地球物理勘探复习资料西大概要.docx

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地球物理勘探复习资料西大概要

第一章:

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。

四、结论

1.岩矿石密度的规律：

①岩浆岩和变质岩的密度大于沉积岩；②沉积岩密度变化范围大

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；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

1、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。

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。

2、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

⑴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。

①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。

②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   

    ㈠火成岩的磁性

（1）不同类型的侵入岩，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。

 ㈡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。

㈢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。

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:

第3节岩（矿）石的电性

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。

1.岩矿石的导电机制    

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、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n×10Ω•m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激发极化电场。

第4节岩石层的地震波速度

1、岩石的地震波速度

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。

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

第1节概述

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2节重力勘探的理论基础

1、重力场

地球周围具有重力作用的空间称为重力场。

2、地球的重力场的组成

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。

1.正常重力场

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

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）ΔE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.第二，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4节重力资料的整理及图示

重力校正:

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，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0.419σg.u，当测点高于大地水准面或基准面时，Δh取正，反之取负。

我国和世界大多数国家都取中间层密度值σ为2.67g/cm３。

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Δg高为：

当测点高于大地水准面或基准面时，Δh取正，反之取负。

高度校正和中间层校正都与测点高程Δh有关，因此常把这两项合并起来，统称为布格校正。

以Δg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。

5.自由空间异常:

指地球自然表面上的实测重力值（g测），经过高度改正归算到大地水准面以后，再减去正常重力值得到的重力差。

将经过混合零点改正所得的重力差，再经正常场改正（纬度改正）和自由空间改正（高度改正）后，所得到的重力异常称为自由空间异常。

其反映的是实际地球的形状和质量分布与大地椭球体的差异。

大范围内负的自由空间重力异常，表明地壳深部存在着相对的质量亏损；反之，则有质量盈余。

6.布格重力异常：

重力仪的观测结果（g测），经过纬度改正（g纬）、高度改正（g高），中间层改正（g中）和地形改正（g形）以后，再减去正常重力值（γ）后所得到的重力差（Δg=g测-g高-g中-g纬-g形-γ）称为布格重力异常。

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。

第6节重力异常的转换处理

1、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。

2、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（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

第1节概述

一、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。

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。

2、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。

3、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。

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

1、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

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:

第5节磁测的野外工作方法

地磁场的日变观测   

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4章电法勘探

第0节概述

一、什么是电法勘探（electricalprospecting）？

    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物探方法。

二、电法勘探分类

第1节电阻率法

一、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    

电阻率在数值上等于电流垂直通过单位立方体截面时，该导体所呈现的电阻。

岩、矿石的电阻率值越大，其导电性就越差；反之，则导电性越好。

在SI制中，电阻率的单位为Ω•ｍ（欧姆•米）。

2．电阻率公式及视电阻率

（1）电阻率公式    

电阻率法工作中，通常是在地面上任意两点用供电电极A、B供电，在另两点用测量电极M、N测定电位差。

电阻率计算公式    

上式是利用四极装置测定均匀各向同性半空间电阻率的基本公式。

K称为装置系数（或排列系数），它是一个与各电极间距离有关的物理量。

（2）视电阻率

向地下通电并进行测量，求出一个“电阻率”值。

不过，它既不是ρ１，也不是ρ２和ρ３，而是与三者都有关的物理量。

用符号ρs表示，并称之为视电阻率。

即

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ρ和ρs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，ρ和ρs才是等同的。

影响视电阻率因素：

（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。

二、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。

1．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。

A、M、N、B四个电极位于同一测线上，以M、N之间的中点为测点，且AO=BO、MO=NO。

电极C是两个三极装置共同的无穷远极，一般在测线的中垂线上，与测线的距离大于AO的5倍。

工作中将A、M、N、B四个电极沿测线一起移动，并保持各电极间的距离不变。

在每个测点上分别测出A、C极供电和B、C极供电时的电位差、电流强度，然后分别求得两个视电阻率值

 因此，联合剖面法有两条视电阻率曲线。

2.联合剖面法ρs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。

当供电极距大于这些地质体的宽度时，可以把它们视为薄脉状良导体，因此，现分析良导薄脉的联合剖面ρs曲线特征。

在直立良导薄脉顶部上方，ρsA和ρsB曲线相交，且在交点左侧，ρsA>ρsB，交点右侧，ρsA<ρsB。

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

 上图是直立高阻薄脉上方的联合剖面ρs曲线。

可以看出，高阻薄脉上的两条ρs曲线也有一个交点。

但交点左侧ρsA<ρsB，右侧ρsA>ρsB，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，ρsA和ρsB曲线近于重合，各自呈现一个高阻峰值，且交点两侧ρsA和ρsB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，ρs值都是降低的。

由此可见，虽然利用联合剖面法在直立高阻薄脉上也有异常显示，但其效果比在直立低阻薄脉上差，加之与其它对高阻薄脉同样有效的电剖面法相比，它的效率又低，因此，一般都不用联合剖面法寻找高阻地质体。

三、电测深法

1．概述

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ρs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。

注意：

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值是变化的，这与对称剖面法中K为恒值不同之处。

2．电测深曲线类型    

为便于分析解释电测深曲线，可以按地电断面的类型，将电测深曲线分为以下几种类型：

（1）二层断面的电测深曲线类型

G型曲线D型曲线

实际工作中，还有一种常见的情况是第二层电阻率ρ2相对于ρ1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ρ1、ρ2和ρ3，厚度分别为h1、h2和h3，h3为无穷大。

（a）H型（b）A型

（c）K型（d）Q型

（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

四、高密度电阻率法

常规电法获得的信息量很少，提供的地电断面结构特征的地质信息极为贫乏，无法对其进行统计处理和解释。

近年来随着数理方法不断进步和计算机技术的发展，使处理大量的数据进行反演成为可能，电法勘探的专家们不断探索新的方法，来解决更加复杂的电法勘探的问题。

高密度电法基本工作原理与常规电阻率法大体相同。

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1~5m）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。

高密度电阻率法主要优点：

（1）电极布设是一次完成，测量过程中无须更换电极。

（2）能有效的进行多种电极排列方式的参数测定，可以获得较丰富的信息。

（3）数据的采集和收录实现了自动化，不仅采集速度快，而且可避免人工操作引起的误差和错误。

（4）可以实现资料的现场实时处理，可以根据需要自动绘制和打印各种成果图件。

总之，与传统的电阻率法相比，成本低、效率高，信息量丰富，解释能力方面显著提高。

主要用途:

广泛用于金属与非金属矿产资源勘地热勘探、煤矿采空区、人防工程及卡斯特地区的溶洞等勘探、厂房地基、高速公路、铁路、山体滑坡等地质勘探等。

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ρ0=0（金属矿），围岩电性均匀其电阻率为ρ1。

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。

在理想条件下可认为矿体的电阻率ρ0=0（金属矿），围岩电性均匀其电阻率为ρ1。

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。

当围岩电性均匀时等位面的形状与矿体的形状有密切关系