省得我還要跑到台北 ; 球友龍達和昌澤總在我需要發洩放鬆時陪我打桌球, 讓我在打論文之餘有地方可以運動 最後要感謝我的父母和女友相妏, 總是在我最無助的時候給予我精神上的寄託, 總是能在最需要他們的時候出現, 雖不能在論文上有所幫助, 但幾句口語上的加油, 是我繼續向前的原動力 陳力齊 於嘉藥, VI

10 目錄 摘要...I Abstract... III 致謝... V 目錄... VII 圖目錄... X 表目錄...XIV 第一章前言 研究緣起 研究目的... 1 第二章文獻回顧 泥火山背景資料 影響地電阻的因素 不同電極排列對地電阻剖面的影響 地形對地層電性的影響... 7 第三章研究設備與方法 研究原理與設備 VII

11 3-1-1 地電阻法基本原理 電極排列方式 儀器與設備 數據處理與使用軟體 野外現地監測地點及監測時間 泥火山地理環境 監測時間 砂箱槽體設置與土壤分析 槽體規格 土壤粒徑分析 土壤分類 實驗方法 泥火山的量測方式 飽和度 - 電阻率試驗 含水率的測量 第四章推估土壤含水率與電阻率關係之建立 建立含水率與電阻率的關係式 泥火山土壤測量結果 VIII

12 4-3 槽體土壤測量結果 比較泥火山土壤與槽體土壤 第五章泥火山監測結果 泥火山土壤之基本性質 連續觀測數據 - 地電阻量測 差值數據 推估泥火山地層含水率分佈結果 影響電阻率變化之討論 第六章中尺度砂箱入滲試驗結果 砂箱槽體土壤的基本性質 降雨入滲試驗並測其地電阻剖面影像 推估砂箱槽體土壤含水率分佈結果 實測槽體土壤含水率之分佈 第七章討論 第八章結論 第九章建議 參考文獻 IX

13 圖目錄圖 1.1. 研究流程圖... 3 圖 3.1. 直流電導入均質半空間,I 為單電流極 V 為等電位極 圖 3.2. 直流電阻法任意四根極排列示意圖 圖 3.4. Wenner Array 的排列方式 圖 3.5. Schlumberger Array 的排列方式 圖 3.3. Dipole-Dipole Array 的排列方式 圖 3.6. 地電阻探測儀組, 包含電腦 4 point Light hp 連接 ActEle 圖 3.7. 電阻偵測儀 圖 3.8. Geotest 操作流程圖 圖 3.9. SensInv2D 操作流程圖 圖 高雄縣與燕巢泥火山地理位置圖 圖 燕巢泥火山空照圖 圖 燕巢泥火山兩個噴發口 圖 槽體與儀器之示意圖 圖 槽體設計全圖 圖 槽體建置步驟流程圖 圖 土壤分類三角座標 圖 本研究地區地電阻測線之方位與泥火山相對位置 X

14 圖 3.19 不同電極排列,Dipole-Dipole 和 Wenner 比較圖 圖 地形校正之工具說明圖 圖 土壤電阻率量測與規格 圖 4.1. 泥火山土壤含水率 - 電阻率的相關曲線 圖 4.2. 槽體土壤含水率 - 電阻率的相關曲線 圖 5.1. 泥火山現地標準偏差分佈圖 圖 5.2. D 測線地電阻剖面影像之平均值 圖 5.3. E 測線地電阻剖面影像之平均值 圖 5.4. D 測線監測地電阻剖面影像 圖 5.5. D 測線監測地電阻剖面影像 圖 5.6. D 測線監測地電阻剖面影像 圖 5.7. D 測線監測地電阻剖面影像 圖 5.8. D 測線監測地電阻剖面影像 圖 5.9. E 測線監測地電阻剖面影像 圖 E 測線監測地電阻剖面影像 圖 E 測線監測地電阻剖面影像 圖 E 測線監測地電阻剖面影像 圖 E 測線監測地電阻剖面影像 圖 D 測線地電阻剖面之差值 XI

15 圖 D 測線地電阻剖面之差值 圖 D 測線地電阻剖面之差值 圖 E 測線地電阻剖面之差值 圖 E 測線地電阻剖面之差值 圖 E 測線地電阻剖面之差值 圖 D 測線推估含水率分佈圖 圖 E 測線推估含水率分佈圖 圖 泥火山 B 地下 1.5 公尺推估含水率之變化圖 圖 D 測線氣溫與電阻率的相關性 圖 E 測線氣溫與電阻率的相關性 圖 D 測線降雨量與電阻率的相關性 圖 E 測線降雨量與電阻率的相關性 圖 6.1. 槽體土壤粒徑分佈曲線 圖 6.2. 槽體土壤之地電阻剖面影像 圖 6.3. 槽體土壤標準偏差分佈圖 圖 6.4. 降雨後立即測量之地電阻剖面影像 圖 6.5. 降雨後 1 小時後測量之地電阻剖面影像 圖 6.6. 降雨後 2 小時後測量之地電阻剖面影像 圖 6.7. 降雨後 6 小時後測量之地電阻剖面影像 XII

16 圖 6.8. 降雨後 12 小時後測量之地電阻剖面影像 圖 6.9. 降雨後 24 小時後測量之地電阻剖面影像 圖 降雨後 48 小時後測量之地電阻剖面影像 圖 砂箱入滲中尺度試驗 48 小時後之推估含水率 圖 槽體實測含水率分佈圖 圖 7.1. 實測含水率與推估含水率分佈圖之比對 圖 7.2. 實測含水率與對應位置電阻率關係圖 圖 7.3. 表土實測含水率與對應位置電阻率關係圖 圖 7.4. 深度 10 公分實測含水率與對應位置電阻率關係圖 圖 7.5. 深度 20 公分實測含水率與對應位置電阻率關係圖 圖 7.6. 深度 30 公分實測含水率與對應位置電阻率關係圖 圖 7.7. 深度 40 公分實測含水率與對應位置電阻率關係圖 圖 7.8. 深度 50 公分實測含水與對應位置電阻率關係圖 XIII

17 表目錄表 3.1. 泰勒篩網篩號與孔目 表 3.2. USDA 土壤分級制度 表 3.3. 土壤種類中英對照表 表 4.1. 槽體土壤和泥火山土壤擬合方程式比較 表 5.1. 監測日之氣象資料與 D E 測線近泥火山 B 之電阻率 表 6.1. 降雨參數 表 6.2. 體積含水率相關位置表 表 7.1. 相對應深度之關係式與相關係數 XIV

18 第一章前言 1-1 研究緣起運用地電阻剖面影像法監測現地水文與地質狀況之技術, 已廣泛的被用來協助了解污染處置場址水文地質特性, 以及污染物可能分佈範圍等研究上 (Halihan et al., 2005) 用於環境監測是個非常簡便的方法, 且為一種非破壞性地球物理探測方法, 不需鑽井並可得知地層下的電阻性質, 但前人的研究多以電阻率討論地層電性的分佈, 少有人考慮到精確度的問題, 且影響地下地層電阻的因素包含 : 岩性 礦物的組成 含水量 孔隙率和溫度等, 其中體積含水率與電阻率有較好的相關性 (McCater, 1984), 因而本研究將利用含水率來比對地電阻剖面影像法, 進而探討其差異性 1-2 研究目的本研究之目的在於研究地電阻法 (Geoelectric Resistivity Method) 技術之精確度以及解析度 研究分為 (1) 野外實測部分, 以及 (2) 中尺度砂箱入滲試驗, 與 (3) 小尺度之實驗室土壤飽和度 - 電阻率試驗, 並運用此三個不同之試驗結果比較分析, 協助了解實際現地施測之精確度以及解析度 野外實測之研究區域選擇高雄縣燕巢鄉烏山頂泥火山地區, 由於此ㄧ地區位於旗山斷層構造帶上, 該區域地質組成以泥岩為主, 由於ㄧ般認為旗山斷層之活動與泥火山活動密切相關 ( 陳力,2005); 因此, 本研究利用二維之地電阻剖面 (Resistivity Image Profile, 簡稱 RIP) 測勘方法, 進行為 1

19 期一年之長期監測研究, 預期達成之目的為 : 1. 探討不同電極排列 (Array) 方式用於長期監測之適用性 2. 了解地電阻率變化與旗山斷層活動可能之相關性 3. 在剖面上獲得較明顯之地電阻率變化, 以了解此一方法在長期監測上之精確度與可能問題 4. 嘗試藉由地電阻率變化區域及推估飽和 / 未飽和區域之分佈變化 5. 建立本區泥火山之地下構造解釋機制, 以供進一步分析之用 小尺度實驗室土壤飽和度 - 電阻率試驗採取泥火山現地之泥岩樣本, 於實驗室中進行分析試驗, 其目的在於建立現地泥岩土壤飽和度與地電阻率之關係, 由現地所測得之地電阻率推算土壤飽和度之分佈, 並驗證泥岩區域一般 Archie s Law 之適用性, 進而了解現地土壤含水率之長期變化, 以供分析了解水文地質特性之用 雖然地電阻法發展迄今已近百年, 其理論或解釋技巧及資料處理均已發展至相當成熟階段 但對量測值之準確性與量測之解析度則隨不同地質狀況條件有所不同, 因此往往造成錯估 本研究建製一個實驗槽體, 進行中尺度砂箱之試驗, 試驗前先隨機採取槽內土樣進行飽和度 - 電阻率試驗, 建立土壤含水率與電阻率的相關曲線, 接著運用實測的含水率推算出電阻率, 再與地電阻法所量測的數值比較其誤差, 並試圖建立校正之關係式, 應用於現地量測的校正 2

20 圖 1.1. 研究流程圖 3

21 第二章文獻回顧 2-1 泥火山背景資料烏山頂泥火山群位於高雄縣燕巢鄉金山村高雄師範大學燕巢校區附近, 泥火山群位於一寬約 150 公尺 長約 200 公尺的平台上, 其平台上有兩個高約 3 公尺之主要泥火山錐, 附近並有數個小型之噴泥口 ( 王鑫等,1988) 大多數泥火山分佈在背斜軸沿線與斷層沿線, 分佈於台灣西南部古亭坑背斜軸上的泥火山, 其活動有由北而南逐漸活潑的傾向, 分佈於旗山斷層沿線之泥火山最多, 活動也較劇烈 (Chow et al., 2006) 而本研究區域之烏山頂泥火山群即位於旗山斷層線上 ( 宋國城,2003) 根據先前研究認為, 本區泥火山噴發出的物質是地底下儲藏之高壓氣體及地下水, 且易被地下水帶動之泥質物或火山氣體沿著地下裂隙上湧, 沿途混合泥砂與地下水, 形成泥漿, 並被帶至地表堆積 ( 吳唐竹,2004) 且這些氣體以甲烷為主, 占了 90% 以上 ( 葉高華,2003), 這些氣體的來源是由沈積層中的有機質在地底下經由複雜的生物化學過程 (biochemical processes) 和生熱作用 (thermogenic) 所形成的, 深度在 1200 公尺以下 (Dimitrov, 2002) 將活泥火山分為五類( 噴泥丘 噴泥盾 噴泥漥 噴泥盆 其他 ), 並發現噴泥的成分與活泥火山各類型之間, 無密切關係 (Shin, 1976) 張宏武 (2001) 指出烏山頂泥火山的電阻率大多在 3~5Ω-m 之間, 此區除在表層約 5 公尺深以內, 有一層較高之電阻層, 可能是近期所造成之新的沈 4

22 積泥火山噴發流出之泥漿, 且施測之時為夏天無雨之天氣 高電阻帶為一契形體, 被四週低電阻帶所包圍, 並推測其高電阻契形體之含水飽和率較小, 可能為沼氣所影響 而其電阻率下凹處則受到泥火山噴口的影響, 可能為泥岩流動所致 ( 張宏武,2001) 2-2 影響地電阻的因素一般影響地下地層電阻的因素有岩性 礦物組成 含水量 孔隙率 孔隙水組成 溫度 環境溫濕度 電場強度及測試時間等,Archie(1942) 提出一關係式描述沉積岩中地電阻與岩石孔隙率 孔隙水電阻率與飽和度等之關係 : F m ρr αφ = =.....(2.1) n ρe Sw F: 地層因子 (formation factor), ρ r : 岩石電阻率, ρ e : 孔隙水電阻率, φ : 岩石之孔隙率, α: 岩石飽和參數 (coefficient of saturation), 介於 0.6 至 1 間, m: 膠結因子 (cementation factor), 一般介於 1.4 至 2.2 間, S w : 飽和度, n: 飽和度指數, 一般為 2 5

23 而當有黏土存在於地層中時, 由於黏土電雙層構造 (Double layer) 所產 生額外之表面傳導現象 (surface conduction), Simandoux(1963) 提出修正公 式以描述黏土所帶來之影響 : 1 ρ r V = ρ clay clay S w m φ + αρ w S 2 w....(2.2) ρ clay : 黏土之電阻率, V clay : 黏土之含量分率 (Volume of clay fraction) 由 (2.2) 式中可推論, 當黏土含量分率增加, 量測之土壤地電阻率將下降, 當飽和度增加時, 量測之土壤地電阻率將更為降低 梅興泰 (2001) 利用不同濃度的氯化鈉 (NaCl) 混合麵團進行電阻率的量 測, 結果指出濃度越高電阻率下降越多 在台灣南部泥質砂岩調查, 也顯 示鹽分愈高, 電阻愈低, 而地層電阻愈大, 顯示含水飽和率值相對減小 : 井深 1000 公尺左右產生油氣之泥岩地層電阻率約 3~9 Ω-m, 含水飽和率 45~75% 之間 ; 水層電阻率約在 3~0.8 Ω-m 間 ( 黃定雄,1986) 2-3 不同電極排列對地電阻剖面的影響 梅興泰 (2001) 探討地電阻剖面影像中多種電極排列之優缺點和適用性, 結果指出在現地施測時, 必須根據不同的情形, 採用不同之方法, 整理如 下 :(1) 背景雜訊強, 需要明顯垂直方向的收斂變化時, 適用於地下非均質體 為水平結構 ; 可採用 Wenner Array (2) 需要明顯的水平方向收斂變化時, 6

24 適用於地下非均質體為垂直結構, 儀器需靈敏有良好的地面接觸時, 可採用 Dipole-Dipole Array (3) 如地下非均質體為水平和垂直結構相互交錯時, 可使用具有水平以及垂直良好收斂的 Wenner-Schlumberger Array (4) 在系統之電極數少時, 可採用水平收斂比 Dipole-Dipole 還好的 Pole-Dipole 但因為施測時為三極, 必須交叉施作才能提高解的正確性 (5) 如遇現地地形崎嶇難行的狀況下, 可採用電極間距小, 測深較深的 Pole-Pole Array 此方法由於具有較深的調查深度, 且系統攜帶方便, 對於探測高山下之地下水的調查或隧道前方湧水的探勘, 均有不錯的成效 2-4 地形對地層電性的影響在施測地常常會遇到地形起伏的現象, 這會造成地電阻剖面影像法的精確度, 因此在反演算過程常常要經過地形校正才可減小此誤差 Hennig et al.(2005) 指出地形對不同的電極排列方法所造成的影響, 其中地形變化對 Dipole Dipole 和 Wenner-α 的影響較大 梅興泰 (2001) 用麵皮做了地形起伏的實驗, 結果指出 :(1) 利用地形實驗直接求得偏差率, 進而得出在地形效應下之修正視電阻率曲線之方法, 其優點在於可直接檢驗實驗數據對材料電阻率的靈敏度 ; 且利用此曲線也可快速的得知地下有無異常結構物來 所以在做有地形效應下非均質體分析時, 直接求偏差率應不失為一快速且不錯的方式 (2) 如遇突起的地形 ( 如高山 ), 其視電阻率曲線會較水平時之曲線為低, 是因電流流線較疏之故, 7

25 所以得之偏差率也往往小於一 (3) 如遇窪地地形 ( 如山谷 ), 其視電阻率曲線會較水平時之曲線為高, 此乃因電流流線較密之故, 所以得之偏差率也往往大於一 (4) 且上述兩種情形, 不論是實際量測作修正或以程式作修正, 均有此現象發生 且隨著電位展距距地形起伏地區愈遠時, 受地形影響愈小, 當電位展距延伸至相當距離後, 地形效應不再產生 8

26 第三章研究設備與方法本研究野外實測實驗部份, 針對高雄縣燕巢地區燕巢烏山頂泥火山地下地層的電性進行長期性監測, 並利用一系列之地電阻剖面影像來觀察其變異性 野外使用的儀器為地電阻掃描儀 LGM 4 point Light hp 連接自動變頻系統以量測此地層之電阻率, 並以反演算軟體 SenInv2D 進行反演算推估地電阻剖面影像 ; 同時隨機採集泥火山之土壤, 並用電阻偵測器 (Earth & Resistivity Tester) 量測不同含水率之電阻值, 進行飽和度 - 電阻率試驗, 找出含水率與電阻率的關係式, 以供推估地下土壤之含水量分布之用 ; 為驗證地電阻方法於野外監測含水量變化之準確性, 本研究另於實驗室建立一個砂箱槽體, 如同野外實測作法, 於實驗前採取槽體中隨機於不同部位及深度採取土樣, 進行飽和度 - 電阻率試驗, 找出含水率與電阻率的關係式, 並模擬一次性大雨之降雨量入滲至砂箱槽體中, 於降雨結束後進行連續之地電阻觀測, 最後於監測結束時同時再採取不同深度之土壤, 分析其實際含水率, 探討此數值與地電阻法推算出之含水率的差異性, 進而研究嘗試用於地電阻法推估含水量校正之用 9

27 3-1 研究原理與設備 地電阻法基本原理根據基本電學理論之歐姆定律告訴我們電流 (I) 與電壓 (V) 成正比, 電壓 (V) 與電阻 (R) 成反比 V =I R...(3.1) 因為不同的地質, 當電流通過時會有不同的電壓, 而測得不同的電阻 ; 如果兩個電阻構造成份相同, 但有著不同的長度 (l) 和截面積 (A), 當電流通過時, 像是通過不同電阻的物質, 且電流是單位時間電荷粒子通過的量, 這樣的結果可以得知電阻的大小決定於長度和截面積, 也和物質原本的性質有關, 將此性質用電阻率 (ρ) 來表示並推出下列式 R = ρ l A.....(3.2) ρ = R A l.....(3.3) R: 電阻, ρ: 電阻率, l : 電流流經的長度, A: 電流線的截面積 在任一均質的地表通入電流強度為 I 之直電流, 因為空氣的電阻是無限大, 所以沒有電流會向上流, 因此電流流動時會同時從所有的方向經由地表放射狀向外面流出, 成為一個半球面如圖 3.1 因為電流是等量的分配在 10

28 每一個地方, 所以距通入電流 r 處, 電位 (V) 也相等, 且在均質的地表定義 極薄的殼層為 dr (Burger, 1992) 圖 3.1. 直流電導入均質半空間,I 為單電流極 V 為等電位極 (Burger, 1992) 透過歐姆定律 (3.1) 式定義電位差穿過此殼層電位差為 故距單電流極 D 之任一點其電位為 dv = I (R) = I ρ l = I ρ dr....(3.4) A 2πr 2 V = dv D = I ρ 2 π dr D 2 r ρ I = (3.5) 2 π D 運用上述原理, 可進行地電阻法 (Geoelectric Resistivity Method) 之測 勘, 其原理為 : 假設在均質的地面上任意布上四根電極 (A, M, N, B), 經由 一對電極 (A, B) 導入直流電或低頻之交流電, 於地下建立人工電場 ; 並利用 11

29 另一對電極 (M, N) 測量電場在 M, N 間之電位差如圖 3.2., 據此即可計算該地層的視電阻率 (Apparent Resistivity) 由式 (3.5) 推出 Δ V = (V AM V AN ) ( V V ) BM BN = ρi 2π 1 AM 1 BM 1 AN 1 BN ΔV2π ρ = I 1 AM 1 BM 1 AN 1 1 BN 1...(3.6) 式 (3.6) K = 2π AM BM AN BN 可進一步縮寫為下式 : ΔV: 電位差, V V V V AM BM AN BN ΔV ρ = K (3.7) I : 電流極對電位極的絕對電位, AM BM AN BN : 電極至電極間的距離, K: 幾何排列因子 (Geometric Factor) 但往往視電阻率並不能代表地下地層的真實電阻率 (True Resistivity), 而是表示在對應之電極排列下, 所有小於此深度的電性地層的綜合效應, 而要求得地下地層的真實電阻率及深度需經過反演計算 ( 逆推 ) 的軟體處 理才可求得, 並繪出地層的電性影像, 綜合上述的結果統稱為 地電阻率的 剖面影像法 12

30 圖 3.2. 直流電阻法任意四根極排列示意圖, A B 表電流極, M N 表電位極 電極排列方式一般基本常見的排列有 :Schlumberger Array Wenner Array Wenner/Lee Array Dipole-Dipole Array Pole-Pole Array Pole-Dipole Array., 每種排列方式適用的地方皆有所差異, 不是每一種排列方式都適用在每個地方, 運用 判斷施測地的情況 和 預測物的特性 決定所需要的排列方式來測量 本研究初期以 Dipole-Dipole Wenner 和 Schlumberger Array 測試現地適合哪種方法, 結果顯示 Dipole-Dipole 解析度最佳, 因此選此排列作為長期監測的方法 13

31 以下介紹三種基本的排列方式 : 1. Wenner Array: 外側端通電流, 內側端量電壓, 且四根電極等間距, 設為 a, 此方法對垂直向的層狀地層解析度較佳, 因此圖形多以層狀顯示 計算公式如下 : ρ a = 2 π a R...(3.8) 圖 3.4. Wenner Array 的排列方式 2. Schlumberger Array: 外側端通電流, 內側端量電壓, 且外側電極至鄰近電極之距離相等, 設為 na 計算公式如下: ρ a = π a R n (n+1)...(3.9) 圖 3.5. Schlumberger Array 的排列方式 14

32 3. Dipole-Dipole Array: 起始連續兩根電極通電流, 末端兩根電極測電 壓, 且兩對電極距離相等, 設為 a, 但內側電極相距的距離為 n 倍的 a (n 1) 此方法對側向的電性地層較敏感 計算公式如下: ρ a = π a R n (n-1) (n-1).(3.10) 其中公式中 ρ a : 電阻率 (Ω 距離 ) R: 電阻 (Ω) 圖 3.3. Dipole-Dipole Array 的排列方式 15

33 3-1-3 儀器與設備本研究所用之儀器 : 地電阻探測儀 (4 point Light hp) 自動變頻系統 (ActEle) 電阻偵測器(Earth & Resistivity Tester) 1. 地電阻探測儀 (4 point Light hp) 此儀器為德國 LGM 公司製造, 型號為 4PL hp 017, 使用此儀器時必須連接自動變頻系統 (ActEle) 並可連接電腦如圖 3.6, 由電腦操控, 且用低頻交流電來監測地下地層之電性變化, 以避免長期導電所產生之電極極化效應, 用在泥火山長期監測和槽體的入滲試驗 重要的一點是在每次量測前需用 47Ω 的電阻做校正 4PL hp 017 儀器規格如下 : 1. 最多可串聯電極數 :255 根 2. 電極排列之方式 :Wenner, Wenner beta, Wenner half, Dipole-Dipole, Schlumberger, Pole-Pole, Pole-Dipole, Sounding 3. 輸出電壓範圍 :1~150mV 4. 電流設定 :0.001, 0.01, 0.1, 1, 5, 15, 50, 100 ma 5. 交流電之頻率設定 :1.25, 2.5, 5, 10, 1.04, 2.08, 4.16, 8.33, 8.34 Hz 16

34 (a) 實圖 (b) 示意圖 圖 3.6. 地電阻探測儀組, 包含電腦 4 point Light hp 連接 ActEle 17

35 2. 電阻偵測器 (Earth & Resistivity Tester) 此儀器為法國 CHAUVIN ARNOUX 公司製造, 型號為 C.A. 6460, 使用此儀器要裝 8 顆 1.5V 的電池, 如圖 3.7. 偵測方式為直流電, 電流穩定所以用來量測採樣土壤各個不同含水量的電阻率 儀器規格如下 : 1. 電阻量測範圍 :0~2000Ω 2. 測量頻率 :128Hz 3. 斷路最大電壓 :42V 4. 短路最大電流 :10mA 圖 3.7. 電阻偵測儀 (Earth & Risistivity Tester) 18

36 3-1-4 數據處理與使用軟體本研究數據分為兩個部分, 第一個部分是用 Geotest 來接收現場量測之數據, 此數據繪出的圖稱為擬似剖面 (PseudoSection); 另一個部分是將擬似剖面用的反演算軟體 SensInv2D 進行逆推, 並繪出二維地電阻剖面影像 1. Geotest 此軟體為德國 Rauen(2005) 為 Lippmann 地電阻探測儀所開發的, 量測時用電腦透過 RS232 連接地電阻探測儀, 並經由電腦用此軟體操控和設定參數 其操作步驟如下 : 1. 設定電極組數和數目 2. 設定開始電極的位置及電極間距 3. 打上檔名 ( 包含日期 地點 方式 ) 4. 設定該檔案儲存的資料夾 5. 選擇欲使用之測量方式, 並算出最大可測量間隔數 6. 設定導入電流的上下限值 7. 設定交流電之頻率 8. 檢查 4 point Light hp 是否與電腦有連結 9. 如果連結正常, 會顯示 4 point Light hp 的電壓, 並可開始測量 ; 10. 如果顯示測不到儀器之電壓, 這表示連結異常, 檢查各個連接線是否有插好, 並重新插一次 19

37 圖 3.8. Geotest 操作流程圖 20

38 2. SensInv2D 此套反演算數值分析軟體為 Fechner(2005) 所開發的, 將 Geotest 接收的數據做反演算的處理, 並且繪出二維地電阻剖面影像 (RIP), 資料處理流程如下 : 1. 設定 Geotest 檔案的所在位 2. 從 INV 視窗欄讀出三個檔案, 副檔名分別為.gem,.sen,.ars 3. 在 ET 視窗欄設定反演算參數, 包含網格數目 預期算達深度 反演算次數 地形校正 輸出之檔名更改 使用反演算之方法 4. 開始計算 5. 打開 Graphixs Display 視窗, 從 Load Date file 欄讀出剛剛算好之檔案 Load Geometry File 欄讀出該圖像之地形檔 利用 Plot Option ( 包含 X 軸開始和結束的位置 X 軸的間距 Z 軸頂端和底部的位置 Z 軸的間距 ) 6. View Raster 顯示算好之地電阻剖面影像 21

39 圖 3.9. SensInv2D 操作流程圖 22

40 3-2 野外現地監測地點及監測時間 泥火山地理環境烏山頂泥火山自然保留區位於高雄縣燕巢鄉金山村, 介於東經 120 ο 至 120 ο , 北緯 22 ο 至 22 ο 本區海拔約 175 m, 寬約 150 m, 長約 200 m 的平台上 燕巢地區的泥火山活動熱烈, 集中在烏山頂自然保留區, 並沿旗山斷層之斷層線成帶狀分佈 ; 旗山斷層呈東北 - 西南走向, 北由高雄縣三民鄉經杉林 甲仙 旗山至燕巢鄉, 長度約 65 公里 其地理位置如圖 3.10., 空照圖如圖 3.11 圖 高雄縣與燕巢泥火山地理位置圖 ( 此圖修改自 Google Earth) 23

41 圖 燕巢泥火山空照圖 ( 此圖修改自 Google Earth) 24

42 (a) 泥火山 S 之噴發口 (b) 噴發口流出之泥漿 (c) 泥火山 S 北側冒出新的寄生泥 (d) 泥漿的流向從東側 ( 地震前 ) 變 火山為西側 ( 地震後 ) (e) 泥火山 B 蓄積能量將石塊噴出 (f) 兩座泥火山全景 圖 燕巢泥火山兩個噴發口 25

43 3-2-2 監測時間本研究監測期是 2006 年的 7 月至 2007 年的 6 月, 持續一年連續對燕巢泥火山做長期的地電阻監測 監測頻率從 2006 年 7 月起是以一週一次, 八月則約以兩週一次, 九月之後則約為每月一次, 但在測量期間 2006 年 12 月 26 日晚, 屏東縣恆春鎮外海發生三起芮氏規模 強震, 由於此次地震和旗山斷層很接近, 為探討此次地震對燕巢泥火山所造成的影響, 於地震後增加監測頻率進行密集量測 地電阻法在泥火山測量受到天氣因素的影響, 所以一定要晴天才能施測, 因此監測頻率無法非常精準 七 八月台灣本島受到熱帶性低氣壓的影響, 時常受下雨因素而無法到現地監測, 不過也因為此點並探討降雨對地電阻剖面 (RIP) 的影響 現地長期監測之施測日期如下 : 2006:7/22,7/29,8/5,8/26,9/20,9/25,10/15,11/26,12/17, 12/28,12/ :1/4,1/14,1/26,2/28,4/14,5/5 26

44 3-3 砂箱槽體設置與土壤分析 槽體規格本研究擬運用木頭做製成長 寬 高分別為 2.2m 1.14m 1.2m 之小型砂箱實驗槽進行入滲試驗研究, 模擬ㄧ次性大雨, 並量測前後地電阻剖面, 進而推估土壤飽和度之變化, 設施配置簡圖如圖 3.13., 槽體設計圖如圖 3.14 為防止水從槽體滲漏出來, 在砂箱內外均以玻璃纖維包附, 以強化槽體強度與防水 槽體下方和左右兩側共有 11 個排水孔, 在未置入土壤前, 先以植草磚覆蓋於排水孔上, 由於植草磚的材質特性有透水不透土之功能, 可防止土壤從排水孔中流出 圖 槽體與儀器之示意圖 27

45 (a) 槽體正視圖 (b) 槽體側視圖 28

46 (c) 槽體瞰視圖 (d) 槽體底面圖 圖 槽體設計全圖 29

47 槽內土壤表面以等間距 (10cm) 插入 20 根電極, 並以傳輸線連接地電阻儀器組 ( 包含 ActEle 4 point Light hp Notebook), 電極配置如圖 3.15, 以監測入滲水對於地電阻剖面影像 (RIP) 的變化 其入滲水開啟右方之灑水器模擬雨水均勻散佈在槽體右半部 其雨水的流量控制以三向閥來控制, 一根管為進流管 一根管為回流管, 以回流量的大小來控制進流量, 回流大 進流小, 回流小 進流大 砂箱槽體的建置步驟如圖 圖 電極間距位置示意圖 30

48 圖 槽體建置步驟流程圖 31

49 3-3-2 土壤粒徑分析土壤之粒徑分佈特性係採用某尺寸範圍內之乾土重占總乾土重的百分比來表示, 藉由篩分析 (Sieve analysis) 及比重計分析 (Hydrometer analysis) 可求得土壤的粒徑分佈曲線 (Grain size distribution curve) ( 唐成,1998) 1. 篩分析 (Sieve analysis) 適用於粗粒土壤之粒徑分析, 取標準篩一組如表 3.1, 取適量土壤置入篩組的上層, 將此篩組置入搖篩機震盪 15 分鐘後, 分別秤得停留在各篩內之土重, 即可推算每一篩好土壤通過的重量百分比 土壤粒徑分佈曲線 (Grain size distribution curve) 之繪製通常繪於半對數紙上, 粒徑大小為橫軸 ( 對數座標 ) 縱軸為通過某篩號之重量百分比( 算數座標 ), 所得曲線稱為土壤粒徑分佈曲線 ( 唐成,1998) 表 3.1. 泰勒篩網篩號與孔目 篩號 孔目 (mm) 比重計分析 (Hydrometer analysis) 當土壤粒徑小於某一尺寸 ( 如美國 200 號篩 0.074mm), 則顆粒極易聚集成塊而不易打碎, 且就篩網之製作技術而言,200 號篩已為最小篩孔徑極限 所以小於此一篩網孔徑土粒土壤之粒徑分析通常以比重計法為之, 其 32

50 分析原理主要是利用土壤底質溶解於水中時, 其顆粒大小會因重量不同而影響土壤之沈降性使比重發生改變, 藉由比重計量測水溶液之比重, 計算求得底質中黏粒 (clay) 坋粒(silt) 及砂粒 (sand) 之比例 ( 唐成,1998) 實驗步驟如下 : 1. 將適量之風乾土壤通過 2.0mm 2. 以燒杯稱取 50 g 風乾土壤加入約 300 ml 之蒸餾水, 混合均勻後再加入 10 ml 之分散劑 (Sodium Hexametaphosphate 4%), 其功能為防止土壤產生凝聚現象 3. 均勻攪拌後靜置 5 分鐘 4. 將懸浮液 ( 包括土壤在內 ) 移至 1000 ml 量筒中, 並加水定量至 1000mL 5. 以攪拌器均勻攪拌 15 秒, 迅速取出 6. 計時 20 秒內輕放入比重計, 並於比重計放入後 20 秒記錄比重計之 讀數 P 20s 及溫度 T 20s 7. 再次均勻攪拌, 放置 2 小時後測比重計讀數 P 2h 及溫度 T 2h 重量百分比之計算 : 1. 砂粒 (sand) %=(1-P 20s / 土乾重 ) 100 % 2. 黏粒 (clay) %=P 2h / 土乾重 100 % 3. 坋粒 (silt) %=(1-sand-clay) 100% 33

51 3-3-3 土壤分類一搬來說, 以土壤粗細來分類, 凡直徑大於 2cm 的物質稱為石塊 (Stone), 直徑在 2cm ~ 2mm 者稱為石礫 (Gravel), 凡直徑小於 2mm 者稱為細土 (fine earth) 其細土的組成為砂粒(Sand) 坋粒(Silt) 及粘粒 (Clay), 各部分再依其粗細細分, 以美國農務部 (United States Department of Agriculture, USDA) 規定之土粒分級如表 3.2. 表 3.2. USDA 土壤分級制度 ( 摘自郭魁士,1973) 土粒分級 土壤粒徑 (mm) 極粗砂 (Very coarse sand) <2 ~ 1 粗砂 (Coarse sand) <1 ~ 0.5 中砂 (Medium sand) <0.5 ~ 0.25 細砂 (Fine sand) <0.25 ~ 0.1 極細砂 (Very fine sand) <0.1 ~ 0.05 坋粒 (Silt) <0.05 ~0.002 粘粒 (Clay) <0.002 因為土壤不可能完全均質, 因此以土壤粒徑分佈圖利用算出砂粒 坋粒及 黏粒三者之百分率, 根據此三者之混合比例並配合美國農務部 (United States Department of Agriculture, USDA) 土壤分類法發展之三角座標 (Triangular coordinates) 進行土壤分類, 如圖

52 圖 土壤分類三角座標 ( 摘自唐成,1998) 表 3.3. 土壤種類中英對照表 ( 摘自郭魁士,1973) 英文中文英文中文 Sand 砂土 Sandy clay loam 砂質粘壤土 Loamy sand 壤質砂土 Clay loam 粘質壤土 Silt 坋土 Silty clay loam 坋粘質壤土 Silt loam 坋質壤土 Silty clay 坋質粘土 Loam 壤土 Sandy clay 砂質粘土 Sandy loam 砂質壤土 Clay 粘土 35

53 3-4 實驗方法 泥火山的量測方式現地之地電阻之測線布設如圖 3.17., 在初次測量共測七條測線, 四條 60 公尺 ( 南向北 ) 三條 30 公尺 ( 東向西 ) 將兩座泥火山包圍起來, 60 公尺的電極間距為 1.5 公尺 30 公尺的電極間距為 0.75 公尺, 之後施測均固定三條 (D, E, Y) 地電阻測線之量測 圖 本研究地區地電阻測線之方位與泥火山相對位置 ( 地形圖修改自 Chow et al., 2006) 36

54 其初次以 Wenner Dipole-Dipole 為監測方法, 結果如圖 3.19, 以 Dipole-Dipole 的地電阻剖面影像解析度為最佳, 且水平方向的變化較明 顯, 因此選用 Dipole-Dipole 為長期監測之電極排列方式 圖 3.19 不同電極排列,Dipole-Dipole 和 Wenner 比較圖 37

55 現場量測步驟如下 : 1. 用皮尺拉欲測量之測線 2. 在測線上以等間距 ( 測線長為 60 公尺, 間距 1.5 公尺 ; 測線長 30 公尺, 間距 0.75 公尺 )) 佈上電極 3. 在電極上插上 EleAct 4. 接上筆記型電腦和 4 point Light hp 5. 以 47Ω 的電阻校正 4 point Light hp 6. 開始測量 7. 量測現地之地形高差 ( 地形校正 ) 地形校正步驟 : 1. 先歸零地形校正之工具 ( 如圖 3.20) 2. 以第一根電極設為高度為零 3. 在第一根電極處, 用角呎將觸地之木棒調至與地面垂直 4. 在第二根電極處, 用刻度呎上之水平儀調至垂直於地面 5. 另一個人紀錄相對高差 6. 重複步驟 3~5 紀錄所有的電極高差 7. 計算所有電極的絕對高差 ( 與第一根電極的高差 ) 38

56 圖 地形校正之工具說明圖 39

57 3-4-2 飽和度 - 電阻率試驗為建立土壤之電阻率與體積含水量的關係圖, 必須先將建置量測土壤電阻率的標準步驟, 並用電阻偵測器 (Earth & Resistivity Tester) 測出不同含水量之電阻率, 將這些數據根據 Archie s law 擬合出關係曲線, 並繪製此圖形, 求出相關係數與關係式 步驟如下 : 1. 到現地採土樣 (Random sampling) 2. 將土壤放入 105 烘箱 24 小時, 拿到常溫下進行風乾 3. 將土壤均勻磨碎 4. 準備數個燒杯, 清洗乾淨並風乾 5. 將土壤分別倒入 1000mL 的燒杯中, 重量 600g, 高度約 6cm 6. 每個燒杯依序加入自來水 10mL 20mL 30mL 40 ml 7. 蓋上封口膜, 防止水分從土壤蒸發 8. 靜置一天, 讓水分均勻擴散到燒杯內的土壤 9. 用地電阻偵測儀量測其電阻, 如圖 (a) 其測量規格如下 : 1. 用粗銅線製成四根頂端有圓環之電極, 約 2.5 cm 2. 在長寬約為 3cm 7cm 之透明塑膠板上, 以間距 2 cm 鑽四個孔, 並插上電極, 其目的用於固定電極間距 如圖 (b) 3. 將電線一端依序接上電極, 另一端接上儀器 A M N B 40

58 圖 土壤電阻率量測與規格 41

59 3-4-3 含水率的測量一般統稱之含水率有兩種, 一種為重量含水率, 另一種為體積含水率, 其差異性只是量測時的單位不同 在前人的研究中 (McCater, 1984), 使用體積含水率來表示含水量, 可以取得和電阻間較好的關聯, 原因是體積含水率本身同時包含重量含水率與飽和度兩個因子 ( 體積含水率 = 孔隙率 飽和度 = 重量含水率 容積密度 ), 因而在本研究所提到之含水率皆以體積含水率作為代表 實驗步驟如下 ( 郭魁士,1976): 1. 將燒杯清洗乾淨並風乾 2. 將土樣倒入 1000mL 的燒杯中, 重量 600g, 高度約 6cm 3. 每個燒杯加入自來水之體積為 V 1 4. 估計濕土體積 V 2 5. 放入 105 之烘箱 24 小時 6. 烘乾後放置空氣中待土壤溫度至橫溫, 重複 3~4 步驟結果處裡 : 體積含水率 (θ V ): θ 水體積 V = 100% = 土體積 V 1 v 2 100% V 1 : 加入水之體積 (ml) V 2 : 濕土之體積 (ml) 42

60 第四章推估土壤含水率與電阻率關係之建立 4-1 建立含水率與電阻率的關係式本實驗藉由電阻率推估土壤含水率, 進而得知各個地層位置的含水量的分佈情形, 因而在實驗室進行小尺度土壤飽和度 - 電阻率之試驗, 並建立土壤含水率與電阻率的關係曲線, 根據 Archie s law 經驗式的形式擬合出一個關係式 (Ward, 1990), 推導如下 : Archie's law 原式 ρ F = ρ r e = αφ S n w m ρ r = (ρ e α) φ -m -n S w 設若 m = n, ρ e α = a = a ( φ S w ) -m 又 φ S w = θ v = a θ v m 得到 Archie's law 的簡化式 F: 地層因子 ρ r : 岩石電阻率 (Ω m) ρ e : 孔隙水電阻率 (Ω m) φ : 岩石之孔隙率 ρ r = a θ v m...(4.1) α: 岩石飽和參數, 一般介於 0.6 至 1 間 43

61 m: 膠結因子 (cementation factor), 一般介於 1.4 至 2.2 間 S w : 飽和度 n: 飽和度指數, 一般為 2 a: 孔隙水電阻率 岩石飽和參數 θ v : 體積含水率 (%) 在前人的研究 (Mitchell and Arulanandan, 1968) 中, 針對黏土進行試驗時, 發現在土體中建立直流電場時會造成電滲透 ( 電極極化 ) 的情形, 所以要用交流電, 其發現所得結果會受到交流電的頻率影像, 故現今試驗均用直流電或低頻交流電 因而本研究在實驗室的試驗不會長時間連續量測, 所以使用的電阻探測儀是用直流電 ; 在現地監測需在一段時間內連續不斷通入電流, 易造成電極極化的現象, 所以選用的地電阻掃描儀是使用低頻交流電來測量 4-2 泥火山土壤測量結果採集現地十公分以下的土壤, 採樣方式 : 以隨機採樣法 ( 郭魁士,1976), 在現地取約 10 個採樣點, 分散在泥火山平台上的各個位置, 再將表層的新生泥岩層挖開取 10 公分以下的土壤 在實驗室進行飽和度 - 電阻率試驗, 實驗得到土壤的飽和含水率 %, 最後將量測出的電阻率和體積含水率依據式 (4.1) 的形式擬合出下列方程式 : y = x (4.2) 44

62 R 2 = x: 體積含水率 (%) y: 電阻率 (Ω m) 實驗結果如圖 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 體積含水率 (%) 4-3 槽體土壤測量結果 圖 4.1. 泥火山土壤含水率 - 電阻率的相關曲線 採取槽體內不同深度的土壤, 採樣方式一樣以隨機採樣法, 但不需將 表層翻開, 因為此土壤來源是相同的, 只需將採樣點分開 在實驗室進行 飽和度 - 電阻率試驗, 實驗得到土壤的飽和含水率 %, 最後將量測出 的電阻率和體積含水率依據式 (4.1) 的形式擬合出下列方程式 : R 2 = , x: 體積含水率 (%), y: 電阻率 (Ω m) y = x (4.3) 45

63 實驗結果如圖 4.2. 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 體積含水率 (%) 圖 4.2. 槽體土壤含水率 - 電阻率的相關曲線 4-4 比較泥火山土壤與槽體土壤在量測電阻率時, 泥火山土壤的電阻率較小, 範圍在 2.55 ~ Ω m, 而槽體土壤的電阻率較大, 範圍在 ~ Ω m, 較高電阻可能隱含的意義為低含水比 高空氣孔隙率 高砂或礫石含量, 而較低電阻之意義為高含水比 低空氣空隙率 高坋土或黏土含量 (Kalinski and Kelly, 1994) 從篩分析與比重計分析的結果泥火山土壤為坋質壤土(Silt loam), 槽體土壤為砂土 (Sand), 與文獻有類似的結果 在 4-2 和 4-3 所擬合出的方程式如表 4.1, 發現槽體土壤 x 項的係數 (2473.6) 較泥火山土壤 x 項的係數 (285.47) 大, 根據式 4.1 此係數為孔隙水電阻率乘上岩石飽和參數, 又孔隙水電阻率在兩個實驗中加的水都是自來水, 所以此因子應為相同, 因此係數與岩石飽和參數的關聯性較大, 代表 46

64 槽體土壤較易達到飽和狀態, 泥火山土壤飽和度較高 此推論也與實驗結 果相符, 槽體土壤的飽和含水率 %, 泥火山的飽和含水率 % 表 4.1. 槽體土壤和泥火山土壤擬合方程式比較 泥火山土壤 槽體土壤 擬合方程式 y = x y = x R

65 第五章泥火山監測結果數據結果均用 SensInv2D 處理 Geotest 所接收之數據, 並加上地形檔進行地形校正, 反演算兩次, 得到以下地電阻剖面影像 從 2006 年 7 月 22 日 ~ 2007 年 5 月 5 日量測結果, 如圖 5.2 所示 D 測線平均電阻率範圍介於 3.36 ~ 5.94 Ω m, 如圖 4.2 所示,E 測線平均電阻率範圍則介於 4.23 ~ 9.43 Ω m 為了解儀器在泥火山測量之誤差範圍, 所以需在量測時作標準偏差, 其做法為 : 在現地連續量測四次且並不改變位置, 將這些數據之電阻率計算標準偏差, 因此會在每一個位置得到一個標準偏差, 並可繪出標準偏差分佈圖如圖 5.1, 其範圍在 ~ Ω m, 表示儀器的精準度高 從圖 5.2 和圖 5.3 中越接近深藍色部分表示電阻率越低, 越接近紅色部分則表示電阻率越高, 在此圖可明顯觀察出 3 公尺以下電阻率較低, 約在 3 ~ 4 Ω m, 在圖中顯示深藍色 ; 在近地表 3 公尺處, 電阻率 5 ~ 9 Ω m, 在圖中顯示黃色和紅色 48

66 圖 5.1. 泥火山現地標準偏差分佈圖 圖 5.2. D 測線地電阻剖面影像之平均值 圖 5.3. E 測線地電阻剖面影像之平均值 49

67 5-1 泥火山土壤之基本性質泥火山的土壤粒徑很小, 因此在做粒徑分析時, 無法用篩分析, 需用比重計法來分析, 結果顯示黏粒 (clay) 比例 :3.98% 坋粒(silt) 比例 :67.1% 砂粒(sand) 比例 :28.92%, 對照圖 3.16 土壤分類法, 可找出泥火山的土壤分類為坋質壤土 (Silt loam) 5-2 連續觀測數據 - 地電阻量測圖 5.4 至圖 5.13 顯示 D E 測線呈現原始之地電阻剖面影像, 在連續一年的監測中, 接近地表 3 米以內之量測電阻率皆較深於 3 米之區域為高, 且變化較大, 造成近地表區域之地電阻量測值變化較大之可能的原因有很多, 由於近地表區域易受到多種天氣因素和地表乾濕所影響, 天氣因素例如 : 氣溫 雨量 溼度 蒸發散量, 因此尚需進行更長期之觀測, 並與現地之氣候變化資料如氣溫 雨量 溼度 蒸發散量等資料進行比對, 方可釐清造成地電阻變化之真正原因 50

68 圖 5.4. D 測線監測地電阻剖面影像 51

69 圖 5.5. D 測線監測地電阻剖面影像 52

70 圖 5.6. D 測線監測地電阻剖面影像 53

71 圖 5.7. D 測線監測地電阻剖面影像 54

72 圖 5.8. D 測線監測地電阻剖面影像 55

73 圖 5.9. E 測線監測地電阻剖面影像 56

74 圖 E 測線監測地電阻剖面影像 57

75 圖 E 測線監測地電阻剖面影像 58

76 圖 E 測線監測地電阻剖面影像 59

77 圖 E 測線監測地電阻剖面影像 60

78 5-3 差值數據 為更明顯觀察出地電阻剖面影在監測期間是否有明顯的變化, 以 的數據當作背景值, 將之後的數據扣除背景值, 並可看出 變化更明顯之地電阻剖面影像 並可觀查出 D 測線電阻率範圍 :-1.7 ~ 2.46 Ω m;e 測線電阻率範圍 :-1.7~5.38 Ω m 結果顯示大約在近 地表 3 公尺處變化較大, 地電阻剖面較深的部分較無明顯變化 負值 是代表電阻率下降, 正值是代表電阻率升高 圖 D 測線地電阻剖面之差值 61

79 圖 D 測線地電阻剖面之差值 62

80 圖 D 測線地電阻剖面之差值 63

81 圖 E 測線地電阻剖面之差值 64

82 圖 E 測線地電阻剖面之差值 65

83 圖 E 測線地電阻剖面之差值 66

84 5-4 推估泥火山地層含水率分佈結果將第四章擬合出的方程式 ( 式 4.2:y = x ), 套入先前以演算完之地電阻剖面影像的電阻率, 並可換算出含水率, 這可推估該地層飽含度的情況 因為泥火山的監測數據甚多, 推估含水率時, 以平均值作為代表, 將經過 SenInv2D 處理過之數據帶入式 (4.2), 結果如圖 5.20 和圖 5.21, 從 2006 年 6 月至 2007 年 5 月 D 測線推估含水率為 % ~ %,E 測線推估含水率為 % ~ % 由於一般影響淺層土壤地電阻高低之因素主要為含水之飽和度, 因此推測此深於三公尺以下之泥岩層 ( 圖形中顯示藍色區域 ), 推估含水率較高高達 50 % ~ 60 % 左右, 推測為飽和或過飽和的泥岩層 圖 D 測線推估含水率分佈圖 67

85 圖 E 測線推估含水率分佈圖在監測期間在測量期間 2006 年 12 月 26 日發生的地震對於地電阻剖面的影響, 可在泥火山 B 附近, 近地表處, 觀察出有明顯的升高 2~5Ω m, 將泥火山 B 地下 1.5 公尺的地方, 根據式 (4.2) 推估長期體積含水率的變化, 其結果如圖 5.3, 含水率在地震後四次監測 (12/28 12/30 1/14 2/28), 含水率明顯降低 10 % 左右, 而在 2/28 之後含水率有逐漸回升之趨勢 0 體積含水率的變化 (%) 月 5 日 8 月 26 日 9 月 20 日 9 月 25 日 10 月 15 日 11 月 26 日 12 月 28 日 12 月 30 日 1 月 14 日 2 月 28 日 4 月 14 日 5 月 5 日 -12 日期 ( 月 / 日 ) 圖 泥火山 B 地下 1.5 公尺推估含水率之變化圖 68

86 5-5 影響電阻率變化之討論在一年來的監測發現在近地表處電阻率變化最大, 這是由於近地表易受到多種天氣因素和地表乾濕所影響, 天氣因素例如 : 氣溫 雨量 溼度 蒸發散量, 因此本研究與中央氣象局申請最靠近燕巢泥火山之氣象測站 ( 古亭坑測站 ) 的日均溫與日雨量資料, 進行比對, 將此資料查出採樣日的氣溫與三日內累積雨量, 整理如表 5.1 而電阻率是找出近泥火山 B 深度 1.5 公尺位置的數據, 因為在此區域電阻變化最大, 目的為了釐清造成電阻率變化的因素 表 5.1. 監測日之氣象資料與 D E 測線近泥火山 B 之電阻率 日期 氣溫 三日內累積 電阻率 (Ω m) ( 年 / 月 / 日 ) ( ) 降雨量 (mm) D E ( 氣象資料來源 : 中央氣象局古亭坑氣象站 ) 69

87 1. 氣溫與電阻率的比對從圖 5.24 發現 E 測線氣溫與電阻率的相關性還不錯, 當氣溫越低電阻率有越高之趨勢, 當氣溫越高電阻率有越低之趨勢 但在圖 5.23 發現 D 測線氣溫與電阻率相關性卻很低,R 2 值僅僅 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 氣溫 ( ) 圖 D 測線氣溫與電阻率的相關性 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 氣溫 ( ) 圖 E 測線氣溫與電阻率的相關性 70

88 2. 降雨量與電阻率的對比由於監測日刻意選在未下雨的日子, 因此探討三日內的累積降雨量對地電阻剖面的影響, 圖 5.25 和圖 5.26 發現 D E 測線之降雨量對於電阻率的影響均無相關性,R 2 值僅為 和 , 由此可知在此實驗設計下, 降雨對地震後電阻率影響不大 6 5 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 三日內累積降雨量 (mm) 圖 D 測線降雨量與電阻率的相關性 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 三日內累積降雨量 (mm) 圖 E 測線降雨量與電阻率的相關性 71

89 3. 地震對電阻率的影響在監測期間 2006 年 12 月 26 日晚, 屏東縣恆春鎮外海發生三起芮氏規模 強震, 因此次地震震央位於南部地區, 距本研究監測區域僅約為 120 公里左右, 因此本研究於地震後兩週增加地電阻施測頻率, 以比較地震前後地電阻剖面影像是否有明顯差異 結果顯示在地震後 開始至 的四天數據中, 如圖 5.18 圖 5.19 在 E 測線近兩座泥火山的位置, 地電阻剖面影像在 3 公尺內, 紅色方框處, 地電阻率較震前 30 日 ( ) 升高約 2 ~ 5(Ω m), 會造成電阻率升高的原因有很多, 在自然界有可能是蒸發散升高 溫度的影響 降雨量的多寡, 其中最有可能的解釋有兩個 : 第一因地震較多量氣體沿斷層裂隙帶釋放, 因此導致此區電阻率增高 ; 第二因為在地震後的四次監測日, 氣溫較其他監測日低, 因而造成電阻率升高 但同樣時間,D 測線在泥火山 B 處, 地震前後卻沒有發生電阻率升高的現象, 推測可能原因是由於此測線太靠近兩座泥火山噴泥錐, 由於地電阻儀器對於近地表之良導體如泥漿等低電阻率物質較為敏感, 因此導致監測的數據偏低, 也無法呈現較大之地電阻率變化 由圖 23 也可以得知溫度對電阻率並無一致之影響, 所以較可能的造成 E 測線電阻率升高的原因為較多量氣體沿斷層裂隙帶釋放所造成 72

90 第六章中尺度砂箱入滲試驗結果為了驗證地電阻的精準度與解析度, 因此本研究於實驗室建立一個中尺度的槽體, 並在控制土壤的性質 降雨參數等條件下進行地電阻的實驗, 且在這個槽體便以採樣各個深度的土壤, 加以分析各深度土壤的含水率, 作為地電阻剖面影像精準度與解析度的比對資料 6-1 砂箱槽體土壤的基本性質此土壤來源是台南縣新化市某個農場的土, 為了解土壤性質將隨機採樣槽體不同深度的土壤, 將土壤風乾 磨碎, 取適量土壤約兩把, 經篩分析後, 結果如圖 6.1, 砂粒 (sand) 比例占 96.98%, 坋粒 (Silt) 比例占 3.02%, 根據圖 3.16 土壤分類法此土壤為砂土 (Sand) 通過百分比 (%) 顆粒粒徑 (mm) 圖 6.1. 槽體土壤粒徑分佈曲線 73

91 6-2 降雨入滲試驗並測其地電阻剖面影像在灑水前, 先量測一次地電阻剖面影像作為背景值, 量測完馬上開始模擬降雨, 經過一小時的降雨後, 我們開始連續監測地電阻之變化, 量測之參數 : 測線為 2 公尺 電極數目為 20 支 電極間距為 10 公分 電極排列方式為 Dipole-Dipole 監測時間為 6 分鐘 1 小時 2 小時 6 小時 12 小時 24 小時 48 小時 最後在不同位置各深度採土樣進行含水率分析 降雨參數根據中央氣象局公佈之降雨定義, 大雨 :24 小時內, 累積降雨量在 50~130mm, 本次入滲試驗以模擬台灣地區一次性大雨之降雨量, 灑水的位置在槽體的右半邊, 灑水頭的灑水方式為均勻散佈在土壤上, 進流流量從三向閥控制在 160 ml/min, 經推算可算出降雨量為 100mm 表 5.1 為本次實驗所設定之參數 表 6.1. 降雨參數降雨量降雨時間降雨面積進流流量 100mm 1 hr 960cm 2 160mL/min 時間與地電阻剖面影像的變化經過量測, 在降雨發生前之槽體土壤電阻率的背景值介於 314 ~ 800 Ω m 之間, 在深度 0.8 ~ 1 公尺處為高電阻區,1.8 ~ 2 公尺處則為低電阻區 ( 如圖 6.2) 為了解儀器在槽體測量時之誤差範圍, 所以需在量測時作標 74

92 準偏差, 其做法為 : 在槽體連續量測四次且並不改變位置, 將這些數據之電阻率計算標準偏差, 因此會在每一個位置得到一個標準偏差, 並可繪出標準偏差分佈圖如圖 6.3, 槽體各部位之地電阻率標準偏 ~ Ω m 圖 6.2. 槽體土壤之地電阻剖面影像 圖 6.3. 槽體土壤標準偏差分佈圖為了清楚分析電阻率的變化, 圖 6.4 至圖 6.10 地電阻剖面影像變化影像, 為降雨後不同時間觀測值扣除降雨前的背景值所得到之差值數據 從圖 6.4 可觀察出, 在降雨過後之灑水區域電阻率有明顯下降, 呈現綠色和 75

93 藍色的部分, 電阻率較降雨前下降約 200 ~ 575Ω m 之間, 在此測線 0.8 ~ 1 公尺的附近深度約在 0.1 ~ 0.2 公尺土壤表面處為電阻率降低最多的地方, 推測其原因可能是因為在槽體上方中間的位置有一支橫桿 ( 如圖 3.14(c) 槽體設計圖之瞰視圖 ), 在模擬降雨時, 水灑到此橫桿並累積較多的水從此處滴至此處的土壤中, 因而使此區域附近的土壤含水率較高, 電阻率因而降低較多 從圖 6.4 ~ 圖 6.10, 可發現低電阻區域漸漸變小 ( 圖中顯示藍色區域 ), 電阻率漸漸升高 ( 途中顯示深綠色區域 ), 在 48 小時後, 如圖 6.10, 代表電阻率持續升高 ( 綠色 ); 灑水區 1.3 ~ 2 公尺處由綠色漸漸轉成黃色, 代表電阻率漸漸升高 可能造成電阻率在降雨後升高之因素, 推測為蒸發散及水分向深處滲透所影響 表面蒸發使得淺處土壤含水量減少, 造成電阻率升高 ; 而過多水分可因重力逐漸滲透至底部, 造成 0.5 公尺以上的土壤含水率降低, 電阻率升高 76

94 圖 6.4. 降雨後立即測量之地電阻剖面影像 圖 6.5. 降雨後 1 小時後測量之地電阻剖面影像 圖 6.6. 降雨後 2 小時後測量之地電阻剖面影像 77

95 圖 6.7. 降雨後 6 小時後測量之地電阻剖面影像 圖 6.8. 降雨後 12 小時後測量之地電阻剖面影像 圖 6.9. 降雨後 24 小時後測量之地電阻剖面影像 78

96 圖 降雨後 48 小時後測量之地電阻剖面影像 6-3 推估砂箱槽體土壤含水率分佈結果砂箱入滲中尺度試驗為了對照實測含水率, 因此以 48 小時後的分佈圖作為代表, 將上述測得之地電阻剖面的電阻率帶入第四章擬合出之推估式 ( 式 4.3: y = x ), 並可換算出含水率, 結果推估槽體土壤含水率介於 3.16 ~ %, 分佈圖如圖 6.11 圖 砂箱入滲中尺度試驗 48 小時後之推估含水率 79

97 6-4 實測槽體土壤含水率之分佈為比對地電阻率量測值與實際含水量差異性, 在灑水後 48 小時, 監測結束後立即於槽體內不同深度部位進行土壤取樣, 分析含水率 採樣的位置在測線上起始位置開始, 以間距 20 公分至測線末端, 每個位置分別取表層 深度 10 公分 深度 20 公分 深度 30 公分 深度 40 公分 深度 50 公分的土壤 其結果如表 6.2, 含水率的相關位置分佈圖如圖 6.12 圖 槽體實測含水率分佈圖 表 6.2. 體積含水率相關位置表 位置 (cm) 深度 (cm) 體積含水率 (%)

98

99 實測土壤的含水率範圍約在 4.96% ~ % 之間, 槽體右半部含水率較左半部高, 這表示在灑水區域的含水率較高, 未灑水區域的含水率較低, 整體而言隨深度越深含水率也越高 這也代表水的流動一開始會先以垂直擴散為主, 到大概深度 40 公分處開始有水平的擴散 因此在未灑水區槽體的左半邊, 在深部之處含水率也會漸漸上升 82

100 第七章討論本研究為驗證地電阻法的精準度, 因而設計中尺度砂箱槽體的降雨入滲試驗, 並採集各深度各位置的土壤, 分析實際體積含水率 ( 圖 6.12), 結果卻與推估含水率 ( 圖 6.4) 的結果有所差異, 對比圖如圖 7.1 體積含水率的範圍, 推估 :4.96% ~ %; 實測 :3.16 ~ % 圖 7.1. 實測含水率與推估含水率分佈圖之比對 為了找出原因, 先將實測土壤各位置的含水率與相對應位置的電阻 率, 根據 Archie s law 經驗式 ( 式 4.1) 擬合出相關曲線與關係式, 結果發現相 83

101 關性非常低圖 7.2), 相關係數的平方值僅僅 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 體積含水率 (%) 圖 7.2. 實測含水率與對應位置電阻率關係圖但前人的研究 (McCater, 1984) 指出電阻率與體積含水率較好的相關性, 所以本研究再將此數據各個不同深度的含水率分開與相對應的電阻率, 根據 Archie s law 經驗式 ( 式 4.1) 擬合出相關曲線與關係式, 試圖找出相關性 其深度分為表土 10 公分 20 公分 30 公分 40 公分 50 公分, 結果如圖 7.2 ~ 圖 7.7, 隨著深度越深相關係數越高, 但到深度 50 公分時相關係數反而最低只有 , 其對應表如表 7.1, 顯示本研究地電阻法之砂箱電極排列方式對深度 50 公分處已呈現誤差較大, 推測的因素可能為 50 公分已經達到砂箱電極排列偵測的深度, 電流流經深部之處已經較少, 因 84

102 而儀器接收到的訊號就弱, 所以造成在 50 公分處相關係數低 由此可知在 表層和最深部的數據信任度較低,20 公分至 40 公分處的數據信任度較高 不同深度之含水率 - 地電阻率關係式中, 可推知砂箱中之各部位體積含 水率分佈若僅用一個關係式代表計算, 將產生較大之誤差 而造成此現象 之因素, 可能來自於不同之土壤的孔隙率 土壤的壓密性 孔隙水連通狀 況等 由表 7.1 中 x 項的係數, 根據 Archie s law 的修正式 ( 式 4.1), 此項代 表孔隙水電阻率乘上岩石飽和參數, 此係數隨著深度增加而有增加的趨 勢, 這代表在槽體內的砂飽和度越來越高 ; 而 x 項次方係數, 此項代表膠 結因子, 隨著深度越深而有越大之趨勢, 這代表槽體內的土壤孔隙連通性 隨著深度越深因壓密影響而越差 表 7.1. 相對應深度之關係式與相關係數 深度 (cm) Archie s law 關係式相關係數的平方 (R 2 ) 0 y = x y = x y = x y = x y = 25603x y = 22997x 推估公式 y = x x- 體積含水率 (%);y- 電阻率 (Ω m) 85

103 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 體積含水率 (%) 圖 7.3. 表土實測含水率與對應位置電阻率關係圖 y = x R 2 = 電阻率 (Ω m) 體積含水率 (%) 圖 7.4. 深度 10 公分實測含水率與對應位置電阻率關係圖 86

104 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 體積含水率 (%) 圖 7.5. 深度 20 公分實測含水率與對應位置電阻率關係圖 電阻率 (Ω m) y = x R 2 = 體積含水率 (%) 圖 7.6. 深度 30 公分實測含水率與對應位置電阻率關係圖 87

105 電阻率 (Ω m) y = 25603x R 2 = 體積含水率 (%) 圖 7.7. 深度 40 公分實測含水率與對應位置電阻率關係圖 600 電阻率 (Ω m) y = 22997x R 2 = 體積含水率 (%) 圖 7.8. 深度 50 公分實測含水與對應位置電阻率關係圖 88

106 第八章結論 本研究分為三個部分,(1) 現地燕巢泥火山的長期監測 (2) 中尺度砂箱槽 體降雨試驗 (3) 小尺度實驗室電阻率 - 飽和度試驗, 以驗證利用地電阻法進行 地層電性分佈與推估土壤含水率的研究, 並推估出含水率是否合理 其中 在監測期間 2006 年 12 月 26 日晚, 屏東縣恆春鎮外海發生三起芮氏規模 強震, 為一倂了解地震是否也對現地地電阻造成影響, 地震 後並進行密集量測, 也彙整在本研究的研究範圍, 以下就本研究之結論歸 納如下 : 1. 在泥火山的長期監測 D 測線平均電阻率範圍介於 3.36 ~ 5.94 Ω m,e 測線平均電阻率範圍介於 4.23 ~ 9.43 Ω m, 變化最大的區域是在地表 3 公尺以上 2. 在泥火山所有的地電阻剖面中, 觀察出在 3 公尺以下電阻率最低, 推估 含水率較高高達 50 % ~ 60 % 左右, 推測此區域為飽和或過飽和的泥岩 層, 因此電阻率相對較低 3. 在 2006 年 12 月 26 日地震後,E 測線靠近泥火山附近, 近地表 3 公尺處 電阻率有明顯上升 2 ~ 5Ω m( 地震前約為 7 ~ 11Ω m), 比對氣溫與雨量 與地電阻變化之相關性後, 由於氣溫與雨量對 D 及 E 測線無一致之高度 相關性, 因此較可能的解釋為在地震後較多量氣體因地震沿斷層裂隙帶 釋放, 因此導致小部份區域電阻率增高 89

107 4. 在地震前後,D 測線電阻率無明顯之變化, 推測可能原因是由於此測線太靠近兩座泥火山噴泥錐, 由於地電阻儀器對於近地表之良導體如泥漿等低電阻率物質較為敏感, 因此導致監測的數據偏低, 也無法呈現較大之地電阻率變化 5. 在中尺度砂箱槽體的降雨試驗中, 探討模擬台灣地區一次性大雨降一小時後, 電阻率的變化, 發現灑水區電阻率較降雨前下降約 200~575Ω m, 並隨時間增加, 電阻率升高 造成此原因主要為蒸發散 水分滲透, 表面蒸發使得淺處土壤含水量減少, 造成電阻率升高 ; 而過多水分可因重力逐漸滲透至底部, 造成 0.5 公尺以上的土壤含水率降低, 電阻率升高 6. 在 48 小時後採集槽體各位置與不同深度的土壤, 進行含水率分析, 得到含水率範圍約在 4.96 % ~ % 之間, 在槽體右半部含水率較左半部高, 這表示在灑水區域的含水率較高, 未灑水區域的含水率較低, 整體而言隨深度越深含水率也越高 7. 小尺度實驗室電阻率 - 飽和度試驗, 根據 Archie s law 之經驗式, 擬合出體積含水率 - 電阻率的關係式, 泥火山 :y = x ; 砂箱槽體 :y = x 並利用上式推估出土壤含水率之分部, 泥火山 :24.2 % ~ %; 槽體土壤 :3.16 ~ % 8. 比對推估含水率與實測含水率在分部圖上顯示的結果有所差異, 並分析電阻率 - 實測含水率, 相關係數的平方僅僅 為找出其原因, 我們 90

108 分析各個深度與含水率的相關性, 發現在表層和最深部的數據相關性較 低,10 公分至 40 公分處的數據相關性高 9. 在泥火山土壤與槽體土壤特性的比較, 土壤分類結果顯示泥火山土壤為 坋質壤土 (Silt loam), 槽體土壤為砂土 (Sand); 泥火山土壤的電阻率較小, 範圍在 2.55 ~ Ω m, 而槽體土壤的電阻率較大, 範圍在 ~ Ω m; 飽和含水量泥火山的為 %, 槽體土壤的為 % 由此可知質地較細的土壤電阻率較低 飽和含水較大, 像泥火山的土壤 屬於此類 ; 質地較粗的土壤電阻率較高 飽和含水率較低, 像槽體土壤 屬於此類 91

109 第九章建議地電阻量測方法在環境工程上, 可應用於界定污染物在地層下的污染範圍, 其優點為操作非常簡便, 且是一種非破壞性地球物理探測方法, 不需鑽井並得知地層下的電阻性質 但缺點則為量測深度受到測線長短所影響 在此研究中, 我們對於地電阻方法做了許多不同的方法與實驗, 例如 : 不同電極排列 不同儀器的量測, 並在量測的技術與方法歸納出下列建議 : 1. 由於地形受風化侵蝕影響長期會有相當之變化, 因此在長期的監測, 若無法長期固定佈設電極時, 必須確定每次量測電極均位於同一位置及測線上, 以減少量測位置的誤差性, 方可探討同一位置的地電阻變化 2. 為確定是否天氣因素對地電阻剖面造成影響, 建議每次量測均應配合記錄現地天氣資料, 例如 : 氣溫 溼度 蒸發散, 並實際紀錄測線上是否有其他物質或不同溼度的地表 並可探討地電阻剖面對於這些因素的影響 3. 電極排列的選擇, 可在實際量測後, 實際觀測出地電阻剖面影像的解析度而決定, 在現地的量測中可發現 Dipole-Dipole 的解析度與水平變化較 Wenner 明顯, 因此建議在野外可用 Dipole-Dipole 排列可得到較好的圖形 ; 在實驗室飽和度試驗中, 因為 Dipole-Dipole 易受到燒杯的邊界效應影響, 所以建議使用 Wener 法排列來測量 92

110 4. 在儀器的選用上, 在現地監測需在一段時間內連續通入電流來量測不同位置的電阻率, 為了避免直流電所造成的電滲透 ( 電極極化 ) 現象, 因此建議採用低頻的交流電的儀器來量測 ; 在實驗室飽和度試驗中, 因為不用長時間通入電流至土壤中, 所以不會造成電極極化的現象, 建議採用較穩定的直流電之儀器來量測 5. 不同深度之含水率 - 地電阻率關係式中, 可推知砂箱中之各部位體積含水率分佈若僅用一個關係式代表計算, 將產生較大之誤差 因此建議在推估土壤含水率時, 可以採集各深度的土壤分別做電阻率 - 飽和度試驗, 擬合出各個深度的關係式, 分別推算各深度的含水率, 這樣的精準度相對用單一個關係式來的高 93

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