【电法勘探综述15000字】

电法勘探综述1.电阻率法电阻率法是导电勘探方法之一。它利用各种岩石(矿石)之间的电导率差异，通过观察和研究与这些差异相关的自然电场或人工电场的分布规律，达到寻找地下地质构造或寻找矿产资源的目的。（1）电阻率法的理论基础1）电阻率岩石(矿物)之间电阻率的差异是电阻率法的物理前提。电阻率是描述物质导电性的电参数。从物理学上，我们已经知道导体电阻率的公式是：其中:为导体的电阻率(ωm)；r为导体电阻(ω)；s为导体长度(m)；是垂直于电流方向的导体横截面积(m2)。显然，当电流垂直通过单位立方体的横截面时，电阻率在数值上等于导体的电阻。岩石(矿石)的电阻率值越大，其导电性越差；相反，导电性越好。2）电阻率公式及视电阻率在电阻率法的工作中，通常在地面上任意两点的供电电极A和B供电，通过在另外两点的测量电极M和N来测量电位差，如图3-1所示。用四极器测量均匀各向同性半空间电阻率的基本公式如下：图3-1任意四极装置示意图采用小极距四极仪测量岩石露头是获得岩石电阻率的一种方法，称为露头法。此外，岩石的电阻率也可以通过电测井或试样测量得到。()式是在假定地表为水平，地下介质为均匀各向同性的条件下推导出来的。在实际应用中，地下介质往往是各向异性和不均匀的，地表也不是水平的，因此有必要研究这种情况下的稳定电场。首先，需要介绍“地电剖面”的概念。所谓地电剖面是指用岩土体电阻率差除以的剖面。这些边界可能与地质体和地视界的边界一致，也可能不一致。如图3-2所示，地电剖面上存在两种地层，呈倾斜接触，分别具有电阻率和。和电阻率为0的透镜体(阴影部分)。将电施加到地面并进行测量，根据公式()可以获得“电阻率”值。但是，它既不是，也不是和，而是与这三者都相关的物理量。用符号表示，称为视电阻率，即式中:为视电阻率(Ω•m)。图3-2四极装置建立的电场在地电断面中的分布图视电阻率本质上是电场有效范围内各种地质体电阻率的综合影响值。虽然公式()和公式()的等号右端形式完全相同，但左端和是两个完全不同的概念。只有当地下介质是均匀各向同性的，并且是等效的。从图3-2还可以看出，在图3-2(a)所示的情况下，除了地层，地层对视电阻率值也有相当大的影响，透镜体的影响很小。在图3-2(b)所示的情况下，地层的影响减小，透镜体的影响相当大。因此不难理解，影响视电阻率的因素有:电极装置的类型和电极距离；测量点位置；电场有效范围内各质量的电阻率；质体在各个地方的分布，包括形状、大小、厚度、埋藏深度、相互位置等。。3）电阻率法的实质在地表示平、在地下岩矿电导率分布不均匀的情况下，对于极小测量电极距离的梯度装置，MN范围内的电场强度和电流密度可视为常数。视电阻率的微分形式推导如下：其中，jMN和j0分别为MN和表层半无限均匀岩石的电流密度(A/m2);(为MN(ωm)时的电阻率;为MN()处的地形坡角。上式为起伏地形条件下视电阻率的微分表达式。适用条件是测量电极距离MN较小。显然，如果地面是水平的，地下只存在导电性不均匀的地质体，则上述公式可简化为：上述两个公式常用于视电阻率曲线的定性分析。三个不同的地电剖面如图3-3所示。如果使用相同极距的四极装置，在地表测量视电阻率会得到不同的观测结果。图3-3(a)中，地下为均匀各向同性的单一岩层，电阻率为。此时测得的视电阻率等于岩石的真电阻率。图3-3(b)显示，围岩中有一个良好的导电矿体(图中阴影部分)，电阻率≤100。良好导电矿体的存在改变了均匀岩石中电场的分布，电流向导体汇聚。使表面测量电极附近岩石的电流密度jMN小于均匀岩石的正常电流密度j0，即上式中的比值。由图3-3(b)=可知，此时的视电阻率小于均匀围岩的真电阻率。由图3-3(c)可知，在电阻率为的围岩中，存在局部隆起的高阻基岩(图中阴影部分)，其电阻率为>。高阻基岩将电流推向地面，使测量电极附近的岩石中电流密度m和n较均匀岩石条件下增加。式中比值为=，则为图3-3(c)>条件下地面测得的视电阻率。。图3-3视电阻率与地电断面性质的关系图（2）电阻率法的仪器及装备根据式（)，电阻率测量仪的任务是测量电位差δδVMN和电流I，为了适应现场条件，仪器不仅要有高灵敏度、良好的稳定性和较强的抗干扰能力，还要有高输入阻抗，以克服测量电极打入地面所产生的“接地电阻”对测量结果的影响。目前国内常用的DC电气仪表有DDC-28电子自动补偿仪、ZWD-2DC数字电气仪表、JD-2自控电位器、C-2微声仪表、LZSD-C自动DC数字电气仪表、MIR-IB多功能DC电气仪表以及近年出现的高密度电气仪表。电阻率法的其他设备包括用作电源电极的铁棒、用作测量电极的铜棒、导线、线轴和电源(45VB干电池或小型发电机)。（3）电剖面法电剖面法是电阻率法的一个主要类别，它使用恒定的电源极距，使整个或部分设备沿观测剖面移动，逐点测量视电阻率。由于供电极之间的距离是恒定的，所以检测深度可以保持在同一范围内，因此可以认为电剖面法知道了一定深度范围内不同电性物质沿剖面方向的分布情况。根据电极的不同排列，电剖面法有许多变化。目前常用的有联合剖面法、对称剖面法和中间梯度法。1）联合剖面法联合仿形方法是一种电仿形方法，它使用两个三极器件AMN∞和MNB来联合检测。所谓三极器件，是指电源电极放置在无穷远处的器件。如图3-4所示，四个电极a、m、n、b位于同一条测量线上，以m和n之间的中点为测量点，AO=BO，mo=No.电极c是两个三极器件的公共无穷大极，一般铺设在测线的垂线上，与测线的距离是AO的5倍以上。操作时，A、M、N、B四个电极一起沿测量线移动，保持电极间距离不变。工作中可以按公式（)分别求视电阻率：式中：、分别为A、C极和B、C极处测得的视电阻率（Ω·m）；KA、KB分别为AMN∞装置和∞MNB装置的装置系数，KA=KB=；、分别为A、C极和B、C极处的电位差（V)。图3-4联合剖面法装置示意图组合剖面法主要用于寻找层状或脉状低阻体或陡倾断裂带。当供电极之间的距离大于这些地质体的宽度时，可以认为是细的脉冲状良导体。因此，我们主要分析良导体薄矿脉的节理剖面和曲线特征。在实际工作中，由于C极放置在无穷远处，其在M和N处的电场产生的电位差可以忽略不计，所以联合剖面法的电场属于点电源领域。图3-5为直立良导体薄矿脉上的节理剖面法观测结果。在图中，m和n是电位测量点，Ai和Bi分别是第I个AMN∞装置和装置的电源电极点。先分析一下曲线。①当电极a、m和n位于良导体细静脉的左侧并远离良导体时，薄板对电流分布几乎没有影响，因为而jMN=j0。因为，有=(曲线上的点1)。②时,M和N逐渐接近良导体的薄脉,薄脉冲发出的电流极吸引,这就增加了M和N之间的电流密度,即JMN>j₀,所以曲线(曲线2)上升。③随着A、M、N继续向右移动，良导体细脉对电流的吸引力逐渐增大，使曲线继续上升，达到最大值(曲线上的点3)。④当m和n接近并穿过矿脉顶部时，薄矿脉向下吸引电流，使m和n之间的电流密度反而减小，即jmn<j0，并开始迅速下降。当A、M、N在薄板两侧移动时，大部分电流被吸引到薄矿脉上。由于细脉的屏蔽作用，M和N之间的电流密度较小，所以曲线中出现平缓的低值带(曲线上靠近点4的一小段)。⑤当A、M、N都越过脉冲顶部时，低阻脉冲向左吸引电流。随着电极向右移动，吸引力逐渐减弱，因此jMN逐渐增加，曲线上升(曲线上的点5)。⑥a，m，n继续向右移动。当它们远离低电阻脉冲时，薄脉冲对电流的吸引非常弱，因此对电流的失真效应可以忽略。jMN≈j0，所以曲线逐渐趋向a(曲线上的点6)。曲线可以用同样的方法分析。由于A、M、N的视电阻率曲线从左向右移动，M、N、B从右向左移动，所以只需将曲线绕薄矿脉旋转180°即可得到曲线。从图3-5可以看出，良导体垂直细脉顶部上方，与曲线相交，在交点的左、>、右、<处。该交点称为接头轮廓曲线的“正交点”。在正交点的两翼，两条曲线明显张开，一条达到最大，一条达到最小，形成明显的水平“8”字形特征。图3-5直立良导体薄脉上联合剖面曲线分析1-正交点；2-良导薄脉；3-电极电流线图3-6是垂直高阻薄矿脉上方的节理剖面曲线。可见高阻细脉上的两条曲线也有交点。交点的左侧<，右侧>正好与低阻细脉的情况相反，所以称为“反交点”。实际上，接头轮廓曲线的反交点并不明显，靠近曲线，呈现出高阻峰，交点两侧靠近曲线，没有明显的十字“8”字。这是因为对于高电阻的薄脉冲，无论M和N在哪边，数值都会降低。比如对于曲线，当A、M、N在细脉冲左侧时，高阻细脉冲向左“排斥”电流，所以数值减小；当m和n位于薄矿脉顶部时，最大值出现是因为a极发出的电流被“排斥”到地表；当m和n到达细脉右侧，a还在左侧时，由于高阻体“排斥”电流(起高阻屏蔽作用)，数值降到最小；a、m、n的值都在高阻细脉冲的右侧，然后随着电极排列的右移而略微上升，然后下降，直到趋于。可以看出，虽然联合剖面法在垂直高阻薄矿脉上存在异常，但其效果不如垂直低阻薄矿脉，其效率低于对高阻薄矿脉同样有效的其他电剖面法。因此，一般不采用联合剖面法寻找高阻地质体。图3-6直立高阻薄脉上联合剖面模型试验曲线图图3-7是不同倾角下良导体细脉的模型实验曲线。从图中可以看出，当倾角小于90°时，两条曲线不对称。这是由于倾斜的低阻薄矿脉向下吸引电流时，曲线在倾斜方向普遍下降。由于曲线的不对称，正交点也在倾斜方向上稍微偏移。图3-7不同倾角良导体薄脉上的联合剖面曲线图在实际工作中，地质体的倾角可以通过不同极距的节理剖面曲线交点的位移来判断。极距小反映浅的情况，极距大反映深的情况，如图3-8所示。如果大、小极距的低阻正交点位置重合，则地质体直立[图3-8(b)]；如果大极距偏离小极距低阻的正交点，地质体是倾斜的[图3-8(a)]。图3-8不同极距对比曲线同构造的关系图1-表土层;2-断层；3-高阻石英岩2）中间梯度法中间梯度法的示意图如图3-9所示。图中器件的电源电极距离很大，通常是覆盖层厚度的7080倍。测量电极距离MN比AB小很多，一般选择Mn=()ab。在工作中，保持a和b固定，而m和n在a和b中间大约()ab的范围内移动，逐点测量，测点为MN的中点。中间梯度法的电场属于两个相对点电源的电场。〜)AB中部电场强度(即电位负梯度)变化不大，电流基本平行于地表，呈现均匀场的特征。这就是中间梯度法名称的由来。中间梯度法不仅在A-B连接线中间电场均匀，而且在A-B连接线AB范围内的测量线中间电场均匀。因此，不仅可以移动电极a和b所在的测量线上的m和n个极点，而且可以移动连接线两侧的测量线上的m和n个极点。与其他电测剖面法(尤其是联合剖面法)相比，中间梯度法是一种“单线极化、多线测量”的观测方法，具有更高的效率。图3-9中间梯度法装置示意图中间梯度法的视电阻率按上述公式计算，但必须指出的是，器件系数K不是常数，每次测量电极移动都要计算K值。中间梯度法主要用于寻找陡倾的高阻薄矿脉，如应时矿脉和伟晶岩矿脉。这是因为在均匀场中，高阻细脉的屏蔽作用明显，排斥电流使其向表面附近汇聚，jMN急剧增大，导致曲线上升，形成一个突出的峰值。至于低阻细脉冲，由于电流容易垂直通过，所以只能在jMN上做很小的变化，所以异常不明显，如图3-10所示。图3-10高、低阻直立薄脉上的中间梯度法曲线图3-11是东北某铅锌矿区采用中间梯度法获得的剖面图。本区铅锌矿产于高电阻应时矿脉中，倾角接近70°。图中两个连续的高峰带是由含矿石英脉造成的。已知1号矿脉，根据中间梯度法曲线形态和1号矿脉曲线对比圈定2号矿脉。图3-11铅锌矿区中间梯度法剖面平面图（4）电测深法电测深是一种电阻率法，用于探测不同电性地层的垂直分布。这种方法是通过增加同一测点供电极之间的距离来逐个测量视电阻率的变化。我们知道，适当增加供电极间距可以增加勘探深度。因此，通过不断增加同一测点供电极间距测得的值的变化，会反映出测点下不同深度不同电阻率的地质体的分布情况。根据电极排列的不同，电测深可分为对称四极电测深、三极电测深、偶极电测深和环形电测深，其中最常用的是对称四极电测深。我们主要讨论对称四极测深法。除非另有说明，电测深指对称四极电测深。对称四极电测深的视电阻率和仪器系数可由上述公式计算。因为电测深在同一个测点每次极距AB增大都会计算一个K值，所以它的K值是变化的。这里我们以由两个电层组成的地电剖面为例来说明电测深的工作原理。设第一层电阻率和厚度为h1；第二层电阻率>ω，厚度h2无限大，界面水平(图3-12)。实际工作中，如果残积土覆盖基岩，基岩面与地面接近水平，则相当于这里讨论的两层地电剖面。如图3-13所示，当很小时()，介质由于探测深度较浅，对电流分布没有影响，可以认为所有电流(实线)都分布在第一层。因为，，它表明电测深曲线的起点平行于坐标()轴。图3-12二层地电断面电测深曲线分析示意图图3-13水平层面断面与二层电测深曲线图当逐渐增大时，电流分布深度相应增大。从某一开始，电流分布(虚线)到达介质。由于高阻介质排斥电流，JMN>J0，>，电测深曲线开始上升。随着电介质斥力电流的不断增大，其作用更加明显，值不断增大，曲线不断上升。当≥h1时，电流(虚线)大部分流入第二层，介质的影响很小，因此可以认为地面充满介质，因此≈，jMN≈j0，因此→，认为曲线尾部渐近线。综上所述，电测深曲线的变化与地电剖面中各电层的电阻率和厚度密切相关。因此，可以从电测深曲线推断地下电性层的电阻率和埋深，然后结合地质资料进行综合对比，将电性层与地质岩层联系起来，解决地质问题。电测深适用于划分水平或低倾角(<20°)地层，当电测层数较少时，可以定量解释。为了便于电测深曲线的分析和解释，根据地电剖面的类型，电测深曲线可分为以下几种类型。1）二层断面的电测深曲线如前所述，二层地电部分包含两个电层。设第一层的厚度为h1，第二层的厚度h2为无穷大。根据和的组合，地电剖面可分为>和<。二层段对应的电测深曲线称为二层曲线。其中，>断面对应的曲线称为D型曲线，<断面对应的曲线称为G型曲线，如图3-13(a)所示。g型曲线之前已经分析过，D型曲线也可以做类似的分析[图3-13(b)]。在实际工作中，也有一种常见的情况，第二层电阻率无限大，第二层曲线尾部呈对角上升。在对数坐标上，它的渐近线与横轴相交成45°，如图3-14所示。图3-14底层电阻率→∞的水平二层电测深曲线图2）三层断面的电测深曲线三层地电剖面由三个电层组成，每个电层的电阻率分别为、和。设第一层和第二层的厚度分别为h1和h2，第三层的厚度h3为无穷大。根据三个电性层参数的组合关系，三层电性测深曲线可分为以下四种类型，如图3-15所示。图3-15水平三层断面与三层电测深曲线图(a)H型；（b)A型；（c）K型；（d）Q型①h型:对应>和<地电断面。曲线的前渐近线由尾渐近线决定，中间值由三个电层综合影响决定。h型曲线有最小值，一般，>[图3-15(a)]。只有当h2≥h1时，此时，在曲线的中间部分出现一个宽而慢的最小值。如果→∞，H型曲线的尾部会对角上升，其渐近线与横轴以45°相交。。②a型:对应<<。其特点是外曲线从值开始逐渐上升，达到工作值时形成转折点。第二层越厚，转折越明显，最后趋于数值[图3-15(b)]。当→∞时，A曲线的尾部渐近线与横轴相交于45°。③K型:对应>和<。其特点是有一个最大值，一般小于[图3-15(c)]。只有当h2≥h1时，才趋于。④Q型：对应于＞＞的三层断面。其特点是曲线从数值开始逐渐减小，达到数值时形成转折点，最后趋于数值[图3-15(d)]。3）多层断面的电测深曲线由四个电性层组成的地电剖面，以及相邻层电阻率的组合关系，有八种测深曲线，如图3-16所示。每种类型的电测深曲线用两个字母表示。第一个字母表示该段前三层对应的电测深曲线类型，第二个字母表示该段后三层对应的电测深曲线类型。图3-16水平四层地电断面的电测深曲线图为了反映测线垂直剖面视电阻率的变化，往往需要利用测线上不同测点的所有数据来绘制等电阻率剖面图。从这张图中，我们可以看到基岩的起伏、结构的变化以及电性层沿剖面的分布。方法如下:以测线为横轴，标出各测点的位置和数量，使纵轴垂直向下，采用对数坐标或算术坐标；依次将各测深点的各种极距值标注在地图上相应的位置，然后以一定的值间隔插值绘制几条等值线。（5）高密度电阻率法高密度电法是一种在方法和技术上有很大进步的电阻率法。就其原理而言，与常规电阻率法完全相同。与常规电阻率法相比，它采用多电极高密度一次分布，实现了电极运行和数据采集的自动化，具有许多优点。由于电极布局一次完成，测量过程中不需要运行电极，因此可以防止电极移动引起的故障和干扰；在一个观测断面上，通过电极变换和数据转换可以得到各种器件的等值线图；可以进行现场实时处理和情报学的测绘解释；低成本高效率。1）观测系统在一个观测剖面中，高密度电阻率法通常需要几十个甚至几百个电极(一个排列通常使用60个电极)，而且大部分是等间距排列的。所谓观测系统，是指在一个排列上逐点观测时，电源和测量电极的排列。目前常用的有四电极“三电位观测系统”、“三电极双边三极观测系统”和两极采集系统。①三电位观测系统如图3-17所示，当四个电极相隔一定距离时，只需改变导线的连接方式，就可以在同一测点获得三个器件(α，β，γ)的视电阻率(，，)值，因此称为三电位观测系统，其中a即温纳装置，β即偶极装置，γ则称双二极装置。3种装置的视电阻率及其相互关系表达式为：式中：、、为3种装置(α、β、γ)的视电阻率（Ω·m）；、、为3种装置(α、β、γ)测得的电位差（V)；α为电极间的距离，α=nx,x为点距，n=1,2,3,…，m。图3-17三电位观测系统示意图(a)α装置；（b)β装置；（c)γ装置图3-18显示了复杂地电剖面的数值模拟结果。从图中可以看出，三个器件的表观电阻速率剖面的等值线分布是不同的，但在目前讨论的地电条件下，温纳装置和偶极装置的温度高阻体在低阻凹陷中的反射较好，但双二极管器件没有明显的反射。因此，利用三电位观测系统获得的三种视电阻率数据，可以根据其不同的特点来解决不同的地质问题。图3-18高密度电阻率法三电位观测系统数值模拟、、断面图②双边三极观测系统如图3-19所示，电源电极a固定在某个测点后，系统在两侧各测点沿相反方向逐点观测。。当整条剖面测定后，在相同极距A0(0为MN中点）所对应的测点上均可获得两个三极装置的视电阻率值(和)。根据前面对电阻率装置的讨论，给出了它们之间关系的表达式，可以将对称四极、温纳、偶极和双偶极装置的视电阻率进行转换，从而绘制出它们的剖面等值线图。图3-19双边三极观测系统示意图图3-20给出了低阻球上双边三极观测系统获得的三个器件(图3-20(a)、(b)、(c)对应对称四极、温纳和偶极器件)截面的理论计算结果。从图中可以看出，在目前的条件下，温纳和偶极反射球面的能力更强，而对称四极的能力更差。图3-20高密度电阻率法双边三极观测系统球体理论计算断面图2）高密度电阻率法的实际应用广东省鹤山市某单位拟在新建生产场地寻找地下水，要求单井涌水量超过1oom3/d，采用高密度电阻率法寻找该区基岩含水破碎带，为钻井和完井提供井位。根据地质调查资料，场地覆盖层由填土、淤泥质土、软塑性粉质粘土、塑性粉质粘土、粉土等组成。，厚度为0〜25m，下伏基岩为细粒花岗岩，具有强烈的单-中等差异。如果能在基岩中找到断层破碎带或局部低阻带，完井的希望很大。现场工作采用温纳装置，电极间距5m，最大距离240m，解释深度AB/3。图3-21是其中一条测线的电阻率等值线剖面图。从图中可以看出，在厂区中部存在明显的高、低电阻接触带(在其他平行线上也有反映)，且呈东移趋势。以该带为界，两端电阻率高，基岩埋深浅。东部电阻率低，基岩埋深大。这与地质钻探资料一致。结合场地平整前的地形图可以看出，场地西部原本是一座小山丘，而东部地势较低，有一条小沟壑穿过。从区域构造图上也可以看出，离现场不远的地方有一个区域断裂构造。因此，推断局部电阻率剖面的高、低阻接触带为断层破碎带。据此提供了钻井位置，井建成后的出水量为159m3/d。图3-21鹤山市某断面测线视电阻率断面等值线图2.充电法起初，充电法主要用于矿体的详细调查和勘探阶段，其目的是查明矿体的赋存和分布及其与相邻矿体的联系。此后，在水文和工程地质调查中，收费方法也被用来测量地下水的速度和方向，并在岩溶发育地区追踪地下河流。（1）充电法的基本原理当天然或人工露头的导电良好的地质体带电时，实际上整个地质体相当于一个大电极。如果导电良好的地质体的电阻率远小于围岩的电阻率，我们可以近似地将其视为理想导体。理想导体带电后，导体内部没有电压降，导体表面实际上是一个等电位面。电流垂直于导体表面流出后，在围岩中形成充电电场。显然，当不考虑电场分布的影响时，离导体越近，等电位面的形状与导体表面的形状越相似。在离导体一定距离处，等电位面的形状逐渐趋于球形。可以看出，理想充电电场的空间分布将主要取决于导体的形状、大小、产状和埋深，与充电点的位置无关。图3-22是充电方法原理示意图。图3-22充电法原理示意图当局部体不能视为理想导体时，充电电场的空间分布会随着充电点的位置发生很大变化。所以充电方式也是基于地质体与围岩的电导率差异，要求差异必须足够大。通过研究充电电场的空间分布来解决地质问题是一种电法勘探方法。为了观察充电电场的空间分布，充电法在野外工作中一般采用两种测量方法:一种是电位法；另一种是梯度法。在电位法中，测量电极(n)放置在无穷远处，这个点被认为是电位的相对零点。另一个测量电极(M)沿测量线逐点移动，从而观察各点相对于“无穷远”电极的电位差。为了消除电源电流变化对测量结果的影响，测量结果一般用电源(即充电)电流归一化，即电位法的测量结果用U/I表示，梯度法是保持测量电极MN不变，沿测量线移动，逐点观察电极间的电位差δUMN，同时记录电源电流。结果表示为δδUMN/IMN。梯度法的测量结果一般记录在MN的中点。由于电位梯度值可以是正的，也可以是负的，所以在野外观测时必须注意δUMN正负符号的变化。此外，在某些情况下，充电法的现场观测也可以采用追踪等电位线的方法。此时，一般以充电点在地面上的投影点为中心，布置一条夹角为45°的径向测线，然后从充电点由远及近按一定间隔描画出等电位线。根据等电位线的形状和分布，可以了解带电体的发生特点。以理想三轴椭球导体为例，分析了充电电场的空间分布。设椭球体三个半轴的长度分别为A，B，C。显然，当AB=C时，可以近似认为是圆柱体；当a=BC时，可近似视为一脉；当a=b=c时，就是球面。图3-23显示了带电椭球体上沿不同方位剖面计算的电位和梯度剖面曲线。图3-23(a)示出了垂直薄静脉(图中阴影部分)上主截面上的充电电场的空间分布，其对应于静脉顶部正上方的最大电位，电位曲线左右对称。梯度曲线与原点反对称，最大值出现在模型左侧，最小值出现在右侧，梯度曲线的零值点出现在充电模型上方。图3-23(b)显示了充电电场在水平薄矿脉(图中阴影部分)的主纵截面上的空间分布。模型上方有一个平缓的电位最大值，模型两侧电位曲线急剧下降，曲线形状仍然左右对称。梯度曲线在模型上方为零值，最大值在左端，最小值在右端。图3-23(c)示出了倾斜薄矿脉(图中阴影部分)上的主横截面中充电电场的空间分布。显然，势曲线和梯度曲线是不对称的，势曲线的极值点和梯度曲线的零点向模型的倾斜方向位移。在模型一侧，电位曲线变慢，梯度曲线极值小；在反倾侧，电位曲线变得更陡，梯度曲线的极值更大。图3-23充电椭球体上的电位及梯度曲线图不难理解，当充电模型是一个理想的充电球体时，主断面上的电势和梯度曲线形状将不再随断面的方位而变化。这时，位势等值线的平面分布将是一簇同心圆。可以看出，球形导体的充电电场与点电源的充电电场非常相似，尤其是当球体很小或埋得很深时，仅通过电位或梯度曲线的异常很难将其与点电源区分开。从这个意义上说，充电法更有利于跟踪或固定趋势明显的良导体。（2）充电法的实际应用在水文工程和环境地质调查中，收费法主要用于确定地下水的流速和流向，以及追踪岩溶地区地下河流的分布。1）测定地下水的流速、流向利用示踪等压线的方法确定地下水的速度和方向，一般局限于含水层埋深小、水力梯度大、角岩均匀的条件。具体方法如下:首先将盐作为指示剂放入井中，盐被地下水溶解后，形成一个与地下水一起运动的良好传导的盐水体；然后充入导电良好的盐水，在表面铺设一条夹角为45°的径向测线；最后，以一定的时间间隔追踪等电位线，如图3-24所示。图3-24充电法测定地下水的流速、流向为了便于比较，撒盐前应进行正常的现场测量。如果围岩是均匀各向同性介质，则法向场的等势线应近似为一个圆。加盐后测量异常等电位线。由于盐溶液沿地下水流动方向缓慢移动，等电位线沿流动方向呈拉长状。显然，当δt溶液移动一段距离l时(图3-24)，地下水的速度为：式中：v为地下水的流速（m/d)；L为地下水移动的距离（m)；Δt为移动L所消耗的时间（d)。另外，地下水的流向可以由正常等势线中心与异常等势线中心的连接来确定。当含水层埋深较小时，地下水流速较大，围岩均匀，电阻率较高，这种方法在测量地下水流速和方向时可以获得较好的效果。2）追索岩溶区的地下暗河岩溶地区石灰岩电阻率高达N×103ω·m，而溶洞水电阻率只有N×103ω·m，二者存在明显差异。在有利的地形地质条件下，可以通过收费方式跟踪地下河流的分布和延伸。图3-25是收费法追踪地下河的应用实例。通常采用充电法时，先在地下河裸露部分选择充电点，然后在垂直于地下河可能走向的方向铺设测线，沿测线依次测量电位或坡度。给出了穿越地下河的势曲线和梯度曲线。显然，当势曲线的最大点与所有被测断面上的梯度曲线的零点相连时，这条异常轴就是地下河在地表上的投影。图3-25充电法追索地下暗河3.自然电场法在电法勘探中，除了广泛使用各种人工电场外，某些情况下也可以使用各种原因产生的自然电场。目前，我们可以观察和利用的自然电场有两种。一种是地球表面区域性分布的地电场和大地电磁场，是一种低频电磁场，其分布特征与深部地层结构和基底起伏有关。另一种是分布局限于局部区域的自然电场，是一种直流电场，往往与地下水的运动和岩石、矿山的电化学活动有关。观察和研究这种电场的分布可以解决勘探、水文和工程地质问题，我们称之为自然电场法。（1）自然电场1）电子导体自然电场采用自然电场法寻找金属矿床时，主要是通过观察和研究围岩中电子导体与离子溶液之间产生的电化学电场。实践表明，与金属矿山有关的电化学电场通常会在地表引起几十至几百毫伏的自发电位异常。由于石墨也是一种电子导体，在石墨矿床或石墨化岩层中也会引起强烈的自发电位异常，这对于利用自然电场法寻找金属矿床或解决一些水文和工程地质问题尤为重要。当自然状态下的金属矿体被潜水面切割时，由于潜水面上方围岩孔隙富含氧气，这里的离子溶液具有氧化性质，产生的电极电位使矿体带正电，围岩溶液带负电。随着深度的增加，岩石孔隙中的氧含量逐渐降低，到达潜水面以下，成为缺氧还原环境。因此，矿体下部与围岩中离子溶液的界面产生的电极电位使矿体带负电，溶液带正电。这种电极电位差随着氧气在地表水溶液中的不断溶解而长期存在。因此，自然电场通常随时间变化很小，这样我们就可以把自然电场看作一个稳定的电流场。矿体及围岩中的电场分布如图3-26所示。图3-26电子导体周围的自然电场2）过滤电场当地下水溶液在一定渗透压下通过多孔岩石的孔隙或裂隙时，由于正负离子在岩石颗粒表面的选择性吸附，地下水中正负离子的分布是不平衡的，从而形成离子传导岩石的自然极化。一般来说，含水地层中的固体颗粒大多具有吸附负离子的功能。这样，由于负离子在岩石颗粒表面的吸附作用，更多的正离子集中在运动的地下水中，形成水流方向高电位、回流方向低电位的过滤电场(或渗透电场)。自然界中，山坡上的潜水在重力作用下逐渐从山坡渗透到坡底，在坡顶观察到负电位，坡底观察到正电位，这是一种自然电场异常。在这种情况下产生的过滤电场也称为山电场。顺便说一下，过滤电场的强度在很大程度上取决于地下水的埋深和水力梯度。当地下水位较浅，水力梯度较大时，会出现明显的自然电位异常。显然，从滤波电场的形成过程可以看出，自然电场法勘探时，滤波电场成为一种干扰。然而，在解决一些水文和工程地质问题时，如研究裂隙带和岩溶地区岩溶水的渗漏，确定地下水与地表水的补给关系等，滤后电场成为观测和研究的主要对象。3）扩散电场当两种岩层中的溶液浓度不同时，其中的溶质会从高浓度的溶液向低浓度的溶液移动，从而达到浓度的平衡，这是我们经常看到的扩散现象。显然，在这个过程中，溶质少的正负离子也会随溶质一起运动，但由于不同离子的运动速度不同，两种不同浓度的溶液分别含有过量的正离子或负离子，从而形成电动势，称为扩散电场。电场的方向将取决于溶液中离子的符号。例如，当两种岩层中含氯化钠的水溶液浓度相差很大时，扩散电场的符号将取决于钠离子和氯离子的迁移率。由于Cl-的迁移率大于Na+，在溶液浓度小的一侧含水岩层中会获得负电位，从而形成扩散电场。除了电化学电场、过滤电场和扩散电场之外，地球表面还可以观察到其他原因产生的自然电场，如地电流场、雷暴放电电场等，这些都是不稳定的电场，尚未应用于水文和工程地质勘察。（2）自然电场法的应用在自然电场法野外工作中，首先要布设测线网，网的规模取决于勘探对象的大小和研究工作的细致程度。一般基线应与地质体走向平行，测线应与地质体走向垂直。现场观测可分为位势法和梯度法:位势法是观测所有测点相对于总基点(即正常场)的电位值，而梯度法是测量测量线上相邻两点之间的电位差。两种方法的观测结果可绘制成平面剖面和平面等值线。自然电场法广泛应用于金属矿山普查勘探中，可用于寻找含水裂隙带和上升泉，了解地下水与河水的补给关系，确定水库、河床坝的渗漏点等。此外，自然电场法也可用于了解区域地下水的流向。图3-27以自然电场法确定地下水与地表水回灌关系为例。当当地污水补充地表水时，地面上可观察到自然电位正异常。图3-27(a)显示了石灰岩与花岗岩接触带的上升泉，并观察到明显的自然电位正异常。而地表水供给地下水时，自然电位呈负异常。图3-27(b)为储层泄漏点自然电位的负异常。图3-27用自然电场法确定地下水与地表水的补给关系4.激发极化法在电法勘探的实际工作中，我们发现当用某种电极排列来给大地供电或切断电流时，测量电极之间的电位差随时间的变化总是可以观察到的。在这种充放电过程中，由于电化学作用而产生的随时间缓慢变化的附加电场现象称为诱导极化效应。激发极化法是一种基于岩石(矿石)与岩石之间激电效应差异的电法勘探方法，用以找矿或解决一些水文地质问题。激发极化法可分为直流(时域)激发极化法和交流(频域)激发极化法，因为地下介质的激发极化效应可以用直流电场或交流电场来研究。两者在基本原则上是一致的，但是在方法和技巧上有很大的区别。近年来，激发极化法在理论、方法和技术上取得了很大进展。它不仅在金属矿山的普查和勘探中得到了广泛的应用，而且在某些地区还发现了地下水。这种方法不受地形起伏和围岩不均匀电性的影响，因此在山区找水中受到重视。（1）激发极化特性及测量参数岩石(矿石)的激发极化效应可分为表面极化和体极化两种。理论上两者没有区别，因为从微观上看，所有的诱导极化都是平面极化。其次，以体极化为例，讨论了岩石(矿石)在DC电场作用下的激发极化特性。1）激发极化场的时间特性激发极化场(即二次场)的时间特性与极化体和围岩溶液的性质有关。图3-28显示了块状极化岩(矿)在充放电过程中激发极化场的变化规律。显然，在开始供电时，只观察到一次场电位差△U1。随着供电时间的增加，感应极化电场(即二次场电位差△U2)先迅速增加，然后减慢，2〜3min.后逐渐达到饱和这是因为在充电过程中，随着充电时间的增加，极化器与围岩溶液之间的过电压逐渐形成。显然，在供电过程中，二次场叠加在一次场上，称为总场电位差，用△u表示，当电源电流切断时，一次场立即消失，二次场电位差开始迅速衰减，然后逐渐变慢，几分钟后衰减为零。图3-28岩（矿）石的充、放电曲线图2）激发极化场的频率特性交流激发极化法是根据电场在超低频电场作用下随频率的变化来研究岩石(矿石)的激发极化效应。图3-29是黄铁矿人工样品的激电频率特性曲线。从图中可以看出，在超低频带(0〜nHz)，交流电和交流电之间的电势差(或由它转换的复电阻率)将随着频率的增加而减小，这被称为频散特性或幅频特性。由于诱导极化效应的形成是一个物理化学过程，需要一定的时间才能完成，因此交流电的频率与单向供电的持续时间之间的关系明显:频率越低，单向供电时间越长，激发极化效应越强，因此总场幅度越大；相反，频率越高，单向供电时间越短，激发极化效应越弱，总场幅度越小。显然，如果适当选择两个频率来观察总场的电势差，就可以检测出反映激电效应的信息。图3-29黄铁矿人工标本的激电频率特征曲线示意图3）激发极化法的测量参数①视极化率（)视极化率是直流(或时域)激发极化法的一个基本测量参数。它的大小和分布反映了在地下一定深度范围内极化子的存在和出现。当地下岩石(矿石)的极化率分布不均匀时，用电极装置测量的结果实际上是各种偏振器激发极化效应的综合反映。它的表达是：其中:为视在极化率(%)；δu为极化场电位差(v)；δU2是停电后某一时刻的二次场电位差(V)。②视频散率(Ps)视频色散是交流(或频域)激发极化法的一个基本测量参数。该参数通过选择电源使用两个不同频率的电流时测得的总场电位差来计算，其表达式为：其中:Ps为视频分散度(%)；Ut1和Ut2分别代表超低频段两个频率的电源电流形成的总场电位差(v)。视频发散也是地下一定深度范围内各种偏振器的激发偏振效应的综合反映。由于DC激发极化和低频交流激发极化在物理本质上是相同的，在极限条件下，即δU(F1→0)和δU(F2→0)，两种方法会有相同的测量结果。③衰减度(d)衰减度是反映激发极化场(即二次场)衰减速度的测量参数，用百分比表示。二次衰减越快，衰减程度越小。衰减程度的表达式是：其中:d为衰减程度(%)；δU2为断电后供电30s和0.25s时的二次场电位差(v)；是停电后0.25s到5.25s二次电位差的平均值(v)。由视极化率和衰减组成的综合参数j称为激发比。该参数广泛应用于激电找水。表达是：式中：J为激发比（％)。（2）极化球体上的激电异常曲线在水文地球物理勘探中，激发极化法可以采用各种电极装置，其中最常用的是中间阶梯装置和对称四极测深装置。为了对它们的异常特征有一定的了解，以下仅是极化球体的一个例子。1）激电中梯曲线中间梯度装置是时域激电法中应用最广泛的电极装置之一。由于电源电极与AB中段测量距离大，一次场相对均匀。当存在高极化率的地质体时，会受到水平均匀电场的激发，二次场的空间分布比较简单。接下来，我们以一个导向良好的极化球体为例，讨论了曲线的空间分布规律。均匀场中极化良好的球体产生的二次场相当于球体中心水平电流偶极子产生的电场。表面X轴上任意观测点处球体二次场强的水平分量为：其中:x为观测点的横坐标；H0是球中心的埋深(米)；P=i等效电流偶极子的偶极矩，p=I，I是感应极化二次场的等效电流强度，I是等效偶极子的两点电源之间的距离(AM)。图3-30显示了均匀场中偏振良好的球面曲线的空间分布。众所周知，视极化率是由二次场电位差δV2和总场电位差δV按照下式计算的，即：其中δv2和δv是二次场电位差和总场电位差，它们有以下计算方法：显然，对于曲线的异常特征，我们可以从二次场E2的激发或二次场电流密度的空间分布来解释。图3-30均匀场中良导极化球体的曲线①当x=0时，,在球体上方E2出现极大值。根据上述式子，曲线也将出现极大值。②当x=±1.2h0时，E2