底板水視電阻檢測方法

❶ 視電阻率測深

3.3.3.1 方法簡介

3.3.3.1.1 基本原理

以地下不同岩礦石的電阻率差異為基礎，建立人工電流場，並以不同的極距觀測同一測點在不同深度處岩礦石的視電阻率；通過研究地電斷面，查明地質構造或解決與深度有關的地質問題^[2]。

3.3.3.1.2 應用范圍及適用條件

主要適宜於解決具有垂向電性差異、產狀近於水平的地質問題。常用於探查：覆蓋層厚度；基岩起伏；隱伏的斷層；劃分不同電性層，並確定其埋深和厚度；探查地下溶洞，尋找含水層等。

視電阻率測深法的應用，應滿足下列條件：探測對象與圍岩或其他地質體之間存在較明顯的電阻率差異；探測對象產生的電阻率異常能從干擾背景中分辨出來。若接地條件嚴重困難、地形首答影響大、地電斷面中存在強烈的電性屏蔽層、有強大的工業游散電流時困賣不宜安排視電阻率測深。

3.3.3.1.3 工作布置原則與觀測方法

測線應盡量垂直於勘查對象的走向，並盡可能避免或減小地形影響和其他干擾因素的影響，對局部不均勻地質體，應設計不同方位的主測線與旁測線。

常用的視電阻率測深裝置有：對稱四極、三極、環形測深和五極縱軸測深裝置。

對稱四極法：使用最多的一種裝置。←AMNB→。供電電極AB和測量電極MN均對稱於測點布設，AB距按一定要求逐漸增大，MN距根據AB距的變化進行調整。每改變一次供電極，計算一個視電阻率值，這樣就可獲得一條反映不同深度電性變化的視電阻率測深曲線。

三極測深法：一汪芹逗般遇到因地表障礙物(如河流、沖溝、峽谷等)而無法加大極距的情況時，可採用三極測深法。←AMN∞。B極置於無窮遠，A極逐漸增大，MN距根據AO距的變化進行調整。當電性層水平且均勻的情況下，三極裝置與對稱四極裝置的測量結果完全相同。

環形測深法：是在地表某點利用對稱四極裝置進行的多方位測量，相鄰方位之間的夾角一般為45°。觀測結果用ρ_S極形圖表示。

五極縱軸測深法：一般對非層狀地質體如溶洞等的探測，五極縱軸測深法有較好的勘探效果，具有解析度強、曲線直觀、解釋簡單等優點。供電極A置於地表測深點處，以A為原點，兩側與其相距為L處設供電電極B₁、B₂，電極距L=AB₁=AB₂。沿縱軸方向布設測量電極MN，依次移動測量電極，逐點觀測電位差和電流後便可計算各點視電阻率，所測視電阻率的變化就反映了測點下方一定深度范圍內地質體的存在及電性變化。

3.3.3.1.4 資料整理及成果解釋

檢查驗收合格的觀測資料，編繪系列基礎圖件：電測深曲線圖(冊)、等視電阻率斷面圖、地電斷面圖、環形測深極形圖、綜合剖面圖及地質推斷解釋成果圖等。

資料解釋分為定性解釋和定量解釋，定性解釋可以給出測區內電性層的分布及其與地質構造的關系；定量解釋，則可獲得電性層的埋深及厚度。首先應研究測區電性參數，除收集、實測區內的地層、岩石電性參數外，有條件時應對區內的已知鑽孔進行孔旁測深，以獲取可靠的電性資料，為定性、定量解釋提供依據。

定性解釋主要是根據系列圖件的綜合分析，來確定測深曲線反映的地電斷面類型與地質分界面的關系，建立測區內地電斷面變化的初步概念。形成：曲線類型圖、ρ_S等值線斷面圖、ρ_S等值線平面圖等。

定量或半定量解釋主要是獲取測區內地層、構造產狀和目標地質體的定量資料，確定電測深曲線所反映的各電性層的厚度、深度和電阻率。主要有量板解釋法，計算機正、反演計演算法及模型半定量解釋法等。

岩溶裂隙帶由於發育不均勻，復雜多變，層理不清，往往不能構成完整的電性層，而只是使電測深曲線產生異常變化或拐折現象。隨著岩溶發育的程度不同，電測深曲線在正常上升時出現輕微的跳躍或呈鋸齒狀、台階狀，以至構成明顯的低阻拐折段，甚至出現低阻電性層等。當採用非等比裝置時，曲線接頭脫節不正常，出現大張口、交叉或喇叭口等現象。因此在碳酸鹽岩地區，電測深曲線的這些特徵常是判別岩溶存在和發育程度的標志，根據曲線異常點或拐點部分對應的AB/2極距與岩溶發育帶埋藏深度H之間的關系的經驗公式：H=(0.8-1)AB/2^[3]，可以近似地確定岩溶發育帶的埋藏深度，以及按ρ_S的變化，大體估計岩溶、破碎帶發育程度和劃分相對富水地段等。但是在高阻的灰岩地區，相對低阻的異常和電測深曲線的畸變，並不總是岩溶的反映，如泥質灰岩、低阻夾層、傾角大的岩層接觸界面、地形及電性不均等干擾現象，也能引起曲線的變化。因此，只有密切結合具體情況，充分掌握地質、水文地質、岩層電性及地形等方面的資料進行綜合研究，才能取得正確的解釋。

3.3.3.2 試驗情況

主要用於查明研究區一定深度范圍內地層、構造、水文地質結構、岩溶發育的垂向分帶和水平分帶特徵及富水性。本次試驗共選擇了5個實驗點，布置電測深剖面27條，視電阻率測深294點，環形測深5點。實測結果，基本查明了區內250m深度范圍內的地層結構、埋深與分布，結合區域水文地質資料，分析研究了5個實驗區岩溶發育特徵及其富水性，總結了瀘西小江流域岩溶及水文地質特徵與電性特徵的對應規律，建立了地電特徵的解釋模型，優選了10個最佳取水孔位，最後通過多方法綜合研究，布置了5個檢驗井，鑽孔深度150～200m，均打到地下水，取得較好效果。

本次實驗使用WDJD-1型和DZD-3型多功能數字直流激電儀，採用對稱四極裝置，最大極距AB=1000m，供電時間5～10s。

3.3.3.3 主要成果

首先在三家村苗圃鑽孔、大興堡煙草站干孔及大衣村泉點布置了3個已知孔旁、泉旁的電測深試驗點。三家村苗圃鑽孔，電測深ρ_S曲線為A型(圖3-4)。據收集的情況，溶孔發育、富水性強的岩溶帶位於12～18m段，視電阻率曲線為角度約18°的平緩的上升曲線。大衣村路旁泉點的電測深ρ_S曲線(圖3-5)呈A型，AB/2小於42m的前支曲線上升角度基本為24°～36°，反映岩溶總體為中等發育帶，尾支視電阻率曲線上升角度大於40°，反映岩體完整。大衣村泉旁電測深曲線總體反映岩溶發育弱，表明泉點的溶隙、裂隙發育，水力聯系較好，地下水位埋藏淺。

圖3-4 瀘西小江流域三家村苗圃鑽孔孔旁電測深曲線圖

根據實測曲線，結合當地的水文地質特徵，歸納總結了瀘西小江流域岩溶水文地質特徵與電性特徵對應模型表(表3-4)。

大衣村、萬畝果園實驗點，位於瀘西岩溶盆地上游溶丘台地槽谷、峰叢窪地區，水文地質條件好，岩溶地下水補給面積大、水量豐富，水位淺，局部有泉點出露。電測深結果顯示，岩溶以中等發育(Ⅱ)為主，頂部埋深幾米到幾十米，萬畝果園實驗點可達100m以上。

三家村、大興堡實驗點，位於瀘西岩溶盆地下游溶丘台地區，岩溶發育程度受區域水文地質條件制約，呈不規則的分帶性，越往南富水性差異越大。電測深結果顯示，三家村實驗點受西側三家村斷層的影響，局部發育岩溶強發育帶(Ⅰ)，其他以中等發育(Ⅱ)為主。而位於盆地富水塊段南緣的大興堡實驗點，除工區北部4線414～560號點岩溶為中等發育(Ⅱ)外，其他測線測深曲線反映，除淺部混礫粘土和基岩頂部強風化裂隙帶含水外，基岩風化帶以下ρ_S曲線上升角度皆大於39°，與大興堡煙草站干孔的孔旁測深曲線特徵相似，表明大興堡村以南深部岩溶以弱發育(Ⅲ)為主，未探測到岩溶管道。

圖3-5 瀘西小江流域大衣村泉點旁電測深曲線

表3-4 瀘西小江流域岩溶水文地質特徵與電性特徵對應模型表

丁合村實驗點位於瀘西岩溶盆地上游西部邊緣山地與盆底的接合地帶丘陵區，岩溶發育不均勻，水文地質條件復雜，盆地邊緣地帶無泉水出露，屬於埋藏型隱伏的岩溶水源地。電測深曲線復雜，剖面ρ_S曲線橫向變化大，表明岩溶發育極不均勻。視電阻率測深結果推測Ⅰ剖面450號點附近埋深56～96m為岩溶發育帶，與鑽孔驗證深69.0～70.0m的溶蝕強烈的含水層段基本吻合，只是推斷的岩溶發育帶比鑽孔驗證的含水段范圍大。

全區電測深ρ_S曲線類型以A型為主，部分為KHA、HA型等。由電測深剖面圖中可看出，上部橫向變化較大，成層性差，反映了岩溶不均勻、橫向連通性差；深部曲線水平層狀分布，表明岩溶具有水平發育和連通的趨勢。圖3-6是大衣村9線電測深工作成果，圖中90、330和510號點都是測深曲線形態發生變化的部位，表明地層電性橫向發生了變化，而且斷面圖中也有清晰的顯示。從曲線起始點ρ_S值的變化也反映了地表的電性差異，330號點以西，ρ_S小於100Ω·m，以東ρ_S大於190Ω·m，說明西部第四系覆蓋層厚，東部第四系覆蓋層薄，部分地區灰岩層近於裸露。45號點首支ρ_S值很低，為18Ω·m，這是由於該點位於路邊覆蓋有較厚的鐵礦渣上，受其干擾造成淺部電阻率降低，曲線產生畸變。總體剖面上部岩溶不均勻、橫向連通性差；中深部岩溶具有水平發育和連通的趨勢。

全區環形測深試驗點布置在大衣村2個、三家村3個。

大衣村環形測深ρ_S極形圖總體呈似等軸狀，長短軸之比為1.1～1.3，顯示岩溶發育方向不明顯，相對較均勻(圖3-7)。

三家村3個環形測深點，ρ_S極形圖呈長條狀，長短軸之比為2.2～4.0，顯示岩溶發育方向明顯，不均勻(圖3-8)。並且同一條剖面相距100多米的測深點，其環形測深點反映的岩溶方向差異較大。如587/2點位於三家村斷層東側，ρ_S極形圖AB/2=18m時，為圓形，主要反映淺部均勻的覆蓋層。AB/2大於150m以上時，長軸方向為125°～305°的北西南東向，說明岩溶發育方向主要是受節理裂隙發育方向及發育程度的控制。407/2點位於三家村斷層西側，ρ_S極形圖AB/2=18m時，為圓形，同樣反映的是均勻的覆蓋層。AB/2大於100m以上時，長軸方向為10°～196°近南北向，岩溶發育與節理裂隙有關。102/2點位於三家村以西，淺部AB/2=18m時，為圓形，反映的是均勻的覆蓋層。AB/2大於100m以上時，ρ_S極形圖長軸方向為50°～230°北東南西向，岩溶發育主要受構造、岩性控制。

上述資料表明，小江流域瀘西岩溶盆地上游，岩溶發育較均勻，而下游岩溶發育方向性明顯，不均勻。

據5個實驗點鑽孔驗證，大衣村90/9點電測深推斷的岩溶發育富水層與鑽孔基本吻合(圖3-9)，鑽孔揭露深度內岩溶發育，多以溶隙、溶孔的形態存在，地下水類型為岩溶潛水，孔深160m，最大涌水量Q=483.43m³/d。萬畝果園基地90/10點電測深推斷的結果與鑽孔驗證結果總體吻合，局部略有差異，淺層粘土層與基岩頂部泥質充填的白雲岩層，電測深推斷解釋結果合為一層，分層解釋的深度偏淺，相差約20m。電測深推斷的含水層深度為63～130m，鑽孔驗證深度83～200m為含水較豐富的白雲岩層。全孔上部岩溶發育，以溶隙、溶孔為主，下部岩溶不發育。地下水類型為岩溶裂隙水，孔深200.01m，最大涌水量Q=308.45m³/d。三家村102/2點電測深推斷的富水層與鑽孔大部分吻合，鑽孔揭露深度內岩溶不發育，岩體節理、裂隙發育，地下水類型為岩溶潛水，略具承壓性。孔深150.24m，最大涌水量Q=406.94m³/d。大興堡480/4點電測深推斷的富水層與鑽孔驗證結果總體一致，局部因干擾影響有差異(圖3-10)，電測深ρ_S曲線推測120～150m的岩溶強發育帶是地表水管的影響所致。該實驗點揭露深度內岩溶不發育，岩體中節理、裂隙發育，地下水類型為岩溶裂隙水，略具承壓性。孔深150m，最大涌水量Q=782.55m³/d。丁合村實驗點物探成果經綜合研究與分析，推斷淺層為10m厚的砂岩、泥岩，與鑽探驗證的0～1.80m為褐黃色粘土，1.80～8.50m為法郎組灰黃色薄—中層狀泥岩夾粉砂岩較為接近；而推斷10～40m的泥岩、頁岩段，鑽孔揭露8.50～150.60m為灰、淺灰色泥-粉晶中-厚層狀灰岩、白雲岩，岩石堅硬。可見泥質灰岩與泥岩、頁岩都表現為低視電阻率，用電阻率法是無法區別的。孔深69.0～70.0m，溶蝕強烈，呈蜂窩狀和溶洞，為主要的含水層段，與物探推測的56～96m的岩溶發育段基本吻合。孔深101.30～116.40m，節理裂隙較發育，溶蝕現象微弱，也是主要的含水層段。孔深150.6m，最大涌水量Q=848.45m³/d。

圖3-6 瀘西小江流域大衣村9線電測深綜合剖面圖

圖3-7 瀘西小江流域大衣村環形測深ρ_S極形圖

圖3-8 瀘西小江流域三家村環形測深ρ_S極形圖

3.3.3.4 結論

綜上所述，所實施的實驗點鑽孔揭露深度內以發育溶隙、溶孔為主，主要含水層為個舊組白雲岩。瀘西岩溶盆地上游岩溶發育方向不明顯，下游岩溶發育方向顯著，並受構造、區域地下水徑流的影響，不同部位方向不同，三家村西側岩溶發育方向為北東向、南側近南北向、東側為北西向。所推斷的富水層，大部分與鑽孔結果吻合，電測深方法在岩溶地區尋找地下水，是最為有效的方法之一。

當存在干擾，如泥質充填，鈣，鐵質浸染，地表水管等因素，往往視電阻率測深推測的深度存在較大誤差，甚至影響了岩溶強弱的分層，還須藉助其他物探方法綜合解釋。

圖3-9 瀘西小江流域萬畝果園90/10電測深曲線圖

圖3-10 瀘西小江流域大興堡480/4電測深曲線圖

❷ 電阻的測試方法有哪些

使用指針式萬用表檢測：檢測時，先依據電阻器阻值的大小，將指針式萬用表(以下簡稱萬用表)上的擋位旋鈕轉到恰當的「Q」擋位。測量擋位選定後，還需對萬用表電阻撓停止校零。

將萬用表兩表筆相互短接，轉動「調零」旋鈕使表針指向電阻刻度的「0」位，需求特別留意的是丈量中每改換一次擋位，均應重新對該擋停止校零。

將萬用表兩表筆分別與待測電阻器的兩端引線相接，表針應指在相應的阻值刻度上。如表針不動、指示小穩定或指示值與電阻器上標示值相差很大，則闡明該電阻器已損壞。

影響因素：

1、長度：當材料和橫截面積相同時，導體的長度越長，電阻越大。

2、橫截面積：當材料和長度相同時，導體的橫截面積越小，電阻越大。

3、材料：當長度和橫截面積相同時，不同材料的導體電阻不同。

4、溫度：對大多數導體來說，溫度越高，電阻越大，如金屬等；對少數導體來說，溫度越高，電阻越小，如碳。

導體的電阻與導體是否接入電路、導體中有無電流、電流的大小等因素無關。超導體的電阻率為零，所以超導體電阻為零。

❸ 電阻率法方法分類及應用范圍

根據電場性質、觀測裝置形式及觀測方式，電阻率法分為多種方法。常用方法的特點及其在煤礦地質勘查中的應用范圍見表5－1。

表5－1 電阻率法分類及應用范圍

圖5－4 充電法原理圖

當地質體不能被視為理想導體（即不等位體）時，充電電場的空間分布將隨充電點位置的不同而有較大的變化。所以，充電法也是利用地質對象與圍岩間導電性的差異為基礎（並且要求這種差異必須足夠大），通過研究充電電場的空間分布來解決有關地質問題的一類電探方法。

（2）充電法的應用條件

充電法在滿足以下物性條件下，可獲得最佳探測效果，即目標體具有良好的導電性，最好其電阻率比圍岩小100倍以上；目標體埋藏較淺，沿走向有適當的長度（為礦體頂部埋深的三倍以上）；目標體和圍岩電阻率較穩定，無復雜變化；地形起伏和表土不均勻影響較小，工業用電干擾小；接地條件較好，極化穩定。

（3）充電法在水文地質中的應用

利用充電法測定地下水流速和流向，只需一個鑽孔或水井，可減少一般水文地質方法所需要的觀測孔或水井。

此外，利用充電法還可探測岩溶的分布范圍、老窯采空區的位置和范圍，以及確定低阻煤層的延伸情況等。

5.激發極化法

激發極化法（簡稱激電法）是通過研究地下電化學作用引起的隨時間緩慢變化的附加電場（被稱為激發極化電場），以不同岩、礦石激發極化效應之間的差異為物質基礎，通過觀測和研究大地激電效應，以探明地下地質情況的一種電法勘探方法。

岩石的激發極化效應與岩石電子導電礦物含量、粘土含量、含水性、孔隙水的礦化度等因素有關。大量實驗和應用實例表明，對飽含水的岩石，激發極化放電二次場的衰減速度與岩石顆粒度、濕度及溶液礦化度等因素有關。在沒有電子導體干擾的情況下，一般在含水層上的二次場相對非含水層要強，衰減速度也慢，且顆粒度越大、富水性越強，二次場衰減速度則越慢。

激電法的優點是儀器簡單，通常觀測斷電幾百毫秒後的二次場，電磁耦合小，工作方法、理論解釋簡單。特別是激電測深法對水的反映直觀，受地形影響小。理論表明，假若地質體的激發極化特徵是均勻的、各向同性的，那麼ηs測深曲線將為一條直線，與岩性、電阻率、地形無關。因此，在河南、山西等省的丘陵地區找水工作中得到廣泛應用。

時間域激電法的缺點是對大地雜訊、工業游散電流、極化不穩等抗干擾能力差。由於二次場值較小，要提高信噪比，要求大電流供電，由此引起裝備笨重、效率低、成本高。為了克服此缺點，發展了頻率域激電法。特別是中南工業大學的發展了雙頻道激電法，提出了偽隨機信號復電阻率法，隨後又發展了偽隨機三頻電磁法。對這些方法既進行了理論研究，研製了相應儀器，在金屬勘查方面進行了成功的應用和推廣，在找水工作中也有應用。

❹ 怎麼測水的電阻率

水的電阻率是指某一溫度下,邊長為1cm正方體的相對兩側間的電阻,單位為Ω.cm或MΩ.cm.電導率為電阻率的倒數,單位為S/cm（或μs/cm）.
水的電阻率（或電導率）反映了水中含鹽量的多少.是水的純度的一個重要指標,水的純度越高,含鹽量越低,水的電阻率越大（電導率越小）.
水的電阻率（或電導率）受水的純度、溫度及測量中各種因素的影響,純水電阻率（或電導率）的測量是選擇動態測量方式,並採用溫度補償的方法將測量值換算成25℃的電阻率,以便於進行計量和比較.
測量電阻率或電導率時,將電導電極或測量裝置與制水系統相連接.通水將管道測量裝置與電導池中的氣泡驅盡,調節水流速（一般不低於0.3m/s）,並在電 導池出口安裝溫度計,按儀器說明書操作電導率儀（預熱、調零、校正及測量）,待儀器讀數穩定後,記錄水溫和電導率值.在線測量應該使用帶溫度計補償的電導率儀,可以直接讀出25℃的電導率值.電導率的倒數為電阻率值.

❺ 接地電阻的檢測方法與技巧有哪些

如何檢測防雷工程接地電阻

（1）使用接地電阻測試儀准備工作

1）熟讀接地電阻測量儀的使用說明書，應全面了解儀器的結構、性能及使用方法。

2）備齊測量時所必須的工具及全部儀器附件，並將儀器和接地探針擦拭乾凈，特別是接地探針，一定要將其表面影響導電能力的污垢及銹漬清理干凈。

3）將接地干線與接地體的連接點或接地干線上所有接地支線的連接點斷開，使接地體脫離任何連接關系成為獨立體。

（2）使用接地電阻測試儀測量步驟

1）將兩個接地探針沿接地體輻射方向分別插入距接地體20m、40m的地下，插人深度為400mm，如下圖所示。

接地電阻測試使用圖解：a）實際操作 b）等效原理

2）將接地電阻測量儀平放於接地體附近，並進行接線，接線方法如下：

①用最短的專用導線將接地體與接地測量儀的接線端「E1」（三端鈕的測量儀）或與C2、」短接後的公共端（四端鈕的測量儀）相連。

②用最長的專用導線將距接地體40m的測量探針（電流探針）與測量儀的接線鈕「C1」相連。

③用餘下的長度居中的專用導線將距接地體⒛m的測量探針（電位探針）與測量儀的接線端「P1」相連。

3）將測量儀水平放置後，檢查檢流計的指針是否指向中心線，否則調節「零位調整器」使測量儀指針指向中心線。

4）將「倍率標度」（或稱粗調旋鈕）置於最大倍數，並慢慢地轉動發電機轉柄（指針開始偏移），同時旋動「測量標度盤」（或稱細調旋鈕）使檢流計指針指向中心線。

5）當檢流計的指針接近於平衡時（指針近於中心線）加快搖動轉柄，使其轉速達到120r／min以上，同時調整「測量標度盤」，使指針指向中心線。

6）若「測量標度盤」的讀數過小（小於1）不易讀准確時，說明倍率標度倍數過大。此時應將「倍率標度」置於較小的倍數，重新調整「測量標度盤」使指針指向中心線上並讀出准確讀數。

7）計算測量結果，即R地＝「倍率標度」瀆數×「測量標度盤」讀數。

❻ 地基勘察的電阻率方法

電阻率法是以岩土介質的導電性差異為基礎。岩土介質的電阻率與以下因素有關：自身礦物組分、結構、構造、孔隙度和含水性等。礦物骨架的電阻率是很高的，但岩石在長期的地質作用過程中，受內外地質作用而出現斷裂和裂隙，使得斷裂、裂隙和礦物骨架之間充填有水分，從而使岩石整體的電阻率要低於礦物骨架的電阻率，尤其是含有礦化度高的水或者是富含各種元素及其離子的廢液，電阻率會更低。岩石愈緻密，孔隙度愈小，相應地含水分少，電阻率高，反之電阻率就低，這是電阻率法能在化分岩性、確定岩石破碎帶位置、埋深和劃分污染范圍時能取得良好效果的原因。

電阻率法分為兩類：電阻率剖面法和電阻率測深法。

電剖面法在填埋場建設中可提供如下資料：表層地質情況、岩層頂面的地形、確定含水層厚度、查清地質構造、探測基岩埋深、風化殼厚度、探測地下洞穴、暗河位置及分布、構造破碎帶及滑坡帶位置。

高密度電阻率法可在一條剖面上獲得不同裝置和不同電極距的大量數據，將這些數據處理後可獲得視參數的等級斷面圖和等值線斷面圖，或進行層析分析。為了提高數據的處理能力和顯示效果，在數據反演和三維可視化方面是今後的發展方向之一。根據曲線的形狀和變化特徵，確定含水層的厚度、地層變化和斷裂、裂隙、溶洞等的位置等。

8.1.1.1 粘土層勘察

為評估廢棄物堆放場的地址是否合適，應當首先對地下水的含水層和隔水層的分布、厚度有一個准確的認識。地下粘土層是理想的隔水層，但沉積年代較新的粘土普遍存在強度小、壓縮性大的缺點。由於粘土層對地震波和電磁波有較強的吸收，所以地震、探地雷達的使用受到限制，比較適合於開展電法勘探。傳統的方法有垂直電阻率測量（VES）和電剖面法測量（EP）。VES可獲得垂向（深度）上的視電阻率變化，一般採用四電極排列，測量極距由中心逐漸向兩邊增大，以加大探測深度。EP法是以固定的極距沿某一測線逐點向前移動，以獲得一定深度范圍內橫向上電阻率的變化。這兩種方法應用非常普遍。VES首先是假定所研究的地下目的體是層狀介質，但應當注意這在很多情況下並非如此。EP所獲取的是某一深度的視電阻率數據，若要使反演結果的精度更高，需採集大量的數據。下面是在韓國釜山勘察地下粘土層的分布和厚度的例子。2002年舉辦過亞運會和世界盃足球賽。當時為修建比賽場館和機場等設施的需要，在河流入海口的三角洲平原地區圍海造地。調查發現，該區第四系地層中含有厚度不一的粘土層，稱之為釜山粘土。地層順序由上而下依次為：粉砂質土、釜山粘土、沙土層、白堊紀基岩（花崗岩、流紋岩、安山岩）。釜山粘土層一般厚度在20～40 m之間，在河流入海口的地方厚達70 m。對粘土層地基的加固處理包括袋裝砂井、加入填充物質然後碾壓擠出水分等防液化措施。但有一個共同的前提是要搞清楚粘土層的厚度和分布。這直接決定了後續工程量和所需的施工時間。為此開展了電阻率測量，電阻率成像測量對四個填海區進行了詳細研究，這四個地區將分別建設工業區和生活區、國際機場、新的生活區和一個賽馬場。我們僅以工業區和生活區的地球物理調查為例加以說明。根據已有的鑽孔資料，有關土壤的一部分參數如表8.1.1。

表8.1.1 部分粘土參數

測線布置和測量方式見下圖8.1.1和圖8.1.2。

圖8.1.2中，電阻率測量極距為10m，比較了滾動式偶極-偶極測量與傳統的偶極-偶極測量的效果，滾動式偶極-偶極測量就是固定一個排列後，改變極距因子n從1到7，這樣就相當於完成一次70 m長的探測距離，然後再向前移動10 m，再使極距因子n從1到7，再完成一次70 m的探測距離，依此類推，直到整條測線全部測完。210 m長的測線需向前滾動18次，隨著n的加大探測深度也在逐漸加深。在整個過程中極距始終保持10 m不變。傳統的偶極-偶極是以改變極距的方式來加大探測深度的（圖8.1.2（b）），很顯然這種測量方法僅需7個排列就可完成210 m的測線。且探測深度比滾動式測量大，所以選擇偶極-偶極法測量。圖8.1.3是根據5個鑽孔資料獲得的粘土分布剖面。地表以下11 m范圍內是沙土層，11～19 m是粉沙土層，19～42 m是粘土層。P-10附近的梯形框指的是電阻率的測量方式和探測深度。

圖8.1.1 測區位置及測線布置示意圖

圖8.1.2 電阻率測量示意圖

圖8.1.3 鑽孔控制的調查剖面

圖8.1.4是電阻率測量結果（彩色圖置於章後，下同），有效探測深度為27 m。粘土層的界線十分清楚，視電阻率在1～3 Ω·m，粉沙土5～20 Ω·m，沙土40～50 Ω·m。

為了便於對比，驗證測量結果的准確性，在現場實際測量的基礎上還設計了一套室內測量黏土電阻率的裝置（圖8.1.5，圖8.1.6，圖8.1.7）。因為岩土工程師常常向地球物理工程師提出這樣的問題，那就是電阻率參數能否像其他土力學參數那樣來作為一個表徵粘土性質的參數，現在看來答案是肯定的，但電阻率參數與其他土力學參數不同，電阻率不僅與粘土本身有關，更主要的是受粘土的含水量和孔隙中的離子濃度的影響，因此它的變化范圍因地而異。下面是一個室內測量粘土電阻率的例子。這樣做的優點是驗證了野外的測量結果，更能直觀地感受到電阻率測量結果的可靠性。

圖8.1.5 測量粘土電阻率的裝置

為了證明樣品的電阻率與測量的形狀無關，而設計了一套測量裝置（圖8.1.7），圓桶的直徑75 mm，高度110 mm，實際上就是截取一段取樣用的PVC管。供電電極A、B是5 mm厚、直徑75 mm的銅片。分別固定在樣品的頂部和底部。測量電極M、N是一對直徑1 mm、30 mm長的銅釘。間距分別為4 cm和8 cm。電源是一個1.5 V、1 A的電池。起初考慮到測量電極對不同深度可能有反應，因此選擇了不同的深度分別做了試驗，結果發現測量電極對深度的反應不明顯。取1/2和1/4的樣品進行試驗，結果發現也不受樣品形狀變化的影響。將實測的電阻率結果與含鹽量、含水量、有機質含量、深度、相對密度、塑性參數進行相關分析後發現，除與含鹽量呈負相關外，與其他參數無相關性（圖8.1.8）。

圖8.1.6 不同深度的電阻率測量裝置和測量結果

圖8.1.7 不同形狀樣品的電阻率測量裝置及測量結果

8.1.1.2 卵石層勘察

下面是在美國衣阿華城中部用高密度電法勘察地下河卵石分布的一個實例，礫石層的滲透性大，對污染物的凈化能力弱，還容易引發不均勻沉降造成地基失穩，對建設垃圾填埋場極為不利。衣阿華城歷史上是冰川洪積物堆積區，地下分布有沖刷良好的礫石層，是當地極好的路基墊層和建築材料。礫石層主要沿著冰雪融化後的水流分布，形成一個連一個的階地。採用24根電極的高密度電阻率測量系統，溫納-斯倫貝格排列，分別比較了電極距4 m和2 m的效果（圖8.1.9、圖8.1.10，彩圖），發現探測的有效深度在15 m左右。比較發現2 m極距比4 m極距的垂向解析度有一定的提高。數據處理採用非線性最小二次方優化反演技術，反演數據均方根誤差（RMS）＜5%，一般1%～2%。從圖8.1.9上看出，礫石層埋深在3 m左右，呈透鏡狀，視電阻率300～1500 Ω·m，厚約10 m，表層低阻層是人工回填土，最底層的低阻層是粒度很細的沙土層。反演結果與實際測量結果非常一致，說明該反演方法是有效的（圖8.1.11，彩圖）。

圖8.1.8 電阻率和其他參數的相關關系

觀測中發現，地下電阻率的季節變化，也是一個要考慮的問題，不同季節，降雨量的差異，使得地下各層介質中的含水量、地下潛水面的深度發生顯著的變化。圖8.1.12（彩圖）是2000年11月在同一剖面上觀測到的電阻率結果，11月是非常乾燥的季節，礫石層的電阻率與潮濕季節（4月份）相比，4月份礫石層的測量結果為300 Ω·m，而11月份則達到1500 Ω·m。說明電阻率除受岩石類型和岩石粒度的控制外，水的飽和程度是非常重要的影響因素，需要說明的是介質含水量的增加使視電阻率在一定程度上降低。

8.1.1.3 基礎結構的勘察

希臘雅典附近的馬拉松混凝土水壩，位於雅典北部偏東30 km。庫容18×10⁸ m³，始建於1926年，在1999年遭受里氏5.9級地震，加之水庫運行年代較長，現在懷疑壩體有不均勻沉降和滲漏，需要檢查壩體的滲漏情況及混凝土的質量。垃圾場的結構雖然與鋼筋混凝土大壩有很大的差別，但在探測滲漏等問題上，在方法的選擇上有互相借鑒的作用。大壩調查的目的包括以下幾個方面：壩體混凝土的機械強度與沉降觀測；地震P、S波速；電阻率特徵及泊松比；可能的滲漏裂隙及裂縫；壩體風化的范圍和深度。採用的調查方法包括：用地震勘探檢測壩體混凝土的動力特性。根據視電阻率與濕度密切相關，作為探測壩體有無滲漏的首選方法。用探地雷達檢測壩體可能存在的裂縫。

壩體混凝土的視電阻率隨濕度變化，一般在10～10⁵ Ω·m范圍內。為了使電極與壩體的混凝土良好接觸，使用的是硫酸銅溶液電極，作偶極-偶極排列，2 m極距，測量結果見圖8.1.13（彩圖），在測線中央發現有一片深色的低阻區，並且向下延伸，視電阻率在40 Ω·m以下，推測為被滲水浸潤過的混凝土位置，當電阻率在20 Ω·m以下時，推測有滲水沿滲漏通道流過。隨著測線向下遊方向布置，濕度越來越小，測線中心的異常也逐漸變小。

8.1.1.4 活動斷層的勘查

調查區位於紐西蘭奧克蘭市東南40 km，區內有一條大的斷層，自晚中新世到上中新世以來，一直處於活躍狀態。最近調查發現，這些活動斷層的存在使奧克蘭成為紐西蘭的地震危險區。為配合地震預報研究，需要找出斷層的准確位置。地表被第四紀沉積物覆蓋，表面僅可觀測到微陡坎地貌，推測是斷層活動的標記。採用的地球物理方法有：重力測量、垂直電阻率測量（VES）、電阻率剖面測量、高精度地震反射/折射測量、探地雷達（GPR）。測量位置及測線布置見圖8.1.14（彩圖）。重力測量：斷層上下盤密度差異是形成重力異常的主要原因，上升盤沉積的第四系覆蓋層薄，密度較大的基岩距地表淺，微重力結果表現為高值異常；下降盤則被第四系覆蓋的厚度大，基岩較上盤深，微重力結果為低值異常。因此重力測量可得到第四系覆蓋層的厚度和斷層位置、傾向等資料。沿A、B剖面共布置了63個重力觀測點（圖8.1.15，彩圖），間隔100～200 m，在發現水平重力梯度變化大的地方測點間隔加密到25～40 m。儀器為LaCoste 和 Romberg G型重力儀。測點高程用GPS測量，精度±5 cm。數據經計算和岩石密度修正、地形（半徑22 km）改正後的誤差小於1×10^-8m·s^-2。從圖中看到，第四紀沉積物覆蓋厚的河床上有明顯的重力低異常，黑色的點為觀測點對應的重力結果，虛線表示的是三次多相式擬合的區域布格異常，一般來講，重力異常陡變的地方對應於斷層的位置。

VES測量：VES測量主要是了解基岩的電性，為二維電阻率成像提供可靠性資料。同時與重力測量結果進行比對（圖8.1.16，彩圖）。VES測量的結果表明地表2 m左右的電阻率為100～330 Ω·m，代表了含水較少的地表土；其下是電阻率為18～40 Ω·m，厚度達28～205 m的第四紀沉積物；再下即是基岩（硬砂岩），電阻率為180～520 Ω·m。

2D電阻率成像測量：剖面A1總長500 m，中間300 m段電極距為5 m，兩側各有100 m極距為10 m，測線布置的原則是垂直斷層的可能走向。剖面A2與A1部分重疊，長度僅有100 m，電極距試驗了1 m和2 m的效果，目的是為提高測量精度，對剖面A1中橫向電阻率變化較大的位置進行加密測量。圖8.1.17（彩圖）的電阻率結果清楚地顯示出在地表沉積物形成的陡坎的下部，電阻率發生明顯的變化，圖的左邊視電阻率小於32 Ω·m，到了圖的右邊陡增至110 Ω· m以上，數據採用2D向前差分模型反演後，結果更加清楚。高、低電阻率的結合部位埋深約15 m，斷層面的傾角約70°W。

高精度地震反射/折射和GPR測量：地震勘探的目的是獲得更精確和直觀的斷層圖像。地震數據採集和處理如下：剖面長117 m，為了便於對比，與A1、A2部分重疊。首先同時獲取了三個點上的折射數據（偏移距1 m），以便得到表層速度，進行靜校正。採集參數見表8.1.2。反射波的主頻在150～200 Hz之間，有效的頻率在300 Hz左右，折射波在30～50 ms的位置有較高的振幅，這也是數據處理中的主要噪音。在正斷層的下盤，即在地震剖面雙程走時的60 ms和80 ms處，反射信號很清晰。濾掉表層的干擾，提取出局部含硬砂岩的第四紀地層的初至波的速度為1.1～1.4 km·s^-1（圖8.1.18）。

表8.1.2 反射地震採集和處理參數

圖8.1.18 剖面A2上四個連續炮點的地震反射記錄

採集數據時，在每一炮點上，先使初至波的靜噪保持最小，然後帶通濾波去掉面波的干擾（約100 Hz）。有時發現面波的頻率與反射波頻率有重疊，此時必須仔細甄別。在本文引用的實例中，數據處理中f-k濾波和疊加技術在本地區的應用效果不好，反而又增加了表面反射的信號。因此數據處理中不使用f-k濾波和疊加。

最後的處理結果見圖8.1.19。盡管在70 ms處仍然看到較強的二次反射（237～258道），但由表面所產生的多次反射的影響已大大得到壓制。在258道附近，反射信號突然變得不明顯，此點正好位於地表陡坎的下方40 m深處，延長線與地表陡坎的位置（向下箭頭指示的位置）呈60°W的交角。這基本上反映了斷層的傾向。未觀測到再深處的反射信號，結合地質資料，推測在歷史上這里曾是沼澤濕地，古河道臨近斷層的上盤，並且很可能是在一個不斷下降的地塹上後來形成的次生活動正斷層。

圖8.1.19 剖面A2的地震疊加記錄

探地雷達測量：風化層的存在以及可能的粘土層對探地雷達測量不利，但礫石層、粗砂礫或許又能增加雷達信號的穿透深度，因此用EKKO雷達，配備110 MHz和225 MHz的天線，0.5 m的點距，但未觀測到任何有用的反射信號，說明探地雷達在本地探測隱伏斷層上可能由於粘土層的影響，效果不佳。