電測深課程設計

Ⅰ 復雜條件下的電測深曲線

1.3.4.1 斜觸層上的電測深曲線

兩種電阻率地層的分界面傾斜時，測深曲線的形狀除與μ₂及界面傾角a有關外，還與布極方向有關。圖1.3.7為μ₂=19的斜觸層上平行走向布極的ρ_s曲線，其形狀與二層水平斷面的ρ_s曲線相似，不易區分，解釋應予以注意。

圖1.3.7 斜觸層上的電測深曲線

曲線的左漸近線為ρ₁，曲線右支與水平層曲線相似。可利用這一點解釋h₁，但此時求得的h₁為測點到傾斜面的垂直距離。曲線右支視電阻率值較界面水平時的電測深曲線右支低得多。當ρ₂→∞時，不再有與橫軸成45°角的漸近線，而是趨於一有限值。隨a角的增大，該有限值變小，這是由於高阻介質排斥電流作用逐漸減弱的結果。

可從電流分布情況分析ρ_s的右支漸近值。當AB/2→∞時，在計算測點MN處的電流密度時可設d→0，即A點位於兩岩層接觸面與地面的交線上。以單極A供電而言，設在ρ₁與ρ₂地層中電流分別為I₁和I₂，傾斜角為a的地層內，在以r為半徑的球面上所對應的面積S等於2ar²，故有

2ar²·j₁+2(π-a)·j₂=I

式中：j₁為ρ₁地層中的電流密度；j₂為ρ₂地層中的電流密度。

在分界面兩側，電場強度切向方向連續j₁ρ₁=j₂ρ₂，即流經兩種介質中的電流密度與其電阻率成反比，於是可求得

電法勘探

當AB/2→∞時，測點MN處的電流密度將平行地面與界面走向，於是可求得

電法勘探

可見，ρ_s漸近值與ρ₁、ρ₂和a有關。因此，如不知道a，便無法從測深曲線確定ρ₂值。根據上式可寫出

電法勘探

為了確定a角，可沿垂直地層走向的測線上作兩個測深點，然後用水平地層定量解釋方法求h，這時的h實際等於測深點到分界面的垂線長度，將兩個測深點的h連成一條線，即可確定a，之後，由上式便可求出ρ₂。

理論計算結果表明，對於高阻(ρ₂=∞)分界面，當傾角小於20°時，平行於分界面走向布極的電測深曲線可當作水平界面的測深曲線解釋，而不會引起很大誤差(＜20%)，且其誤差將隨ρ₂/ρ₁的減小而減小。但與傾角a=0 的水平層狀地層的曲線相比，仍有明顯差異。

當垂直傾斜界面走向布極時，在ρ₂=∞的情況下，曲線尾支將超過45°上升。

1.3.4.2 電測深的旁側影響

在進行電測深工作時，常會遇到旁側影響，這里以垂直分界面為例進行討論。

當存在兩種介質的垂直接觸面時，在界面的一側進行電測深工作，必然會受到界面另一側介質的影響。這時，可以用鏡像法計算其電場分布。圖1.3.8是布極方向平行接觸面的理論曲線。設測深點在介質ρ₁中，當AB/2≪D時，界面影響很小。隨著極距增大，ρ₂的影響也增大。如果ρ₂＞ρ₁，則ρ₂排斥電流而使ρ_s上升；如果ρ₂＜ρ₁，則由於ρ₂吸引電流而使ρ_s下降。這種影響從 AB/2 接近 D 開始，而在 AB/2 ＞10 D 時，ρ_s逐漸趨於漸近值，由式(1.3.57)可知，其漸近為

電法勘探

當ρ₂=∞，在極距很大時，電流密度較均勻半空間幾乎加大一倍，因而ρ_s的漸近值為2ρ₁。而ρ₂=0時，在AB/2很大時，電流全部吸入ρ₂介質中，使ρ_s趨於零。

圖1.3.8 布極方向平行垂直接觸面走向時的ρ_s理論曲線(圓括弧內為μ₂值)

圖1.3.9是測深點在ρ₁中，AB垂直界面時的理論曲線。從AB/2約為0.5 D開始，由於逐漸受ρ₂的影響，使ρ_s偏離ρ₁，當AB/2=D時影響最大，達到極大值(ρ₂＞ρ₁)或極小值(ρ₂＜ρ₁)。但當供電電極跨過界面後，隨著AB/2的增加，使電流線逐漸垂直於分界面，因而界面對電流分布的影響逐漸減小。當AB/2＞10 D時，ρ_s又逐漸趨於ρ₁。

對比圖1.3.8和圖1.3.9可見：當AB/2 ＜D時，平行界面布極的畸變小於垂直界面布極；但當極距很大時，情況相反，平行界面布極的畸變大得多，特別是當ρ₂為低阻時畸變更大。當布極與界面斜交時，曲線形狀介於上述兩者之間。

圖1.3.9 垂直接觸面對電測深曲線的影響

(AB垂直接觸面，圓括弧內為μ₂值)

1.3.4.3 岩層非各向同性對電測深曲線的影響

假設岩層水平方向的電阻率為ρ_t，垂直方向的電阻率為ρ_n，取直角坐標系的z軸為垂直方向。從式

電法勘探

出發，可得到電位滿足的方程為

電法勘探

作坐標變換，令

x′=x，y′=y，z′=λz

顯然，電位在(x′，y′，z′)坐標系中滿足的方程為拉普拉斯方程

電法勘探

由此可知，非各向同性岩層中電位在(x′，y′，z′)坐標系中的表達式與其在各向同性岩層中電位在(x，y，z)坐標系中的表達式形式完全相同，可以直接利用前面得到的公式計算非各向同性水平地層上的電測深曲線。而如果將非各向同性水平地層上的電測深曲線當作各向同性水平地層解釋，得到的各層厚度實際上是其「視」厚度h′，必須將其除以各向異性系數後才能得到地層的真厚度

h=h′/λ (1.3.62)

岩層的非各向同性是普遍存在的。例如，第四系中的沉積層常常是互層的，將第四系沉積層作為一層對待，它就是非各向同性的。如果作電測深曲線解釋時忽略非各向同性的影響，得到的深度往往偏深。

1.3.4.4 地形起伏對電測深曲線的影響

在地形切割嚴重地區進行電測深工作，會引起電測深曲線的嚴重畸變。在電剖面法一節。已經介紹了地形起伏對電阻率測量結果的影響規律，這些規律也完全適用於電測深。一般說來，電測深的布極方向垂直地形走向對ρ_s曲線的畸變要比平行地形走向布極嚴重得多。因此，為減小地形起伏對電測深曲線的影響，應該盡量平行地形走向布極。

在地形切割嚴重地區進行電測深工作，必須進行地形改正，才能得到正確的解釋結果。採用比值法進行地形改正可以削弱地形起伏的影響，採用考慮地形的二維或三維反演技術可以很好地解決地形影響。

對於更為復雜的二維地電斷面的測深工作，單點的電測深工作很難達到地質目的。野外工作中，一般採用測深-剖面法，即在一條測線上布置若干個測點，在每個測點上進行電測深工作，這樣就能得到地下電性沿剖面和深度變化情況。在三維地質條件下，就要進行面積性的測深工作了。

Ⅱ 電測深法

在我國，用電測深法劃分鹹淡水界線較普遍，效果也較顯著。下面以河南鄢陵鹹水區的工作成果加以說明。

圖3-3-2 廣東皇崗地區物探推斷鹹淡水分界線平面圖

（據廣東物探隊，1986）

1—物探推斷鹹淡水界線；2—p_s等值線（Ω·m）;3—鑽孔及編號；Qα^pl—沖洪積層；Q m^c—海陸交互堆積層；Q^m—海積層；Pz₁—片狀石英岩、石英雲母片岩；

—黑雲母花崗岩

為配合農田供水勘探，電測深工作目的是查明該區鹹水的空間分布。電測深工作測網密度為2km×1km，局部地段為1km×1km。最大供電電極距AB/2=500m。

該區為華北平原的一部分，第四紀地層主要為亞粘土、亞砂土、砂層。地下水受大氣降水和地表水的補給，地下水埋深3～11.5m，地下水位自北西向南東逐漸變淺。地下水礦化度一般小於3g/L。

測區電測深曲線類型以KH、QH、H、K、Q 型為主。電測深曲線類型見圖3-3-3。各類型曲線的特徵如下。

1.KH型和K型曲線

曲線上部多為亞粘土、亞砂土的反映；中部為砂層的反映；下部為粘性土或地下水礦化度增高的反映。此類型曲線的分布佔全測區面積的3/4，為淺部含淡水層的主要分布區（圖3-3-4）。

2.QH型和Q型曲線

在圖3-3-4中，呈南北向條帶狀分布。曲線上部為亞砂土的反映，中部多為亞粘土、亞粘土夾薄層砂的反映，下部的低電阻率段反映了粘性土或地下水礦化度的增大。此類型曲線的分布，反映了區內淺部弱含淡水層的分布。

圖3-3-3 電測深曲線類型圖

（據張占昌，1987）

圖3-3-4 電測深曲線類型分布圖

（據張占昌，1987）

1—鑽孔；2—曲線類型

3.H 型曲線

呈斑塊狀分布在測區中部和東南部。此類型曲線分布區可視為無水或鹹水埋藏較淺的地段；曲線下部的高阻段反映了岩性的變化或地下水礦化度的降低。

由上述電測深曲線特徵的分析可知，曲線下部反映了高礦化鹹水層位的存在。因此，可用電測深曲線下部特徵和ρ_S-c相關曲線劃分鹹水層的空間分布。視電阻率（ρ_S）與相應探測深度上的礦化度（c）的相關曲線是用該區的井旁測深、電測井資料和淺井的水樣化驗結果作出的（圖3-3-5）。

從相關曲線上可看出，當ρ_S值為7～8.4Ω·m時，地下水礦化度為2～3g/L，當ρ_S為7～6Ω·m時，礦化度為3～4g/L，當ρ_S小於6Ω·m時，礦化度大於4g/L。若以礦化度2g/L為鹹淡水劃分的尺度，則劃分鹹淡水的視電阻率尺度為8.4Ω·m。用這個視電阻率尺度可對電測深曲線解釋的鹹水層的礦化度作判別，從而劃出鹹水層的分布范圍和礦化度的分布，見圖3-3-6。由圖可看出，鹹水由西向東呈扇形分布，其礦化度一般為2～3g/L，局部地段礦化度大於4g/L。

為表示鹹水體的空間分布，可用電測深曲線定量解釋鹹水層的結果繪制鹹水層頂、底板等深圖。由圖3-3-7可見，鹹水層頂板埋深在測區西部和東北部較大，如在只樂、馬欄一帶，在中部和東南部較淺，最淺在10m以內。鹹水層底板（圖3-3-8）埋深一般為200m左右，測區西部和北部較深，最深達300m，南部較淺，最淺為100m左右。

經鑽探驗證，用電測深法所確定的鹹水層頂、底板埋深與鑽探結果基本吻合（表3-3-2）^[16]。

圖3-3-5 視電阻率（ρ_S）與相應探測深度上的礦化度（c）的相關曲線圖

（據張占昌，1987）

圖3-3-6 電測深法鹹水層分布圖

（據張占昌，1987）

1—鑽孔；2—礦化度；3—鹹淡水分界線

圖3-3-7 鹹水層頂板等深線圖

（據張占昌，1987）

1—鑽孔；2—鹹淡水分界線；3—頂板等深線

圖3-3-8 鹹水層底板等深線圖

（據張占昌，1987）

1—鑽孔；2—鹹淡水分界線；3—底板等深線

表3-3-2 用電測深法確定的鹹水層頂、底板埋深與鑽探結果對照表

Ⅲ 電測深法應用實例

（一）在水文地質工作中的應用

1.在平原區第四系水資源調查中的應用

平原區第四系沉積物一般由黏土、亞黏土、砂土、亞砂土以及砂礫石組成，其中砂層和礫石層透水性較好，賦存著豐富的地表水和大氣降水，是第四紀沉積層中主要含水層，由於它和圍岩間有明顯電性差異，所以為開展電測深工作提供了地球物理前提。

圖1-33是北西—東南向橫切成都平原的物探、地質綜合剖面圖。由圖可見，平原區內電測深曲線類型主要是KQ型，在ρ_S斷面圖的上部，ρ_S為20～80Ω·m，反映了砂質黏土及黏土的分布；在斷面圖中部，ρ_S為150～300Ω·m，等值線呈閉合狀，異常反映了高阻的砂、礫層，為本區主要的含水層；在斷面圖的底部，ρ_S在100Ω·m以下，主要反映了基底的電性。斷面圖中ρ_S曲線分布密集或有明顯扭曲的部位可能反映了隱伏斷裂的存在。在成都以東，電測深曲線類型由K及KQ型變成H型，ρ_S斷面上出現高阻閉合圈，說明成都以東沒有砂、礫石含水層存在。

圖1-33 橫穿成都平原物探、地質綜合剖面圖

1—鑽探見到的

圖1-34 電測深法探測古河道工作成果圖

2.用電測深法探測古河道

古河道是過去的河流變遷後遺留下來的古道，其堆積物多為顆粒較大的砂礫石或中細砂層，經常含有豐富的地下水。由於古河道中充填的砂、礫石層為高阻，其兩側的砂、黏土層為低阻，所以在古河道上電測深曲線為明顯的K型曲線，曲線中段的高阻異常是高阻砂礫石層的反映；在古河道的兩側，ρ_S曲線多呈平直的低值曲線，它是電性均勻的黏土層的反映。

圖1-34是雲南某地用電測深法尋找古河道的工作結果。該區古河道分布在湖積黏土地段。在古河道正上方，電測深曲線為明顯的K型曲線，在古河道兩側曲線平直，說明岩層均勻。由等值線斷面圖可見，高阻異常（ρ_S為20～35Ω·m）反映了古河道中的砂、礫石層。圖1-34（b）是電極距AB/2=15m時的ρ_S等值線平面圖，圖中高阻異常大致反映了古河道的平面分布。

（二）在工程地質工作中的應用

圖1-35是某水利工程建設中應用電測深法探測水下岩層分布的成果圖。電測深觀測在水上進行，由於水淺，最大極距為150m。圖1-35（a）上等值線斷面圖的低阻封閉圈反映該處水下存在低阻的含泥質條帶灰岩和頁岩互層。這種岩石質地鬆散，不適於作為工程基底。為了解其分布，在低阻中心處做了四個不同方位的環形電測深，圖1-35（b）為所取得的ρ_S極形圖，圖中AB/2為20m和40m的曲線明確指示出低阻帶延伸方向，為極形圖的短軸方向，從而為選擇壩址提供了寶貴資料。

圖1-35 某水利工程區電測深成果圖

（a）視電阻率等值斷面圖；（b）環形電測深極形圖（1cm=100Ω·m）

1—粗晶灰岩；2—泥質灰岩；3—砂質灰岩

（三）在地熱勘查中的應用

西藏羊八井地熱田是我國著名的高溫地熱田。多年來，在查明熱田的地熱地質條件、熱儲層的分布和地下高溫熱流體的運動方向等問題方面，物、化探工作起了重要作用。在羊八井的地熱勘查中，首先投入了面積性的電測深工作，電測深曲線類型以QHA型為主，有明顯的極小值。圖1-36給出了西藏羊八井地熱田電測深曲線極小值等值線圖及推斷構造圖。

根據電測深資料及地熱顯示，確定以30Ω·m等值線圈定熱田的邊界。經鑽探驗證，在所圈定的范圍內，均見到溫度、壓力較高的熱蒸氣，最高的 13號孔中，熱蒸氣溫度達171℃，井壓力為4～5kPa。圖中也表示了由聯合剖面法所推斷的熱田斷裂的分布情況，由圖可見，斷裂構造和電測深極值點等值線的密集區有很好的對應關系。熱田中心位於北西向張性斷裂與北東東向弧形扭性斷裂的交匯處。

圖1-36 西藏羊八井地熱田電測深極小值等值線圖及推斷構造圖

1—極小值等值線；2—溫泉；3—鑽孔；4—聯合剖面法推斷斷裂

Ⅳ 電測深法的基本原理

電測深法也可像電剖面法那樣使用不同的裝置,如三極電測深、對稱四極電測深、偶極電測深等,而在實際工作中經常用到的是對稱四極測深,其電極裝置形式與對稱四極剖面法相似。

我們知道勘探深度取決於供電電極距的大小,因此只要在同一測點上採取不斷地擴大供電電極距AB的距離,即會達到控制勘探深度的目的,藉以了解岩石電阻率隨深度的變化情況,這就是電測深法的基本出發點。

下面通過二層電測深曲線說明電測深法的基本原理。

圖1-41為二層電性層組成的地電斷面,第一層電阻率為ρ₁,厚度為h₁；第二層電阻率為ρ₂,厚度為h₂→∞（即第一層以下均為第二層）,且有ρ₂＞ρ₁。

地面上的O點為測點,將AMNB電極以O點為中心,呈左右對稱排列成一直線。當A、B電極供電時測量出M、N兩點間電位差ΔU_MN及AB迴路中電流I_AB,並按下式計算視電阻率ρ_s：

電法勘探技術

式中的K值隨AB變化而變化,在工作之前應預先算好。然後保持O點不動,仍以O點為中心,分別向左右對稱地移動A、B,以便擴大AB間的距離。再測量M、N兩點間的電位差及供電電流。這樣又可以計算出一個ρ_s值。如此繼續擴大AB,就可以算出對應於每個AB的ρ_s。如果我們以AB/2為橫坐標,以ρ_s為縱坐標則可繪出圖1-41中的電測深曲線。

圖1-41 電阻率測深原理圖

現在來分析二層地電斷面ρ_s曲線的形成過程。

1）當AB/2≪h₁時,因供電電極距很小,由兩個電源A、B形成的電場僅能控制一個很淺的范圍,而不會超越h₁進入第二層介質中。對於厚度為h₁的岩層,在AB/2≪h₁的條件下,已經構成了一個均勻的無限大的水平岩層。由A、B點電源形成的電流線均勻分布在這一層中,所以這一層的電場即相當於均勻介質中的電

場。因此M、N間的電流密度j_MN就是均勻介質中的電流密度j₀,即j_MN＝j₀,由於MN電極在ρ₁介質中,所以ρ_MN＝ρ₁,因此ρ_s＝ρ₁。

2）當AB/2的距離逐漸增大,電流場的影響范圍亦隨之擴大,電流向下穿透的深度則要相應的增大。此時不但ρ₁介質中有電流通過,而且有一部分電流已經深入到第二層ρ₂介質中。因ρ₂＞ρ1,所以第二層介質對電流起排斥作用,結果使MN間的實際電流密度比不存在ρ₂介質時要大,即j_MN＞j₀。所以ρ_s＞ρ₁,因此出現ρ_s曲線隨AB/2增大而升高的現象。

3）當AB/2≫h₁時,表明供電電極距AB遠比h₁要大得多,由AB控制的電流深度亦遠較h₁要大得多,h₁與AB控制的電場深度比較僅是薄薄的一層。這時可認為電場均分布在第二層中,則第二層又形成一個均勻介質電場,在均勻介質中視電阻率即等於該層岩石的真電阻率,則有ρ_s＝ρ₂。

通過上述分析可以看出,改變供電電極距的目的就是改變電場作用的空間范圍,從而達到對測點下面不同深度岩層研究的目的。這就是電測深法的物理實質。

Ⅳ 電測深法的應用

（一）野外工作方法與技術

1.電極距的選擇

在每個測深點上,需要用一系列電極距進行觀測,表1-8為電極距的一種選擇方案。電極距AB大小的選擇原則是：最小AB距離應能使電測深曲線的首支為近似於水平的線段,以便由它的漸近線直接求出第一電性層的電阻率；最大AB距離應能滿足勘探深度的要求,並保證測深曲線尾支完整,可解釋出最後一個電性層；為使曲線光滑,以保證解釋精度,各供電電極距在對數的AB/2軸上應均勻分布,一般使相鄰兩極距在模數為6.25cm對數紙上相距約0.5～1.5cm。

測量電極距MN的選擇：在實際工作中,由於AB極距的不斷加大,MN距離如始終保持不變,那麼當AB極距很大時,MN間電位差將會太小,以至於無法觀測。因此,隨著AB極距的加大,往往也需要適當加大MN距離,通常要求MN滿足以下條件：

電法勘探技術

表1-8 電極距的一種選擇方案

2.電測深成果的一些特殊圖件的製作

在電測深ρ_s曲線的定性解釋時需要做出一些特殊圖件,常見的有電測深曲線類型圖、視電阻率等值斷面圖、相同極距的ρ_s剖面圖和平面等值線圖。這些圖件的作用和製作方法如下。

（1）電測深曲線類型圖

電測深曲線的類型取決於地電斷面的性質,因而曲線類型的變化可以反映地下岩層的變化特點。電測深曲線類型圖的製作方法是：按相應的工作比例尺在圖紙上標明各測點的位置,繪出該點經過縮小的電測深曲線,並在曲線首部註明起始點視電阻率值。最好能根據測區岩石電阻率資料繪出不同曲線類型與相應地質斷面的對比圖件,用以說明曲線類型變化的地質原因。

（2）視電阻率等值斷面圖

為了反映某條測線通過的垂向斷面中視電阻率的變化情況,常繪制等視電阻率斷面圖。從這種圖件可以看出基岩起伏、構造變化、電性層沿測線方向的分布等。等值斷面圖的製作方法是：以測點為橫坐標,AB/2為縱坐標,把每個測點上各極距觀測的ρ_s值標在相應位置上,然後勾繪ρ_s等值線。這種圖的縱坐標可選用算術坐標,也可選用對數坐標。

（3）相同極距的ρ_s剖面圖和平面等值線圖

為探查某一深度上岩石電阻率沿水平方向的變化情況,常選擇某一固定的AB/2極距所對應的ρ_s,作出剖面圖或平面等值線圖。ρ_s剖面圖的製作方法是：在橫軸上按工作比例尺繪上測點位置,縱軸繪出某一AB/2極距時各測點上的ρ_s值。ρ_s平面等值線圖的製作方法是：先將測點位置繪在平面圖上,然後標上某一極距的ρ_s值,最後勾繪這些ρ_s值的等值線圖。

（二）應用實例

1.在水文地質工作中的應用

（1）在平原區第四系水資源調查中的應用

平原區第四系沉積物一般由黏土、亞黏土、砂土、亞砂土以及砂礫石組成,其中砂層和礫石層透水性較好,賦存著豐富的地表水和大氣降水,是第四紀沉積層中主要含水層,由於它和圍岩間有明顯電性差異,所以為開展電測深工作提供了地球物理前提。

圖1-53 橫穿成都平原物探、地質綜合剖面圖

1—鑽探見到的

底界面埋深；2—鑽孔見到Qp₁₊₂底界面埋深；3—物探推斷的斷層

圖1-54 電測深法探測古河道工作成果圖

圖1-53是北西—東南向橫切成都平原的物探、地質綜合剖面圖。由圖可見,平原區內電測深曲線類型主要是KQ型,在ρ_s斷面圖的上部,ρ_s為20～80Ω·m,反映了砂質黏土及黏土的分布；在斷面圖中部,ρ_s為150～300Ω·m,等值線呈閉合狀,異常反映了高阻的砂、礫層,為本區主要的含水層；在斷面圖的底部,ρ_s在100Ω·m以下,主要反映了基底的電性。斷面圖中ρ_s曲線分布密集或有明顯扭曲的部位可能反映了隱伏斷裂的存在。在成都以東,電測深曲線類型由K型及KQ型變成H型,ρ_s斷面上出現高阻閉合圈,說明成都以東沒有砂、礫石含水層存在。

（2）用電測深法探測古河道

古河道是過去的河流變遷後遺留下來的古道,其堆積物多為顆粒較大的砂礫石或中細砂層,經常含有豐富的地下水。由於古河道中充填的砂礫石層為高阻,其兩側的砂黏土層為低阻,所以在古河道上電測深曲線為明顯的K型曲線,曲線中段的高阻異常是高阻砂礫石層的反映,在古河道的兩側,ρ_s曲線多呈平直的低值曲線,它是電性均勻的黏土層的反映。

圖1-54是雲南某地用電測深法尋找古河道的工作結果。該區古河道分布在湖積黏土地段。在古河道正上方,電測深曲線為明顯的K型曲線,在古河道兩側曲線平直,說明岩層均勻。由等值線斷面圖可見,高阻異常（ρ_s為20～35Ω·m）反映了古河道中的砂、礫石層。圖1-54（b）是電極距AB/2＝15m時的ρ_s等值線平面圖,圖中高阻異常大致反映了古河道的平面分布。

2.在工程地質工作中的應用

圖1-55是某水利工程建設中應用電測深法探測水下岩層分布的成果圖。電測深觀測在水上進行,由於水淺,最大極距為150m。圖1-55（a）上等值線斷面圖的低阻封閉圈反映該處水下存在低阻的含泥質條帶灰岩和頁岩互層。這種岩石質地鬆散,不適合作為工程基底。為了解其分布,在低阻中心處做了四個不同方位的環形電測深,其結果如圖1-55（b）所示。在ρ_s極形圖上,根據AB/2為200m和40m的曲線,明確地指出了低阻帶的延伸方向是極形圖的短軸方向。於是,電測深工作為選擇壩址提供了寶貴資料。

圖1-55 某水利工程區電測深成果圖

（a）視電阻率等值斷面圖；（b）環形電測深極形圖（1cm＝100Ω·m）1—粗晶灰岩；2—泥質灰岩；3—砂質灰岩

3.在地熱勘查中的應用

西藏羊八井地熱田是我國著名的高溫地熱田。多年來,在查明熱田的地熱地質條件、熱儲層的分布和地下高溫熱流體的運動方向等問題方面,物化探工作起了重要作用。在羊八井的地熱勘查中,首先投入了面積性的電測深工作,電測深曲線類型以QHA型為主,有明顯的極小值。圖1-56給出了西藏羊八井地熱田電測深曲線極小值等值線圖及推斷構造圖。

根據電測深資料及地熱顯示,確定以30Ω·m等值線圈定熱田的邊界。經鑽探驗證,在所圈定的范圍內,均見到溫度、壓力較高的熱蒸氣,最高的13號孔中,熱蒸氣溫度達171℃,井壓力為4～5kPa。圖中也表示了由聯合剖面法所推斷的熱田斷裂的分布情況,由圖可見,斷裂構造和電測深極值點等值線的密集區有很好的對應關系。熱田中心位於北西向張性斷裂與北東東向弧形扭性斷裂的交匯處。

圖1-56 西藏羊八井地熱田電測深極小值等值線圖及推斷構造圖

1—極小值等值線；2—溫泉；3—鑽孔；4—聯合剖面法推斷斷裂

Ⅵ 電測深法電極裝置及結果圖示

（一）裝置特點

圖1-42是對稱四極電測深的裝置形式,它與對稱四極剖面法的裝置形式完全相同,因此其視電阻率及裝置系數的表達式亦是一致的,即

電法勘探技術

但是,由於電測深法是在同一測點上每增大一次AB就計算一個K值,因此它的K值是變化的,這又與對稱四極剖面法K為恆值的情況有所不同。

（二）雙對數坐標的應用

測深曲線的極距AB/2由小到大成倍增加,小至數米,大至幾千米,如果用直角坐標表示,則無法選擇作圖比例尺,因為比例尺大時,圖紙太長；比例尺小時,小極距或淺層電阻率又表現不出來。而對數坐標的特點是：相差倍數相同的任意兩數之間距離相等。例如2與4,3與6、1000與2000皆差兩倍,每一組數在對數坐標上的距離皆相同,故使用對數坐標,既能把小極距又能把大極距時的ρ_s變化表現清楚。

圖1-42 對稱四極測深裝置

通常把實測曲線繪在「模數」為6.25cm的雙對數坐標紙上,取AB/2為橫坐標,ρ_s為縱坐標,圖1-43是縮小了的示意圖。對同一斷面進行計算獲得的理論曲線也繪在相同的雙對數坐標紙上,但橫坐標取為AB/（2h₁）,縱坐標取為ρ_s/ρ₁。可以看出實測曲線和理論曲線的形狀,大小完全一。如果保持兩坐標軸平行,當兩曲線重合時,理論曲線坐標系ρ_s/ρ₁-AB/（2h₁）的原點（1,1）,將落在實測曲線曲線坐標系ρ_s-AB/2的（h₁,ρ₁）點上。

圖1-43 二層曲線雙對數坐標的利用

以上特點具有普遍意義,即不論對哪一個多層斷面都適合,這是對數函數的性質所決定的,理由如下：

在直角坐標系中,視電阻率測深曲線的一般表達式為

電法勘探技術

在雙對數坐標系中則為

電法勘探技術

而理論曲線的繪制皆以h₁和ρ₁為單位,則一般表達式為

電法勘探技術

繪在雙對數坐標系中則為

電法勘探技術

比較公式（1-60）和公式（1-62）,可看出理論曲線比實測曲線在縱軸上少了lgρ₁,在橫軸上少了lgh₁。以後將要講到,利用雙對數坐標的這種性質給解釋各層的埋藏深度帶來很大的方便。

Ⅶ 電測深曲線的數字解釋法

近年來，用電子計算機對水平層電測深曲線進行數字解釋發展較快，已經提出不少方法。其中用最優化法擬合電阻率轉換函數或直接擬合ρ_s的解釋方法用得較廣，本節以修改的阻尼最小二乘法擬合T函數為例，介紹其原理（流程圖見圖2⁃1⁃37）。

圖2⁃1⁃37 擬合T函數流程圖

（一）用數字濾波法求阻率轉換函數

將計算MN→0時ρ_s的基本公式（2⁃1⁃49 a）寫為

地電場與電法勘探

應用傅里葉⁃貝塞爾積分公式：

地電場與電法勘探

中的第二式，即反轉定理，可將（2⁃1⁃83）變為

地電場與電法勘探

對上式作變數代換，令

r=e^x，m=e^-y（2⁃1⁃86）

並令

T（y）=T₁（e^-y），ρ′_s（x）=ρ_s（e^x）（2⁃1⁃87）

便得到

地電場與電法勘探

式中

J′₁（y-x）=J₁（e^x-y）（2⁃1⁃89）

從數字濾波理論可知，（2⁃1⁃88）的褶積運算為空間域數字濾波的表達式，如將J′₁（y-x）看成為數字濾波器的脈沖響應，則當輸入信號為ρ′_s（x）時，該濾波器的輸出信號便是T（y），於是將根據實測視電阻率曲線計算電阻率轉換函數的運算變成為數字濾波過程。

在野外測量ρ_s（r）曲線時，並非測連續曲線，而是在r等於某些數的極距上測量，這種測量稱為空間采樣測量，它所測到的是一系列的離散量。

在用電子計算機進行數字濾波時，ρ′_s（x）也是離散取值的，如將Δx稱為取樣間隔，而將iΔx表示第i個取樣點的自變數值，則電極距對ρ′_s（x）離散采樣取值時，所得采樣系列為：ρ′_s（0）、ρ′_s（1Δx）、ρ′_s（2Δx），……ρ′_s（iΔx）……

野外實測曲線采樣時，後一個極距大約是前者的1.5 倍，相鄰極距間的間距是不等的，並且一般較計算機解釋所用的步長要大，故需有內插程序，以便求出等步長的ρ_s值。此外，無論採用哪一種換算方法，均需曲線首尾支達到漸近線。通常實測曲線的左支與漸近線接近，而右支往往達不到漸近值，這便需根據實測曲線作外推延長。

在實際計算時，應將（2⁃1⁃88）式改寫成離散取值的形式，根據對各種地電斷面的ρ′_s（x）進行頻譜分析可知，ρ′_s（x）的譜ρ_s（f）是有限分布的，即它具有某一截止頻率f_z。根據采樣定理，當采樣間隔Δx≤

時，則ρ′_s（x）可用其離散取值ρ′_s（iΔx）表示：

地電場與電法勘探

代入（2⁃1⁃88）式便得：

地電場與電法勘探

令y=kΔx，s=x-iΔx，上式可寫成：

地電場與電法勘探

式中

地電場與電法勘探

a〔（k-i）Δx〕稱為濾波系數，在實際計算時，其個數是有限的，用l和L分別表示濾波系數的起止編號，並略去Δx不寫，則（2⁃1⁃92）式可寫為

地電場與電法勘探

濾波系數與電極裝置類型有關，與地層參數無關，一旦將濾波系數求出，便可適合各種地電斷面。格霍什（D.P.Ghosh，1971）首次發表了他用特殊方法求得的兩組濾波系數，取樣間隔為Δx=

ln10，其中12個一組的l=-3，L=8，順次為：

0.0060、-0.0783、0.3999、0.3492、0.1675、0.0858、0.0358、0.0198、0.0067、0.0051、0.0007、0.0018，其後，不同作者發表了用不同方法求得的濾波系數，多者達百餘個。

（二）用最優化法求層參數

用（2⁃1⁃94）式可求得實際的電阻率轉換函數，以下用T_S（k）表示。用最優化法求層參數的大致過程是：先根據實際情況，給定一組層參數（叫做初值），算出T函數的理論值T_L（k），將它與T_S（k）比較，計算二者的誤差，並根據它修改層參數；再算理論值，再作比較，再修改層參數，直到計算的T_L（k）與T_S（k）之差在規定范圍內為止，便將這時理論值所對應的層參數作為解釋結果。現稍為詳細地討論如下。

用P表示層數數ρ₁、ρ₂……ρ_n、h₁、h₂……h_n-1，用一組P便可算出T_L（k，P），理論值與實際值的相對誤差可用δ表示：

地電場與電法勘探

式中m為極距的采樣數，n為層參數個數。δ稱為最優化的目標函數，最優化的過程便為使δ達到極小值的過程。

T_L（k，P）在P⁰點（初始值）寫成泰勒級數，略去二次及二次以上的項，得到：

地電場與電法勘探

從而可將δ寫為

地電場與電法勘探

增量ΔP稱為步長，在給定層參數初始值的條件下，可將δ看作是ΔP（ΔP₁、ΔP₂、……ΔP_j……、ΔP_n）的函數。（2⁃1⁃96）式表示將層參數修改ΔP，使它從P⁰變為P′=P⁰+ΔP後的擬合差，因此，應確定δ取極小值的條件以選擇ΔP。而多元函數取極小值的充分條件是全部偏導數為零，即

地電場與電法勘探

地電場與電法勘探

l=1，2，……n

此式可改寫為

地電場與電法勘探

上式為n個未知函ΔP₁，ΔP₂，……，ΔP_n的n個線性聯立方程，解此聯立方程組，便可求得使δ到達極小點的最佳步長ΔP。但由於前面在作泰勒級數展開時，只取了一次項，即將T當作線性函數，然而T不是線性函數。故這樣求得的ΔP，並不能使δ達到極小點，而只是向極小點靠近一步，達到了P′點（P′=P⁰+ΔP）。為了達到極小點，可再從P′點開始再用近似線性的辦法形成新的線性方程組，又求得另一個步長ΔP^（2），對參數作第二次修正，如此反復逐次迭代逼近，最後使T_L（k，P）與T_S（k）擬合得最好，並將這時的T_L（k，P）所對應的層參數作為解釋結果。上述過程便為最小二乘法的最優化過程。

在最小二乘法中，為了加快逼近過程，人們希望步長盡可能大些，然而步長太大，將T函數近似看作線性函數的誤差也大了，有時甚至會出現無法逼近極小點而使計算失敗的情況。為了解決這個矛盾，有人提出了修改的阻尼最小二乘法（或稱修改的馬奎特法），它的目標函數是：

地電場與電法勘探

其中R為阻尼系數，即在計算過程中，不但考慮到擬合差，而且還對步長加以約束，使之減少

倍，這樣一來，使最優化過程的穩定性增加，而對速度影響也不大。

上述用數字濾波法求T函數並用最優化法擬合T函數的過程可用前面圖2⁃1⁃37所示的計算流程圖表示。

（三）用數字濾波求ρ_s及與實測ρ_s的直接擬合

直接將（2⁃1⁃83）式按（2⁃1⁃86）和（2⁃1⁃87）式的關系作變數代換，可將電阻率也變換為褶積形式：

式中

地電場與電法勘探

當離散取值時，上式也可以化為

地電場與電法勘探

式中

地電場與電法勘探

b為濾波系數。

（2⁃1⁃99）式為在已知T（k）的條件下，用數字濾波求ρ′_s（i）的表達式，一方面可用（2⁃1⁃99）式作正演計算，在給定層參數後，求出T（y），然後進行數字濾波便可求出ρ_s理論曲線。

另一方面，與前面擬合T曲線相似，用擬合ρ_s曲線來解反問題。即在給定層參數初值後，計算ρ_s理論曲線，並以之與實測的ρ_s擬合，逐次迭代後二者達到最佳擬合，從而求出層參數。

由於視電阻率與地層參數間的函數關系及其偏導數比較復雜，擬合ρ_s曲線較擬合T曲線要慢得多，但擬合T曲線的結果精度要低些，因此，有人提出先擬合T曲線，求得較佳參數作為初值，再進一步擬合ρ_s曲線，這樣可兼顧速度與精度。

Ⅷ 電測深法的實際應用

（一）測網、比例尺及電極距的選擇

1.測網、比例尺

測網及比例尺應根據地質任務及地質⁃地球物理條件決定。如果是查明工區地下構造及基岩起伏情況，測線方位應與估計的地質構造走向垂直，而測線長度則須大於預計的構造寬度。如進行普查，則只需一條測線。若為詳查，則需在估計的最小而有意義的構造延伸范圍內布置3～5條測線。測點間距離一般與探測地層的深度H相近即可，並要考慮勘探的性質與要求。當進行普查時，必須在所能探測的最小構造范圍內，至少布置2～3個測深點。進行大比例尺的詳查工作時，應事先用經緯儀打測網，否則將影響精度。而當H為幾百米甚至超過一千米時，測深點常布置在公路或小道上或其兩旁，可不必先打測網，根據鋪設電線的長度丈量點距，這樣可提高生產效率，而不會影響勘探效果。

2.供電電極距和測量電極距的選擇

在每個測深點，需要用一系列電極距進行觀測，選擇電極系列的原則是：

曲線左支應達到ρ₁漸近線，以便求出ρ₁、h₁和對以下各層的解釋，應使最小的AB小於h₁。

曲線右支應達標准層的ρ_s漸近線，一般使最大AB大於2NH_n-1，這里N為系數，由於不同類型的地電斷面達到右漸近值的情況不同，系數N也不同，可根據實際情況選定。例如對三層斷面，當ρ₃=∞或0時，N取5～20，當ρ₃有限時，N取20～50。

為使曲線光滑，以保證解釋精度，各供電電極距在對數的

軸上應均勻分布，一般使相鄰兩極距在模數為6.25cm對數紙上相距約0.5～1.5cm。

由於電測深解釋時使用MN→0時的理論曲線，因此

不應太大，一般取小於或等於

，但MN太小又會使電位差過小或要求供電電流太大，而不便工作，故一般取

大於或等於

。

表2⁃1⁃1是電極距的一種選擇方案，在AB改變的一段范圍內MN不變，當AB增大到

≈

時，再將MN增大，在兩種MN交替處的「接頭點」，同一AB對兩種MN都進行觀測，以便圓滑曲線。

表2⁃1⁃1 電測深極距表

另一種方案是

保持定值（例如

），AB與MN同步增加，這種方案稱為等比測深。3.測點位置及布極方向

測點位置在平原可任意選擇，如交通方便可選在沿公路、小路等地。在山區進行測深時，測點應選在盡量平坦的地帶，即以最大

為半徑的范圍內地形起伏不超過20°的地段。中心點附近要求介質較均勻，所有的測量電極均必須布置在同一種介質中，避免通過接觸帶。

關於布極方向，在平原地區，當各層分界面及標准層頂板的傾角不超過幾度時（≤5°），AB線的方向可任意選定。這時，極距的方向便沿著公路、小道以利布線和搬站的方便。當分界面傾角超過10度時，應沿岩層走向選定AB線方向，還應結合地形特點，在坡度不大的斜坡上，布極方向應與地形等高線大致平行。在山谷中，布極方向應與山谷走向一致，同時AB電極應盡量避免通過電性顯著變化地帶，如溝谷、河流、石崖、大斷裂帶等，以防止和減小地表電流屏蔽和非各向同性等的影響。

在有限體上進行電測深時，拉線方向對曲線有明顯影響，對於良導體，一般應平行走向布極。

（二）電測深成果的定性解釋圖件

對電測深ρ_s曲線的定性解釋是獲得測區地質結論的重要組成部分。它可提供所獲ρ_s曲線的地電斷面情況，該地電斷面與地質斷面間的關系以及測區地質構造的定性概念，更重要的是可幫助人們選擇和制定定量解釋的方法和步驟以及應該注意的問題。通常是根據曲線的特徵繪制反映測區電性變化的各種定性圖件以說明測區的地質構造特徵。

1.電測深曲線類型圖

繪制曲線類型圖，即在測深點分布平面圖或剖面圖的各測點，以縮小的比例尺繪出相應點的電測深曲線，標上首尾支的ρ_s值，根據曲線類型的不同劃分同類型區。在可能條件下，根據地質和電性資料作出不同類型曲線和地質斷面的對比，說明不同類型曲線變化的地質原因，當地質資料不足時，應提出不同類型曲線變化的初步假設。總之，曲線類型圖可表示出該區地質斷面和構造的粗略概念。

2.ρ_s等值線斷面圖

前面已經討論過ρ_s等值線斷面圖，它是用得較多的一種定性圖件，其縱軸

可用算術坐標，也可用對數坐坐。構造起伏不明顯時，最好用算術坐標。如構造起伏較大，一般用對數坐標。有時根據需要，亦可繪制兩種不同坐標的斷面圖。縱坐標的比例尺選得適當時，可使曲線形態與地電斷面有較形象的對應關系，例如圖2⁃1⁃41中，縱軸取

，可使等值線中心與球心對應。在實際工作中，可根據井旁測深結果來選取。一定的地電斷面對應一定的ρ_s等值線斷面圖，但由於電測深的體積性作用，二者的圖形並不是等同的，對於非水平層和有限體，ρ_s等值線斷面圖的形態還與拉線方向有關。

3.相同極距的ρ_s剖面圖和平面圖

為探查某一深度上視電阻率的變化，常選擇某一固定

極距的ρ_s，做出剖面圖或平面圖。作剖面圖時，橫軸按工作比例尺繪上測點位置，縱軸繪出某一

極距時在各測點上的ρ_s值。實際上這便是選出某種或幾種極距的ρ_s值所作的電剖面圖（對稱剖面曲線），其地質解釋與電剖面法相同。

作平面圖時，先將測點位置點在平面圖上，然後將某一極距的ρ_s寫在各測點上，最後連成等值線圖。平面圖可選一種或幾種極距製成，它可反映全區內構造走向等概念。

以上圖件是定性解釋常用的。此外，根據測區實際地質情況及解釋的需要，還可做出其他圖件。例如，對於尾部有45°漸近線的曲線，可根據漸近線與ρ_s等於一的橫軸交點橫坐標求出縱向電導S，將各測深點的縱向電導值繪成剖面或平面圖，當覆蓋層電阻率在水平方向較為穩定時，S 值的大小變化可反映基岩頂面深度的變化。又如H型和K型曲線的ρ_s極值點的縱、橫坐標圖可反映 h₂、ρ₂以及h₁、ρ₁、ρ₃等的相對變化，等等。

（三）電測深法應用實例

1.電測深法找水應用實例

圖2⁃1⁃65所示為河北省任丘縣（AB/2=500m）電測深的 ρ_s平面等值線圖。該圖是根據圖中七條測線，幾十個點上 AB/2=500m的ρ_s值用內插法勾出的等值線圖。

圖2⁃1⁃65 河北省任丘縣電測深找水的ρ_s平面等值線圖

（AB/2=500m）

結合水文地質資料推斷，圖中由24 Ω·m等值線所圈出的范圍（圖中斜線部分），反映了大約為15～200m深度段內地下含水砂層的分布情況。鑽探結果表明，這是一個沿北東方向分布的含淡水的砂層帶。其中在西子村打的ZK₂井為自流井。該井資料證明，在60～150m 范圍內有厚60m的含淡水砂層。

圖2⁃1⁃66 北京小湯山溫泉區電測深ρ_s斷面等值線圖及地質剖面圖

圖2⁃1⁃66所示是在北京小湯山溫泉區，做電測深得到的一張ρ_s斷面等值線圖。

ρ_s斷面等值線圖的橫軸代表測線、測點，縱軸代表 AB/2 電極距大小。AB/2 越大，表示探測越深。由ρ_s斷面等值線圖可以看出，由ρ_s=20和18 Ω·m勾出的低阻等值圈，說明在40號點到20號點之間，地下有一個電阻率較低的低阻層。驗證結果證實（見地質剖面圖），該低阻層即為地下熱水（≥40℃）的存儲范圍。

2.電測深法在金屬礦區的應有用實例

電測深法在金屬礦區應用時，在地質地球物理條件有利的情況下，可用以直接找礦，圈定礦體范圍和確定礦體深度等。但在多數情況下，由於金屬礦體形態復雜或埋藏較深等原因，用電測深直接找礦往往效果不好，但可用電測深研究地下構造，查明基岩起伏等，以劃出成礦有利地段。在這方面常可取得良好地質效果（中南礦冶學院物探教研室，1980）。

雲南某多金屬礦區是以錫為主的多金屬礦區，成礦與燕山期酸性花崗岩的侵入形態密切相關，花崗岩突起的凹陷部位為成礦的有利地段，如圖2⁃1⁃67所示。礦床類型主要有兩大類系：錫石⁃石英脈系；錫石⁃硫化物系。地層為中生代三疊系的砂頁岩與灰岩、白雲岩、大理岩組成，下伏燕山期花崗岩，構造發育。本區曾先後進行過電阻率、密度、波速、磁性等參數測定。

圖2⁃1⁃67 雲南某多金屬礦區地質情況示意圖

1—灰岩；2—花崗岩；3—矽卡岩；4—硫化礦；5—氧化礦；6—砂礦

圖2⁃1⁃68 花崗岩頂面深度高程等值線圖

由於礦體埋藏深，用物探直接找礦較困難，因而主要用於研究花崗岩起伏、劃出花崗岩突起部位。物性參數說明花崗岩只有微弱的磁性甚至不具磁性，因而不能用磁法來研究地下花崗岩的起伏狀態。花崗岩與灰岩的波速、密度差均不大，也不具備用地震和重力法研究花崗岩的物性前提。而大量電阻率測定表明，花崗岩與上伏地層有明顯的差異，因此，選擇（AB/2）_max=2～10km的極距，進行了400km²，1：50萬的面積性電測深工作，以查明地下花崗岩起伏狀態。基本測網採用1km×1km，獲得異常後加密至0.5km×0.5km，個別地段加密至0.25km×0.25km。

在礦區300km²范圍內主要為 K 型曲線，即 ρ₁（表土）＜ρ₂（灰岩）＞ρ₃（花崗岩），但隨著中心點所處地層位置不同而有AK型、KQ型等曲線。

對全區的電測深曲線進行推斷解釋之後，基本上查明了地下花崗岩的起伏狀態，編制出花崗岩頂面深度高程等值線圖。圖2⁃1⁃68 為其中之一。圖中顯示有三個花崗岩突起，按北西向分布於區內兩條北西向的斷裂之間，與穹窿構造一致。從埋深看，從出露花崗岩往南埋深加大，中部隱伏岩體埋深大於600m，南部岩體埋深大於300m，大、小凹壙斷層南西部埋深大於1000m，北西及南東兩端的兩個突起為兩個礦田，中部突起當時正在勘探中。推斷結果已為鑽探所證實，測深工作為地質進行成礦預測提供了可靠資料。經大量鑽探驗證後，推斷解釋誤差一般均小於百分之十五。

Ⅸ 激電測深法

3.3.4.1 方法簡介

3.3.4.1.1 基本原理

當供電電極向地下供電時，供電電流不變，測量電極之間的電位差隨時間增長會趨於某一飽和值，斷電後，在測量電極之間仍然存在著隨時間減小的電位差，並逐步衰減趨近於零，這種現象稱為「激發極化效應」^[4]。激電測深法就是以岩石、礦石、地下水激發極化效應的差異為基礎，用人工地下直流電流激發，以電測深裝置形式，接收、研究地下橫、縱向激發極化效應的變化，以查明礦產資源和有關水文地質問題的方法。

金屬礦石、石墨等電子導體，地下水、岩石等離子導體，具有各不相同的激發極化性質和特點，觀察它們的激發極化效應便能達到勘查這些目標並且區分它們的目的。通常金屬硫化物等電子導體，石墨、含碳質的岩石，具有比非電子導體和其他岩石高得多的二次電位，具有更加強烈的激發極化效應。實驗表明，激發條件相同時，石墨的充放電過程比其他電子導體更加遲緩，顆粒大的岩石充放電速度比顆粒小的慢，為衰減時法找水提供了物理基礎。如飽含水分的粘土就沒有強的激發極化效應，而充水的古河道、岩溶溶洞水、砂岩裂隙水和充水的斷層破碎帶等含水層，都有較明顯的激發極化效應。因此激電尋找地下水就是利用含水岩石在人工電流場作用下產生的激電效應及其時間特性，該方法受地形影響小，所以最適用於山區找水。

我國是世界上利用激電法找水用戶最多、效果最好的國家，在援助索馬里的找水工作中，激電測深法發揮了重要作用，在城市供水方面准確率為100%，在條件非常復雜的牧區，成井率也在70%以上。近年來我國在非洲許多國家找水的隊伍，利用激電測深法找水取得了令人滿意的效果。

3.3.4.1.2 應用范圍及適用條件

主要用於區分含碳質岩層與水引起的異常，尋找地下水，劃分富水地段。確定地下水位埋深，與視電阻率法配合，可圈定岩溶、斷層破碎帶的分布范圍及埋深。

要求勘查對象與圍岩具有明顯的極化效應差異，沒有工業游散電流及地下管線的干擾影響，接地條件良好，激發源有較大的供電電流。

3.3.4.1.3 工作布置原則與觀測方法

測線應盡量垂直於勘查對象的走向，使供電線(AB)與測量線(MN)相互分開，測量電極使用不極化電極。

視電阻率法中採用的裝置均可用於激電測深法中，在找水工作中最常用的是對稱四極測深裝置。

3.3.4.1.4 資料整理及成果解釋

檢查驗收合格的原始觀測資料，編繪系列基礎圖件：電測深曲線圖(冊)、剖面平面圖、等值線平面圖、推斷成果圖等。

成果解釋遵循從已知到未知、從易到難、反復實踐、反復認識的原則，綜合分析、研究測區多種參數曲線特徵，正確劃分異常並判斷異常可靠性，確定異常位置及深度，結合水文地質條件，分析引起異常的地質因素。

3.3.4.2 試驗情況

激電測深方法試驗布置在大衣村、萬畝果園、三家村3個實驗區，共7個點。使用WDJD-1型和DZD-3型多功能數字直流激電儀，採用對稱四極裝置，最大極距AB=1000m，供電時間5～10s。

觀測參數視極化率M_S、半衰時S_t、衰減度D，計算參數有視電阻率ρ_S、激發比J、相對衰減時S_R、Z參數。

3.3.4.3 主要成果

試驗結果，瀘西岩溶盆地下游的三家村激電測深曲線與上游的萬畝果園、大衣村激電測深曲線有著較大差異。下游三家村激電測深曲線除相對衰減時(S_R)曲線呈下降趨勢外，其他參數曲線呈上升趨勢(圖3-11)。而上游萬畝果園、大衣村激電測深曲線除相對衰減時(S_R)曲線呈下降趨勢、視電阻率(ρ_S)曲線呈上升趨勢外，其他參數曲線為近一水平的鋸齒狀跳躍曲線(圖3-12、圖3-13)。盆地下游三家村視電阻率(ρ_S)變化范圍20～350Ω·m，視極化率(M_S)變化范圍0.2%～3.0%，總體表現為低阻高極化特徵。盆地中部萬畝果園視電阻率(ρ_S)變化范圍35～850Ω·m，視極化率變化范圍0.3%～1.1%(刪除孤立的跳點)，為中高視電阻率、中低視極化率特徵。盆地上游大衣村視電阻率(ρ_S)變化范圍75～1400Ω·m，視極化率變化范圍0.51%～0.95%，為高阻低極化特徵。

圖3-11 瀘西小江流域三家村102/2點電測深曲線及鑽井剖面圖

圖3-12 瀘西小江流域萬畝果園90/10點電測深曲線及鑽井剖面圖

三家村電測深曲線對應岩溶含水層段視極化率(M_S)、半衰時(S_t)、激發比(J)、Z參數存在明顯異常，如三家村102/2點深約100m岩溶裂隙發育段，M_S大於2.6%，S_t大於1200ms，J大於1%，Z大於4000ms；而淺部10～20m岩溶發育段，S_R、D、S_t出現局部相對高異常。由於J、Z都是由極化率導出的參數，對高極化異常起到了突出和放大的作用。相對衰減時(S_R)參數是突出低阻含水層的弱半衰時(S_t)異常，因此，對視電阻率(ρ_S)曲線為A型的地區，深部岩溶含水層電阻率值較高，因而相對衰減時(S_R)異常較弱；而對淺部電阻率較低的含水層，相對衰減時(S_R)異常反映明顯，如三家村淺部4m、9m的粘土層低ρ_S異常地段，出現明顯的S_R異常，反映了粘土層中局部賦水段。

萬畝果園與大衣村電測深曲線對應岩溶含水層段，視極化率(M_S)無明顯的異常，但相對於岩溶裂隙發育的含水段，半衰時(S_t)、激發比(J)、衰減度(D)、Z參數均有局部的相對高異常顯示，如萬畝果園90/10點及大衣村90/9點深150m附近的岩溶裂隙含水層，同時出現S_t、J、D、Z局部異常。

圖3-13 瀘西小江流域大衣村90/9點電測深曲線及鑽井剖面圖

根據三家村、大衣村相對衰減時(S_R)測深曲線，可看出在地下水位附近均出現了低值突變點。

3.3.4.4 結論

經3個鑽孔的驗證，瀘西岩溶盆地下游總體反映為低阻高極化特徵，視電阻率 ρ_S測深曲線的緩傾段，視極化率 M_S大於2%，半衰時 S_t大於1000ms，激發比 J 大於1%，參數Z大於4000ms的測深曲線段為岩溶含水層的反映。盆地上游反映為高阻低極化特徵，岩溶含水層視電阻率 ρ_S測深曲線同樣表現為小角度的上升曲線，半衰時(S_t)、激發比(J)、衰減度(D)、參數Z測深曲線同時出現相對高的局部異常。

Ⅹ 電測深和大功率激電地下深度怎麼確定以及對稱四極的電極距怎麼取

這是我自己找的一些資料不知道行不行！請多指教！關於電測深H的問題h=a*(AB/2)，0.3<a<1，a均值0.7-0.8。如果夾有電性變化較大的地層，夾層越薄，a越小.如果地層間電性差異小而近等厚分布，則a趨向於1.這個不僅是標定的問題，同時還有MN/AB的比例系數，假如是1/10，可能a取0.8，但是假如是1/15的話，就接近1了，