水源物探法在泰安地区的应用毕业设计(编辑修改稿)

水源物探法在泰安地区的应用毕业设计(编辑修改稿)内容摘要：

采用可控制人工场源 , 测量由电偶极源传送到地下的电磁场分量 , 两个电极电源的距离为 1~2 km，测 量是在距离场源5~10 km 以外的范围进行 , 此时场源可以近似为一个平面波。 由于该方法的探测深度较大 (通常可达 2 km) , 并且兼有剖面和测深双重性质 , 因此具有诸多优点 : ○1 使用可控制的人工场源 , 测量参数为电场与磁场之比 —— 卡尼亚电阻率 , 增强了抗干扰能力 , 并减少地形影响。 ○2 利用改变频率而非改变几何尺寸进行不同深度的电测深 , 一次发射可同时完成 7个点电磁测深 , 提高了工作效率。 ○3探测深度范围大 , 一般可达 1~ 2 km。 ○4 横向分辨率高 , 很容易发现断层。 ○5高阻屏蔽作用小 , 可以穿透高阻层。 与大地电磁法和音频大地电磁法相同 , 可控音频大地电磁法也受静态效应和近场效应的影响 , 可以通过多种静态校正方法来消除“静态效应”的影响。 可控音频大地电磁法一出现就展示了比较好的应用前景 , 尤其是作为普通电阻率和激发极化法的补充 , 可以解决深层的地质问题 , 如在寻找隐山东农业大学本科 毕业论文 伏金属矿 , 油气构造勘查 , 推覆体或火山岩下找煤 ,地热勘查和水文工程地质勘查等方面 , 均取得良好的地 质效果。 (GPR) 地质雷达法与探空雷达技术相似 , 利用宽带高频时域电磁脉冲波的反射探测目标体 , 只是频率相对较低 , 用于解决地质问题 , 又称“探地雷达”，将雷达技术用于地质探测 , 早在 1910 年就已经提出 , 在随后的 60 年中该方法多限于对波吸收很弱的盐、冰等介质中。 直到 20 世纪 70 年代以后 , 地质雷达才得到迅速推广应用。 地质雷达是由地面的反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 ,通过分析所接收到电磁波的时频、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 , 但分辨率很高 ,可达 m 以下。 早期地质雷达只能探测几米内的目标 , 应用范围比较窄。 此外 , 地质雷达与地震反射原理相似 , 一些地震资料处理解释方法可以借用。 目前 , 地质雷达探测深度最大可达 100m, 使之成为水文和工程地质勘查中有效的地球物理方法。 地面核磁共振 (SNMR) 方法是目前唯一直接探测地下水的地球物理新方法。 它利用了氢原子内的质子在一定的条件下可以产生核磁共振信号的特征 ,采集和分析 NMR 信号的变化规律以实现对地下水 的直接探测。 核磁共振是一个基于原子核特性的物理现象，即具有核子顺磁性的物质可选择性地吸收电磁能量。 由于氢原子内的质子 (氢核 ) 是具有核磁矩的旋转带电粒子 ,在通常情况下 ,质子磁矩方向与当地地磁场 B0 一致 ,而且它们在稳定的地磁场作用下都将处在一定能级上 ,即处于自然平衡状态 (图 a)。 当在外加具有拉摩尔频率 f 0 的电磁场 B1 作用后 , B1 的垂直于地磁场 B0 的分量将对质子产生扭力 , 氢核产生旋进运动 ,从而发生能级跃迁 (图 b)。 当这种外加的电磁场 B1 终止后 ,氢核在回复到它们原来位置的过程中产生山东农业大学本科 毕业论文 可以被测量 的 NMR 信号 (图 c)。 图 13 磁核共振阶段 核磁共振产生的 3 个阶段如图 13 （ a） — 平衡状态。 (b) — 吸收状态。 (c) — 释放状 测量并分析这个 NMR 信号可以获取与地下氢核含量相关的信息，从而获取地下水的分布情况。 核磁共振法的技术特点为 : ①属于直接找水方法 ,特别是找淡水。 ②勘探深度较小。 ③易受电磁噪声干扰。 ④该方法不接地 , 受地表电性不均匀体干扰 小 , 适合西北地表干燥区使用；⑤信息丰富 , 具有量化的特点；⑥经济、迅速 , 完成一个核磁共振测深点的费用仅为一个水文地质钻孔的十分之一。 结语 随着科技的发展 , 今后一定会出现新的更为有效找水方法。 但在相当一段时间内 , 地球物理找水的一个趋势是 , 根据不同类型地下水的水文地质特征及其地球物理特征 , 使用多种物探方法联合即综合地球物理方法。 山东农业大学本科 毕业论文 第二 章 电测深法找水的基本原理 电阻率法找水的基本原理 电法勘探的概述 不同的岩石具有不同的物性 ，例如导电性、磁性、弹性、密度等。 在地面通过一定的 仪器测出地下岩石的某一物理性质，根据物理性质的差异推断出地下的岩石性质和地质构造，达到找矿或找水的目的。 这些方法统称为地球物理勘探，简称物探。 均匀地层的电阻率的测定 电阻率野外观测时一般由正负两个电极向地下送入电流，底下的电流场受到不同电阻率岩层的影响而有不同的分布规律。 因此，在地标观测电位，就能推知地下电阻率的分布情况，进而推断分析地质情况，达到找水的目的。 假设电流 I由地面的两个点电极 A、 B送入地下，并在两外两点电极 M、N 处测量电位差。 假定的地下空间全部为同一电阻率 p 的均匀介质，则根据点穴 的高斯定理， A 极在 M点引起的电位为： VAM=∫ ∞ rEMdr=ρI/ （ 2π rAM） 同理 B极在 M 点引起的电位为： VBM=∫ ∞ rEMdr=ρI/ （ 2π rBM） 式中 rAM、 rBM—— M 点至 A、 B电极的距离； I—— 电流强度 则 M点点位为： VM= VAM+ VBM=（ ρI/2 π）（ 1/rAM+1/rBM） 同样在 N点有 VN= VAN+ VBN=（ ρI/2 π）（ 1/rAN+1/rBN） 因此 M、 N 两点的电位差为Δ V= VMVN=（ ρI/2 π）（ 1/rAM+1/rBM1/rAN1/rBN） 故电阻率 ρ=2 π（ Δ V/I） /（ 1/rAM+1/rBM1/rAN1/rBN） =KΔ V/I 装置 K=2π /（ 1/rAM+1/rBM1/rAN1/rBN） 在电测找水中，常采用四极对称，此时 rAM= rBN， rAN= rBM 故装置 K简化为： K=π *AM*AN/MN 山东农业大学本科 毕业论文 由上述几式，就可计算出四极装置测定地下把空间均匀地层的电阻率。 人工电场的分布 通过 AB电极向下供电形成的人工电流场，其嗲下分布有以下几条规律： （ 1）从电源正极流出的电流，最后全部回到负极，电力数总数保持不变； （ 2）电力线有尽可能使经过的路程 为最短的特性； （ 3）各电力线之间存在相互排斥的作用。 依据第一条规律，电力线将大部分靠近地表面，但由于第三条的存在，将有一部分电力线被排斥到地下深处。 假定地表面的电流密度为 J0，供电电极 AB 中垂线上任意一点的埋藏深度为 h，则该点的电流密度为 Jh与 h的关系为： Jh/ J0=1/（ 1+h2/L2） 3/2 式中 L=AB/2，关系曲线见图 21（电流密度与深度的关系曲线）。 由图中所见，要勘探埋藏较深的地质体，须采用增大供电电极的办法，使电场的分布范围更深、更广，使得地质体处的电流密度足够大。 从理论上研究，只 有地质体的埋藏深度小于 时，才有可能引起仪器观测到的电位变化。 在野外实际工作中，当条件比较好时，最大勘探深度一般只能达到 AB/2。 山东农业大学本科 毕业论文 图 21 电流密度与深度的关系曲线 上面谈的是均匀地层中电力线的分布规律，在非均匀层中，电力线还有尽可能通过良导电层的特性，利用这些规律，便可以在地面上观测地下不同深度的各种地层的电阻率，达到找水的目的。 电测深法的方法原理 电测深法是用中心位置不变而逐渐加大供电电极距的方法，测出一系列ρ s值，从而了解某一点从浅到深沿垂直方向的地质条件。 在图 22（测量深度随 AB 变化示意图）中，当供电电极 A、 B 位于 AB1位置时，电力线大部集中与 A1C1B1的半球内，因而测出的 ρ s 主要受改 山东农业大学本科 毕业论文 版求内岩层电阻率的影响。 当 A、 B 改变到 A B2 位置时，半球体变为 A2C2B2测出的 ρ s不仅受到 A2C2B2半球内岩层电阻率的影响，而且受到 图 22 测量深度随 AB 变化示意图 C1~C2 深度内的岩层电阻率的影响。 当 A、 B 距离继续增大时，电力线的深度也就逐渐增大， ρ s 值也就受到深度更大的岩层电阻率的影响。 如果以AB/2 为横坐标，以算出的 ρ s值为纵坐标 ，将测量结果点绘到双对数纸上，就得出了电测深曲线图。 在电测深曲线上，上升的曲线反映了地下高阻岩层的存在，如图 23a；下降的曲线段反映了低阻岩层的存在，如图 23b。 山东农业大学本科 毕业论文 图 23 电测深曲线图 电测深法的技术方法 工作方法 供电极距 AB 的选择 在野外测量中， AB 距离的选择，应满足以下三点要求： （ 1）最小 AB/2 可按稍小于第一含水层的埋藏深度或区域地下水位的深度来确定，如有要求，还应能反映第四系覆盖层的厚度。 （ 2）最大 AB/2 的选择，应保证在曲线尾段渐近线上有 2~3 个电极距，或按预计打井深度的 1~2 倍来确定。 （ 3）在测量过程中 AB 距离应逐步加大，两个相邻极距在双对数纸上的水平距离应在 ~2cm的范围内，通常取：（ AB/2） i+1/（ AB/2） i=~ 根据经验，建议按照 如 下表 21众所列的极距进行选取 ： 山东农业大学本科 毕业论文 表 21： 供电极距参考表 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 AB/2(m) 4 6 9 12 16 20 25 32 40 50 MN/2(m) 2 4 5 序号 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 AB/2(m) 60 74 90 110 135 170 210 260 320 400 500 MN/2(m) 40 50 测量极距 MN 的选择 MN 的选择一般分等比装置和固定装置两种方式。 等比装置一般选择八分之一装置，即 MN=AB/8。 如新号较弱时，也可适当加大 MN 的距离，如选取五分之一或三分之 一装置，应根据地电条件灵活运用。 随着测试仪器智能化的发展，测量精度的提高，固定装置亦普遍应用，该装置所用人力少，受不良地质体干扰的影响小，效果较好。 布线方向的选择 在山丘地区，布线应选择地形平坦、与可能的构造走向垂直的方向布极，避免穿越较深的沟谷和陡崖，造成地形影响误差。 在平原地区，地层分布较为均匀，一般以布线方便为原则，可不考虑布线方向。 电测深曲线解释分析方法 电测深曲线解释的主要任务，是通过对个电性层曲线的分析计算，依据岩性及测量结果，辨认含水层，解释界面深度，推断地 下含水层的性质、部位、厚度等情况，指导我们选定井位。 简易拐点切线法 第一步，做出与目的层曲线段重合最长的拐点切线 P1，及其上部相邻电性层的拐点切线 P2。 P P2两切线的交点 O1点的纵坐标为 ρ0，横坐标为上界面深度。 第二步，用量角器量出切线 P1与横坐标的夹角为 α角，根据 α值，从 αu山东农业大学本科 毕业论文 表中查出 u 值，则目的层的电阻率为 ρ=uρ0。 经验系数法 含水层的分析与辨认 高阻岩层地区，包括石灰岩，大理岩，花岗岩，凡是相对富水的构造破裂带，岩溶裂隙带，在测深曲线上一般呈现相对低阻 反映。 根据多年的测试定井实践，可主要归纳为缓、平、降三个变异特征，九种曲线表现形态，作为辨认含水层进行定性解释的依据。 1 缓升变异 （ 1）急剧上升段后的缓升段，可视为含水层。 （ 2）夹在两个急剧上升段之间的缓升段，一般是较好的含水层。 （ 3）急剧上升段前边的缓升是比较可靠的含水层。 2 水平变异 （ 1）尾支变平的水平段是含水层的反映。 （ 2）两个上升段之间水平段可视为含水层。 （ 3）整个曲线近似水平，是岩溶裂隙富水的反映。 3 下降变异 （ 1）尾支下降段可视为含水层。 （ 2）两个急剧上升段之间的下降段可视为含水 层。 （ 3）只有尾支急剧上升，前段下降的曲线，下降段是中上部岩溶裂隙富水相对发育的反映。 影响电测深法效果的地电条件分析 根据我们的找水实践，影响电测深法找水效果的地点跳进主要体现在以下三个方面： 第一，电测深法是一种体积勘探，因而要求被测目的。