地球物理勘探概论复习题

物探复习资料

第一章，重力勘探

重力的单位：在SI制中：g（重力加速度）的单位为1m/s2，规定1m/s2的百万分之一为国际通用重力单位（gravity unit)，简写为g.u.，即：

1m/s?10g.u3626

有时也用Gal（伽）作为重力单位，与其它单位关系如下：

1Gal?10mGal?10?Gal1mGal?10g.u.?521mGal?10m/s

重力等位面处处与重力（ g ）正交，故又将重力等位面称为“水准面”；当 c 取某一定值的水准面与平均海平面重合时，则这个水准面—称为“大地水准面”。 地球表面正常重力场的基本特征

（1）正常重力值不是客观存在的，它是人们根据需要而提出来的；

（2）正常重力值只与纬度有关，在赤道处最小（9780300g.u.），两极处最大（9832087g.u.），相差约51787 g.u. ；

（3）正常重力值随纬度变化的变化率，在纬度45°处最大，而在赤道和两极处为零；

（4）正常重力值随高度增加而减小，其变化率为-3.086 g.u. /m 。 重力随时间的变化 1、长期变化

原因：地壳内部的物质运动，如岩浆活动、构造运动、板块运动有关。 特点：变化十分缓慢、幅度小，在短时间内变化很弱，故在重力勘探中不予

考虑。

2、短期变化（日变化）

原因：地球与太阳、月亮之间的相互位置变化引起（即与天体运动有关）。

在重力勘探中，由地下岩（矿）石密度分布不均匀所引起的重力变化称为重力异常。

?g?g观?g01

造成 g观 与g0 之间差别的原因:

(1）重力观测是在地球的自然表面上而不是在大地水准面上进行的（自然表面与大地水准面间的物质及测点与大地水准面间的高差会引起重力的变化）； （2）地壳内物质密度的不均匀分布； （3）重力日变化.。 引起重力异常的条件：

（1）探测对象与围岩要有一定的密度差；

（2）岩层密度必须在横向上有变化，即岩层内有密度不同的地质体存在，或岩层有一定的构造形态；

（3）剩余质量不能太小（即探测对象要有一定的规模）； （4）探测对象不能埋藏过深；

（5）干扰场不能太强或具有明显的特征。 岩（矿）石的密度的一般规律:

火成（岩浆）岩密度＞变质岩密度＞沉积岩密度

根据长期研究的结果，认为决定岩、矿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)岩石中孔隙度大小及孔隙中的充填物成分； (3)岩石所承受的压力等。 火成岩:

（1）主要取决于矿物成分及其含量的百分比，由酸性→基性→超基性岩，随着密度大的铁镁暗色矿物含量增多密度逐渐加大。

（2）成岩过程中的冷凝、结晶分异作用也会造成同一岩体不同岩相带，由边缘相到中心相， 密度逐渐增大；

（3）不同成岩环境(如侵入与喷发)也会造成同一岩类的密度有较大差异，同一成分的火成岩密度，喷出岩小于侵入岩。 （4）年代老的岩体的密度小于新岩体的密度。

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沉积岩：

1、沉积岩一般具有较大的孔隙度，如灰岩、页岩、砂岩等，这类岩石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，充填物的成分(如水、油、气等)及充填孔隙的百分比也明显地影响着密度值；

3、随着成岩时代的久远及埋深加大，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。 变质岩：

变质岩的密度一般大于原岩的密度；变质程度越深，密度越大；动力变质而使岩石破碎，则密度减小。

（1）变质岩的密度与矿物成分、含量和孔隙度均有关，这主要由变质的性质和变质程度来决定；

（2）通常，由于重结晶等作用，区域变质作用将使变质岩比原岩密度值加大； 经过变质的沉积岩，如大理岩、板岩和石英岩比原生石灰岩、页岩和砂岩更致密些。

（3）由于变质作用的复杂性，所以这类岩石的密度变化显得很不稳定，要具体情况具体分析

矿石：金属矿：ζ 很大，一般大于岩石的平均密度（2.7 g /cm3） 非金属矿：其ζ 小于岩石的平均密度（2.7 g /cm3） 重力勘探工作任务：

1、重力预查，目的：大地构造的基本轮廓（如断裂带、岩体的分布等）的资料；

2、重力普查，目的：划分区域地质构造、圈定岩体及储油构造，比较确切地指示成矿远景区；

3、重力详查，目的：详细地研究工区重力异常的规律和特点，寻找局部构造或岩、矿体；

4、重力细测，目的：构造、岩体、矿体的形态及产状。

为了获得单纯由地下密度不均匀体引起的重力异常，则必须消除各种干扰因素的影响，通常要进行如下校正：

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（1）地形校正

（2）中间层校正——消除自然地形起伏干扰 （3）高度校正

（4）正常场校正 —— 消除地球正常重力场影响

布格校正：高度校正和中间层校正都与测点高程Δh有关，将这两项合并起来，统称为布格校正（δg布）

自由空间重力异常就是对观测值仅作正常场校正和高度校正，反映的是实际地球的形状和质量分布与参考椭球体的偏差：

?g自＝gA＋?g高－g0

即经过正常场校正、地形校正、布格改（高度校正和中间层校正）的重力异常，称为布格重力异常。

均衡异常即为对布格重力异常再作均衡校正，表示了一种完全均衡状态下其

?g布＝gA＋?g地＋?g高＋?g中－g0异常所代表的意义。

?g均＝gA＋?g地＋?g布＋?g均－g0

球体：

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水平圆柱体：

垂直台阶平面异常特征：

等值线为一系列平行台阶走向的直线，在断面附近等值线最密，称为“重力梯级带”，且异常向台阶延伸方向单调增大。

不同埋深的台阶剖面（a）和铅垂台阶的Vxz、Vzz、Vzzz

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断层的重力异常理论曲线：

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直立脉（板）状体：

当脉（板）倾斜时，△g曲线不对称，脉倾斜方向一側曲线平缓，另一側，曲线变陡。

第二章：磁法勘探

磁法勘探：它是以地壳中各种岩、矿石间的磁性差异为物质基础的，由于岩、矿石间的磁性差异将引起正常地磁场的变化（即磁异常），通过观测和研究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方法。 磁法勘探与重力勘探间的几点差别：

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1，就异常的幅值而言，磁法异常比重力异常大得多；

2，重力异常反映的地质因素较多，而磁异常反映的地质因素较单一； 3，地质体的磁异常特征比相应的重力异常复杂。 磁法勘探的应用：

1、直接寻找具有磁性的金属矿体，如磁铁矿、磁黄铁矿等；

2、间接寻找无磁性的金属矿与非金属矿体，如铅锌矿、铜矿、石棉矿等； 3、地质填图，如圈定磁性的岩体、断裂等； 4、研究大地构造、了解结晶基底的起伏等； 5、在古地质学方面的应用等； 6、其它方面的应用。 磁感应强度B：

SI制单位特斯拉（T），1T＝1Wb/m2，通常用较小的单位nT（纳特），1nT＝10-9T 在CGSM单位制中：用γ（伽傌）为磁场强度的单位；两种单位制之间的关系为：1γ =1nT。

磁化的本质：在外磁场作用下，物体中原子磁矩（m）趋外磁场方向定向排列的结果。

存在地球周围的具有磁力作用的空间，称为地磁场。 地球磁场的基本特征：

1，地球有两个磁极，磁北极（S极性，地理北极附近）和磁南极（N极性，地理南极附近），磁轴与地理轴不重合，交角为11.5°。

2，一个均匀磁化的球体（或位于地球中心的一个磁偶极子）的磁场类似。 3，地磁场是一个弱磁场（平均强度为50000 nT，比普通马蹄形磁铁要弱得多），但基本稳定。

4，成分复杂，由各种不同起源、不同变化规律的磁场成分叠加而成。 5，随时间变化，可分为缓慢变化或基本不变稳定磁场和随时间变化较快的变化磁场。 地磁场的构成：

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（一）偶极子磁场BSN

1，人们发现，地磁场的空间形态与一个位于地心的磁偶极子（称为地心磁偶极子）的磁场相似；

2，这个地心磁偶极子的磁场强度约占整个地磁场强度的80%一90%； 3，地心磁偶极子轴和地轴斜交成11.50 的角度；

4，地磁极：地心磁偶极子轴线与地面交于南北两对称点，我们把这两点叫做地磁极。

（二）非偶极子磁场Bm

1，更详细研究地磁场的空间分布时发现，在相当大的地域内，地磁场的分布与偶极子磁场不完全符合；

2，实际地磁场和理想的地心偶极子磁场之间还存在着比较显著的差异，若把这差异 (即从正常磁场使中减去按偶极子算出的磁场值)叫做非偶极子磁场，它约占地球总磁场的10%一30%；

3，因此用地心磁偶极只能作为描述地磁场的一级近似。 （三）变化的磁场δB 1、长期变化的磁场

基本磁场随时间的缓慢变化，称为地磁场的长期变化。 特点：

（1）周期长（周期为年、几十年或更长），变化缓慢；

（2）地球磁场的西向漂移（如大陆磁场中心、磁倾角等的西向漂移）； （3）地球磁矩的衰减变化。

由于长期变化的周期长，幅值小，故在磁法勘探中可不考虑长期变化的磁场。

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2、短期变化的磁场

主要起源于固体地球外部各种电流体系产生的磁场。 按其变化特征可分为两类： （1）平静变化（日变化）

连续出现的，比较有规律且有一定周期的变化。

特点：以24小时为周期的变化，白天变化大，夜间变化小；夏季变化大，冬季变化小；同一地点、不同日期，则日变化变化不相同；同一磁纬度的不同地点，日变化变化形态及幅度相同。 （2）扰动变化

偶然发生的、短暂而复杂的变化。 强度大的磁扰动变化，称为“磁暴”。

特点：变化剧烈（强度可达几百~上千 nT ）、无规律，持续时间为几小时~几天。 （四)、磁异常

实践证明，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差异，这个差异就称为磁异常。

磁异常是地下岩体、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，因此它属于内源磁场(仅是其中很小的一部分)。

磁异常中由分布范围较大的深部磁性岩层或区域地质构造等引起的部分，称为区域异常；由分布范围较小的浅部磁性岩、矿体或地质构造等引起的部分，称为局部异常。

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总磁场强度（B）等值线图特征：等值线与纬度线近似平行，在磁赤道约30000～40000nT，向两极增大，在两极约为60000～70000nT。

垂直强度（Z）等值线图特征：与纬度线大致平行，在磁赤道Z=0，向两极绝对值增大，约为磁赤道水平强度的两倍，磁赤道以北Z>0，以南Z<0。

水平强度（H）等值线图特征：沿纬度线排列，在磁赤道附近最大，向两极减小趋于零，全球各点除两磁极区外都指向北。

等倾（I）线图特征：与纬度大致平行，零倾线在地理赤道附近，称为磁赤道，它不是一条直线，磁赤道向北倾角为正，向南为负。

等偏（D）线图特征：从一点出发汇聚于另一点的曲线簇，明显地汇聚于南北两磁极区，两条零偏线将全球分为正负两个部分。

感应磁化强度（ Mi ）：岩、矿石被现代地磁场磁化后，所获得的磁化强度。其方向与地磁场方向一致。

天然剩余磁化强度（ Mr ）：岩、矿石形成时，被当时地磁场磁化后保留下来的磁化强度。 剩余磁化强度与现代地磁场无关，其方向与岩矿石形成时的地磁场方向一致。

天然剩余磁性的类型有: 热剩余磁性，化学剩余磁性，沉积剩余磁性和粘滞剩余磁性。

火成岩的剩余磁化方式主要是热剩磁。

所谓热剩磁就是炽热熔岩，其温度都在磁性矿物居里点 (500一7000C)以上，从地下喷出地面后在地磁场中冷却至常温的过程中，磁性矿物因受到当地、当时地磁场的作用，而平行于地磁场的方向被磁化，其结果获得很强的剩磁，这种剩磁称为热剩磁。

热剩磁有以下几个特点：

（1）热剩磁的强度大。弱磁场中，热剩磁比常温下用外磁场磁化后的剩磁 (称为等温剩磁)强几十至几百倍；

（2）热剩磁的方向与外场一致。因此，火成岩的天然剩磁方向一般代表岩石形成时期的地磁场方向；

（3）在弱磁场中热剩磁的强度正比于外磁场感应强度B； （4）热剩磁主要在居里点附近获得；

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（5）热剩磁有很高的稳定性。

沉积岩的剩磁主要有两种，一种是沉积剩磁，另一种是化学剩磁。 岩石碎屑携带原已具有剩余磁性的矿物颗粒，在成岩 (包括沉积、压实、固化等)过程中，由于地磁场的作用，使矿物颗粒的剩余磁性按着当时的地磁场方向取向并被固定下来的剩磁叫做沉积剩磁。

沉积剩磁很稳定。

某些矿物在地磁场坏境中发生了化学变化或重新结晶，也可能获得相当高的磁化强度。矿物通过这种方式获得的剩磁就叫做化学剩磁。 岩（矿）石磁性的一般特征：

火成岩磁性＞变质岩磁性＞沉积岩磁性 1、火成岩

? 由酸性→中性→基性→超基性，磁性由弱→强。

? 同一成分的火成岩其磁性不同，喷出岩磁性＞侵入岩磁性；

? 不同时代的同一成分火成岩其磁性不同，年代新的磁性＞年代老的磁性； ? 同一成分岩体的不同岩相带磁性不同，由边缘相→过渡相→中心相，磁性由强→弱；

⑤ 具有明显的天然剩余磁性。 2、沉积岩

κ及Mr 都很小，磁性很弱，通常认为它是无磁性 3、变质岩

? 正变质岩磁性＞负变质岩磁性；

? 层状结构的变质岩，往往具有磁的各向异性，即顺着层面方向的磁化率大于垂直层面方向的磁化率。 4、非金属矿

磁性很弱—可视为无磁性的。 5、金属矿

除前述的磁铁矿、钛磁铁矿、磁黄铁矿、方黄铜矿及磁赤铁矿具有强磁性外，其它绝大多数金属矿亦可看成是无磁性的。 岩、矿石的天然剩余磁化强度：

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一般来讲：岩、矿石的Mr与它们的 κ 有关， κ 大的岩、矿石，其Mr 亦强。故火成岩的Mr 一般都较大，不少情况下， Mr＞Mi ；沉积岩的Mr 很小，且Mr＜Mi。

影响岩、矿石磁性的因素： 1、铁磁性矿物含量

含量越高，岩石磁性越强，但并不呈简单的线性关系 2、铁磁性矿物颗粒大小及结构

当铁磁性矿物含量一定时，颗粒越大，磁性越强；

当磁性矿物颗粒大小、含量都相同时，颗粒相互呈胶结状者比颗粒呈分散状者磁性强。

3、 岩、矿石形状对磁性的影响

当磁性体为有限体时，被地磁场磁化后，在磁体内部要产生一个与外磁场相反的磁场（称为消磁场或退磁场），则要产生消磁（或退磁）作用，而使磁性体的磁化强度减小，亦即使岩、矿体的磁性减小。 4、 其它因素的影响

? 应力作用使岩石沿应力方向磁性减小，如断裂、破碎带上磁性减弱； ? 变质、蚀变作用，往往使岩石磁性增强。 研究岩石磁性的意义：

1、研究岩石的磁性，对正确解释磁测资料必不可少；

2、在火山岩地区，研究岩石的磁性，对于正确判断异常的地质原因有重要的意义。 磁测工作任务：

（1）在小比例尺地质填图中

探测结晶基底的起伏及内部构造，研究盖层沉积构造的形态，追索大断裂带等

（2）在中、大比例尺地质填图中

确定岩层接触带、圈定岩体、构造破碎带、断层和岩脉等。 （3）在矿产资源勘查中

通过进一步寻找磁异常来查明地质构造或矿产。

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（4）详查

详查通常选在成矿有利地段被发现的异常或粗略推测为矿体引起的异常上进行的磁测。

磁测的任务是：通过研究磁异常形态特征来寻找和评价矿产，配合矿区勘探工作。

计算磁性体磁场中，常作如下假设： (1) (2) (3) (4)

(5)不考虑剩磁(或认为Mｉ与Mr方向一致)

有效磁化强度 Ms ：总磁化强度 M 在观测剖面内的投影。 有效磁化倾角 is ： Ms与 x 轴正向的夹角。

在影响磁性体磁场特征的诸因素中，当形体确定后，磁化强度的方向是决定磁场特征的重要（或主要）因素。

双极的磁场(有限延深柱)：

Za为两側有负值的不对称曲线，在柱体倾斜一方负值明显，极大值偏离原点，且向柱体倾斜的反方向位移。

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球体的磁场：

磁化倾角I=90°(垂直磁化)时,磁异常 Za 、ΔT 的平面等值线图与三维立

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④ 地质体的分布状态（形状、大小、埋深及相对位置）。 电阻率与电流密度的关系式，即

jMN?s??MNj0

ρs 剖面曲线的变化能清楚地反映出地下导电性不均匀体的位置及电阻率的相对高低。 电剖面法：

（一）联合剖面法

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在实际工作中，常采用不同极距的联合剖面曲线交点的位移来判断脉状体的倾向。

联合剖面法主要用于探测产状陡倾的良导薄脉（矿脉、断层、含水破碎带）及良导球状矿体。 （二）中间梯度法 特点：

（1）利用均匀场；（2）工作效率高（一线供电，多线测量） 中间梯度法主要用来寻找陡倾的高阻薄脉（如石英脉、伟晶岩脉等） 原因：在均匀场中，高阻体的屏蔽作用比较明显，排斥电流使其汇聚于地表

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附近，使 jMN 急剧增加，致使ρs曲线上升，形成突出的高峰。而低阻薄脉易于让电流垂直通过，只使 jMN 发生很小的变化，故 ρs 异常不明显。 （三）对称剖面法 从场的特点看：

对称剖面法与中间梯度法都属于两个异性点电源的场，测量电极都为于剖面的中部，属均匀场，ρs 异常曲线的特点与中间梯度法类似。但ρs曲线比中间梯度的ρs曲线复杂、生产效率低些。

因此，一般能用中间梯度法解决的问题，就不用对称四极剖面法。 由图可见：显然低阻薄脉上的对称剖面法ρs异常不如联合剖面法的异常反映明显。因此，一般不用对称四极剖面法寻找低阻的薄脉状地质体。

对称四极剖面法的实际应用：

用“对称剖面法”研究覆盖层下的基岩起伏（向斜或背斜）和对水文、工程地质提供有关疏松层中电性不均匀体的分布以及疏松层下的地质构造、划分接触带、寻找厚岩层（矿体）等。 电测深法：

简称电测深，又名电阻率垂向测深。是利用岩矿石的导电性差异为基础，分析电性不同的岩层沿垂向分布情况的一种电阻率方法。 特点：

采用在同一测点上逐次扩大供电极距，使探测深度逐渐加大，从而得到观测点处视电阻率ρs沿垂直方向上的变化情况。

电测深法主要用于探测水平（或倾角不超过20°）产状的不同电性层的分布（如断裂带、含水破碎带等）。

视电阻率ρs随着供电极距（AB/2）变化的曲线，称为电测深曲线。

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电测深曲线的特点：

（1）每个电测深点均可以得到一条电测深曲线

（2）该曲线通常以AB/2为横坐标，以ρs为纵坐标，绘制在模数为6.25cm的双对数坐标纸上。

电测深资料的解释： 1、定性解释

目的：通过定性解释可以了解工作的区的地电断面的类型及变化情况。 （1）单独一条电测深曲线的解释：

①电性层的数目；②各层电阻率的相对大小；③估计第一层和底层的电阻率值。

（2）面积性电测深资料的定性解释

需要绘制各种图件，以此来反映测区内不同电性层的分布及变化情况，从而

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了解工区的地质构造或电性层的形态。 电测深法图件分类：

（1）视电阻率断面图（剖面和平面等值线图） （2）电测深曲线类型图（分为剖面上和平面上）

注意曲线类型的变化，一般反映了电性层的变化，如构造接触带、地层尖灭、基底起伏等。

（3）等AB/2视电阻率剖面图 （4）等AB/2视电阻率平面等值线图

（5）不同极距ρs剖面图（相当于复合对称四级电阻率法） 电测深法的应用条件：

◆ 地层应基本水平（地层倾角小于20°）； ◆ 各层间有较明显的电阻率差异； ◆ 地形起伏不大。 高密度电阻率法

高密度电阻率法是一种在方法技术上有较大进步的电阻率法。其原理与常规电阻率法完全相同。但由于它采用了多电极高密度一次布极并实现了跑极和数据采集的自动化，因此相对常规电阻率法来说，具有许多优点：

(1)由于电极的布设是一次完成的，测量过程中无须跑极，因此可防止因电极移动而引起的故障和干扰；

(2)一条观测剖面上，通过电极变换和数据转换可获得多种装置的断面等值线图；

(3)可进行资料的现场实时处理与成图解释；

(4)成本低，效率高。 充电法：

充电法：对地面上、坑道内或者钻孔中已经揭露的良导体直接充电，以解决某些地质问题的一种电法勘探方法。

充电法的基本原理：对钻井、坑道等人工揭露或天然露头的良导体上接一供电电极（A），另一供电电极（B）置于离充电体很远的地方（称为无穷远极），对充电体进行充电。进而查明充电体的空间分布形态、产状及延伸。

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1、理想条件下（即ρ0 =0或ρ0 ＜< ρ)，将不产生电位降，电位在导体内及表面处处相等，故导体为一个“等位体”，其表面为“等电位面”。

2、脉状体倾斜时，电位曲线及电位梯度曲线均不对称

3、自然界中，导体都不是等位体（即ρ0 ≠ 0），对其充电后，充电体上各点的电位并非都相等。

（1）当充电点位于不等位体边缘时，电位及电位梯度曲线都不对称； （2）当充电点位于不等位体的中心时，电位及电位梯度曲线均成对称分布（很难与等位体区分开来）

因此，在解释中，必须充分考虑到：

① 充电导体自身的电阻率（是否满足理想导体的条件） ② 充电体与围岩电阻率差异（是否满足ρ0 << ρ围 ）； ③ 充电点的位置。

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自然电场法

自然条件下，无需向地下供电，通过一定的装置形式，地面两点间通常也能观测到一定大小的电位差，这表明地下存在“天然电流场”——简称“自然电场”。 自然电场法——通过研究自然电场在地面的分布规律来解决地质问题的一种电法勘探方法。

自然电场的成因：

1、电子导体与围岩溶液间的电化学作用 2、岩石中地下水运移的电动效应（过滤电场） 3、岩石中不同浓度溶液离子的扩散作用 自然电场法的应用：

1、寻找金属硫化物矿床（铜矿、黄铁矿）、石墨和无烟煤； 2、在水文地质和工程地质方面的应用 ① 确定地下水与河水间的补给关系

② 确定地下水的流向（过滤电场的方向与地下水流向有关） ③ 确定水库、堤坝的漏水点（位置） ④ 寻找含水破碎带或确定断层位置 激发极化法

激发极化法，简称激电法，是以地下岩、矿石在人工电场作用下发生的物理和电化学效应（激发极化效应）差异为基础 的一种电法勘探方法。 激发极化分类：

（1）直流电——直流（时间域）激发极化法 （2）低频交流电——交流（频率域）激发极化法

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与其它电法勘探方法相比： 激发极化法（IP）的优点： ① 能寻找浸染状矿体。

② 能区分电子导体和离子导体产生的异常。 ③ 地形起伏不会产生假异常。 激发极化法（IP）的缺点：

① 矿化（黄铁矿化、石墨化的岩层）岩层产生强激电异常； ② 电磁藕合干扰给交流激电法资料的解释带来困难。 岩矿石激发极化效应的成因：

（a） 导体表面为均匀双电层，在周围不形成电场；

（b）当有电流流过上述电子导体—溶液系统时，导体内部的电荷将重新分布，自然双电层发生变化，导体受到极化作用，为充电过程； （c）断去供电电流，为放电过程。

在电场有效作用范围内各种岩、矿石极化率或频散率的综合影响值—视极化率或视频散率。

视极化率ηs和视频散率Ps的影响因素： （1）装置类型 （2）极化体的导电性

（3）装置相对于极化体的位置 （4）充放电时间

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分布来寻找矿产资源或解决其它地质问题的一类电法勘探方法。 电磁法的特点：

① 物性参数多：电导率γ，磁导率μ，介电常数ε

② 发射和接收装置有接地方式和感应方式两种。通过感应方式建立和观测电磁场，航空电磁法成为可能；

③ 采用多种频率测量，可以扩大方法的应用范围；

④ 观测参数多，如振幅（实分量和虚分量）、相位等，可以提高地质效果。

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第四章 地震勘探

地震勘探是通过观测和研究人工地震(炸药爆炸或锤击激发)产生的地震波

在地下的传播规律来解决地质问题的一种地球物理方法。

根据产生波的弹性介质的形变类型，地震勘探可以分为纵波勘探和横波勘探两大类。而对每一类勘探，可以根据波传播方式的不同，分为反射波法、折射波法和透射波法三种。其中前两种是最基本的方法。

根据工作环境的差别，还可以将地震勘探分为地面地震勘探、海洋地震勘探和地震测井三类。 地震波的类型：

一种类型的波是在弹性介质内部向四周传播的称为体波。

体波又可以分为两种类型：一种是质点振动方向与波的传播方向相同的

波，称为纵波；另一种是质点振动方向与波

另一种类型的波只在两种介质的界面传播，称为面波。

面波也可以分为两类型：一种是沿自由表面(介质与大气层的界面)传播

的波，称为瑞雷波；另一种是在低速岩层覆盖于高速岩层的情况下，沿两岩层界面传播的波，称为勒夫波。

了解理论：地震波的反射、透射和折射和有效波和干扰波。

在地震勘查中，有效波与干扰波的概念是相对的。但是，无论在哪种地震勘探方法中，爆炸引起的声波，风吹草动、机械、车辆等形成的微震都属于干扰波。 影响波速的基本因素： （1）岩石弹性参数；

（2）岩石的岩性：通常，火成岩>变质岩>沉积岩；

（3）岩石的密度：密度越大，速度越大，满足Garden公式； （4）岩石的孔隙度：孔隙度增大时，岩石密度变小，速度也要降低； （5）构造历史和地质年代：通常，年度越老，速度越大；

（6）埋藏深度：深度增大，地层压力加大，岩石孔隙度减小，速度增大。 波从震源出发，传播到测线上各观测点的传播时间t，同观测点相对于激发点的距离x之间的关系，称为时（间）距（离）关系。在（x, t）平面内，根据此函数关系绘制的曲线称为时距曲线。

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用计算机对野外采集的原始地震资料进行压制干扰，提高信噪比和分辨率，为构造和岩性解释提取各种物性参数所做的一系列处理。 目的：提高信噪比和分辨率。 地震资料处理的重要性：

野外地震资料必须经过处理才能用于地质解释； 处理结果直接影响地质解释的正确性和精确性。 地震资料处理的内容： 校正和叠加处理（核心） 提高信噪比处理——滤波处理 提高纵向分辨率的处理——反褶积 提高横向分辨率的处理——偏移成像 地震处理流程：

（一）预处理：(1)数据解编，（2）不正常道炮处理，（3）抽道集，（4）初至切除。

（二）静校正： 静校正原因：

（1）反射波法理论前提是以地面为平面、地表介质均匀为前提；

（2）实际地质条件：地形起伏不平，表层介质不均匀，厚度沿横向也变化； （3）导致地震反射波旅行时产生时差，歪曲地下构造形态；

（4）必须将地形、低（降）速带和爆炸深度等因素对地震波旅行时的影响加以消除，校正到一个统一的基准面上。 （三）动校正

动校正：反射波的传播时间与检波器距离爆炸点的距离远近有关，并与反射界面的倾角、埋深和覆盖层波速有关，由此产生的时差称为正常时差，需要进行正常时差校正，称为动校正。 （四）水平叠加 （五）偏移归位 （六）速度分析

偏移归位：就是要将水平叠加时间剖面(自激自收时间剖面)上发生了偏移

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的反射层(同相轴)归位于其真实的空间位置上去，同时使干涉带自动得到分解，剖面面貌变得清晰，有利于正确地进行解释。 获得速度参数的途径主要是：

①利用地震测井、声波测井等，但这种方法是以具备深井为条件，只能在井中进行，故受到限制，并且获得的速度资料只是点上的，面上的资料难以求取。 ②利用多次覆盖的资料通过速度分析的方法，来求取速度参数。它所求取的是迭加速度，通过它可进一步求取层速度等资料。

把地震波的能量相对波的传播速度的变化规律称为速度谱。

在检测时间内，自激自收条件下检波器接收到的反射波序列叫地震记录道。 1、不同于检波记录。

2、是地震剖面中的一个个体，为一维地震剖面。 3、由多个界面反射波的迭加而成。

地球物理勘探概论第一次作业

1. 请解释重力异常的实质。

在重力勘探中，由地下岩（矿）石密度分布不均匀所引起的重力变化成为重力异常，将地面上某点的重力观测值和该点的正常重力值想比较二者之间总是存在一定的偏差的。广义上讲，Δg=g观—g0（矢量相减），三者分别代表重力异常偏差值，测点的重力观测值，测点的正常重力值。

2. 岩矿石的密度有哪些特征。 特征可分为三类来探讨。

①火成岩：（1）主要取决于矿物成分及其含量的百分比，由酸性→基性→超基性岩，随着密度大的铁镁暗色矿物含量增多密度逐渐加大。

（2）成岩过程中的冷凝、结晶分异作用也会造成同一岩体不同岩

相带，由边缘相到中心相， 密度逐渐增大。

（3）不同成岩环境(如侵入与喷发)也会造成同一岩类的密度有较

大差异，同一成分的火成岩密度，喷出岩小于侵入岩。

（4）年代老的岩体的密度小于新岩体的密度。

②沉积岩：沉积岩的密度主要取决于岩石的孔隙度及岩石所处的构造部位：

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（1）沉积岩一般据有较大的孔隙度，如灰岩、页岩、砂岩等，这类岩石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，充填物的成分如水、油、气等及充填孔

隙的百分比也明显地影响着密度值。

（3）随着成岩时代的久远及埋深加大，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。

③变质岩：变质岩的密度一般大于原岩的密度；变质程度越深，密度越大；动力变质而使岩石破碎，则密度减小。

（1）变质岩的密度与矿物成分、含量和孔隙度均有关，这主要有

变质的性质和变质程度来决定.

（2）通常，由于重结晶等作用，区域变质作用将使变质岩比原岩

密度值加大。

（3）经过变质的沉积岩，如大理岩、板岩和石英岩比原生石灰岩、

页岩和砂岩更致密一些。

（4）由于变质作用的复杂性，所以这类岩石的密度变化显得很不

稳定，要具体情况具体分析。

3．画出球体重力异常的剖面特征与平面特征，它与水平圆柱体重力异常有何不同。

与水平圆柱体重力异常的不同：二者的剖面图相类似，但是球体的剖面图中最大峰值处较为陡峭，其最小值接近于零，而水平圆柱体的剖面图中最大峰值处较为平缓，其最小值接近于一；二者的平面图类型完全不同，球体的平面图是一

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系列的同心圆组成，中间值大，向外数值变小，而水平圆柱体的平面图是由一系列的平行线构成，中间值大向两边减小。

4．什么是相对布格重力异常，并写出表达式。

在法耶异常基础上再加上中间层校正，即经过正常场校正、地形校正、布格改正（高度校正和中间层校正）的重力异常，称为布格的重力异常。而取总绩点所在的水准面作为比较各测点异常值大小的基准面的异常是相对布格重力异常，观测值是相对重力值Δgk；布格校正用的高程是测点相对总基点的相对高程，密度用当地地表实测的平均密度值，而正常场校正就用纬度校正代替。 表达式：ΔgB=Δgk+ΔgT+Δgb-Δgψ

5．举例说明重力勘探之应用。 ①了解上地幔的密度变化

②研究地壳深部构造及地壳的活动性 ③划分大地构造单元（如地台与地槽的界线）

④圈定具有石油、天然气远景的沉积岩内部构造、盐丘 ⑤寻找金属矿、钾盐，研究煤田地质构造

⑥应用于军事、测绘、地质灾害、水工环境、地震预报等方面

6．地球物理反演的多解性及引起的原因。

由于地球物理场固有的等效性，观测数据的离散和有限，以及观测场包含的误差和其他场源的影响，导致了地球物理反演结果的不惟一。这可以从位场的等效性加以说明。对于地球物理位场，如果不改变引力等位面内物质的总质量，而重新分配其密度，只要保持原等位面的形状和数值不变，则密度的重新分布不改变等位面上及其外部的引力场的分布。这就是位场的等效性。位场的等效性，决定了位场反演的多解性或非惟一性。

重力反演结果的可靠性是反演方法是否有效的最关键问题。然而，重力解释中固有的多解性，即无数个不同的场源体可以因其在测量精度范围内相同的异常，严重影响到计算结果的可靠性，使解释者难以从计算得到的许多模型体中选

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择出适当的模型体表示引起观测异常的地质体。

7．什么是重力异常的解析延拓？向上与向下延拓各有何作用。

根据观测平面或剖面上的重力异常值计算高于它的平面或剖面上的异常值的过程称为向上或向下延拓，即重力异常的解析延拓。向上延拓压制浅而小的地质体的局部异常，突出了深部地质体的区域异常；向下延拓压制深部地质体的区域异常，相对突出了浅部地质体的局部异常。

8．什么是重力的导数法？重力高次导数有什么作用。

重力函数是解析函数，具有连续的各阶偏导数。它们有各自的物理意义，在重力勘探中重力高阶导数一般是指重力函数的垂向三阶导数，也称为重力垂向二阶导数。和重力位一阶或二阶导数相比，高阶导数对浅而小的密度异常体具有较高的分辨能力，所以在重力异常数据处理工作中，利用布格重力异常换算出重力位高阶导数可以突出局部地质因素或压制区域地质因素的影响，可以同时把几个互相靠近(埋深相差不多的相邻地质体单独划分出来，对不同形状地质体异常曲线特征不同，有助于异常分类和解释。 重力高次导数的作用：

（1）不同形状地质体的重力异常导数具有不同的特征，这有助于对异常的解释和分类。

（2）重力异常的导数可以突出浅而小的地质体的异常特征而压制区域性深部地质因素的重力效应，在一定程度上可以分离不同深度和大小异常源引起的叠加异常。且导数的次数越高，这种分辨能力就越强。

（3）重力高阶导数可以将几个互相靠近、埋藏深度相差不大的相邻地质体引起的叠加异常分离开来

地球物理勘探概论第二次作业

一．请解释一下名词：①正常地磁场 ②磁异常

正常地磁场即是主磁场，它占地球磁场的99%以上，主要由地核内电流的对流形成，是一种由偶极子场和非偶极子场组成的内源磁场。地球的主磁场，乃至

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整个地磁场，都与位于地心的磁偶极子的磁场类似。地心磁偶极子轴和地轴斜交成11.5°的角度。

实践证明在消除了各种短期磁场变化后，实测地磁场与作为正常磁场的主磁场之间仍然存在差异，这个差异就成为磁异常。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，因此它属于内源磁场（仅是其中很小的一部分）。

二．什么是感应磁化强度、剩余磁化强度、总磁化强度？他们之间有何联系。 感应磁化强度是表示岩石和矿石受地磁场磁化所产生的感应磁性大小的物理量，用符号Mi表示。感应磁化强度是个矢量，其数值等于磁化率(x)与磁化磁场之磁场强度(T)的乘积，即Mi =kT，方向一般与现代地磁场方向一致，逆磁性物质则方向相反。

岩石和矿石在形成时所产生的磁性，历经地质变动后保留下来的部分磁性称为剩余磁性。剩余磁化强度是表示剩余磁性大小的物理量，一般用符号Mr表示。它的大小和方向与现代地磁场无关，而决定于形成时的环境及所经历的地质变动。几乎所有岩石都具有剩余磁化强度。在磁测工作中，需要测定剩余磁化强度的大小和方向，作为成果解释的依据。

总磁化强度即为感应磁化强度和剩余磁化强度的总和，这也是三者的联系。M=Mi+Mr

三．画出球体磁异常的平面特征和剖面特征，它与球体重力异常有何不同？

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此为剖面特征，上图为南北剖面，下图为东西剖面。

此为平面特征

球体重力异常剖面特征只有一种不分南北与东西向，且Y轴上最小值不过零值线，且以Y轴为中轴左右对称，，在平面特征中其图为一系列的同心圆。

四．下延无限板状体与下延有限板状体磁异常特征有何不同？请画图表示（磁剖

面和有效磁化强度方向Ms自定）

此为下延无限板状体的磁异常，特

征为是一个轴对称的图，且y轴上最小值无限接近于x轴

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此为下延有限板状体磁异常，特征为非对称图形，在x轴的上下半轴都有分布，左部分远端与右部分远端都无限逼近于x轴

地球物理勘探概论电法作业

一．什么是高密度电阻率法？它的优点是什么？

高密度电阻率法是一种在方法技术上有较大进步的电阻率法。其原理与常规电阻率法完全相同。但它采用了多电极高密度一次布极并实现了跑极和数据采集的自动化。优点：

(1)由于电极的布设是一次完成的，测量过程中无须跑极，因此可防止因电极移动而引起的故障和干扰；

(2)一条观测剖面上，通过电极变换和数据转换可获得多种装置的断面等值线图；

(3)可进行资料的现场实时处理与成图解释； (4)成本低，效率高。

二．什么是视电阻率？请写出其表达式。

视电阻率：在电场有效作用范围内各种地质体电阻率的综合影响值。 表达式：

三．在电阻率剖面法中，哪一种方法的工作效率最高？为什么？

工作效率最高的是中间梯度法，因为其采用的“一线布极，多线测量”这起

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?s?k?UMNI观测方式，比起其他电剖面方法来看，其生产效率要高得多。

四．什么是充电法？它具有什么优点？

对地面上、坑道内或者钻孔中已经揭露的良导体直接充电，以解决某些地质问题的一种电法勘探方法。优点是①可判断充电导体的形状和范围②可判定充电导体的顶部和边界位置③较为直观的反映了电场的特征，而不会受到围岩和表土电阻率不均匀的影响。

五．什么是直流电测深法？如何实施电测深？

是利用岩矿石的导电性差异为基础，由直流电来分析电性不同的岩层沿垂向分布情况的一种电阻率方法。

而电测深法是在同一点上逐次扩大供电电极距，使探测深度逐渐增大，以此来得到观测点处沿垂直方向上由浅到深的ρs变化情况。之后通过电测深曲线来推断电性层的电阻率和埋深。首先在地面上选取一个测深点，然后通过加大供电电极AB的极距大小，测量同一点的不同AB极距的视电阻率值，然后绘制出电阻率的断面图，从而研究这个测深点不同深度的地质断面情况。

六．如何利用电法来解决地质问题？（举两个例子进行说明）

①由于岩体中水的存在使得电阻率相对周围来说极大地减小，故可以利用电阻率法来找水，或者寻找大型的断裂，破裂带集中地段等特殊的地质构造。

②在公路选线时候，可利用绘制大比例尺电性图。传统方法要先建立控制点，然后进行碎部测量，测量时点间要求通视，且为避免误差积累过大，要分段实施测量，工作量大速度慢时间长。而是用高密度电阻率法只需要用T在沿线每个碎部点停留一两分钟，即可获得坐标高程。

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