地球物理勘探复习资料Word格式.docx

1、 地球物理学： 用物理学的原理和方法，对地球的各种物理场分布及其变化进行观测，探索地球及近地空间的结构、物质组成、形成和演化，研究各种自然现象及其变化规律。地球物理学目的和任务： 在探测地球内部结构与构造的基础上、寻找能源、资源和环境监测提供理论、方法和技术。地球物理学分为: 应用地球物理和理论地球物理两大类。理论地球物理: 研究地球本身特性的理论与方法。 如：地球起源、内部圈层结构、地球年龄、地球自转与形状等。 主要包括: 地震学、地磁学、地电学、地热学和重力学等。应用地球物理（勘探地球物理）： 地质体的不同结构和特性常以不同的导电性、磁性、弹性、密度、放射性等地球物理性质或地球物理场的差异

2、表现出来。 以专用仪器探测地壳表层各种地质体的物理场来进行地层划分，判明地质构造、水文地质及各种物理地质现象的方法。 勘探地球物理主要方法包括： 重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探、地球物理测井和放射性勘探等。第 1 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

3、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： 岩浆岩和变质岩的密度大于沉积岩 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

4、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 ） 石的磁性一、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 ） 2. 顺磁性 3. 铁磁性 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

5、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。二、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 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。 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。 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

6、的磁性特征 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。 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。 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

7、类型、含量、颗粒大小与结构，以及温度、压力等因素决定的。 岩石磁性与铁磁性矿物含量的关系 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 :式中是 C 居里常数， T 是热力学温度， Tc 是居里温度，当 ，铁磁性消失，转变为顺磁性。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

8、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 （固体矿物的导电机制） 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.

9、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 n10m 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，

10、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

11、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一、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

12、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一、重力场地球周围具有重力作用的空间称为重力场。二、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,赫尔默特公式: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重力场随时间的变化包括长期变化和短期变化两类: 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，

13、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）E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，当地质体密度围岩密度0 时，可观测到重力高；当0 时，可观测到重力低；当=0 时，则观测不到重力异常。第二，仅有密度不均匀体的分布，并不一定能产生重力异常。如一组水平岩

14、层，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 3 节 重力勘探工作方法根据地质任务的不同，重力勘探可分为预查、普查、详查和细测四个阶段。第 4 节 重力资料的整理及图示一、重力资料的整理须对实测数据进行整理，消除干扰，提取有用信息。重力校正 消除自然地形引起

15、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 0.419 g.u，当测点高于大地水准面或基准面时，h 取正，反之取负。我国和世界大多数国家都取中间层密度值为 2.67g/cm。3. 高度校正 地面每升高 1m

16、 重力减小约 3.086g.u.，所以高度校正值 g高为：当测点高于大地水准面或基准面时， h 取正，反之取负。高度校正和中间层校正都与测点高程 h 有关，因此常把这两项合并起来，统称为布格校正。以 g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。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

17、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。二、简单规则形体重力异常正演计算 1、 球体 （点质量） 异常分布的基本特征:（1） 在 x=0 （即原点）处，异常取得极大值为（2） 异常相对原点为对称分布当 x 时， g0 。（3） 在平面上，由对称性可知，其异常等值线为一簇以球心在地面投影点为圆心的许多不等间距的同心圆。典型的球体重力异常 g 特征显示： 在实测重力异常平面图中，近于圆形或长短轴差别不大的近椭圆形异常，多半是近于球形地质体产生的；在同一地区，异常愈

18、尖锐，范围愈小，则该地质体的埋深会越小，反之则会更深些。2、 水平圆柱体（水平物质线）g 剖面图来看与球体类似，但平面图则完全不同，它是一组不等间距的平行直线，中间异常值最大，两边异常值小。当 x=0 时，可得:第 6 节 重力异常的转换处理一、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。二、重力异常的迭加和分离当球体的剩余密度为负时，异常的水平梯度值小于单斜

19、异常的水平梯度时，叠加的异常不可能形成圈闭，平面等值线只是向异常的降低方向扭曲。当球体异常的水平梯度大于单斜异常水平梯度时，在球体异常中心附近部位才能形成小的圈闭。当球体的剩余密度为正时，叠加后的异常等值线是向异常升高的一方扭曲。三、平均场法在一定剖面或平面范围内的区域异常可视为线性变化，因而该范围的重力异常平均值可作为其中心点处的区域异常值；求平均异常时所选用的范围应当大于局部异常的范围。四、趋势分析法趋势分析法是目前重磁资料数据处理中常用的方法，参数选择恰当时，可以获得比较理想的分场效果。 以一个一定阶次的数学曲面来代表测区内异常变化的趋势，并以此趋势作为区域场来看待，从布格重力异常中减去

20、这一区域异常，即获得测区内的局部异常。五、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

21、，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。二、 分类及应用就工作环境而言，磁法勘探可分为：航空磁测；地面磁测；海洋磁测；井中磁测四类。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

22、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。二、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。三、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

23、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 地磁场解析表示一、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 6 节 磁异常的正演一、有效磁化强度矢量 Ms 为 M 在 XOZ 面的投

24、影（分量），称为有效磁化强度矢量； is 为 Ms 的倾角，即 Ms 与 OX 轴间夹角，称为有效磁化倾角；二、总磁场强度异常 地磁场总强度 T 减去正常地磁场后得到总磁场异常 T 。T 与 Ta 的关系磁异常总强度矢量 Ta是磁场总强度 T 与正常场 T0 的矢量差，即：而 T 是 T 与 T0的模量差，即：三、球体的磁场 在东西剖面内is=90，有效磁化强度 Ms 垂直向下，这时球体在剖面内被垂直磁化。四、水平圆柱体的磁场 当is=90，xoz面即水平圆柱体为南北走向时，由上式可得：五、规则磁性体与磁异常关系1. 磁性体与其磁场平面分布的对应关系单个磁性体磁异常的平面等值线形状大体可分为三

25、种：长带状、等轴状和椭圆状。球体的等值线为等轴状； 二度板状体和水平圆柱体等的等值线为长带状； 有限长水平圆柱体和板状体的异常为长椭圆状。 磁异常轴的方向一般反映地质体的走向。根据等值线的形状，把磁性体区别为二度体异常和三度体异常。取 1/2 极大值等值线，若长轴为短轴长度的三倍以上，则视为二度体异常；否则为三度体异常。2. 磁性体与其磁场的剖面对应关系磁性体的 T 剖面曲线有三种基本形态：两侧无负异常的 T 曲线、一侧有负异常的 T 曲线和两侧有负异常的 T 曲线。（1）两侧无负异常的 T 曲线 其极大值对应原点。这种剖面异常特征可作为判定磁性体顺层（或顺轴）磁化且向下无限延深的标志（2）一

26、侧有负异常的 T 曲线 斜磁化无限延深板状体的 T 剖面曲线为一侧有负值的曲线。 T 曲线不对称，原点位于 Tmax 和 Tmin 之间。曲线的不对称性决定于 （=is）角的大小； 角愈大，曲线愈不对称。（3）两侧有负值的 T 曲线剖面曲线两侧出现负值，是磁性体下延深度不大的表现。如球体、有限延深的柱体和板状体、水平圆柱体等，其 T 剖面曲线一般都是两侧出现负值。 在垂直磁化情况下，其 T 曲线为两侧有负值的对称曲线；并且其极值对应原点。 若为斜磁化， T 为非对称曲线，原点位于二极值点坐标之间。第 4 章 电法勘探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地球物理勘探方法。第 2 节 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 当电流沿着一段导体的延伸方向流过时，导体的电阻