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　　例如:地球内部及其周围具有重力作用的物质空间,称为重力场;天然或人工建立的具有电(磁)力作用的物质空间称为电(磁)场;质点振动传播的物质空间,称为弹性波场等等。

　　地球物理异常一一组成地壳的不同岩土介质往往在密度、弹性、电性、磁性、放射性及导热性等方面存在差异,这些差异将会引起相应的地球物理场在空间(或时间)上的局部变化,这种变化称为地球物理异常。

　　地球物理勘探一一就是通过专门的仪器,观测这些地球物理异常,取得它们(在时间和空间上)的分布及形态等有关地球物理资料,然后结合已知地质资料进行分析研究,推断地下地质构造,或确定岩土介质的性质,从而达到解决地质问题的目的。

　　a以介质弹性差异为基础,研究波场变化规律的地震勘探和声波探测;b以介质电性差异为基础,研究天然或人工电场(或电磁场)的变化规律的电法勘探;c以介质密度差异为基础,研究重力场变化规律的重力勘探;d以介质磁性差异为基础,研究地磁场变化规律的磁法勘探;e以介质中放射性元素种类及含量差异为基础,研究幅射场变化特征的核地球物理勘探;f以地下热能分布和介质导热性为基础,研究地温场变化的地热勘探等。

　　按工作环境可分为:航空物探(低空航磁、高空卫星遥感)、海洋物探、地面物探、地下物探

　　按工作目的和应用范围可分为:金属(非金属)物探、石油物探、工程与环境物探、深部物探、遥感物探

　　地质方法一以岩石学、构造地质学、矿床学等理论为基础,对岩矿石露头或岩芯标本直接进行观察。(直接方法)

　　物探方法一通过专门仪器观测地球物理场的变化,而不是直接观测地质体本身。(间接方法)

　　探测对象与周围介质之间必须具有较明显的物性差异;(即其大小相对于埋藏深度必须有相应的规模),能产生在地面上可观测的地球物理异常场。,或具有不同的特征,以便能进行异常的识别。

　　物探资料往往具有多解性,即对同一异常场有时可得出不同甚至截然相反的地质解释,这种情况往往是由于复杂的地质条件和地球物理场场论自身的局限性造成的。且不可避免。

　　原因:(1)数学解的不稳定性(2)观测误差(3)干扰因素(4)地球深部的不可入性所带来的观测数据中彳言息量”的不足

　　(1)区域性地质调查。(2)工程地质环境调查。(3)工程施工或巷道掘进过程中的超前预测。(4)工程施工质量及工程现状的检测。(5)环境地质方面。(6)水资源的调查。(7)考古及文物保护方面的调查。

　　(1)要求探查的分辨率高、定量解释精度高;(2)还往往要求查明单个对象(如溶洞)的空间位置;(3)对工作结论要求高;(4)探查对象复杂。

　　几乎各种物探方法在工程及环境物探领域均能找到其用武之地,但大多数方法都要作某些改造和发展,使其适应工程与环境物探。

　　在浅层地震勘探中主要研究人工激发的地震波在岩、土介质中的传播规律,来解决工程及环境地质问题的一种地球物理方法。通常把岩土介质看成各向同性介质,把地震波看成弹性波。

　　1、波传播的时间与空间的关系(运动学特征)地震波对地下地质体的构造响应

　　2、波传播中振幅、频率、相位等的变化规律(动力学特征)更多表现出地下地质体的岩土特征研究地震波的波场特征来解决浅部地层和构造的分布,确定岩土力学参数等地质问题

　　形变:由弹性力学的理论可知,任何一种固体,当它受外力作用后,其质点就会产生相互位置的变化,也就是说会发生体积或形状的变化,称为形变。

　　弹性:当外力取消后,该物体能迅速恢复到受力前的形态和大小,这就是所谓的弹性。

　　3•弹性体、塑性体:外力取消后,能够立即完全地恢复为原来状态的物体,称为完全弹性体,通常称之为理想介质。反之,若外力去掉后,仍保持其受外力时的形态,这种物体称为塑性体,亦称为粘弹性介质。

　　在外力作用下,自然界大部分物体,既可以显示弹性也可以显示粘弹性,这取决于物体本身的性质和外力作用的大小及作用时间的长短。在地震勘探中,采用人工震源激发地震波,人工震源的激发是脉冲式的,作用时间极短,且激发的能量对地下岩层和接收点处的介质所产生的作用力较小,因此可以把它们近似地看作弹性介质,并用弹性理论来研究地震波的传播问题。

　　在弹性理论的研究中,根据介质的不同特征可分为各向同性与各向异性两类介质。凡是弹性性质与空间方向无关的称为各向同性介质;反之则称为各向异性介质。

　　研究表明:沉积岩大都由均匀分布的矿物质点的集合体所组成,因此大多数的岩、土介质在地震勘探中都可以看做是各向同性介质,从而将一些基本的弹性理论引入到地震波的研究中来。

　　拉梅模量与拉梅系数:对于各向同性的均匀介质而言,各不同方向的弹性系数大都对应相等,可以归结为应力与应变方向一致和互相垂直时的两个系数(拉梅模量)和(切变模量),合称拉梅系数,

　　弹性体在外力的作用下,其介质内质点会离开平衡位置发生位移而产生形变,当外力解除以后,产生位移的质点在应力的作用下都有一个恢复到原始平衡位置的过程,但是由于惯性力的作用,运动的质点不可能立刻停止在原来的位置上,而是向平衡位置另一方向移动,于是又产生新的应力,使质点再向原始的平衡位置移动,这样应力和惯性力不断作用的结果,使质点围绕其原来的平衡位置发生振动。这和弹簧及琴弦的振动过程十分相似,称之为弹性振动。

　　另外,在振动过程式中,由于振动的质点和其相邻质点间的应力作用,必然会引起相邻质点的相应振动,这种振动在弹性介质中不断地传播和扩大,便形成了以激发点为中心,以一定速度传播开去的弹性波。因此,弹性波是振动形式在介质中的传播,是能量传播的一种形式。

　　地震波的形成:浅层地震勘探中所用震源一般包括锤击、落重等机械震源,炸药爆炸震源,及电火花等其它形式的震源。这些震源均以瞬时脉冲式激发。实践表明,不论使用哪种震源,在激发时,激振点附近的一定区域内所产生的压强将大大地超过其介质的弹性极限而发生岩土大破裂与挤压形变等,形成一个塑性与非线性形变带。再向外其压强不断地减小,直至其周围介质能产生完全的弹性形变。上述震源点附近的非线性形变区称之为等效空穴,等效空穴边缘的质点,在激发脉冲的挤压下,质点将产生围绕其平衡位置的振动,形成了初始的地震子波,这种振动是一种阻尼振动,在介质中沿射线方向向四面八方传播,形成地震波。又因为接收和研究地震波传播的空间一般都远离震源点,其介质受到的力很小,介质表现为完全弹性的性质,故又称为地震弹性波。

　　地震子波:由震源激发、经地下传播并被接收的一个短脉冲振动,称为该振动的地震子波。

　　非周期性:地震子波的一个基本属性是振动的非周期性。(地震子波基本属性之一)

　　地震子波基本属性之二:地震子波具有确定的起始时间和有限的能量。因此,振动经过很短的一段时间即衰减。

　　地震子波的延续时间长度:地震子波衰减时间长短称为地震子波的延续时间长度。它决定了地震勘探的分辨率。

　　地震的分辨能力与地震子波有关,具体地说,地震子波的频带宽度、延续时间和子波形状是影响分辨率的主要因素。当子波相位数一定时,频率越高,子波的延续时间越短,分辨能力越高。

　　视速度:沿任一方向测得的速度值,并不是地震波传播的真实速度值,而是沿观测方向,距离和波实际传播时间的比值,这种速度称为视速度。

　　地震波振动图:这种用坐标系统表示的质点振动位移随时间变化的图形称为地震波的振动图。

　　波剖面图:在实际地震记录中,每一道记录就是一个观测点的地震波振动图。这种描述某一时刻t质点振动位移u随距离x变化的图形称之为波剖面图。

　　视速度:地震波的传播方向是沿波射线的方向进行的。因此在观测地震波时,只有当观测点的连线与波射线的方向一致时,才能测得传播速度的真值V。而沿任一观测方向测得的速度值,并不是地震波传播的真实速度值,而是沿观测方向,观测点之间的距离和波实际传播时间的比值。这种速度称之为视速度。

　　式中为波射线与地面法线之间的夹角(入射角),e为波前与地面法线之间的夹角(出射角)。上式表示了视速度和真速度之间的关系,称为视速度定理。

　　①当a=90时,V*=V波沿测线传播,视速度等于线时,波垂直测线方向,V*fg,此时波前同时到达地面各点,无时间差。③当a由0-90,视速度V*由无限大变至真速度V,正常情况,V*三V。④均匀各向同性介质中,由于V值不变,视速度V*的变化反映了地震波入射角的变化。

　　体波在介质的整个体积内传播,根据其传播特征的不同,又可分为纵波(又称P波)和横波(又称S波)。

　　面波则沿介质的自由表面或两种不同介质的分界面传播,根据其性质的不同,又可分为瑞利(Rayleigh)波和勒夫(Love)波等。

　　纵波:弹性介质发生体积形变(即拉伸或压缩形变)所产生的波动称为纵波。纵波又称压缩波(或P波)。特点:纵波的传播方向和质点的振动方向一致。

　　横波:弹性介质发生切变时所产生的波动称为横波,即剪切形变在介质中的传播,又称为剪切波(S波)。特点:质点的振动方向与波的传播方向相互垂直。

　　质点振动发生在垂直平面内的横波分量,称为SV波;质点振动发生在水平面内的横波分量,称之为SH波。

　　3、面波:是仅存在于弹性分界面附近波动,分为瑞利波与勒夫波。瑞利波是沿介质与大气层接触的自由表面传播的面波。

　　质点在通过传播方向的垂直面内沿椭圆轨迹作逆时针运动,其椭圆长轴垂直于介质表面,长短轴之比大致为3:2

　　瑞利波频率低、速度接近于横波波速,强度随深度呈指数衰减,但在水平方向衰减很慢。

　　在一般地震勘探中它是一种干扰波。但在表层介质的勘查中瑞利波具有特殊的作用。

　　勒夫波是沿两种弹性介质分界面传播的面波,这种波一般出现在覆盖层和下伏介质的分界面,可看做是SH波的一种特殊形式。

　　:任一地震波都可用波形函数A(t)来描述,根据频谱分析理论,A(t)可以看着是由无限多个频率连续变化的谐振动叠加而成的。这些谐振动的振幅和初相位则随频率的改变而变化;振幅随频率变化的关系称为振幅谱,初相位随频率的变化关系称为相位谱,统称为地震波的频谱。

　　频谱:就是频率的分布曲线,复杂振荡分解为振幅不同和频率不同的谐振荡,这些谐振荡的幅值按频率排列的的图形叫做频谱。

　　采集到的地震波图像是波的振动图像(振幅随时间变化的函数),是地震波在时间域的变示形式,而不同波是用频率来区别的,为了研究地震波的频谱特征,必须把时间域转换为频率域。这种变换过程称为频谱分析方

　　地震波的频谱分析方法是以傅立叶变换为基础的。傅立叶变换的数学表达式为:

　　如果所研究的对象不是地震波振幅随时间变化的振动图形,而是振幅随空间距离变化的波剖面图,这时用傅氏分析对波剖面函数变换得到的结果称为波数谱,其方法称之为波数分析。

　　地震波在地层介质中传播到被接收的过程中,影响其振幅和波形的因素主要包括三类,第一类是激发条件的影响,它包括激发方式、激发强度、振源与地面的偶合状况等。第二类是地震波在传播过程中受到的影响,包括波前扩散、地层吸收、反射、透射、入射角大小、以及产生波形转换等造成的衰减。第三类是接收条件的影响,包括检波器、放大器和记录仪的频率特性对波形的改造及检波器的组合效应、检波器与地面的偶合状况等。此外,地下岩层界面的形态和平滑程度也会对地震波振幅有所影响。

　　其中第一类激发条件和第三类接收条件所包含的诸因素是可以由人工控制选择的。第二类因素与地下地层岩性等直接有关的。

　　地震波在传播过程中随着距离或深度的增加,高频成分会被很快地损失掉,而且波的振幅按指数规律衰减。实际地层对波的这种改造,通常称为大地低通滤波器效应。

　　波前扩散:在均匀介质中,点振源的波前为球面,随着传播距离的增大,球面逐渐扩展,但总能量仍保持不变,而单位面积上的能量逐渐减小,振动的振幅也随之减小,这称为球面扩散(或波前扩散)。

　　吸收衰减:由于实际的岩层并非理想的弹性介质,在地震波的传播过程中介质质点间的相互摩擦消耗了质点振动的能量,造成介质质点振动的振幅(即地震波的振幅)的衰减,称为介质对地震波的吸收衰减。

　　与该介质的性质有关,对于某一种介质,其吸收系数为一常数。一般疏松胶结差的岩层,吸收系数较大;致密岩石,吸收系数则较小。

　　与地震波的频率密切相关,理论研究和实验结果表明,对于同一种介质,吸收系数的大小与波的

　　因此,地震波在传播中高频成份损失较快,而存留了较低的频率成分,介质相当于一个低通滤波器。

　　大地岩土介质的这种滤波作用,往往使得浅层地震波的频率较高,深层的地震波的频率较低。

　　通过大地滤波的作用,地震波高频成分损失,改变了脉冲的频谱成分,使频谱变窄,因而使激发的短脉冲经大地滤波作用后其延续时间加长,分辨率降低。这种经大地滤波作用后输出的波称为地震子波。

　　(2)当岩层富含水或油气时,往往对纵波的速度影响较大,但对其剪切模量和横波的速度几乎没有什么影响。因此可以利用纵、横波速度的比值变化来判别岩土介质的含水性等。

　　(3)纵、横波联合的多波地震勘探是分辨岩性的重要方法之一,也是地震勘探的一个发展方向。

　　:惠更斯原理亦称波前原理,假设在弹性介质中,已知某时刻t1波前面上各点,则可以把这些点看着是新的振动源,从t1时刻开始产生子波向外传播,经过t时间后,这些子波的波前所构成的包络面就是t1+t时刻的新的波前面。

　　2•费马原理:费马原理又称射线原理或最小时间原理,它给出地震波总是沿地震射线传播,以保证波到达某点时所用的旅行时间最少。

　　在均匀各向同性介质中,显然,地震射线出发的直射线,因为地震波只有沿这样的地震射线方向传播到达观测点,旅行时间才是最少的。

　　在各向同性的均匀介质中,从一个等时面到另一个等时面,只有垂直距离最短,因此波沿垂直于等时面方向传播所用旅行时间最少,故地震射线和等时面总是互相垂直的。用波前和波射线的概念来描述波动景观是一种简便而清晰的方法。

　　在同一个界面上的入射波反射波以及透射波都具有相同的射线常数,并且入射角等于反射角;透射角的大小则决定于介质W2的波速V2。这一关系式称为斯奈尔定律,也称为反射和折射定律。皿=皿=血且=p

　　地震波在传播过程中,当遇到波速不同的介质分界面,且其界面以下的速度V2大于界面以上的速度VI时,根据斯奈尔定律,则波的透射角必大于其入射角,且随着入射角的增加而加大,当入射角增大至某一角度i时,将会使透射角=90,

　　当滑行波沿着界面传播时,必然引起界面上各质点的振动,根据惠更斯原理,滑行波所经历的界面上各点,都可看作是一个新的振动源。由于界面两侧介质质点存在着弹性联系,因此滑行波沿界面传播时,在上覆介质中将产生新波,返回到地面被仪器所接收,这种由滑行波引起的波在地震勘探中称为折射波。

　　(1)以临界角i从界面射出。(2)在临界点折射波射线与反射波射线重合。在临界点后以临界角i向地表射出。(3)临界点以内不产生折射波,因此折射波勘探中存在盲区,BB即为盲区的范围,当地面与界面平行时,盲区应该是一个圆。

　　折射波的形成条件:下覆层波速V2大于上覆层速度VI;入射角需达到临界角。

　　直达波:由振源出发向外传播,没有遇到分界面直接到达接收点的波叫直达波。

　　转换波:一个纵波入射到反射面时,既产生反射纵波和反射横波,也产生透射纵波和透射横波。与入射波类型相同的反射波或透射波称为同类波。改变了类型的反射波或透射波称为转换波。入射角不大,转换波很小,垂直入射不产生转换波。

　　初至波:由于各种地震波的传播速度不同,传播到观测点的时间也就有先后。地震发生后,地震观测点最先接收到的波称初至波。

　　地震界面是指地震波传播时波速变化的界面或波阻抗不同的界面,而地质界面是指岩性不同的界面(有时一致,有时不一致)

　　注意:炸药量增大,能量也增大,但高频成分相应减少,因此在浅震中,在能量已经够的情况下,应尽可能使用小炸药量。(需进行现场试验)

　　优点:能量大小可调节,激发方式灵活,适用于江、河、湖、海等水中和井中使用。

　　2•检波器:检波器又称拾震器,是把地震波到达所引起的地面弱震动转换成电信号的换能装置。主要装置:线圈、弹簧片、永久磁钢架及外壳。

　　观测系统:在地震勘探现场采集中,为了压制干扰波和确保对有效波进行追踪,激发点和接收点之间的排列及各排列的位置都应保持一定的相对关系,这种激发点和接收点之间以及排列和排列之间的位置关系,称之为观测系统

　　(1)测线类型:通常的测线类型如图所示。根据激发点和接收点之间的相对位置关系及排列关系,测线类型可分为纵测线、横测线、侧测线及弧形测线。

　　偏移距:炮点距第一道的距离(折射波法有偏移距,反射波法偏移距为零),也是最小的炮检距。

　　单边激发:只在炮点的一侧布置检波器进行接收。(双边激发、中间激发)多次覆盖观测系统

　　时距曲线的几何形态包含着地下地质构造的信息,分析并掌握各种类型地震波时距曲线的特点,是地震勘探基础理论的主要组成部分。

　　1•单支时距曲线观测系统:一般用于探测地质情况简单规则平缓的界面。优点是效率高。这种观测系统只能获得激发点处界面的深度。对于起伏较大的界面或情况较为复杂时,不宜使用该系统。

　　2•追逐时距曲线观测系统:一般用来了解折射界面是否有穿透现象、折射界面是否有横向速度变化或用来延长某些需要加长的时距曲线•相遇时距曲线观测系统:地震波波前到达某个观

　　测点时,此点介质的质点开始发生振动的时刻称为波的初至时间,简称初至。此外,在地震记录上第一个到达的波称为初至波。一般也叫初至,其后到达的波在振动的背景上出现,称为续至波。普通反射波法记录的初至波除直达波外是低速带底界的折射波。

　　当凸形界面曲率半径较小的情况下,地震波不是沿着折射界面传播,而是穿过v2介质再折射回地面,使得时距曲线发生畸变,这种现象称为地震波的“穿透现象”

　　没有穿透现象时,两条时距曲线是平行的。这时,折射波时距曲线的形态和界面的形状及速度值vl、v2有关,而与激发点的位置无关。

　　宽角范围观测系统是将接收点布置在临界点附近的范围进行观测,因为在此范围内反射波的能量比较强,且可避开声波和面波的干扰,尤其对弱反射界面其优越性更加明显。

　　多次覆盖观测系统:多次覆盖:是指对地下界面上的各反射点进行多次重复观测。

　　水平叠加:又称共反射点叠加或共中心点叠加,就是把不同激发点、不同接收点上接收到的来自同一反射点的地震记录进行叠加,这样可以压制多次波和各种随机干扰波,从而大大提高了信噪比和地震剖面的质量,并且可以提取速度等重要参数。

　　原理:属于同一反射点的反射波振动相位完全相同,将它们叠加后,反射信号大大加强,而其它干扰波由于相位不同,叠加后幅度削弱。

　　综合平面图示法:它是目前生产中最常用的观测系统图示方法。从分布在测线上的各激发点出发,向两侧作与测线角的直线坐标网,将测线上对应的接收排列投影到该45角的斜线上,并用颜色或加粗线标出对应线段。

　　在排列两端分别激发,称双边放炮观测系统。又因该观测系统对地下反射界面仅一次采样,所以又称为单次覆盖观测系统。所得的地震剖面为单次剖面。

　　如果震源固定在排列的一端激发。每激发一次,排列沿测线方向向前移动一次。那么这种观测系统叫做单边激发(或叫单边放炮)简单连续观测系统。

　　选定偏移距和检波距(道间距)之后,每激发一次,激发点和整个排列都同时向前移动一个距离,直至测完全部剖面。用综合平面图法来表示多次覆盖系统,更容易在系统上找出共中心点道集(共反射点道集)的位置。

　　正演:以源求场:即给定地下某种地质体的形状、产状等参数,通过理论计算来求得它在地面上产生的异常大小、特征和变化规律等。

　　扩颈桩:曲线不规则,有桩间反射波,其中第一反射波与初始相位相反,而后续反射波相位相同。

　　缩颈桩:曲线不规则,有桩间反射波,其中第一反射波与初始相位相同,而后续反射波与初始相位相反。

　　断桩:反射波与初始相位相同,若断裂厚,则波形呈振荡衰减,无桩底反射,峰与峰间时距相等,若断裂薄,则反射弱。

　　离析桩:曲线不规则,第一反射波与初始波相位相同,后续反射信号往往多而杂。

　　桩底沉渣:在桩底沉渣较厚时,反射波与初始相位相同;在桩底没有沉渣时,支承桩底反射波与初始相位反相,反射信号较前者更弱;当桩底沉渣较薄时,反射波先与初始相位相同,接着出现反相信号。

　　声波探测:是通过探测声波在岩体内的传播特征来研究岩体性质和完整性的一种物探方法,声波也是以弹性波理论为基础,主要区别只是工作频率范围的不同。

　　优点:信号频率大大高于地震波的频率,因此具有较高的分辨率;操作简便快速且对岩石等无破坏作用。

　　缺点:激发能量小,岩石对其吸收衰减大,因此传播距离较小,一般只适应在小范围内对岩体等地质对象进行较细致的研究。

　　根据波速随应力状态的变化,圈定开挖造成的围岩松弛带,为确定合理的衬砌厚度和锚杆长度提供依据。

　　利用声速及声幅在岩体内的变化规律进行工程岩体边坡或地下硐室围岩稳定性的评价。

　　电法勘探是以岩(矿)石间的电性差异为基础,通过观测和研究与这种电性差异有关的电场和电磁场的分布特点和变化规律,来查明地下构造或寻找有用矿产的一类地球物理勘探方法。

　　电阻率法是传导类电法勘探方法之一。建立在地壳中各种岩矿石具有各种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,从而达到查明地下构造或者寻找有用矿产的目的。

　　大部分沉积岩都具有层理结构,从其电性上来看,它们是由各种不同电阻率的地层组成的。这样的地层其电阻率和通过其中电流的方向有关,呈现出各向异性。

　　对于各向异性的介质而言,当电流垂直层理方向流过时所测得的电阻率称为横向电阻率,用符号Pn来表示;电流平行层理方向流过时所测得的电阻率称为纵向电阻率,用符号Pt来表示。一般情况下,岩层的横向电阻率于其纵向电阻率不相等,并用“来表示岩层的各向异性程度。

　　假若在层状介质中取底面积为1m2、厚度为h的六面岩柱体,则当电流垂直岩柱体底面流过时,所测得的电阻称为横向电阻,用符号T表示。

　　当电流平行岩柱体底面流过时,所测得的电导值,称为纵向电导,用符号S表示。

　　电导:表述导体导电性能的物理量。导体的电阻越小,电导就越大,数值上等于电阻的倒数E

　　结论:稳定电流场中任一点的电流密度与该点场强成正比,与介质的电阻率成反比。(适用于均匀、非均匀介质)。

　　2、克希霍夫定律:结论;在稳定的电流场中,在不含场源的任意点处,电流是处处连续的。

　　3、稳定电流场的势场性:结论:在稳定电流场中,电荷的分布不随时间而改变,场中任一点的电位只与该点到场源的距离有关。

　　4、稳定电流场的基本方程:拉普拉斯方程一是稳定电流场所满足的微分方程,我们在电阻率法中要讨论的各种理论曲线就是求解该偏微方程得到的。

　　电阻率的测定公式是在地表水平,地下介质均匀各向同性的假设下导出的,实际工作中地下介质往往呈各向异性非均匀分布,且地表也不水平,研究这种情况下的稳定电场。(先引入两个概念)

　　(1)地电断面:根据地下地质体电阻率差异而划分界限的断面。这些界限可能同地质体、地质层位的界限吻合,也可能不一致。(参照地震界面与地质界面的区别:波阻抗不同的界面)

　　(2)视电阻率:当地质断面在电性上是不均匀的和比较复杂时,若仍使用电阻率测定公式,实际上是相当于将本来不均匀的地质断面用某一等效的均匀断面来代替。

　　因此,我们实际计算出来的电阻率,不是某一岩层的真电阻率,而是在电场分布范围内、各种岩石电阻率综合影响的结果。我们称其为视电阻率,并用ps来表示:

　　因为地下是非均匀介质,因此向地下通电并要形成稳定电场,势必要有一个电荷积累的过程。这种情况主要存在于电阻率不同的介质分界面上(积累电荷)

　　特点:采用不变的供电极距,并使电极装置沿观测剖面移动,逐点观测视电阻率的值,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。

　　分类:联合剖面法,对称剖面法,中间梯度法等。不同的装置形式,所能解决地质问题的能力也不一样。

　　优点:由两个三极装置组成,可以提供较为丰富的地质信息,分辨能力强,异常明显等,并且可以定性判断良导薄脉体的脉顶位置及脉的倾向。

　　适用范围:此方法可用于寻找产状陡倾的层状或脉状低阻体或断裂破碎带,划分岩层的直立接触面等

　　优点:装置简单,寻找产状陡倾的高阻薄脉的效率高,并具有“一线布极,多线测量的特点”

　　缺点:应用面较窄,低阻薄脉体的异常不明显,一般不用此方法寻找低阻薄脉体。

　　研究覆盖层下的基岩起伏(向斜或背斜)、划分接触带、以及寻找厚岩(矿)层等地质填图和普查工作中。

　　缺点:对某些特定的地质体的勘察效果不太理想,如对良导薄脉体的反映不如联合剖面法明显,且对于高阻薄脉体又不如中间梯度法经济,因此一般不用此方法寻找高阻薄脉体和良导薄脉体。

　　特点:电剖面是供电极距不变,测量视电阻率的横向变化,而电测深是令地表测量电极不变,加大供电极距,研究地表某点下方电性的垂向变化。

　　应用:一般解决具有电性差异、但产状近于水平的地质问题,其次也可以解决一些非水平产状的断层、溶洞等地质问题。

　　分类:对称四极测深、三极测深、环形测深、五极纵轴测深(后三种常用于辅助或补充测量)等KAIYUN(com)开云KAIYUN(com)开云