影响岩石电阻率的因素.doc

1、影响岩石电阻率的因素
（1） 岩石电阻率与其成分和结构的关系：
岩石电阻率与组成岩石的矿物的电阻率、矿物的含量和矿物的分布有关。当岩石中含有良导电矿物时，矿物导电性能否对岩石电阻率的大小产生影响取决于良导矿物的分布状态和含量。如果岩石中的良导矿物颗粒彼此隔离地分布着，且良导矿物的体积含量不大，那么岩石的电阻率基本上与所含良导矿物无关，只有当良导矿物的体积含量较大时（大于30%），岩石电阻率才会随良导矿物体积含量的增大而逐渐降低。但是，如果良导矿物的电连通性较好，即使它们的体积含量并不大，岩石的电阻率也会随良导矿物含量的增加而急剧减小。
（2） 岩石电阻率与其含水性的关系
沉积岩主要依靠孔隙水溶液来传导电流，因此岩层中水的导电性质将直接影响沉积岩石的电阻率。在其它条件相同的情况下，岩层电阻率与岩石中水的电阻率成正比。影响水的导电性的主要因素是水中离子的浓度和温度。
（3） 岩石电阻率与其孔隙度和孔隙结构的关系
由于地下水只充填在岩石的孔隙空间之中，因而岩石电阻率不仅与岩石中水的电阻率有关，而且还与岩石的孔隙度和孔隙结构有关。岩石孔隙度的大小决定着岩石中水的含量，从而决定着岩石中离子的数量；岩石孔隙的结构（包括孔隙通道的截面积大小、弯曲程度以及连通程度等）则影响着离子的运动速度和参加运动的离子数量。
（4） 岩石电阻率与层理的关系
层理构造是大多数沉积岩和变质岩的典型特征，如砂岩、泥岩、片岩、板岩以及煤层等，它们均由很多薄层相互交替组成。这种岩石的电阻率具有明显的方向性，即沿层理方向和垂直层理方向岩石的导电性不同，称为岩石电阻率的各向异性。岩石电阻率的各向异性用各向异性系数l来表示，定义为
纵向电阻率横向电阻率
式中，代表垂直层理方向上的平均电阻率，称为横向电阻率；代表沿层理方向的平均电阻率，称为纵向电阻率（图1-1-1所示）。由于岩层横向电阻率始终大于纵向电阻率，所以岩石的各向异性系数总大于1。特别地，当时，则为各向同性介质。组成煤系的常见岩层中，石墨、炭质页岩组成的互层和无烟煤层的各向异性最明显，烟煤层或粘土质页岩则次之，其它岩层更次之。一般地，岩层与夹层的导电性差异越大，互层越频繁，岩石的各向异性越明显。
（5） 岩石电阻率与温度的关系
电子导电矿物，温度升高----电阻率升高; 离子导电矿物，温度升高----电阻率下降
（6） 岩石电阻率与压力的关系
岩石原生结构破坏是压力作用下岩石性质变化的主要原因，根据压力特征，这种破坏可能是岩石的压实，孔隙收缩，颗粒接触面积的增大，或是形成裂隙组，个别区域之间粘结性减小等等。
岩石电阻率与岩性的关系
高阻岩石：火成岩、碳酸盐岩石。碳酸盐岩石主要以纯化学方式沉淀生成。这类岩石的颗粒极细，粒间几乎没有孔隙，故其电阻率通常很高，可达5´103～104。然而，当碳酸盐岩石在外因作用下形成的裂隙或溶洞充水时，其电阻率将会明显降低。此外，如果碳酸盐岩石含有泥质，它的电阻率也会有所下降。
中阻岩石：砂—泥质岩石。砂—泥质岩石包括碎屑岩类和粘土岩类。碎屑岩由碎屑颗粒、胶结物、泥质及含水孔隙组成，与碳酸盐岩石相比，碎屑岩的孔隙度较大，孔隙结构较简单、规则。一般，碎屑岩的电阻率随其粒度的减小、分选性变好、泥质含量增高、胶结程度变差和孔隙中水含盐量的增大而降低。
砂岩电阻率在n～n´103之间变化。分选性差、颗粒粗、胶结程度高的致密砂岩电阻率高；反之，分选性好、颗粒细、胶结程度低的疏松砂岩电阻率相对较低。胶结物不同，砂岩电阻率也不同，钙质、硅质或铁质胶结的砂岩电阻率一般比泥质、粘土质胶结的砂岩电阻率高。砾岩由于颗粒粗、分选性差，故常具有比砂岩高的电阻率。
低阻岩石：粘土、页岩、泥岩等粘土类岩石以泥质颗粒的离子导电方式为主，因为泥质颗粒表面的电荷量基本相同，所以粘土、泥岩、页岩等的导电性比较稳定，它们的电阻率一般在1～n´10之间变化。其中，页岩比粘土和泥岩更致密，故其电阻率稍高。当砂岩或砾岩含有泥质时，由于增添了泥质的附加导电性，其电阻率也会降低。砂—泥质岩石电阻率由小到大的顺序是：泥岩或粘土—页岩—细砂岩或粉砂岩—中砂岩—粗砂岩—砾岩。
2、电测深曲线的等值性
理论上讲，一个地电断面对应的电测深曲线是唯一的，地电断面和电测深曲线之间存在一一对应的关系。然而，实际工作中，由于观测误差的存在，会出现地电断面虽不同，但观测曲线却位于误差范围以内的情况。换言之，同一条观测曲线，在误差范围以内，相应于一系列地电断面——等值性。由于等值性的存在，使电测深曲线的解释发生了困难，出现了多解性。因此，研究等值性不仅有重要的理论意义，而且有明显的实际价值。
为方便起见，下面以三层曲线为例对等值性加以说明。
S2等值：对H、A型曲线而言：当时，只要保持不变，不管的数值如何，就有可能保持等值，故称这种性质叫S2等值性。
T2等值：对K、Q型曲线而言：时，只要保持不变，不管的数值如何，就有可能保持等值，故称这种性质叫T2等值性。
3、 中间梯度法
1）装置特点：AB=(70~80)H H浮土厚度 MN=(1/30~1/50)AB
2）异常特点：① 由于高阻脉屏蔽明显，电流不易通过，被压入地表覆盖层，使得，出现明显的高异常。
② 低阻电流容易通过，只有表土中的电流会被向下吸引，使得，出现不明显的低异常。※ 中梯常常用来追索高阻陡立的岩脉
3）中梯特点:优点：① 最大限度地克服了供电电极附近电性不均匀体的影响，AB大，中间电流场均匀，移动AB的次数少。
② 的变化反映了MN电极附近地下电性的变化。③ 工作效率高。
缺点：AB移动时曲线不连续；每点的勘探深度略有变化。中间梯度法主要用来寻找陡倾的高阻体，如石英脉、伟晶岩脉等。
4、各种电剖面法应用范围和比较

探测的地电断面
优点
缺点
联合剖面法
陡立良导体
高阻岩脉
详测接触面
异常幅度大，分辨力强
异常曲线清晰
（比偶极好）
效率低
地形影响大
对称四极剖面法
（普查）构造、基岩起伏、厚岩层接触面
大，易读数
轻便、效率高
不均匀体、地形干扰小
不易发现陡立良导薄脉
异常幅度小
中间梯度法
陡立高阻脉、高阻体
详测接触面
不均匀体、地形干扰小
效率高
勘探深度小
不易发现陡立良导薄脉
偶极剖面法
良导体、陡立高阻脉
详测接触面
异常幅度大，灵敏
轻便、效率高
假异常大，不易分辨
不均匀、地形干扰大
费电
5、 高密度电阻率法概述
高密度电阻率法实际上是一种阵列勘探方法、野外测量时只需将全部电极(几十至上百根)置于测点上、然后利用程控电极转换开关和微机工程电测仪便可实现数据的决速和自动采集，当将测量结果送入微机后，还可对数据进行处理并结出关于地电断面分布的各种图示结果。显然，高密度电阻串勘探技术的运用与发展，使电法勘探的智能化程度大大向前迈进了一步。由于高密度电阻率法的上述构想，因此相对于常规电阻家法而言、它具有以下特点：
① 电极布设是一次完成的，这不仅减少了因电极设置而引起的故障和干扰，而且为野外数据的快速和自动测量奠定了基础。
② 能有效的进行多种电极排列方式的扫描测量，团而可以获得较丰富的关于地电断面结构特征的地质信息。
③ 野外数据采集实现了自动化或半自动化，不仅采集速度快，而且避免了由于手工操作所出现的错误。
④ 可以对资料进行预处理并显示剖面曲线形态，脱机处理后还可自动绘制和打印各种成果图件。
⑤ 与传统的电阻率法相比，成本低、效率高，信息丰富，解释方便。勘探能力显著提高。
6、卡尼亚电阻率
一般岩石: 亨利/米 E 毫伏/公里 H 伽玛
——— 卡尼亚电阻率
7、频率测深法的基本原理
频率测深法的场源既可采用接地的水平电偶极子，也可采用不接地的磁偶极子（水平线圈构成的垂立磁偶源）向地下输入不同频率的电磁场。测量时，既可用水平电偶极子测量电场分量，也可用垂直和水平线圈测量磁场分量和。由于电磁场的穿透深度随频率而变化，频率高穿透深度浅，只是反应浅部的信息，频率低穿透深度大，可以反映地球深部的信息。因此，研究不同频率的电磁场特性，就可以了解测点电性结构随深度的变化，达到测深的目的。
8、静态效应：
是指当近地表存在局部导电性不均匀体时，电流流过不均匀体表面而在其上形成“积累电荷”，由此产生一个与外电流场成正比(比例系数不随频率变化)的附加电场。它使实测的各个频率的观电阻率，相对于不存在局部不均匀体时变化一个常系数。从而使绘于双对数坐标系中的频率测深曲线，沿视电阻率轴(即纵轴)发生上下平移。当局部不均匀体为低阻体时，测深曲线向下平移；而若为高阻体，则向上平移。故通常称静态效应为静态位移或静位移。
相位曲线却仍保持不变。
9、CSAMT的特点
优点：①使用可控制的人工场源，它的信号强度比天然场要大得多，因此可在较强干扰区的矿区及外围或在城市及城郊开展工作。
②测量参数为电场与磁场的比值，减少了外来的随机干扰，并减少地形的影响。
③基于电磁波的趋肤深度原理，利用改变频率而非改变几何尺寸进行不同深度的电测深，大大提高了工作效率，减轻了劳动强度，一次发射，可同时完成7个点的电磁测深。
④勘探深度范围大，可达1～2ｋｍ(不同仪器系统的探测深度不同)。
⑤横向分辨率高，可灵敏地发现断层。
⑥由于接收机在接收电场的同时还要接收磁场，因此高阻屏蔽作用小,可穿透高阻层。
缺点：
① 静态效应(地表电性不均匀会影响到深部的测量结果)：通过空间滤波软件可减小静态效应的影响。
② 近场效应：通过加大发射与接收间的距离(ｒ)和近场改正软件，进行校正。
10、TEM与频率域方法对比
频率域：优点：理论成熟，正反演解释经验丰富；仪器方面：窄带放大，信噪比高；GDP等仪器工作效率高。
缺点：静电效应；近场区、中区校正复杂；纪录点问题；受侧向影响大；分辨能力差。CSAMT对大地耦合对薄导电层
TEM：优点：观测纯二次场，消除了频率域中装置耦合噪声；其噪声源主要来自外界。对导电围岩覆盖层分辨率高。
对大地：对薄导电层：;在高阻围岩条件下，地形引起的假异常小；重叠回线提高了对地质体的横向分辨率。
缺点：不能完整地记录曲线；曲线首支畸变
11、探地雷达（Ground Penetrating Radar GPR）
基本原理：地质雷达由发射部分和接收部分组成。发射部分由产生高频脉冲波的发射机和向外辐射电磁波的天线(Tx)组成。通过发射天线电磁波以60°～90°的波束角向地下发射高频电磁波（106～109Hz），电磁波在传播途中遇到电性分界面产生反射。反射波被设置在某一固定位置的接收天线（Rx）接收，与此同时接收天线还接收到沿岩层表层传播的直达波，反射波和直达波同时被接收机记录或在终端将两种被显示出来。
探地雷达的应用：80年代以来。由于电子技术与数字处理技术的发展、使探地雷达的分辨率与探测深度大大提高、探地雷达已在工程地质勘察、灾害地质调查、地基基础施工质量检测、考古调查、管线探测、公路工程质量检测等多个领域中得到了广泛应用。
12、交变电流场中的岩矿石激发极化现象
在交变电流激发下，电场随频率而变化，称为频率域激电效应。

1）幅频曲线特点
激电效应增强；时，总场电位差趋于饱和值。
说明：（幅频特性与时间特性的关系）
激电效应的形成和衰减伴随着电化学反应，需要一定的时间，交变电流f越低电流单向持续时间T=1/2f越长，因此激电效应（二次场）越强，叠加结果，总场越大。
；相反： 激电二次场趋于零。
2）相频曲线
各频率的相移都是负值（电位差相位落后于供电电流相位），当f很低时，；在某个中等值时，；时，
说明：
①激电效应的等效面阻抗具有容抗性质，故电位差相位滞后于电流。
②很高时，激电效应趋于零，总场等于一次场，
③很低时，相当于长时间单向供电，激发极化达饱和，
3）规律
①不同岩石具有不同的频率特征；
②在时间域充放电快的岩矿石具有高频特征：在比较高的频率上总场幅值才衰减得快，并取得相位极值，大。
③在时间域充放电慢的岩矿石具有低频特征：在比较低的频率上总场幅值迅速衰减，并取得相位极值，小。
4）频率特性与时间特性的关系
在直流下： 取
在交流下：谐变电流，取
在电法勘探实践中，大地的导电和激电效应通常可足够近似看作线性和“时不变”的。
经推导可得：

式中：s为复变量
当时，就是复电阻率
表明：若已知直流电阻率的时间特性（充放电过程），便可计算交流激电的频率特性（幅频特性和相频特性）。反之，也一样。
结论：直流激电（时间域）观测和交流激电（频率域）观测，本质上是一致的，在数学意义上是等效的，差别主要在技术上。
13、变频激电法——交流激电中应用最早
1）变频激电法的观测参数
在超低频段（0.01～100Hz）内的两个频率上观测；在电流强度I相同时，观测低频和高频的和
视频散率：

当和间隔越大，值越大，当和时

2）解释原则
实际工作中，不可能有，，时间域，不同装置及地电条件下激电效应引起的与异常的空间分布形态近似相同。

所以变频激电法解释方法与直流激电法一致。
3）频率域激电法与时间域激电法技术差异
时间域IP ：观测，信号微弱、接收机宽通带，抗干扰能力差，为提高信噪比，加大电流，仪器装置笨重。
频率域IP：观测，因指定，抗干扰能力强。变频激电所用电流可比时间域减少十倍。
5.4.3 相位激电法
变频激电法应用最早，原因是仪器制造容易。
缺点：在和观测，野外测量不变，效率低。要求I稳定，高频段电磁耦合往往严重。
1）相位激电法的观测参数
观测MN之间的电位差相对于供电电位的相位移；
因为： ， K常数
所以：就是的相位角，随变
记为：，
说明
① 激电效应引起的相位移属于“纯异常”
② 一定，激电效应越强，相位移（绝对值）越大，反之越小。
③ 没有其他干扰时，相位激电只需在一个适当的频率上作观测。
2）解释原则
①相位与频散率的关系：通常和间隔不大（很少超过十倍）
式中
说明：频散率近似正比于处对数对频率的一阶导数。而在某的相位，近似与该频率处幅值对数的一阶导数成正比。所以，近似正比于相位。
② 解释原则：用或异常的推断方法来解释。
14、 频谱激电法——复电阻率法
前两种方法优点：①只在少数几个频率上观测，仪器简单。②野外生产效率高。
前两种方法缺点：①提供信息量少，往往不能满足电磁耦合校正和评价激电异常。②目前的相位仪器很难精确测定相位。
发展为在相当宽的频率范围内测量复电阻率频谱的频谱激电法。
1）复频谱法：美国Zonge公司研制。用传统装置，观测0.01～110Hz内若干频率上的复电祖率实分量和虚分量，在复平面上绘制复频谱曲线。（对实、虚分量对最低频的实分量进行归一化）。

由复频谱曲线可计算任意给定的频率域参数。
如：相位移 和频散率
① 原点o到点连线与实轴夹角就是
② 连线的长度就是的幅值（归一化）

视频散率:

围岩的复频谱有三种类型：
① A型：虚分量随频率升高而降低。
反映了强烈蚀变，如黄铁矿在内的硫化物矿化，石墨和某些粘土。
② B型：虚分量为常数。
反映为中等蚀变，与低黄铁矿、混合矿物环境有关。
③ C型：虚分量随频率升高而降低。
弱蚀变（无矿化），冲击区，新鲜火成岩、灰岩区。

2）振幅—相位频谱法
加拿大凤凰公司研制：
在（Hz）频段上测量复电祖率（振幅）和相位离散频谱，并建立了一套观测处理系统。
3）复电阻率法
① 用偶极—偶极装置测量，多极距断面测量；
② 可得到视电阻率、视极化率、相位等多参数；
③ 二维反演得到多个参数的断面图。

复习
0 绪论：电法勘探定义、分类、发展
1 电法勘探理论基础1）影响岩石电阻率的因素。2）两个异性点电流源的电流场：勘探深度、勘探体积。3）视电阻率的基本概念、影响因素。4）视电阻率定性分析公式。
2 电阻率法
2.1 电测深法1）电测深法基本原理2）理论曲线类型、性质3）电测深曲线的等值性S T4）野外工作方法技术：固定MN法、电极极化不稳5）复杂条件下的电测深曲线： 直立界面曲线特征 6）定性解释 地形影响、高阻屏蔽影响电性标志层、断层构造在电测深资料上的反映。7）定量解释：45°上升尾支渐近线
2.2 电剖面法1）剖面法基本原理。2）直立界面的联剖曲线3）良导薄脉上的联剖视电阻率曲线及影响因素。4）复合对称四极法的特点。5）偶极剖面、联剖、对称四极三种剖面法的对比。6）中间梯度法特点
2.3 高密度电阻率法特点
2.4 电阻率法仪器 一般要求
3 电磁法勘探
3.1 基础理论1）交变电磁场中岩矿石的电学性质2）趋肤深度
3.2 大地电磁测深法1）地球的天然电磁场2）平面电磁波的波阻抗3）卡尼亚电阻率4）大地电磁测深理论曲线性质5）S H等值性6）S线特点
3.3 频率电磁测深法1）传播途径2）水平极化3）波区、S区4）有效穿透深度5）视电阻率的概念6）曲线特征
3.4 CSAMT1）工作方法2）静态效应
3.5 瞬变电磁测深1）烟圈效应2）视电阻率理论曲线特征3）工作装置
4 探地雷达1）基本原理2）主要应用
5 其它电法勘探
5.1 充电法1）充电法的原理和工作条件。2）充电法有几种野外观测方法，各种方法的优缺点。3）导体的充电法异常有何特点？4）如何用充电法测定地下水的流向、流速？
5.2 自然电场法1）自然电场形成的原因。2）不极化电极3）主要应用
5.3 激发极化法1）激发极化效应2）影响视极化率的主要因素3）电磁耦合干扰4）衰减时、充电率、偏离度
5.4 频谱激电法1）交变场中岩矿石的激电现象2）变频激电法原理3）相位激电法原理4）频谱激电法5）各种激电法的特点。