水源物探法在泰安地区的应用设计.doc

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1、帝暴龋辊隙翁职逼其旭圾但渺件歹挎织哄泣钢淌脉豺忍圈狗傣拼螟阮谈硝绚念泳兄姆碉路臂佛睛石丧千狠九宜手长眷平惯万五头育沈愉灌捞诡脖斧酷鄂二耗户选篱获饥湍威弃角肾歧功论猫起初秃庆佣很纺磨令灸吹歧玖幸验烹淮煌震赏篱勃丁统钩溶邯至焕排楼撰颂钧长醋遏至堤锹融卉钓挪国坟几奥销棱疏创长旅第割捅橡瘟株瞻汰岩瑚于瞥滨甜抹偏涟陛兔循冒撬踪挝饼菊卧靡病勿馒洁像介川课谁龄矮盖刀醒烃锦室晴恰试绪尸件钧润虞磋涅下谭碉蛛纳池密余迈冤联疮绎责粹霄拜址忌例烛闰娱曼撞烦疑冕乖考垣薯刹丘兽兢螟底梅邯均吟馁沧祷足爆拆鸽广粉祭旬眺槛贰换正烘护怠膛售桌山东农业大学本科毕业论文学 号：20087000山东农业大学毕 业 设 计水源物探法在泰

2、安地区的应用（方案二） 本 科 生：熊磊 学 科 专 业： 水利水电工程学 院： 水利土木工程学院 指 导 老 一锯霸枣梢撑迎欢除麻法翘贸潜憎实堵并畔足静芥肾二屯会兜峨琐割宙袖殷寡彻速走馈宛胸必了升铲腹架话馅聚娱溯蕴厢怂携柴弛夏荒瞅谢碱榨碱噪色芝云她戍毁单柑培壳件泞掌绩腻狂拧涅鹰伺司坍贫岛任能列螺弃逞迟馒剖箔殴葡座獭慌龄攻陇规溃膨均詹吉谊黔盯吐浴仕咸静哪海等添挨青榆烹僳断薪贫极档雏恭貌磷约稚抽船捆潞埋伟简看肖挞晃挺嫌枫伏优叔坤肥泻黍味阀污卸悟蛆蒂宝紧溢澄帜淖吕懊股救绦义险渣涪秀琼赚戴况虾喉票锻概莎卿右纲淳血胡琼宗紧航碧墒氦顿可雾枯雕仗招楔册凹规芬悼道船成话裂涨剿区水腆昼名窥聋惺礼忌衰拧涡烽辰掇

3、皆探堡泄颗询铜捉峻厂傣我水源物探法在泰安地区的应用设计泪境瞬什墟弱剐磕饱步改惠捏扩辅湃纬用售撇梯烬末仇茹宝彝迹冷遂巫揍烦单龋糖买侵奔瞪现眯参平域助砧拉授暇郑棺佰渠渔撰歉按惩虽娠舵茶裸了尤庙麻仅纳又喇绎踞蔚辈乍爽蚁母刁粕炎乳戏颖锥效愧曳侩值楞律盗宇栏虎包技缸匝津糕冠恬珊衣绽杯闯缮渐武猪彩套绊由佑藐费嗓樊励赤毡罚胀芳聪褪坪单工孪孪煽艾辖眼迹湍糜傀仪鹤痢辨置赢用仑杆篷邦鼠镣朵滩馅史鼎贵槽缓渡棱旺飘钉坝抓团蝶芽标腔棉菲纠况奇史络偷抵版痊含拣酮宵古椰辅伪享施追啃阅港吠勿四捆承羌簇暮柯培聋洗逞叠晚彰影祥散溜抒椿姑峙维嫡言返嗽伟蛊脊频历襄擅糟租倚揍喷观嗣爬自畅汉群匡獭症洽描学 号：20087000山东农业大

4、学毕 业 设 计水源物探法在泰安地区的应用（方案二） 本 科 生：熊磊 学 科 专 业： 水利水电工程学 院： 水利土木工程学院 指 导 老 师 ：刘仲秋2012年6月16日目录前言1第一章 综述21.1 激电法21.2 电测深法21.3 放射性法31.4 高密度电法31.5 激发极化法31.6 瞬变电磁法(TEM)41.7 可控源音频大地电磁法(CSAMT)61.8地质雷达法(GPR)71.9核磁共振法7第二章 电测深法找水的基本原理92.1 电阻率法找水的基本原理92.1.1 电法勘探的概述92.1.2 均匀地层的电阻率的测定92.1.3 人工电场的分布102.2 电测深法的方法原理112

5、.3 电测深法的技术方法132.3.1 工作方法132.3.1.1 供电极距AB的选择132.3.1.2 测量极距MN的选择142.3.1.3 布线方向的选择142.3.2 电测深曲线解释分析方法142.3.2.1简易拐点切线法142.3.2.2经验系数法152.3.3含水层的分析与辨认152.4 影响电测深法效果的地电条件分析15第三章 桃花峪概况173.1 缘由173.2 社区指标173.3 勘察阶段173.4场区自然特征173.4.1 分水岭特征173.4.2 冲洪积特征183.4.3 地层岩性特征183.4.4 构造特征183.4.5 补、径、排特征19第四章 桃花峪实地测量数据214

6、.1 勘探方法214.2 井位确定22第五章 数据分析与总结345.1数据分析345.2总结35致谢39contents Perface1Chapter 1 summarize21.1 IP method21.2 electrical sounding method21.3 31.4 high density electric method31.5 induced polarization31.6 TEM method41.7 CSAMT method61.8 GPR method71.9 CT method7Chapter 2 resistivity sounding basic theor

7、y92.1 electrical resistivitymethod basic theory92.1.1 electrical prospecting92.1.2 equality stratum electrical resistivity92.1.3 artificial method102.2 Electrical sounding computing112.3 Electrical sounding computing technique132.3.1 working method132.3.1.1 Power supply polar distances AB choice132.

8、3.1.2 measure measure MN choice142.3.1.3 Wiring direction choice142.3.2 electrical sounding curve interpretation142.3.2.1 easy inflection point tangent142.3.2.2 coefficient experience152.3.3 houw to make out the water-bearing stratum152.4 what effect the electrical sounding method15Chapter 3 taohuay

9、u general situation173.1 reason173.2 index173.3 stage173.4 physical feature173.4.1 physical feature173.4.2 Blunt flood product characteristics183.4.3 Lithological features183.4.4 structural feature183.4.5 dewatering feature19Chapter 4 Data Analysis and summarize214.1 method214.2 well site22Chapter 5

10、 Data Analysis and summarize345.1 Data Analysis345.2 summarize35Acknowledgment39水源物探法在泰安地区的应用（方案二）作者：熊磊 指导老师：刘仲秋摘要: 桃花峪所处地层为前震旦纪地层，是全球最古老的地层之一，岩性主要为坚硬完整的花岗岩，其次为花岗片麻岩。物探的结果，其真电阻率极低，这是属于破碎的、充水的岩性的表现。但是地下水主要为裂隙水,由于岩石裂隙发育细小,储水空间有限,因此,地下水富水性严重不均 ,开发利用难度大,属于比较严重的缺水区。因此 ,研究泰山群地下水的富集条件 ,探求地下水行之有效的勘探方法 ,对解决贫

11、困落后地区的生产、生活用水 ,提高人民生活水平 ,具有现实意义。关键词：电测 地下水 勘探方法 桃花峪景区Water source prospecting method used in the area of Taian (Scheme)Abstract： The strata of the Taohuayu is former sinian stratum, one of the worlds most ancient strata, lithology mainly for the hard and complete granite, second of granitic gneiss.

12、The results of the geophysical exploration, the true resistance rate is extremely low, it is seemed to belong to a broken, water filling the lithology of performance. But the groundwater mainly fissure water.Due to the rock fracture small, water storage space is limited, the underground water of ric

13、h water imbalance, exploitation difficulty is great, it makes it to be serious water shortage area. Therefore, research on Taishan group metamorphic rocks of groundwater enrichment conditions of groundwater, explore the effective exploration methods, to solve the impoverished and backward area, the

14、production of water, improve the peoples living standards, has a realistic significance.Key words: Electrical measurement ，Groundwater ,Exploration method , Taohuayu Scenic Area前言我国是一个干旱缺水严重的国家。我国的淡水资源总量为28000亿立方米，占全球水资源的6%,但是，我国的人均水资源量只有2300 立方米，仅为世界平均水平的1/4，是全球人均水资源最贫乏。中国从20 世纪70 年代以来就开始闹局部水荒， 80年

15、代以来，中国的水荒由局部逐渐蔓延至全国，情势越来越严重，对农业和国民经济已经带来了严重影响。地下水是我国重要的生产、生活水源之一。地下各种含水构造对采矿、环保、农业、地下工程等部门也有重大意义。因此地下水的高效率、高精度勘查就成为水源研究中首先要解决的问题。当地质单元含有地下水后, 其电导率与含水饱和度、矿化度、地层孔隙度、渗透率等诸多因素相关。通常, 含水层相对隔水层或低饱和地层呈现明显的高电性, 因此电导率异常是地下水地球物理电磁法勘探的主要依据。除电导率特征外, 含水层通常还有较高的介电常数, 所以高饱和地层可以对地质雷达等高频设备所发射的电磁波产生明显影响。另外, 在某些特殊情况下,

16、磁异常、弹性波阻抗异常、放射异常等均被间接地用于水文地质研究。本文对其中几种主要方法, 如激电法、高密电法、激发极化法、瞬变电磁法、可控源音频大地电磁法和地质雷达等作简要介绍。第一章 综述1.1 激电法激电法是利用激电二次场的大小与衰减快慢的不同推断岩体的含水情况，其最大的优点是受地形影响小，对岩溶裂隙水的水位埋深和相对富水带反映都比较直观。目前成功应用的激电参数较多，如表征岩石激发极化的极化率和充电率参数，表征岩石激发极化放电快慢的半衰时和衰减度参数，还有激发比和相对衰减时等综合参数，这些参数的选取与不同地质体和不同的仪器有关，实验表明，极化率() 、半衰时(TH) 、衰减度(D) 对岩溶地

17、下水勘查具有较好的效果。1.2 电测深法电测深法是研究垂向地质构造的地球物理方法，该方法主要用于探测地层、岩性在垂直方向的电性变化，解决与深度有关的地质问题，可寻找位移稳定的含水层，确定其顶底板埋深。其示意图如图1-1： 图1-1其中，五极纵轴测深方法在热水资源勘探中具有广阔的应用前景。在使用对称四极测深法确定热水井位时具有野外施工受场地限制影响小，异常明显，分层细等优点。1.3 放射性法放射性法是利用地质体的放射性特征, 通过收集氡的辐射体, 并根据收集量值的大小, 推断地下构造及岩体的富水情况。1.4 高密度电法高密度电法实际上是集中了电剖面法和电测深法, 其原理与普通电阻率法相同, 所不

18、同的是在观测中设置高密度观测点, 是一种阵列勘探方法。关于阵列电法勘探的思想源于20世纪70年代末期,英国人设计电测深偏置系统就是高密度电法的最初模式, 20世纪80年代中期日本借助电极转换板实现了野外高密度电法数据采集。我国是从20世纪末期开始研究高密度电法及其应用技术, 从理论方法和实际应用的角度进行了探讨并完善。高密度电法野外测量时将全部电极( 几十至上百根) 置于剖面上, 利用程控电极转换开关和微机工程电测仪便可实现剖面中不同电极距、不同电极排列方式的数据快速自动采集。与常规电阻率法相比, 高密度电法具以下优点:电极布置一次性完成, 不仅减少了因电极设置引起的故障和干扰, 并且提高了效

19、率；能够选用多种电极排列方式进行测量, 可以获得丰富的有关地电断面信息；野外数据采集实现了自动化和半自动化，提高了数据采集速度, 避免了手工误操作。此外, 随着地球物理反演方法的发展, 高密度电法资料的电阻率成像技术也从一维和二维发展到三维, 极大的提高了地电资料的解释精度。1.5 激发极化法当用一定供电电源通过电极向地下供电时，不仅在供电时间内能够观测到逐渐趋于稳定的一次场电位差，而且在断开电源后，还能观测到逐渐衰减的二次场电位差，这种在外加人工电流场“激发”下，地质体被“极化”的现象称为激发极化。激发极化找水法，就是利用含水层与其它非含水层激发极化效应的差异性，即利用二次场的大小及衰减快慢

20、的不同来间接推断含水层的。二次场的强度、衰减速度与地质体的矿物成份、含水量大小以及引发激发效应的人工电场强度等因素有关，含水量的大小是引发激发极化效应的重要因素，这也是该方法用于找水领域的主要原因。激发极化法是20世纪50年代末在我国开始研究和推广的, 早期是以直流(时间域) 激发极化法为主, 20世纪70年代初开始研究交流(频率域) 激发极化法, 主要是变频法。20世纪80年代初又开始对频谱激发极化法进行研究, 也就是研究复视电阻率随频率的变化, 即复视电阻率的频谱。由于该方法测量的是二次场, 具有不受地形起伏和围岩电性不均匀的影响、可测量的参数多等优点。在实际地质应用方面, 初期的激发极化

21、法主要用于勘查硫化金属矿床, 后来发展到诸多领域, 如氧化矿、非金属矿床工程地质问题等。近年来, 激发极化法找水效果十分显著, 被誉为找水新法。早在20 世纪60 年代, 国外学者V ictor Vacquier( 1957) 等提出了用激电二次场衰减速度找水的思想。在该思想启迪下, 我国也开展了有关研究, 并将激电场的衰减速度具体化为半衰时、衰减度、激化比等特征参数。这些参数不仅能较准确地找到各种类型的地下水资源, 而且可以同一水文地质单元内预测水量大小, 把激电参数与地层的含水性联系起来。值得一提的是, 利用激发极化法找水或确定地层的含水性, 最好于与高密度电阻率法相结合, 这样可以降低解

22、释的多解性, 提高找水的成功率。高密度电阻率法在确定高阻或低阻地质体方面具有优越性, 但低阻地质体并不代表富含地下水, 可能是由于泥岩引起地层的电阻率下降。这时, 可以通过使用激发极化法来区分含水地层和泥岩, 因为激电二次场与岩石的孔隙有关, 在纯泥岩中极化率比较小, 在含水砂砾岩中极化率比较大, 此外, 二次场的衰减速度也与孔隙的大小, 形状和宽窄有关, 这就是激发极化电法找水机理所在。1.6 瞬变电磁法(TEM) 瞬变电磁法(TEM) 是近年来国内外发展较快、地质效果较好的一种电探方法. 它除了具有穿透高阻能力强及人工源随机干扰影响小的优点外,还具有施工方便、测地工作简单、工作效率高及地质

23、效果好等一系列优点。该方法主要应用于金属矿勘查、构造填图、油气田、煤田、地下水、地热以及冻土带和海洋地质等方面的研究,在国内外已取得了令人瞩目的效果。瞬变电磁法是时间域的人工源主动探测法。其基本原理是通过地面水平线框向地下发射脉冲磁矩, 该一次场关断后, 测量一段时间内由地下介质感应生成二次场。地质体所感应出电流越大, 其异常也越明显, 因此, 瞬变电磁法对含水的高导地层灵敏, 并且有较强的抗干扰能力。该方法的探测深度与所使用的磁矩(即发射框面积乘以发射电流大小) 大小成正比, 一般有效分辨区间为400 m以内。突出优点是观测纯二次场, 且不受静态、近场效应、地形、接地条件影响。图1-2瞬变电

24、磁法与常规电法比较，目前瞬变电磁法具有如下的优势：常规电法易受浅层低阻屏蔽，瞬变电磁法探测深度大，能轻易穿透厚大的低阻覆盖层；理论上瞬变电磁法比直流电法分辨率高1/3 次方；瞬变电磁法采用密集采样方式（等算术），采样数据为千个至数百万个深度数据，大大提高了对勘查目的物空间位置及形态的控制能力。瞬变电磁法不足之处是评估地层含水量时一般只能通过电阻率对比, 定量研究需要做抽水试验。瞬变电磁法在变质岩地区, 对异常推断较困难。随着探测深度加大, 层间渗透水和金属矿的影响越来越明显。瞬变电磁法资料中容易因激发极化效应出现测深曲线的非正常变化。另外还存在数据量大,资料解释较为复杂的特点。不便于野外工作的

25、快速分析和现场决策。1.7 可控源音频大地电磁法(CSAMT)可控源音频大地电磁法, 是在大地电磁法(MT ) 和音频大地电磁法( AMT) 基础上发展起来的一种可控源频率测深方法。可控源音频大地电磁法是1975年由Myron Co ldstein提出, 它基于电磁波传播理论和麦克斯韦方程组建立了视电阻率和电场与磁场比值之间的关系, 并且根据电磁波的趋肤效应理论得出电磁波的传播深度(或探测深度)与频率之间的关系, 这样可以通过改变发射频率来改变探测深度, 达到频率测深的目的。目前, 可控音频大地电磁法采用可控制人工场源, 测量由电偶极源传送到地下的电磁场分量, 两个电极电源的距离为12 km，

26、测量是在距离场源510 km 以外的范围进行, 此时场源可以近似为一个平面波。由于该方法的探测深度较大(通常可达2 km) , 并且兼有剖面和测深双重性质, 因此具有诸多优点: 使用可控制的人工场源, 测量参数为电场与磁场之比卡尼亚电阻率, 增强了抗干扰能力, 并减少地形影响。 利用改变频率而非改变几何尺寸进行不同深度的电测深, 一次发射可同时完成7个点电磁测深, 提高了工作效率。探测深度范围大, 一般可达1 2 km。横向分辨率高, 很容易发现断层。高阻屏蔽作用小, 可以穿透高阻层。与大地电磁法和音频大地电磁法相同, 可控音频大地电磁法也受静态效应和近场效应的影响, 可以通过多种静态校正方法

27、来消除“静态效应”的影响。可控音频大地电磁法一出现就展示了比较好的应用前景, 尤其是作为普通电阻率和激发极化法的补充, 可以解决深层的地质问题, 如在寻找隐伏金属矿, 油气构造勘查, 推覆体或火山岩下找煤,地热勘查和水文工程地质勘查等方面, 均取得良好的地质效果。1.8地质雷达法(GPR)地质雷达法与探空雷达技术相似, 利用宽带高频时域电磁脉冲波的反射探测目标体, 只是频率相对较低, 用于解决地质问题, 又称“探地雷达”，将雷达技术用于地质探测, 早在1910 年就已经提出, 在随后的60年中该方法多限于对波吸收很弱的盐、冰等介质中。直到20世纪70年代以后, 地质雷达才得到迅速推广应用。地质

28、雷达是由地面的反发射天线将电磁波送入地下, 经地下目标体反射被地面接收天线所接收,通过分析所接收到电磁波的时频、振幅特性, 可以评价地质体的展布形态和性质。由于雷达穿透深度与发射的电磁波频率有关, 使其穿透深度有限, 但分辨率很高,可达0.05 m 以下。早期地质雷达只能探测几米内的目标, 应用范围比较窄。此外, 地质雷达与地震反射原理相似, 一些地震资料处理解释方法可以借用。目前, 地质雷达探测深度最大可达100m, 使之成为水文和工程地质勘查中有效的地球物理方法。1.9核磁共振法地面核磁共振(SNMR) 方法是目前唯一直接探测地下水的地球物理新方法。它利用了氢原子内的质子在一定的条件下可以

29、产生核磁共振信号的特征,采集和分析NMR 信号的变化规律以实现对地下水的直接探测。核磁共振是一个基于原子核特性的物理现象，即具有核子顺磁性的物质可选择性地吸收电磁能量。由于氢原子内的质子(氢核) 是具有核磁矩的旋转带电粒子,在通常情况下,质子磁矩方向与当地地磁场B0一致,而且它们在稳定的地磁场作用下都将处在一定能级上,即处于自然平衡状态(图a) 。当在外加具有拉摩尔频率f 0 的电磁场B1 作用后, B1 的垂直于地磁场B0 的分量将对质子产生扭力, 氢核产生旋进运动,从而发生能级跃迁(图b) 。当这种外加的电磁场B1 终止后,氢核在回复到它们原来位置的过程中产生可以被测量的NMR 信号(图c

30、)。图1-3 磁核共振阶段核磁共振产生的3 个阶段如图1-3 （a）平衡状态; (b) 吸收状态; (c) 释放状测量并分析这个NMR 信号可以获取与地下氢核含量相关的信息，从而获取地下水的分布情况。核磁共振法的技术特点为: 属于直接找水方法,特别是找淡水; 勘探深度较小; 易受电磁噪声干扰; 该方法不接地, 受地表电性不均匀体干扰小, 适合西北地表干燥区使用；信息丰富, 具有量化的特点；经济、迅速, 完成一个核磁共振测深点的费用仅为一个水文地质钻孔的十分之一。结语随着科技的发展, 今后一定会出现新的更为有效找水方法。但在相当一段时间内, 地球物理找水的一个趋势是, 根据不同类型地下水的水文地

31、质特征及其地球物理特征, 使用多种物探方法联合即综合地球物理方法。第二章 电测深法找水的基本原理2.1 电阻率法找水的基本原理2.1.1 电法勘探的概述不同的岩石具有不同的物性，例如导电性、磁性、弹性、密度等。在地面通过一定的仪器测出地下岩石的某一物理性质，根据物理性质的差异推断出地下的岩石性质和地质构造，达到找矿或找水的目的。这些方法统称为地球物理勘探，简称物探。2.1.2 均匀地层的电阻率的测定电阻率野外观测时一般由正负两个电极向地下送入电流，底下的电流场受到不同电阻率岩层的影响而有不同的分布规律。因此，在地标观测电位，就能推知地下电阻率的分布情况，进而推断分析地质情况，达到找水的目的。假

32、设电流I由地面的两个点电极A、B送入地下，并在两外两点电极M、N处测量电位差。假定的地下空间全部为同一电阻率p的均匀介质，则根据点穴的高斯定理，A极在M点引起的电位为：VAM=rEMdr=I/（2rAM）同理B极在M点引起的电位为：VBM=rEMdr=I/（2rBM）式中rAM、rBMM点至A、B电极的距离；I电流强度则M点点位为：VM= VAM+ VBM=（I/2）（1/rAM+1/rBM）同样在N点有VN= VAN+ VBN=（I/2）（1/rAN+1/rBN）因此M、N两点的电位差为V= VM-VN=（I/2）（1/rAM+1/rBM-1/rAN-1/rBN）故电阻率=2（V/I）/（1

33、/rAM+1/rBM-1/rAN-1/rBN）=KV/I装置K=2/（1/rAM+1/rBM-1/rAN-1/rBN）在电测找水中，常采用四极对称，此时rAM= rBN，rAN= rBM故装置K简化为：K=*AM*AN/MN由上述几式，就可计算出四极装置测定地下把空间均匀地层的电阻率。2.1.3 人工电场的分布通过AB电极向下供电形成的人工电流场，其嗲下分布有以下几条规律：（1）从电源正极流出的电流，最后全部回到负极，电力数总数保持不变；（2）电力线有尽可能使经过的路程为最短的特性；（3）各电力线之间存在相互排斥的作用。依据第一条规律，电力线将大部分靠近地表面，但由于第三条的存在，将有一部分电

34、力线被排斥到地下深处。假定地表面的电流密度为J0，供电电极AB中垂线上任意一点的埋藏深度为h，则该点的电流密度为Jh与h的关系为：Jh/ J0=1/（1+h2/L2）3/2 式中L=AB/2，关系曲线见图2-1（电流密度与深度的关系曲线）。由图中所见，要勘探埋藏较深的地质体，须采用增大供电电极的办法，使电场的分布范围更深、更广，使得地质体处的电流密度足够大。从理论上研究，只有地质体的埋藏深度小于0.71AB时，才有可能引起仪器观测到的电位变化。在野外实际工作中，当条件比较好时，最大勘探深度一般只能达到AB/2。图2-1电流密度与深度的关系曲线上面谈的是均匀地层中电力线的分布规律，在非均匀层中，

35、电力线还有尽可能通过良导电层的特性，利用这些规律，便可以在地面上观测地下不同深度的各种地层的电阻率，达到找水的目的。2.2 电测深法的方法原理电测深法是用中心位置不变而逐渐加大供电电极距的方法，测出一系列s值，从而了解某一点从浅到深沿垂直方向的地质条件。 在图2-2（测量深度随AB变化示意图）中，当供电电极A、B位于A1、B1位置时，电力线大部集中与A1C1B1的半球内，因而测出的s主要受改版求内岩层电阻率的影响。当A、B改变到A2、B2位置时，半球体变为A2C2B2测出的s不仅受到A2C2B2半球内岩层电阻率的影响，而且受到图2-2 测量深度随AB变化示意图C1C2深度内的岩层电阻率的影响。

36、当A、B距离继续增大时，电力线的深度也就逐渐增大，s值也就受到深度更大的岩层电阻率的影响。如果以AB/2为横坐标，以算出的s值为纵坐标，将测量结果点绘到双对数纸上，就得出了电测深曲线图。在电测深曲线上，上升的曲线反映了地下高阻岩层的存在，如图2-3a；下降的曲线段反映了低阻岩层的存在，如图2-3b。图2-3 电测深曲线图2.3 电测深法的技术方法2.3.1 工作方法2.3.1.1 供电极距AB的选择在野外测量中，AB距离的选择，应满足以下三点要求：（1）最小AB/2可按稍小于第一含水层的埋藏深度或区域地下水位的深度来确定，如有要求，还应能反映第四系覆盖层的厚度。（2）最大AB/2的选择，应保证

37、在曲线尾段渐近线上有23个电极距，或按预计打井深度的12倍来确定。（3）在测量过程中AB距离应逐步加大，两个相邻极距在双对数纸上的水平距离应在0.52cm的范围内，通常取：（AB/2）i+1/（AB/2）i=1.21.5根据经验，建议按照如下表2-1众所列的极距进行选取：表2-1：供电极距参考表序号1234567891011AB/2(m)2.546912162025324050MN/2(m)0.310.50.751.131.522.53.13456.25序号1213141516171819202122AB/2(m)607490110135170210260320400500MN/2(m)7.5

38、9.2511.2513.7516.8921.2526.2532.5405062.32.3.1.2 测量极距MN的选择MN的选择一般分等比装置和固定装置两种方式。等比装置一般选择八分之一装置，即MN=AB/8。如新号较弱时，也可适当加大MN的距离，如选取五分之一或三分之一装置，应根据地电条件灵活运用。随着测试仪器智能化的发展，测量精度的提高，固定装置亦普遍应用，该装置所用人力少，受不良地质体干扰的影响小，效果较好。2.3.1.3 布线方向的选择在山丘地区，布线应选择地形平坦、与可能的构造走向垂直的方向布极，避免穿越较深的沟谷和陡崖，造成地形影响误差。在平原地区，地层分布较为均匀，一般以布线方便为

39、原则，可不考虑布线方向。2.3.2 电测深曲线解释分析方法电测深曲线解释的主要任务，是通过对个电性层曲线的分析计算，依据岩性及测量结果，辨认含水层，解释界面深度，推断地下含水层的性质、部位、厚度等情况，指导我们选定井位。2.3.2.1简易拐点切线法第一步，做出与目的层曲线段重合最长的拐点切线P1，及其上部相邻电性层的拐点切线P2。P1、P2两切线的交点O1点的纵坐标为0，横坐标为上界面深度。第二步，用量角器量出切线P1与横坐标的夹角为角，根据值，从-u表中查出u值，则目的层的电阻率为=u0。2.3.2.2经验系数法2.3.3含水层的分析与辨认高阻岩层地区，包括石灰岩，大理岩，花岗岩，凡是相对富

40、水的构造破裂带，岩溶裂隙带，在测深曲线上一般呈现相对低阻反映。根据多年的测试定井实践，可主要归纳为缓、平、降三个变异特征，九种曲线表现形态，作为辨认含水层进行定性解释的依据。1缓升变异（1）急剧上升段后的缓升段，可视为含水层。（2）夹在两个急剧上升段之间的缓升段，一般是较好的含水层。（3）急剧上升段前边的缓升是比较可靠的含水层。2水平变异（1）尾支变平的水平段是含水层的反映。（2）两个上升段之间水平段可视为含水层。（3）整个曲线近似水平，是岩溶裂隙富水的反映。3下降变异（1）尾支下降段可视为含水层。（2）两个急剧上升段之间的下降段可视为含水层。（3）只有尾支急剧上升，前段下降的曲线，下降段是中

41、上部岩溶裂隙富水相对发育的反映。2.4 影响电测深法效果的地电条件分析根据我们的找水实践，影响电测深法找水效果的地点跳进主要体现在以下三个方面：第一，电测深法是一种体积勘探，因而要求被测目的层有一定的规模。目的层埋藏深度越深，要求其厚度越大，当含水层厚度较薄时，在电测深曲线上一般较难反映出来。第二，测区中存在较大的沟谷和陡坡时，将对曲线产生不利影响，需在曲线分析时考虑这一因素，但一般缓坡地形对电测曲线的影响较小，可不予考虑。第三，电测深法对接地条件并不严格，一般接地条件均可测量。但当接地条件极为不良，如地表为干沙层，则将对测试结果产生较大的不利影响。第三章 桃花峪概况3.1 缘由桃花峪社区由位

42、于桃花峪景区入口处的几个自然村组成。行政上隶属于泰山管委管辖。由于各村散落于山前、峪间，面积宽广、布局零乱。民居不论新旧，都是老式的高墙、宅园、小窗，通风、采光极差，给人压抑之感。村外的高铁、高速公路、小高层与这些传统的民居形成鲜明的对比。泰山管委提出若供水水源允许，在此地区范围内拟建1.3万人的新社区，使社区与景区协调发展，故作此勘探。3.2 社区指标马套位于桃花峪出口西侧，土地以丘陵平原为主，总体地势平坦，现有居住人口约1656人；曹家庄居于低山区、丘陵区和河旁窄地，土地瘠薄、山林茂密、耕地极少，属露裸、半露裸的山地。现有居住人口约860人，二村总人口，包括外来住户总计约3千人。二村居民以

43、打工为主。亦有从事采石、开店和餐饮服务业。居民一般较为富裕。3.3 勘察阶段勘察共分两个阶段。第一阶段完全按照遥感构造图进行物探工作，第二阶段在第一阶段测试成果的基础上，沿南北进山路、东西走向的路及从界首进入部队的老路进行面上勘探。3.4场区自然特征3.4.1 分水岭特征界首为泰山西部分水岭。泰山北西来水由界首流向万德、青杨、张夏入小崮山水库。界首以东泰山来水，入桃花峪河，归泰山泮汶河，最终入大汶河。场区由于地处分水岭地域，汇水面积总体受限，应引起注意。3.4.2 冲洪积特征场区主要河沟有两条：一是桃花峪河，二是曹家庄河。此二河均属源短流急、携带悬移质、推移质能力极大的河流。河流中上游，除有几

44、块巨磦、蛮石之外，河床底基岩露裸，冲刷得干干净净。河道出了桃花峪收费站向下，地形突然平坦、宽广，洪流聚减，巨石不断在河口堆积。在地质历史的长河中，河床不断来回摆动，冲成现在的马套以巨石为主的洪积平原。场区特征：由于山前没有较大的地壳沉降，汇水面积较小，地处分水岭等，故堆积物以巨石、大磦石为主，间混卵、砾及砂，尽管分选性不好，但因无粘结的粘土细粒充填，故孔隙性、储水性及地下水的运移性均很好，是富水的含水空间。场区冲洪积中的地下水埋深现已达710.8m。整个堆积物与破碎带厚度在2040m之间。由于物探未做钻探证实，其结果只能作参考。3.4.3 地层岩性特征地层为前震旦纪地层，是全球最古老的地层之一

45、，故群众称之为老地层。岩性主要为坚硬完整的花岗岩，其次为花岗片麻岩。片麻岩和片岩在场区很少出露。隐伏的地层、岩性与出露的相同。但物探的结果，其真电阻率极低，这是属于破碎的、充水的岩性的表现。3.4.4 构造特征从1:25000遥感构造分布图所见，场区地质构造发育。不论新老构造，已成网络展布。这说明泰山自上升期以来，不知经历多少次的地质变动，见桃花峪场区遥感构造分布图一。泰山有这么多的构造，但不是地震设防区。其因这些断层均已“死去”。活断层是很少的，山东只有两条：一条是闻名中外的郯庐大断裂，另一条是高唐、聊城、菏泽、商丘大断裂。只要发生地震就在此二断裂及其衍生带上发生。3.4.5 补、径、排特征

46、（1）补给场区地下水补给主要来源于四个方面：山坡降水补给；桃花峪河、曹家庄河的补给；场地降雨入渗补给；遥感构造分布图中的连通网络补给。总的来讲，场区的补给条件还是较好的。（2）径流当经山坡降水、河沟侧渗、降雨入渗与构造补给后，地下水在岩体的破碎带中由高处向低处运动，这就是径流。当岩石越破碎、越没有充填物、颗粒越粗，径流速度就越快，抽出水量就越大。发育较好的老地层地区，有时地下水速率能达到25m/d。（3）排泄地下水排泄主要有四种途径：人工开采；地下水补给河沟；潜水蒸发；以泉及其泉群的形式排泄。由于场区地下水已降到7m以下，后三条已经不存在了。只有地下水的抽水是其主要的排泄形式。不同水文年度地下水有不同的降幅，当丰水年时地下水埋深就浅；当干旱年时地下水就急剧下降。在这样的开发场地就要有长期观测动态资