电阻率研究方法

① 电阻率测深法

利用岩、矿石导电性差异，解决各类地质学问题的实践中，以人工直流场源的电阻率 测深法（常称电测深法），应用最广而且效果较好。该测量方法是在一个观测点上，通过 多次加大供电极距的方法，逐次观测相应供电极距时的电阻率值。由于供电极距的加大，增加了供电电流在地下分布深度，也可以说加大了勘探深度。因此，所测得的是一个测点 上，自地表向下垂直方向电阻率的变化。

从理论上说，电测深法适用于划分水平的，或倾角不大于20°的电阻率分界面问题，而且在电性层不多的情况下，可以作定量解释，求出各层的厚度、埋深等。实践证明，这 种电测方法已超出了上述应用条件，有效地用于区域地质填图、石油和煤田地质构造普 查、探测与地质构造相关的矿产分布、水文及工程地质调查、山区或平原地下水资源勘测 以及城市工程建设的基底探测等方面。

（一）电阻率的测定和视电阻率

在利用人工地下稳定电流场研究大地电性分布的实践中，并不是直接利用人工场的电位或电场强度，而是用电阻率的变化和分布来表示地下电场变化特点。

1. 均匀大地的电阻率

当地表水平、地下半空间为均匀介质时，在地表任意两点A和B，将直流电通人地下，形成前面所说的两个异性点电流源的电场。在测定供电电流I的同时，测定I在地表 另两个点M和N之间产生的电位差△UMN，于是根据式（4-4），可知

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不难得到均匀大地电阻率ρ的表达式为

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令

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电阻率公式简写为

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式中：K是一个仅与A，B，M，N四个电极之间的距离有关的系数，常称为电极排列系 数或装置系数。

2. 视电阻率

实际上，地下地质情况是复杂的，电阻率的分布是不均匀的，即地电测量所研究的都 是非均匀的地电断面。按上述方式测量和按式（4-11）计算的电阻率值，就不可能是某 一地层或某种岩、矿体的真实电阻率，而是该电场作用范围内各种岩、矿石电阻率的综合 反映。为此，实践中人们引入视电阻率的概念，仍采用上述测量方式和计算公式，结果记 为视电阻率ρ_S，表示为

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影响视电阻率的因素有两个方面，其一是电场作用范围内地电断面本身的电阻率分 布，如断面中各地层或地质体的电阻率，它们的形状、规模、厚度、埋深等；其二是电极 的排列形式、电极距的大小、测点位置或电极排列与地质体之间的相对位置等。

虽然影响视电阻率的因素较多，但对于所欲测的地电断面而言，其电阻率分布或岩、 矿体产状等是不变的因素。若在一个测点上，逐次加大供电极距，所测视电阻率将反映该 点视电阻率随深度的变化。而保持供电极距不变，在不同测点上所测的视电阻率，所反映 的是沿测线同一深度视电阻率变化。前者就是电阻率测深法，后者即为后面所要介绍的电 阻率剖面法。

为了便于讨论和定性分析实测曲线，常将式（4-12）转换为视电阻率与电流密度间的关系式，其具体形式是

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式中：j₀是介质均匀时MN间的电流密度，它只决定于电极排列和极距的大小，对于一 定的电极排列，可以认为它是定值。式（4-13）表明视电阻率ρ_S与测量电极MN之间的 电流密度成正比，也与MN间电阻率成正比。在地表介质均匀时，ρ_S只正比于j_MN。该式 对非均匀断面视电阻率异常性质的分析是很重要的，因此视电阻率的异常可以归结为jMN 的异常，而根据jMN异常的状况，就不难判断非均匀地质体的性质。

3. 电测深仪器

电测深法中视电阻率的测定是通过观测供电电流I及其产生的电位差△U_MN，再经过 式（4-12）计算而得。可见，电测深仪器的主要任务就是测量电位差和电流，但并非普 通的电位差计都可应用。按野外工作条件，要求仪器有较高的灵敏度和稳定性，要有较强 的压制干扰的能力，要有较高的输入阻抗和较大的量度范围，要绝缘性能好、体积小且轻 便耐用。目前我国采用的是国产的各种电子自动补偿电测仪器，如DWD一2A型微机电 测仪就是其中的一种。

4. 电测深法的野外工作布置

电测深法在野外是在同一测点上以改变电极距的方式观测若干次，由于电极距的改变，因此装置系数K也就逐次不同。通常采用模数为6.25cm的双对数坐标纸，并以 AB/2为横坐标，ρ_S为纵坐标，将同一测深点上所观测的全部视电阻率值，绘成一条电测 深ρ_S曲线。

实际工作中，常根据地质任务及测区的地质资料，选择一个电性标准层，这个层应该 是在测区内普遍存在、厚度比较大、电阻率稳定且与上覆岩层有较明显的电阻率差别。满 足于这样条件的电性标准层在各测深点的曲线上将有明显反映，可以把它作为电性层对比 的标准。实践中，常以符合上述条件的某些变质岩、火成岩或石灰岩作为高阻标准层。此 外在沉积区探测含水层分布时，常把符合条件而又与含水层密切相关的黏土隔水层作为低 阻标准层。

（1）供电电极距的选择

原则上是最小AB距离应能使电测深曲线的首部为近似于水平的线段，以便由它的渐近线直接求出第一电性层的电阻率ρ₁；最大AB距离应能满足勘探深度的要求，并保证测 深曲线尾部完整，可以解释出最后一个电性层；在AB极距由小到大逐次增加的过程中，其增加的最大间距，应使有意义的最薄电性层所引起的ρ_S变化在测深曲线上也能反映 出来。

（2）测量电极距的选择

实际工作中，由于AB极距的不断加大，若MN距离始终保持不变，那么，当AB极距很大时，MN之间的电位差将会很小，以至于无法观测。因此随着AB极距的加大，往 往也需要适当地加大MN的距离，通常要求MN满足于下述条件：

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（二）电测深曲线类型及特点

1. 曲线类型

电测深曲线类型随地电断面中不同电性层的数目及其分布情况而异。这里仅就水平电性层组成的地电断面上电测深曲线类型加以描述。

（1）均匀情况

当地下地层电阻率均匀不变，厚度大而分布广时，随AB加大而测得的视电阻率不 发生变化，测深曲线是一条与横轴平行的直线，说明探测范围内，岩石电阻率是均匀 的。这种情况在测定岩石露头电阻率时会遇到，这时所用供电极距要比露头岩石分布 范围小得多，相对于供电极距而言，岩石露头可视为均匀介质，而测得的电阻率即为 真实电阻率。

（2）水平二层情况

当地层按电阻率大小可分为ρ₁和ρ₂两层时，若第二层厚度远远大于第一层厚度h₁ 时，可以认为是水平二层断面。相应的测深曲线分为两种类型，一是ρ₂＞ρ₁的G型；另 一种是ρ₂＜ρ₁的D型，如图4-3所示。

图4-3 水平二层测深曲线

（3）水平三层情况

当地电断面自上而下划分为ρ₁，ρ₂，ρ₃三个水平的电性层时，按三者的大小关系有四 种不同类型的电测深曲线，其中ρ₁＞ρ₂＜ρ₃的命名为H型；ρ₁＜ρ₂＜ρ₃的为A型；ρ₁＜ ρ₂＞ρ₃的K型；ρ₁＞ρ1＞ρ₃的为Q型，如图4-4所示。

图4-4 水平三层电测深曲线

（4）水平四层及多层情况

实际工作中，常遇到四层或更多层的断面，由于电阻率参数多了，曲线类型也就多了，对于水平层状断面，按ρ₁，ρ₂，ρ₃，ρ₄的关系，可构成八种不同的类型，每一种类型 用两个英文字母表示，前一个字母表示前三个电性层ρ₁，ρ₂，ρ₃之间的关系，与三层曲线 类型的命名法相同，后一个字母表示除第一层外，ρ₂，ρ₃和ρ₄三个电性层的关系，命名 法仍不变，因此共有HA型、HK型、KH型、KQ型、AA型、AK型、QH型、QQ型 八种曲线类型，如图4-5所示。

多层曲线命名方法亦按上述原则，例如有ρ₁＜ρ₂＞ρ₃＜ρ₄＜ρ₅的水平五层断面，其曲 线类型应为KHA型。

2. 电测深曲线的特点

从上述曲线类型看出，它们是按电性层中电阻率大小的相互关系而划分的，电性层越多，曲线类型也随之多起来，分析各不同类型曲线发现，众多曲线中存在一些共同的 特点。

图4-5 水平四层电测深曲线

（1）首支渐近线

电测深曲线的首支（或称前支）都有ρ₁的渐近线，那么因为在AB/2较小的情况下，即当AB/2《h₁时，由AB所形成电场的有效作用范围只在均匀的ρ₁中。利用式（4-13）不难看出，此时式中ρ_MN＝ρ₁，j_MN＝j₀，于是有ρ_S＝ρ₁，由此可见，不论测深曲线的类型 如何，曲线的首支都会出现数值为ρ₁的渐近线。

（2）尾支渐近线

电测深曲线尾部，按最后一层电阻率ρ_n的具体情况，可有两种不同形式的渐近线。

一种是ρn值有限并与其上部电性层电阻率相差不大的情况。在 的条件 下，曲线的尾部出现ρ_S＝ρ_n的渐近线。如一水平二层断面，其上任一测深点的视电阻率 曲线，将是首部趋近于ρ₁，中间逐渐过渡到尾部ρ_S趋近于ρ₂的形式。另一种是ρ_n值较其上覆电性层的电阻率ρ_n-1值大得多，可视为ρ_n→∞的情况。此时电 测深曲线尾部在双对数坐标中，呈一与横轴夹角为45°的渐近线。也就是当 时，曲线尾部呈45°上升。这里仍以二层断面为例加以证明。二层水平断面中，若ρ₂》ρ₁，可以近似地认为ρ2→∞。当AB/2》h₁时，由于ρ₂对电 流的屏蔽作用，电流线全部平行层面而流过ρ₁介质，如图4-6所示。此时流过ρ₁层中的 电流I₁为

式中：h₁为电流I₁所通过的圆柱面的高度； 为该柱面周边的半径。利用欧姆定律将上

图4-6 ρ₂》ρ₁，AB/2》h₁时电流线的分布示意图

式化为

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其中：h₁/ρ₁以S₁表示，称为纵向（即水平方向）电导，它表示电流平行于层面流过时，上覆层对电流的传导能力。于是

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将这个关系代入MN→0时的三极排列视电阻率公式：

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得到

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在双对数坐标中：

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显然，由于s为固定值，lgs为常数，所以上式是一条斜率为1的直线方程，即一条与横轴夹角为45°的ρ_S渐近线。

3.纵向电导与横向电阻

上面提出了纵向电导这一名称及其定义。实质上，纵向电导所表示的是，当电流水平通过顶面为1m²、高度为h（m）、电阻率为ρ的方柱体侧面时该柱体的电导。如果令该柱 体侧面之间的电阻为R，则由式（4-1）求出

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故纵向电导为

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由此可见，上覆各层的纵向电导分别为

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其总纵向电导则为

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在符合上述条件的n个水平层的情况下，可令

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式中：H＝h₁＋h₂＋…＋h_n-1；ρ_t称为上覆（n-1）个岩层的平均纵向电阻率。若工作地 区有钻井资料，ρ_t可由下式确定：

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显然，按照式（4-17），只要工区内的ρ_t值基本上是稳定的，就能利用S的大小表示底 层顶面的深度。

另一方面，用T表示电流垂直通过顶面为1m×1m，高度为h（m），电阻率为ρ的方柱体介质时的电阻，称横向（即垂直）电阻。即

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于是，在底层非常厚但电阻率ρ_n很小的条件下，令上覆各层的厚度分别为h₁，h₂，…，h_n-1；电阻率分别为ρ₁，ρ₂，…，ρ_n-1；这时上覆各层对电流的阻挡能力强，而底层对电流 的吸引作用强，故电流将垂直通过各层并沿ρ_n层中流过，如图4-7所示。因此各层的横 向电阻分别为

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上覆层的总横向电阻为

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图4-7 底层电阻率ρ_n→0时的电流线分布示意图

4.电测深曲线的等值性

电测深曲线的等值性是指中间层较薄的水平三层断面所对应的曲线所具有的一种特殊现象。它是指h2/h1较小的三层断面中，若ρ₁，h₁和ρ₂一定，在保持S₂或T₂不变的条 件下，同时改变ρ2和h2，而测深曲线形状可保持基本不变的现象。在上述条件下，同一 条三层电测深曲线可以与n个或多个ρ₂和h₂不同的三层断面相对应。这种现象称为等价 现象或等值原理。造成等值性的物理原因并不难理解，如H型和A型曲线对应的断面 中，ρ₂与ρ₃相比属于低阻层，它在电场中成了电流的良好通道，只要该层的电导S₂不 变，ρ₂和h₂同时少许变化，断面中的电流分布将不会发生变化，因此也就出现了曲线形 状基本不变的现象。同样，对于Q型或K型曲线所对应的断面，其高阻薄层ρ₂在电场中 对电流起阻挡作用，若横向电阻T₂不变，同时改变ρ₂和h₂，电流分布也将不变，自然也 就出现等值的曲线。值得指出的是，上述等值现象，在中间层厚度较大时就不存在了。

（三）电测深曲线的解释

电测深曲线解释的目的首先是确定测区内各电性层的分布、厚度及埋深，进一步把电性 层的结构特点与测区内地层分布、地质构造形态等进行对比，最后提出地质解释，把地电断 面尽可能转化为地质断面。为达到解释的目的，通常把解释工作分为定性解释和定量解释。

1. 定性解释

定性解释主要是通过绘制各种定性图件来实现，如电测深曲线类型图，纵向电导S剖面或平面图、视电阻率ρ_S断面图和等AB/2的视电阻率平面等值线图等。但解释中并非 每个测区都要完成上述图件的绘制，而是选择最能表达出研究地区地质构造特点的图件进 行编制，通常视电阻率断面图是必不可少的。

（1）电测深曲线类型图

电测深曲线的类型取决于地电断面的性质，因此根据曲线类型图的特征可以判断工区内 地质断面的变化。这类图形的作法是：按相应的工作比例尺在图纸上标明各测点的位置，绘 出该点经过缩小的电测深曲线，并在曲线首部注明起始点的视电阻率值。最好能根据测区岩 石电阻率资料绘制出不同曲线类型与相应地质断面的对比图件，用以说明曲线类型变化的地 质原因。也可采用简单作法，即在测点位置上直接用文字注明相应点的曲线类型。

（2）视电阻率断面图

这类图件的作法是：以测点为横坐标，以AB/2为纵坐标，用各测点的AB/2所对 应的ρ_S值绘制ρ_S等值线。该图反映沿测线垂直断面上的视电阻率变化，从图中可看出 基岩起伏、构造变化、电性层沿测线方向的分布等。图4-8是通过嘉峪关大断层18线 的视电阻率断面图，该区基底是砂质泥岩，电阻率较低；上覆岩层是高阻的砂砾石层，断面图中反映出高、低阻等值线明显分异的现象，等值线密集而陡立，可以认为是构 造断层的反映。

图4-8 嘉峪关大断面18线ρ_S断面图

图4-9为某区寻找地下水源的电阻率断面及综合解释图。从图中看出，该区表层为含水不多的泥砂层，厚约6～7m，电阻率为150～180Ω·m；其下为富含地下水的砂层，电阻率约为50Ω·m，厚约5～25m或更大些；含水层下部为石灰岩，可视为高阻标志层。实测曲线为H型，第一层反映表层，第二层为低阻含水层，尾部呈45°上升段，是高阻基 岩的反映。定量解释结果与钻探资料基本上吻合。根据解释结果给出地电断面图，该图与 视电阻率等值断面对应关系较好。

图4-9 某区寻找地下水源的电阻率断面及综合解释图

（3）等AB/2的视电阻率平面等值线图

这种图件的作法是：按照工作比例尺绘出测点平面分布图，然后在各测点位置上标明该点测深曲线已选定的AB/2的ρ_S值，最后绘制这些ρ_S值等位线。该图件主要反映测区 内某同一深度处岩石电阻率的变化。该深度是按地质解释的需要，通过选择AB/2距离的 大小而定，也可同时绘制几张不同AB/2的ρ_S平面等值线图，反映几个不同深度的情况。图4-10为吉林某地ρ_S平面等值线图。图中等值线呈近东西方向条带状分布，南北两侧形 成梯度较大的、密集的高阻等值线束。从地质上看，测区南北有海西期花岗岩出露，在南部 还有前震旦纪变质岩，中部则为第四纪沉积所覆盖，仅在少数点上有古近-新近纪煤系地 层和白垩纪地层露头。由于所选AB/2已处于测深曲线尾部渐近线部位，反映的深度较 大，从异常特点看，梯度大而密集的等值线束，反映同一深度地层电阻率在较小的范围内 发生了急剧变化，推测工区南、北两侧均有大断层，亦可称为地堑，而中部低阻等值线异 常则反映地堑中有小盆地存在。

图4-10 吉林某地ρ_S平面等值线图

（4）纵向电导S剖面及平面图

当工区内具有电阻率较高的基底时，利用测深曲线尾部有45°渐近线的特点可编制出纵向电导S的图件，用以反映高阻基岩顶面的起伏和构造形态。对于水平n层断面，总 纵向电导S正比于基底项面的埋深，其关系是S＝H/ρ_t（ρ_t是基岩之上（n—1）层的平均 电阻率）。当岩层沉积环境基本稳定时，S的变化将反映基底的起伏。图4-11是开鲁一 号测线电测深曲线的综合剖面图。可以看出S剖面图与ρ_S断面图对应较好，均可反映高 阻基岩的形态。图中2～4号点间是凹陷范围，其中心在3～3′中间。

2. 定量解释

电测深曲线定量解释的目的是确定每个测点所对应的各电性层的厚度、埋深和电阻率 值，通常分清了曲线类型和取得中间层电阻率之后，在对曲线分析对比或定性解释的基础 上，逐条的对电测深曲线进行定量解释。一般是从已知到未知、从易到难、从曲线层次少 而且分层清楚的曲线先开始。解释方法可分为量板法、计算机数值解释法以及最优化反演 方法（又称自动反演法）等。随着电子计算机技术的快速发展和计算机的日益普及，数值 解释法和最优化反演法已被广泛采用。而较为繁琐的量板法现在已经被淘汰。这里只对计 算机数值解释法作简单介绍。

图4-11 开鲁一号测线电测深曲线的综合剖面图

数值解释法又可称为正演拟合法。该方法是根据实测电阻率测深曲线特征确定预测模 型的岩层层数，并试探性地给出一组层参数，用这组层参数计算一条理论电阻率测深曲 线，将理论测深曲线与实测曲线进行对比，如果不符合，便修改层参数再计算另一条理论 测深曲线，结果仍与实测曲线进行对比，如此下去，直到所计算的理论测深曲线与实测的 电阻率测深曲线基本符合为止，并将最后一组层参数h_i与ρ_i（i＝1，2，…，n）作为实测 电阻率测深曲线的水平地层模型的层参数。

值得指出的是，由于电测深曲线等值性的存在，解释时若事先能掌握中间层电阻率的 真值，那将会减小等值性的影响，取得较可靠的结果。此外，利用计算机还可以进行二维 和三维地电断面的电测深曲线解释。定量解释的结果可绘制地电断面图，如图4-11（c）所示。

② 地基勘察的电阻率方法

电阻率法是以岩土介质的导电性差异为基础。岩土介质的电阻率与以下因素有关：自身矿物组分、结构、构造、孔隙度和含水性等。矿物骨架的电阻率是很高的，但岩石在长期的地质作用过程中，受内外地质作用而出现断裂和裂隙，使得断裂、裂隙和矿物骨架之间充填有水分，从而使岩石整体的电阻率要低于矿物骨架的电阻率，尤其是含有矿化度高的水或者是富含各种元素及其离子的废液，电阻率会更低。岩石愈致密，孔隙度愈小，相应地含水分少，电阻率高，反之电阻率就低，这是电阻率法能在化分岩性、确定岩石破碎带位置、埋深和划分污染范围时能取得良好效果的原因。

电阻率法分为两类：电阻率剖面法和电阻率测深法。

电剖面法在填埋场建设中可提供如下资料：表层地质情况、岩层顶面的地形、确定含水层厚度、查清地质构造、探测基岩埋深、风化壳厚度、探测地下洞穴、暗河位置及分布、构造破碎带及滑坡带位置。

高密度电阻率法可在一条剖面上获得不同装置和不同电极距的大量数据，将这些数据处理后可获得视参数的等级断面图和等值线断面图，或进行层析分析。为了提高数据的处理能力和显示效果，在数据反演和三维可视化方面是今后的发展方向之一。根据曲线的形状和变化特征，确定含水层的厚度、地层变化和断裂、裂隙、溶洞等的位置等。

8.1.1.1 粘土层勘察

为评估废弃物堆放场的地址是否合适，应当首先对地下水的含水层和隔水层的分布、厚度有一个准确的认识。地下粘土层是理想的隔水层，但沉积年代较新的粘土普遍存在强度小、压缩性大的缺点。由于粘土层对地震波和电磁波有较强的吸收，所以地震、探地雷达的使用受到限制，比较适合于开展电法勘探。传统的方法有垂直电阻率测量（VES）和电剖面法测量（EP）。VES可获得垂向（深度）上的视电阻率变化，一般采用四电极排列，测量极距由中心逐渐向两边增大，以加大探测深度。EP法是以固定的极距沿某一测线逐点向前移动，以获得一定深度范围内横向上电阻率的变化。这两种方法应用非常普遍。VES首先是假定所研究的地下目的体是层状介质，但应当注意这在很多情况下并非如此。EP所获取的是某一深度的视电阻率数据，若要使反演结果的精度更高，需采集大量的数据。下面是在韩国釜山勘察地下粘土层的分布和厚度的例子。2002年举办过亚运会和世界杯足球赛。当时为修建比赛场馆和机场等设施的需要，在河流入海口的三角洲平原地区围海造地。调查发现，该区第四系地层中含有厚度不一的粘土层，称之为釜山粘土。地层顺序由上而下依次为：粉砂质土、釜山粘土、沙土层、白垩纪基岩（花岗岩、流纹岩、安山岩）。釜山粘土层一般厚度在20～40 m之间，在河流入海口的地方厚达70 m。对粘土层地基的加固处理包括袋装砂井、加入填充物质然后碾压挤出水分等防液化措施。但有一个共同的前提是要搞清楚粘土层的厚度和分布。这直接决定了后续工程量和所需的施工时间。为此开展了电阻率测量，电阻率成像测量对四个填海区进行了详细研究，这四个地区将分别建设工业区和生活区、国际机场、新的生活区和一个赛马场。我们仅以工业区和生活区的地球物理调查为例加以说明。根据已有的钻孔资料，有关土壤的一部分参数如表8.1.1。

表8.1.1 部分粘土参数

测线布置和测量方式见下图8.1.1和图8.1.2。

图8.1.2中，电阻率测量极距为10m，比较了滚动式偶极-偶极测量与传统的偶极-偶极测量的效果，滚动式偶极-偶极测量就是固定一个排列后，改变极距因子n从1到7，这样就相当于完成一次70 m长的探测距离，然后再向前移动10 m，再使极距因子n从1到7，再完成一次70 m的探测距离，依此类推，直到整条测线全部测完。210 m长的测线需向前滚动18次，随着n的加大探测深度也在逐渐加深。在整个过程中极距始终保持10 m不变。传统的偶极-偶极是以改变极距的方式来加大探测深度的（图8.1.2（b）），很显然这种测量方法仅需7个排列就可完成210 m的测线。且探测深度比滚动式测量大，所以选择偶极-偶极法测量。图8.1.3是根据5个钻孔资料获得的粘土分布剖面。地表以下11 m范围内是沙土层，11～19 m是粉沙土层，19～42 m是粘土层。P-10附近的梯形框指的是电阻率的测量方式和探测深度。

图8.1.1 测区位置及测线布置示意图

图8.1.2 电阻率测量示意图

图8.1.3 钻孔控制的调查剖面

图8.1.4是电阻率测量结果（彩色图置于章后，下同），有效探测深度为27 m。粘土层的界线十分清楚，视电阻率在1～3 Ω·m，粉沙土5～20 Ω·m，沙土40～50 Ω·m。

为了便于对比，验证测量结果的准确性，在现场实际测量的基础上还设计了一套室内测量黏土电阻率的装置（图8.1.5，图8.1.6，图8.1.7）。因为岩土工程师常常向地球物理工程师提出这样的问题，那就是电阻率参数能否像其他土力学参数那样来作为一个表征粘土性质的参数，现在看来答案是肯定的，但电阻率参数与其他土力学参数不同，电阻率不仅与粘土本身有关，更主要的是受粘土的含水量和孔隙中的离子浓度的影响，因此它的变化范围因地而异。下面是一个室内测量粘土电阻率的例子。这样做的优点是验证了野外的测量结果，更能直观地感受到电阻率测量结果的可靠性。

图8.1.5 测量粘土电阻率的装置

为了证明样品的电阻率与测量的形状无关，而设计了一套测量装置（图8.1.7），圆桶的直径75 mm，高度110 mm，实际上就是截取一段取样用的PVC管。供电电极A、B是5 mm厚、直径75 mm的铜片。分别固定在样品的顶部和底部。测量电极M、N是一对直径1 mm、30 mm长的铜钉。间距分别为4 cm和8 cm。电源是一个1.5 V、1 A的电池。起初考虑到测量电极对不同深度可能有反应，因此选择了不同的深度分别做了试验，结果发现测量电极对深度的反应不明显。取1/2和1/4的样品进行试验，结果发现也不受样品形状变化的影响。将实测的电阻率结果与含盐量、含水量、有机质含量、深度、相对密度、塑性参数进行相关分析后发现，除与含盐量呈负相关外，与其他参数无相关性（图8.1.8）。

图8.1.6 不同深度的电阻率测量装置和测量结果

图8.1.7 不同形状样品的电阻率测量装置及测量结果

8.1.1.2 卵石层勘察

下面是在美国衣阿华城中部用高密度电法勘察地下河卵石分布的一个实例，砾石层的渗透性大，对污染物的净化能力弱，还容易引发不均匀沉降造成地基失稳，对建设垃圾填埋场极为不利。衣阿华城历史上是冰川洪积物堆积区，地下分布有冲刷良好的砾石层，是当地极好的路基垫层和建筑材料。砾石层主要沿着冰雪融化后的水流分布，形成一个连一个的阶地。采用24根电极的高密度电阻率测量系统，温纳-斯伦贝格排列，分别比较了电极距4 m和2 m的效果（图8.1.9、图8.1.10，彩图），发现探测的有效深度在15 m左右。比较发现2 m极距比4 m极距的垂向分辨率有一定的提高。数据处理采用非线性最小二次方优化反演技术，反演数据均方根误差（RMS）＜5%，一般1%～2%。从图8.1.9上看出，砾石层埋深在3 m左右，呈透镜状，视电阻率300～1500 Ω·m，厚约10 m，表层低阻层是人工回填土，最底层的低阻层是粒度很细的沙土层。反演结果与实际测量结果非常一致，说明该反演方法是有效的（图8.1.11，彩图）。

图8.1.8 电阻率和其他参数的相关关系

观测中发现，地下电阻率的季节变化，也是一个要考虑的问题，不同季节，降雨量的差异，使得地下各层介质中的含水量、地下潜水面的深度发生显着的变化。图8.1.12（彩图）是2000年11月在同一剖面上观测到的电阻率结果，11月是非常干燥的季节，砾石层的电阻率与潮湿季节（4月份）相比，4月份砾石层的测量结果为300 Ω·m，而11月份则达到1500 Ω·m。说明电阻率除受岩石类型和岩石粒度的控制外，水的饱和程度是非常重要的影响因素，需要说明的是介质含水量的增加使视电阻率在一定程度上降低。

8.1.1.3 基础结构的勘察

希腊雅典附近的马拉松混凝土水坝，位于雅典北部偏东30 km。库容18×10⁸ m³，始建于1926年，在1999年遭受里氏5.9级地震，加之水库运行年代较长，现在怀疑坝体有不均匀沉降和渗漏，需要检查坝体的渗漏情况及混凝土的质量。垃圾场的结构虽然与钢筋混凝土大坝有很大的差别，但在探测渗漏等问题上，在方法的选择上有互相借鉴的作用。大坝调查的目的包括以下几个方面：坝体混凝土的机械强度与沉降观测；地震P、S波速；电阻率特征及泊松比；可能的渗漏裂隙及裂缝；坝体风化的范围和深度。采用的调查方法包括：用地震勘探检测坝体混凝土的动力特性。根据视电阻率与湿度密切相关，作为探测坝体有无渗漏的首选方法。用探地雷达检测坝体可能存在的裂缝。

坝体混凝土的视电阻率随湿度变化，一般在10～10⁵ Ω·m范围内。为了使电极与坝体的混凝土良好接触，使用的是硫酸铜溶液电极，作偶极-偶极排列，2 m极距，测量结果见图8.1.13（彩图），在测线中央发现有一片深色的低阻区，并且向下延伸，视电阻率在40 Ω·m以下，推测为被渗水浸润过的混凝土位置，当电阻率在20 Ω·m以下时，推测有渗水沿渗漏通道流过。随着测线向下游方向布置，湿度越来越小，测线中心的异常也逐渐变小。

8.1.1.4 活动断层的勘查

调查区位于新西兰奥克兰市东南40 km，区内有一条大的断层，自晚中新世到上中新世以来，一直处于活跃状态。最近调查发现，这些活动断层的存在使奥克兰成为新西兰的地震危险区。为配合地震预报研究，需要找出断层的准确位置。地表被第四纪沉积物覆盖，表面仅可观测到微陡坎地貌，推测是断层活动的标记。采用的地球物理方法有：重力测量、垂直电阻率测量（VES）、电阻率剖面测量、高精度地震反射/折射测量、探地雷达（GPR）。测量位置及测线布置见图8.1.14（彩图）。重力测量：断层上下盘密度差异是形成重力异常的主要原因，上升盘沉积的第四系覆盖层薄，密度较大的基岩距地表浅，微重力结果表现为高值异常；下降盘则被第四系覆盖的厚度大，基岩较上盘深，微重力结果为低值异常。因此重力测量可得到第四系覆盖层的厚度和断层位置、倾向等资料。沿A、B剖面共布置了63个重力观测点（图8.1.15，彩图），间隔100～200 m，在发现水平重力梯度变化大的地方测点间隔加密到25～40 m。仪器为LaCoste 和 Romberg G型重力仪。测点高程用GPS测量，精度±5 cm。数据经计算和岩石密度修正、地形（半径22 km）改正后的误差小于1×10^-8m·s^-2。从图中看到，第四纪沉积物覆盖厚的河床上有明显的重力低异常，黑色的点为观测点对应的重力结果，虚线表示的是三次多相式拟合的区域布格异常，一般来讲，重力异常陡变的地方对应于断层的位置。

VES测量：VES测量主要是了解基岩的电性，为二维电阻率成像提供可靠性资料。同时与重力测量结果进行比对（图8.1.16，彩图）。VES测量的结果表明地表2 m左右的电阻率为100～330 Ω·m，代表了含水较少的地表土；其下是电阻率为18～40 Ω·m，厚度达28～205 m的第四纪沉积物；再下即是基岩（硬砂岩），电阻率为180～520 Ω·m。

2D电阻率成像测量：剖面A1总长500 m，中间300 m段电极距为5 m，两侧各有100 m极距为10 m，测线布置的原则是垂直断层的可能走向。剖面A2与A1部分重叠，长度仅有100 m，电极距试验了1 m和2 m的效果，目的是为提高测量精度，对剖面A1中横向电阻率变化较大的位置进行加密测量。图8.1.17（彩图）的电阻率结果清楚地显示出在地表沉积物形成的陡坎的下部，电阻率发生明显的变化，图的左边视电阻率小于32 Ω·m，到了图的右边陡增至110 Ω· m以上，数据采用2D向前差分模型反演后，结果更加清楚。高、低电阻率的结合部位埋深约15 m，断层面的倾角约70°W。

高精度地震反射/折射和GPR测量：地震勘探的目的是获得更精确和直观的断层图像。地震数据采集和处理如下：剖面长117 m，为了便于对比，与A1、A2部分重叠。首先同时获取了三个点上的折射数据（偏移距1 m），以便得到表层速度，进行静校正。采集参数见表8.1.2。反射波的主频在150～200 Hz之间，有效的频率在300 Hz左右，折射波在30～50 ms的位置有较高的振幅，这也是数据处理中的主要噪音。在正断层的下盘，即在地震剖面双程走时的60 ms和80 ms处，反射信号很清晰。滤掉表层的干扰，提取出局部含硬砂岩的第四纪地层的初至波的速度为1.1～1.4 km·s^-1（图8.1.18）。

表8.1.2 反射地震采集和处理参数

图8.1.18 剖面A2上四个连续炮点的地震反射记录

采集数据时，在每一炮点上，先使初至波的静噪保持最小，然后带通滤波去掉面波的干扰（约100 Hz）。有时发现面波的频率与反射波频率有重叠，此时必须仔细甄别。在本文引用的实例中，数据处理中f-k滤波和叠加技术在本地区的应用效果不好，反而又增加了表面反射的信号。因此数据处理中不使用f-k滤波和叠加。

最后的处理结果见图8.1.19。尽管在70 ms处仍然看到较强的二次反射（237～258道），但由表面所产生的多次反射的影响已大大得到压制。在258道附近，反射信号突然变得不明显，此点正好位于地表陡坎的下方40 m深处，延长线与地表陡坎的位置（向下箭头指示的位置）呈60°W的交角。这基本上反映了断层的倾向。未观测到再深处的反射信号，结合地质资料，推测在历史上这里曾是沼泽湿地，古河道临近断层的上盘，并且很可能是在一个不断下降的地堑上后来形成的次生活动正断层。

图8.1.19 剖面A2的地震叠加记录

探地雷达测量：风化层的存在以及可能的粘土层对探地雷达测量不利，但砾石层、粗砂砾或许又能增加雷达信号的穿透深度，因此用EKKO雷达，配备110 MHz和225 MHz的天线，0.5 m的点距，但未观测到任何有用的反射信号，说明探地雷达在本地探测隐伏断层上可能由于粘土层的影响，效果不佳。

③ 电阻率法的介绍

电阻圆租衡率法橘做（resistivity method）是根据岩石和矿石导电性的差别，研究地下岩、矿石电阻率变化，进行找矿勘型辩探的一组方法。

④ 电阻率的测量

1.基本测量方法

在恒定电流供电的情况下，通过测量岩心两端的电位差，根据岩心的几何尺寸，就可以得到岩心的电阻率值。计算公式为

图4－18 离心管示意图

b.离心法：利用离心力使岩心脱水。具体做法是，将饱水岩心放入特制的离心管（图4－18）中，离心管的末端留有带刻度线的集水管，靠离心机高速旋转产生的离心力将盐水驱替出并收集在集水管中，依据体积法计算岩心的含水饱和度：

储层岩石物理学

式中：V_w是集水管中盐水体积。该方法优点是，离心力能在一定程度上模拟地层压力，而且可以通过调整离心机的转速来改变驱替压力；缺点是离心处理后岩心中盐水分布不均匀。

c.半渗透隔板法：半渗透隔板是一种多孔板，因孔隙尺寸较小，具有较大的毛管压力。半渗透隔板的孔隙表面经过化学处理，在一定压力下只允许润湿相流体（水）通过，而非润湿相（油气）不能渗透，因此消除了常规驱替时非润湿相活塞式推进所产生的“末端效应”。由于采用的半渗透隔板，驱替相和润湿相的相互作用主要取决于岩心的毛管压力，因此这种驱替过程能更好地模拟油气藏的压力系统。在一定压力下，如果计量管中的盐水体积不再增多就可以认为两相流体的分布达到了平衡，此时卸掉压力，取出岩心并称重确定其含水饱和度、测量电阻率值；然后将岩心放入压力容器内，增加压力进行下一个饱和度点的测量。不同含水饱和度下，两相流体分布达到平衡时的压力就是该状态下的毛管力，因此该方法也可以用来研究不同毛管力条件下的岩电关系。为了提高测量效率，很多仪器可以同时处理多块岩性相近、孔渗差别不大的岩心。

d.油、水两相驱替法：油、水两相驱替法是将岩心装在一个橡皮筒中，如图4－19所示，橡皮筒的两端套在外径与橡皮筒内径相同的柱状电极上，外面用金属套箍住，使其密封。对橡胶筒外施以液压，能够模拟地层的上覆压力，还能够使橡皮套紧贴岩心，避免驱替时橡胶筒与岩心间形成盐水层导电，影响测量结果。金属电极中间留有注液孔，通过它可以对岩心注入流体形成驱替压力。金属电极与岩心接触面留有网状沟槽，以便驱替流体沿岩心均匀推进。

图4－19 油、水两相驱替法岩心夹持器

流体饱和度计量采用体积法，驱提出的流体被收集到计量管中，根据计量管中的流体体积和岩心的孔隙体积可计算出岩心中某一种流体的饱和度。油、水两相驱替法一般采用两极法测量岩心的电阻率，若用四极法测量，因岩心中两相分布不均匀，无法准确知道两测量电极间的饱和度。所以，在这种装置中，四极法仅适于100％含水岩心的测量。

3.地层温压条件的模拟

地层条件主要指温度和压力。为模拟地下温度，将岩心夹持器置入可调温的恒温箱中，按地层条件调节箱内温度。模拟地层压力则通过液压系统给岩心夹持器加压来实现的，如图4－19所示，岩心置于橡胶套内，液压系统在胶套外施加压力，使岩心处于选定压力下。