常用物探方法的工作原理Word文件下载.docx

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过电位”（overvoltage）的一种物理化学现象。

在电法勘探的实践中，通过某一电极排列向地下供电的瞬时，我们可以观测到测量电极间的电位差△匕（称为一次场电位差）随着供电时间的增加逐渐增大。

当供电数分钟后，这个电位差趋于某一稳定的饱和值（称为极化场或总场的电位差）。

当断开供电电路后，在测量电极之间仍然观测到随时间衰减的电位差（称为次生极化电位差或二次场电位差）。

这种在电流场

■

作用下产生二次电位差的现象在物探中称为激发极化现象或激发极化效应，所形成的电场成为二次场或激发极化场。

激发极化效应是地下岩、矿石及其中所含的水溶液在外电流场作用下所发生的复杂的电化学过程的结果。

激发极化法（简称激电法）是根据岩、矿石之间激发极化效应的差异，在人丄电场的作用下，观测和研究激发极化电场以达到找矿或解决其他地质问题的一种电法勘探。

观测参数为视极化率Z、视电阻率°

。

剖面法可用于圈定区域内岩溶构造的大致分布范圉、规模、走向、和产状，可结合音频大地电磁法的成果进行对比分析，提高解释成果的可靠性。

电测深装置用于局部精细验证物探异常,确定异常埋深等情况。

双频激电仪及V8仪SIP法都是属于利用岩（矿）石的激电效应，观测和研究激发极化电场以达到找矿或解决其他地质问题。

在双频激电法中研究岩（矿）石的电性参数主要是幅频率F（IP振幅随频率的变化率），同时也包括电阻率°

其差异是双频激电应用的前提，也是成果解释的物理基础。

双频激电仪在野外主要观测高频电位差低频电位差△匕、视幅频率耳值和视电阻率Q,。

其中视幅频率耳值由公式F亠2二iZxlOO%计算而得，其物理意义：

表征激发极化引起的电位差振幅

△匕

随频率的变化率。

而视电阻率&

的物理意义：

视电阻率Q,虽然不是岩石的真电阻率，但却是地下电性不均匀和地形的一种综合反映。

可以利用它的变化规律去发现和了解地下的不均匀性，以达到找矿和解决其他地质问题的目的。

V8仪SIP法即功率谱激发极化法，简称谱激电，另外还有一个称呼是复电阻率（CR）。

他是在传统直流电法的一个记录点上观测多个频率的激发极化效应的激电法。

主要应用于矿产领域，和传统激电的区别是釆集从256Hz到128s之间的宽频带数据，从而即可以得到普通的频率域单频（相位激电）或双频（频散）信息，还可以使用Cole-Cole模型或Dias模型求解其各数据记录点的“真”激发极化参数。

V8仪SIP法野外主要提取采集IP效应谱参数p昨、丽、匚、

C。

和电磁效应谱参数（用于去耦校正）1处观测视电阻率几。

他们具有以下物理意义：

1、pa——1念观测视电阻率：

根据四电极测量装置计算的视电阻率，单位欧姆•米，即常规视电阻率。

反映电极排列勘探体积内的平均电阻率。

2、Paemo——去掉IP效应后的极低频（+0念）视电阻率：

与1念观测视电阻率几的物理意义类似。

3、ma——视充电率：

IP效应强度参数，单位百分比（%）,与电极排列勘探体积内的可极化物质的体积含量正相关。

4、右一一视时间常数：

IF效应特征参数，单位秒。

与电极排列勘探体积内的可极化物质的粒度大小、等山结构信息相关。

5、Cfl——视频率相关系数：

IP效应过程参数，无量纲。

与电极排列勘探体积内的可极化物质的IP效应类型以及极化物质混合分布均匀性相关。

3、音频大地电磁法：

天然电场主要是由电子导体的天然电化学作用和地下水离子导体的过滤或扩散作用，以及大地电流和雷雨放电等因素所形成的电磁场。

音频大地电磁法是通过观测山远程天电引起的天然平面电磁波信号以

确定地下的电阻率值的方法，其测量的频率范围为1〜10000赫（兹九与大地电磁法相比，由于频率较高，对浅部的分辨率较高，更适于资源勘探。

对于AMT（音频大地电磁测深），其频率范圉是10000Hz〜1Hz,因为其高频部分10000Hz〜1000Hz所在频段的声波人耳能听到，所以称为“音频”o探测深度一般为2000m之内。

AMT其观测成本较小（釆集时间短，一般不做五分量），大部分都采用网格式点测。

即观测点排列成一个规则的测网。

用于进行2km以上的电阻率立体填图cAMT可以提供TE/TM两个模式的电阻率和阻抗相位用于电阻率反演。

同时还可以提供感应矢量，电性主轴方向，二维判别模量等定性信息以判断构造信息。

音频大地电磁法测量的是音频段中大地电磁场产生的电分量。

它的场源为交变电磁场，在距离场源较远的的地方，大地电磁场可视为垂直于地面入射的平面波（图4）,其场的特性服从麦克斯韦方程组：

£

•D=q

V>

B=0

VxE=-dB/dt

VxH=J+oD/dt

式中：

g为自山电荷体密度；

/为时间；

）为电流密度；

E为电场强度；

H为磁场强度；

B为磁感应强度；

D为电位移。

式中:

，b为介质对电磁波的衰减系数：

为

不同形式的交变电磁波，可以分解为谐变电磁波，在导电介质中遵循:

介电常数；

“为介质的导磁系数，。

为电阻率。

当电磁波在介质中传播时，其振幅沿z轴方向前•进1/〃距离时，振幅衰减为地表的1/£

（约为37%）o习惯上取距离J=1//7称为电磁波的趋肤深度（或称穿透深

度）。

在无磁介质中

5=l/ba503.37^77

式中3为穿透深度；

为电阻率；

/为电磁波的频率。

山上可知，电场强度E随吸收系数“呈负指数规律衰减，即电磁波的穿透深度随介质的电阻率的增加而增大，随电磁波频率的增大而减小。

在同一观测点，地层的电阻率不变，通过选用不同工作频率的方法，达到探测不同深度的□的。

音频大地电磁法可确定测区内含水构造的分布范围、规模和走向。

4、可控源音频大地电磁法：

可控源音频大地电磁法20世纪80年代兴起的一种测量卡尼亚电阻和相位的电磁测深技术。

基于电磁波传播理论和麦克斯韦方程组，导出电场耳、磁场

与卡尼亚电阻率。

的关系式：

式中/■代表频率。

根据电磁波的趋肤5/|乩「

效应理论，导出趋肤深度公式:

H

O应用该方法在寻找金属矿产资源、

地下水及进行大型工程地质探测等方面，取得了很多成功的实例。

该法最早是山加拿大多伦多大学的D.W.Strangway教授和他的学生MyaronGoldtein于1971年提出。

针对大地电磁测深法场源的随机性和信号微弱，以致观测十分困难这一状况，他们提出了一种改变方案一一采用可以控制的人工场源。

从而在理论和实践两方面奠定了CSAMT法的基础。

20世纪80年代以来，方法理论和仪器都得到了很大发展，应用领域也扩展到了地质普查，勘探石油、天然气、地热、金属矿床，水文，环境等方面，从而成为受人重视的一种地球物理方法。

U前在我国已将本方法作为危机矿山深部资源勘探的重要手段，在许多矿山取得了很好的效果。

CSAMT法主要有如下特点：

1工作效率高。

用一个发射偶极子供电，可在它周围的四个很大的扇形区域内测量。

在进行测量时，只需移动接收机，便可进行面积性测深工作，从而得到地下电性的立体分布情况。

2勘探深度范圉大。

CSAMT法有效勘探深度的影响因素包括地电构造、噪声水平、发送机功率、接收机灵敏度、精度和抗干扰能力等。

从理论上来说，其探测深度范围为儿十米至2-3公里。

3垂向分辨能力好。

CSAMT法垂向分辨能力与多种因素有关。

如果把可探测对象的厚度与其埋深之比定义为垂直向分辨率，那么，粗略地讲，它大约为20%至10%o

4水平方向分辨率高。

一般的人工场源电法的水平分辨率除受地电条件制约外，还受收距及接收电偶极子大小的影响。

CSAMT法的水平分辨力与发收距无关,约等于接收电偶极子距离。

5地形影响小。

由于卡尼亚电阻率相当于对观测值进行了归一化，同步的地形影响大大减弱；

由于是平面波场，测区内地形影响也较小。

6高阻电屏蔽作用小。

CSAMT法使用的是交变电磁场。

因而可以穿过高阻层,特别是高阻薄层。

有些用直流电法无法探测到的高阻薄层下的地质体，用CSAMT法能很好解决这一问题。

与直流电法相比，以上这些特色均属明显优点，因而CSAMT法不但可以取得良好地质效果，且应用前景也是广阔的。

然而，由于使用人工场源，不可避免地带来了很多负面效应，如近场源的非波区效应、场源附加效应。

另外，频域电法中的静态效应也是十分麻烦的问题，在资料处理与解释中须十分谨慎。

5、高密度电阻率法：

高密度电阻率法是把很多电极同时排列在测线上，通过对电极自动转换器的控制，实现电阻率法中各种不同装置、不同极距的自动组合，从而一次布极可测得多种装置、多种极距情况下多种视电阻率参数的方法。

对取得的多种参数经相应程序的处理和自动反演成像，可快速、准确地给出所测地电断面的地质解释图件，从而提高了电阻率方法的效果和工作效率。

在条件适当时，此方法对工程物探以及探测煤矿的老嗣，探测古墓墓穴等有较好的效果。

高密度电阻率法使用的仪器称为高密度电阻率仪或高密度电法测量系统。

高密度电法实际上是集中了电剖面法和电测深法。

其原理与普通电阻率法相同。

所不同的是在观测中设置了高密度的观测点。

是一种阵列勘探方法。

关于阵列电法勘探的思想源于20世纪70年代末期。

英国人设计的电测深偏置系统就是高密度电法的最初模式，20世纪80年代中期日本借助电极转换板实现了野外高密度电法的数据采集。

我国是从20世纪末期开始研究高密度电法及其应用技术,从理论方法和实际应用的角度进行了探讨并完善，现有中国地质大学、原长春地质学院、重庆的有关仪器厂家研制成了儿种类型的仪器。

高密度电法野外测量时将全部电极（儿十至上白•根）置于剖面上。

利用程控电极转换开关和微机工程电测仪便可实现剖面中不同电极距、不同电极排列方式的数据快速自动釆集。

与常规电阻率法相比。

高密度电法具有以下优点：

①电极布置一次性完成不仅减少了因电极设置引起的故障和干扰，并且提高了效率；

②能够选用多种电极排列方式进行测量，可以获得丰富的有关地电断面的信息；

③野外数据釆集实现了自动化或半自动化，提高了数据采集速度，避免了手工误操作。

此外，随着地球物理反演方法的发展，高密度电法资料的电阻率成像技术也从一维和二维发展到三维，极大地提高了地电资料的解释精度。

高密度电阻率法观测的参数为视电阻率°

视电阻率。

虽然不是岩石的真电阻率，但却是地下电性不均匀和地形的一种综合反映。

可以利用它的变化规律去发现和了解地下的不均匀性，以达到找矿和解决其他地质问题的目的。

故常用于：

①堤、坝的隐患（管涌、脱空、塌陷）探测；

②江河水位探测、地下水探测和找水等工作；

③地质构造探测（岩溶、断层破碎带、滑坡体等）；

④路基检测、地质勘探、矿床探测；

⑤相关部门公路、铁路、水利水电、地矿、环境等检测。

6、地震勘探：

利用地下介质弹性和密度的差异，通过观测和分析大地对人工激发地震波的响应，推断地下岩层的性质和形态的地球物理勘探方法叫作地震勘探。

地震勘探是钻探前勘测石油与天然气资源的重要手段，在煤田和工程地质勘查、区域地质研究和地壳研究等方面，也得到广泛应用。

在地表以人工方法激发地震波，在向地下传播时，遇有介质性质不同的岩层分界面，地震波将发生反射与折射，在地表或井中用检波器接收这种地震波。

收到的地震波信号与震源特性、检波点的位置、地震波经过的地下岩层的性质和结构有关。

通过对地震波记录进行处理和解释，可以推断地下岩层的性质和形态。

地震勘探在分层的详细程度和勘查的精度上，都优于其他地球物理勘探方法。

地震勘探的深度一般从数十米到数十千米。

爆炸震源是地震勘探中广泛采用的非人工震源。

U前已发展了一系列地面震源，如重锤、连续震动源、气动震源等，但陆地地震勘探经常采用的重要震源仍为炸药。

海上地震勘探除釆用炸药震源之外，还广泛釆用空气枪、蒸汽枪及电火花引爆气体等方法。

地震勘探是钻探前勘测石油与天然气资源的重要手段。

在煤田和工程地质勘察、区域地质研究和地壳研究等方面，地震勘探也得到广泛应用。

20世纪80年代以来，对某些类型的金属矿的勘查也有选择地釆用了地震勘探方法。

发展简史

地震勘探始于19世纪中叶。

1845年,R.马利特曾用人工激发的地震波来测量弹性波在地壳中的传播速度。

这可以说是地震勘探方法的萌芽。

在第一次世界大战期间，交战双方都曾利用重炮后坐力产生的地震波来确定对方的炮位。

反射法地震勘探最早起源于1913年前后R.费森登的工作，但当时的技术尚未达到能够实际应用的水平。

1921年，J・C・卡彻将反射法地震勘探投入实际应用，在美国俄克拉荷马州首次记录到人工地震产生的清晰的反射波o1930年，通过反射法地震勘探工作，在该地区发现了3个油田。

从此，反射法进入了工业应用的阶段。

折射法地震勘探始于20世纪早期徳国L.明特罗普的工作。

20年代，在墨西哥湾沿岸地区，利用折射法地震勘探发现很多盐丘（见底辟构造）。

30年代末，苏联「・A.甘布尔釆夫等吸收了反射法的记录技术，对折射法作了相应的改进。

早期的折射法只能记录最先到达的折射波，改进后的折射法还可以记录后到的各个折射波，并可更细致地研究波形特征。

50〜60年代，反射法的光点照相记录方式被模拟磁带记录方式所代替，从而可选用不同因素进行多次回放，提高了记录质量。

70年代，模拟磁带记录乂为数字磁带记录所取代，形成了以高速数字计算机为基础的数字记录、多次覆盖技术、地震数据处理技术相互结合的完整技术系统，大大提高了记录精度和解决地质问题的能力。

从70年代初期开始，采用地震勘探方法研究岩性和岩石孔隙所含流体成分。

根据地震时间剖面振幅异常来判定气藏的“亮点”分析，以及根据地震反射波振幅与炮检距关系来预测油气藏（见圈闭）的AV0分析，已有许多成功的例子。

从地震反射波推算地层波阻抗和层速度的地震拟测井技术，在条件有利时，可以取得有地质解释意义的实际效果。

现代的地震勘探正山以构造勘探为主的阶段向着岩性勘探的方向发展。

中国于1951年开始进行地震勘探，并将其应用于石油和天然气资源勘查、煤田勘查、工程地质勘查及某些金属矿的勘查。

勘探过程

地震勘探过程山地震数据采集、数据处理和地震资料解释3个阶段组成。

地震数据采集

在野外观测作业中，一般是沿地震测线等间距布置多个检波器来接收地震波信号。

安排测线釆用与地质构造走向相垂直的方向。

依观测仪器的不同，检波器或检波器组的数量少的有24个、48个，多的有96个、120个、240个其至1000多个。

每个检波器组等效于该组中心处的单个检波器。

每个检波器组接收的信号通过放大器和记录器，得到一道地震波形记录，称为记录道。

为适应地震勘探各种不同要求，各检波器组之间可有不同排列方式，如中间放炮排列、端点放炮排列等。

记录器将放大后的电信号按一定时间间隔离散采样，以数字形式记录在磁带上。

磁带上的原始数据可回放而显示为图形。

常规的观测是沿直线测线进行，所得数据反映测线下方二维平面内的地震信息。

这种二维的数据形式难以确定侧向反射的存在以及断层走向方向等问题，为精细详查地层情况以及利用地震资料进行储集层描述，有时在地面的一定面积内布置若干条测线，以取得足够密度的三维形式的数据体，这种工作方法称为三维地震勘探。

三维地震勘探的测线分布有不同的形式，但一般都是利用反射点位于震源与接收点之中点的正下方这个事实来设讣震源与接收点位置，使中点分布于一定的面积之内。

地震数据处理

数据处理的任务是加工处理野外观测所得地震原始资料，将地震数据变成地质语言一地震剖面图或构造图。

经过分析解释，确定地下岩层的产状和构造关系，找出有利的含油气地区。

还可与测井资料、钻井资料综合进行解释（见钻孔地球物理勘探），进行储集层描述，预测油气及划定油水分界。

削弱干扰、提高信噪比和分辨率是地震数据处理的重要□的。

根据所需要的反射与不需要的干扰在波形上的不同与差异进行鉴别，可以削弱干扰。

震源波形已知时，信号校正处理可以校正波形的变化，以利于反射的追踪与识别。

对高次覆盖记录提供的重覆信息进行叠加处理以及速度滤波处理，可以削弱许多类型的相干波列和随机干扰。

预测反褶积和共深度点叠加，可消除或减弱多次反射波。

统计性反褶积处理有助于消除浅层混响，并使反射波频带展宽，使地震子波压缩,有利于分辨率的提高。

地震数据处理的另一重要L1的是实现正确的空间归位。

各种类型的波动方程地震偏移处理是构造解释的重要工具，有助于提供复杂构造地区的正确地震图像。

地震数据处理需进行大数据量运算，现代的地震数据处理中心山高速电子数字计算机及其相应的外圉设备组成。

常规地震数据处理程序是复杂的软件系统。

地震资料解释

包括地震构造解释、地震地层解释及地震桂类解释或地震地质解释。

地震构造解释以水平叠加时间剖面和偏移时间剖面为主要资料，分析剖面上各种波的特征，确定反射标准层层位和对比追踪，解释时间剖面所反映的各种地质构造现象，构制反射地震标准层构造图。

地震地层解释以时间剖面为主要资料，或是进行区域性地层研究，或是进行局部构造的岩性岩相变化分析。

划分地震层序是地震地层解释的基础，据此进行地震层序之沉积特征及地质时代的研究，然后进行地震相分析，将地震相转换为沉积相，绘制地震相平面图，划分出含油气的有利相带。

地震绘类解释利用反射振幅、速度及频率等信息，对含油气有利地区进行炷类指标分析。

通常需综合运用钻井资料与测井资料进行标定分析与模拟解释，对地震异常作定性与定量分析，进一步识别坯类指示的性质，进行储集层描述，估算油气层厚度及分布范圉等。

勘探方法

包括反射法、折射法和地震测井（见钻孔地球物理勘探）。

前两种方法在陆地和海洋均可应用。

研究很浅或很深的界面、寻找特殊的高速地层时，折射法比反射法有效。

但应用折射法必须满足下层波速大于上层波速的特定要求，故折射法的应用范圉受到限制。

应用反射法只要求岩层波阻抗有所变化，易于得到满足，因而地震勘探中广泛采用的是反射法。

反射法

利用反射波的波形记录的地震勘探方法。

地震波在其传播过程中遇到介质性质不同的岩层界面时，一部分能量被反射,一部分能量透过界面而继续传播。

在垂直入射情形下有反射波的强度受反射系数影响，在噪声背景相当强的条件下，通常只有具有较大反射系数的反射界面才能被检测识别。

地下每个波阻抗变化的界面，如地层面、不整合面（见不整合）、断层面（见断层）等都可产生反射波。

在地表面接收来自不同界面的反射波，可详细查明地下岩层的分层结构及其儿何形态。

反射波的到达时间与反射面的深度有关，据此可查明地层埋藏深度及其起伏。

随着检波点至震源距离（炮检距）的增大，同一界面的反射波走时按双曲线关系变化，据此可确定反射面以上介质的平均速度。

反射波振幅与反射系数有关,据此可推算地下波阻抗的变化，进而对地层岩性作岀预测。

反射法勘探釆用的最大炮检距一般不超过最深U的层的深度。

除记录到反射波信号之外，常可记录到沿地表传播的面波、浅层折射波以及各种杂乱振动波。

这些与LI的层无关的波对反射波信号形成干扰，称为噪声。

使噪声衰减的主要方法是采用组合检波，即用多个检波器的组合代替单个检波器，有时还需用组合震源代替单个震源，此外还需在地震数据处理中采取进一步的措施。

反射波在返回地面的过程中遇到界面再度反射，因而在地面可记录到经过多次反射的地震波。

如地层中具有较大反射系数的界面，可能产生较强振幅的多次反射波，形成干扰。

反射法观测广泛采用多次覆盖技术。

连续地相应改变震源与检波点在排列中所在位置，在水平界面悄形下，可使地震波总在同一反射点被反射返回地面，反射点在炮检距中心点的正下方。

具有共同中心反射点的相应各记录道组成共中心点道集，它是地震数据处理时所采用的基本道集形式，称为CDP道集。

多次覆盖技术具有很大的灵活性，除CDP道集之外，视数据处理或解释之需要，还可采用具有共同检波点的共检波点道集、具有共同炮点的共炮点道集、具有相同炮检距的共炮检距道集等不同的道集形式。

采用多次覆盖技术的好处之一就是可以削弱这类多次波干扰，同时尚需采用特殊的地震数据处理方法使多次反射进一步削弱。

反射法可利用纵波反射和横波反射。

岩石孔隙含有不同流体成分，岩层的纵波速度便不相同，从而使纵波反射系数发生变化。

当所含流体为气体时，岩层的纵波速度显著减小，含气层顶面与底面的反射系数绝对值往往很大，形成局部的振幅异常，这是出现“壳点”的物理基础。

横波速度与岩层孔隙所含流体无关，流体性质变化时，横波振幅并不发生相应变化。

但当岩石本身性质出现横向变化时，则纵波与横波反射振幅均岀现相应变化。

因而，联合应用纵波与横波，可对振幅变化的原因作出可黑判断，进而作岀可靠的地质解释。

地层的特征是否可被观察到，取决于与地震波波长相比它们的大小。

地震波波速一般随深度增加而增大，高频成分随深度增加而迅速衰减，从而频率变低，因此波长一般随深度增加而增大。

波长限制了地震分辨能力，深层特征必须比浅层特征大许多，才能产生类似的地震显示。

如各反射界面彼此十分黑近，则相邻界面的反射往往合成一个波组，反射信号不易分辨，需釆用特殊数据处理方法来提高分辨率。

折射法

利用折射波（乂称明特罗普波或首波）的地震勘探方法。

地层的地震波速度如大于上面覆盖层的波速，则二者的界面可形成折射面。

以临界角入