物理勘探的基本原理与方法综述讲解.pdf

地球物理勘探方法综述 2 地球物理勘探方法综述 一、重力勘探 重力勘探是地球物理勘探方法之一，它主要研究地球表面及其周围空间重力变化现象。地表及其周围空间重力变化原因之一是由于地球内部各种岩石密度的不同而引起的，而岩石密度不均往往与地下地质构造、矿产分布等地质因素有关。由于某种地质原因或矿产赋存而引起的重力变化称重力异常。通过研究重力异常的变化特征，从而得到地下地质构造、岩石分布和矿产赋存的地球物理信息，这就是重力勘探的实质和任务。1 重力勘探的理论基础 1.1 重力场 重力是经典物理学中的基本概念。当地球表面及其周围空间存在有质量的物体时，就要受到地球质量对它的引力作用，以及地球自转而使它产生的离心力的作用，两者的合力就是这一物体所受的重力。如图，F 表示地球引力，C 表示离心力，P 表示重力，则 P=F+C。显然，重力场是引力场和离心力场的叠加。物体所受重力的大小不仅和物体在重力场的位置有关，而且和其质量 m 小有关。按照场强定义，重力场强度（P/m）即单位质量所受的重力大小。重力场强度和重力加速度概念不同，但其数值和量纲完全相同，方向也一致。地球物理勘探中所谓的重力测量，也就是重力加速度或者重力场强度的测量。一般的，将地球的大地水准面作为一个理想的椭球面，根据地球的大小，质量、扁度、自转角速度计算出大地水准面上不同位置的重力值，把这种重力值的分布称为正常重力场。1979 年国际地球物理及大地测量学会确定推荐的国际正常重力公式：g0=978032.7（1+0.0053024sin2-0.0000075sin22）（10-5m/s2）1.2 重力异常 地表重力值是随着地点和时间不同而变化的。根据地表重力变化来进行地质构造和矿产勘查是重力勘探的基本内容。影响地表重力变化的因素主要包括：纬度、海拔、地形、地球的潮汐以及地球内部密度不均。其中地球密度的非均一和各种地质构造、矿产分布有密切联地球物理勘探方法综述 2 系。重力的变化我们称之为重力异常，分为绝对重力异常和相对重力异常。绝对重力测量是指测量重力的全值，相对重力测量是指测量点与某一基准点之间的重力差值。从地面某点的实际观测重力值中减去改点的正常重力值和地形起伏不平的影响值后所得到的差值，即重力异常，一般用g 来表示。通常用两种图来表示：一种是重力异常平面图或重力异常等值线图；另一种是重力异常剖面图。重力勘探的正问题和反问题。根据重力异常和重力场的其他异常来推断引起异常的地质体的埋深、大小和形状等产状要素的解释问题，叫重力勘探的反问题，即反演问题；给定地下某一深度，某种形状和大小的地质体，求其在地面上所引起的重力异常，称为重力勘探的正问题。1.3 岩石和矿石密度 各种岩（矿）石的密度差异是引起重力异常的必要条件，因此岩（矿）石的密度参数是重力勘探中非常重要的物性参数。它是部署重力勘探工作的前提，也是重力异常进行地质解释的基本依据。大量测定结果和研究表明，岩（矿）石密度大小有以下规律：沉积岩密度主要取决于岩石的孔隙度，孔隙度增加，密度会减小。从岩性看，白云岩、石灰岩密度最大，其次是页岩、砂岩、粘土。同一岩石年代越老，埋藏越深，孔隙度越小，密度就越大。岩浆岩密度主要取决于其物质成分，由酸性岩到基性岩，超基性岩随着铁镁含量增加，岩石密度越来越大，火山岩尤其是熔岩，密度较低，而侵入岩密度较高。变质岩的密度往往和原岩有关，由于变质作用岩石以更改的形式再结晶，因此密度往往随着变质程度增加而增加，一般比原生岩石的密度要高。石油、煤、盐等非金属矿物的密度一般低于围岩密度而金属的密度则比较高。2 重力资料校正 2.1 地形校正 地形校正的目的就是将测点所在的水准面以上多余物质的影响除掉，把该水准面以下物质缺失部分补平。经过地形改正之后的重力值，就相当于测点周围完全平坦情况下的重力值。测点周围地形起伏不管高低，都造成重力值减小，因此地形校正值总是正值。地形对重力测点观测值影响最大是在测点附近，随着距离增大而影响越来越小。2.2 中间层校正 进行地形校正之后，测点所在平面与基准面之间存在有中间层质量，要消除这部分质量对测点的影响，需要进行中间层校正。校正公式为 地球物理勘探方法综述 2 gh=0.0419h 式中为中间层密度（一般取 2.67g/cm3），h 为高程，当测点高程低于起算点时，改为正。2.3 高程校正 把测点换算到基准面(或大地水准面）消除高程引起的重力效应，称为高程校正。近似计算：即 gh=0.3086h(10-5m/s2)中间层校正和高程校正与测量一点高程有关，在进行改正时往往合并起来进行，称为“布格校正”，其数学式为 gh=（0.3086-0.0419）h(10-5m/s2)2.4 纬度校正 当基点与测点处于不同纬度时，实测重力值也包括了正常重力值随纬度变化的影响。所以必须进行纬度改正。其公式为 g=-0.814sin2D(10-5m/s2)式中为测区平均纬度，D 为测点与基点纬向距离，单位为 Km。一般直接用正常重力公式计算。2.5 布格重力异常 经过各项校正后得到的重力异常，把经过地形校正、中间层校正和高度校正后，所得的结果称为布格重力异常 g=g-g0+gb+gT 式中 g 为实测重力值，g0为正常重力值，gb为布格校正值，gT为地形校正值。重力勘探研究的是布格重力异常。2.6 自由空间重力异常 经过高度校正后的重力异常称为自由空间重力异常gF即：gF=g-g0+gh 3 重力异常的地质解释及其应用 3.1 重力异常解释的基本概念 经过各项校正的重力观测值在进行必要的数据处理后，便得到了局部重力异常（剩余重力异常）和区域重力异常。通过对重力异常场特征的分析，研究引起异常的地质原因，这地球物理勘探方法综述 2 就是重力异常的解释。重力异常解释分为定性和定量解释两种。定性解释值主要是推断引起异常的地质原因，确定异常源的形态、范围、大致埋深；定量解释是在定性的基础上对异常源深度、大小、产状等进行定量计算。最后根据工作区域地质、地球物理条件和已有的地质及物探资料得出明确的地质结论，这就是重力异常进行解释推断的目的。为了正确进行解释推断，就必须了解重力异常与各种地质因素之间的关系，包括数量关系。根据已知地质体的形状、大小、产状和物性，用数学物理方法研究引起重力异常的分布规律，幅度大小和形态特征等，称为重力异常的正演。反之，根据异常形态、幅度和分布特征等来确定地质体的形态、大小、产状等，称之为重力异常的反演。正演是反演的基础。正演一般是把自然界中地质体简化为简单几何体，这样研究起来比较方便。当地质体形状和密度分布较复杂时，按照场的叠加原理，可以把它划分为若干简单形态的地质体，然后计算每一部分的重力异常，并把它们累加起来，这样简单几何形态的正演也就成了复杂形体正演的基础。反演方法比较多，但存在着解的非单一性，即多解问题，这是由于不同物质密度和质量分布可能引起相同的异常。例如一个球形矿体，在地表引起的重力异常决定了它的剩余质量和观测点到球体中心的距离，反演时，不能单独确定它的深度和密度值，因为如果保持剩余质量和球体中心深度不变，则球体的密度和半径大小有无穷多个值，它们产生的重力异常都是相同的。因此，在反演时，一定要对工区地质资料和物性（密度值）进行分析。3.2 重力异常解释基本方法和步骤 重力异常的解释是完成重力勘探任务的关键。因此在进行解释之前吗，必须仔细研究重力勘探的目的任务和开展重力工作的地质和地球物理依据，明确重力异常解释的中心任务。解释工作首先应该从识别异常开始。在重力异常平面图上，等值线的圈闭和弯曲，重力异常等直线轴向的改变，等值线间距的疏密，平行排列等等，都是值得注意的异常现象。在重力剖面图上，异常曲线上升或下降的规律、幅值大小、极值的出现等。在定性解释中，一般说，幅值和范围小而水平梯度大的异常，反映的是近地表的小异常体（如小型岩体，浮土下的基岩起伏等）；幅值和范围大，水平梯度小的异常，一般多反映体积较大。而埋藏较深的地质体（如古潜山、区域性背、向斜、沉积基底表面起伏等）；幅值和范围不大的中等异常可能反映具有一定规模而埋藏深度不大的局部地质体。地球物理勘探方法综述 2 3.3 重力勘探的应用 3.3.1 研究地壳深部构造 从我国 1：500 万布格重力图中可以看到我国布格重力异常分布的基本特征。布格重力异常变化总趋势从东往西逐渐变小，南海海域及琉球群岛布格重力异常值最高达 40010-5m/s2，进入大陆为 010-5m/s2，青藏高原最低达-58010-5m/s2。布格重力异常值的减小，地壳厚度逐渐增加。根据地震及大地电磁测深等地球物理资料证明，沿海大陆架地壳厚度为24 至 28Km，而在青藏高原地壳厚度达 70 至 80Km。在区域性重力异常背景上，有三组巨大的重力梯度带（我们通常把等值线密集且重力变化大的线性异常称之为梯度带）。它们是海域的钓鱼岛梯级带，大兴安岭太行山武陵山梯级带和青藏高原周边梯级带。重力梯级带反映了陡倾的密度分界面，往往是莫霍面陡变带及各种类型的断裂带，造山带的综合反映。这三条巨大梯级带与我国主要构造体系有密切关系。除研究深部构造外，重力异常还可以用于研究大地构造分区，划分地质构造单元等。3.3.2 重力勘探在寻找石油、天然气构造方面的应用 应用重力方法直接寻找储存石油和天然气构造的可能性与效果已被大量实践所证明。如上世纪五十年代大庆油田就是重力勘探发现的，以后的大港、胜利、塔北、长庆、江汉、南阳等油田均是首先应用重力勘探手段寻找储油构造、结合地震资料，圈定含油气盆地继而进行铝探证实的。3.3.3 重力勘探在研究煤田地质构造方面的应用 重力勘探可以圈定含煤盆地边界，确定含煤盆地的基底深度，在一定条件下，研究含煤层系的构造（断裂），确定含煤层系或煤层厚度。由于煤系地层密度值较其围岩低（煤系地层密度值 1.5 到 2.2g/cm3之间）密度较高，形成了明显的密度界面。加之煤系地层多为层状，这就给应用重力勘探提供了良好的前提条件。重力勘探在我国煤田普查中被广泛应用，并取得了良好效果。3.3.4 重力在地热勘探中的应用 重力在地热勘探中的主要作用:一是根据沉积盆地基岩起伏与地温存在相关关系，应用重力确定基岩隆起和埋深，间接寻找地热田，如京津地区的古潜山热储层与布格异常密切相关；二是根据重力低与壳内熔融岩浆房的关系圈定热源位置，如西藏羊八井热田与重力负异常吻合；三是地热与局部异常的对应关系，由于岩石的热变质作用和高孔隙率，可以引起正的和负的局部异常.东南沿海还应用重力圈出火成岩体，确定其形态和埋深，计算放射性生地球物理勘探方法综述 2 热率和热流，进行地热远景评价。3.4 重力勘探与其它物探方法相结合的应用 重力勘探方法应用不限于前述几个方面，它还可以与其它物探方法相结合，寻找磁铁矿体、铬铁矿、硫化矿床、铜镍矿床等。这些矿床主要与岩体有关，而利用重力异常来圈定隐伏、半隐伏岩体是重力勘探基本任务及有效的方法。另外，利用重力异常来划分断裂构造，圈定盆地等。在覆盖地区还可以利用重力资料来进行基岩地质、构造填图。除此之外，重力资料还可以应用在军事、测绘、地质灾害、水文工程环境、地震等方面。二 磁法勘探 磁法勘探是地球物理勘探方法之一。自然界的岩石和矿石具有不同磁性,可以产生各不相同的磁场,它使地球磁场在局部地区发生变化,出现地磁异常。利用仪器发现和研究这些磁异常,进而寻找磁性矿体和研究地质构造的方法称为磁法勘探。磁法勘探是常用的地球物理勘探方法之一。它包括地面、航空、海洋磁法勘探及井中磁测等。磁法勘探主要用来寻找和勘探有关矿产(如铁矿、铅锌矿、铜锦矿等)；进行地质填图；研究与油气有关的地质构造及大地构造等问题。我国建国以来大多数铁矿区、多金属矿区及油气田等都进行了大量的磁法勘探工作,取得了良好的效果。1 磁法勘探的的基本理论 在磁法勘探中，主要观测的是磁性体在空中、地面或地下的稳定磁场的磁感应强度，通常称为磁性体的磁异常。近代物理学理论表明：物质分子电流的实际存在，构成了分子磁矩，这是物质磁性的本质。所有磁性体均是无数基本分子磁体的总和。稳定磁场的基本理论阐述了分子磁体的磁性和磁场的特征及基本规律。1.1 磁现象和磁的理论 1.1.1 磁矩 Coulomb 提出“分子磁偶极子”假说，即假设磁介质的每个分子相当于荷质相等，符号相反，相距极小的一对所谓“磁荷”组成的“分子磁偶极子”。也就是说，任何一个磁性体都是由磁偶极子组成的分子磁体。当分子磁偶极子以正磁荷“+m”和负磁荷“-m”相距 l 而存在时，按电偶极子类推，把 m 和 l 的乘积定义为分子磁偶极子的磁矩，简称分子磁矩，以 Pm表示，则有：Pm=ml 地球物理勘探方法综述 2 在国际单位制中，磁矩的单位为 Am2。安培解释了磁现象的本质，即电荷运动是引起磁现象的根本原因。将分子电流等效为一微小的闭合电流圈，则此微小的封闭电流的磁矩（即分子电流磁矩），可以表示为 Pm=I0sn 式中 I0为分子电流强度，S 为电流圈所围平面面积，n 为电流圈所在平面的法向单位矢量。每一个分子都形成一个分子磁矩。磁性体中所有分子磁矩的矢量和构成磁性体的总磁矩。磁性体总磁矩决定磁性体宏观磁性的强弱。1.1.2 磁介质的磁化和磁化强度 凡具有和磁场相互作用特性的物质称为磁介质，由磁介质组成的有限体称为磁介质体。在通常状态下，磁介质体内分子电流的方向杂乱无章，或者说分子磁偶极子排列紊乱。磁介质体内的总磁矩为零，而不显示宏观磁性。当磁介质体受到外磁场作用时，其内的分子磁矩在一定程度上按外磁场作用方向成定向排列，因此磁介质体的总磁矩发生变化，其总磁矩不等于零，使原来不显宏观磁性的磁介质体显示出宏观磁性，这种现象称之为磁介质体的磁化。磁性体是被磁化后的磁介质体。磁性体被磁化的程度，用磁化强度矢量 J 表示，它定义为单位体积的磁性体所具有的磁矩。令物理无穷小体积V 中的总磁矩为Pm=M，则磁化强度为：J=M/V 磁化强度的单位为 A/m。地球物理勘探方法综述 2 磁介质体被磁化后，其分子电流在磁性体内沿一定方向流动谓之磁化电流。我们定义通过与磁化电流方向垂直的单位面积的磁化电流强度为体磁化电流密度，以 jm表示。当磁介质被均匀磁化时，在体内由于其分子电流存在，只在其表面（或磁介质分界面）上的电流未被抵消，而形成所谓面磁化电流。定义通过与磁化电流方向垂直的磁介质体表面上单位长度线段的磁化电流强度为面磁化电流度，以 im表示。磁化电流密度同样反映磁介质体被磁化的程度。根据电磁学理论，可以求得磁化电流密度和磁化强度之间的关系：jm=J im=(J1-J2)n12 式中J1和J2分别表示磁介质分界面两侧的磁介质1和磁介质2 的磁化强度；n12为有介质 1 指向介质 2 的分界面法向单位矢量。如果 磁介质体周围是非磁介质（如空气），则 J2=0，此时面磁化电流密度为 im=Jn 式中 J 为磁介质体的磁化强度；n 为磁介质体表面的外法向单位矢量。由上可知，磁性体被磁化的程度，可以根据磁化电流密度，也可以根据磁化强度大小来判断。应指出，磁性体的磁化电流密度是很难直接测出的。而磁性体的磁化强度却可以直接精确测定。因此，通常用磁化强度矢量表示磁性体被磁化的程度，即用磁化强度矢量描述此磁性体磁性强弱。1.2 地磁场要素及其基本磁场 地球相当于一个大磁体，在它的内部，表面以及周围空间存在着磁场，这就是地磁场。地磁场是一个矢量场，表示其特征的物理量是地磁场感应强度。地球上某一点地磁场总强度为，表示 T 的大小和方向，通常是选取直角坐标系，由在直角坐标系上的分量和方向角表示改点地磁场的大小和方向。坐标轴的轴沿地理子午线方向，正向指北；轴沿纬圈向，正指向东；轴垂直向下为正。平面为地平面，坐标原点取在研究点上。在平面上的投影为水平分量，在垂直轴上的投影为垂直分量，在 X、轴上的投影分别是背向分量、东向分量。矢量 T 所在的铅锤面称之为地球物理勘探方法综述 2 磁子午面，而地理子午面与磁子午面的夹角称为磁偏角，T 与水平面的夹角称磁倾角。如图 由北向东偏时为正，T 指向地平面以下时，I 为正。D，和 Z，X，Y 两组六个要素已知，其他要素或地磁场总强度 T 的大小和方向就可求出。以上各量的关系为 地球的中心偶极子场和大陆磁场占地磁场的绝大部分，是地磁场的最基本的成分。通常将中心偶极子场和大陆磁场合称基本磁场。应用磁法解决地质问题时，常是以能反映所研究的地质对象引起的磁场的背景场为正常场。如研究对像是一个具有磁性的岩层，则正常场一般选在无磁性的围岩上。两者之间的磁场变化即为研究对象的磁异常。.岩石和矿物的磁性 研究岩石矿物的磁性有着极其重要的意义，它是确定在某地区投入磁法勘探的地球物理前提，是进行磁测成果的地质解释的基础。有关岩石磁性方面的研究成果又直接被用来解决广泛领域的地质问题和地球物理问题。如：大陆漂移、磁场迁移和反转、各地层之间的对比、构造研究及考古等。一切物质都有磁性，因为一切原子都具有一定的磁矩。不同的物质由于电子壳中电子的数量及其相互作用的不同，使其有不同的宏观磁性，可以分为抗磁性、顺磁性、铁磁性三大类物质。岩石磁性主要由所含铁磁性矿物的成分、含量、颗粒大小等因素决定。此外还和温度、磁化磁场的大小等因素有关。岩石形成以后所受的变质、蚀变、风化作用会改变岩石的矿物组分和岩石的结构，因而也会改变岩石磁性。岩石所受应力对磁性也有影响，但其值较小，雷击可明显改变岩石磁化强度的大小和方向，但主要是对地表-深的岩石有影响。岩石中磁性矿物的含量对岩石磁性有决定性的影响。一般说，火成岩磁性最强，变质岩次之，沉积岩最弱。磁异常的反演解释方法 物探数据取得以后，要进行解释这是大家所公认的，但对解释的含义都有不同的认识。我们往往把磁异常的解释只看作是对磁测结果的分析、判断。其实，在磁测工作设计、测区选择，布置工作时，解释工作就已经开始了，因为要对地质情况先做出某些判断，才能布置磁法勘探工作，包括野外参数的选择，方法的选择，野外装置系统，观测方式的选择，所有这些选择都是为了获得所需要的地质资料。地球物理勘探方法综述 2 2.1 解释步骤及内容 磁测数据取得后，第一步往往是对数据进行各种校正，如进行日变、正常场、地形校正等，通过这些校正后，做出各种成果图件。对经过校正的磁异常，便可进行数学物理解释，即根据磁场的空间分布特征，判断地质体的走向、长度、宽度、埋深、形态、产状等；结合有关的物性参数和已知的地质资料，确定引起异常的性质，在定性和定量分析的基础上，对区内地质构造、岩体和岩层的分布、矿产的赋存以及其他问题做出地质解释。我们对磁异常的解释中如何提取更多的信息。要解决这个问题，往往要解决异常的划分问题，哪些是区域异常，哪些是局部异常？由于划分异常的问题及其复杂，只能根据现有的技术水平，按照需要的精度，去解释划分。这是因为，我们有时所需要解释的不是整个场，而只是场的某一部分，而这一部分也即是所谓的局部异常。为了解释的需要，有时需要经过各种数据处理，如延拓、导数及频率域内的各种数据处理，然后做出判断。并要和正演模拟相结合。最后我们需要注意的是，场源体的非均匀性问题和反演的多解性问题。对于非均匀的磁性体，一般采取两种处理方法：一是对只有一定埋深的场源在反演解释中假设其为均匀磁化；二是对一些非均匀磁化场源进行分割处理，对每一块视为相对均匀磁化，并且彼此间互不磁化。磁异常的多解性问题比重力勘探更为复杂。因此决定磁异常特征的两个主要因素不仅与磁化场的大小、方向有关，还与场源体的形态有关。因此，在磁法勘探法的反演解释中，要遵循磁异常解释的步骤，并充分利用地质资料及其他地球物理资料进行综合推断解释。2.2 磁异常的定性解释 2.2.1 航磁异常解释中应注意的问题 在石油物探中，应用较多的是航空磁测资料。因此主要说明航磁异常的解释。在航磁解释时要注意到一下几个方面。航磁一般测区面积达，不易选取统一的正常场，因此航磁图上往往由区域异常和局部异常的叠加。又由于航测是距地表一定高度上进行的，故容易使两个相距较远的异常体叠加起来。同时，航磁测线只能垂直于测区内主要的构造线方向，不一定都与磁体的走向垂直，因此航磁异常往往不能完整反映磁体的异常特征。航磁测量中由于空地联系的好坏，常常会影响异常点的正确位置。造成异常的位移。相邻测线间距离、位置不准，以及沿测线方向异常位移距离不同，常使异常呈扭曲状态。最后，由于航磁面积大，比例尺小，因此异常多而复杂，不易反映磁体细节。航磁对地下深部的较大范围的地质体有比较稳定和可靠的效果。而在石油和天然气普查中，也往往是主要获得有关深部的地质构造信息，如确定大断裂带，拗陷与隆升，查明沉地球物理勘探方法综述 2 积盖层下结晶基底的起伏等，沉积盖层中的褶皱构造，圈定一些面积较小，最有可能存在石油天然气远景构造的区域。2.2.2 判断引起磁异常的地形因素 如果磁异常呈线性条带、弧形条带，S 形条带等，多为构造带的反映。区域性的磁力高或者磁力低，可能是隆起、凹陷、穹窿、盆地等反应；局部磁力高可能是岩体或矿体的反映。就三大类岩石来说，沉积岩的此话绿一般在 10010-6CGSM 以下，可视为无磁性或弱磁性。因此，沉积岩区在航磁图上反映为接近零的平稳状，可当作正场磁场看待。岩浆岩的磁性相当复杂，即使同一类岩石其磁性也因地而已，而且不同时代的岩石磁性也有很大差别。一般来说，基性火山岩的异常强度大，酸性火山岩的异常强度小。变质岩的磁性也有很大差别，负变质岩磁性较弱，正变质岩磁性较强。当然，根据磁异常的强弱辨认岩体时，不仅要考虑岩体的磁性，而且还要考虑它的形状、大小、产状及埋深，因为这些因素对异常强度是有影响的。2.2.3 判断磁性地质体的位置 只有正磁异常而无负磁异常；或者两侧有负异常但不明显时；或两侧异常大致相等，磁性地质体顶面大致位于正异常的下方，第一种情况物体的顶部边界可能在半极值范围内，或者其附近。如果磁异常正负伴生，而负异常又相当明显时，磁性地质体的顶面大致位于正负异常之间，而且是在梯度陡的下方，平面等值线最密集的地方。若正直大于负值的绝对值，物质顶面偏向正值，若负值的绝对值大于正值，物体顶面偏于负值，物体顶面不会超过负峰以外的地方；若正负异常相当，则在两者中间，物体顶面边界不会超出正负异常峰值以外。在梯度最陡处，为磁性体埋深最浅的部位，矿体相互叠加时，梯度变化最快，是最浅的地质体所引起的。3 磁法勘探的应用领域及成果 3.1 基础地质研究 利用航磁进行大地构造研究，对划分我国区域构造起了很大作用.如根据航磁资料提出的郑城一庐江深大断裂已为地质界所证实并公认，这一发现对我国东部大地构造研究和矿产普查产生重要影响。利用 1:400 万全国航磁图并结合其他地球物理资料，对全国大地构造进行研究，提出了对全国基础地质研究有重要意义的依据和建议。在基础地质填图方面，配合1:5 万区域地质调查填图的综合航磁、航放测量成果，不但提高了填图质量和效率，而且特别是在地质构造和火成岩的研究、盖层下的找矿以及提供找矿远景靶区、建立地质矿产的找地球物理勘探方法综述 2 矿模式方面，发挥了较大作用。近期在南海地区进行的高精度航磁概查，为该区提供了区域地质和油气构造信息，由于其地域上的特殊位置更具重要意义。3.2 固体矿产勘查 多年来共发现航磁异常上万多处，利用综合航放和航电异常共找到矿床(点)种类多达 20余种，400 多处，其中大、中型矿床 100 余处。航磁找到的铁矿床占建国以来发现磁铁矿总数的 80%，如河北武安、安徽霍丘、淮北滩溪、河南许昌、云南大红山、新疆磁海与天湖、陕西柞水大西沟等。在已知矿山外围或深部发现新矿扩大远景储量的有辽宁鞍山和本溪、湖北大冶、山东莱芜、河北冀东、北京密云、河南舞阳几江苏利国、内蒙古白云鄂博、四川沪沽和攀枝花等地图。近年来，随着磁测精度的提高，以及航磁与其他航空物探方法的综合利用，在寻找隐伏矿藏以及寻找弱磁或无磁性固体矿床的勘查中发挥了重要作用，如新疆一些地区，利用以航磁为主的综合航空物探方法，进行大比例尺区域地质填图，圈定了金矿成矿带或靶区。在甘肃潮水盆地北缘寻找多金属矿远景区的工作中，航磁发挥了重要作用，验证见到了铁、锰、铅锌矿。80 年代后期冶金系统利用引进的直升机载航磁垂直梯度测量系统(包括甚低频测量)在冀东、胶东进行了比例尺为 1:2.5 万的测量，在地质填图和金矿预测方面(岩性和构造填图、找寻与金有关的破碎蚀变带)，取得了明显效果。地面磁测，50 年代先后在辽宁鞍山、湖北大冶、山东金岭镇、内蒙古白云鄂博、河北邯邢地区、山东历城、四川攀枝花以及江苏南京等地寻找磁性铁矿，取得了很好的找矿效果。例如地质系统在湖北大冶铁山发现了尖林山隐伏矿床，发现了程潮桐子山异常和大冶金山店异常，经验证证实是两个大型铁矿床所引起。又如冶金系统在南京附近当时认为无大矿的火山岩分布区发现了梅山铁矿，揭示了长江中下游火山岩区找矿的序幕，在此期间，应用磁法在辽宁华铜发现了三大井铜矿体，吉林红旗林发现了镍矿体，广西大厂锡矿区圈定了矿体的分布范围。60 年代应用低缓异常研究方法在邯邢地区、山东、安徽及新疆等地发现了一批大型隐伏矿床。应用剩余异常计算方法在山东莱芜、湖北大冶铁山及金山店、鄂城程湖、陕西铜厂及新疆天湖等地寻找钻孔旁侧或底部盲矿，都取得了很好的效果。80 年代开始，高精度磁测用于有色、稀有和贵金属矿产的普查和预测取得了一定效果。3.3 油气构造勘查 为寻找油气而进行的专门航磁测量已基本覆盖我国含油气盆地，到目前为止，在各种盆地中共圈定 2200 余处局部构造异常或可能的油气聚集带，经查证确定了 16 个工业油气田，如 1957 年圈出了松辽盆地坳陷范围及构造轮廓，指出安达、大同和扶余长垣组成的中央隆起带及东部斜坡为油气聚集地带，而后为地质工作所证实。1959 年圈出了渤海坳陷，确定地球物理勘探方法综述 2 局部构造 47 处，1961 年又在华北济黄地区圈出大沽、大港和三木构造，这对胜利、大港及渤海油田的发现起到重要作用。1979 年航磁首先确定的塔北隆起带为塔里木找油气指明了方向。根据近海航磁结果圈定的珠江口、北部湾、东海等坳陷构造带上也都见到了工业油流川。80 年代以来，广泛开展了中大比例尺高精度航磁工作，在油田勘查中用来圈定局部构造，解决火成岩分布范围和规律，计算盆地地温梯度和不同界面地温场，从而评价油气生成环境，预测油气远景和指出找油靶区。如在松辽盆地北部、河南周口、山东黄河口、大港油田、冀中北部和渤海湾等地，对在已知构造中找小构造、已知油田区找新油田提供了证据和线索。又如在吐哈盆地进行的构造航磁圈定出坳陷带并细划分出次级凹陷，验证见到了工业油流。这些成果的取得，为进一步应用航磁解决更为细致的油气勘查问题奠定了基础。3.4 地热调查、工程地质和考古方面 磁法在地热调查、工程地质和考古等方面应用也见成效。如利用福州、厦门等地磁测资料了解与地热有关的岩脉发挥了很好的作用。利用航磁为北京、上海、天津、连云港等城市的区域和基底构造的稳定性评价已引起各方面重视，为城市建设提出了积极的建设性意见。在核电站选址中也取得了较好效果。又如在西安秦始皇陵、甘肃张掖黑水国古城遗址及西汉古墓、安徽毫州四女堆、河北永清古战道等地区的考古探测工作，均取得了较好效果。三 电法勘探 电法勘探方法可以追溯到 19 世纪初 PFox 在硫化金属矿上发现自然电场现象，至今已有 100 多年的历史，而我国的电法勘探业有 70 余年的发展，且也在研究地质和寻找能源矿产方面取得了巨大的成就。电法勘探是根据岩石和矿石电学性质（如导电性、电化学活动性、电磁感应特性和介电性,即所谓“电性差异”）来找矿和研究地质构造的一种地球物理勘探方法。它是通过仪器观测人工的、天然的电场或交变电磁场分析、解释这些场的特点和规律达到找矿勘探的目的。电法勘探分为两大类。研究直流电场的统称为直流电法，包括有电阻率法、充电法、自然电场法和直流激发极化法等；研究交变电磁场的统称为交流电法，包括有交流激发极化法、电磁法、大地电磁场法、无线电波透视法和微波法等。按工作场所的差别，电法勘探又分为地面电法、坑道和井中电法、航空电法、海洋电法等。一般来说，岩石和矿石的电阻率差别越大，电法勘探的效果越好。1 电法勘探的中的基本概念 1.1 岩石电阻率及其影响因素 电阻率是这样定义的：设有一段柱状物体，当电流平行于柱体的轴向，从一个截面流地球物理勘探方法综述 2 向另一个界面时，它所呈现的电阻率 R 与柱体长度 L 成正比，而与柱体的截面 S 成反比。电法勘探中电阻率实用单位是欧姆米（m）。岩石和矿石是由矿物组成，所以它们的电阻率必然和矿物的电阻率密切相关。大部分由硫化物，某些氧化物及石墨组成的矿物电阻率低，为良导矿物；由某些硫化物，氧化物和含富铁的矽酸盐矿物组成的岩石，电阻率中等，为中导性矿物；在地球上的所有岩石和矿石当中，几乎绝大多数造岩矿物都属于高阻矿物。岩石有空隙，一般空隙中都含有水分，水溶液和岩石的电阻率也有很大关系。水溶液中所含溶质的多少叫矿化度。如果由高阻矿物构成的岩石中的孔隙是彼此联通的，其中又充满了矿化水溶液，它们的电阻率就低，反之，则高。电阻率和温度的关系。温度升高，溶液的溶解度增大，溶液中离子活动性也增强，这两个因素都会使溶液的电阻率降低。综上所述，岩石和矿石的电阻率，决定于其中导电矿物含量的多少、结构、状态及其孔隙度的大小以及含矿化水的特征及地温梯度。1.2 地电断面和电性标准层的概念 所谓地电断面，是根据岩层的电学性质来划分的地质断面。这些电性界面可能和地质界面相符合，也可能不相符。但一般情况下，在沉积岩地区，地质界面和地电断面总是有一定空间关系。研究这种关系，就可以把电法勘探得到的地电断面正确解释为实际存在的地质界面。所谓电性标准层，是指地电断面中那些在电性上和围岩差别大，本身电性稳定，分布范围广，而且厚度大的电性层。在一个地方进行电法勘探前，应根据该地区的地质断面及其他物探资料，选择可能存在的电性标准层。一般情况下，火成岩、变质岩和灰岩的电阻率较高，而且稳定；厚粘土地层的电阻率较低也较稳定，这些都可以作为电性标准层的选择对象。通过实验选定的标准层，应在电法成果中得到准确的反映，方能取得好的勘探效果。2 电法勘探中的常用方法 电法勘探根据的是地壳中大自然存在的电场和天然磁场。电法勘探分为直流电法和交流电法。直流电法包括电阻率法、充电法、自然电场法和 质体中会产生感应电流直流激发极化法等；交流电法包括交流激发极化法、电磁法、大地电磁场法、无线电波透视法和微波法等。本文仅对其中的几种主要方法，如电阻率法、高密度电法、电磁法、激发极化法、地质雷达等作简要的介绍。2.1 电阻率方法 电阻率方法是浅层调查中所用的大多数地球物理方法之一，此方法基于当转换一个双电地球物理勘探方法综述 2 极之间的直流电时测量另一个双电极的电位。此技术可用以下三种方法：垂直电流探通术，此法中电极被移离中点；方形切削，排列沿着一个连续的电极间隔方向被移动；电断层摄影术，此方法中大量电极和双电极的结合被应用。然而它却有两个主要的缺点：一是虽然测量在大的距离上被获得以达到大的深度，但仅考虑电阻率的垂直变化（一维假设）；二是数据很可能用分辨率无穷大（非单值问题）来解释。滑坡通常显示岩体的非均质性和物理参数的横向变化，提供二维（或三维）电阻率图像的电断层摄影术已经逐步取代过去二十年里的最初两个方法并已经出现以简化闻名的标准地球物理成像技术。然而，排列结构的选择必须在获得数据之前被仔细地设计，这取决于渗透深度的要求，垂直和横向的分辨率以及周围的电噪音。同时，在进行讨论之前，所获图像的解释可能是复杂的，有时应用数值模拟进行检验。电阻率是一个表示大范围数值的参数，这些值对各种因素都很敏感，像岩体的性质、含水量和电导率，还包括岩石风化和裂隙，这也是这种方法已经被广泛用于滑坡调查目的原因。2.2 高密度电法 高密度电法本质是以介质电性差异为基础，研究在人为施加电场的作用下，地下传导电流的变化分布规律。高密度电法实际上是集中了电剖面法和电测深法，其原理与普通电阻率法相同，所不同的是在观测中设置了高密度的观测点，是一种阵列勘探方法。高密度电法野外测量时将全部电极置于剖面上，利用程控电极转换开关和微机工程电测仪便可实现剖面中不同电极距、不同电极排列方式的数据快速自动采集。与常规电阻率法相比，高密度电法的优点是：高密度电法能有效减少因电极设置所引起的故障和干扰，提高作业效率；高密度电法能选用多种电极排列方式进行测量，可以获得丰富的有关地电断面的信息；高密度电法的信息量远远超过普通电阻率法的信息量，是因为高密度电法将测点密度的点距精确到 1m，所以其信息量更大；高密度电法能有效实现自动化的野外数据采集，提高数据采集速度，避免手工操作失误。高密度电法应用领域比较广，尤其在水文和工程地质勘查方面，主要有：底青云、吴长盛、郭铁柱、董浩斌等使用高密度电法在水库大坝的坝体稳定性评价、坝基渗漏勘查、堤坝裂缝检测上都取得了很好的应用效果。2.3 电磁方法 电磁法是根据岩石或矿石的导电性和导磁性的不同，利用电磁感应原理进行找矿勘探的方法。电磁法的基本原理是：当地下存在导电地质体时，在交变电磁场(一次场)的作用下，导体中将产生涡流(感应电流)，涡流又在其周围产生二次磁场(二次场)，二次场的出现使一次场发生畸变。电磁法按场源形式的不同可分为人工场源法（或主动场源法）和天然场源法（或被动场源法）两种，按观测方式的不同可分为频率域方法和时间域方法两类。1）频率地球物理勘探方法综述 2 域电磁法。该方法的基本原理：将交变电流送入发射线圈，在其周围空间便建立起了一次交变场，当地下有良导性地质体时，在该地质体中会产生感应电流（又称涡流），这种感应电流在其周围空间形成的场称为二次场。在距发射线圈一定距离的地方设置接收线圈，它将同时接收一次场和二次场，通过观测和分析测量剖面上磁场的变化规律，便可推测地下良导地质体的存在和分布。该方法特别适合于电性横向分布不均匀的地质目标，主要包括废石堆、陡倾构造和污染的地下水等等。2）时间域电磁法。时间域电磁法是利用不接地回线或磁偶极子发射周期性的脉冲磁场作为一次场，在一次场消失后，用不接地回线或接地电极观测由地下导体产生的二次场。经处理后的资料可形成视电阻率曲线和视电阻率拟断面等值线图，以此来分析和解释地下介质的电学特性，并进一步作出地质推断。发射场源常采用的周期性脉冲序列包括：矩形、梯形、三角形和半正弦波等。其野外工作方式多种多样，但可归于两类：剖面测量装置和测深测量装置。3）甚低频电磁法。这一方法测量由远处的无线电发射机以很低的频率（VLF）产生的电磁场的磁（有时包括电）分量。2.4 激发极化法 激发极化法是根据岩石、矿石的激发极化效应来寻找金属和解决水文地质、工程地质等问题的一组电法勘探方法。随着电法勘探的不断发展，激发极化法的应用范围已日益广泛，除开采铜矿床外，在找铁、煤、铅锌矿，以及在超基性岩区找镍铬矿和、金矿等都取得了很好的地质效果。在实际地质应用方面初期的激电法主要用于助 A 硫化金属矿床，后来发展到诸多领域，如氧化矿床、非金属矿床、工程地质问题等。近年来，激电法找水效果十分显著，被誉为“找水新法”。我国开展了有关研究，并将激电场的衰减速度具体化为半衰时、衰减度、激化比等特征参数，这些参数不仅能较准确地找到各种类型的地下水资源，而且可以在同一水文地质单元内预测涌水量大小，把激电参数与地层的含水性联系起来。2.5 地质雷达勘探 地质雷达是由地面的发射天线将电磁波送入地下，经地下目标体反射被地面接收天线所接收，通过分析接收到的电磁波的时频、振幅特性，可以评价地质体的展布形态和性质。由于雷达穿透深度与发射的电磁波频率有关，使其穿透深度有限，但有高达 0.05 米以下的高分辨率。早期，地质雷达只能探测几米内的目标体，应用范围比较狭窄目前，地质雷达探测深度最大可达 100 米，使之成为地质勘察中很有效的地球物理方法。地质雷达因具有高分辨率、可靠的成果解释等特点，在浅层地质勘探中应用广泛。如探测覆盖层厚度、基岩面起伏，查找潜伏断层、破碎带、古溶洞、管道沟、涵洞以及地下掩埋体，进行环境地质、考古调查等。地质雷达应用也是非常广泛，如：使用地质雷达调查滑坡体及滑坡面、评估崩塌、滑坡地球物理勘探方法综述 2