地电学与电法探测

1. 地电学与电法探测 同济大学 海洋与地球科学学院 吴健生 2005.12.18

2. 第一节 地下物质的电性 • 电阻率ρ： • 地下物质的整体电阻率由孔隙、裂隙、断层和剪碎带内的水溶液电解导电控制。

3. 电法探测是研究地层电学性质及电场、电磁场变化规律的学科，它是根据所研究地质对象的电性差异，通过仪器测量其电场的大小，进而研究电场的分布规律，可以不依靠对岩石露头的肉眼鉴别，透过覆盖层了解地下深处地质体的状况，从而获得地质结论。电法探测是研究地层电学性质及电场、电磁场变化规律的学科，它是根据所研究地质对象的电性差异，通过仪器测量其电场的大小，进而研究电场的分布规律，可以不依靠对岩石露头的肉眼鉴别，透过覆盖层了解地下深处地质体的状况，从而获得地质结论。

4. 目前，电法勘探在岩土工程勘察和水文地质调查中，是应用最广、解决问题最多、取得效果最好的方法之一，如追索构造破碎带、寻找岩溶、寻找古河床、圈定富水地段、揭露不同岩性接触界线、确定松散沉积物的厚度、了解基岩风化壳的发育深度、以及在山区和平原区寻找地下水源等。由于现代科学技术水平的不断提高，各种电法高精度仪器及计算机的应用，使电法勘探的解释精度大大地提高了，从而促进了电探方法的发展和应用。目前，电法勘探在岩土工程勘察和水文地质调查中，是应用最广、解决问题最多、取得效果最好的方法之一，如追索构造破碎带、寻找岩溶、寻找古河床、圈定富水地段、揭露不同岩性接触界线、确定松散沉积物的厚度、了解基岩风化壳的发育深度、以及在山区和平原区寻找地下水源等。由于现代科学技术水平的不断提高，各种电法高精度仪器及计算机的应用，使电法勘探的解释精度大大地提高了，从而促进了电探方法的发展和应用。

5. 电阻率测量多用于地热、金属、煤、地下水及工程勘查，近期，此法用于检测被掩埋的废物和废物迁移情况。 • 在有关环境问题的应用方面，电阻率测量能够勘测覆盖层的厚度、地层情况、断层、裂隙岩石单元，盐水入侵、污染羽、废物堆以及洞穴。在岩土工程方面，电阻率测量可用于研究坝的稳定度、基岩强度以及勘测覆盖层、断层、裂隙等。

6. 水溶液离子导电 • 正常导电模式──近地表岩石的导电主要属离子型。电流在连通孔隙、裂隙、断层和剪碎带内以及沿颗粒边界传导，但极少通过硅酸盐骨架。 • 孔隙水的含盐度是决定岩石电阻率的主要因素。含盐度越高，离子浓度越大，导电性能越佳。

9. 岩石结构的影响──岩石结构对标本电阻率的影响，分述如下。岩石结构的影响──岩石结构对标本电阻率的影响，分述如下。 粒度均匀的砂岩有较大的空隙，因而呈现低电阻率。 • 粒度不均匀的砂岩其孔隙度要低得多，因而呈现高电阻率。 • 石灰岩沿裂隙溶解将会增大孔隙度，从而降低电阻率。 • 矿物在岩石中沉淀将会降低孔隙度，从而增大电阻率。 • 花岗结构的岩石是沿裂纹和多角形颗粒边界导电的，通常孔隙度低，从而具有高电阻率。 • 玄武岩中有许多不连通的孔隙，从而渗透率低。即使孔隙度高的玄武岩也可能呈现高电阻率。

11. 岩石类型的影响──下图显示了一些岩土电阻率的典型变化范围。这些变化范围部份反映了岩土的结构，同时也是地质过程的反映。不同类型岩石的电阻率变化范围常部分地重叠，这表明仅通过电阻率来区分岩石类型是困难的。岩石类型的影响──下图显示了一些岩土电阻率的典型变化范围。这些变化范围部份反映了岩土的结构，同时也是地质过程的反映。不同类型岩石的电阻率变化范围常部分地重叠，这表明仅通过电阻率来区分岩石类型是困难的。

13. 地质过程的影响──不同的地质过程对岩石电阻率的影响。通常，地质过程会减少岩石的电阻率，但有不少例外。地质过程的影响──不同的地质过程对岩石电阻率的影响。通常，地质过程会减少岩石的电阻率，但有不少例外。

14. 粘土矿物的影响 • 除电解液导电通路外，粘土粒子起着另一导电通路的作用，后者的电阻很低。粘土矿物的特高电导率源于右图所示的交换阳离子双层。这些阳离子是平衡源于晶格内置换及断键的电荷所必需的。阳离子的有限大小无法形成单层而是构成双层。双层由紧贴着粘土表面的固定层和密度随离固定层距离按指数衰减的扩散层组成。 吸附在粘土粒子上的离子（示意图）

15. 与固定层不同，扩散层在外电场的影响下，可以自由运动。正常离子加上扩散层阳离子导致载荷子密度的加大，结果是表面电导率的增强。对于粘土矿物，这种性质至为与固定层不同，扩散层在外电场的影响下，可以自由运动。正常离子加上扩散层阳离子导致载荷子密度的加大，结果是表面电导率的增强。对于粘土矿物，这种性质至为 • 强烈，原因在于它们具有强的离子交换能力。各种含粘土矿物的岩石之所以具有特高的电导率盖源于此。沸石也具有上述特性，但程度较弱，事实上，所有矿物都具有一定程度的这种特性。 • 当通过孔隙的电导减小时，浸染粘土对岩石电阻率的影响变得愈益重要。特别是在硅质岩内，热液蚀变会使长石转化为高岭石、蒙脱石和其它粘土矿物。在基性岩内，则可能产生绿泥石和蛇纹石。所有这些蚀变产物都具有高的电导率。 • 当电解液的浓度增大时，相对于粘土导电通路而言，电解液导电通路的相对贡献增加。

19. 影响地体电导率的因素 • 在地下水研究中，通常将岩土的基质视为绝缘体，电流只能在土壤中流通。在这种情况下，影响岩土整体电导率（电阻率的倒数）的主要因素为： • 1、孔隙度， • 2、土壤水的电导率， • 3、岩土孔隙的形状， • 4、饱和度（实际被水份充填的孔隙体积与孔隙总体积之比）， • 5、温度， • 6、存在具有高至中等阳离子交换能力的粘土。

20. 电法探测的基本原理

21. 有三种基本的工作方法：测深法，剖面法及测深——剖面法。在电测深法（Vertical Electrical Sounding ，简记作VES）中，不断改变发射电极的距离，其结果按层状大地进行解释。由于大地通常并非成层，电测深法的应用范围具有很大的局限性。在电剖面法中，发射电极或接收电极或者两者同时沿地面移动，以发现横向异常。最有用的方法是测深和剖面法的结合，它可以同时测绘电阻率的横向和纵向变化。

22. 电阻率法建立在地下物质对低频（通常为3Hz到0.03Hz）电流的响应的基础上，直流（dc）电阻率法本来是使用直流电的，但由于噪声和测量方面的问题很快改用低频交流（ac）电，因此现今几乎都采用交流电源。电阻率法建立在地下物质对低频（通常为3Hz到0.03Hz）电流的响应的基础上，直流（dc）电阻率法本来是使用直流电的，但由于噪声和测量方面的问题很快改用低频交流（ac）电，因此现今几乎都采用交流电源。 • 通常用由两个供电电极和两个测量电极所组成的四电极装置进行测量；单极──单极和单极──偶极装置与四极装置不同之处在于有二个或一个电极位无穷远处。

23. 位于半空间表面的电极 • 先讨论均匀多向同性全空间中位于坐标系原点O的电极。在距原点为r的球面S上电流沿径向流动，电流密度：

24. 图12．在均匀、 各向同性半空间表面两供电电极（电流由Ｃ1流入，由Ｃ2流出）所形成的电流场、电位线。电流线代表管的表面，每一管各流过总电流的十分之一（引自Van Nostrand和Cook，1966）。 图11．电极位于坐标系的原点。 S是半径为r的球面。

27. 图13电阻率和激发极化测量常用的装置及其几何因子。图13电阻率和激发极化测量常用的装置及其几何因子。

30. 图17．三层电阻率曲线的四种基本类型： • （ａ）ρ1>ρ2<ρ3，H型；（ｂ）ρ1<ρ2<ρ3，A型； • （ｃ）ρ1<ρ2>ρ=，K型；（ｄ）ρ1>ρ2>ρ3，Q型。 • 线持续下降（图17d）。多于三层时，需用几个字母来给视电阻率曲线分类。例如，ρ1>ρ2<ρ3>ρ4时称之为HK型。这类名词的引进为的是便于使用量板。但是，对量板的方法近来已被计算机自动反演所替代。

34. 第i层的水平电导

36. 电剖面法 • 作电剖面测量时，保持电极间距不变，整个装置沿测线（与走向垂直）移动。其目的是探测诸如陡倾斜断层、洞穴或金属桶等引起的横向电阻率变化。图绘出了用三种不同装置获得的导电球响应的理论剖面曲线。在球体上方均出现低阻异常，但偶极装置能最清晰地辨定场源。 • 使用任何一种常用装置时，由横向不均匀性所引起的异常与电极距密切相关。因此，进行电剖面测量之前，可在测区选若干点作测深，以确定感兴趣的深度范围，从而选择适当的电极距。如果对地下不均匀体的深度范围事先心中无数，剖面法可能得不到可识别的异常。

37. 测深──剖面法 • 进行测深剖面法最常用的装置是偶极──偶极和单极──偶极。此法既可探测横向也可探测垂向电阻率变化，图25是一种常用的显示观测数据的方法，通称拟断面图，先将发射（供电）电极[1]置于1—2位置，接收（测量）电极置于3—4位置，将测得的电流（Ｉ），电压（Ｖ）以及求得的几何因子Ｋ代入（29）式，便可算出一个视电阻率值。将此值记在分别过1—2和3—4中点的450直线的交点处。

38. 然后，将接收电极相继移至4—5、5—6、6—7、7—8和8—9位置[2]。接着，发射电极移至2—3位置，再仿前移动接收电极。要获得一张较完整的视电阻率拟断面图，发射电极约需移位10～20次。最后，根据拟断面图中的数据，勾绘出等值线。应该指出，拟断面图并非地下电阻率分布情况的真实描写。进行解释时，反复修改二维模型并计算其响应，直至某理论拟断面图与实测拟断面图拟合良好为止。图26包含一个实测拟断面、一个二维模型以及根据此模型算出理论拟断面。三维大地亦可进行模拟，容后讨论。然后，将接收电极相继移至4—5、5—6、6—7、7—8和8—9位置[2]。接着，发射电极移至2—3位置，再仿前移动接收电极。要获得一张较完整的视电阻率拟断面图，发射电极约需移位10～20次。最后，根据拟断面图中的数据，勾绘出等值线。应该指出，拟断面图并非地下电阻率分布情况的真实描写。进行解释时，反复修改二维模型并计算其响应，直至某理论拟断面图与实测拟断面图拟合良好为止。图26包含一个实测拟断面、一个二维模型以及根据此模型算出理论拟断面。三维大地亦可进行模拟，容后讨论。

39. 图25．在拟断面图中偶极——偶极数据的方法。图25．在拟断面图中偶极——偶极数据的方法。 图26． （a）用偶极——偶极装置获得的实测拟断面； （b）用二维有限元算法获得的计算拟断面； （c）产生计算拟断面的二维地电模型。 （引自Hohmann，1982）

40. 在有导电覆盖层的情况下联合使用Slingram和常规VLF法勘探地下水在有导电覆盖层的情况下联合使用Slingram和常规VLF法勘探地下水 • Palacky等人于1981年曾发表他们在非洲上沃尔特同时进行VLF和Slingram测量的结果。Jones（1985）曾描述，大部分非洲大陆的下部为结晶基底杂岩，其上是一厚盖层或因盖层在原地被化学风化而形成的腐土。幸好，在许多地区的腐土底部特别在基岩局部破碎处存在可用的含水层。 • 图15是Palacky等（1981）给出的上沃尔特典型水文地质断面。共有三类含水层：（1）河谷冲积滞水层。此层通常被污染且在旱季往往水面显著下降。（2）过渡带含水层。这层通常太薄，用处不大。（3）破裂带含水层。在足够破碎的情况下，此层能提供足够的农用水；而且由于部位较深，污染危险减到最低。

42. 有可能用电磁技术发现这些从地面或空中看不见的破裂带。在若干靶区用多频Slingram系统做过测量，实验确定最佳收发距为50米（25米太小，发现不了目标物；100米太大，导致空间分辨率低劣），点距10米。用1777和3555赫兹获得的结果最佳。此外，又用VLF法测了倾角和极化椭圆的椭圆率。但是，由于可资利用的VLF发射源与导体走向耦合不佳以及火山──沉积区存在着较厚的相当导电的表土，VLF法的有用性受到了严重的限制。尽管如此，此法在风化层比较薄的花岗岩地区颇有成效，加之野外工作速度极高，故各靶区广泛使用。有可能用电磁技术发现这些从地面或空中看不见的破裂带。在若干靶区用多频Slingram系统做过测量，实验确定最佳收发距为50米（25米太小，发现不了目标物；100米太大，导致空间分辨率低劣），点距10米。用1777和3555赫兹获得的结果最佳。此外，又用VLF法测了倾角和极化椭圆的椭圆率。但是，由于可资利用的VLF发射源与导体走向耦合不佳以及火山──沉积区存在着较厚的相当导电的表土，VLF法的有用性受到了严重的限制。尽管如此，此法在风化层比较薄的花岗岩地区颇有成效，加之野外工作速度极高，故各靶区广泛使用。 • 图16绘出了用Slingram、VLF及常规电阻率法在花岗岩上方获得的剖面曲线。三种方法都清楚地显示出A、B两个异常。在B异常处打钻。于30米深发现较丰富的水源，涌流量为1立方米／小时。滞水面深10米，12米处见到基岩。

44. 类似的测量也在火山--沉积区进行过（图17）。值得注意的是，片岩和石英岩上方的较厚的导电腐土层产生更多的Slingram响应。虽然如此，在Slingram和VLF剖面曲线上仍可看出A、B、C三个异常，但仅异常C在电阻率曲线上的所显示。对异常C施钻发现位于29米深度的含水层，涌流量为2.5立方米／小时。类似的测量也在火山--沉积区进行过（图17）。值得注意的是，片岩和石英岩上方的较厚的导电腐土层产生更多的Slingram响应。虽然如此，在Slingram和VLF剖面曲线上仍可看出A、B、C三个异常，但仅异常C在电阻率曲线上的所显示。对异常C施钻发现位于29米深度的含水层，涌流量为2.5立方米／小时。

45. Palacky等（1981）还描述了其它地区的一个值得注意的情况。先是根据电阻率异常在该区布一钻孔，发现涌流量为0.7立方米／小时的水源；然后，向南西移动5米打第二钻，结果一无所获；第三孔是根据HLEM／VLF异常定位的，布在第一孔北东5米处，又获得1立方米／小时的涌流量。这个令人信服的例证说明，布置后续钻孔，亦需准确地确定异常的位置。Palacky等（1981）还描述了其它地区的一个值得注意的情况。先是根据电阻率异常在该区布一钻孔，发现涌流量为0.7立方米／小时的水源；然后，向南西移动5米打第二钻，结果一无所获；第三孔是根据HLEM／VLF异常定位的，布在第一孔北东5米处，又获得1立方米／小时的涌流量。这个令人信服的例证说明，布置后续钻孔，亦需准确地确定异常的位置。 • 这些作者们曾试图用多层大地理论去解释远离目标物的多类响应，从而求出覆盖层的总厚度，间接获知目标物的深度，但并不成功。这可能因为异常很多，以致比通常情况更难确定无异常的背景零点。此外，Slingram异常值不大，有可能Slingram和VLF异常都是导电覆盖层中的导电“船”引起的；在这种情况下，求陡倾钭导电板埋深和电导的常规程序失效。

46. 用甚低频电阻率法勘测覆盖层厚度 • 为了有助于地下水勘探，Podder和Rathor（1983）曾在印度半岛南半部用VLF电阻率法勘测过覆盖层厚度。实验区之一的地电断面由三层组成：最上层是仅数十厘米厚的微红色高阻沙质土；中间为风化层（腐土层），是地下水的主要来源，其厚度和电阻率有待测定；底层乃属于前寒武纪早期的高阻花岗岩的片麻岩。 • 在该实验区曾用常规电阻率法（Wenner装置）作过详细的测量，装置距为5米（这样小的装置距足以保证基本上只反映腐土层的电阻率），结果如图18.5所示。

47. 常规VLF法速度极快且在高阻土中不存在电极接触问题。图18.1和18.2是用此法在同一试验区测量的结果。将常规VLF数据与Wenner电阻率数据对比，按作者们所述，VLF同相分量的过零点与复盖层的电阻率低相关。正交分量与同相分量有些关联，但极性相反；它也反映覆盖层的电阻率。但是，由于存在具有中等导电能力的覆盖层，在此种环境中，

48. 迫切需要一种能快速并可靠地估计腐土层电阻率及厚度的物探技术。图18.3和18.4是用VLF电阻率法测得的有关电阻率相角和振幅的剖面曲线。VLF电阻率的振幅和直流电阻率两者的相关性一般良好，这是因为趋肤深度（参看表2）相当浅，两种测量技术都将覆盖层“视为”半无限空间，难以“看出”大地的成层性。然而，当导电层覆盖于高阻基底之上时，如图19的理论列线图所示，相角对盖层厚度却反应敏感。Podder和Rathor（1983）将实验区下部视为二层大地（忽略薄的高阻表层），利用图19进行反演，可将实测的VLF视电阻率和相角数据转换成地电断面，结果如图18.6所示。据作者们介绍，一般地说，这样获得的解释深度与从许多钻孔以及常规电阻率测深得到的数据相当一致。

49. 应用地电导率仪勘测地下水的工业污染 • 在美国，过去十年对地下水的工业污染日益关心，从而使得电磁技术在这一领域获得广泛的应用。在涉及地下水污染的文献中，有关应用地电导率仪勘测近地表含水层的工业污染的论文目前已达数十篇之多。 讨论《影响地体电导率的因素》时曾指出，地下水每增加25ppm的离子物质，其电导率大约相应增加1mS／m，于是，测量地下电导率有可能了解是否存在污染以及大致估计污染的程度。但是，诸如岩性改变等其它因素也能使电导率发生变化，问题的难点是要在这类影响下去勘测工业污染的羽状流。自然，污染程度高的地区是不成问题的，因为其它因素的影响相对较小。

50. 理论上，也可以检测有机污染物（绝缘体），因为它会降低电导率。实际上，除非背景电性非常均匀或污染程度极高（均属罕的情况），要想检测出属于ppb级的有机物质肯定是困难或不可能的。然而，ppb级的毒性有机物质对人体仍可能是危险的。幸好，在许多情况下，出现毒性有机物质的地方往往也存在离子物质。有机污染羽的检测是建立在有机物质和离子物质的空间分布基本相同这一假设的基础上的。自然，此假设是否符合事实，必须经受尔后监测井取样分析的检验，这些监测井是根据电导率或电阻率测量确定的有机物污染羽差不多总比直接由地下水样品分析确定的为小；这是因为在一些地区虽然离子物质的电导率已降到背景水平，但有机化学物质仍有可能具有危险或有毒的浓度。理论上，也可以检测有机污染物（绝缘体），因为它会降低电导率。实际上，除非背景电性非常均匀或污染程度极高（均属罕的情况），要想检测出属于ppb级的有机物质肯定是困难或不可能的。然而，ppb级的毒性有机物质对人体仍可能是危险的。幸好，在许多情况下，出现毒性有机物质的地方往往也存在离子物质。有机污染羽的检测是建立在有机物质和离子物质的空间分布基本相同这一假设的基础上的。自然，此假设是否符合事实，必须经受尔后监测井取样分析的检验，这些监测井是根据电导率或电阻率测量确定的有机物污染羽差不多总比直接由地下水样品分析确定的为小；这是因为在一些地区虽然离子物质的电导率已降到背景水平，但有机化学物质仍有可能具有危险或有毒的浓度。