地球物理勘探复习资料

地球物理勘探复习资料
《地球物理勘探》基本特点
（1）地球物理勘探是⼀种间接的勘探⽅法
⽤钻机或其它的机械⼿段从地下取出岩样来认识地质构造是直接的勘探⽅法（或称为侵⼊⽅法，invasive method)。

地球物理勘探⽆须从地下取出岩样，⽽是通过使⽤专门的仪器在地⾯（或钻孔中）观察由地下介质引起的某种物理场的分布状态，
收集和记录某些物理信息随空间或时间的变化，并对这些信息的分布特征作出解释和推断，从⽽揭⽰地球内部介质物理状态的空间变化和分布规律，以此来了解矿产资源的分布及赋存状态、查明地质构造。

（2）地球物理勘探⼯作具有效率⾼、成本低的特点
以往的地球物理勘探⼯作为矿产资源的调查、⽔⽂地质及⼯程地质⼯作提供了⼤量的、获得实践检验的重要资料；尤其是在覆盖地区对研究地质构造、指导勘探、成井等⽅⾯发挥了重要作⽤，加快了勘探速度，降低了施⼯成本，提⾼了⽔⽂地质钻孔的成井率。

（3）地球物理勘探能更全⾯了解勘探⽬标的全貌，避免钻孔勘探‘⼀孔之见’的弱点
在⼯程勘察中，尤其是在浅层岩溶勘察中，地球物理勘探⼯作能提供勘探区域内⼆维、甚⾄三维的地下岩溶分布状态，克服钻孔‘⼀孔之见’的局限性。

跨孔声波、电磁波透视法能了解两孔之间的岩体的完整性，能从整体上评价岩体的完整性与基础的稳定性。

（4）地球物理勘探的应⽤具有⼀定的前提条件
（⼀）必要条件：
要有物性差异；
（⼆）充分条件：
1、⽬前仪器技术条件下，能测出异常：
（1）场源体要有⼀定的规模，
（2）场源体要有⼀定的埋深⽐，
（3）仪器灵敏度要⾼；
2、⼲扰要⼩或能分辨异常；
3、环境条件允许。

（5）反演解释具有多解性
同⼀物理现象（或者说同⼀性质的物理场的分布）可以由多种不同的因素引起。

例如，在电法勘探中，视电阻率的变化可以由被测⽬标体电阻率值的变化引起；也可能由于地形，产状等其他因素的变化引起。

这反映了地球物理勘探资料解释具有多解性。

要克服地球物理勘探资料解释的多解性，就必须将其与钻井资料或地质资料相结合进⾏推断解释，必须掌握⼀定的地层岩矿⽯的物性参数。

主要考核各位同学对基本知识⽅法理论掌握情况，以及初步的应⽤分析能⼒。

考试题型：
⼀、填空
⼆、名词解释
三、简答题
四、分析应⽤题等
考试时间：考试周
绪论
地球物理学：
⽤物理学的原理和⽅法，对地球的各种物理场分布及其变化进⾏观测，探索地球及近地空间的结构、物质组成、形成和演化，研究各种⾃然现象及其变化规律。

地球物理学⽬的和任务：
在探测地球内部结构与构造的基础上、寻找能源、资源和环境监测提供理论、⽅法和技术。

地球物理学分为:
应⽤地球物理和理论地球物理两⼤类。

理论地球物理:
研究地球本⾝特性的理论与⽅法。

如：地球起源、内部圈层结构、地球年龄、地球⾃转与形状等。

主要包括:
地震学、地磁学、地电学、地热学和重⼒学等。

应⽤地球物理（勘探地球物理）：
地质体的不同结构和特性常以不同的导电性、磁性、弹性、密度、放射性等地球物理性质或地球物理场的差异表现出来。

以专⽤仪器探测地壳表层各种地质体的物理场来进⾏地层划分，判明地质构造、⽔⽂地质及各种物理地质现象的⽅法。

勘探地球物理主要⽅法包括：
重⼒勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探、地球物理测井和放射性勘探等。

第 1 章岩( 矿)⽯的地球物理特征
第 1 节岩( 矿) ⽯的密度
影响岩⽯密度的主要因素为：
1. 组成岩⽯的各种矿物成分及其含量的多少；
2. 岩⽯中孔隙⼤⼩及孔隙中的充填物成分；
3. 岩⽯所承受的压⼒等。

⼀、⽕成岩的密度
主要取决于矿物成分及其含量的百分⽐, 由酸性→中性→基性→超基性岩，随着密度⼤的铁镁暗⾊矿物含量的增多，密度逐渐增⼤。

⼆、沉积岩的密度
1. 沉积岩密度值主要取决于孔隙度⼤⼩，⼲燥的岩⽯随孔隙度减少密度呈线性增⼤；
2. 孔隙中如有充填物，则充填物的成分及⽐例也明显地影响着密度值；
3. 随着成岩时代的久远及埋深的加⼤，上覆岩层对下伏岩层的压⼒加⼤，这种压实作⽤也会使密度值变⼤。

三、变质岩的密度
变质岩密度与矿物成分、矿物含量和孔隙度均有关，主要由变质的性质和变质程度来决定。

通常变质作⽤的结果使变质岩⽐原岩密度值加⼤，如变质程度较深的⽚⿇岩、⿇粒岩等要⽐变质程度较浅的千枚岩、⽚岩等密度值⼤些。

四、结论
1. 岩矿⽯密度的规律：
①岩浆岩和变质岩的密度⼤于沉积岩
②沉积岩密度变化范围⼤
2. 影响岩⽯密度因素
岩浆岩: 矿物成分；⽣成环境；
沉积岩: 孔隙度；⽣成年代；埋藏深度；
变质岩: 与原岩和变质程度有关
第2 节岩( 矿) ⽯的磁性
⼀、基本概念
磁性：吸引铁、钴、镍等物质的性质。

任何物质的磁性都是带电粒⼦运动的结果。

磁性分类：1. 抗磁性( 逆磁性)
2. 顺磁性
3. 铁磁性
1. 抗磁性( 逆磁性)
在外磁场作⽤下，这类物质的磁化率为负值，且数值很⼩。

2. 顺磁性
顺磁性物质受外磁场作⽤，其磁化率为不⼤的正值，有外磁场作⽤，原⼦磁矩顺着外磁场⽅向排列，显⽰顺磁性。

3. 铁磁性
在弱外磁场的作⽤下，铁磁性物质即可达到磁化饱和，其磁化率要⽐抗磁性、顺磁性物质的磁化率⼤很多。

磁化强度与磁化场呈⾮线性关系
磁化强度M沿O、A、B、C、D、E、F、A变化，诸点所围之曲线，称磁滞回线，表明铁磁性物质磁化强度随磁化场的变化呈不可逆性。

⼆、岩⽯、矿⽯的磁性特征
1.磁化强度和磁化率
在外部磁场的作⽤下，磁化强度M 表⽰与磁化场强度H 之间的关系为:
磁化率：表征物质受磁化的难易程度，是⼀个⽆量纲的物理量。

2. 矿物的磁性
⑴抗磁性矿物与顺磁性矿物
⾃然界中，绝⼤多数矿物属顺磁性与抗磁性。

①抗磁性矿物，其磁化率都很⼩，在磁法勘探中通常视为⽆磁性。

②顺磁性矿物，其磁化率要⽐抗磁性矿物⼤得多，约两个数量级。

(2)铁磁性矿物
铁磁性矿物：如磁铁矿等含铁、钴、镍元素的矿物。

磁化率不是恒量，为正值，且相当⼤。

3. 岩⽯的磁性特征
㈠⽕成岩的磁性
(1) 不同类型的侵⼊岩，其磁化率平均值随着岩⽯的基性增强⽽增⼤；
(2) 超基性岩是⽕成岩中磁性最强的；
(3) ⽕成岩具有明显的天然剩余磁性。

㈡沉积岩的磁性
⼀般说来，沉积岩的磁性较弱。

造岩矿物如⽯英、长⽯、⽅解⽯等，对磁化率⽆贡献。

沉积岩磁化率主要决定于副矿物的含量和成分，它们是磁铁矿、磁⾚铁矿、⾚铁矿，以及铁的氢氧化物。

沉积岩的天然剩余磁性，与母岩剥蚀下来的磁性颗粒有关，其数值不⼤。

㈢变质岩的磁性
变质岩磁化率和天然剩余磁化强度变化范围很⼤，和原岩的矿物成分，以及变质作⽤的外来性或原⽣性有关。

( 四) 影响岩⽯磁性的主要因素
岩⽯的磁性是由所含磁性矿物的类型、含量、颗粒⼤⼩与结构，以及温度、压⼒等因素决定的。

岩⽯磁性与铁磁性矿物含量的关系
⼀般来说，岩⽯中铁磁性矿物含量多，磁性愈强。

2. 岩⽯磁性与磁性矿物颗粒⼤⼩、结构的关系
在给定的外磁场作⽤下，铁磁性矿物的相对含量不变，其颗粒粗的较之颗粒细的磁化率⼤。

当磁性矿物相对含量、颗粒⼤⼩都相同，颗粒相互胶结的⽐颗粒呈分散状者磁性强。

3. 岩⽯磁性与温度、压⼒的关系
服从居⾥—魏斯定律。

即:
式中是C 居⾥常数，T 是热⼒学温度，Tc 是居⾥温度，当，铁磁性消失，转变为顺磁性。

第 3 节岩( 矿) ⽯的电性
⼀、岩⽯和矿⽯的导电性
物质的导电性愈好，其电阻率值愈⼩；反之，如果物质的电阻率很⼤，则该物质的导电性很差。

1. 岩矿⽯的导电机制
（固体矿物的导电机制）
按照导电机制可将固体矿物分为三种类型：⾦属导体、半导体和固体电解质。

在⾦属导体和半导体中，导电作⽤都是通过其中的某些电⼦在外电场作⽤下定向运动来实现的，它们都是电⼦导体。

2. 孔隙⽔的导电机制
岩⽯中的孔隙⽔总是在不同程度上含有某些盐分( 电解质) ，当电解质溶于⽔形成电解液时，电解液可借助于其中处于电离状态的正、负离⼦⽽导电，故为离⼦导体。

电解液的电阻率正、负离⼦的浓度和迁移率成反⽐。

⼆、影响岩矿⽯导电性的因素
岩、矿⽯的电阻率和它的组成矿物及所含⽔的导电性、含量、结构、构造及其相互作⽤等有关。

1. 岩⽯、矿⽯电阻率与其成分和结构的关系
岩⽯、矿⽯的电阻率决定于这些胶结物和矿物颗粒的电阻率、形状及其百分含量。

2. 岩⽯、矿⽯电阻率与所含⽔分的关系
理论上说，岩⽯的电阻率应与固体电解质的电阻率具有相同的数量级，但通常⾃然状态下岩⽯电阻率都低于此值，甚⾄有低达n×10Ω?m 以下的情况。

这是因为岩⽯都在不同程度上含有导电性较好、并且彼此有相互连通的⽔溶液之故。

3. 岩⽯、矿⽯电阻率与温度的关系
电⼦导电矿物或矿⽯的电阻率随温度增⾼⽽上升；离⼦导电岩⽯的电阻率随温度增⾼⽽降低。

4. 岩、矿⽯电阻率与压⼒的关系
在压⼒极限内，压⼒⼤使孔隙中的⽔挤出来，则电阻率变⼤，压⼒超出岩⽯破坏极限，则岩⽯破裂，使电阻率降低。

三、岩矿⽯的电阻率
影响岩、矿⽯电阻率的因素众多，⾃然状态下某种岩、矿⽯的电阻率并⾮某⼀特定值，⽽多是在⼀定范围内变化。

岩矿⽯的所有物理性质中，以电阻率的变化范围最⼤。

四、岩⽯和矿⽯的⾃然极化和激发极化特性
⼀般情况下物质都是电中性的，即正、负电荷保持平衡。

但当某些岩⽯和矿⽯在特定的⾃然条件下，在岩⽯中产⽣的各种物理化学过程作⽤下，岩⽯可以形成⾯电荷和体电荷。

岩⽯的这⼀性质称为岩⽯极化。

岩⽯极化分为两种类型:
1. ⾃然极化
由不同地质体接触处的电荷⾃然产⽣的（表⾯极化）或由岩⽯的固相⾻架与充满空隙空间的液相接触处的电荷⾃然产⽣的电动势的物理- 化学过程( 两相介质的体极化) ；
2. 激发极化
在⼈⼯电场作⽤下产⽣的极化。

由岩⽯⾃然极化和⼈⼯极化产⽣的⾯电荷和体电荷形成⾃然电场或激发极化电场。

第 4 节岩⽯层的地震波速度
⼀、岩⽯的地震波速度
⽕成岩速度⼤于变质岩和沉积岩速度，且速度变化范围⼩些；
变质岩速度变化范围⼤；
沉积岩速度较⼩，但因其结构复杂，影响因素众多，速度的变化范围最⼤。

⼆、影响速度的主要因素
影响波速的基本因素是岩⽯的孔隙度。

波在孔隙的⽓体或液体中传播的速度要低于在岩⽯⾻架中的传播速度。

孔隙度增⼤时，岩⽯密度变⼩，速度也要降低。

第3 章重⼒勘探
第1 节概述
重⼒勘探：
是观测地球表⾯重⼒场的变化，借以查明地质构造和矿产分布的地球物理勘探⽅法。

组成地壳的各种岩（矿）⽯之间具有密度差异，这种差异会使地球的重⼒场发⽣局部变化，从⽽引起地球重⼒异常。

第2 节重⼒勘探的理论基础
⼀、重⼒场
地球周围具有重⼒作⽤的空间称为重⼒场。

⼆、地球的重⼒场的组成
地球的重⼒场可分为正常重⼒场、重⼒随时间的变化及重⼒异常三部分。

1.正常重⼒场,,赫尔默特公式:
地球的正常重⼒是由⾚道向两极逐渐增加的。

⾚道处为9780300g.u.，两极处为9832087g.u. 。

2.重⼒场随时间的变化
重⼒场随时间的变化包括长期变化和短期变化两类:
长期变化: 主要与地壳内部的物质变动，如岩浆活动、构造运动、板块运动等有关。

短期变化: 指重⼒的⽇变，它与太阳、⽉亮和地球之间的相互位置有关。

由于地球的⾃转，地表各点与⽇、⽉的相对位置不断发⽣变化，使得⽇、⽉对这些点的引⼒也不断改变，从⽽造成了重⼒的变化。

3.重⼒异常
由于质量剩余，在地⾯某点P产⽣⼀个指向地质体质量中⼼的附加引⼒(场强度)ΔE
该附加引⼒在正常重⼒⽅向( 铅垂⽅向)上的投影，即为重⼒异常
要获得探测对象产⽣的重⼒异常，⼀般应具备如下五个⽅⾯的条件：
第⼀，必须有密度不均匀体存在，即探测对象与围岩间要有⼀定的密度差，当地质体密度σ>围岩密度σ0 时，可观测到重⼒⾼；当σ<σ0 时，可观测到重⼒低；当σ=σ0 时，则观测不到重⼒异常。

第⼆，仅有密度不均匀体的分布，并不⼀定能产⽣重⼒异常。

如⼀组⽔平岩层，密度不均匀体必须沿⽔平⽅向密度变化，即要有⼀定的构造形态，才能引起重⼒异常。

第三，不仅探测对象与围岩要有⼀定的密度差，⽽且剩余质量不能太⼩。

第四，探测对象不能埋藏过深。

第五，能否取得探测对象产⽣的异常，还取决于该异常能否从⼲扰场中辨别出来。

只有地形不太复杂，围岩密度⽐较均匀，探测对象与围岩的密度差较⼤，且其它地质体的⼲扰场能从实测异常中消除时，重⼒勘探才能取得较好的地质效果。

第3 节重⼒勘探⼯作⽅法
根据地质任务的不同，重⼒勘探可分为预查、普查、详查和细测四个阶段。

第4 节重⼒资料的整理及图⽰
⼀、重⼒资料的整理
须对实测数据进⾏整理，消除⼲扰，提取有⽤信息。

重⼒校正
消除⾃然地形引起的重⼒变化需要进⾏三项校正，即地形、中间层和⾼度校正: 1.地形校正：
测点所在⽔准⾯以上的正地形部分，多余物质产⽣的引⼒的垂分量是向上的，引起仪器读数减⼩；
负地形部分相对该⽔准⾯缺少⼀部分物质，空缺物质产⽣的引⼒可以认为是负值，其垂直分量也是向上的，使仪器读数减⼩。

可见地形影响恒为负，故其校正值恒为正。

2. 中间层校正
消除⽔准⾯与⼤地⽔准⾯或基准⾯间还存在着⼀个⽔平物质层的影响就是中间层校正。

由于地壳每增厚1m ，重⼒增加约0.419σg.u，
当测点⾼于⼤地⽔准⾯或基准⾯时，Δh 取正，反之取负。

我国和世界⼤多数国家都取中间层密度值σ为 2.67g/cm３。

3. ⾼度校正
地⾯每升⾼1m 重⼒减⼩约3.086g.u.，所以⾼度校正值Δg⾼为：当测点⾼于⼤地⽔准⾯或基准⾯时，Δh 取正，反之取负。

⾼度校正和中间层校正都与测点⾼程Δh 有关，因此常把这两项合并起来，统称为布格校正。

以Δg布表⽰：
4. 正常场校正
在⼤⾯积测量中，各测点的正常场校正值可直接由正常重⼒公式计算。

⼩⾯积重⼒测量只作正常场的相对纬度校正。

第5 节重⼒异常正演
⼀、地球物理正演和反演
正演问题:
在地球物理勘探的理论研究中，根据地质体的形状、产状和物性数据，通过理论计算、模拟计算或模型实验等⽅法，得到地球物理场异常的理论数值或理论曲线，统称为正演问题。

简单地说，正演问题就是在给定地下特征和特定的物理模型的前提下确定所能记录到的数据。

反演问题：
根据观测数据推断地下特性的⼯作称为反演问题。

反演可以看成⼀种⽅法，借助于这种⽅法，⼈们可以获得精确描述所观测到的数据集的地下模型。

⼆、简单规则形体重⼒异常正演计算
1、球体(点质量)
异常分布的基本特征:
(1) 在x=0 （即原点）处，异常取得极⼤值为
(2) 异常相对原点为对称分布
当x→±∞时，Δg→0 。

(3) 在平⾯上，由对称性可知，其异常等值线为⼀簇以球⼼在地⾯投影点为圆⼼的许多不等间距的同⼼圆。

典型的球体重⼒异常Δg 特征显⽰：
①在实测重⼒异常平⾯图中，近于圆形或长短轴差别不⼤的近椭圆形异常，多半是近于球形地质体产⽣的；
②在同⼀地区，异常愈尖锐，范围愈⼩，则该地质体的埋深会越⼩，反之则会更深些。

2、⽔平圆柱体（⽔平物质线）
Δg 剖⾯图来看与球体类似，但平⾯图则完全不同，它是⼀组不等间距的平⾏直线，中间异常值最⼤，两边异常值⼩。

当x=0时，可得:
第6 节重⼒异常的转换处理
⼀、重⼒异常的分类
重⼒异常可分为区域异常和局部异常。

区域异常：
分布较⼴的中深部地质因素引起的重⼒异常，其特征是异常幅值较⼤，异常范围也较⼤，但异常梯度⼩。

局部异常：
相对区域因素⽽⾔，范围有限的研究对象（如构造矿产）引起的范围和幅值较⼩的异常，但异常梯度相对较⼤。

局部异常也称剩余异常。

⼆、重⼒异常的迭加和分离
当球体的剩余密度为负时，异常的⽔平梯度值⼩于单斜异常的⽔平梯度时，叠加的异常不可能形成圈闭，平⾯等值线只是向异常的降低⽅向扭曲。

当球体异常的⽔平梯度⼤于单斜异常⽔平梯度时，在球体异常中⼼附近部位才能形成⼩的圈闭。

当球体的剩余密度为正时，叠加后的异常等值线是向异常升⾼的⼀⽅扭曲。

三、平均场法
在⼀定剖⾯或平⾯范围内的区域异常可视为线性变化，因⽽该范围的重⼒异常平均值可作为其中⼼点处的区域异常值；求平均异常时所选⽤的范围应当⼤于局部异常的范围。

四、趋势分析法
趋势分析法是⽬前重磁资料数据处理中常⽤的⽅法，参数选择恰当时，可以获得⽐较理想的分场效果。

以⼀个⼀定阶次的数学曲⾯来代表测区内异常变化的趋势，并以此趋势作为区域场来看待，从布格重⼒异常中减去这⼀区域异常，即获得测区内的局部异常。

五、空间域解析延拓法
根据观测平⾯或剖⾯上的重⼒异常值计算⾼于（或低于）该⾯上异常值的过程称为向上（或向下）延拓。

由于重⼒异常值是与场源到测点距离的平⽅成反⽐，因此对于深度相差较⼤的两个场源体来说，进⾏同⼀个⾼（深）度的延拓，它们各⾃的异常减弱或增⼤的速度是不同的。

进⾏上延计算时，由浅部场源体引起的范围⼩、⽐较尖锐的“⾼频”异常，随⾼度增加的衰减速度⽐较快；⽽由深部场源体引起的范围⼤的宽缓的“低频”异常，随⾼度增加的衰减速度⽐较慢。

因此，向上延拓有利于相对突出深部异常特征。

进⾏下延计算时，由浅部场源体引起的“⾼频”异常随深度增加（⾼度减⼩）的增⼤速度⽐较快，⽽由深部场源体引起的“低频”异常其增⼤速度⽐较慢。

因此，向下延拓相对突出了浅部异常。

第 3 章磁法勘探
第 1 节概述
⼀、磁法勘探
磁法勘探是利⽤地壳内各种岩矿⽯间的磁性差异所引起的磁异常来寻找有⽤矿产或查明地下地质构造的⼀种地球物理勘探⽅法。

⼆、分类及应⽤
就⼯作环境⽽⾔，磁法勘探可分为：
航空磁测；
地⾯磁测；
海洋磁测；
井中磁测四类。

第 2 节地球的磁场
存在于地球周围的具有磁⼒作⽤的空间，称地磁场，它是由基本磁场( 主磁场) 、变化磁场和磁异常三部分组成。

⼀、主磁场
主磁场占地磁场的95% 以上，主要由地核内电流的对流形成。

它是相对稳定的，但也存在着⼀种极为缓慢的变化。

1、地磁要素
地磁要素：
地磁场总强度T，⽔平强度H，垂直强度Z，X和Y分别为H的北向和东向分量，D 和I分别为磁偏⾓和磁倾⾓。

⼆、变化磁场
变化磁场可以分为两类：
⼀类是连续出现的，⽐较有规律且有⼀定周期的变化；
另⼀类是偶然发⽣的、短暂⽽复杂的变化。

前者称为平静变化，后者称为扰动变化
1. 平静变化：
来源于电离层内长期存在的电流体系的周期性改变。

2. 扰动变化：
扰动变化包括磁扰( 磁暴) 和地磁脉动两类，是由磁层结构、电离层中电流体系及太阳辐射等的变化引起。

三、磁异常
磁异常：在消除了各种短期磁场变化以后，实测地磁场与作为正常磁场的主磁场之间仍然存在着的差异。

或者说，磁异常是地下岩、矿体或地质构造受到地磁场磁化以后，在其周围空间形成、并叠加在地磁场上的次⽣磁场。

第 3 节地磁场解析表⽰
⼀、地⼼偶极⼦磁位
对磁轴与地球旋转轴⼀致（地⼼偶极⼦），地⾯上任⼀点的磁位为
⼆、地磁场的正常梯度
对地⼼偶极⼦的正常梯度场，沿⼦午线⽅向的梯度场:
第5 节磁测的野外⼯作⽅法
地磁场的⽇变观测
在⾼精度磁测时必须设⽴⽇变观测站，以便消除地磁场周⽇变化和短周期扰动等影响，这是提⾼磁测质量的⼀项重要措施。

⽇变观测站，必须设在正常场（或平稳场）内，温差⼩、⽆外界磁⼲扰和地基稳固的地⽅，观测时要早于出⼯的第⼀台仪器，晚于收⼯的最后⼀台仪器。

第 6 节磁异常的正演
⼀、有效磁化强度⽮量
Ms 为M 在XOZ ⾯的投影（分量），称为有效磁化强度⽮量；
is 为Ms 的倾⾓，即Ms 与OX 轴间夹⾓，称为有效磁化倾⾓；
⼆、总磁场强度异常
地磁场总强度T 减去正常地磁场后得到总磁场异常△T 。

△T 与Ta 的关系
磁异常总强度⽮量Ta是磁场总强度T 与正常场T0 的⽮量差，即：
⽽△T 是T 与T0的模量差，即：
三、球体的磁场
在东西剖⾯内is=90°，有效磁化强度Ms 垂直向下，这时球体在剖⾯内被垂直磁化。

四、⽔平圆柱体的磁场
当is=90°，xoz⾯即⽔平圆柱体为南北⾛向时，由上式可得：
五、规则磁性体与磁异常关系
1.磁性体与其磁场平⾯分布的对应关系
单个磁性体磁异常的平⾯等值线形状⼤体可分为三种：长带状、等轴状和椭圆状。

如：球体的等值线为等轴状；
⼆度板状体和⽔平圆柱体等的等值线为长带状；
有限长⽔平圆柱体和板状体的异常为长椭圆状。

磁异常轴的⽅向⼀般反映地质体的⾛向。

根据等值线的形状，把磁性体区别为⼆度体异常和三度体异常。

取1/2 极⼤值等值线，若长轴为短轴长度的三倍以上，则视为⼆度体异常；否则为三度体异常。

2.磁性体与其磁场的剖⾯对应关系
磁性体的△T 剖⾯曲线有三种基本形态：两侧⽆负异常的△T 曲线、⼀侧有负异常的△T 曲线和两侧有负异常的△T 曲线。

（1）两侧⽆负异常的△T 曲线
其极⼤值对应原点。

这种剖⾯异常特征可作为判定磁性体顺层（或顺轴）磁化且向下⽆限延深的标志
（2）⼀侧有负异常的△T 曲线
斜磁化⽆限延深板状体的△T 剖⾯曲线为⼀侧有负值的曲线。

△T 曲线不对称，原点位于△Tmax 和△Tmin 之间。

曲线的不对称性决定于γ（=α－is）⾓的⼤⼩；γ⾓愈⼤，曲线愈不对称。

（3）两侧有负值的△T 曲线
剖⾯曲线两侧出现负值，是磁性体下延深度不⼤的表现。

如球体、有限延深的柱体和板状体、⽔平圆柱体等，其△T 剖⾯曲线⼀般都是两侧出现负值。

在垂直磁化情况下，其△T 曲线为两侧有负值的对称曲线；并且其极值对应原点。

若为斜磁化，△T 为⾮对称曲线，原点位于⼆极值点坐标之间。

第 4 章电法勘探
第 1 节概述
电法勘探是根据所测得的地下电场或电磁场的分布规律来查明地下地质构造和寻找有⽤矿产的⼀种常⽤地球物理勘探⽅法。

第 2 节电阻率法理论基础
电阻率法是传导类电法勘探⽅法之⼀。

它建⽴在地壳中各种岩( 矿) ⽯之间具有导电性差异的基础上，通过观测和研究与这些差异有关的天然电场或⼈⼯电场的分布规律，达到查明地下地质构造或寻找矿产资源之⽬的。

⼯作⽅法：
1、电剖⾯法；
2、电测深法；
3、⾼密度电阻率法。

1．电阻率
当电流沿着⼀段导体的延伸⽅向流过时，导体的电阻R 与其长度l 成正⽐，与垂直于电流⽅向的导体横截⾯积S 成反⽐。

式中⽐例系数ρ称为该导体的电阻率。

2．视电阻
视电阻率实质上是在电场有效作⽤范围内各种地质体电阻率的综合影响值。

虽然前两式等号右端的形式完全相同，但左端的ρ和ρs 却是两个完全不同的概念。

只有在地下介质均匀且各向同性的情况下，ρ和ρs 才是等同的。

影响视电阻率的因素有：
(1) 电极装置的类型及电极距；
(2) 测点位置；
(3) 电场有效作⽤范围内各地质体的电阻率；
(4) 各地质体的分布状况，包括它们的形状、⼤⼩、厚度、埋深和相互位置等。

第3 节电阻率法正演计算
第4 节电剖⾯法
电剖⾯法是采⽤不变的供电极距，并使整个或部分装置沿观测剖⾯移动，逐点测量视电阻率ρ的值
由于供电极距不变，探测深度就可以保持在同⼀范围内，因此电剖⾯法所了解的是沿剖⾯⽅向地下某⼀深度范围内不同电性物质的分布情况。

⼀．联合剖⾯法装置形式及视电阻率公式
联合剖⾯法是⽤两个三极装置AMN∞和∞MNB 联合进⾏探测的⼀种电剖⾯⽅法。

⼆. 联合剖⾯法ρs 曲线分析
联合剖⾯法主要⽤于寻找产状陡倾的层状或脉状低阻体或断裂破碎带。

第5 节电测深法
⼀．电测深法
电测深法是探测电性不同的岩层沿垂向分布情况的电阻率⽅法。

适当加⼤供电极距可以增⼤勘探深度，在同⼀测点上不断加⼤供电极距所测出的ρs 值的变化，将反映出该测点下电阻率有差异的地质体在不同深度的分布状况。

⼆．电测深曲线类型
1 ⼆层断⾯的电测深曲线类型
第⼆层电阻率ρ2 相对于ρ1 为⽆限⼤，此时⼆层曲线尾部呈斜线上升。

在对数坐标上，其渐近线与横坐轴成45°交⾓。

2 三层断⾯的电测深曲线类型
三层地电断⾯由三个明显的电性层组成，各电性层的电阻率分别为ρ1、ρ2 和ρ3 ，厚度分别为h1 、h2和h3，h3为⽆穷⼤。

1)H 型对应于ρ1>ρ2<ρ3 的地电断⾯
曲线前段渐近线决定于ρ1 ，尾段渐近线决定于ρ3 ，但中段ρs 值则决定于三个电性层的综合影响。

H型曲线具有极⼩值ρsmin ，且>ρ2 ，只当h 2 >>h1 时，ρsmin 才趋于ρ2 ，此时ρs 曲线中段出现宽缓的极⼩值段。

如果ρ3→∞，则H 型曲线尾部将呈斜线上升，其渐近线与横轴成45°相交。

2)A 型对应于ρ1<ρ2<ρ3 的三层断⾯
其特点是ρs 曲线由ρ1 值开始逐渐上升，达ρ2值时形成⼀个转折，第⼆层愈厚，转折愈明显，最后趋于ρ3值。

在ρ3→∞时，A型曲线尾部渐近线也与横轴成45°相交。

3) K 型对应于ρ1<ρ2>ρ3 的三层断⾯
其特点是有ρs 极⼤值ρsmax，⼀般ρsmax <ρ2 。