水源物探法在泰安地区的应用毕业设计.docx
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水源物探法在泰安地区的应用毕业设计
毕业设计
水源物探法在泰安地区的应用（方案二）
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contents
水源物探法在泰安地区的应用（方案二）
作者：
熊磊指导老师：
刘仲秋
摘要:
桃花峪所处地层为前震旦纪地层，是全球最古老的地层之一，岩性主要为坚硬完整的花岗岩，其次为花岗片麻岩。
物探的结果，其真电阻率极低，这是属于破碎的、充水的岩性的表现。
但是地下水主要为裂隙水,由于岩石裂隙发育细小,储水空间有限,因此,地下水富水性严重不均,开发利用难度大,属于比较严重的缺水区。
因此,研究泰山群地下水的富集条件,探求地下水行之有效的勘探方法,对解决贫困落后地区的生产、生活用水,提高人民生活水平,具有现实意义。
关键词：
电测地下水勘探方法桃花峪景区
WatersourceprospectingmethodusedintheareaofTai'an（SchemeⅡ）
Abstract：
ThestrataoftheTaohuayuisformersinianstratum,oneoftheworld'smostancientstrata,lithologymainlyforthehardandcompletegranite,secondofgraniticgneiss.Theresultsofthegeophysicalexploration,thetrueresistancerateisextremelylow,itisseemedtobelongtoabroken,waterfillingthelithologyofperformance.Butthegroundwatermainlyfissurewater.Duetotherockfracturesmall,waterstoragespaceislimited,theundergroundwaterofrichwaterimbalance,exploitationdifficultyisgreat,itmakesittobeseriouswatershortagearea.Therefore,researchonTaishangroupmetamorphicrocksofgroundwaterenrichmentconditionsofgroundwater,exploretheeffectiveexplorationmethods,tosolvetheimpoverishedandbackwardarea,theproductionofwater,improvethepeople'slivingstandards,hasarealisticsignificance.
Keywords:
Electricalmeasurement，Groundwater,Explorationmethod,TaohuayuScenicArea
前言
我国是一个干旱缺水严重的国家。
我国的淡水资源总量为28000亿立方米，占全球水资源的6%,但是，我国的人均水资源量只有2300立方米，仅为世界平均水平的1/4，是全球人均水资源最贫乏。
中国从20世纪70年代以来就开始闹局部水荒，80年代以来，中国的水荒由局部逐渐蔓延至全国，情势越来越严重，对农业和国民经济已经带来了严重影响。
地下水是我国重要的生产、生活水源之一。
地下各种含水构造对采矿、环保、农业、地下工程等部门也有重大意义。
因此地下水的高效率、高精度勘查就成为水源研究中首先要解决的问题。
当地质单元含有地下水后,其电导率与含水饱和度、矿化度、地层孔隙度、渗透率等诸多因素相关。
通常,含水层相对隔水层或低饱和地层呈现明显的高电性,因此电导率异常是地下水地球物理电磁法勘探的主要依据。
除电导率特征外,含水层通常还有较高的介电常数,所以高饱和地层可以对地质雷达等高频设备所发射的电磁波产生明显影响。
另外,在某些特殊情况下,磁异常、弹性波阻抗异常、放射异常等均被间接地用于水文地质研究。
本文对其中几种主要方法,如激电法、高密电法、激发极化法、瞬变电磁法、可控源音频大地电磁法和地质雷达等作简要介绍。
第一章综述
1.1激电法
激电法是利用激电二次场的大小与衰减快慢的不同推断岩体的含水情况，其最大的优点是受地形影响小，对岩溶裂隙水的水位埋深和相对富水带反映都比较直观。
目前成功应用的激电参数较多，如表征岩石激发极化的极化率和充电率参数，表征岩石激发极化放电快慢的半衰时和衰减度参数，还有激发比和相对衰减时等综合参数，这些参数的选取与不同地质体和不同的仪器有关，实验表明，极化率（η）、半衰时（TH）、衰减度（D）对岩溶地下水勘查具有较好的效果。
1.2电测深法
电测深法是研究垂向地质构造的地球物理方法，该方法主要用于探测地层、岩性在垂直方向的电性变化，解决与深度有关的地质问题，可寻找位移稳定的含水层，确定其顶底板埋深。
其示意图如图1-1：
图1-1
其中，五极纵轴测深方法在热水资源勘探中具有广阔的应用前景。
在使用对称四极测深法确定热水井位时具有野外施工受场地限制影响小，异常明显，分层细等优点。
1.3放射性
法
放射性
法是利用地质体的放射性特征,通过收集氡的
辐射体,并根据收集量值的大小,推断地下构造及岩体的富水情况。
1.4高密度电法
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高密度观测点,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。
高密度电法野外测量时将全部电极（几十至上百根）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采集。
与常规电阻率法相比,高密度电法具以下优点:
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；
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信息；
野外数据采集实现了自动化和半自动化，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,极大的提高了地电资料的解释精度。
1.5激发极化法
当用一定供电电源通过电极向地下供电时，不仅在供电时间内能够观测到逐渐趋于稳定的一次场电位差，而且在断开电源后，还能观测到逐渐衰减的二次场电位差，这种在外加人工电流场“激发”下，地质体被“极化”的现象称为激发极化。
激发极化找水法，就是利用含水层与其它非含水层激发极化效应的差异性，即利用二次场的大小及衰减快慢的不同来间接推断含水层的。
二次场的强度、衰减速度与地质体的矿物成份、含水量大小以及引发激发效应的人工电场强度等因素有关，含水量的大小是引发激发极化效应的重要因素，这也是该方法用于找水领域的主要原因。
激发极化法是20世纪50年代末在我国开始研究和推广的,早期是以直流（时间域）激发极化法为主,20世纪70年代初开始研究交流（频率域）激发极化法,主要是变频法。
20世纪80年代初又开始对频谱激发极化法进行研究,也就是研究复视电阻率随频率的变化,即复视电阻率的频谱。
由于该方法测量的是二次场,具有不受地形起伏和围岩电性不均匀的影响、可测量的参数多等优点。
在实际地质应用方面,初期的激发极化法主要用于勘查硫化金属矿床,后来发展到诸多领域,如氧化矿、非金属矿床工程地质问题等。
近年来,激发极化法找水效果十分显著,被誉为找水新法。
早在20世纪60年代,国外学者VictorVacquier（1957）等提出了用激电二次场衰减速度找水的思想。
在该思想启迪下,我国也开展了有关研究,并将激电场的衰减速度具体化为半衰时、衰减度、激化比等特征参数。
这些参数不仅能较准确地找到各种类型的地下水资源,而且可以同一水文地质单元内预测水量大小,把激电参数与地层的含水性联系起来。
值得一提的是,利用激发极化法找水或确定地层的含水性,最好于与高密度电阻率法相结合,这样可以降低解释的多解性,提高找水的成功率。
高密度电阻率法在确定高阻或低阻地质体方面具有优越性,但低阻地质体并不代表富含地下水,可能是由于泥岩引起地层的电阻率下降。
这时,可以通过使用激发极化法来区分含水地层和泥岩,因为激电二次场与岩石的孔隙有关,在纯泥岩中极化率比较小,在含水砂砾岩中极化率比较大,此外,二次场的衰减速度也与孔隙的大小,形状和宽窄有关,这就是激发极化电法找水机理所在。
1.6瞬变电磁法（TEM）
瞬变电磁法（TEM）是近年来国内外发展较快、地质效果较好的一种电探方法.它除了具有穿透高阻能力强及人工源随机干扰影响小的优点外,还具有施工方便、测地工作简单、工作效率高及地质效果好等一系列优点。
该方法主要应用于金属矿勘查、构造填图、油气田、煤田、地下水、地热以及冻土带和海洋地质等方面的研究,在国内外已取得了令人瞩目的效果。
瞬变电磁法是时间域的人工源主动探测法。
其基本原理是通过地面水平线框向地下发射脉冲磁矩,该一次场关断后,测量一段时间内由地下介质感应生成二次场。
地质体所感应出电流越大,其异常也越明显,因此,瞬变电磁法对含水的高导地层灵敏,并且有较强的抗干扰能力。
该方法的探测深度与所使用的磁矩（即发射框面积乘以发射电流大小）大小成正比,一般有效分辨区间为400m以内。
突出优点是观测纯二次场,且不受静态、近场效应、地形、接地条件影响。
图1-2瞬变电磁法
与常规电法比较，目前瞬变电磁法具有如下的优势：
①常规电法易受浅层低阻屏蔽，瞬变电磁法探测深度大，能轻易穿透厚大的低阻覆盖层；②理论上瞬变电磁法比直流电法分辨率高1/3次方；③瞬变电磁法采用密集采样方式（等算术），采样数据为千个至数百万个深度数据，大大提高了对勘查目的物空间位置及形态的控制能力。
瞬变电磁法不足之处是评估地层含水量时一般只能通过电阻率对比,定量研究需要做抽水试验。
瞬变电磁法在变质岩地区,对异常推断较困难。
随着探测深度加大,层间渗透水和金属矿的影响越来越明显。
瞬变电磁法资料中容易因激发极化效应出现测深曲线的非正常变化。
另外还存在数据量大,资料解释较为复杂的特点。
不便于野外工作的快速分析和现场决策。
1.7可控源音频大地电磁法（CSAMT）
可控源音频大地电磁法,是在大地电磁法（MT）和音频大地电磁法（AMT）基础上发展起来的一种可控源频率测深方法。
可控源音频大地电磁法是1975年由MyronColdstein提出,它基于电磁波传播理论和麦克斯韦方程组建立了视电阻率和电场与磁场比值之间的关系,并且根据电磁波的趋肤效应理论得出电磁波的传播深度（或探测深度）与频率之间的关系,这样可以通过改变发射频率来改变探测深度,达到频率测深的目的。
目前,可控音频大地电磁法采用可控制人工场源,测量由电偶极源传送到地下的电磁场分量,两个电极电源的距离为1~2km，测量是在距离场源5~10km以外的范围进行,此时场源可以近似为一个平面波。
由于该方法的探测深度较大（通常可达2km）,并且兼有剖面和测深双重性质,因此具有诸多优点:
使用可控制的人工场源,测量参数为电场与磁场之比——卡尼亚电阻率,增强了抗干扰能力,并减少地形影响。
利用改变频率而非改变几何尺寸进行不同深度的电测深,一次发射可同时完成7个点电磁测深,提高了工作效率。
探测深度范围大,一般可达1~2km。
横向分辨率高,很容易发现断层。
高阻屏蔽作用小,可以穿透高阻层。
与大地电磁法和音频大地电磁法相同,可控音频大地电磁法也受静态效应和近场效应的影响,可以通过多种静态校正方法来消除“静态效应”的影响。
可控音频大地电磁法一出现就展示了比较好的应用前景,尤其是作为普通电阻率和激发极化法的补充,可以解决深层的地质问题,如在寻找隐伏金属矿,油气构造勘查,推覆体或火山岩下找煤,地热勘查和水文工程地质勘查等方面,均取得良好的地质效果。
1.8地质雷达法（GPR）
地质雷达法与探空雷达技术相似,利用宽带高频时域电磁脉冲波的反射探测目标体,只是频率相对较低,用于解决地质问题,又称“探地雷达”，将雷达技术用于地质探测,早在1910年就已经提出,在随后的60年中该方法多限于对波吸收很弱的盐、冰等介质中。
直到20世纪70年代以后,地质雷达才得到迅速推广应用。
地质雷达是由地面的反发射天线将电磁波送入地下,经地下目标体反射被地面接收天线所接收,通过分析所接收到电磁波的时频、振幅特性,可以评价地质体的展布形态和性质。
由于雷达穿透深度与发射的电磁波频率有关,使其穿透深度有限,但分辨率很高,可达0.05m以下。
早期地质雷达只能探测几米内的目标,应用范围比较窄。
此外,地质雷达与地震反射原理相似,一些地震资料处理解释方法可以借用。
目前,地质雷达探测深度最大可达100m,使之成为水文和工程地质勘查中有效的地球物理方法。
1.9核磁共振法
地面核磁共振（SNMR）方法是目前唯一直接探测地下水的地球物理新方法。
它利用了氢原子内的质子在一定的条件下可以产生核磁共振信号的特征,采集和分析NMR信号的变化规律以实现对地下水的直接探测。
核磁共振是一个基于原子核特性的物理现象，即具有核子顺磁性的物质可选择性地吸收电磁能量。
由于氢原子内的质子（氢核）是具有核磁矩的旋转带电粒子,在通常情况下,质子磁矩方向与当地地磁场B0一致,而且它们在稳定的地磁场作用下都将处在一定能级上,即处于自然平衡状态（图a）。
当在外加具有拉摩尔频率f0的电磁场B1作用后,B1的垂直于地磁场B0的分量将对质子产生扭力,氢核产生旋进运动,从而发生能级跃迁（图b）。
当这种外加的电磁场B1终止后,氢核在回复到它们原来位置的过程中产生可以被测量的NMR信号（图c）。
图1-3磁核共振阶段
核磁共振产生的3个阶段如图1-3
（a）—平衡状态;（b）—吸收状态;（c）—释放状
测量并分析这个NMR信号可以获取与地下氢核含量相关的信息，从而获取地下水的分布情况。
核磁共振法的技术特点为:
①属于直接找水方法,特别是找淡水;②勘探深度较小;③易受电磁噪声干扰;④该方法不接地,受地表电性不均匀体干扰小,适合西北地表干燥区使用；⑤信息丰富,具有量化的特点；⑥经济、迅速,完成一个核磁共振测深点的费用仅为一个水文地质钻孔的十分之一。
结语
随着科技的发展,今后一定会出现新的更为有效找水方法。
但在相当一段时间内,地球物理找水的一个趋势是,根据不同类型地下水的水文地质特征及其地球物理特征,使用多种物探方法联合即综合地球物理方法。
第二章电测深法找水的基本原理
2.1电阻率法找水的基本原理
2.1.1电法勘探的概述
不同的岩石具有不同的物性，例如导电性、磁性、弹性、密度等。
在地面通过一定的仪器测出地下岩石的某一物理性质，根据物理性质的差异推断出地下的岩石性质和地质构造，达到找矿或找水的目的。
这些方法统称为地球物理勘探，简称物探。
2.1.2均匀地层的电阻率的测定
电阻率野外观测时一般由正负两个电极向地下送入电流，底下的电流场受到不同电阻率岩层的影响而有不同的分布规律。
因此，在地标观测电位，就能推知地下电阻率的分布情况，进而推断分析地质情况，达到找水的目的。
假设电流I由地面的两个点电极A、B送入地下，并在两外两点电极M、N处测量电位差。
假定的地下空间全部为同一电阻率p的均匀介质，则根据点穴的高斯定理，
A极在M点引起的电位为：
VAM=∫∞rEMdr=ρI/（2πrAM）
同理B极在M点引起的电位为：
VBM=∫∞rEMdr=ρI/（2πrBM）
式中rAM、rBM——M点至A、B电极的距离；
I——电流强度
则M点点位为：
VM=VAM+VBM=（ρI/2π）（1/rAM+1/rBM）
同样在N点有VN=VAN+VBN=（ρI/2π）（1/rAN+1/rBN）
因此M、N两点的电位差为ΔV=VM-VN=（ρI/2π）（1/rAM+1/rBM-1/rAN-1/rBN）
故电阻率ρ=2π（ΔV/I）/（1/rAM+1/rBM-1/rAN-1/rBN）=KΔV/I
装置K=2π/（1/rAM+1/rBM-1/rAN-1/rBN）
在电测找水中，常采用四极对称，此时rAM=rBN，rAN=rBM
故装置K简化为：
K=π*AM*AN/MN
由上述几式，就可计算出四极装置测定地下把空间均匀地层的电阻率。
2.1.3人工电场的分布
通过AB电极向下供电形成的人工电流场，其嗲下分布有以下几条规律：
（1）从电源正极流出的电流，最后全部回到负极，电力数总数保持不变；
（2）电力线有尽可能使经过的路程为最短的特性；
（3）各电力线之间存在相互排斥的作用。
依据第一条规律，电力线将大部分靠近地表面，但由于第三条的存在，将有一部分电力线被排斥到地下深处。
假定地表面的电流密度为J0，供电电极AB中垂线上任意一点的埋藏深度为h，则该点的电流密度为Jh与h的关系为：
Jh/J0=1/（1+h2/L2）3/2
式中L=AB/2，关系曲线见图2-1（电流密度与深度的关系曲线）。
由图中所见，要勘探埋藏较深的地质体，须采用增大供电电极的办法，使电场的分布范围更深、更广，使得地质体处的电流密度足够大。
从理论上研究，只有地质体的埋藏深度小于0.71AB时，才有可能引起仪器观测到的电位变化。
在野外实际工作中，当条件比较好时，最大勘探深度一般只能达到AB/2。
图2-1电流密度与深度的关系曲线
上面谈的是均匀地层中电力线的分布规律，在非均匀层中，电力线还有尽可能通过良导电层的特性，利用这些规律，便可以在地面上观测地下不同深度的各种地层的电阻率，达到找水的目的。
2.2电测深法的方法原理
电测深法是用中心位置不变而逐渐加大供电电极距的方法，测出一系列ρs值，从而了解某一点从浅到深沿垂直方向的地质条件。
在图2-2（测量深度随AB变化示意图）中，当供电电极A、B位于A1、B1位置时，电力线大部集中与A1C1B1的半球内，因而测出的ρs主要受改
版求内岩层电阻率的影响。
当A、B改变到A2、B2位置时，半球体变为A2C2B2测出的ρs不仅受到A2C2B2半球内岩层电阻率的影响，而且受到
图2-2测量深度随AB变化示意图
C1~C2深度内的岩层电阻率的影响。
当A、B距离继续增大时，电力线的深度也就逐渐增大，ρs值也就受到深度更大的岩层电阻率的影响。
如果以AB/2为横坐标，以算出的ρs值为纵坐标，将测量结果点绘到双对数纸上，就得出了电测深曲线图。
在电测深曲线上，上升的曲线反映了地下高阻岩层的存在，如图2-3a；下降的曲线段反映了低阻岩层的存在，如图2-3b。
图2-3电测深曲线图
2.3电测深法的技术方法
2.3.1工作方法
2.3.1.1供电极距AB的选择
在野外测量中，AB距离的选择，应满足以下三点要求：
（1）最小AB/2可按稍小于第一含水层的埋藏深度或区域地下水位的深度来确定，如有要求，还应能反映第四系覆盖层的厚度。
（2）最大AB/2的选择，应保证在曲线尾段渐近线上有2~3个电极距，或按预计打井深度的1~2倍来确定。
（3）在测量过程中AB距离应逐步加大，两个相邻极距在双对数纸上的水平距离应在0.5~2cm的范围内，通常取：
（AB/2）i+1/（AB/2）i=1.2~1.5
根据经验，建议按照如下表2-1众所列的极距进行选取：
表2-1：
供电极距参考表
序号
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
AB/2（m）
2.5
4
6
9
12
16
20
25
32
40
50
MN/2（m）
0.31
0.5
0.75
1.13
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