地球物理勘探复习.ppt

《地球物理勘探复习.ppt》由会员分享，可在线阅读，更多相关《地球物理勘探复习.ppt（189页珍藏版）》请在三一办公上搜索。

1、地球物理勘探基本特点,（1）地球物理勘探是一种间接的勘探方法,用钻机或其它的机械手段从地下取出岩样来认识地质构造是直接的勘探方法（或称为侵入方法，invasive method)。地球物理勘探无须从地下取出岩样，而是通过使用专门的仪器在地面（或钻孔中）观察由地下介质引起的某种物理场的分布状态，,收集和记录某些物理信息随空间或时间的变化，并对这些信息的分布特征作出解释和推断，从而揭示地球内部介质物理状态的空间变化和分布规律，以此来了解矿产资源的分布及赋存状态、查明地质构造。,（2）地球物理勘探工作具有效率高、成本低的特点,以往的地球物理勘探工作为矿产资源的调查、水文地质及工程地质工作提供了大量的

2、、获得实践检验的重要资料；尤其是在覆盖地区对研究地质构造、指导勘探、成井等方面发挥了重要作用，加快了勘探速度，降低了施工成本，提高了水文地质钻孔的成井率。,（3）地球物理勘探能更全面了解勘探目标的全貌，避免钻孔勘探一孔之见的弱点,在工程勘察中，尤其是在浅层岩溶勘察中，地球物理勘探工作能提供勘探区域内二维、甚至三维的地下岩溶分布状态，克服钻孔一孔之见的局限性。跨孔声波、电磁波透视法能了解两孔之间的岩体的完整性，能从整体上评价岩体的完整性与基础的稳定性。,（4）地球物理勘探的应用具有一定的前提条件,（一）必要条件：要有物性差异；（二）充分条件：1、目前仪器技术条件下，能测出异常：（1）场源体要有一

3、定的规模，（2）场源体要有一定的埋深比，（3）仪器灵敏度要高；2、干扰要小或能分辨异常；3、环境条件允许。,（5）反演解释具有多解性,同一物理现象（或者说同一性质的物理场的分布）可以由多种不同的因素引起。例如，在电法勘探中，视电阻率的变化可以由被测目标体电阻率值的变化引起；也可能由于地形，产状等其他因素的变化引起。这反映了地球物理勘探资料解释具有多解性。要克服地球物理勘探资料解释的多解性，就必须将其与钻井资料或地质资料相结合进行推断解释，必须掌握一定的地层岩矿石的物性参数。,一、填空二、名词解释 三、简答题四、应用分析题考试时间：考试周,主要考核各位同学对基本知识方法理论掌握情况，以及初步的应

4、用分析能力。考试题型：,绪 论,地球物理学：用物理学的原理和方法，对地球的各种物理场分布及其变化进行观测，探索地球及近地空间的结构、物质组成、形成和演化，研究各种自然现象及其变化规律。地球物理学目的和任务：在探测地球内部结构与构造的基础上、寻找能源、资源和环境监测提供理论、方法和技术。,地球物理学分为:应用地球物理和理论地球物理两大类。,理论地球物理:研究地球本身特性的理论与方法。如：地球起源、内部圈层结构、地球年龄、地球自转与形状等。主要包括:地震学、地磁学、地电学、地热学和重力学等。,应用地球物理（勘探地球物理）：地质体的不同结构和特性常以不同的导电性、磁性、弹性、密度、放射性等地球物理性

5、质或地球物理场的差异表现出来。以专用仪器探测地壳表层各种地质体的物理场来进行地层划分，判明地质构造、水文地质及各种物理地质现象的方法。,勘探地球物理主要方法包括：重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探、地球物理测井和放射性勘探等。,第 1 章 岩(矿)石的地球物理特征,第 1 节 岩(矿)石的密度,影响岩石密度的主要因素为：1.组成岩石的各种矿物成分及其含量的多少；2.岩石中孔隙大小及孔隙中的充填物成分；3.岩石所承受的压力等。,一、火成岩的密度,主要取决于矿物成分及其含量的百分比,由酸性 中性 基性 超基性岩，随着密度大的铁镁暗色矿物含量的增多，密度逐渐增大。,二、沉积岩的密度 1.沉积岩密

6、度值主要取决于孔隙度大小，干燥的岩石随孔隙度减少密度呈线性增大；,2.孔隙中如有充填物，则充填物的成分及比例也明显地影响着密度值；3.随着成岩时代的久远及埋深的加大，上覆岩层对下伏岩层的压力加大，这种压实作用也会使密度值变大。,三、变质岩的密度,变质岩密度与矿物成分、矿物含量和孔隙度均有关，主要由变质的性质和变质程度来决定。通常变质作用的结果使变质岩比原岩密度值加大，如变质程度较深的片麻岩、麻粒岩等要比变质程度较浅的千枚岩、片岩等密度值大些。,1.岩矿石密度的规律：岩浆岩和变质岩的密度大于沉积岩 沉积岩密度变化范围大,四、结论,2.影响岩石密度因素 岩浆岩:矿物成分；生成环境；沉积岩:孔隙度；

7、生成年代；埋藏深度；变质岩:与原岩和变质程度有关,第 2 节 岩(矿)石的磁性,一、基本概念,磁性：吸引铁、钴、镍等物质的性质。任何物质的磁性都是带电粒子运动的结果。,1.抗磁性(逆磁性)2.顺磁性 3.铁磁性,磁性分类：,1.抗磁性(逆磁性)在外磁场作用下，这类物质的磁化率为负值，且数值很小。,2.顺磁性 顺磁性物质受外磁场作用，其磁化率为不大的正值，有外磁场作用，原子磁矩顺着外磁场方向排列，显示顺磁性。,3.铁磁性 在弱外磁场的作用下，铁磁性物质即可达到磁化饱和，其磁化率要比抗磁性、顺磁性物质的磁化率大很多。,磁化强度与磁化场呈非线性关系,磁化强度M沿O、A、B、C、D、E、F、A变化，诸

8、点所围之曲线，称磁滞回线，表明铁磁性物质磁化强度随磁化场的变化呈不可逆性。,二、岩石、矿石的磁性特征,1.磁化强度和磁化率,在外部磁场的作用下，磁化强度 M 表示与磁化场强度 H 之间的关系为:,磁化率：表征物质受磁化的难易程度，是一个无量纲的物理量。,2.矿物的磁性 抗磁性矿物与顺磁性矿物 自然界中，绝大多数矿物属顺磁性与抗磁性。,抗磁性矿物，其磁化率都很小，在磁法勘探中通常视为无磁性。顺磁性矿物，其磁化率要比抗磁性矿物大得多，约两个数量级。,(2)铁磁性矿物,铁磁性矿物：如磁铁矿等含铁、钴、镍元素的矿物。磁化率不是恒量，为正值，且相当大。,3.岩石的磁性特征 火成岩的磁性(1)不同类型的侵

9、入岩，其磁化率平均值随着岩石的基性增强而增大；(2)超基性岩是火成岩中磁性最强的；,(3)火成岩具有明显的天然剩余磁性。,沉积岩的磁性 一般说来，沉积岩的磁性较弱。造岩矿物如石英、长石、方解石等，对磁化率无贡献。沉积岩磁化率主要决定于副矿物的含量和成分，它们是磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿，以及铁的氢氧化物。沉积岩的天然剩余磁性，与母岩剥蚀下来的磁性颗粒有关，其数值不大。,变质岩的磁性 变质岩磁化率和天然剩余磁化强度变化范围很大，和原岩的矿物成分，以及变质作用的外来性或原生性有关。,(四)影响岩石磁性的主要因素 岩石的磁性是由所含磁性矿物的类型、含量、颗粒大小与结构，以及温度、压力等因素决定的。岩石

10、磁性与铁磁性矿物含量的关系 一般来说，岩石中铁磁性矿物含量多，磁性愈强。2.岩石磁性与磁性矿物颗粒大小、结构的关系 在给定的外磁场作用下，铁磁性矿物的相对含量不变，其颗粒粗的较之颗粒细的磁化率大。当磁性矿物相对含量、颗粒大小都相同，颗粒相互胶结的比颗粒呈分散状者磁性强。,3.岩石磁性与温度、压力的关系 服从居里 魏斯定律。即:,式中是 C 居里常数，T 是热力学温度，Tc 是居里温度，当，铁磁性消失，转变为顺磁性。,一、岩石和矿石的导电性 物质的导电性愈好，其电阻率值愈小；反之，如果物质的电阻率很大，则该物质的导电性很差。,第 3 节 岩(矿)石的电性,1.岩矿石的导电机制（固体矿物的导电机制

11、）,按照导电机制可将固体矿物分为三种类型：金属导体、半导体和固体电解质。在金属导体和半导体中，导电作用都是通过其中的某些电子在外电场作用下定向运动来实现的，它们都是电子导体。,2.孔隙水的导电机制 岩石中的孔隙水总是在不同程度上含有某些盐分(电解质)，当电解质溶于水形成电解液时，电解液可借助于其中处于电离状态的正、负离子而导电，故为离子导体。电解液的电阻率正、负离子的浓度和迁移率成反比。,二、影响岩矿石导电性的因素 岩、矿石的电阻率和它的组成矿物及所含水的导电性、含量、结构、构造及其相互作用等有关。1.岩石、矿石电阻率与其成分和结构的关系 岩石、矿石的电阻率决定于这些胶结物和矿物颗粒的电阻率、

12、形状及其百分含量。,2.岩石、矿石电阻率与所含水分的关系 理论上说，岩石的电阻率应与固体电解质的电阻率具有相同的数量级，但通常自然状态下岩石电阻率都低于此值，甚至有低达 n10m 以下的情况。这是因为岩石都在不同程度上含有导电性较好、并且彼此有相互连通的水溶液之故。,3.岩石、矿石电阻率与温度的关系 电子导电矿物或矿石的电阻率随温度增高而上升；离子导电岩石的电阻率随温度增高而降低。4.岩、矿石电阻率与压力的关系 在压力极限内，压力大使孔隙中的水挤出来，则电阻率变大，压力超出岩石破坏极限，则岩石破裂，使电阻率降低。,三、岩矿石的电阻率 影响岩、矿石电阻率的因素众多，自然状态下某种岩、矿石的电阻率

13、并非某一特定值，而多是在一定范围内变化。岩矿石的所有物理性质中，以电阻率的变化范围最大。,四、岩石和矿石的自然极化和激发极化特性 一般情况下物质都是电中性的，即正、负电荷保持平衡。但当某些岩石和矿石在特定的自然条件下，在岩石中产生的各种物理化学过程作用下，岩石可以形成面电荷和体电荷。岩石的这一性质称为岩石极化。,岩石极化分为两种类型:1.自然极化 由不同地质体接触处的电荷自然产生的（表面极化）或由岩石的固相骨架与充满空隙空间的液相接触处的电荷自然产生的电动势的物理-化学过程(两相介质的体极化)；2.激发极化 在人工电场作用下产生的极化。由岩石自然极化和人工极化产生的面电荷和体电荷形成自然电场或

14、激发极化电场。,火成岩速度大于变质岩和沉积岩速度，且速度变化范围小些；变质岩速度变化范围大；沉积岩速度较小，但因其结构复杂，影响因素众多，速度的变化范围最大。,第 4 节 岩石层的地震波速度,一、岩石的地震波速度,二、影响速度的主要因素 影响波速的基本因素是岩石的孔隙度。波在孔隙的气体或液体中传播的速度要低于在岩石骨架中的传播速度。孔隙度增大时，岩石密度变小，速度也要降低。,第 3 章 重力勘探,重力勘探：是观测地球表面重力场的变化，借以查明地质构造和矿产分布的地球物理勘探方法。组成地壳的各种岩（矿）石之间具有密度差异，这种差异会使地球的重力场发生局部变化，从而引起地球重力异常。,第 1 节

15、概述,第 2 节 重力勘探的理论基础,一、重力场,地球周围具有重力作用的空间称为重力场。,地球的重力场可分为正常重力场、重力随时间的变化及重力异常三部分。,二、地球的重力场的组成,1.正常重力场,赫尔默特公式：,地球的正常重力是由赤道向两极逐渐增加的。赤道处为9780300g.u.，两极处为9832087g.u.。,2.重力场随时间的变化,重力场随时间的变化包括长期变化和短期变化两类:长期变化:主要与地壳内部的物质变动，如岩浆活动、构造运动、板块运动等有关。短期变化:指重力的日变，它与太阳、月亮和地球之间的相互位置有关。由于地球的自转，地表各点与日、月的相对位置不断发生变化，使得日、月对这些点

16、的引力也不断改变，从而造成了重力的变化。,3.重力异常,由于质量剩余，在地面某点P产生一个指向地质体质量中心的附加引力(场强度)E,该附加引力在正常重力方向(铅垂方向)上的投影，即为重力异常。,要获得探测对象产生的重力异常，一般应具备如下五个方面的条件：第一，必须有密度不均匀体存在，即探测对象与围岩间要有一定的密度差，当地质体密度围岩密度0 时，可观测到重力高；当0 时，可观测到重力低；当=0 时，则观测不到重力异常。,第二，仅有密度不均匀体的分布，并不一定能产生重力异常。如一组水平岩层，密度不均匀体必须沿水平方向密度变化，即要有一定的构造形态，才能引起重力异常。第三，不仅探测对象与围岩要有一

17、定的密度差，而且剩余质量不能太小。,第四，探测对象不能埋藏过深。第五，能否取得探测对象产生的异常，还取决于该异常能否从干扰场中辨别出来。只有地形不太复杂，围岩密度比较均匀，探测对象与围岩的密度差较大，且其它地质体的干扰场能从实测异常中消除时，重力勘探才能取得较好的地质效果。,第 3 节 重力勘探工作方法,根据地质任务的不同，重力勘探可分为预查、普查、详查和细测四个阶段。,第 4 节 重力资料的整理及图示,一、重力资料的整理须对实测数据进行整理，消除干扰，提取有用信息。,重力校正 消除自然地形引起的重力变化需要进行三项校正，即地形、中间层和高度校正:1.地形校正：,测点所在水准面以上的正地形部分

18、，多余物质产生的引力的垂分量是向上的，引起仪器读数减小；,负地形部分相对该水准面缺少一部分物质，空缺物质产生的引力可以认为是负值，其垂直分量也是向上的，使仪器读数减小。可见地形影响恒为负，故其校正值恒为正。,2.中间层校正 消除水准面与大地水准面或基准面 间还存在着一个水平物质层 的影响就是中间层校正。,由于地壳每增厚 1m，重力增加约 0.419 g.u，,当测点高于大地水准面或基准面时，h 取正，反之取负。我国和世界大多数国家都取中间层密度值为 2.67g/cm。,3.高度校正 地面每升高 1m 重力减小约 3.086g.u.，所以高度校正值 g高为：,当测点高于大地水准面或基准面时，h

19、取正，反之取负。,高度校正和中间层校正都与测点高程 h 有关，因此常把这两项合并起来，统称为布格校正。以 g布表示：,4.正常场校正 在大面积测量中，各测点的正常场校正值可直接由正常重力公式计算。,小面积重力测量只作正常场的相对纬度校正。,二、重力异常图剖面图,第 5 节 重力异常正演,一、地球物理正演和反演 正演问题:在地球物理勘探的理论研究中，根据地质体的形状、产状和物性数据，通过理论计算、模拟计算或模型实验等方法，得到地球物理场异常的理论数值或理论曲线，统称为正演问题。简单地说，正演问题就是在给定地下特征和特定的物理模型的前提下确定所能记录到的数据。,反演问题：根据观测数据推断地下特性的

20、工作称为反演问题。反演可以看成一种方法，借助于这种方法，人们可以获得精确描述所观测到的数据集的地下模型。,二、简单规则形体重力异常正演计算 1、球体(点质量),(1)在 x=0（即原点）处，异常取得极大值为,异常分布的基本特征:,(2)异常相对原点为对称分布当 x 时，g0。,(3)在平面上，由对称性可知，其异常等值线为一簇以球心在地面投影点为圆心的许多不等间距的同心圆。,典型的球体重力异常 g 特征显示：在实测重力异常平面图中，近于圆形或长短轴差别不大的近椭圆形异常，多半是近于球形地质体产生的；,在同一地区，异常愈尖锐，范围愈小，则该地质体的埋深会越小，反之则会更深些。,2、水平圆柱体（水平

21、物质线）,g 剖面图来看与球体类似，但平面图则完全不同，它是一组不等间距的平行直线，中间异常值最大，两边异常值小。当 x=0 时，可得:,第 6 节 重力异常的转换处理,一、重力异常的分类,重力异常可分为区域异常和局部异常。区域异常：分布较广的中深部地质因素引起的重力异常，其特征是异常幅值较大，异常范围也较大，但异常梯度小。,局部异常：相对区域因素而言，范围有限的研究对象（如构造矿产）引起的范围和幅值较小的异常，但异常梯度相对较大。局部异常也称剩余异常。,二、重力异常的迭加和分离,当球体的剩余密度为负时，异常的水平梯度值小于单斜异常的水平梯度时，叠加的异常不可能形成圈闭，平面等值线只是向异常的

22、降低方向扭曲。,当球体异常的水平梯度大于单斜异常水平梯度时，在球体异常中心附近部位才能形成小的圈闭。,当球体的剩余密度为正时，叠加后的异常等值线是向异常升高的一方扭曲。,球体与单斜模型的 3 种不同情况产生的异常叠加结果,球体异常与单斜异常的叠加,三、平均场法,在一定剖面或平面范围内的区域异常可视为线性变化，因而该范围的重力异常平均值可作为其中心点处的区域异常值；求平均异常时所选用的范围应当大于局部异常的范围。,四、趋势分析法,趋势分析法是目前重磁资料数据处理中常用的方法，参数选择恰当时，可以获得比较理想的分场效果。以一个一定阶次的数学曲面来代表测区内异常变化的趋势，并以此趋势作为区域场来看待

23、，从布格重力异常中减去这一区域异常，即获得测区内的局部异常。,五、空间域解析延拓法,根据观测平面或剖面上的重力异常值计算高于（或低于）该面上异常值的过程称为向上（或向下）延拓。由于重力异常值是与场源到测点距离的平方成反比，因此对于深度相差较大的两个场源体来说，进行同一个高（深）度的延拓，它们各自的异常减弱或增大的速度是不同的。,进行上延计算时，由浅部场源体引起的范围小、比较尖锐的“高频”异常，随高度增加的衰减速度比较快；而由深部场源体引起的范围大的宽缓的“低频”异常，随高度增加的衰减速度比较慢。因此，向上延拓有利于相对突出深部异常特征。,进行下延计算时，由浅部场源体引起的“高频”异常随深度增加

24、（高度减小）的增大速度比较快，而由深部场源体引起的“低频”异常其增大速度比较慢。因此，向下延拓相对突出了浅部异常。,第 3 章 磁法勘探,磁法勘探是利用地壳内各种岩矿石间的磁性差异所引起的磁异常来寻找有用矿产或查明地下地质构造的一种地球物理勘探方法。,一、磁法勘探,第 1 节 概 述,二、分类及应用,就工作环境而言，磁法勘探可分为：航空磁测；地面磁测；海洋磁测；井中磁测四类。,第 2 节 地球的磁场,存在于地球周围的具有磁力作用的空间，称地磁场，它是由基本磁场(主磁场)、变化磁场和磁异常三部分组成。,一、主磁场 主磁场占地磁场的 95%以上，主要由地核内电流的对流形成。它是相对稳定的，但也存在

25、着一种极为缓慢的变化。1、地磁要素,地磁要素：地磁场总强度T，水平强度H，垂直强度Z，X和Y分别为H的北向和东向分量，D和I分别为磁偏角和磁倾角。,它们之间关系:,二、变化磁场,变化磁场可以分为两类：一类是连续出现的，比较有规律且有一定周期的变化；另一类是偶然发生的、短暂而复杂的变化。前者称为平静变化，后者称为扰动变化。,1.平静变化：来源于电离层内长期存在的电流体系的周期性改变。,2.扰动变化：扰动变化包括磁扰(磁暴)和地磁脉动两类，是由磁层结构、电离层中电流体系及太阳辐射等的变化引起。,三、磁异常,磁异常：在消除了各种短期磁场变化以后，实测地磁场与作为正常磁场的主磁场之间仍然存在着的差异。

26、或者说，磁异常是地下岩、矿体或地质构造受到地磁场磁化以后，在其周围空间形成、并叠加在地磁场上的次生磁场。,第 3 节 地磁场解析表示,一、地心偶极子磁位,对磁轴与地球旋转轴一致（地心偶极子），地面上任一点的磁位为：,M磁偶极子的磁距。,二、地磁场的正常梯度 对地心偶极子的正常梯度场，沿子午线方向的梯度场:,沿高度方向的梯度场:,某地区某年的垂直强度 Z=34350nT，水平强度 H=34800 nT，取 R=6371km，则其梯度值为,就是说，在该地区，当高度升高 1km 时，T 值减小 23.02nT；向北方向移动 1km 时，T 值增加 5.76nT。,第 5 节 磁测的野外工作方法,地磁

27、场的日变观测 在高精度磁测时必须设立日变观测站，以便消除地磁场周日变化和短周期扰动等影响，这是提高磁测质量的一项重要措施。日变观测站，必须设在正常场（或平稳场）内，温差小、无外界磁干扰和地基稳固的地方，观测时要早于出工的第一台仪器，晚于收工的最后一台仪器。,第 6 节 磁异常的正演,一、有效磁化强度矢量,Ms 为 M 在 XOZ 面的投影（分量），称为有效磁化强度矢量；is 为 Ms 的倾角，即 Ms 与 OX 轴间夹角，称为有效磁化倾角；,二、总磁场强度异常 地磁场总强度 T 减去正常地磁场后得到总磁场异常 T。,T 与 Ta 的关系,磁异常总强度矢量 Ta是磁场总强度 T 与正常场 T0

28、的矢量差，即：,而 T 是 T 与 T0的模量差，即：,在东西剖面内is=90，有效磁化强度 Ms 垂直向下，这时球体在剖面内被垂直磁化。,三、球体的磁场,当is=90，xoz面即水平圆柱体为南北走向时，由上式可得：,四、水平圆柱体的磁场,当 x=0 时，有,令 Za=0，可求得 Za 曲线的零值点坐标：,水平圆柱体的 T 曲线(a)i=45(b)i=90,1.磁性体与其磁场平面分布的对应关系,单个磁性体磁异常的平面等值线形状大体可分为三种：长带状、等轴状和椭圆状。如：球体的等值线为等轴状；二度板状体和水平圆柱体等的等值线为长带状；有限长水平圆柱体和板状体的异常为长椭圆状。磁异常轴的方向一般反

29、映地质体的走向。,五、规则磁性体与磁异常关系,根据等值线的形状，把磁性体区别为二度体异常和三度体异常。取 1/2 极大值等值线，若长轴为短轴长度的三倍以上，则视为二度体异常；否则为三度体异常。,2.磁性体与其磁场的剖面对应关系,磁性体的 T 剖面曲线有三种基本形态：两侧无负异常的 T 曲线、一侧有负异常的 T 曲线和两侧有负异常的 T 曲线。（1）两侧无负异常的 T 曲线 其极大值对应原点。这种剖面异常特征可作为判定磁性体顺层（或顺轴）磁化且向下无限延深的标志。,（2）一侧有负异常的 T 曲线 斜磁化无限延深板状体的 T 剖面曲线为一侧有负值的曲线。T 曲线不对称，原点位于 Tmax 和 Tm

30、in 之间。曲线的不对称性决定于（=is）角的大小；角愈大，曲线愈不对称。,（3）两侧有负值的 T 曲线 剖面曲线两侧出现负值，是磁性体下延深度不大的表现。如球体、有限延深的柱体和板状体、水平圆柱体等，其 T 剖面曲线一般都是两侧出现负值。在垂直磁化情况下，其 T 曲线为两侧有负值的对称曲线；并且其极值对应原点。若为斜磁化，T 为非对称曲线，原点位于二极值点坐标之间。,第 4 章 电法勘探,电法勘探是根据所测得的地下电场或电磁场的分布规律来查明地下地质构造和寻找有用矿产的一种常用地球物理勘探方法。,第 1 节 概 述,第 2 节 电阻率法理论基础,电阻率法是传导类电法勘探方法之一。它建立在地壳

31、中各种岩(矿)石之间具有导电性差异的基础上，通过观测和研究与这些差异有关的天然电场或人工电场的分布规律，达到查明地下地质构造或寻找矿产资源之目的。工作方法：1、电剖面法；2、电测深法；3、高密度电阻率法。,1电阻率 当电流沿着一段导体的延伸方向流过时，导体的电阻 R 与其长度 l 成正比，与垂直于电流方向的导体横截面积 S 成反比。,式中比例系数 称为该导体的电阻率。,视电阻率实质上是在电场有效作用范围内各种地质体电阻率的综合影响值。虽然前两式等号右端的形式完全相同，但左端的 和 s 却是两个完全不同的概念。只有在地下介质均匀且各向同性的情况下，和 s 才是等同的。,2视电阻率,影响视电阻率的

32、因素有：(1)电极装置的类型及电极距；(2)测点位置；(3)电场有效作用范围内各地质体的电阻率；(4)各地质体的分布状况，包括它们的形状、大小、厚度、埋深和相互位置等。,第 3 节 电阻率法正演计算,第 4 节 电剖面法,电剖面法是采用不变的供电极距，并使整个或部分装置沿观测剖面移动，逐点测量视电阻率 的值。,由于供电极距不变，探测深度就可以保持在同一范围内，因此电剖面法所了解的是沿剖面方向地下某一深度范围内不同电性物质的分布情况。,一联合剖面法装置形式及视电阻率公式 联合剖面法是用两个三极装置 AMN 和 MNB 联合进行探测的一种电剖面方法。,联合剖面法有两条视电阻率曲线。,二.联合剖面法

33、 s 曲线分析 联合剖面法主要用于寻找产状陡倾的层状或脉状低阻体或断裂破碎带。,视电阻率和电流密度之间的关系:,jo是介质完全均匀时的电流密度.,在直立良导薄脉顶部上方，sA 和sB 曲线相交，且在交点左侧，sAsB，交点右侧，sAsB。这种交点称为联合剖面曲线的“正交点”。在正交点两翼，两条曲线明显地张开，一条达到极大值，另一条达到极小值，形成横“8”字形的明显特征。,直立高阻薄脉上联合剖面模型试验,高阻薄脉上的两条 s 曲线也有一个交点。但交点左侧 sAsB，与低阻薄脉的情况恰好相反，所以称为“反交点”。联合剖面曲线的反交点实际上并不明显，sA 和sB 曲线近于重合，各自呈现一个高阻峰值，

34、且交点两侧 sA 和sB 曲线靠得很拢，没有明显的横“8”字形特征。这是因为对于高阻薄脉而言，无论 M、N 在它的哪一侧，s 值都是降低的。,第 5 节 电测深法,一电测深法,电测深法是探测电性不同的岩层沿垂向分布情况的电阻率方法。,适当加大供电极距可以增大勘探深度，在同一测点上不断加大供电极距所测出的 s 值的变化，将反映出该测点下电阻率有差异的地质体在不同深度的分布状况。,按照电极排列方式的不同，电测深法又可以分为对称四极电测深、三极电测深、偶极电测深、环形电测深等方法，其中最常用的是对称四极电测深。,由于电测深法是在同一测点上每增大一次极距 AB，就计算一个 K 值，因此，其 K 值是变

35、化的，这与对称剖面法中 K 为恒值不同之处。,二电测深曲线类型 1 二层断面的电测深曲线类型,G 型曲线 D 型曲线,第二层电阻率 2 相对于 1 为无限大，此时二层曲线尾部呈斜线上升。在对数坐标上，其渐近线与横坐轴成 45交角。,2 三层断面的电测深曲线类型 三层地电断面由三个明显的电性层组成，各电性层的电阻率分别为 1、2 和3，厚度分别为 h1、h2和 h3，h3为无穷大。,(a)H 型,1)H 型对应于122，只当 h 2 h1 时，smin 才趋于2，此时s 曲线中段出现宽缓的极小值段。如果3，则 H 型曲线尾部将呈斜线上升，其渐近线与横轴成 45相交。,三层电测深曲线(b)A 型,

36、2)A 型对应于 123 的三层断面 其特点是s 曲线由1 值开始逐渐上升，达2值时形成一个转折，第二层愈厚，转折愈明显，最后趋于3值。在3时，A型曲线尾部渐近线也与横轴成 45相交。,三层电测深曲线(c)K 型；,3)K 型对应于13 的三层断面 其特点是有s 极大值smax，一般smax h1时，smax才趋于2。,三层电测深曲线(d)Q 型,4)Q 型对应于123 的三层断面 其特点是s 曲线由1 值开始逐渐下降，达2 值时形成一个转折，最后趋于3值,3多层断面的电测深曲线类型,由四个电性层组成的地电断面，按相邻各层电阻率之间的组合关系，其测深曲线可以有八种类型。每种类型的电测深曲线用两

37、个字母表示。第一个字母表示断面中前三层所对应的电测深曲线类型，第二个字母表示断面中后三层所对应的电测深曲线类型。,四层断面的电测深曲线,四层断面的电测深曲线,高密度电法：许多普通电法排列、测点的集合，通常将许多电极(一般为60个)，按一定极距(一般为15 m)排列，通过电缆、开关控制箱与测量仪器相连。测量时，测量仪器通过指令控制开关控制箱，以一定的排列顺序将电极转换成供电电极或测量电极。,高密度电法,DUK-2A高密度电法数据采集系统：由主机、多路电极转换器、电极系统三部分组成。,高密度电法的基本工作原理与常规电阻率法大体相同。,第 2 节 充电法和自然电场法,一、充电法1.基本原理 供电电极

38、A设置在矿体露头上，A极与矿体的接触点即为充电点，另一个供电电极B置于距A极无限远处，则B极电场对A极将不会产生影响，这就构成了一个点电源的电场。,在理想条件下可认为矿体的电阻率0=0（金属矿），围岩电性均匀其电阻率为1。此时，无论将充电点选在矿体上的那一点，因为矿体内没有电阻在其内部便不会产生电位降，因此在矿体内部及其表面上各点电位是相等的。由于对矿体充电的结果使得矿体变成一个等位体，矿体的表面即是个等位面。,在围岩中，因围岩电阻率较矿体的电阻率大得多，电流经过围岩时要产生明显的电位降。等位面靠近矿体附近等位面密集，远离矿体的地方变稀，见图(a)。,当围岩电性均匀时等位面的形状与矿体的形状有

39、密切关系，在矿体附近密集的等位面形状即反映了矿体的形状。在地面上通过测量追索出等位线的形状见图（b），便可确定矿体的位置、形状及范围大小，这就是充电法的基本原理。,2.应用充电法的前提条件 矿体必须具有良好的露头（天然的或人工揭露的槽探、浅井、坑道及钻孔等），并且具有一定的规模；充电体必须具有良好的导电性、围岩电阻率均匀、地形较平坦。,3.充电法的应用范围：1.在普查勘探金属矿中，大致的确定矿体的分布范围，判明矿体的形状与产状。确定两个相邻矿体是否相连及在露头附近是否存在隐伏的矿体等；2.在水文地质工作中，确定地下水流速流向；3.追索地下电缆和管道。,4.电位及电位梯度曲线,（一）充电球体的电

40、位及电位梯度曲线(1)计算公式：假设有个半径为r0、中心距地面距离为hC，电阻率00的金属球体，位于电阻率为1的介质中，,球体充电以后向其周围辐射电流，地面上任意点M 离球心在地面上的投影点O的距离为x，,则 M 点的电位公式,主测线上的电位梯度公式,(2)电位及电位梯度曲线的特征：无论x为正或为负，电位均为正值，即电位曲线在x轴上方，并且关于纵轴左右对称。电位梯度曲线则对称于原点O，即当x为负时电位梯度为正，x为正时电位梯度为负,x=0时，电位取得极大值，电位梯度为零，即球心对应于电位的极大值和电位梯度的零值点。可以根据曲线的这一特征确定球心中心在地面上的投影位置。x，即观测点离球体很远，电

41、位及电位梯度均趋于零。,（二）充电水平圆柱体的电位及电位梯度曲线 水平圆柱体横剖面电位及电位梯度曲线特征基本于球体相似，但是其纵剖面电位曲线出现宽而平的极大值区，在金属圆柱体两端处电位曲线急剧下降。在电位梯度曲线上，沿柱体走向在柱体上方形成接近零值的低值区，在柱体的两端则出现极大值及极小值。电位梯度的极值点即等于矿体的边界，根据纵剖面电位梯度曲线极值点间的距离可推断矿体沿走向的长度及矿体的两端位置。,横剖面,纵剖面,1电位曲线；2电位梯度曲线,二、自然电场法,1、基本原理 岩（矿）石和地下水之间产生的氧化还原电化学反应（包括在大地电流、雷电放电等电流场长期激励下的电化学反应），以及地下水渗透、

42、扩散作用、生物化学、气体交换和热电效应等产生的稳定或缓慢变化等因素会形成自然电场，研究自然电场的分布规律，解决有关地质问题的地球物理方法称为自然电场法。,2、自然电场法的应用范围：寻找埋藏较浅的硫化金属矿床和部分氧化金属矿床，以及寻找无烟煤、石墨等非金属矿和在具有石墨化及黄铁矿化的地区进行地质填图。,3、自然电场法的应用条件：矿体的导电性良好，呈块状或是金属矿物呈浸染状连续分布的细脉，并且矿体一端必须处于潜水面之下，而另一端则在潜水面之上。,一、激发极化现象在电法勘探中，人们发现不仅在供电的同时可以观测到一个稳定的一次场电位差U1，而且在断电之后仍可观测到一个随时间而衰减的二次场电位差U2，这

43、种在人工电场的作用下岩（矿）石产生二次电场的现象称为岩（矿）石的激发极化效应。,第 3 节 激发极化法,激发极化法：以岩（矿）石、水的激发极化效应的差异为物性前题，用人工直流电场或低频交变电场激发，研究地下岩矿石的激发极化效应的变化，来查明矿产资源和有关一地质问题的方法。,二、直流激发极化法的基本原理,在供电开始的瞬间，测量电极间的电位差为U1，随着供电时间的增加矿体会产生激发激化效应，矿体则被极化其电位差为U2，它的大小随时间的增加而增大，当时间达到一定数值后，则会观测到一个趋于饱和的电位差U，它是U1与U2之和；,当突然断电后U1亦随之消失，此时在测量电极之间会观测到随时间而衰减的电位差U

44、2，它就是岩（矿）石在人工电场的作用下形成的极化场的电位差。,三、与电阻率法相比具有如下优点：1.它不仅可寻找致密的金属硫化矿，而且还能发现浸染状金属矿；2.它能区分电子导体及离子导体形成的矿与非矿异常；3.它受地形影响较电阻率法要小。,四、岩（矿）石的极化率 表征不同岩（矿）石间极化效应性质的物理量，称之为“极化率”。用符号表示。当地下存在两种或两种以上极化率不同的岩（矿）石时，在 供电电流明显作用范围内，各种岩（矿）石极化率在测量电极附近的综合反映，称为“视极化率”，用符号s表示。,一、概述电磁法是以地壳中岩、矿石的导电性、导磁性和介电性差异为基础，通过观测和研究人工的或天然的交变电磁场的

45、分布来寻找矿产资源或解决其他地质问题的一类电法勘探方法。,第 4 节 电磁法,电磁法所依据的是电磁感应现象。电磁感应现象：由变化的磁场使闭合电路产生电流的现象，称为电磁感应现象。当发射机以交变电流I1供入发射线圈时，就在该线圈周围建立了频率和相位都相同的交变磁场 H1，H1称为一次场。若这个交变磁场穿过地下良导电体，则由于电磁感应，可使导体内产生二次感应电流 I2(这是一种涡旋电流)。这个电流又在周围空间建立了交变磁场 H2，H2 称为二次场或异常场。,利用接收线圈接收二次场或总场(一次场与二次场的合成)，在接收机上记录或读出相应的场强或相位值，并分析它们的分布规律，就可以达到寻找有用矿产或解

46、决其它地质问题之目的。,与传导类电法相比，电磁法具有如下特点：1）它的发射和接收装置不采用接地电极，而是以感应方式建立和观测电磁场，因此航空电法成为可能；2）采用多种频率测量，可以扩大方法的应用范围；3）观测电磁场的多种量值，如振幅(实分量、虚分量)、相位等，可以提高地质效果。,二、频率域和时间域电磁场基本特征,1频率域,在频率域电磁场中常用的电磁场是谐变场，其中场强、电流密度以及其他量均按余弦或正弦规律变化。借助于交流电的发射装置，如振荡器、发电机等，在地中及空气中建立谐变场。激发方式一般有接地式和感应式两种。,2时间域电磁场,时间域电磁法中的瞬变场具有瞬时变化的特点，激发方式也有接地式和感

47、应式两种。瞬变电磁场状态的基本参数是时间，这一时间依赖于岩石的导电性和收-发距。在近区的高阻岩石中，瞬变场的建立和消失很快（几十到几百毫秒）；而在良导地层中，这一过程变得缓慢。在远区这一过程可持续到几秒到几十秒，而在较厚的导电地质体中可延续到一分钟或更长。,第 5 节 频率电磁剖面法,一、不接地回线法,利用不接地回线建立一次场的低频电磁法称为不接地回线法。将电缆铺成矩形回线，长边为1-2km，平行于导体走向布置；短边为0.5-1km，垂直于导体走向布置。测线垂直于长边，一般布置在回线范围内，有时也扩展到回线外。工作中电缆始终不动，通以交变电流，并用接收线圈和仪器在测点上进行观测，记录观测到的一

48、次场和二次场。,不接地回线法原理示意图,第 6 节 瞬变电磁法,瞬变电磁法：它是利用不接地回线或接地线源向地下发射一次脉冲磁场，在一次脉冲磁场间歇期间，利用线圈或接地电极观测二次涡流场的方法。也称时间域电磁法(Time domain electromagnetic methods)，简称TEM。,瞬变电磁法的工作原理：在地面或空中设置通以一定波形电流的发射线圈，从而在其周围空间产生一次电磁场，并在地下导电岩矿体中产生感应电流。断电后，感应电流由于热损耗而随时间衰减。衰减过程一般分为早、中和晚期。早期的电磁场相当于频率域中的高频成分，衰减快，趋肤深度小；而晚期成分则相当于频率域中的低频成分，衰减

49、慢，趋肤深度大。通过测量断电后各个时间段的二次场随时间变化规律，可得到不同深度的地电特征。,瞬变电磁法探测具有如下优点：由于施工效率高，纯二次场观测以及对低阻体敏感，使得它在当前的煤田水文地质勘探中成为首选方法；瞬变电磁法在高阻围岩中寻找低阻地质体是最灵敏的方法，且无地形影响；采用同点组合观测，与探测目标有最佳耦合，异常响应强，形态简单，分辨能力强；剖面测量和测深工作同时完成，提供更多有用信息。,一、瞬变电磁剖面法,根据发收排列的不同，分为：同点、偶极和大回线源三种剖面测量装置方式。,二、瞬变电磁测深法,TEM 测深工作装置,测深装置有电偶源，磁偶源、线源和中心回线等四种。,第 7 节 大地电

50、磁测深法,20世纪50年代，在吉洪诺夫和卡尼亚经典著作的基础上，发展形成了基于观测超低频天然大地电场和磁场正交分量，计算视电阻率的大地电磁法。大地电磁场的场源，主要与太阳辐射有关的大气电离层中带电离子的运动有关。其频率范围从n10-4n104 Hz，频率很低。大地电磁法是利用大地中频率范围很宽（10-4104Hz）广泛分布的天然变化的电磁场，进行深部地质构造研究的一种频率域电磁测深法。,优点及应用：由于该法不需要人工建立场源，装备轻便、成本低，且具有比人工源频率测深法更大的勘探深度，所以除主要用于研究地壳和上地幔地质构造外，也常被用来进行油气勘查、地热勘查以及地震预报等研究工作。,仪器车离“十