电测深课程设计

Ⅰ 复杂条件下的电测深曲线

1.3.4.1 斜触层上的电测深曲线

两种电阻率地层的分界面倾斜时，测深曲线的形状除与μ₂及界面倾角a有关外，还与布极方向有关。图1.3.7为μ₂=19的斜触层上平行走向布极的ρ_s曲线，其形状与二层水平断面的ρ_s曲线相似，不易区分，解释应予以注意。

图1.3.7 斜触层上的电测深曲线

曲线的左渐近线为ρ₁，曲线右支与水平层曲线相似。可利用这一点解释h₁，但此时求得的h₁为测点到倾斜面的垂直距离。曲线右支视电阻率值较界面水平时的电测深曲线右支低得多。当ρ₂→∞时，不再有与横轴成45°角的渐近线，而是趋于一有限值。随a角的增大，该有限值变小，这是由于高阻介质排斥电流作用逐渐减弱的结果。

可从电流分布情况分析ρ_s的右支渐近值。当AB/2→∞时，在计算测点MN处的电流密度时可设d→0，即A点位于两岩层接触面与地面的交线上。以单极A供电而言，设在ρ₁与ρ₂地层中电流分别为I₁和I₂，倾斜角为a的地层内，在以r为半径的球面上所对应的面积S等于2ar²，故有

2ar²·j₁+2(π-a)·j₂=I

式中：j₁为ρ₁地层中的电流密度；j₂为ρ₂地层中的电流密度。

在分界面两侧，电场强度切向方向连续j₁ρ₁=j₂ρ₂，即流经两种介质中的电流密度与其电阻率成反比，于是可求得

电法勘探

当AB/2→∞时，测点MN处的电流密度将平行地面与界面走向，于是可求得

电法勘探

可见，ρ_s渐近值与ρ₁、ρ₂和a有关。因此，如不知道a，便无法从测深曲线确定ρ₂值。根据上式可写出

电法勘探

为了确定a角，可沿垂直地层走向的测线上作两个测深点，然后用水平地层定量解释方法求h，这时的h实际等于测深点到分界面的垂线长度，将两个测深点的h连成一条线，即可确定a，之后，由上式便可求出ρ₂。

理论计算结果表明，对于高阻(ρ₂=∞)分界面，当倾角小于20°时，平行于分界面走向布极的电测深曲线可当作水平界面的测深曲线解释，而不会引起很大误差(＜20%)，且其误差将随ρ₂/ρ₁的减小而减小。但与倾角a=0 的水平层状地层的曲线相比，仍有明显差异。

当垂直倾斜界面走向布极时，在ρ₂=∞的情况下，曲线尾支将超过45°上升。

1.3.4.2 电测深的旁侧影响

在进行电测深工作时，常会遇到旁侧影响，这里以垂直分界面为例进行讨论。

当存在两种介质的垂直接触面时，在界面的一侧进行电测深工作，必然会受到界面另一侧介质的影响。这时，可以用镜像法计算其电场分布。图1.3.8是布极方向平行接触面的理论曲线。设测深点在介质ρ₁中，当AB/2≪D时，界面影响很小。随着极距增大，ρ₂的影响也增大。如果ρ₂＞ρ₁，则ρ₂排斥电流而使ρ_s上升；如果ρ₂＜ρ₁，则由于ρ₂吸引电流而使ρ_s下降。这种影响从 AB/2 接近 D 开始，而在 AB/2 ＞10 D 时，ρ_s逐渐趋于渐近值，由式(1.3.57)可知，其渐近为

电法勘探

当ρ₂=∞，在极距很大时，电流密度较均匀半空间几乎加大一倍，因而ρ_s的渐近值为2ρ₁。而ρ₂=0时，在AB/2很大时，电流全部吸入ρ₂介质中，使ρ_s趋于零。

图1.3.8 布极方向平行垂直接触面走向时的ρ_s理论曲线(圆括号内为μ₂值)

图1.3.9是测深点在ρ₁中，AB垂直界面时的理论曲线。从AB/2约为0.5 D开始，由于逐渐受ρ₂的影响，使ρ_s偏离ρ₁，当AB/2=D时影响最大，达到极大值(ρ₂＞ρ₁)或极小值(ρ₂＜ρ₁)。但当供电电极跨过界面后，随着AB/2的增加，使电流线逐渐垂直于分界面，因而界面对电流分布的影响逐渐减小。当AB/2＞10 D时，ρ_s又逐渐趋于ρ₁。

对比图1.3.8和图1.3.9可见：当AB/2 ＜D时，平行界面布极的畸变小于垂直界面布极；但当极距很大时，情况相反，平行界面布极的畸变大得多，特别是当ρ₂为低阻时畸变更大。当布极与界面斜交时，曲线形状介于上述两者之间。

图1.3.9 垂直接触面对电测深曲线的影响

(AB垂直接触面，圆括号内为μ₂值)

1.3.4.3 岩层非各向同性对电测深曲线的影响

假设岩层水平方向的电阻率为ρ_t，垂直方向的电阻率为ρ_n，取直角坐标系的z轴为垂直方向。从式

电法勘探

出发，可得到电位满足的方程为

电法勘探

作坐标变换，令

x′=x，y′=y，z′=λz

显然，电位在(x′，y′，z′)坐标系中满足的方程为拉普拉斯方程

电法勘探

由此可知，非各向同性岩层中电位在(x′，y′，z′)坐标系中的表达式与其在各向同性岩层中电位在(x，y，z)坐标系中的表达式形式完全相同，可以直接利用前面得到的公式计算非各向同性水平地层上的电测深曲线。而如果将非各向同性水平地层上的电测深曲线当作各向同性水平地层解释，得到的各层厚度实际上是其“视”厚度h′，必须将其除以各向异性系数后才能得到地层的真厚度

h=h′/λ (1.3.62)

岩层的非各向同性是普遍存在的。例如，第四系中的沉积层常常是互层的，将第四系沉积层作为一层对待，它就是非各向同性的。如果作电测深曲线解释时忽略非各向同性的影响，得到的深度往往偏深。

1.3.4.4 地形起伏对电测深曲线的影响

在地形切割严重地区进行电测深工作，会引起电测深曲线的严重畸变。在电剖面法一节。已经介绍了地形起伏对电阻率测量结果的影响规律，这些规律也完全适用于电测深。一般说来，电测深的布极方向垂直地形走向对ρ_s曲线的畸变要比平行地形走向布极严重得多。因此，为减小地形起伏对电测深曲线的影响，应该尽量平行地形走向布极。

在地形切割严重地区进行电测深工作，必须进行地形改正，才能得到正确的解释结果。采用比值法进行地形改正可以削弱地形起伏的影响，采用考虑地形的二维或三维反演技术可以很好地解决地形影响。

对于更为复杂的二维地电断面的测深工作，单点的电测深工作很难达到地质目的。野外工作中，一般采用测深-剖面法，即在一条测线上布置若干个测点，在每个测点上进行电测深工作，这样就能得到地下电性沿剖面和深度变化情况。在三维地质条件下，就要进行面积性的测深工作了。

Ⅱ 电测深法

在我国，用电测深法划分咸淡水界线较普遍，效果也较显著。下面以河南鄢陵咸水区的工作成果加以说明。

图3-3-2 广东皇岗地区物探推断咸淡水分界线平面图

（据广东物探队，1986）

1—物探推断咸淡水界线；2—p_s等值线（Ω·m）;3—钻孔及编号；Qα^pl—冲洪积层；Q m^c—海陆交互堆积层；Q^m—海积层；Pz₁—片状石英岩、石英云母片岩；

—黑云母花岗岩

为配合农田供水勘探，电测深工作目的是查明该区咸水的空间分布。电测深工作测网密度为2km×1km，局部地段为1km×1km。最大供电电极距AB/2=500m。

该区为华北平原的一部分，第四纪地层主要为亚粘土、亚砂土、砂层。地下水受大气降水和地表水的补给，地下水埋深3～11.5m，地下水位自北西向南东逐渐变浅。地下水矿化度一般小于3g/L。

测区电测深曲线类型以KH、QH、H、K、Q 型为主。电测深曲线类型见图3-3-3。各类型曲线的特征如下。

1.KH型和K型曲线

曲线上部多为亚粘土、亚砂土的反映；中部为砂层的反映；下部为粘性土或地下水矿化度增高的反映。此类型曲线的分布占全测区面积的3/4，为浅部含淡水层的主要分布区（图3-3-4）。

2.QH型和Q型曲线

在图3-3-4中，呈南北向条带状分布。曲线上部为亚砂土的反映，中部多为亚粘土、亚粘土夹薄层砂的反映，下部的低电阻率段反映了粘性土或地下水矿化度的增大。此类型曲线的分布，反映了区内浅部弱含淡水层的分布。

图3-3-3 电测深曲线类型图

（据张占昌，1987）

图3-3-4 电测深曲线类型分布图

（据张占昌，1987）

1—钻孔；2—曲线类型

3.H 型曲线

呈斑块状分布在测区中部和东南部。此类型曲线分布区可视为无水或咸水埋藏较浅的地段；曲线下部的高阻段反映了岩性的变化或地下水矿化度的降低。

由上述电测深曲线特征的分析可知，曲线下部反映了高矿化咸水层位的存在。因此，可用电测深曲线下部特征和ρ_S-c相关曲线划分咸水层的空间分布。视电阻率（ρ_S）与相应探测深度上的矿化度（c）的相关曲线是用该区的井旁测深、电测井资料和浅井的水样化验结果作出的（图3-3-5）。

从相关曲线上可看出，当ρ_S值为7～8.4Ω·m时，地下水矿化度为2～3g/L，当ρ_S为7～6Ω·m时，矿化度为3～4g/L，当ρ_S小于6Ω·m时，矿化度大于4g/L。若以矿化度2g/L为咸淡水划分的尺度，则划分咸淡水的视电阻率尺度为8.4Ω·m。用这个视电阻率尺度可对电测深曲线解释的咸水层的矿化度作判别，从而划出咸水层的分布范围和矿化度的分布，见图3-3-6。由图可看出，咸水由西向东呈扇形分布，其矿化度一般为2～3g/L，局部地段矿化度大于4g/L。

为表示咸水体的空间分布，可用电测深曲线定量解释咸水层的结果绘制咸水层顶、底板等深图。由图3-3-7可见，咸水层顶板埋深在测区西部和东北部较大，如在只乐、马栏一带，在中部和东南部较浅，最浅在10m以内。咸水层底板（图3-3-8）埋深一般为200m左右，测区西部和北部较深，最深达300m，南部较浅，最浅为100m左右。

经钻探验证，用电测深法所确定的咸水层顶、底板埋深与钻探结果基本吻合（表3-3-2）^[16]。

图3-3-5 视电阻率（ρ_S）与相应探测深度上的矿化度（c）的相关曲线图

（据张占昌，1987）

图3-3-6 电测深法咸水层分布图

（据张占昌，1987）

1—钻孔；2—矿化度；3—咸淡水分界线

图3-3-7 咸水层顶板等深线图

（据张占昌，1987）

1—钻孔；2—咸淡水分界线；3—顶板等深线

图3-3-8 咸水层底板等深线图

（据张占昌，1987）

1—钻孔；2—咸淡水分界线；3—底板等深线

表3-3-2 用电测深法确定的咸水层顶、底板埋深与钻探结果对照表

Ⅲ 电测深法应用实例

（一）在水文地质工作中的应用

1.在平原区第四系水资源调查中的应用

平原区第四系沉积物一般由黏土、亚黏土、砂土、亚砂土以及砂砾石组成，其中砂层和砾石层透水性较好，赋存着丰富的地表水和大气降水，是第四纪沉积层中主要含水层，由于它和围岩间有明显电性差异，所以为开展电测深工作提供了地球物理前提。

图1-33是北西—东南向横切成都平原的物探、地质综合剖面图。由图可见，平原区内电测深曲线类型主要是KQ型，在ρ_S断面图的上部，ρ_S为20～80Ω·m，反映了砂质黏土及黏土的分布；在断面图中部，ρ_S为150～300Ω·m，等值线呈闭合状，异常反映了高阻的砂、砾层，为本区主要的含水层；在断面图的底部，ρ_S在100Ω·m以下，主要反映了基底的电性。断面图中ρ_S曲线分布密集或有明显扭曲的部位可能反映了隐伏断裂的存在。在成都以东，电测深曲线类型由K及KQ型变成H型，ρ_S断面上出现高阻闭合圈，说明成都以东没有砂、砾石含水层存在。

图1-33 横穿成都平原物探、地质综合剖面图

1—钻探见到的

图1-34 电测深法探测古河道工作成果图

2.用电测深法探测古河道

古河道是过去的河流变迁后遗留下来的古道，其堆积物多为颗粒较大的砂砾石或中细砂层，经常含有丰富的地下水。由于古河道中充填的砂、砾石层为高阻，其两侧的砂、黏土层为低阻，所以在古河道上电测深曲线为明显的K型曲线，曲线中段的高阻异常是高阻砂砾石层的反映；在古河道的两侧，ρ_S曲线多呈平直的低值曲线，它是电性均匀的黏土层的反映。

图1-34是云南某地用电测深法寻找古河道的工作结果。该区古河道分布在湖积黏土地段。在古河道正上方，电测深曲线为明显的K型曲线，在古河道两侧曲线平直，说明岩层均匀。由等值线断面图可见，高阻异常（ρ_S为20～35Ω·m）反映了古河道中的砂、砾石层。图1-34（b）是电极距AB/2=15m时的ρ_S等值线平面图，图中高阻异常大致反映了古河道的平面分布。

（二）在工程地质工作中的应用

图1-35是某水利工程建设中应用电测深法探测水下岩层分布的成果图。电测深观测在水上进行，由于水浅，最大极距为150m。图1-35（a）上等值线断面图的低阻封闭圈反映该处水下存在低阻的含泥质条带灰岩和页岩互层。这种岩石质地松散，不适于作为工程基底。为了解其分布，在低阻中心处做了四个不同方位的环形电测深，图1-35（b）为所取得的ρ_S极形图，图中AB/2为20m和40m的曲线明确指示出低阻带延伸方向，为极形图的短轴方向，从而为选择坝址提供了宝贵资料。

图1-35 某水利工程区电测深成果图

（a）视电阻率等值断面图；（b）环形电测深极形图（1cm=100Ω·m）

1—粗晶灰岩；2—泥质灰岩；3—砂质灰岩

（三）在地热勘查中的应用

西藏羊八井地热田是我国著名的高温地热田。多年来，在查明热田的地热地质条件、热储层的分布和地下高温热流体的运动方向等问题方面，物、化探工作起了重要作用。在羊八井的地热勘查中，首先投入了面积性的电测深工作，电测深曲线类型以QHA型为主，有明显的极小值。图1-36给出了西藏羊八井地热田电测深曲线极小值等值线图及推断构造图。

根据电测深资料及地热显示，确定以30Ω·m等值线圈定热田的边界。经钻探验证，在所圈定的范围内，均见到温度、压力较高的热蒸气，最高的 13号孔中，热蒸气温度达171℃，井压力为4～5kPa。图中也表示了由联合剖面法所推断的热田断裂的分布情况，由图可见，断裂构造和电测深极值点等值线的密集区有很好的对应关系。热田中心位于北西向张性断裂与北东东向弧形扭性断裂的交汇处。

图1-36 西藏羊八井地热田电测深极小值等值线图及推断构造图

1—极小值等值线；2—温泉；3—钻孔；4—联合剖面法推断断裂

Ⅳ 电测深法的基本原理

电测深法也可像电剖面法那样使用不同的装置,如三极电测深、对称四极电测深、偶极电测深等,而在实际工作中经常用到的是对称四极测深,其电极装置形式与对称四极剖面法相似。

我们知道勘探深度取决于供电电极距的大小,因此只要在同一测点上采取不断地扩大供电电极距AB的距离,即会达到控制勘探深度的目的,借以了解岩石电阻率随深度的变化情况,这就是电测深法的基本出发点。

下面通过二层电测深曲线说明电测深法的基本原理。

图1-41为二层电性层组成的地电断面,第一层电阻率为ρ₁,厚度为h₁；第二层电阻率为ρ₂,厚度为h₂→∞（即第一层以下均为第二层）,且有ρ₂＞ρ₁。

地面上的O点为测点,将AMNB电极以O点为中心,呈左右对称排列成一直线。当A、B电极供电时测量出M、N两点间电位差ΔU_MN及AB回路中电流I_AB,并按下式计算视电阻率ρ_s：

电法勘探技术

式中的K值随AB变化而变化,在工作之前应预先算好。然后保持O点不动,仍以O点为中心,分别向左右对称地移动A、B,以便扩大AB间的距离。再测量M、N两点间的电位差及供电电流。这样又可以计算出一个ρ_s值。如此继续扩大AB,就可以算出对应于每个AB的ρ_s。如果我们以AB/2为横坐标,以ρ_s为纵坐标则可绘出图1-41中的电测深曲线。

图1-41 电阻率测深原理图

现在来分析二层地电断面ρ_s曲线的形成过程。

1）当AB/2≪h₁时,因供电电极距很小,由两个电源A、B形成的电场仅能控制一个很浅的范围,而不会超越h₁进入第二层介质中。对于厚度为h₁的岩层,在AB/2≪h₁的条件下,已经构成了一个均匀的无限大的水平岩层。由A、B点电源形成的电流线均匀分布在这一层中,所以这一层的电场即相当于均匀介质中的电

场。因此M、N间的电流密度j_MN就是均匀介质中的电流密度j₀,即j_MN＝j₀,由于MN电极在ρ₁介质中,所以ρ_MN＝ρ₁,因此ρ_s＝ρ₁。

2）当AB/2的距离逐渐增大,电流场的影响范围亦随之扩大,电流向下穿透的深度则要相应的增大。此时不但ρ₁介质中有电流通过,而且有一部分电流已经深入到第二层ρ₂介质中。因ρ₂＞ρ1,所以第二层介质对电流起排斥作用,结果使MN间的实际电流密度比不存在ρ₂介质时要大,即j_MN＞j₀。所以ρ_s＞ρ₁,因此出现ρ_s曲线随AB/2增大而升高的现象。

3）当AB/2≫h₁时,表明供电电极距AB远比h₁要大得多,由AB控制的电流深度亦远较h₁要大得多,h₁与AB控制的电场深度比较仅是薄薄的一层。这时可认为电场均分布在第二层中,则第二层又形成一个均匀介质电场,在均匀介质中视电阻率即等于该层岩石的真电阻率,则有ρ_s＝ρ₂。

通过上述分析可以看出,改变供电电极距的目的就是改变电场作用的空间范围,从而达到对测点下面不同深度岩层研究的目的。这就是电测深法的物理实质。

Ⅳ 电测深法的应用

（一）野外工作方法与技术

1.电极距的选择

在每个测深点上,需要用一系列电极距进行观测,表1-8为电极距的一种选择方案。电极距AB大小的选择原则是：最小AB距离应能使电测深曲线的首支为近似于水平的线段,以便由它的渐近线直接求出第一电性层的电阻率；最大AB距离应能满足勘探深度的要求,并保证测深曲线尾支完整,可解释出最后一个电性层；为使曲线光滑,以保证解释精度,各供电电极距在对数的AB/2轴上应均匀分布,一般使相邻两极距在模数为6.25cm对数纸上相距约0.5～1.5cm。

测量电极距MN的选择：在实际工作中,由于AB极距的不断加大,MN距离如始终保持不变,那么当AB极距很大时,MN间电位差将会太小,以至于无法观测。因此,随着AB极距的加大,往往也需要适当加大MN距离,通常要求MN满足以下条件：

电法勘探技术

表1-8 电极距的一种选择方案

2.电测深成果的一些特殊图件的制作

在电测深ρ_s曲线的定性解释时需要做出一些特殊图件,常见的有电测深曲线类型图、视电阻率等值断面图、相同极距的ρ_s剖面图和平面等值线图。这些图件的作用和制作方法如下。

（1）电测深曲线类型图

电测深曲线的类型取决于地电断面的性质,因而曲线类型的变化可以反映地下岩层的变化特点。电测深曲线类型图的制作方法是：按相应的工作比例尺在图纸上标明各测点的位置,绘出该点经过缩小的电测深曲线,并在曲线首部注明起始点视电阻率值。最好能根据测区岩石电阻率资料绘出不同曲线类型与相应地质断面的对比图件,用以说明曲线类型变化的地质原因。

（2）视电阻率等值断面图

为了反映某条测线通过的垂向断面中视电阻率的变化情况,常绘制等视电阻率断面图。从这种图件可以看出基岩起伏、构造变化、电性层沿测线方向的分布等。等值断面图的制作方法是：以测点为横坐标,AB/2为纵坐标,把每个测点上各极距观测的ρ_s值标在相应位置上,然后勾绘ρ_s等值线。这种图的纵坐标可选用算术坐标,也可选用对数坐标。

（3）相同极距的ρ_s剖面图和平面等值线图

为探查某一深度上岩石电阻率沿水平方向的变化情况,常选择某一固定的AB/2极距所对应的ρ_s,作出剖面图或平面等值线图。ρ_s剖面图的制作方法是：在横轴上按工作比例尺绘上测点位置,纵轴绘出某一AB/2极距时各测点上的ρ_s值。ρ_s平面等值线图的制作方法是：先将测点位置绘在平面图上,然后标上某一极距的ρ_s值,最后勾绘这些ρ_s值的等值线图。

（二）应用实例

1.在水文地质工作中的应用

（1）在平原区第四系水资源调查中的应用

平原区第四系沉积物一般由黏土、亚黏土、砂土、亚砂土以及砂砾石组成,其中砂层和砾石层透水性较好,赋存着丰富的地表水和大气降水,是第四纪沉积层中主要含水层,由于它和围岩间有明显电性差异,所以为开展电测深工作提供了地球物理前提。

图1-53 横穿成都平原物探、地质综合剖面图

1—钻探见到的

底界面埋深；2—钻孔见到Qp₁₊₂底界面埋深；3—物探推断的断层

图1-54 电测深法探测古河道工作成果图

图1-53是北西—东南向横切成都平原的物探、地质综合剖面图。由图可见,平原区内电测深曲线类型主要是KQ型,在ρ_s断面图的上部,ρ_s为20～80Ω·m,反映了砂质黏土及黏土的分布；在断面图中部,ρ_s为150～300Ω·m,等值线呈闭合状,异常反映了高阻的砂、砾层,为本区主要的含水层；在断面图的底部,ρ_s在100Ω·m以下,主要反映了基底的电性。断面图中ρ_s曲线分布密集或有明显扭曲的部位可能反映了隐伏断裂的存在。在成都以东,电测深曲线类型由K型及KQ型变成H型,ρ_s断面上出现高阻闭合圈,说明成都以东没有砂、砾石含水层存在。

（2）用电测深法探测古河道

古河道是过去的河流变迁后遗留下来的古道,其堆积物多为颗粒较大的砂砾石或中细砂层,经常含有丰富的地下水。由于古河道中充填的砂砾石层为高阻,其两侧的砂黏土层为低阻,所以在古河道上电测深曲线为明显的K型曲线,曲线中段的高阻异常是高阻砂砾石层的反映,在古河道的两侧,ρ_s曲线多呈平直的低值曲线,它是电性均匀的黏土层的反映。

图1-54是云南某地用电测深法寻找古河道的工作结果。该区古河道分布在湖积黏土地段。在古河道正上方,电测深曲线为明显的K型曲线,在古河道两侧曲线平直,说明岩层均匀。由等值线断面图可见,高阻异常（ρ_s为20～35Ω·m）反映了古河道中的砂、砾石层。图1-54（b）是电极距AB/2＝15m时的ρ_s等值线平面图,图中高阻异常大致反映了古河道的平面分布。

2.在工程地质工作中的应用

图1-55是某水利工程建设中应用电测深法探测水下岩层分布的成果图。电测深观测在水上进行,由于水浅,最大极距为150m。图1-55（a）上等值线断面图的低阻封闭圈反映该处水下存在低阻的含泥质条带灰岩和页岩互层。这种岩石质地松散,不适合作为工程基底。为了解其分布,在低阻中心处做了四个不同方位的环形电测深,其结果如图1-55（b）所示。在ρ_s极形图上,根据AB/2为200m和40m的曲线,明确地指出了低阻带的延伸方向是极形图的短轴方向。于是,电测深工作为选择坝址提供了宝贵资料。

图1-55 某水利工程区电测深成果图

（a）视电阻率等值断面图；（b）环形电测深极形图（1cm＝100Ω·m）1—粗晶灰岩；2—泥质灰岩；3—砂质灰岩

3.在地热勘查中的应用

西藏羊八井地热田是我国著名的高温地热田。多年来,在查明热田的地热地质条件、热储层的分布和地下高温热流体的运动方向等问题方面,物化探工作起了重要作用。在羊八井的地热勘查中,首先投入了面积性的电测深工作,电测深曲线类型以QHA型为主,有明显的极小值。图1-56给出了西藏羊八井地热田电测深曲线极小值等值线图及推断构造图。

根据电测深资料及地热显示,确定以30Ω·m等值线圈定热田的边界。经钻探验证,在所圈定的范围内,均见到温度、压力较高的热蒸气,最高的13号孔中,热蒸气温度达171℃,井压力为4～5kPa。图中也表示了由联合剖面法所推断的热田断裂的分布情况,由图可见,断裂构造和电测深极值点等值线的密集区有很好的对应关系。热田中心位于北西向张性断裂与北东东向弧形扭性断裂的交汇处。

图1-56 西藏羊八井地热田电测深极小值等值线图及推断构造图

1—极小值等值线；2—温泉；3—钻孔；4—联合剖面法推断断裂

Ⅵ 电测深法电极装置及结果图示

（一）装置特点

图1-42是对称四极电测深的装置形式,它与对称四极剖面法的装置形式完全相同,因此其视电阻率及装置系数的表达式亦是一致的,即

电法勘探技术

但是,由于电测深法是在同一测点上每增大一次AB就计算一个K值,因此它的K值是变化的,这又与对称四极剖面法K为恒值的情况有所不同。

（二）双对数坐标的应用

测深曲线的极距AB/2由小到大成倍增加,小至数米,大至几千米,如果用直角坐标表示,则无法选择作图比例尺,因为比例尺大时,图纸太长；比例尺小时,小极距或浅层电阻率又表现不出来。而对数坐标的特点是：相差倍数相同的任意两数之间距离相等。例如2与4,3与6、1000与2000皆差两倍,每一组数在对数坐标上的距离皆相同,故使用对数坐标,既能把小极距又能把大极距时的ρ_s变化表现清楚。

图1-42 对称四极测深装置

通常把实测曲线绘在“模数”为6.25cm的双对数坐标纸上,取AB/2为横坐标,ρ_s为纵坐标,图1-43是缩小了的示意图。对同一断面进行计算获得的理论曲线也绘在相同的双对数坐标纸上,但横坐标取为AB/（2h₁）,纵坐标取为ρ_s/ρ₁。可以看出实测曲线和理论曲线的形状,大小完全一。如果保持两坐标轴平行,当两曲线重合时,理论曲线坐标系ρ_s/ρ₁-AB/（2h₁）的原点（1,1）,将落在实测曲线曲线坐标系ρ_s-AB/2的（h₁,ρ₁）点上。

图1-43 二层曲线双对数坐标的利用

以上特点具有普遍意义,即不论对哪一个多层断面都适合,这是对数函数的性质所决定的,理由如下：

在直角坐标系中,视电阻率测深曲线的一般表达式为

电法勘探技术

在双对数坐标系中则为

电法勘探技术

而理论曲线的绘制皆以h₁和ρ₁为单位,则一般表达式为

电法勘探技术

绘在双对数坐标系中则为

电法勘探技术

比较公式（1-60）和公式（1-62）,可看出理论曲线比实测曲线在纵轴上少了lgρ₁,在横轴上少了lgh₁。以后将要讲到,利用双对数坐标的这种性质给解释各层的埋藏深度带来很大的方便。

Ⅶ 电测深曲线的数字解释法

近年来，用电子计算机对水平层电测深曲线进行数字解释发展较快，已经提出不少方法。其中用最优化法拟合电阻率转换函数或直接拟合ρ_s的解释方法用得较广，本节以修改的阻尼最小二乘法拟合T函数为例，介绍其原理（流程图见图2⁃1⁃37）。

图2⁃1⁃37 拟合T函数流程图

（一）用数字滤波法求阻率转换函数

将计算MN→0时ρ_s的基本公式（2⁃1⁃49 a）写为

地电场与电法勘探

应用傅里叶⁃贝塞尔积分公式：

地电场与电法勘探

中的第二式，即反转定理，可将（2⁃1⁃83）变为

地电场与电法勘探

对上式作变量代换，令

r=e^x，m=e^-y（2⁃1⁃86）

并令

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

便得到

地电场与电法勘探

式中

J′₁（y-x）=J₁（e^x-y）（2⁃1⁃89）

从数字滤波理论可知，（2⁃1⁃88）的褶积运算为空间域数字滤波的表达式，如将J′₁（y-x）看成为数字滤波器的脉冲响应，则当输入信号为ρ′_s（x）时，该滤波器的输出信号便是T（y），于是将根据实测视电阻率曲线计算电阻率转换函数的运算变成为数字滤波过程。

在野外测量ρ_s（r）曲线时，并非测连续曲线，而是在r等于某些数的极距上测量，这种测量称为空间采样测量，它所测到的是一系列的离散量。

在用电子计算机进行数字滤波时，ρ′_s（x）也是离散取值的，如将Δx称为取样间隔，而将iΔx表示第i个取样点的自变量值，则电极距对ρ′_s（x）离散采样取值时，所得采样系列为：ρ′_s（0）、ρ′_s（1Δx）、ρ′_s（2Δx），……ρ′_s（iΔx）……

野外实测曲线采样时，后一个极距大约是前者的1.5 倍，相邻极距间的间距是不等的，并且一般较计算机解释所用的步长要大，故需有内插程序，以便求出等步长的ρ_s值。此外，无论采用哪一种换算方法，均需曲线首尾支达到渐近线。通常实测曲线的左支与渐近线接近，而右支往往达不到渐近值，这便需根据实测曲线作外推延长。

在实际计算时，应将（2⁃1⁃88）式改写成离散取值的形式，根据对各种地电断面的ρ′_s（x）进行频谱分析可知，ρ′_s（x）的谱ρ_s（f）是有限分布的，即它具有某一截止频率f_z。根据采样定理，当采样间隔Δx≤

时，则ρ′_s（x）可用其离散取值ρ′_s（iΔx）表示：

地电场与电法勘探

代入（2⁃1⁃88）式便得：

地电场与电法勘探

令y=kΔx，s=x-iΔx，上式可写成：

地电场与电法勘探

式中

地电场与电法勘探

a〔（k-i）Δx〕称为滤波系数，在实际计算时，其个数是有限的，用l和L分别表示滤波系数的起止编号，并略去Δx不写，则（2⁃1⁃92）式可写为

地电场与电法勘探

滤波系数与电极装置类型有关，与地层参数无关，一旦将滤波系数求出，便可适合各种地电断面。格霍什（D.P.Ghosh，1971）首次发表了他用特殊方法求得的两组滤波系数，取样间隔为Δx=

ln10，其中12个一组的l=-3，L=8，顺次为：

0.0060、-0.0783、0.3999、0.3492、0.1675、0.0858、0.0358、0.0198、0.0067、0.0051、0.0007、0.0018，其后，不同作者发表了用不同方法求得的滤波系数，多者达百余个。

（二）用最优化法求层参数

用（2⁃1⁃94）式可求得实际的电阻率转换函数，以下用T_S（k）表示。用最优化法求层参数的大致过程是：先根据实际情况，给定一组层参数（叫做初值），算出T函数的理论值T_L（k），将它与T_S（k）比较，计算二者的误差，并根据它修改层参数；再算理论值，再作比较，再修改层参数，直到计算的T_L（k）与T_S（k）之差在规定范围内为止，便将这时理论值所对应的层参数作为解释结果。现稍为详细地讨论如下。

用P表示层数数ρ₁、ρ₂……ρ_n、h₁、h₂……h_n-1，用一组P便可算出T_L（k，P），理论值与实际值的相对误差可用δ表示：

地电场与电法勘探

式中m为极距的采样数，n为层参数个数。δ称为最优化的目标函数，最优化的过程便为使δ达到极小值的过程。

T_L（k，P）在P⁰点（初始值）写成泰勒级数，略去二次及二次以上的项，得到：

地电场与电法勘探

从而可将δ写为

地电场与电法勘探

增量ΔP称为步长，在给定层参数初始值的条件下，可将δ看作是ΔP（ΔP₁、ΔP₂、……ΔP_j……、ΔP_n）的函数。（2⁃1⁃96）式表示将层参数修改ΔP，使它从P⁰变为P′=P⁰+ΔP后的拟合差，因此，应确定δ取极小值的条件以选择ΔP。而多元函数取极小值的充分条件是全部偏导数为零，即

地电场与电法勘探

地电场与电法勘探

l=1，2，……n

此式可改写为

地电场与电法勘探

上式为n个未知函ΔP₁，ΔP₂，……，ΔP_n的n个线性联立方程，解此联立方程组，便可求得使δ到达极小点的最佳步长ΔP。但由于前面在作泰勒级数展开时，只取了一次项，即将T当作线性函数，然而T不是线性函数。故这样求得的ΔP，并不能使δ达到极小点，而只是向极小点靠近一步，达到了P′点（P′=P⁰+ΔP）。为了达到极小点，可再从P′点开始再用近似线性的办法形成新的线性方程组，又求得另一个步长ΔP^（2），对参数作第二次修正，如此反复逐次迭代逼近，最后使T_L（k，P）与T_S（k）拟合得最好，并将这时的T_L（k，P）所对应的层参数作为解释结果。上述过程便为最小二乘法的最优化过程。

在最小二乘法中，为了加快逼近过程，人们希望步长尽可能大些，然而步长太大，将T函数近似看作线性函数的误差也大了，有时甚至会出现无法逼近极小点而使计算失败的情况。为了解决这个矛盾，有人提出了修改的阻尼最小二乘法（或称修改的马奎特法），它的目标函数是：

地电场与电法勘探

其中R为阻尼系数，即在计算过程中，不但考虑到拟合差，而且还对步长加以约束，使之减少

倍，这样一来，使最优化过程的稳定性增加，而对速度影响也不大。

上述用数字滤波法求T函数并用最优化法拟合T函数的过程可用前面图2⁃1⁃37所示的计算流程图表示。

（三）用数字滤波求ρ_s及与实测ρ_s的直接拟合

直接将（2⁃1⁃83）式按（2⁃1⁃86）和（2⁃1⁃87）式的关系作变量代换，可将电阻率也变换为褶积形式：

式中

地电场与电法勘探

当离散取值时，上式也可以化为

地电场与电法勘探

式中

地电场与电法勘探

b为滤波系数。

（2⁃1⁃99）式为在已知T（k）的条件下，用数字滤波求ρ′_s（i）的表达式，一方面可用（2⁃1⁃99）式作正演计算，在给定层参数后，求出T（y），然后进行数字滤波便可求出ρ_s理论曲线。

另一方面，与前面拟合T曲线相似，用拟合ρ_s曲线来解反问题。即在给定层参数初值后，计算ρ_s理论曲线，并以之与实测的ρ_s拟合，逐次迭代后二者达到最佳拟合，从而求出层参数。

由于视电阻率与地层参数间的函数关系及其偏导数比较复杂，拟合ρ_s曲线较拟合T曲线要慢得多，但拟合T曲线的结果精度要低些，因此，有人提出先拟合T曲线，求得较佳参数作为初值，再进一步拟合ρ_s曲线，这样可兼顾速度与精度。

Ⅷ 电测深法的实际应用

（一）测网、比例尺及电极距的选择

1.测网、比例尺

测网及比例尺应根据地质任务及地质⁃地球物理条件决定。如果是查明工区地下构造及基岩起伏情况，测线方位应与估计的地质构造走向垂直，而测线长度则须大于预计的构造宽度。如进行普查，则只需一条测线。若为详查，则需在估计的最小而有意义的构造延伸范围内布置3～5条测线。测点间距离一般与探测地层的深度H相近即可，并要考虑勘探的性质与要求。当进行普查时，必须在所能探测的最小构造范围内，至少布置2～3个测深点。进行大比例尺的详查工作时，应事先用经纬仪打测网，否则将影响精度。而当H为几百米甚至超过一千米时，测深点常布置在公路或小道上或其两旁，可不必先打测网，根据铺设电线的长度丈量点距，这样可提高生产效率，而不会影响勘探效果。

2.供电电极距和测量电极距的选择

在每个测深点，需要用一系列电极距进行观测，选择电极系列的原则是：

曲线左支应达到ρ₁渐近线，以便求出ρ₁、h₁和对以下各层的解释，应使最小的AB小于h₁。

曲线右支应达标准层的ρ_s渐近线，一般使最大AB大于2NH_n-1，这里N为系数，由于不同类型的地电断面达到右渐近值的情况不同，系数N也不同，可根据实际情况选定。例如对三层断面，当ρ₃=∞或0时，N取5～20，当ρ₃有限时，N取20～50。

为使曲线光滑，以保证解释精度，各供电电极距在对数的

轴上应均匀分布，一般使相邻两极距在模数为6.25cm对数纸上相距约0.5～1.5cm。

由于电测深解释时使用MN→0时的理论曲线，因此

不应太大，一般取小于或等于

，但MN太小又会使电位差过小或要求供电电流太大，而不便工作，故一般取

大于或等于

。

表2⁃1⁃1是电极距的一种选择方案，在AB改变的一段范围内MN不变，当AB增大到

≈

时，再将MN增大，在两种MN交替处的“接头点”，同一AB对两种MN都进行观测，以便圆滑曲线。

表2⁃1⁃1 电测深极距表

另一种方案是

保持定值（例如

），AB与MN同步增加，这种方案称为等比测深。3.测点位置及布极方向

测点位置在平原可任意选择，如交通方便可选在沿公路、小路等地。在山区进行测深时，测点应选在尽量平坦的地带，即以最大

为半径的范围内地形起伏不超过20°的地段。中心点附近要求介质较均匀，所有的测量电极均必须布置在同一种介质中，避免通过接触带。

关于布极方向，在平原地区，当各层分界面及标准层顶板的倾角不超过几度时（≤5°），AB线的方向可任意选定。这时，极距的方向便沿着公路、小道以利布线和搬站的方便。当分界面倾角超过10度时，应沿岩层走向选定AB线方向，还应结合地形特点，在坡度不大的斜坡上，布极方向应与地形等高线大致平行。在山谷中，布极方向应与山谷走向一致，同时AB电极应尽量避免通过电性显著变化地带，如沟谷、河流、石崖、大断裂带等，以防止和减小地表电流屏蔽和非各向同性等的影响。

在有限体上进行电测深时，拉线方向对曲线有明显影响，对于良导体，一般应平行走向布极。

（二）电测深成果的定性解释图件

对电测深ρ_s曲线的定性解释是获得测区地质结论的重要组成部分。它可提供所获ρ_s曲线的地电断面情况，该地电断面与地质断面间的关系以及测区地质构造的定性概念，更重要的是可帮助人们选择和制定定量解释的方法和步骤以及应该注意的问题。通常是根据曲线的特征绘制反映测区电性变化的各种定性图件以说明测区的地质构造特征。

1.电测深曲线类型图

绘制曲线类型图，即在测深点分布平面图或剖面图的各测点，以缩小的比例尺绘出相应点的电测深曲线，标上首尾支的ρ_s值，根据曲线类型的不同划分同类型区。在可能条件下，根据地质和电性资料作出不同类型曲线和地质断面的对比，说明不同类型曲线变化的地质原因，当地质资料不足时，应提出不同类型曲线变化的初步假设。总之，曲线类型图可表示出该区地质断面和构造的粗略概念。

2.ρ_s等值线断面图

前面已经讨论过ρ_s等值线断面图，它是用得较多的一种定性图件，其纵轴

可用算术坐标，也可用对数坐坐。构造起伏不明显时，最好用算术坐标。如构造起伏较大，一般用对数坐标。有时根据需要，亦可绘制两种不同坐标的断面图。纵坐标的比例尺选得适当时，可使曲线形态与地电断面有较形象的对应关系，例如图2⁃1⁃41中，纵轴取

，可使等值线中心与球心对应。在实际工作中，可根据井旁测深结果来选取。一定的地电断面对应一定的ρ_s等值线断面图，但由于电测深的体积性作用，二者的图形并不是等同的，对于非水平层和有限体，ρ_s等值线断面图的形态还与拉线方向有关。

3.相同极距的ρ_s剖面图和平面图

为探查某一深度上视电阻率的变化，常选择某一固定

极距的ρ_s，做出剖面图或平面图。作剖面图时，横轴按工作比例尺绘上测点位置，纵轴绘出某一

极距时在各测点上的ρ_s值。实际上这便是选出某种或几种极距的ρ_s值所作的电剖面图（对称剖面曲线），其地质解释与电剖面法相同。

作平面图时，先将测点位置点在平面图上，然后将某一极距的ρ_s写在各测点上，最后连成等值线图。平面图可选一种或几种极距制成，它可反映全区内构造走向等概念。

以上图件是定性解释常用的。此外，根据测区实际地质情况及解释的需要，还可做出其他图件。例如，对于尾部有45°渐近线的曲线，可根据渐近线与ρ_s等于一的横轴交点横坐标求出纵向电导S，将各测深点的纵向电导值绘成剖面或平面图，当覆盖层电阻率在水平方向较为稳定时，S 值的大小变化可反映基岩顶面深度的变化。又如H型和K型曲线的ρ_s极值点的纵、横坐标图可反映 h₂、ρ₂以及h₁、ρ₁、ρ₃等的相对变化，等等。

（三）电测深法应用实例

1.电测深法找水应用实例

图2⁃1⁃65所示为河北省任丘县（AB/2=500m）电测深的 ρ_s平面等值线图。该图是根据图中七条测线，几十个点上 AB/2=500m的ρ_s值用内插法勾出的等值线图。

图2⁃1⁃65 河北省任丘县电测深找水的ρ_s平面等值线图

（AB/2=500m）

结合水文地质资料推断，图中由24 Ω·m等值线所圈出的范围（图中斜线部分），反映了大约为15～200m深度段内地下含水砂层的分布情况。钻探结果表明，这是一个沿北东方向分布的含淡水的砂层带。其中在西子村打的ZK₂井为自流井。该井资料证明，在60～150m 范围内有厚60m的含淡水砂层。

图2⁃1⁃66 北京小汤山温泉区电测深ρ_s断面等值线图及地质剖面图

图2⁃1⁃66所示是在北京小汤山温泉区，做电测深得到的一张ρ_s断面等值线图。

ρ_s断面等值线图的横轴代表测线、测点，纵轴代表 AB/2 电极距大小。AB/2 越大，表示探测越深。由ρ_s断面等值线图可以看出，由ρ_s=20和18 Ω·m勾出的低阻等值圈，说明在40号点到20号点之间，地下有一个电阻率较低的低阻层。验证结果证实（见地质剖面图），该低阻层即为地下热水（≥40℃）的存储范围。

2.电测深法在金属矿区的应有用实例

电测深法在金属矿区应用时，在地质地球物理条件有利的情况下，可用以直接找矿，圈定矿体范围和确定矿体深度等。但在多数情况下，由于金属矿体形态复杂或埋藏较深等原因，用电测深直接找矿往往效果不好，但可用电测深研究地下构造，查明基岩起伏等，以划出成矿有利地段。在这方面常可取得良好地质效果（中南矿冶学院物探教研室，1980）。

云南某多金属矿区是以锡为主的多金属矿区，成矿与燕山期酸性花岗岩的侵入形态密切相关，花岗岩突起的凹陷部位为成矿的有利地段，如图2⁃1⁃67所示。矿床类型主要有两大类系：锡石⁃石英脉系；锡石⁃硫化物系。地层为中生代三叠系的砂页岩与灰岩、白云岩、大理岩组成，下伏燕山期花岗岩，构造发育。本区曾先后进行过电阻率、密度、波速、磁性等参数测定。

图2⁃1⁃67 云南某多金属矿区地质情况示意图

1—灰岩；2—花岗岩；3—矽卡岩；4—硫化矿；5—氧化矿；6—砂矿

图2⁃1⁃68 花岗岩顶面深度高程等值线图

由于矿体埋藏深，用物探直接找矿较困难，因而主要用于研究花岗岩起伏、划出花岗岩突起部位。物性参数说明花岗岩只有微弱的磁性甚至不具磁性，因而不能用磁法来研究地下花岗岩的起伏状态。花岗岩与灰岩的波速、密度差均不大，也不具备用地震和重力法研究花岗岩的物性前提。而大量电阻率测定表明，花岗岩与上伏地层有明显的差异，因此，选择（AB/2）_max=2～10km的极距，进行了400km²，1：50万的面积性电测深工作，以查明地下花岗岩起伏状态。基本测网采用1km×1km，获得异常后加密至0.5km×0.5km，个别地段加密至0.25km×0.25km。

在矿区300km²范围内主要为 K 型曲线，即 ρ₁（表土）＜ρ₂（灰岩）＞ρ₃（花岗岩），但随着中心点所处地层位置不同而有AK型、KQ型等曲线。

对全区的电测深曲线进行推断解释之后，基本上查明了地下花岗岩的起伏状态，编制出花岗岩顶面深度高程等值线图。图2⁃1⁃68 为其中之一。图中显示有三个花岗岩突起，按北西向分布于区内两条北西向的断裂之间，与穹窿构造一致。从埋深看，从出露花岗岩往南埋深加大，中部隐伏岩体埋深大于600m，南部岩体埋深大于300m，大、小凹圹断层南西部埋深大于1000m，北西及南东两端的两个突起为两个矿田，中部突起当时正在勘探中。推断结果已为钻探所证实，测深工作为地质进行成矿预测提供了可靠资料。经大量钻探验证后，推断解释误差一般均小于百分之十五。

Ⅸ 激电测深法

3.3.4.1 方法简介

3.3.4.1.1 基本原理

当供电电极向地下供电时，供电电流不变，测量电极之间的电位差随时间增长会趋于某一饱和值，断电后，在测量电极之间仍然存在着随时间减小的电位差，并逐步衰减趋近于零，这种现象称为“激发极化效应”^[4]。激电测深法就是以岩石、矿石、地下水激发极化效应的差异为基础，用人工地下直流电流激发，以电测深装置形式，接收、研究地下横、纵向激发极化效应的变化，以查明矿产资源和有关水文地质问题的方法。

金属矿石、石墨等电子导体，地下水、岩石等离子导体，具有各不相同的激发极化性质和特点，观察它们的激发极化效应便能达到勘查这些目标并且区分它们的目的。通常金属硫化物等电子导体，石墨、含碳质的岩石，具有比非电子导体和其他岩石高得多的二次电位，具有更加强烈的激发极化效应。实验表明，激发条件相同时，石墨的充放电过程比其他电子导体更加迟缓，颗粒大的岩石充放电速度比颗粒小的慢，为衰减时法找水提供了物理基础。如饱含水分的粘土就没有强的激发极化效应，而充水的古河道、岩溶溶洞水、砂岩裂隙水和充水的断层破碎带等含水层，都有较明显的激发极化效应。因此激电寻找地下水就是利用含水岩石在人工电流场作用下产生的激电效应及其时间特性，该方法受地形影响小，所以最适用于山区找水。

我国是世界上利用激电法找水用户最多、效果最好的国家，在援助索马里的找水工作中，激电测深法发挥了重要作用，在城市供水方面准确率为100%，在条件非常复杂的牧区，成井率也在70%以上。近年来我国在非洲许多国家找水的队伍，利用激电测深法找水取得了令人满意的效果。

3.3.4.1.2 应用范围及适用条件

主要用于区分含碳质岩层与水引起的异常，寻找地下水，划分富水地段。确定地下水位埋深，与视电阻率法配合，可圈定岩溶、断层破碎带的分布范围及埋深。

要求勘查对象与围岩具有明显的极化效应差异，没有工业游散电流及地下管线的干扰影响，接地条件良好，激发源有较大的供电电流。

3.3.4.1.3 工作布置原则与观测方法

测线应尽量垂直于勘查对象的走向，使供电线(AB)与测量线(MN)相互分开，测量电极使用不极化电极。

视电阻率法中采用的装置均可用于激电测深法中，在找水工作中最常用的是对称四极测深装置。

3.3.4.1.4 资料整理及成果解释

检查验收合格的原始观测资料，编绘系列基础图件：电测深曲线图(册)、剖面平面图、等值线平面图、推断成果图等。

成果解释遵循从已知到未知、从易到难、反复实践、反复认识的原则，综合分析、研究测区多种参数曲线特征，正确划分异常并判断异常可靠性，确定异常位置及深度，结合水文地质条件，分析引起异常的地质因素。

3.3.4.2 试验情况

激电测深方法试验布置在大衣村、万亩果园、三家村3个实验区，共7个点。使用WDJD-1型和DZD-3型多功能数字直流激电仪，采用对称四极装置，最大极距AB=1000m，供电时间5～10s。

观测参数视极化率M_S、半衰时S_t、衰减度D，计算参数有视电阻率ρ_S、激发比J、相对衰减时S_R、Z参数。

3.3.4.3 主要成果

试验结果，泸西岩溶盆地下游的三家村激电测深曲线与上游的万亩果园、大衣村激电测深曲线有着较大差异。下游三家村激电测深曲线除相对衰减时(S_R)曲线呈下降趋势外，其他参数曲线呈上升趋势(图3-11)。而上游万亩果园、大衣村激电测深曲线除相对衰减时(S_R)曲线呈下降趋势、视电阻率(ρ_S)曲线呈上升趋势外，其他参数曲线为近一水平的锯齿状跳跃曲线(图3-12、图3-13)。盆地下游三家村视电阻率(ρ_S)变化范围20～350Ω·m，视极化率(M_S)变化范围0.2%～3.0%，总体表现为低阻高极化特征。盆地中部万亩果园视电阻率(ρ_S)变化范围35～850Ω·m，视极化率变化范围0.3%～1.1%(删除孤立的跳点)，为中高视电阻率、中低视极化率特征。盆地上游大衣村视电阻率(ρ_S)变化范围75～1400Ω·m，视极化率变化范围0.51%～0.95%，为高阻低极化特征。

图3-11 泸西小江流域三家村102/2点电测深曲线及钻井剖面图

图3-12 泸西小江流域万亩果园90/10点电测深曲线及钻井剖面图

三家村电测深曲线对应岩溶含水层段视极化率(M_S)、半衰时(S_t)、激发比(J)、Z参数存在明显异常，如三家村102/2点深约100m岩溶裂隙发育段，M_S大于2.6%，S_t大于1200ms，J大于1%，Z大于4000ms；而浅部10～20m岩溶发育段，S_R、D、S_t出现局部相对高异常。由于J、Z都是由极化率导出的参数，对高极化异常起到了突出和放大的作用。相对衰减时(S_R)参数是突出低阻含水层的弱半衰时(S_t)异常，因此，对视电阻率(ρ_S)曲线为A型的地区，深部岩溶含水层电阻率值较高，因而相对衰减时(S_R)异常较弱；而对浅部电阻率较低的含水层，相对衰减时(S_R)异常反映明显，如三家村浅部4m、9m的粘土层低ρ_S异常地段，出现明显的S_R异常，反映了粘土层中局部赋水段。

万亩果园与大衣村电测深曲线对应岩溶含水层段，视极化率(M_S)无明显的异常，但相对于岩溶裂隙发育的含水段，半衰时(S_t)、激发比(J)、衰减度(D)、Z参数均有局部的相对高异常显示，如万亩果园90/10点及大衣村90/9点深150m附近的岩溶裂隙含水层，同时出现S_t、J、D、Z局部异常。

图3-13 泸西小江流域大衣村90/9点电测深曲线及钻井剖面图

根据三家村、大衣村相对衰减时(S_R)测深曲线，可看出在地下水位附近均出现了低值突变点。

3.3.4.4 结论

经3个钻孔的验证，泸西岩溶盆地下游总体反映为低阻高极化特征，视电阻率 ρ_S测深曲线的缓倾段，视极化率 M_S大于2%，半衰时 S_t大于1000ms，激发比 J 大于1%，参数Z大于4000ms的测深曲线段为岩溶含水层的反映。盆地上游反映为高阻低极化特征，岩溶含水层视电阻率 ρ_S测深曲线同样表现为小角度的上升曲线，半衰时(S_t)、激发比(J)、衰减度(D)、参数Z测深曲线同时出现相对高的局部异常。

Ⅹ 电测深和大功率激电地下深度怎么确定以及对称四极的电极距怎么取

这是我自己找的一些资料不知道行不行！请多指教！关于电测深H的问题h=a*(AB/2)，0.3<a<1，a均值0.7-0.8。如果夹有电性变化较大的地层，夹层越薄，a越小.如果地层间电性差异小而近等厚分布，则a趋向于1.这个不仅是标定的问题，同时还有MN/AB的比例系数，假如是1/10，可能a取0.8，但是假如是1/15的话，就接近1了，