地球物理勘探概论(刘天佑)习题解答

1、地球物理勘探概论（刘天佑）习题解答1、外生矿床是指在地球表层由外生成矿作用形成的矿床, 是在岩石圈表层与水圈、大气圈及生物圈的相互作用下 ，成矿物质经过迁移和富集形成的 。内生矿床是由内生成矿作用形成的矿床，内生矿床既可由岩浆作用形成，也可由气化热液作用形成，主要包括三大类：岩浆矿床、伟晶岩矿床、气化热液矿床。变质矿床是指早期形成的矿床或岩石，受到新的温度、压力、构造变动或热水溶液等因素的影响，即遭受变质作用，使其物质成分、结构、构造、形态、产状发生剧烈变化所形成的矿床。2、煤的密度范围主要分布在1.2-1.7g/cm-3,相对较低;表土、粘土密度范围主要分布在1.0-2.0 g/cm-3，密

2、度较低；砂岩、页岩密度范围主要分布在2.0-2.8g/cm-3，密度偏低；橄榄岩、玄武岩、辉长岩、花岗岩、大理岩等大部分岩矿石密度范围主要分布于2.5-3.5g/cm-3；各种铁矿、铜矿密度范围主要分布在4.5-5.2 g/cm-3，密度较大；锰矿、钙矿密度很大，多分布于5.0-6.0 g/cm-3。研究表明，决定岩矿石密度的主要因素为：组成岩石的各种矿物成分及其含量；岩石中孔隙度大小及孔隙中的充填物成分；岩石所承受得压力。3、自然界中，绝大多数矿物属顺磁性与抗磁性。例如：橄榄石、辉石、云母属于顺磁性；而石英、正长石、方解石、石墨属于抗磁性。自然界中不存在纯铁磁性矿物，最重要的磁性矿物当推铁-

3、钛氧化物。沉积岩的磁性一般较弱，主要决定于副矿物的含量和成分；火成岩的磁性一般较强，且具体明显的天然剩磁；变质岩的磁性主要与其原岩有关。岩石的磁性是由所含磁性矿物的类型、含量、颗粒大小与结构，以及温度、压力等因素决定。4、金属导体的导电性十分好，其电阻率值很低，一般10-6·m；大多数金属矿物属于半导体，其电阻率通常分布在10-6-106m；绝大多数造岩矿物（如辉石、长石、云母、方解石、角闪石、石榴子石等）在导电机制上属于固体电解质，电阻率很高，一般大于106m。岩矿石的电阻率与其组成矿物的成分和结构、所含水、温度、压力等因素有关。绝大多数造岩矿物的相对介电常数不超过10-11，然而

4、一些氧化物、硫化物和碳酸盐的r值可达20-170。5、沉积岩速度较小，一般为1500-6000m/s；变质岩的速度变化范围大，一般为3500-6500m/s；火成岩速度大于沉积岩和变质岩，一般多为4500-8000m/s。沉积岩中疏松岩石波速一般分布在1500-2500m/s，而致密岩石波速多分布于1800-4000m/s。岩石的孔隙度增大，密度就会变小，速度也要降低；埋藏深、时代老的岩石要比埋藏浅、时代新的岩石速度大。地表附近岩石受风化作用而变得疏松，波在其中的传播速度很低，一般为400-1000m/s，这种地带称为低速带。6、重力勘探是测量与围岩有密度差异的地质体在其周围引起的重力异常以确

5、定这些地质体存在的空间位置大小和形状从而对工作地区的地质构造和矿产分布情况作出判断的一种地球物理勘探方法。7、地球周围具有重力作用的空间称为重力场。在重力场中，单位质量质点所具有的能量称为此点的重力位。地球重力位由地球质量引起的引力位和地球自转产生的离心力位两部分组成。重力位是点P 的空间坐标的标量函数，它的梯度是重力；重力位对某一方向的导数就等于重力在这个方向上的分量；地球外部一点的引力位满足拉普拉斯方程，地球内部一点的引力位满足泊松方程。8、在重力场中的某点单位质量的质点所具有的重量，称为此点的重力场强度,单位N /kg，其数值g=f/m。重力加速度是一个物体受重力作用的情况下所具有的加速

6、度，用g表示。从数值来说，重力场强度和重力加速度相同；从物理概念来说，前者是力，后者是加速度。9、SI制中重力的单位为m/s2;它的百万分之一称为一个重力单位，简写为g.u.。在CGS制（厘米·克·秒）中，重力的单位为Gal（伽），它的千分之一为mGal（毫伽），百万分之一为Gal（微伽）。其单位换算关系为：1m/s2=106g.u.；1Gal=104g.u.；1Gal=1cm/s2。10、把地球近似地看作表面光滑，内部质量分布均匀，赤道半径略大于极半径的旋转椭球体，这样规则化以后与之相对应的重力场称为正常重力场。正常重力场强度是纬度和高度的函数，随着纬度的增加和高度的降低

7、而增大。当测点和总基点间纬向距离变化不大时，正常重力场的变化约为g=-0.812sin2·D(毫伽)，式中为测区的平均纬度，D为测点与总基点的纬向距离，单位km。随高度变化的规律是g =-0.308h(毫伽)，式中h为测点与总基点的高程差，单位米，高于基点为正，反之为负。11、在日、月引潮力的作用下，固体地球产生的周期性形变的现象称为固体潮。月球和太阳对地球的引力不但可以引起地球表面流体的潮汐（如海潮、大气潮），还能引起地球固体部分的周期性形变。12、重力异常是由于地球质量分布不规则造成的重力场中各点的重力矢量g和正常重力矢量的数量之差；也可定义为重力异常g就是剩余质量m产生的附加引

8、力位W沿铅垂方向的偏导数。13、拉科斯特（LCR）重力仪测量重力场的基本原理：当重力发生变化时，重力仪的平衡体发生偏转，这时通过可旋转测微器来带动底部水平杠杆向上或向下倾斜，通过垂直杠杆使上部水平杠杆发生偏移，从而带动主弹簧上端点发生位移，使平衡体重新回到水平零点位置。拉科斯特重力仪就是采用补偿法通过测度机构来进行重力场变化的测量。14、重力测量精度以能反映探测对象引起的最小异常为准则，一般以最小探测对象引起的最大异常的13-14为宜。比例尺及测网应根据工作任务、探测对象的规模及异常特征而定，测线应垂直或大致垂直于探测对象的走向。15、地面上任意一点的重力值都由四种因素决定，它们是该点的纬度、

9、周围地形、固体潮及岩矿石的密度变化。消除自然地形引起的重力变化需要进行三项校正，即地形校正、中间层校正和高度校正；消除正常重力对测量结果的影响还须进行正常场校正。16、地形校正是为了消除测点周围地形起伏产生的重力影响所进行的校正。其办法是除去测点所在水准面以上的多余物质，并将水准面以下空缺的部分用物质填补起来；校正后的重力值就相当于观测点周围完全是平坦地形的重力值。由于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直分量是向上的，引起仪器读书减小；测点所在水准面以下的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，其垂向分量也是向上的，使仪器读数减小。可见地形影

10、响恒为负，故其校正值恒为正。17、中间层校正是指重力值经过地形校正后，观测点之下与校正点（例如相应的大地水准面上一点）之上还存在着水平的中间层质量，要排除这一层对校正点上重力值的影响就需要进行中间层校正。校正后位于校正点的重力值相当于该点周围平坦而且其上方无“质量”情形下的重力值。中间层校正值g中g.u.=-0.419g.cm-3hm，中间层密度=2.67g/cm3。18、经过地形校正和中间层校正之后，测点与大地水准面或基准面之间还存在一个高度差H，消除由于测点与大地水准面存在高差H所造成的重力影响的方法为高度校正。高度校正值g高g.u.=3.086hm。19、高度校正和中间层校正都与测点高程

11、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。20、自由空间异常是指地球自然表面上的实测重力值(g测)，经过高度改正归算到大地水准面以后，再减去正常重力值得到的重力差，它是研究地壳均衡现象的重要资料。21、布格重力异常是重力仪的观测结果(g测)，经过纬度改正(g纬)、地形改正(g形)、中间层改正(g中)和高度改正(g高)以后，再减去正常重力值（）后所得到的重力差(g= g测- g高- g中- g纬- g形-)，布格重力异常资料是重力勘探的基础资料。22、依据地壳均衡假说计算的异常称为重力均衡异常，其公式为gc=gB+gc。23、重力异常等值线平面图用“+”和“-”号的圈闭来表示重

12、力高和重力低的部分，等值线由各重力相同的点相连而成，反映了测区内重力异常的位置、特征、走向及分布范围；由一组大致平行且沿一定方向延伸的密集等值线所表达的异常分布为重力梯度带。24、区域异常是由分布较广的中、深部地质因素所引起的重力异常；其特征是幅值较大、范围较广、水平梯度较小。局部异常是指相对区域因素而言范围有限的研究对象引起的范围和幅度较小的异常；其特征是分布范围较小、重力梯度变化大。区域异常和局部异常是相对而言的，没有绝对的划分标准，应视研究的问题而定。25、划分重力区域异常与局部异常的常用方法主要有平均场法和趋势分析法。平均场法是在一定剖面或平面范围内把区域异常视为线性变化，因而该范围内

13、的重力异常平均值可作为其中心点处的区域异常值，且求平均异常时所选用的范围应当大于局部异常的范围。趋势分析法是用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这一区域异常，即获得测区内的局部异常。26、根据观测平面或剖面上的重力异常值计算高于或低于此平面或剖面上的异常值的过程称为向上或向下延拓，即重力异常的解释延拓。向上延拓有利于相对突出深部异常特征；向下延拓相对突出的浅部异常。27、高次导数法是将布格重力异常换算成它的高次导数以进行研究的方法。不同形状地质体的重力异常导数具有不同的特征，这有助于对异常的解释和分类；重力异常的导数可以突出浅而小

14、的地质体的异常特征而压制区域性深部地质因素的重力异常干扰；重力高阶导数可以将几个相互靠近、埋藏深度相差不大的相邻地质体引起的叠加异常分离出来。28、重力场正演是指已知重力场场源的密度、形状、大小、产状等要素，求取场源外部重力场的分布和变化规律的过程。重力场反演是指已知重力场的分布和变化，求取该场对应的场源的密度、形状、大小、产状等要素的过程。由于地球物理场固有的等效性；观测数据的离散和有限；以及观测场包含的误差和其他场源的影响，导致了地球物理反演结果的不惟一，这就是反演的多解性。29、平面上球体的重力异常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，圆的中心即异常中心在地面的投影位置；

15、剖面图类似于正态分布的图形，X为横轴，g为纵轴，当X=0时， g有最大值，当X时，g0。 如果重力等值线图出现同心圆，说明地下可能是球状或形状类似的囊状巢状矿体；如果等值线出现近似于平行排列，且中间异常值最大，两边异常值小，说明地下可能是类似于水平圆柱体矿体，如扁豆状矿体，两翼较陡的长轴背斜及向斜，大型人工管道等；如果等值线图成一簇近于平行排列且一边等值线值高另一边低，在异常体处线最密集，说明地下可能是铅锤台阶状矿体。30、水平圆柱体重力异常平面图上等值线与圆柱体线呈互相平行，中间值大两边值小；而球体平面图上异常等值线呈一簇同心圆。剖面图两者类似，球体最大值处相对较陡，圆柱体的相对较缓。31、

16、台阶重力异常平面图为一系列与台阶铅垂面和地面交线平行的等值线，其中从另一侧向台阶一侧重力异常值不断增大。剖面图为以x为横轴g为纵轴，x时，g取得最小值，g =0；在x=0时，g=G（H-h）；当x+时，g取得最大值，g=2G（H-h）。32、重力勘探方法的应用：地球深部构造及地壳结构研究，石油天然气勘探，矿产勘探，工程勘探。33、简单规则形体重力异常的正演图：球体，水平圆柱体，铅垂台阶，铅垂板状体、倾斜板状体。34、磁法勘探是通过观测和分析由岩石、矿石或其他探测对象磁性差异所引起的磁异常，进而研究地质构造和矿产资源或其他探测对象的分布规律的一种地球物理勘探方法。35、磁法勘探和重力勘探的比较：

17、就相对幅值而言，磁异常比重力异常大得多；重力异常反映的地质因素比较复杂，磁异常反映的地质因素却比较简单，只有各类磁铁矿床及富含铁磁性矿物的其他矿床和地质构造才能造成地磁场的明显变化；密度体只有一个质量中心，而磁性体则有两个磁性中心，且它们的相对位置因地而异，所以磁异常总是要比重力异常复杂得多。36、描述地球磁场大小和方向的物理量称作地磁要素。地磁要素包括地磁北向分量X，地磁东向分量Y，地磁垂直分量Z，地磁场总强度T，地磁场强度水平分量H，磁倾角I，磁偏角D。它们之间的关系为X=HcosD，Y=HsinD，Z=TsinI，H=TcosI，tanI=Z/H，tanD=Y/X，T=X+Y+Z，并可用

18、图表示出来。37、地球磁场由基本磁场、变化磁场和磁异常三部分组成。基本磁场（主磁场）由中心偶极子磁场和大陆磁场组成，来源地球内部，占主地球主要部分99%以上，主要由地核内电流对流形成，相对稳定，但存在缓慢变化。变化磁场占地磁场1%以下，是起源于地球外部并叠加在主磁场上的各种短期地磁变化，一类是连续出现有一定规律周期性的变化，另一类是偶然发生短暂而复杂的变化。磁异常主要指地壳浅部具有磁性的岩石或矿石所引起的局部磁场，它叠加在基本磁场之上，在消除各种短期磁场变化后，实测地磁场与作为正常磁场的主磁场间仍存在差异，这个差异就称为磁异常。38、主磁场随时间的缓慢变化称为磁场的长期变化，磁偏角、磁倾角和地

19、磁场强度都有长期变化。长期变化的主要特征是偶极子磁矩的衰减和非偶极子的西向漂移。39、磁暴即当太阳表面活动旺盛，特别是在太阳黑子极大期时，太阳表面辐射出大量高能量的质子和电子束形成电流冲击地球磁场，引起地球磁场的强度和方向发生急剧不规则变化，称为磁暴。地磁脉动是指地磁场的各种短周期变化，其周期范围一般为0.21000秒，振幅一般为百分之几到几十个纳特。地磁脉动可分为两大类：连续脉动，形状为正弦型或近似正弦型，振幅较稳定，持续时间可达数小时；不规则脉动，其振幅逐渐衰减，类似于阻尼振荡，可持续几分钟到几十分钟。40、T磁异常是指磁场总强度（实测磁场强度）模量与正常磁场强度模量的差值。当总磁异常强度

20、矢量Ta不大时，T值相当于总磁异常强度在正常地磁场方向的投影值。41、位于岩石圈中的地质体，处在约为0.5×10-4T的地球磁场作用下，它们受现代地磁场的磁化而具有的磁化强度叫感应磁化强度，用Mi表示。岩矿石在生成时，处于一定条件下，受当时的地磁场磁化，成岩后经历漫长的地质过程所保留下来的磁化强度称作天然剩余磁化强度，用Mr表示。岩石的总磁化强度M由感应磁化强度和剩余磁化强度组成，即M=Mi+Mr。42、沉积岩的磁化率比火山和变质岩的磁化率低几个数量级；在火山岩类的侵入岩中随着岩石的基性增强而磁性增大，基性岩的磁性最强，酸性岩磁性弱或无磁性，喷出岩与同类侵入岩有相近的磁性，但磁化率离

21、散性较大；变质岩的磁性决定与原岩的磁性及变质过程中矿物成分的变化，若原岩是花岗岩或沉积岩则变质后一般不显磁性，若原岩是基性喷出岩或侵入岩，则变质后的岩石一般都有中等磁性。 影响因素铁镁等暗色矿物含量的多少决定磁性的强弱，形成时间长短决定磁性的强弱，变质过程中的成分变化决定磁性的强弱。43、在地磁场中，岩矿石由炽热的岩浆通过它的居里点冷却到正常地表温度所获得的磁性，称为热剩余磁化强度。即当熔岩的温度大于500度时，熔岩中的矿物没有被磁化，在冷却过程中，当温度降低到450度以下时，某些磁性矿物按照当时的地磁场磁化，当熔岩完全冷却固结后该岩石保留了具有当时地磁场方向和磁化强度，称为热剩磁。在磁法勘探

22、中可用热剩磁来确定煤田火区 地热调查 考古与地磁学。在磁法勘探中可用热剩磁来确定煤田火区、地热调查 、古与地磁学。44、质子磁力仪工作原理：激发静态质子使其磁矩按一定方向排列，然后切断激发磁场，利用质子在地磁场内的拉莫尔进动效应测量磁场。氢质子旋进的角速度与磁场的大小成正比，又因为=2，由此可知只要能准确测量出质子的旋进频率就可计算出地磁场场强度值。当没有外界磁场作用于含氢液体时，其中质子磁矩无规则的任意指向，不显现宏观磁矩；若垂直于地磁场T的方向，加一强人工磁场H0，则样品中的质子磁矩将按H0方向排列起来，此过程称为极化；然后切断磁场H0，则地磁场对质子有p×T的力矩作用，试图将质

23、子拉回到地磁场方向；由于质子自旋，因而在力矩作用下，质子磁矩p将绕着地磁场T的方向作旋进运动，叫做拉莫尔旋进。45、有效磁化强度Ms为总磁化强度M在观测剖面的投影（分量）；水平磁化强度MH为总磁化强度M在水平面的投影（分量）；有效磁化倾角is为有效磁化强度Ms与OX轴的夹角；A为Mx与MH间的夹角；磁化倾角I表示M与水平面的夹角。可用图示表示出它们之间的关系。46、均匀磁化球体的磁场与一个位于球心的磁偶极子的磁场类似。我国处在中纬度地区，受地磁场倾斜磁化，球体的T平面等值线总是由正、负两部分组成，负极小值出现在正值的北面，正、负异常构成一个整体，球心位于极大值和极小值之间的某个位置。剖面上曲线

24、一般不对称，其两侧出现负值，且在Ms所指的方位上出现负极小值，而在Ms的反方向偏离原点的某处出现极大值；只有在东西剖面上，由于两磁极的投影都位于坐标原点，T曲线才变得对称。47、定性画出有效磁化倾角为0°、30°、45°、90°的水平圆柱体T磁异常的剖面曲线。48、区分并画出下延无限板状体与下延有限板状体磁异常特征。49、化到地磁极是种将斜磁化T或Za磁异常换算为各种垂直磁化磁异常的磁场换算方法。斜磁化磁异常比较复杂，采用化到地磁极，异常直观简单，较易于解释；换算后的二次导数异常，有利于反映磁性体的浅部特征；因此将化到地磁极同其他几种异常结合起来进行推断

25、，可以提高地质解释的效果。50、重磁异常的导数可以突出浅而小的地质体的异常特征而压制区域性深部地质因素的影响，在一定程度上可以划分不同深度和不同大小异常源产生的叠加异常，且导数的次数越高，这种分辨能力就越强。51、斜交磁化是指板的侧面与磁化强度斜交时的磁化；顺层磁化是指磁化倾角与板状体的倾角一致时的磁化；垂直磁化是指磁化倾角与板状体的倾角垂直时的磁化。52、磁测在固体矿产勘查中的作用主要是直接找矿和间接找矿。磁测寻找磁铁矿床的效果举世公认，最为明显；间接找矿主要是用磁测查找在空间上或成因上与成矿有关的地层、构造、岩浆岩、蚀变岩石、矿化带等控矿因素。大多数沉积岩几乎都是无磁性的，而下伏火成岩和基

26、岩通常是弱磁性的，根据磁性资料确定了基岩的深度，也就确定了沉积物的厚度，因基底面起伏能在上覆沉积岩中形成有利于油气聚集的构造起伏，确定基岩的起伏能为油气勘探提供有用资料。在许多煤盆地中，燃烧过的煤层上方有强磁异常。磁法勘探也可用于寻找沉船、水雷，探测水下潜艇等。53、古地磁学是板块学说赖以建立的三大支柱之一。在相当长的地质时期中，地磁场具有轴向地心偶极子场的特征，因此利用岩石剩余磁化强度的方向可以计算得到古地磁极的位置，且同一时间地球就只有一个地磁极，而现代各大陆之间在磁极上的明显不整合表明大陆之间发生过平移或旋转。视极移路线是研究大陆漂移的重要依据，从视极移曲线不仅可以了解大陆的移动和移动的

27、方向，还可以从各个大陆的视极移路线了解它们之间原生的相互关系以及分离漂移的时代。54、威尔逊利用地幔对流和海底扩张假说全面地说明了大陆漂移的机制，海底条带状磁异常的发现和解释，对海底扩张假说是有力的支持，地磁极性翻转定量解释了海洋条带状异常和海底扩张假说。55、居里点也称居里温度或磁性转变点，是指材料在铁磁体和顺磁体之间改变的温度。低于居里点温度时该物质成为铁磁体，此时和材料有关的磁场很难改变；当温度高于居里点温度时，该物质成为顺磁体，磁体的磁场很容易随周围磁场的改变而改变。居里等温面是指磁性岩石在地温的作用下失去铁磁性而变为顺磁性的等温度面，它反映岩石圈的热状态而非地质构造面，也可作为岩石圈

28、磁性层的底界面，也就是实质上磁测的最大勘探深度。56、电法勘探是根据地壳中各类岩石或矿体的电磁学性质（ 如导电性、导磁性、介电性）和电化学特性的差异，通过对人工或天然电场、电磁场或电化学场的空间分布规律和时间特性的观测和研究，寻找不同类型有用矿床和查明地质构造及解决地质问题的地球物理勘探方法。电法勘探按照其本身性质分为传导类电法勘探和感应类电法勘探两大类；根据观测空间又可分为航空电法，地面电法和井中电法三大类；根据场源可以分为主动场源法和被动场源法。57、岩矿的电阻率是描述岩矿石导电性能的一个参数，数值上等于电流垂直通过单位立方体截面时，该导体所呈现的电阻。岩矿石的电阻率值越大，导电性差越差，

29、反之导电性越好矿物成分、含量及结构：金属矿物含量越高，电阻率越低，浸染状>细脉状；岩矿石的孔隙度、湿度：孔隙度越大，含水量越多，电阻率越低，风化带、破碎带的含水量高电阻率低；水溶液矿化度：矿化度越高，电阻率越低；温度：温度越高，溶解度越高，离子活性越高，电阻率越低，结冰时，电阻率升高；压力：压力越高，孔隙度减少，电阻率升高，超过压力极限，岩石破碎，电阻率下降；构造层的影响：层状构造岩石的电阻率，则具有非各向同性，即沿层理方向的电阻率小于垂直沿层理方向的电阻率。58、设大地水平且与不导电的空气接触，介质充满整个地下半空间，且电阻率在介质中处处相等，称这样的介质模型为均匀各向同性半空间。无穷

30、远极：指联合剖面法中置于相对无穷远处的供电电极C。通常把“无穷远”极布置在垂直于测线的方向上，距最近测线五倍以上的电极距处，这样布置“无穷远”极的目的是为了消除“趋于无穷远”的C极对观测结果的影响。点电源：当供电电极的大小比它与观测点的距离小得多时，可以把两个供电电极看成两个“点”，故又将它们称为“点电源”。59、一个点电源的电场：设地面无限水平，地面以下充满电阻率为的各向同性导电介质，当点电源A在地表向地下供入电流I时，地中电流线的分布便以A为中心向周围呈辐射状，距离A点为R的M点的电位为U=I/2R，电场强度为E=I/2R2，可见地中点源电流场的电流密度、电位和电场强度均与供电电流I成正比

31、，而U与R 成反比，j及E与R的平方成反比。两个异性点电源的电场：设点电源A和B相距2L，分别以+I和-I向地下供电，根据叠加原理可以写出A和B两电极在M点的电位U=（I/2）·（1/AM-1/BM）；可见越靠近电极，电位变化越快，即在A电极附近电位迅速增高，在B电极附近电位迅速降低，在AB中间1/3 1/2地段电位变化较缓，在AB中点电位为零；由于电场强度等于电位负梯度，故在靠近电极处电位曲线变化大的地方，电场强度的绝对值也大，在AB中间1/3 1/2地段电场强度变化也不大。60、在电法勘探中，地下电流实际上起着传递深部信息的作用，流入地下深处的电流越多，反映到地面上的深部信息就越

32、强，对探测深部地质情况就越有利。当用两个电极向地下供电时，研究A和B连线的中垂面上深度为h的某点M处的电流密度jh和地表A和B中点处的电流密度j0可以发现，jh/j0随半极距L的增大而增长，说明加大供电极距时，地表电流密度比地下电流密度衰减快，从而起了突出地下深部信息的作用，也就是说加大供电极距可以增大探测深度。61、在电法勘探中，人们是通过测量地表电场的分布来了解地下情况，地下矿体的存在和分布必须能引起地表电场有明显改变才能测出，因此人们总是希望有较多的电流流入地下，为此应适当选择电极距使所有了解的深度上电流密度最大，与此对应的电极距称为最佳电极距。均匀半无限介质情况下的最佳电极距为AB=2

33、h。62、装置系数是一个与各电极间的距离有关的物理量，在野外工作中由装置形式和极距来确定计算。地电断面是指根据地下地质体电阻率的差异而划分界限的断面。联合剖面法正交点和反交点：在直立良导薄脉顶部上方，As和Bs曲线相交，且在交点左侧As>Bs，右侧As<Bs,这种交点称为联合剖面法的正交点；高阻薄脉上的两条s曲线也有一个交点，交点左侧As<Bs，右侧As>Bs，这种交点称为联合剖面法的反交点。63、视电阻率s是在电场有效作用范围内各种地质体电阻率的综合影响值，公式表示为s=K*(VMN/I)）或s=（jMN·MN）/（j0·cos），jMN和MN分别

34、表示MN处的电流密度和电阻率，为MN处地形破角，j0为地表水平、地下为半无限均匀岩石条件下的电流密度。实际工作中地下介质往往呈各向异性非均匀分布，且地表也不水平，为了研究这种情况下的稳定电场故引入视电阻率的概念。在地表水平、地下介质均匀且各向同性的情况下视电阻率等于真电阻率。64、仪器和装备必须有较高的灵敏度、较好的稳定性、较强的抗干扰力、较高的输入阻抗。直流电法仪（国内常用的有DDC-2B型电子自动补偿仪、ZWD-2型直流数字电测仪、JD-2型自控电位仪、C-2微侧深仪等），供电电极用的铁棒，用作测量电极的铜棒，导线，线架及供电电源（小型发电机，45V乙型干电池）等。65、联合剖面法是用两个

35、三级装置AMN和MNB联合进行探测的一种电剖面方法，适合寻找产状陡倾的层状或脉状低阻体或断裂破碎带及良导球状矿体。66、在直立良导薄脉上，当电极A、M、N在良导薄脉左侧且与之相距较远时，薄脉对电流分布影响很小，jMN=j0，As=1；当、M、N逐渐移近良导薄脉时，薄脉向右“吸引”由A极发出的电流，使M、N间的电流密度增大，jMN>j0，As>1,曲线上升；随着A、M、N继续向右移动，良导薄脉对电流的“吸引”逐渐增强，致使As曲线继续上升并达到极大值；当M、N靠近并越过脉顶时，薄脉向下“吸引”电流，使得M、N间电流密度反而减少，jMN<j0，As<1，曲线迅速下降；当A和

36、M、N分别在薄板两侧移动时，绝大部分电流被“吸引”到薄脉中去，造成M、N间的电流密度更小，As曲线出现一段平缓的低值带；当A、M、N都越过脉顶后，随着电极的右移，“吸引”作用逐渐减弱，jMN逐渐增大，As曲线开始上升；A、M、N继续右移远离低阻脉时，薄脉对电流的“吸引”十分微弱，因而对电流的畸变作用可以忽略不计，jMNj0，As逐渐趋于1。用同样的方法可以分析Bs曲线，由于A、M、N自左向右移动时与M、N、B自右向左移动时视电阻率曲线的变化规律相同，因此只需将As曲线绕薄脉转动180°即可得Bs曲线。67、当地质体倾角小于90度时，两条s曲线是不对称的，这是由于倾斜的低阻薄脉向下吸引

37、电流，使得倾斜方向上的s曲线普遍下降所致。由于曲线不对称，正交点也略向倾斜方向位移；小极距反映浅部情况，大极距反映深部情况，若大小极距的低阻正交点位置重合说明地质体直立，若其有位移说明地质体倾斜。68、接地电阻就是电流由接地装置流入大地再经大地流向另一接地体或向远处扩散所遇到的电阻，它包括接地线和接地体本身的电阻、接地体与大地电阻之间的接触电阻以及两接地体之间大地的电阻或接地体到无限远处的大地电阻。69、中间梯度法是利用两个异性点电源电场，采用供电极距很大，测量电极距相对很小，“一线布置，多线测量”的观测方式的一种电法勘探。在供电极距中部1/3-1/2的范围内电场强度变化小，电流基本与地表平行

38、，呈现出均匀场的特点，中间梯度法由此而得名。与其他电剖面法相比，中间梯度法效率高很多，且主要用于寻找产状陡倾的高阻薄脉，如石英脉，伟晶岩脉。70、电测深法包括电阻率测深和激发极化测深，它是在地面的一个测深点上（即MN极的中点），通过逐次加大供电极距，测量相应极距的视电阻率S值，研究这个测深点下岩层垂向分布情况。在AB极距离短时，电流分布浅，S曲线主要反映浅层情况；AB极距大时，电流分布深，S曲线主要反映深部地层的影响。S曲线是绘在以AB/2和S为坐标的双对数坐标纸上，当地下岩层界面平缓不超过20°时，可用电测深量板进行定量解释，推断各层的厚度、深度。电测深法在水文地质、工程地质和煤田

39、地质工作中应用较多。71、充电法是在地面上、坑道内或者钻孔中已经揭露的良导体上直接连通电源，观测其电场分布特征和规律以解决某些地质问题的一种电法勘探方法。充电法主要用于圈定矿体的范围及倾向；解决相邻两露头的矿体在深部是否相连的问题；在已知矿体附近找盲矿体；追踪地下金属管线。 72、自然电场法是通过研究自然电场在地面的分布规律来解决地质问题的一种电法勘探方法。自然电场的成因主要有：电子导体与围岩溶液间的电化学作用；岩石中地下水运移的电动效应；岩石中不同浓度溶液离子的扩散作用。73、自然电场法所用的主要仪器设备与电阻率法相同，所不同的是不需要电源和供电电极，且测量电极不是铜棒，而是不极化电极，其目

40、的是减少两电极间的极差。目前用的是将铜棒放在盛有饱和硫酸铜溶液的素瓷罐中，通过由素瓷罐渗透的硫酸铜溶液的离子来导电的。采用这种电极能避免电极与土壤中水溶液接触而产生的极化作用，以及两极间极化电位差对测量结果的影响，使测量值只与自然电场的电位差有关。74、激发极化法（激电发）是以地下岩矿石在人工电场作用下发生物理和化学效应（激发极化效应）的差异为基础的一种电法勘探方法，有直流（时间域）激发极化法和交流（频率域）激发极化法两种。在直流激发极化法中，用极化率表示岩矿石的激发极化特性，（T，t）=U2（t）/U（T）×100%，其中U（T）为供电T时刻后测量电极MN间的总场电位差，U2（t）

41、为断电t时刻后MN间的二次场电位差。在交流激发极化法中，则用频散率P表示岩矿石的激发极化特性，P=（Uf1-Uf2）/Uf2×100%，其中Uf1、Uf2分别表示超低频段上的两个频率（低频f1和高频f2）所对应的总场电位差振幅。在实际工作中，地下介质的极化并不均匀且各向异性，此时按极化率和频散率计算的值是电场有效作用范围内各种岩矿石的极化率和频散率的综合影响值，称为视极化率s或视频散率Ps。75、激发极化法适合寻找致密状金属矿体；还能寻找电法难以发现的侵染状矿体；根据异常的明显程度，可区分异常是电子导体引起的还是离子导体引起的。76、电磁法是以地壳中岩矿石的导电性导磁性和介电性差异为

42、基础通过观测和研究人工的或天然的交变电磁场的分布来寻找矿产资源或解决其他地质问题的一类电法勘探。77、探地雷达又称透地雷达、地质雷达，是用频率介于106-109Hz的无线电波来确定地下介质分布的一种无损探测方法。探地雷达方法是通过发射天线向地下发射高频电磁波，通过接收天线接收反射回地面的电磁波，电磁波在地下介质中传播时遇到存在电性差异的分界面时发生反射，根据接收到的电磁波的波形、振幅强度和时间的变化等特征推断地下介质的空间位置、结构、形态和埋藏深度。在坝体渗漏探测，检测各种材料的组成，确定金属或非金属管道、线缆、混凝土中的钢筋及其他埋件的位置，检测不同岩层的深度和厚度方面有重要应用。78、高密

43、度电法的基本原理与传统的电阻率法完全相同，不同的是在观测中设置了较高密度的测点，现场测量时，只需将全部电极布置在一定间隔的测点上，然后进行观测。由于使用电极数量多，而且电极之间可以自由组合，这样可以提供更多的地电信息，使电法勘探能像地震勘探一样使用覆盖式的测量方式。与常规电法相比，高密度电法具有以下优点：(1)电极布设一次性完成，减少了因电极设置引起的干扰和由此带来的测量误差；(2)能有效地进行多种电极排列方式的测量，从而可以获得较丰富的关于地电结构状态的地质信息；(3)数据的采集和收录全部实现了自动化，不仅采集速度快，而且避免了由于人工操作所引起的误差和错误；(4)可以实现资料的现场实时处理

44、和脱机处理，大大提高了电阻率法的智能化程度。79、瞬变电磁法是利用不接地回线或接地线源向地下发射一次脉冲磁场，在一次脉冲磁场间歇期间利用线圈或接地电极观测地下介质中引起的二次感应涡流场，从而探测介质电阻率的一种方法。可查明含水地质如岩溶洞穴与通道、煤矿采空区、深部不规则水体等。80、大地电磁测深是通过观测天然变化的电磁场水平分量，将电磁场信号转换成视电阻率曲线和相位曲线，然后反演求得各地层的电阻率和厚度值。81、可控源音频大地电磁法是电磁法的一种，它的主要特点是用人工控制的场源做频率测深。采用人工场源可以克服天然场源信号微弱的缺点，但是波的非平面波特性决定了处理资料时的复杂性。82、甚低频法是

45、一种被动源电磁法，它是利用海军潜艇通讯电台所发射的，频率为1525kHz的电磁波作为场源，通过观测总场椭圆极化倾角和偏心率(有时也测量总场的虚、实分量或H、H)来了解地下地质体的分布情况。该方法的实质是利用电磁波在传播过程中遇到导体或磁性感应体时，该导体在一次场的激发下而产生感应（二次）电流，从而引起感应二次场，二次场与一次场合成后，改变了一次场的振幅、方向和相位，形成了椭圆极化场。研究和测定这种引起一次场的畸变的椭圆极化场参数特性，就能反映地下导体或磁性感应体的实际存在，这就是地面甚低频电磁法的基本原理。可用于寻找固体矿产、岩溶，地下暗河、断层、含水破碎带、岩层界线等。83、核磁共振找水方法

46、是利用核磁共振技术探测地下水的一种新的地球物理方法，是目前唯一的直接找水的心方法。水中氢原子核（质子）具有核子顺磁性，用一定的方法使地下水中氢原子核形成宏观的磁矩，这一宏观磁矩在地磁场中产生旋进运动，氢原子核有其进动频率，用线圈（框）拾取宏观磁矩进动产生的自由感应衰减信号即可探测地下水的存在。84、地震勘探是利用地下介质的波阻抗差异，通过观测和分析地层对人工激发地震波的响应，推断地下岩层的性质和形态的一类地球物理勘探方法。根据波的类型可分为纵波勘探和横波勘探等，根据工作环境的差别可分为地面地震勘探、海洋地震勘探和地震测井三类。85、地震勘探能查明复杂的储油气构造和含煤构造，还可以确定地下含水层，追索断裂带，可间接寻找铝土、砂金、铁、磷、铀等。与其他物探方法相比，地震勘探具有勘探深度较大，分辨率较高，解释结果较直观单一等特点。86、在地球岩层内部传播的地震波叫地震体波