地球物理勘探概論(劉天佑)習題解答

1、地球物理勘探概論（劉天佑）習題解答1、外生礦床是指在地球表層由外生成礦作用形成的礦床, 是在巖石圈表層與水圈、大氣圈及生物圈的相互作用下 ，成礦物質經過遷移和富集形成的 。內生礦床是由內生成礦作用形成的礦床，內生礦床既可由巖漿作用形成，也可由氣化熱液作用形成，主要包括三大類：巖漿礦床、偉晶巖礦床、氣化熱液礦床。變質礦床是指早期形成的礦床或巖石，受到新的溫度、壓力、構造變動或熱水溶液等因素的影響，即遭受變質作用，使其物質成分、結構、構造、形態(tài)、產狀發(fā)生劇烈變化所形成的礦床。2、煤的密度范圍主要分布在1.2-1.7g/cm-3,相對較低;表土、粘土密度范圍主要分布在1.0-2.0 g/cm-3，密

2、度較低；砂巖、頁巖密度范圍主要分布在2.0-2.8g/cm-3，密度偏低；橄欖巖、玄武巖、輝長巖、花崗巖、大理巖等大部分巖礦石密度范圍主要分布于2.5-3.5g/cm-3；各種鐵礦、銅礦密度范圍主要分布在4.5-5.2 g/cm-3，密度較大；錳礦、鈣礦密度很大，多分布于5.0-6.0 g/cm-3。研究表明，決定巖礦石密度的主要因素為：組成巖石的各種礦物成分及其含量；巖石中孔隙度大小及孔隙中的充填物成分；巖石所承受得壓力。3、自然界中，絕大多數(shù)礦物屬順磁性與抗磁性。例如：橄欖石、輝石、云母屬于順磁性；而石英、正長石、方解石、石墨屬于抗磁性。自然界中不存在純鐵磁性礦物，最重要的磁性礦物當推鐵-

3、鈦氧化物。沉積巖的磁性一般較弱，主要決定于副礦物的含量和成分；火成巖的磁性一般較強，且具體明顯的天然剩磁；變質巖的磁性主要與其原巖有關。巖石的磁性是由所含磁性礦物的類型、含量、顆粒大小與結構，以及溫度、壓力等因素決定。4、金屬導體的導電性十分好，其電阻率值很低，一般10-6·m；大多數(shù)金屬礦物屬于半導體，其電阻率通常分布在10-6-106m；絕大多數(shù)造巖礦物（如輝石、長石、云母、方解石、角閃石、石榴子石等）在導電機制上屬于固體電解質，電阻率很高，一般大于106m。巖礦石的電阻率與其組成礦物的成分和結構、所含水、溫度、壓力等因素有關。絕大多數(shù)造巖礦物的相對介電常數(shù)不超過10-11，然而

4、一些氧化物、硫化物和碳酸鹽的r值可達20-170。5、沉積巖速度較小，一般為1500-6000m/s；變質巖的速度變化范圍大，一般為3500-6500m/s；火成巖速度大于沉積巖和變質巖，一般多為4500-8000m/s。沉積巖中疏松巖石波速一般分布在1500-2500m/s，而致密巖石波速多分布于1800-4000m/s。巖石的孔隙度增大，密度就會變小，速度也要降低；埋藏深、時代老的巖石要比埋藏淺、時代新的巖石速度大。地表附近巖石受風化作用而變得疏松，波在其中的傳播速度很低，一般為400-1000m/s，這種地帶稱為低速帶。6、重力勘探是測量與圍巖有密度差異的地質體在其周圍引起的重力異常以確

5、定這些地質體存在的空間位置大小和形狀從而對工作地區(qū)的地質構造和礦產分布情況作出判斷的一種地球物理勘探方法。7、地球周圍具有重力作用的空間稱為重力場。在重力場中，單位質量質點所具有的能量稱為此點的重力位。地球重力位由地球質量引起的引力位和地球自轉產生的離心力位兩部分組成。重力位是點P 的空間坐標的標量函數(shù)，它的梯度是重力；重力位對某一方向的導數(shù)就等于重力在這個方向上的分量；地球外部一點的引力位滿足拉普拉斯方程，地球內部一點的引力位滿足泊松方程。8、在重力場中的某點單位質量的質點所具有的重量，稱為此點的重力場強度,單位N /kg，其數(shù)值g=f/m。重力加速度是一個物體受重力作用的情況下所具有的加速

6、度，用g表示。從數(shù)值來說，重力場強度和重力加速度相同；從物理概念來說，前者是力，后者是加速度。9、SI制中重力的單位為m/s2;它的百萬分之一稱為一個重力單位，簡寫為g.u.。在CGS制（厘米·克·秒）中，重力的單位為Gal（伽），它的千分之一為mGal（毫伽），百萬分之一為Gal（微伽）。其單位換算關系為：1m/s2=106g.u.；1Gal=104g.u.；1Gal=1cm/s2。10、把地球近似地看作表面光滑，內部質量分布均勻，赤道半徑略大于極半徑的旋轉橢球體，這樣規(guī)則化以后與之相對應的重力場稱為正常重力場。正常重力場強度是緯度和高度的函數(shù)，隨著緯度的增加和高度的降低

7、而增大。當測點和總基點間緯向距離變化不大時，正常重力場的變化約為g=-0.812sin2·D(毫伽)，式中為測區(qū)的平均緯度，D為測點與總基點的緯向距離，單位km。隨高度變化的規(guī)律是g =-0.308h(毫伽)，式中h為測點與總基點的高程差，單位米，高于基點為正，反之為負。11、在日、月引潮力的作用下，固體地球產生的周期性形變的現(xiàn)象稱為固體潮。月球和太陽對地球的引力不但可以引起地球表面流體的潮汐（如海潮、大氣潮），還能引起地球固體部分的周期性形變。12、重力異常是由于地球質量分布不規(guī)則造成的重力場中各點的重力矢量g和正常重力矢量的數(shù)量之差；也可定義為重力異常g就是剩余質量m產生的附加引

8、力位W沿鉛垂方向的偏導數(shù)。13、拉科斯特（LCR）重力儀測量重力場的基本原理：當重力發(fā)生變化時，重力儀的平衡體發(fā)生偏轉，這時通過可旋轉測微器來帶動底部水平杠桿向上或向下傾斜，通過垂直杠桿使上部水平杠桿發(fā)生偏移，從而帶動主彈簧上端點發(fā)生位移，使平衡體重新回到水平零點位置。拉科斯特重力儀就是采用補償法通過測度機構來進行重力場變化的測量。14、重力測量精度以能反映探測對象引起的最小異常為準則，一般以最小探測對象引起的最大異常的13-14為宜。比例尺及測網應根據工作任務、探測對象的規(guī)模及異常特征而定，測線應垂直或大致垂直于探測對象的走向。15、地面上任意一點的重力值都由四種因素決定，它們是該點的緯度、

9、周圍地形、固體潮及巖礦石的密度變化。消除自然地形引起的重力變化需要進行三項校正，即地形校正、中間層校正和高度校正；消除正常重力對測量結果的影響還須進行正常場校正。16、地形校正是為了消除測點周圍地形起伏產生的重力影響所進行的校正。其辦法是除去測點所在水準面以上的多余物質，并將水準面以下空缺的部分用物質填補起來；校正后的重力值就相當于觀測點周圍完全是平坦地形的重力值。由于測點所在水準面以上的正地形部分，多余物質產生的引力的垂直分量是向上的，引起儀器讀書減小；測點所在水準面以下的負地形部分相對該水準面缺少一部分物質，空缺物質產生的引力可以認為是負值，其垂向分量也是向上的，使儀器讀數(shù)減小?？梢姷匦斡?/p>

10、響恒為負，故其校正值恒為正。17、中間層校正是指重力值經過地形校正后，觀測點之下與校正點（例如相應的大地水準面上一點）之上還存在著水平的中間層質量，要排除這一層對校正點上重力值的影響就需要進行中間層校正。校正后位于校正點的重力值相當于該點周圍平坦而且其上方無“質量”情形下的重力值。中間層校正值g中g.u.=-0.419g.cm-3hm，中間層密度=2.67g/cm3。18、經過地形校正和中間層校正之后，測點與大地水準面或基準面之間還存在一個高度差H，消除由于測點與大地水準面存在高差H所造成的重力影響的方法為高度校正。高度校正值g高g.u.=3.086hm。19、高度校正和中間層校正都與測點高程

11、h有關，因此常把這兩項合并起來，統(tǒng)稱為布格校正，以g布表示。20、自由空間異常是指地球自然表面上的實測重力值(g測)，經過高度改正歸算到大地水準面以后，再減去正常重力值得到的重力差，它是研究地殼均衡現(xiàn)象的重要資料。21、布格重力異常是重力儀的觀測結果(g測)，經過緯度改正(g緯)、地形改正(g形)、中間層改正(g中)和高度改正(g高)以后，再減去正常重力值（）后所得到的重力差(g= g測- g高- g中- g緯- g形-)，布格重力異常資料是重力勘探的基礎資料。22、依據地殼均衡假說計算的異常稱為重力均衡異常，其公式為gc=gB+gc。23、重力異常等值線平面圖用“+”和“-”號的圈閉來表示重

12、力高和重力低的部分，等值線由各重力相同的點相連而成，反映了測區(qū)內重力異常的位置、特征、走向及分布范圍；由一組大致平行且沿一定方向延伸的密集等值線所表達的異常分布為重力梯度帶。24、區(qū)域異常是由分布較廣的中、深部地質因素所引起的重力異常；其特征是幅值較大、范圍較廣、水平梯度較小。局部異常是指相對區(qū)域因素而言范圍有限的研究對象引起的范圍和幅度較小的異常；其特征是分布范圍較小、重力梯度變化大。區(qū)域異常和局部異常是相對而言的，沒有絕對的劃分標準，應視研究的問題而定。25、劃分重力區(qū)域異常與局部異常的常用方法主要有平均場法和趨勢分析法。平均場法是在一定剖面或平面范圍內把區(qū)域異常視為線性變化，因而該范圍內

13、的重力異常平均值可作為其中心點處的區(qū)域異常值，且求平均異常時所選用的范圍應當大于局部異常的范圍。趨勢分析法是用一個一定階次的數(shù)學曲面來代表測區(qū)內異常變化的趨勢，并以此趨勢作為區(qū)域場來看待，從布格重力異常中減去這一區(qū)域異常，即獲得測區(qū)內的局部異常。26、根據觀測平面或剖面上的重力異常值計算高于或低于此平面或剖面上的異常值的過程稱為向上或向下延拓，即重力異常的解釋延拓。向上延拓有利于相對突出深部異常特征；向下延拓相對突出的淺部異常。27、高次導數(shù)法是將布格重力異常換算成它的高次導數(shù)以進行研究的方法。不同形狀地質體的重力異常導數(shù)具有不同的特征，這有助于對異常的解釋和分類；重力異常的導數(shù)可以突出淺而小

14、的地質體的異常特征而壓制區(qū)域性深部地質因素的重力異常干擾；重力高階導數(shù)可以將幾個相互靠近、埋藏深度相差不大的相鄰地質體引起的疊加異常分離出來。28、重力場正演是指已知重力場場源的密度、形狀、大小、產狀等要素，求取場源外部重力場的分布和變化規(guī)律的過程。重力場反演是指已知重力場的分布和變化，求取該場對應的場源的密度、形狀、大小、產狀等要素的過程。由于地球物理場固有的等效性；觀測數(shù)據的離散和有限；以及觀測場包含的誤差和其他場源的影響，導致了地球物理反演結果的不惟一，這就是反演的多解性。29、平面上球體的重力異常為一簇以球心在地面投影點為圓心的許多不等間距的同心圓，圓的中心即異常中心在地面的投影位置；

15、剖面圖類似于正態(tài)分布的圖形，X為橫軸，g為縱軸，當X=0時， g有最大值，當X時，g0。 如果重力等值線圖出現(xiàn)同心圓，說明地下可能是球狀或形狀類似的囊狀巢狀礦體；如果等值線出現(xiàn)近似于平行排列，且中間異常值最大，兩邊異常值小，說明地下可能是類似于水平圓柱體礦體，如扁豆狀礦體，兩翼較陡的長軸背斜及向斜，大型人工管道等；如果等值線圖成一簇近于平行排列且一邊等值線值高另一邊低，在異常體處線最密集，說明地下可能是鉛錘臺階狀礦體。30、水平圓柱體重力異常平面圖上等值線與圓柱體線呈互相平行，中間值大兩邊值??；而球體平面圖上異常等值線呈一簇同心圓。剖面圖兩者類似，球體最大值處相對較陡，圓柱體的相對較緩。31、

16、臺階重力異常平面圖為一系列與臺階鉛垂面和地面交線平行的等值線，其中從另一側向臺階一側重力異常值不斷增大。剖面圖為以x為橫軸g為縱軸，x時，g取得最小值，g =0；在x=0時，g=G（H-h）；當x+時，g取得最大值，g=2G（H-h）。32、重力勘探方法的應用：地球深部構造及地殼結構研究，石油天然氣勘探，礦產勘探，工程勘探。33、簡單規(guī)則形體重力異常的正演圖：球體，水平圓柱體，鉛垂臺階，鉛垂板狀體、傾斜板狀體。34、磁法勘探是通過觀測和分析由巖石、礦石或其他探測對象磁性差異所引起的磁異常，進而研究地質構造和礦產資源或其他探測對象的分布規(guī)律的一種地球物理勘探方法。35、磁法勘探和重力勘探的比較：

17、就相對幅值而言，磁異常比重力異常大得多；重力異常反映的地質因素比較復雜，磁異常反映的地質因素卻比較簡單，只有各類磁鐵礦床及富含鐵磁性礦物的其他礦床和地質構造才能造成地磁場的明顯變化；密度體只有一個質量中心，而磁性體則有兩個磁性中心，且它們的相對位置因地而異，所以磁異?？偸且戎亓Ξ惓碗s得多。36、描述地球磁場大小和方向的物理量稱作地磁要素。地磁要素包括地磁北向分量X，地磁東向分量Y，地磁垂直分量Z，地磁場總強度T，地磁場強度水平分量H，磁傾角I，磁偏角D。它們之間的關系為X=HcosD，Y=HsinD，Z=TsinI，H=TcosI，tanI=Z/H，tanD=Y/X，T=X+Y+Z，并可用

18、圖表示出來。37、地球磁場由基本磁場、變化磁場和磁異常三部分組成?；敬艌觯ㄖ鞔艌觯┯芍行呐紭O子磁場和大陸磁場組成，來源地球內部，占主地球主要部分99%以上，主要由地核內電流對流形成，相對穩(wěn)定，但存在緩慢變化。變化磁場占地磁場1%以下，是起源于地球外部并疊加在主磁場上的各種短期地磁變化，一類是連續(xù)出現(xiàn)有一定規(guī)律周期性的變化，另一類是偶然發(fā)生短暫而復雜的變化。磁異常主要指地殼淺部具有磁性的巖石或礦石所引起的局部磁場，它疊加在基本磁場之上，在消除各種短期磁場變化后，實測地磁場與作為正常磁場的主磁場間仍存在差異，這個差異就稱為磁異常。38、主磁場隨時間的緩慢變化稱為磁場的長期變化，磁偏角、磁傾角和地

19、磁場強度都有長期變化。長期變化的主要特征是偶極子磁矩的衰減和非偶極子的西向漂移。39、磁暴即當太陽表面活動旺盛，特別是在太陽黑子極大期時，太陽表面輻射出大量高能量的質子和電子束形成電流沖擊地球磁場，引起地球磁場的強度和方向發(fā)生急劇不規(guī)則變化，稱為磁暴。地磁脈動是指地磁場的各種短周期變化，其周期范圍一般為0.21000秒，振幅一般為百分之幾到幾十個納特。地磁脈動可分為兩大類：連續(xù)脈動，形狀為正弦型或近似正弦型，振幅較穩(wěn)定，持續(xù)時間可達數(shù)小時；不規(guī)則脈動，其振幅逐漸衰減，類似于阻尼振蕩，可持續(xù)幾分鐘到幾十分鐘。40、T磁異常是指磁場總強度（實測磁場強度）模量與正常磁場強度模量的差值。當總磁異常強度

20、矢量Ta不大時，T值相當于總磁異常強度在正常地磁場方向的投影值。41、位于巖石圈中的地質體，處在約為0.5×10-4T的地球磁場作用下，它們受現(xiàn)代地磁場的磁化而具有的磁化強度叫感應磁化強度，用Mi表示。巖礦石在生成時，處于一定條件下，受當時的地磁場磁化，成巖后經歷漫長的地質過程所保留下來的磁化強度稱作天然剩余磁化強度，用Mr表示。巖石的總磁化強度M由感應磁化強度和剩余磁化強度組成，即M=Mi+Mr。42、沉積巖的磁化率比火山和變質巖的磁化率低幾個數(shù)量級；在火山巖類的侵入巖中隨著巖石的基性增強而磁性增大，基性巖的磁性最強，酸性巖磁性弱或無磁性，噴出巖與同類侵入巖有相近的磁性，但磁化率離

21、散性較大；變質巖的磁性決定與原巖的磁性及變質過程中礦物成分的變化，若原巖是花崗巖或沉積巖則變質后一般不顯磁性，若原巖是基性噴出巖或侵入巖，則變質后的巖石一般都有中等磁性。 影響因素鐵鎂等暗色礦物含量的多少決定磁性的強弱，形成時間長短決定磁性的強弱，變質過程中的成分變化決定磁性的強弱。43、在地磁場中，巖礦石由熾熱的巖漿通過它的居里點冷卻到正常地表溫度所獲得的磁性，稱為熱剩余磁化強度。即當熔巖的溫度大于500度時，熔巖中的礦物沒有被磁化，在冷卻過程中，當溫度降低到450度以下時，某些磁性礦物按照當時的地磁場磁化，當熔巖完全冷卻固結后該巖石保留了具有當時地磁場方向和磁化強度，稱為熱剩磁。在磁法勘探

22、中可用熱剩磁來確定煤田火區(qū) 地熱調查 考古與地磁學。在磁法勘探中可用熱剩磁來確定煤田火區(qū)、地熱調查 、古與地磁學。44、質子磁力儀工作原理：激發(fā)靜態(tài)質子使其磁矩按一定方向排列，然后切斷激發(fā)磁場，利用質子在地磁場內的拉莫爾進動效應測量磁場。氫質子旋進的角速度與磁場的大小成正比，又因為=2，由此可知只要能準確測量出質子的旋進頻率就可計算出地磁場場強度值。當沒有外界磁場作用于含氫液體時，其中質子磁矩無規(guī)則的任意指向，不顯現(xiàn)宏觀磁矩；若垂直于地磁場T的方向，加一強人工磁場H0，則樣品中的質子磁矩將按H0方向排列起來，此過程稱為極化；然后切斷磁場H0，則地磁場對質子有p×T的力矩作用，試圖將質

23、子拉回到地磁場方向；由于質子自旋，因而在力矩作用下，質子磁矩p將繞著地磁場T的方向作旋進運動，叫做拉莫爾旋進。45、有效磁化強度Ms為總磁化強度M在觀測剖面的投影（分量）；水平磁化強度MH為總磁化強度M在水平面的投影（分量）；有效磁化傾角is為有效磁化強度Ms與OX軸的夾角；A為Mx與MH間的夾角；磁化傾角I表示M與水平面的夾角?？捎脠D示表示出它們之間的關系。46、均勻磁化球體的磁場與一個位于球心的磁偶極子的磁場類似。我國處在中緯度地區(qū)，受地磁場傾斜磁化，球體的T平面等值線總是由正、負兩部分組成，負極小值出現(xiàn)在正值的北面，正、負異常構成一個整體，球心位于極大值和極小值之間的某個位置。剖面上曲線

24、一般不對稱，其兩側出現(xiàn)負值，且在Ms所指的方位上出現(xiàn)負極小值，而在Ms的反方向偏離原點的某處出現(xiàn)極大值；只有在東西剖面上，由于兩磁極的投影都位于坐標原點，T曲線才變得對稱。47、定性畫出有效磁化傾角為0°、30°、45°、90°的水平圓柱體T磁異常的剖面曲線。48、區(qū)分并畫出下延無限板狀體與下延有限板狀體磁異常特征。49、化到地磁極是種將斜磁化T或Za磁異常換算為各種垂直磁化磁異常的磁場換算方法。斜磁化磁異常比較復雜，采用化到地磁極，異常直觀簡單，較易于解釋；換算后的二次導數(shù)異常，有利于反映磁性體的淺部特征；因此將化到地磁極同其他幾種異常結合起來進行推斷

25、，可以提高地質解釋的效果。50、重磁異常的導數(shù)可以突出淺而小的地質體的異常特征而壓制區(qū)域性深部地質因素的影響，在一定程度上可以劃分不同深度和不同大小異常源產生的疊加異常，且導數(shù)的次數(shù)越高，這種分辨能力就越強。51、斜交磁化是指板的側面與磁化強度斜交時的磁化；順層磁化是指磁化傾角與板狀體的傾角一致時的磁化；垂直磁化是指磁化傾角與板狀體的傾角垂直時的磁化。52、磁測在固體礦產勘查中的作用主要是直接找礦和間接找礦。磁測尋找磁鐵礦床的效果舉世公認，最為明顯；間接找礦主要是用磁測查找在空間上或成因上與成礦有關的地層、構造、巖漿巖、蝕變巖石、礦化帶等控礦因素。大多數(shù)沉積巖幾乎都是無磁性的，而下伏火成巖和基

26、巖通常是弱磁性的，根據磁性資料確定了基巖的深度，也就確定了沉積物的厚度，因基底面起伏能在上覆沉積巖中形成有利于油氣聚集的構造起伏，確定基巖的起伏能為油氣勘探提供有用資料。在許多煤盆地中，燃燒過的煤層上方有強磁異常。磁法勘探也可用于尋找沉船、水雷，探測水下潛艇等。53、古地磁學是板塊學說賴以建立的三大支柱之一。在相當長的地質時期中，地磁場具有軸向地心偶極子場的特征，因此利用巖石剩余磁化強度的方向可以計算得到古地磁極的位置，且同一時間地球就只有一個地磁極，而現(xiàn)代各大陸之間在磁極上的明顯不整合表明大陸之間發(fā)生過平移或旋轉。視極移路線是研究大陸漂移的重要依據，從視極移曲線不僅可以了解大陸的移動和移動的

27、方向，還可以從各個大陸的視極移路線了解它們之間原生的相互關系以及分離漂移的時代。54、威爾遜利用地幔對流和海底擴張假說全面地說明了大陸漂移的機制，海底條帶狀磁異常的發(fā)現(xiàn)和解釋，對海底擴張假說是有力的支持，地磁極性翻轉定量解釋了海洋條帶狀異常和海底擴張假說。55、居里點也稱居里溫度或磁性轉變點，是指材料在鐵磁體和順磁體之間改變的溫度。低于居里點溫度時該物質成為鐵磁體，此時和材料有關的磁場很難改變；當溫度高于居里點溫度時，該物質成為順磁體，磁體的磁場很容易隨周圍磁場的改變而改變。居里等溫面是指磁性巖石在地溫的作用下失去鐵磁性而變?yōu)轫槾判缘牡葴囟让?，它反映巖石圈的熱狀態(tài)而非地質構造面，也可作為巖石圈

28、磁性層的底界面，也就是實質上磁測的最大勘探深度。56、電法勘探是根據地殼中各類巖石或礦體的電磁學性質（ 如導電性、導磁性、介電性）和電化學特性的差異，通過對人工或天然電場、電磁場或電化學場的空間分布規(guī)律和時間特性的觀測和研究，尋找不同類型有用礦床和查明地質構造及解決地質問題的地球物理勘探方法。電法勘探按照其本身性質分為傳導類電法勘探和感應類電法勘探兩大類；根據觀測空間又可分為航空電法，地面電法和井中電法三大類；根據場源可以分為主動場源法和被動場源法。57、巖礦的電阻率是描述巖礦石導電性能的一個參數(shù)，數(shù)值上等于電流垂直通過單位立方體截面時，該導體所呈現(xiàn)的電阻。巖礦石的電阻率值越大，導電性差越差，

29、反之導電性越好礦物成分、含量及結構：金屬礦物含量越高，電阻率越低，浸染狀>細脈狀；巖礦石的孔隙度、濕度：孔隙度越大，含水量越多，電阻率越低，風化帶、破碎帶的含水量高電阻率低；水溶液礦化度：礦化度越高，電阻率越低；溫度：溫度越高，溶解度越高，離子活性越高，電阻率越低，結冰時，電阻率升高；壓力：壓力越高，孔隙度減少，電阻率升高，超過壓力極限，巖石破碎，電阻率下降；構造層的影響：層狀構造巖石的電阻率，則具有非各向同性，即沿層理方向的電阻率小于垂直沿層理方向的電阻率。58、設大地水平且與不導電的空氣接觸，介質充滿整個地下半空間，且電阻率在介質中處處相等，稱這樣的介質模型為均勻各向同性半空間。無窮

30、遠極：指聯(lián)合剖面法中置于相對無窮遠處的供電電極C。通常把“無窮遠”極布置在垂直于測線的方向上，距最近測線五倍以上的電極距處，這樣布置“無窮遠”極的目的是為了消除“趨于無窮遠”的C極對觀測結果的影響。點電源：當供電電極的大小比它與觀測點的距離小得多時，可以把兩個供電電極看成兩個“點”，故又將它們稱為“點電源”。59、一個點電源的電場：設地面無限水平，地面以下充滿電阻率為的各向同性導電介質，當點電源A在地表向地下供入電流I時，地中電流線的分布便以A為中心向周圍呈輻射狀，距離A點為R的M點的電位為U=I/2R，電場強度為E=I/2R2，可見地中點源電流場的電流密度、電位和電場強度均與供電電流I成正比

31、，而U與R 成反比，j及E與R的平方成反比。兩個異性點電源的電場：設點電源A和B相距2L，分別以+I和-I向地下供電，根據疊加原理可以寫出A和B兩電極在M點的電位U=（I/2）·（1/AM-1/BM）；可見越靠近電極，電位變化越快，即在A電極附近電位迅速增高，在B電極附近電位迅速降低，在AB中間1/3 1/2地段電位變化較緩，在AB中點電位為零；由于電場強度等于電位負梯度，故在靠近電極處電位曲線變化大的地方，電場強度的絕對值也大，在AB中間1/3 1/2地段電場強度變化也不大。60、在電法勘探中，地下電流實際上起著傳遞深部信息的作用，流入地下深處的電流越多，反映到地面上的深部信息就越

32、強，對探測深部地質情況就越有利。當用兩個電極向地下供電時，研究A和B連線的中垂面上深度為h的某點M處的電流密度jh和地表A和B中點處的電流密度j0可以發(fā)現(xiàn)，jh/j0隨半極距L的增大而增長，說明加大供電極距時，地表電流密度比地下電流密度衰減快，從而起了突出地下深部信息的作用，也就是說加大供電極距可以增大探測深度。61、在電法勘探中，人們是通過測量地表電場的分布來了解地下情況，地下礦體的存在和分布必須能引起地表電場有明顯改變才能測出，因此人們總是希望有較多的電流流入地下，為此應適當選擇電極距使所有了解的深度上電流密度最大，與此對應的電極距稱為最佳電極距。均勻半無限介質情況下的最佳電極距為AB=2

33、h。62、裝置系數(shù)是一個與各電極間的距離有關的物理量，在野外工作中由裝置形式和極距來確定計算。地電斷面是指根據地下地質體電阻率的差異而劃分界限的斷面。聯(lián)合剖面法正交點和反交點：在直立良導薄脈頂部上方，As和Bs曲線相交，且在交點左側As>Bs，右側As<Bs,這種交點稱為聯(lián)合剖面法的正交點；高阻薄脈上的兩條s曲線也有一個交點，交點左側As<Bs，右側As>Bs，這種交點稱為聯(lián)合剖面法的反交點。63、視電阻率s是在電場有效作用范圍內各種地質體電阻率的綜合影響值，公式表示為s=K*(VMN/I)）或s=（jMN·MN）/（j0·cos），jMN和MN分別

34、表示MN處的電流密度和電阻率，為MN處地形破角，j0為地表水平、地下為半無限均勻巖石條件下的電流密度。實際工作中地下介質往往呈各向異性非均勻分布，且地表也不水平，為了研究這種情況下的穩(wěn)定電場故引入視電阻率的概念。在地表水平、地下介質均勻且各向同性的情況下視電阻率等于真電阻率。64、儀器和裝備必須有較高的靈敏度、較好的穩(wěn)定性、較強的抗干擾力、較高的輸入阻抗。直流電法儀（國內常用的有DDC-2B型電子自動補償儀、ZWD-2型直流數(shù)字電測儀、JD-2型自控電位儀、C-2微側深儀等），供電電極用的鐵棒，用作測量電極的銅棒，導線，線架及供電電源（小型發(fā)電機，45V乙型干電池）等。65、聯(lián)合剖面法是用兩個

35、三級裝置AMN和MNB聯(lián)合進行探測的一種電剖面方法，適合尋找產狀陡傾的層狀或脈狀低阻體或斷裂破碎帶及良導球狀礦體。66、在直立良導薄脈上，當電極A、M、N在良導薄脈左側且與之相距較遠時，薄脈對電流分布影響很小，jMN=j0，As=1；當、M、N逐漸移近良導薄脈時，薄脈向右“吸引”由A極發(fā)出的電流，使M、N間的電流密度增大，jMN>j0，As>1,曲線上升；隨著A、M、N繼續(xù)向右移動，良導薄脈對電流的“吸引”逐漸增強，致使As曲線繼續(xù)上升并達到極大值；當M、N靠近并越過脈頂時，薄脈向下“吸引”電流，使得M、N間電流密度反而減少，jMN<j0，As<1，曲線迅速下降；當A和

36、M、N分別在薄板兩側移動時，絕大部分電流被“吸引”到薄脈中去，造成M、N間的電流密度更小，As曲線出現(xiàn)一段平緩的低值帶；當A、M、N都越過脈頂后，隨著電極的右移，“吸引”作用逐漸減弱，jMN逐漸增大，As曲線開始上升；A、M、N繼續(xù)右移遠離低阻脈時，薄脈對電流的“吸引”十分微弱，因而對電流的畸變作用可以忽略不計，jMNj0，As逐漸趨于1。用同樣的方法可以分析Bs曲線，由于A、M、N自左向右移動時與M、N、B自右向左移動時視電阻率曲線的變化規(guī)律相同，因此只需將As曲線繞薄脈轉動180°即可得Bs曲線。67、當?shù)刭|體傾角小于90度時，兩條s曲線是不對稱的，這是由于傾斜的低阻薄脈向下吸引

37、電流，使得傾斜方向上的s曲線普遍下降所致。由于曲線不對稱，正交點也略向傾斜方向位移；小極距反映淺部情況，大極距反映深部情況，若大小極距的低阻正交點位置重合說明地質體直立，若其有位移說明地質體傾斜。68、接地電阻就是電流由接地裝置流入大地再經大地流向另一接地體或向遠處擴散所遇到的電阻，它包括接地線和接地體本身的電阻、接地體與大地電阻之間的接觸電阻以及兩接地體之間大地的電阻或接地體到無限遠處的大地電阻。69、中間梯度法是利用兩個異性點電源電場，采用供電極距很大，測量電極距相對很小，“一線布置，多線測量”的觀測方式的一種電法勘探。在供電極距中部1/3-1/2的范圍內電場強度變化小，電流基本與地表平行

38、，呈現(xiàn)出均勻場的特點，中間梯度法由此而得名。與其他電剖面法相比，中間梯度法效率高很多，且主要用于尋找產狀陡傾的高阻薄脈，如石英脈，偉晶巖脈。70、電測深法包括電阻率測深和激發(fā)極化測深，它是在地面的一個測深點上（即MN極的中點），通過逐次加大供電極距，測量相應極距的視電阻率S值，研究這個測深點下巖層垂向分布情況。在AB極距離短時，電流分布淺，S曲線主要反映淺層情況；AB極距大時，電流分布深，S曲線主要反映深部地層的影響。S曲線是繪在以AB/2和S為坐標的雙對數(shù)坐標紙上，當?shù)叵聨r層界面平緩不超過20°時，可用電測深量板進行定量解釋，推斷各層的厚度、深度。電測深法在水文地質、工程地質和煤田

39、地質工作中應用較多。71、充電法是在地面上、坑道內或者鉆孔中已經揭露的良導體上直接連通電源，觀測其電場分布特征和規(guī)律以解決某些地質問題的一種電法勘探方法。充電法主要用于圈定礦體的范圍及傾向；解決相鄰兩露頭的礦體在深部是否相連的問題；在已知礦體附近找盲礦體；追蹤地下金屬管線。 72、自然電場法是通過研究自然電場在地面的分布規(guī)律來解決地質問題的一種電法勘探方法。自然電場的成因主要有：電子導體與圍巖溶液間的電化學作用；巖石中地下水運移的電動效應；巖石中不同濃度溶液離子的擴散作用。73、自然電場法所用的主要儀器設備與電阻率法相同，所不同的是不需要電源和供電電極，且測量電極不是銅棒，而是不極化電極，其目

40、的是減少兩電極間的極差。目前用的是將銅棒放在盛有飽和硫酸銅溶液的素瓷罐中，通過由素瓷罐滲透的硫酸銅溶液的離子來導電的。采用這種電極能避免電極與土壤中水溶液接觸而產生的極化作用，以及兩極間極化電位差對測量結果的影響，使測量值只與自然電場的電位差有關。74、激發(fā)極化法（激電發(fā)）是以地下巖礦石在人工電場作用下發(fā)生物理和化學效應（激發(fā)極化效應）的差異為基礎的一種電法勘探方法，有直流（時間域）激發(fā)極化法和交流（頻率域）激發(fā)極化法兩種。在直流激發(fā)極化法中，用極化率表示巖礦石的激發(fā)極化特性，（T，t）=U2（t）/U（T）×100%，其中U（T）為供電T時刻后測量電極MN間的總場電位差，U2（t）

41、為斷電t時刻后MN間的二次場電位差。在交流激發(fā)極化法中，則用頻散率P表示巖礦石的激發(fā)極化特性，P=（Uf1-Uf2）/Uf2×100%，其中Uf1、Uf2分別表示超低頻段上的兩個頻率（低頻f1和高頻f2）所對應的總場電位差振幅。在實際工作中，地下介質的極化并不均勻且各向異性，此時按極化率和頻散率計算的值是電場有效作用范圍內各種巖礦石的極化率和頻散率的綜合影響值，稱為視極化率s或視頻散率Ps。75、激發(fā)極化法適合尋找致密狀金屬礦體；還能尋找電法難以發(fā)現(xiàn)的侵染狀礦體；根據異常的明顯程度，可區(qū)分異常是電子導體引起的還是離子導體引起的。76、電磁法是以地殼中巖礦石的導電性導磁性和介電性差異為

42、基礎通過觀測和研究人工的或天然的交變電磁場的分布來尋找礦產資源或解決其他地質問題的一類電法勘探。77、探地雷達又稱透地雷達、地質雷達，是用頻率介于106-109Hz的無線電波來確定地下介質分布的一種無損探測方法。探地雷達方法是通過發(fā)射天線向地下發(fā)射高頻電磁波，通過接收天線接收反射回地面的電磁波，電磁波在地下介質中傳播時遇到存在電性差異的分界面時發(fā)生反射，根據接收到的電磁波的波形、振幅強度和時間的變化等特征推斷地下介質的空間位置、結構、形態(tài)和埋藏深度。在壩體滲漏探測，檢測各種材料的組成，確定金屬或非金屬管道、線纜、混凝土中的鋼筋及其他埋件的位置，檢測不同巖層的深度和厚度方面有重要應用。78、高密

43、度電法的基本原理與傳統(tǒng)的電阻率法完全相同，不同的是在觀測中設置了較高密度的測點，現(xiàn)場測量時，只需將全部電極布置在一定間隔的測點上，然后進行觀測。由于使用電極數(shù)量多，而且電極之間可以自由組合，這樣可以提供更多的地電信息，使電法勘探能像地震勘探一樣使用覆蓋式的測量方式。與常規(guī)電法相比，高密度電法具有以下優(yōu)點：(1)電極布設一次性完成，減少了因電極設置引起的干擾和由此帶來的測量誤差；(2)能有效地進行多種電極排列方式的測量，從而可以獲得較豐富的關于地電結構狀態(tài)的地質信息；(3)數(shù)據的采集和收錄全部實現(xiàn)了自動化，不僅采集速度快，而且避免了由于人工操作所引起的誤差和錯誤；(4)可以實現(xiàn)資料的現(xiàn)場實時處理

44、和脫機處理，大大提高了電阻率法的智能化程度。79、瞬變電磁法是利用不接地回線或接地線源向地下發(fā)射一次脈沖磁場，在一次脈沖磁場間歇期間利用線圈或接地電極觀測地下介質中引起的二次感應渦流場，從而探測介質電阻率的一種方法?？刹槊骱刭|如巖溶洞穴與通道、煤礦采空區(qū)、深部不規(guī)則水體等。80、大地電磁測深是通過觀測天然變化的電磁場水平分量，將電磁場信號轉換成視電阻率曲線和相位曲線，然后反演求得各地層的電阻率和厚度值。81、可控源音頻大地電磁法是電磁法的一種，它的主要特點是用人工控制的場源做頻率測深。采用人工場源可以克服天然場源信號微弱的缺點，但是波的非平面波特性決定了處理資料時的復雜性。82、甚低頻法是

45、一種被動源電磁法，它是利用海軍潛艇通訊電臺所發(fā)射的，頻率為1525kHz的電磁波作為場源，通過觀測總場橢圓極化傾角和偏心率(有時也測量總場的虛、實分量或H、H)來了解地下地質體的分布情況。該方法的實質是利用電磁波在傳播過程中遇到導體或磁性感應體時，該導體在一次場的激發(fā)下而產生感應（二次）電流，從而引起感應二次場，二次場與一次場合成后，改變了一次場的振幅、方向和相位，形成了橢圓極化場。研究和測定這種引起一次場的畸變的橢圓極化場參數(shù)特性，就能反映地下導體或磁性感應體的實際存在，這就是地面甚低頻電磁法的基本原理?？捎糜趯ふ夜腆w礦產、巖溶，地下暗河、斷層、含水破碎帶、巖層界線等。83、核磁共振找水方法

46、是利用核磁共振技術探測地下水的一種新的地球物理方法，是目前唯一的直接找水的心方法。水中氫原子核（質子）具有核子順磁性，用一定的方法使地下水中氫原子核形成宏觀的磁矩，這一宏觀磁矩在地磁場中產生旋進運動，氫原子核有其進動頻率，用線圈（框）拾取宏觀磁矩進動產生的自由感應衰減信號即可探測地下水的存在。84、地震勘探是利用地下介質的波阻抗差異，通過觀測和分析地層對人工激發(fā)地震波的響應，推斷地下巖層的性質和形態(tài)的一類地球物理勘探方法。根據波的類型可分為縱波勘探和橫波勘探等，根據工作環(huán)境的差別可分為地面地震勘探、海洋地震勘探和地震測井三類。85、地震勘探能查明復雜的儲油氣構造和含煤構造，還可以確定地下含水層，追索斷裂帶，可間接尋找鋁土、砂金、鐵、磷、鈾等。與其他物探方法相比，地震勘探具有勘探深度較大，分辨率較高，解釋結果較直觀單一等特點。86、在地球巖層內部傳播的地震波叫地震體波