电法勘探复习.docx

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电法勘探复习

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电法勘探复习

《电法勘探》知识点

Ø电阻率法

何为电法勘探

电法勘探的地球物理学基础是地壳中多数岩矿石之间存在的电学性质的差异，它是通过观测和研究由电性质差异引起的人工或天然电磁场的空间和时间分布规律及其变化特点，从而达到查明地下地质构造或矿产分布的一组勘探方法的总称。

矿物如何按导电机理进行划分

按导电机理将矿物分为金属导体，半导体，固体电解质

影响岩石和矿石电阻率的因素

1岩石和矿石电阻率与成分和结构的关系

岩石和矿石电阻率与所含水分的关系，含盐分越多（矿化度越高）电阻率值越低，含水量大的岩石电阻率较低，而含水量小或干燥岩石的电阻率较高。

3岩石和矿石电阻率与温度的关系，一般表现为温度升高，电阻率降低。

三大岩类的电阻率如何变化

火成岩与变质岩的电阻率值较高，通常在102～105.m范围内变化；沉积岩电阻率值一般较低

何为非各向同性系数如何表征这

各向同性指物体的物理、化学等方面的性质不会因方向的不同而有所变化的特性，即某一物体在不同的方向所测得的性能数值完全相同，亦称均质性。

针状和片状结构的岩石和矿石电阻率具有明显的方向性，即非各向同性。

为了表征层状岩石的非各向同性程度和平均的导电性，定义其非各向同性系数λ和平均电阻率ρm分别为：

岩石和矿石标本电阻率的测定方法有哪些

露头法、电测井、（岩芯）标本测定法

电法勘探进行正演问题数值模拟时，一般会采取哪几种方法每种方法的特点是什么

已知地电模型和场源分布，求解场的分布规律，称为电法勘探的正演问题。

在学习电法勘探时，我们经常先对一些典型的地质模型进行正演模拟，从而建立地质模型与场分布特征之间的关系。

因此，正演问题是学习电法勘探的重要基础。

解电阻率法正演问题有两个途径：

一是通过物理模拟，即通过模型实验直接测量得到某种介质和场源条件下稳定电流场的分布情况；二是通过数学模拟途径，即寻求满足表边界条件下的拉普拉斯方程解。

物理模拟方法主要有土槽、水槽、导电纸等手段。

数值模拟可分为解析法和数值计算方法两种。

解析解有明确的表达式，但只有少数理想的地电模型才有解析解（这里指的理想模型是指数学意义上的，如均匀大地以及均匀大地中存在球体、两种介质垂直接触、水平均匀地层等，有些简单或规则模型不一定有解析解，如正方体等），不能满足实际需要。

目前，随着计算机和计算技术的发展，求解复杂条件下电磁场分布规律的数值计算方法已成为主要手段。

主要数值计算方法有有限元法、有限差分法、边界元法和积分方程法等等。

电阻率法的原理是什么

电阻率法是以地壳不同岩石和矿石的导电性差异为物质基础，通过观测与研究人工建立的地中稳定电流场的分布规律以达到找矿和解决其它地质问题目的的一组电法勘探分支方法。

：

何为视电阻率

若进行测量的地段为电阻率不均匀的地电断面，仍按均匀大地电阻率公式计算的结果来表示地下非均匀介质的导电性能，此时称之为视电阻率，单位仍为Ω.m，符号ρs

视电阻率微分表示式及其含义

ρMN是测量电极MN间的岩石电阻率，电流密度jMN，均匀地段电流密度j0

高密度电阻率法与电测深及电测面法的关系是什么有何优点

①电阻率剖面法简称电剖面法。

该方法在工作中是采用不变的电极距，并使整个装置沿着观测剖面移动，逐点观测视电阻率ρs的变化。

由于电极距固定不变，勘探深度就基本保持在同一个范围内，因而通过ρs值沿剖面的变化可以把地下某一深度以上具有不同电阻率的地质体沿剖面方向的分布情况反映出来。

②电阻率测深法（简称电测深）是常用来探明水平（或近似水平）层状岩石在地下分布情况的一种电阻率法。

该法是在同一测点上逐次扩大电极距，观测垂直方向由浅到深的视电阻率变化情况，通过分析视电阻率测深曲线来了解测点下面沿垂向变化的地质情况。

与电阻率剖面法相比，电阻率测深法用于了解该测点地下介质电阻率的垂向变化，而电阻率剖面法是了解沿测线方向地下介质电阻率的横向变化。

这两种方法相辅相成，使电阻率法成为一种能够详细研究地质构造的空间分布状态的方法。

③对二维大地，开展测深—剖面法可同时完成电测剖面和电测深两种形式的测量，得到地下不同位置视电阻率值，绘出测线下方视电阻率拟断面图，从而展示地下介质电性横向和纵向变化。

测深—剖面法要求在测线上按一定点距布置n个测深点，然后逐点进行测深工作，这样做费时又费力。

对浅层地质目标的探测，由于装置的极距小、点距密，进行测深—剖面法时，在很多点上要重复布置电极（供电电极或测量电极）

④高密度电阻率法是一种适用于浅层电阻率测深一剖面法的阵列电阻率勘探方法

高密度电阻率法仍然是以岩、矿石导电性的差异为基础，研究人工施加稳定电流场作用下地中传导电流分布规律的一种电探方法。

因此，它的理论基础与常规电阻率法相同，所不同的是方法技术。

高密度电阻率法野外测量时将全部电极（几十至几百根）置于观测剖面的各测点上，然后利用程控电极转换装置和微机工程电测仪便可实现数据的快速和自动采集。

当将测量结果送入微机后，还可对数据进行处理并给出关于地电断面分布的各种图示结果。

显然,高密度电阻率勘探技术的运用与发展，使电法勘探的智能化程度大大向前迈进了一步。

高密度电阻率法具有以下优点：

①电极布设是一次完成的，这不仅减少了因电极设置而引起的故障和干扰，而且为野外数据的快速和自动测量奠定了基础；

②能有效地进行多种电极排列方式的扫描测量，因而可以获得较丰富的关于地电断面结构特征的地质信息；

③野外数据采集实现了自动化或半自动化，不仅采集速度快（大约每一测点需2～5s），而且避免了由于手工操作所出现的错误

④可以对资料进行预处理并显示剖面曲线形态，脱机处理后还可自动绘制和打印各种成果图件；

⑤与传统的电阻率法相比，工作效率高，测点密集，所获信息更加丰富，解释结果更加准确。

在电阻率法中，常用的装置类型主要有哪些

二极装置、三极装置、联合剖面装置、对称四极装置以及中间梯度装置等。

无论哪种装置类型,其共同特点是:

用供电电极（A、B）向地下供电,同时在测量电极（M、N）间观测电位差（ΔUMN）,并算出视电阻率（ρs）,各电极沿选定的测线同时（或仅测量电极）逐点向前移动和观测。

电剖面法主要用来探查地下一定深度范围内的横向电性变化,以此解决多种地质问题。

简要叙述电法勘探里镜像法的原理是什么

镜像法原理将半空间映射为全空间，用地面上方的一个镜像球代替地面影响

应用联合剖面法时，低阻、高阻球体、低阻及高阻倾斜板状体的联剖曲线特征。

见课件4。

在进行电阻率法勘探时，地形对电流场分布的影响主要有哪几个方面

三方面进行分析，即：

供电点位置地形起伏、测量点位置地形起伏、地形起伏引起的电极距变化。

简述在电阻率法中克服地形影响采用的“比较法”的基本思想

“比较法”是将野外实测的视电阻率（ρs），逐点除以相应点的纯地形异常（ρsD/ρ1），从而得到经过地形改正后的视电阻率曲线（ρsG）,

从上式不难看出：

如果设法求得单纯地形引起的视电阻率曲线，便可按照关系，将实测剖面各测点的ρs值与地形影响值相比。

当地下无矿时，按取比值绘制的校正曲线是一条ρs=ρ1的直线，完全消除了地形影响。

若地下有矿，取比值后的校正曲线近似地消除了（或消弱了）地形影响，突出了矿体异常。

简述电阻率法野外工作中常见的干扰有哪些

（1）极化不稳。

克服办法：

为避免产生极化不稳现象，应采用化学性质稳定的金属作为测量电极

（2）大地电流、工业游散电流等人文噪声以及感应干扰

（3）由电磁感应引起的一类干扰，统称为感应干扰。

克服办法：

工作中应将供电导线和测量导线尽量分开一定距离

电阻率测深法（简称电测深）的基本原理是什么

电阻率测深法（简称电测深）是常用来探明水平（或近似水平）层状岩石在地下分布情况的一种电阻率法。

该法是在同一测点上逐次扩大电极距，观测垂直方向由浅到深的视电阻率变化情况，通过分析视电阻率测深曲线来了解测点下面沿垂向变化的地质情况。

与电阻率剖面法相比，电阻率测深法用于了解该测点地下介质电阻率的垂向变化，而电阻率剖面法是了解沿测线方向地下介质电阻率的横向变化。

这两种方法相辅相成，使电阻率法成为一种能够详细研究地质构造的空间分布状态的方法。

电测深曲线的等值现象T等值及S等值现象的特点

在实际工作中，由于存在一定的测量误差，于是出现某些层参数不同的地电断面所对应的电测深曲线之间，其差别在观测误差范围以内，可将它们看成为“同一条”电测深曲线，这种情况称为电测深曲线的等值现象。

由于等值现象存在，一条实测电测深曲线可对应一组不同的地电断面，常可造成错误的解释结果。

电测深曲线的等值现象分为同层等值、混层等值。

同层等值又分为S等值和T等值两类。

S2=H2/ρ2。

由上式可见，若第二层厚度和电阻率同时发生变化（增大或减小），只要S2保持不变，则T1（3）（m）不变，即ρs（R）恒定，故称此为S等值现象。

发生S等值现象的条件是ν2《1及ρ3》1。

而且，中间层的厚度越薄、电阻率越小，则等值范围越宽。

只要保持T2=H2*ρ2不变，则T1（3）（m）不变，即ρs（R）曲线不变，这便是T2等值现象。

二层及三层模型的电测深曲线有哪几类其有什么特征

简述一维电测深最优化反演的基本思想及流程

课件5-65页或书本57页

Ø充电法

何谓理想导体

当对具有天然或人工露头的良导地质体进行充电时，若良导地质体的电阻率远小于围岩电阻率时（<200倍）,我们便可近似地把它看作理想导体。

充电法的基本原理是什么

充电法的应用条件是什么

①被研究的对象（充电体）至少已有一处被揭露或出露，以便设置充电点；

②充电体相对围岩应是良导电体；

③充电体规模越大，埋藏越浅，应用充电法的效果越理想；充电法的最大研究深度，一般仅为充电体延伸长度之半。

充电法主要用于详查阶段。

Ø自然电场法

自然电场的主要特点是什么

自然电场主要是由地下矿体、地下水

和各种水系电化学作用产生的，分布于局部地区，一般具有较大的梯度。

自然电场法工作方法主要有哪些

1观测方法。

野外观测自然电场通常采用两种方法：

电位法和梯度法。

2基点和基点网的联测

3观测结果的整理

自然电场法的应用范围有哪些

进行硫化金属矿和石墨矿快速普查，乃至详查的有效方法，在水文地质和工程地质调查中也应用相当广泛。

1青海某铜钴矿床的应用实例

2确定地下水流向的应用实例

3寻找水库坝体渗漏位置中的应用

Ø激发极化法

激发极化法的原理何为激发极化效应

地下岩、矿石在电流场作用下产生了二次场。

根据研究，这种二次场与介电极化和感应现象无关，而是岩、矿石及其所含水溶液在电流作用下所发生的复杂电化学过程的结果。

岩、矿石在外电场作用下产生这种电化学起因的附加电场现象，称为激发极化效应（简称激电效应）。

激发极化法（InducedPolarizationMethod，简称激电法，IP）是以不同岩、矿石激电效应之差为物质基础，通过观测和研究大地激电效应，来探查地下地质情况的一种分支电法。

试述电子导体激化的电极电解极化现象

当电子导体和电解质溶液接触时，形成初步的正负电荷的分离。

由于电荷之间的吸引，导体中的负电荷和溶液中的正电荷大多分布在导体—溶液界面的两侧。

在发生溶解的同时也发生电荷的中和，或者说再交换，使金属离子还原成金属，达到动态平衡，从而在导体与溶液的界面上建立起一个稳定的双电层，称为自然双电层。

自然双电层即是电子导体与围岩电解质溶液接触时的电极电位。

当有电流流过上述电子导体—溶液系统时（图c），在外电场的作用下，电子导体内部的电荷将重新分布：

自由电子反电流方向移向电流流入端，使那里的负电荷相对增多，形成“阴极”；而在电流流出端，呈现相对增多的正电荷，形成“阳极”。

同时，在周围溶液中也分别于“阴极”和“阳极”处，形成离子积。

当电流于“阴极”从溶液进入电子导体时，溶液中的载流子（阳离子）要从电子导体表面获得电子，以实现电荷的传递。

同样，当电流于“阳极”从电子导体流入溶液，溶液中的载流子（阴离子）将释放电子（电子导体获得电子）。

若此种电荷传递和相伴随的电化学反应的速度极快，则电子导体和溶液之间，电流可以“畅通无阻”，便不会在界面两侧形成异性电荷的滞留。

但由于电化学过程的迟缓性，实际上电极过程的速度有限，电子导体和溶液之间不是“畅通”的，从而在界面两侧产生异性电荷的滞留与堆积，形成附加的双电层，使自然双电层的平衡状态遭到破坏，偏离平衡值。

在一定的外电流作用下，“电极”和溶液界面上的双电层电位差Φ相对平衡电极电位Φ平之变化，在电化学中称为“过电位”或“超电压”，记为ΔΦ，于是有：

ΔΦ=Φ-Φ平

随着通电时间的延续，界面两侧堆积的异性电荷将逐渐增多，过电位随之增大。

过电位的形成和增大将加速电极过程的进行（加速电荷的传递），直到该过程的速度与外电流相适应，即流至界面的电流均能全部通过界面，因而不再堆积新电荷时，过电位便趋于某一个饱和值，不再继续增大。

这便是过电位的形成过程或充电过程。

当外电流断开后，堆积在界面两侧的异性电荷，将通过界面本身、电子导体内部和周围溶液放电，使界面上的电荷分布逐渐减小，直至最后消失。

这就是过电位的放电过程。

试述离子导体激化的薄膜极化现象

当岩石颗粒间的孔隙截面积接近于分散层的厚度时（窄孔带），则整个孔隙都处在离子分散层内。

在外电场作用下，分散

层中正离子移动较快（因其受负电荷束缚较弱）。

分散层负离子较少，又受紧密层正离子的吸引，移动较慢。

相对于窄孔带，宽孔带可移动正、负离子数相差无几。

当电流通过宽窄不同而彼此相连的岩石孔隙时，由于窄孔带中阳离子的迁移率大于阴离子的迁移率，结果在窄孔隙的电流流出端形成阳离子的堆积，在电流流入端形成负离子过剩，从而形成离子浓度沿孔隙方向的变化。

随着供电时间的持续，离子浓度的增长不会无限制地进行下去，因为离子的浓度的增加会阻碍离子的运动，最终达到动态平衡。

于是形成化学的浓度梯度和电的势垒。

外电流切断后，形成的浓度梯度要恢复平衡，势垒中积累的能量要向外释放，于是观察到激发极化现象。

人们把上述窄孔带称为“薄膜”，相应的激发极化称为“薄膜极化”。

在激电法理论和实践中，为使问题简化，将岩、矿石的激发极化分为理想哪两大类

第一类是是我们前面提到过的“面极化”，如致密的金属矿或石墨属此类，其特点是激发极化都发生在极化体与围岩溶液的界面上；第二类是“体极化”，如浸染状金属矿和矿化（包括石墨化）岩石及离子导电岩石的激发极化属此类。

其特点是极化单元（微小的金属矿物或岩石颗粒）分布于整个极化体中。

简述将岩、矿石的体极化模式在正演计算时在两介质分界面上采用的边界条件是什么

当极化介质与围岩接触时，则在界面两侧，总场电位应是连续的。

由此得出体极化时总场的第一个边界条件：

电流连续性的边界条件应与面极化总场的相应边界条件相似。

不过，当前极化体和围岩的电阻率，应采用相应的等效电阻率ρ1*和ρ2*，即有

描述岩、矿石时间域及频率域激发极化特性的参数都有哪些

%

时间域：

视极化率ηs

ms视充电率

频率域：

复电阻率ρ（iω）频散率

相位φ也可作为描写激电效应强弱的参数、复电阻率频谱

是描述频率域激电特性的模型是哪个

复电阻率柯尔—柯尔模型

何为“等效电阻率法”

体极化效应等效于体极化介质电阻率的增大。

为与介质在无激电效应时的真电阻率相区别，我们将发生体极化效应时，极化体对极化总场的电阻率称为“等效电阻率”或“极化电阻率”。

为什么说视极化率参数不受地形起伏影响

将地形不平或地下不均匀时，按均匀大地公式计算的参数称为视极化率，记为ηs，则有：

此式说明，如果大地极化率是均匀的，则地形起伏和地下导电性不均匀，均不造成视极化率的假异常，即视极化率仍等于大地的真极化率。

不受地形影响

应用联合剖面法时，极化球体、极化倾斜板状体的极化率联剖曲线特征

曲线与高阻球体上视电阻率联剖曲线形状相似，其共同特点是AMN∞和∞MNB测得的视极化率曲线（ηsA和ηsB）相互对称，并在球心上方有高的反交点。

在电极距AO相对于球心埋深h0不大时，异常幅度较小，形状比较简单，在反交点两侧ηsA和ηsB各有一个极大值和极小值。

随着电极距增大（AO/h0≥2），异常幅度上升，同时形态变得较复杂，在反交点两侧，ηsA和ηsB有主极大值后，又出现一个次极小值和次极大值。

后者是由于供电电极通过球体上方时引起的。

当电极

距进一步增大时ηsA和ηsB的次极小值进一步降低，同时主极值点向球心上方的反交点靠近，两条曲线的分界性变差；并当电极距很大时ηsA和ηsB重合，变成中梯装置的ηs曲线。

在陡立板状极化体上，激电联剖曲线的基本形态与球体上的一致；

当倾斜板状体时，可看出在倾斜板状极化体上，联剖的两条曲线ηsA和ηsB互不对称，反映极化体存在的反交点从板状体上顶往倾斜方向移动。

对于低阻极化体，供电电极在板状体倾向一侧的视极化率极大值ηsA较小，而另一条ηsB曲线的极大值较大，故两个视极化率主极大值点连线的倾斜方向与极化体的倾向相反。

对于高阻极化体情况则相反，曲线主极大值点连线的倾斜方向与极化体的倾向一致。

可判断目标体倾向。

Ø电磁法

电磁法勘探的原理是什么

电磁法是以地壳中岩石和矿石的电性（导电性、介电性）和磁性差异为主要物质基础，观测和研究电磁场空间与时间的分布规律，从而寻找地下有用矿床或解决地质问题的一组电法勘探分支方法。

线性偏振波的特点是什么

电磁场分量Ey只和Hx有关，Hy只和Ex有关，它们都沿z轴传播，物理学中称这种性质的波为线性偏振波

何谓电磁系数表达式及各参数的意义是什么

传导电流和位移电流的比值称为介质的电磁系数m，即：

传导电流密度：

位移电流密：

当m>>1时，介质中传导电流起主要作用，此时可忽略位移电流作用；反之，当m<<1时，主要由位移电流起作用，可忽略传导电流作用。

当m=1时，说明传导电流和位移电流具有同等重要性，场的性质因此变得复杂。

何谓趋肤（穿透）深度表达公式及各参数的意义是什么

习惯上我们用场强衰减1/e时的距离δ表征介质的衰减特性，δ就是所谓的趋肤深度。

在无磁介质中，

式中：

电阻率ρ的单位为Ω.m；频率f的单位为Hz。

何为椭圆极化场

当地下存在导电地质体时，在交变电磁场（一次场）的作用下，导体中将产生涡流（感应电流），涡流又在其周围产生二次磁场（二次场）。

二次场的出现使一次

场发生畸变，一般说，一次场和二次场迭加后的总场在强度、相位和方向上与一次场不同。

这时总场（磁场H和电场E）矢量端点随时间变化的轨迹为一椭圆，称其为椭圆极化场。

电磁场的椭圆极化现象是存在感应二次场的重要特征，它反映了良导地质体的存在。

在电磁法勘探里，波阻抗是如何定义的

波阻抗，定义为一对正交的电场和磁场的振幅之比，它具有阻抗的量纲（单位为欧姆）。

电磁测深法的理论基础为什么

以天然存在区域性分布的交变电磁场为场源的电磁勘探方法。

大地电磁测深法的原理

大地电磁测深法（magnetotelluric，MT）是一种以天然存在区域性分布的交变电磁场为场源的电磁勘探方法。

在很大地区范围内观测到的地球天然交变电磁场称为大地电磁场，它是以地球的电场和磁场分量的变化形式表现出来的。

何为卡尼亚视电阻率

当地下为水平层状介质时，按这种方法确定的视电阻率称为卡尼亚视电阻率

大地电磁测深数据处理主要流程有哪些

选点、布极、观测

电磁测深与直流电测深的不同点有哪些

在直流电测深时，固定的极距对应着大致相同的深度，而在电磁测深中，固定的频率并不对应着固定的深度。

在电阻率较高的地层上，一定的频率对应较大的深度；在电阻率较低的地层上，它对应较浅的深度。

瞬变电磁法的原理

时间域电磁法（Timedomainelectromagneticmethods）或称为瞬变电磁法（Transienrtelectromagneticmethods）都缩写为TEM。

它是利用不接地回线、长导线或接地电极向地下发送脉冲式一次电磁场，用线圈或接地电极观测该脉冲电磁场感应的地下涡流产生的二次电磁场的空间和时间分布，从而达到探测地下地质体的目的一种电磁感应法。

电磁法勘探时，观测的量主要有哪些

人工源频率测深与天然源频率测深的区别有哪些

人工场源（或称可控源）频率域电磁测深简称频率测深，与大地电磁测深相同，都是利用改变电磁场的频率来控制探测深度。

所不同的是，前者采用人工源（主动源），后者利用天然源（被动源）。

在人工源频率电磁法是如何进行分区的为什么要进行分区

当|k1r|>>1（或r>>λ/2π）时，地层波S1已衰减殆尽，此时，地中只有S*波，故称|k1r|>>1的区域为远区（或波区），即远区指的是收发距很大或频率很高的范围。

在远区S*波相当从高空垂直入射的不均匀平面波。

当|k1r|<<1时（或r<<λ/2π），称为近区，即感应区。

因此，近区指的是收发距很小或频率很低的范围。

此时地层波S1占主导，因为频率足够低，故场具有类似直流电场的性质。

此时，在地层中的电场分布与该层的纵向电导有关，因此也称为S区

人工源频率电磁法里，电阻率曲线处于过渡区及近区的特点是什么

试通过相位矢量图简要分析导电地质体的电磁感应过程