电法勘探专题考查题

1、1、 阐述激发极化法中等效电阻率的基本原理，分别设计两个二维极化体模型（低阻高极化、高阻低极化），采用等效电阻率方法计算视极化率，并绘制极化率断面图和视电阻率断面图。基本原理：设均匀体极化大地的电阻率为，极化率为。当在地面用点电源A（+I）和B(-I)向地下供电时，则在地面M和N点之间产生的一次场电位差已知为： (1.1)电阻率为，式中当供电时间T，极化场达稳定状态时，M和N点之间的总场电位差为： (1.2)此时 (1.3)，称为等效电阻率或极化电阻率。根据极化率定义：；由以上关系可以写出： （1.3） (1.4)于是 （1.5） （1.6）通常把利用代替一次场中的去求解体极化总场的方法称为“

2、等效电阻率法”。模型断面图：低阻高极化：视电阻率：视极化率：高阻低极化：视电阻率：视极化率：2、 井中激发极化法包括哪几种方法，其各自的特点是什么，建立一个二维盲矿体模型，分别用井地、地井、井井以及地面激发极化法，进行正演模拟，分别比较计算结果。1）地表-井中IP方法：地-井方式的基本特点在于，它利用钻孔是测量电极MN接近矿体，因而能是观测到的矿体激电异常大大增加。同时，它又能通过把A极布置在不同位置上而改变矿体的极化方向和强度。由于A的位置不同，井旁盲矿的极化方向和强度也就各不相同，因而各方位上测得的激电异常曲线形态和强弱也就不一样，利用这种差异就可以推断井旁盲矿体相对于钻孔所在的方位。2）

3、井中-地表IP方法：井-地方式是将A极置于井内某一选定的深度上，B极在地面“无穷远”处，测量电极MN布置在地面并沿测线进行测量。 在井-地方式中常用刷子电极作为A极，将它放到钻孔的某一位置上进行充电。“无穷远”B极至测区的距离必须足够大，并使“无穷远”极至井的连线垂直与测线。当井旁存在矿体时，“无穷远”B极应布置在远离矿体的方向上，否则B极的电场将对测量结果产生影响，从而造成解释上的误差，并降低勘探深度和勘探范围。3）井中-井中IP方法：单井井-井方式是将供电装置和测量装置同时放入一个钻空中，因此它只需一个钻孔就能进行工作。单井井-井方式包括激发极化测井、大电极距三极梯度排列、偶极体度排列、中

4、间梯度排列等测量方法。 双井井-井方式需要同时具有两个钻孔才能进行工作，其排列方式较多，归纳起来大致可分为：固定单极供电移动双极测量，固定双极供电移动双极测量，中间梯度排列，双极供电和双极测量等深同步移动四种。模型结果：地井选一段作图：视电阻率图：视极化率图：井地选一段作图：视电阻率图：视极化率图：井井选一段作图：视电阻率图：视极化率图：根据以上测量模型曲线图可以看出地井模型看上去能较好的反映地下盲矿体的位置。对于井井模型，当激发电极在矿体的上方时，极大值为与矿体的上方；对于井地模型，极大值始终位于矿体的左侧，而在矿体上方对应的是极小值。3、 试述激发极化法在金属矿勘探中的应用现状及存在问题

5、由于激发极化法具有对金属矿体特别是浸染状的金属矿体均能显示明显异常，而且异常受地形起伏的干扰较其他电测方法为小等优点，所以其在国内外发展较为迅速，成为寻找金属矿产的一种行之有效的物探方法，并在国内外金属矿区得到广泛应用。激发极化法的种类较多，但是根据激发极化场的理论性质和基本工作方法，可分为直流激发极化法和交流激发极化法两类。直流激发极化法为我国当前生产中采用的主要方法。但是，在野外勘探中仍存在许多需要特别注意的问题：供电回路和测量回路间存在电容耦合和电感耦合；充放电频率大小的选择；在不同地质情况下装置类型的选择；供电电流的控制；观测数据的质量问题。4、 频域电磁法和时间域电磁法的各种特点是什

6、么，有何异同1）频率域电磁场的基本特点在频率域电磁法中常用的电磁场是谐变场。其中场强、电流密度以及其他量均按余弦或正弦规律变化, 如 这里和为初始相位。借助于交流电的发射装置, 在地中及空气中建立谐变场。激发方式一般有接地式的和感应式两种。 除这两种场外, 随着供电电源频率的不同, 在地中还产生另一种起因的电场: 超低频率时产生激发极化场; 超高频率时产生位移电流场。如果地下介质不均匀, 则在覆盖层、围岩及局部导体中均能产生涡旋电场, 其电流密度大小取决于各地质体的电阻率, 即由欧姆定律决定。除涡旋电场外, 被电流线穿过的电阻率分界面上还将产生积累电荷并在具有不同磁导率的分界面上产生感应磁荷。

7、这些也是电磁法的异常源。交变电磁场的第二种激发方式是在地表敷设通有交变电流的不接地回线或者多匝的小型发射线圈磁偶极子。在回线或线圈周围产生交变一次磁场,由它激发地中的二次电磁场。感应激发方式多半用于接地条件较差的地区, 这时可彻底摆脱接地的困难。发射源的一次磁场和地中二次磁场叠加在一起形成总合磁场。地中二次电、磁场的频率与激发它们的一次电、磁场的频率相同, 且它们之间有相位移。相位移的出现是与地下介质的电阻性和电感性发生联系的。由于一次场和二次场在观测点上的空间取向不同, 所以这两种场的合成结果必然形成椭圆。总磁场( 或总电场)矢量端点随时间变化的轨迹为椭圆的场叫做椭圆极化场。2）时间域电磁场

8、的基本特点 时间域电磁法中的瞬变场, 是指那些在阶跃变化电流作用下, 地中产生的过渡过程的感应电磁场。因为这一过渡过程的场具有瞬时变化的特点, 故取名为瞬变场。与谐变场情况一样,其激发方式也有接地式和感应式两种。在阶跃电流( 通电或断电) 的强大变化磁场作用下, 良导介质内产生涡旋的交变电磁场, 其结构和频谱在时间与空间上均连续地发生变化。瞬变电磁场状态的基本参数是时间。这一时间依赖于岩石的导电性和收-发距。在近区的高阻岩石中, 瞬变场的建立和消失很快( 几十到几百毫秒) ; 而在良导地层中, 这一过程变得缓慢。在远区这一过程可持续到几秒到几十秒, 而在较厚的导电地质体中可延续到一分钟或更长。

9、由此可见, 研究瞬变电磁场随时间的变化规律, 可探测具有不同导电性的地层分布(各层的纵向电导或地层总的纵向电导) 。也可以发现地下赋存的较大的良导矿体。相同点：从理论上讲，频率域电磁法和时间域电磁法都是电磁感应方法，都是利用介电与电磁波相互作用来进行勘探的勘探方法。他们的理论依据都是法拉第电磁感应定律，场源在导电的地球内部感生电流，测量者电流的电磁特性，可以得到地下电导率的分布信息。因此，其原理和实质是相同的，两者的结果可以通过傅里叶变换来转换。不同点：频率域电磁法与时间域电磁法之间的主要差异是在方法技术上和地质效果上，例如所使用的源不同，观测的参数不同，频率域电磁法属于相对测量，而时间域电磁

10、法属于绝点测量。所以时间域电磁法具有较高的异常能力和信噪比。另外，时间域电磁法是通过改变观测时间来达到测深的目的，观测的是各种频率的电磁波与介质相互作用的总和；而频率域电磁法是根据不同频率的电磁波有不同的趋附深度，通过改变频率来达到测深的目的，观测到的是介质与某个频率的电磁波相互作用的结果。5、 详述CSAMT的基本原理，分析近场效应产生的原因基本原理：这种方法使用接地导线或不接地回线为场源，在波区测量相互正交的点、磁场切向分量，并计算卡尼亚电阻率，以保留AMT法的一些数据解释方法。近场效应产生的原因：，或时，叫近区响应。电场E的水平分量在近区直接正比于地下电阻率，并且与频率无关；磁场H与电阻

11、率和频率二者均无关。E和H与频率无关叫做测深曲线的饱合部分。阻抗与频率无关的事实指出，阻抗的数据不再是测深。因此，在近区进行CSAMT测量是有问题的。除非只是根据电场数据来计算视电阻率。而且，近区视电阻率是r的函数，因为E和H分别按和衰减 。区测量的实际结果是与直流电阻率测深相类似，测量结果和穿透深度，由排列的几何参数决定。所以在真正的近区最好是不测H只测E，就象在标准电阻率法和激发极化法中那样，改变排列的几何尺求来改变测深深度。6、 在实际勘探中，如何确定CSAMT的最小收发距在CSAMT测量中，收发距是以趋肤深度为标准来确定，若已知测区大地平均电阻率和最小工作频率，可根据图下图估计大小。确

12、定最小收发距的列线图7、 分别建立H型和K型地电模型，改变相关参数（电阻率及厚度、埋深等），绘制测深曲线，分析MT对低阻层和高阻层的分辨能力，并试着总结相关的规律H型：K型：比较H型与K型结果曲线图可知，MT方法对低阻层的分辨能力比对高阻层的分辨能力强。8、 频域电磁法的静态位移产生机理是什么？如何识别校正静态效应？采用二维模拟软件，分别建立高阻和低阻静态体模型，改变模型相关参数，绘制电阻率测深曲线及断面等值线图，分析总结静态位移特征。产生机理：一般，它主要是由于近地表的电性横向不均匀性或地形起伏引起的，并且可能在某种程度上影响所有的电场测量。在不均匀体的界面上，所有穿过边界的场和位都是连续的

13、，只有电感应强度的法向分量不连续： 此处qs为物体表面的面电荷密度, 利用D=E 根据，并假定频率依从关系为e-iwt， 得到： 在准静态情况下 这个表面电荷密度是很小的，然而它对电场的作用却不可忽略，它是所谓静态位移的物理原因。 静态效应的识别： 根据静态效应的特点，在双对数坐标系中，受静态影响的测点曲线与不受静态影响的曲线形态不变，结合地下电性连续变化的特点，将观测点的全部频点的视电阻率值看成是一组数据系列，同样参考点的全部频点所对应的视电阻率值也是一组数据系列，将这两组数据进行相关匹配，求取两者之间的互相关系数，认为如果曲线形态相同或者相近，则它们的互相关系数大，说明这是由静态效应引起数

14、据偏移，予以校正；反之，相关系数小，则判定为时由异常引起的反映地下电性的真实数据。一般选取临近测点且有明显数值差异的视电阻率数据，或者是通过其他手段获得的区域背景视电阻率值数据作为参考数据。由静态效应的特征，相位曲线形态不同，电阻率曲线形态不同，必是异常；相位曲线形态相似，电阻率曲线形态不同时异常体，电阻率曲线形态相似则是静态体。9、 什么是张量阻抗，为什么要引进张量阻抗，试推导二维介质任意坐标系下各张量阻抗的表达式，什么是倾子，它有何意义？1） 张量阻抗：在各向异性或二维、三维介质中，导电率是一张量。这时电场强度E与电流密度j之间的关系由下式给出： 其中等为张量导电率的元素。由上式可见，j与

15、E的方向不在相同，但磁场强度的方向总与J的方向垂直，由此导致电场强度的方向不在与磁场方向垂直。这时，水平电磁场分量之间关系变为由下式描述 写成矩阵形式为： 其中【Z】称为张量阻抗。2） 引入张量阻抗的原因：迄今为止，讨论过的介质都是一维的，即介质的电性只在一个方向有变化，具体地说只沿垂向方向有变化，而沿水平方向是均匀的。但实际的地质体，一般来说，电性可能沿两个方向或三个方向都有变化。我们把电性在两个方向都变化的地质体称为二维介质。把电性在三个方向都变化的地质体称为三维介质。对二维介质，通常认为在垂向和一个水平方向电性发生变化，而另一个水平方向电性不变化。把这个电性不变化的方向称为二维介质的走向

16、方向。在直角坐标中，一般z表示垂向方向，x表示走向方向（对二维介质）。这就是说，对二维介质，在z和y方向电性发生变化。对三维介质，在z、x和y三个方向电性都发生变化。在非一维情况下，标量阻抗已不再适用，将要引入张量阻抗的概念。3） 推导二维介质任意坐标系下各张量阻抗的表达式设以x,y,z表示任意方位直角坐标系中三个坐标轴的方向，它与地质体走向x1,y1,z1之间的对应关系为：z和z1重合都铅垂向下，水平坐标轴x,y相对x1,y1顺时针旋转了角，则旋转后坐标系中的电磁场分量可用原电磁场分量表示成： （1）上式可以写成矩阵形式为： （2）当然对于磁场强度也有： 其中【v】称旋转矩阵，由上两式可得到

17、： (4)由于【v】是正交矩阵，故有： 因此可有： （3）把带入（2）式中得： 在把（4）的下半式带入上式得： 将的值带入上式得到： 其中： 注意：上式中的为坐标系与走向一致时的阻抗，为任意方向时的阻抗，上式给出了两种坐标系中阻抗的转换关系。3） 倾子：在三维模型大地电磁场场分量有这样一个关系 4） 倾子的意义：联系垂直磁场与水平磁场之间的复系数线性关系。10、 地表有低阻层或高祖层覆盖，对勘探目标有何影响？分别用大地电磁一维和二维模型举例说明（需要进行数值模拟） 由以下四个模型可以进行对比看出：低阻覆盖和高阻覆盖比较成图时低阻覆盖较好，能比较准确的描绘出地下异常的位置。高阻时，根据图可以看出

18、，可能由于屏蔽效应，所以地下低阻体呈现的并不是很好。特别根据二维正演可以发现，高阻覆盖时出现了一点点假值。而由于低阻覆盖，电流分散，所以地下低阻体呈现的范围较大。一维模型：二维模型：低阻覆盖：高阻覆盖：11、 谈谈电磁法的发展现状，通过该课程的学习，你对电磁法的认识及对该课程的学习心得和建议发展现状： 近20多年来，为了适应国民经济建设和科学发展的需要，各种电磁技术的研究和应用都得到前所未有的高速发展，新的技术不断出现。据不完全统计，现在我国正在研究和应用的地球电磁技术有近20种，如大地电磁（包括MT、CEMAP等）、可控源音频大地电磁（CSAMT）、瞬变电磁（TEM）、电阻率成像（DC）、激发极化（IP/SIP）、探地雷达（GPR）、核磁（NMR）、地磁测深（GDS）、磁剖面（MV）、自然电位（SP）、井间、井地电磁（LOGGING）、网式电磁（NET-WORK_MT）等等。世界上已有的或者新发展起来的技术，我国几乎都在进行研究并投入应用。我国所进行的电磁法勘探工作量是世界上最大的，仅以油气电磁勘探为例，每年的工作量比世界上其他所有国家工作量之和还要大很多。在解释技术方面 ,一维反演和二维电阻率成像是较成熟、 实用的方法 ,仍是目前的主要常用解释手段。二维