底板水视电阻检测方法

❶ 视电阻率测深

3.3.3.1 方法简介

3.3.3.1.1 基本原理

以地下不同岩矿石的电阻率差异为基础，建立人工电流场，并以不同的极距观测同一测点在不同深度处岩矿石的视电阻率；通过研究地电断面，查明地质构造或解决与深度有关的地质问题^[2]。

3.3.3.1.2 应用范围及适用条件

主要适宜于解决具有垂向电性差异、产状近于水平的地质问题。常用于探查：覆盖层厚度；基岩起伏；隐伏的断层；划分不同电性层，并确定其埋深和厚度；探查地下溶洞，寻找含水层等。

视电阻率测深法的应用，应满足下列条件：探测对象与围岩或其他地质体之间存在较明显的电阻率差异；探测对象产生的电阻率异常能从干扰背景中分辨出来。若接地条件严重困难、地形首答影响大、地电断面中存在强烈的电性屏蔽层、有强大的工业游散电流时困卖不宜安排视电阻率测深。

3.3.3.1.3 工作布置原则与观测方法

测线应尽量垂直于勘查对象的走向，并尽可能避免或减小地形影响和其他干扰因素的影响，对局部不均匀地质体，应设计不同方位的主测线与旁测线。

常用的视电阻率测深装置有：对称四极、三极、环形测深和五极纵轴测深装置。

对称四极法：使用最多的一种装置。←AMNB→。供电电极AB和测量电极MN均对称于测点布设，AB距按一定要求逐渐增大，MN距根据AB距的变化进行调整。每改变一次供电极，计算一个视电阻率值，这样就可获得一条反映不同深度电性变化的视电阻率测深曲线。

三极测深法：一汪芹逗般遇到因地表障碍物(如河流、冲沟、峡谷等)而无法加大极距的情况时，可采用三极测深法。←AMN∞。B极置于无穷远，A极逐渐增大，MN距根据AO距的变化进行调整。当电性层水平且均匀的情况下，三极装置与对称四极装置的测量结果完全相同。

环形测深法：是在地表某点利用对称四极装置进行的多方位测量，相邻方位之间的夹角一般为45°。观测结果用ρ_S极形图表示。

五极纵轴测深法：一般对非层状地质体如溶洞等的探测，五极纵轴测深法有较好的勘探效果，具有分辨率强、曲线直观、解释简单等优点。供电极A置于地表测深点处，以A为原点，两侧与其相距为L处设供电电极B₁、B₂，电极距L=AB₁=AB₂。沿纵轴方向布设测量电极MN，依次移动测量电极，逐点观测电位差和电流后便可计算各点视电阻率，所测视电阻率的变化就反映了测点下方一定深度范围内地质体的存在及电性变化。

3.3.3.1.4 资料整理及成果解释

检查验收合格的观测资料，编绘系列基础图件：电测深曲线图(册)、等视电阻率断面图、地电断面图、环形测深极形图、综合剖面图及地质推断解释成果图等。

资料解释分为定性解释和定量解释，定性解释可以给出测区内电性层的分布及其与地质构造的关系；定量解释，则可获得电性层的埋深及厚度。首先应研究测区电性参数，除收集、实测区内的地层、岩石电性参数外，有条件时应对区内的已知钻孔进行孔旁测深，以获取可靠的电性资料，为定性、定量解释提供依据。

定性解释主要是根据系列图件的综合分析，来确定测深曲线反映的地电断面类型与地质分界面的关系，建立测区内地电断面变化的初步概念。形成：曲线类型图、ρ_S等值线断面图、ρ_S等值线平面图等。

定量或半定量解释主要是获取测区内地层、构造产状和目标地质体的定量资料，确定电测深曲线所反映的各电性层的厚度、深度和电阻率。主要有量板解释法，计算机正、反演计算法及模型半定量解释法等。

岩溶裂隙带由于发育不均匀，复杂多变，层理不清，往往不能构成完整的电性层，而只是使电测深曲线产生异常变化或拐折现象。随着岩溶发育的程度不同，电测深曲线在正常上升时出现轻微的跳跃或呈锯齿状、台阶状，以至构成明显的低阻拐折段，甚至出现低阻电性层等。当采用非等比装置时，曲线接头脱节不正常，出现大张口、交叉或喇叭口等现象。因此在碳酸盐岩地区，电测深曲线的这些特征常是判别岩溶存在和发育程度的标志，根据曲线异常点或拐点部分对应的AB/2极距与岩溶发育带埋藏深度H之间的关系的经验公式：H=(0.8-1)AB/2^[3]，可以近似地确定岩溶发育带的埋藏深度，以及按ρ_S的变化，大体估计岩溶、破碎带发育程度和划分相对富水地段等。但是在高阻的灰岩地区，相对低阻的异常和电测深曲线的畸变，并不总是岩溶的反映，如泥质灰岩、低阻夹层、倾角大的岩层接触界面、地形及电性不均等干扰现象，也能引起曲线的变化。因此，只有密切结合具体情况，充分掌握地质、水文地质、岩层电性及地形等方面的资料进行综合研究，才能取得正确的解释。

3.3.3.2 试验情况

主要用于查明研究区一定深度范围内地层、构造、水文地质结构、岩溶发育的垂向分带和水平分带特征及富水性。本次试验共选择了5个实验点，布置电测深剖面27条，视电阻率测深294点，环形测深5点。实测结果，基本查明了区内250m深度范围内的地层结构、埋深与分布，结合区域水文地质资料，分析研究了5个实验区岩溶发育特征及其富水性，总结了泸西小江流域岩溶及水文地质特征与电性特征的对应规律，建立了地电特征的解释模型，优选了10个最佳取水孔位，最后通过多方法综合研究，布置了5个检验井，钻孔深度150～200m，均打到地下水，取得较好效果。

本次实验使用WDJD-1型和DZD-3型多功能数字直流激电仪，采用对称四极装置，最大极距AB=1000m，供电时间5～10s。

3.3.3.3 主要成果

首先在三家村苗圃钻孔、大兴堡烟草站干孔及大衣村泉点布置了3个已知孔旁、泉旁的电测深试验点。三家村苗圃钻孔，电测深ρ_S曲线为A型(图3-4)。据收集的情况，溶孔发育、富水性强的岩溶带位于12～18m段，视电阻率曲线为角度约18°的平缓的上升曲线。大衣村路旁泉点的电测深ρ_S曲线(图3-5)呈A型，AB/2小于42m的前支曲线上升角度基本为24°～36°，反映岩溶总体为中等发育带，尾支视电阻率曲线上升角度大于40°，反映岩体完整。大衣村泉旁电测深曲线总体反映岩溶发育弱，表明泉点的溶隙、裂隙发育，水力联系较好，地下水位埋藏浅。

图3-4 泸西小江流域三家村苗圃钻孔孔旁电测深曲线图

根据实测曲线，结合当地的水文地质特征，归纳总结了泸西小江流域岩溶水文地质特征与电性特征对应模型表(表3-4)。

大衣村、万亩果园实验点，位于泸西岩溶盆地上游溶丘台地槽谷、峰丛洼地区，水文地质条件好，岩溶地下水补给面积大、水量丰富，水位浅，局部有泉点出露。电测深结果显示，岩溶以中等发育(Ⅱ)为主，顶部埋深几米到几十米，万亩果园实验点可达100m以上。

三家村、大兴堡实验点，位于泸西岩溶盆地下游溶丘台地区，岩溶发育程度受区域水文地质条件制约，呈不规则的分带性，越往南富水性差异越大。电测深结果显示，三家村实验点受西侧三家村断层的影响，局部发育岩溶强发育带(Ⅰ)，其他以中等发育(Ⅱ)为主。而位于盆地富水块段南缘的大兴堡实验点，除工区北部4线414～560号点岩溶为中等发育(Ⅱ)外，其他测线测深曲线反映，除浅部混砾粘土和基岩顶部强风化裂隙带含水外，基岩风化带以下ρ_S曲线上升角度皆大于39°，与大兴堡烟草站干孔的孔旁测深曲线特征相似，表明大兴堡村以南深部岩溶以弱发育(Ⅲ)为主，未探测到岩溶管道。

图3-5 泸西小江流域大衣村泉点旁电测深曲线

表3-4 泸西小江流域岩溶水文地质特征与电性特征对应模型表

丁合村实验点位于泸西岩溶盆地上游西部边缘山地与盆底的接合地带丘陵区，岩溶发育不均匀，水文地质条件复杂，盆地边缘地带无泉水出露，属于埋藏型隐伏的岩溶水源地。电测深曲线复杂，剖面ρ_S曲线横向变化大，表明岩溶发育极不均匀。视电阻率测深结果推测Ⅰ剖面450号点附近埋深56～96m为岩溶发育带，与钻孔验证深69.0～70.0m的溶蚀强烈的含水层段基本吻合，只是推断的岩溶发育带比钻孔验证的含水段范围大。

全区电测深ρ_S曲线类型以A型为主，部分为KHA、HA型等。由电测深剖面图中可看出，上部横向变化较大，成层性差，反映了岩溶不均匀、横向连通性差；深部曲线水平层状分布，表明岩溶具有水平发育和连通的趋势。图3-6是大衣村9线电测深工作成果，图中90、330和510号点都是测深曲线形态发生变化的部位，表明地层电性横向发生了变化，而且断面图中也有清晰的显示。从曲线起始点ρ_S值的变化也反映了地表的电性差异，330号点以西，ρ_S小于100Ω·m，以东ρ_S大于190Ω·m，说明西部第四系覆盖层厚，东部第四系覆盖层薄，部分地区灰岩层近于裸露。45号点首支ρ_S值很低，为18Ω·m，这是由于该点位于路边覆盖有较厚的铁矿渣上，受其干扰造成浅部电阻率降低，曲线产生畸变。总体剖面上部岩溶不均匀、横向连通性差；中深部岩溶具有水平发育和连通的趋势。

全区环形测深试验点布置在大衣村2个、三家村3个。

大衣村环形测深ρ_S极形图总体呈似等轴状，长短轴之比为1.1～1.3，显示岩溶发育方向不明显，相对较均匀(图3-7)。

三家村3个环形测深点，ρ_S极形图呈长条状，长短轴之比为2.2～4.0，显示岩溶发育方向明显，不均匀(图3-8)。并且同一条剖面相距100多米的测深点，其环形测深点反映的岩溶方向差异较大。如587/2点位于三家村断层东侧，ρ_S极形图AB/2=18m时，为圆形，主要反映浅部均匀的覆盖层。AB/2大于150m以上时，长轴方向为125°～305°的北西南东向，说明岩溶发育方向主要是受节理裂隙发育方向及发育程度的控制。407/2点位于三家村断层西侧，ρ_S极形图AB/2=18m时，为圆形，同样反映的是均匀的覆盖层。AB/2大于100m以上时，长轴方向为10°～196°近南北向，岩溶发育与节理裂隙有关。102/2点位于三家村以西，浅部AB/2=18m时，为圆形，反映的是均匀的覆盖层。AB/2大于100m以上时，ρ_S极形图长轴方向为50°～230°北东南西向，岩溶发育主要受构造、岩性控制。

上述资料表明，小江流域泸西岩溶盆地上游，岩溶发育较均匀，而下游岩溶发育方向性明显，不均匀。

据5个实验点钻孔验证，大衣村90/9点电测深推断的岩溶发育富水层与钻孔基本吻合(图3-9)，钻孔揭露深度内岩溶发育，多以溶隙、溶孔的形态存在，地下水类型为岩溶潜水，孔深160m，最大涌水量Q=483.43m³/d。万亩果园基地90/10点电测深推断的结果与钻孔验证结果总体吻合，局部略有差异，浅层粘土层与基岩顶部泥质充填的白云岩层，电测深推断解释结果合为一层，分层解释的深度偏浅，相差约20m。电测深推断的含水层深度为63～130m，钻孔验证深度83～200m为含水较丰富的白云岩层。全孔上部岩溶发育，以溶隙、溶孔为主，下部岩溶不发育。地下水类型为岩溶裂隙水，孔深200.01m，最大涌水量Q=308.45m³/d。三家村102/2点电测深推断的富水层与钻孔大部分吻合，钻孔揭露深度内岩溶不发育，岩体节理、裂隙发育，地下水类型为岩溶潜水，略具承压性。孔深150.24m，最大涌水量Q=406.94m³/d。大兴堡480/4点电测深推断的富水层与钻孔验证结果总体一致，局部因干扰影响有差异(图3-10)，电测深ρ_S曲线推测120～150m的岩溶强发育带是地表水管的影响所致。该实验点揭露深度内岩溶不发育，岩体中节理、裂隙发育，地下水类型为岩溶裂隙水，略具承压性。孔深150m，最大涌水量Q=782.55m³/d。丁合村实验点物探成果经综合研究与分析，推断浅层为10m厚的砂岩、泥岩，与钻探验证的0～1.80m为褐黄色粘土，1.80～8.50m为法郎组灰黄色薄—中层状泥岩夹粉砂岩较为接近；而推断10～40m的泥岩、页岩段，钻孔揭露8.50～150.60m为灰、浅灰色泥-粉晶中-厚层状灰岩、白云岩，岩石坚硬。可见泥质灰岩与泥岩、页岩都表现为低视电阻率，用电阻率法是无法区别的。孔深69.0～70.0m，溶蚀强烈，呈蜂窝状和溶洞，为主要的含水层段，与物探推测的56～96m的岩溶发育段基本吻合。孔深101.30～116.40m，节理裂隙较发育，溶蚀现象微弱，也是主要的含水层段。孔深150.6m，最大涌水量Q=848.45m³/d。

图3-6 泸西小江流域大衣村9线电测深综合剖面图

图3-7 泸西小江流域大衣村环形测深ρ_S极形图

图3-8 泸西小江流域三家村环形测深ρ_S极形图

3.3.3.4 结论

综上所述，所实施的实验点钻孔揭露深度内以发育溶隙、溶孔为主，主要含水层为个旧组白云岩。泸西岩溶盆地上游岩溶发育方向不明显，下游岩溶发育方向显着，并受构造、区域地下水径流的影响，不同部位方向不同，三家村西侧岩溶发育方向为北东向、南侧近南北向、东侧为北西向。所推断的富水层，大部分与钻孔结果吻合，电测深方法在岩溶地区寻找地下水，是最为有效的方法之一。

当存在干扰，如泥质充填，钙，铁质浸染，地表水管等因素，往往视电阻率测深推测的深度存在较大误差，甚至影响了岩溶强弱的分层，还须借助其他物探方法综合解释。

图3-9 泸西小江流域万亩果园90/10电测深曲线图

图3-10 泸西小江流域大兴堡480/4电测深曲线图

❷ 电阻的测试方法有哪些

使用指针式万用表检测：检测时，先依据电阻器阻值的大小，将指针式万用表(以下简称万用表)上的挡位旋钮转到恰当的“Q”挡位。测量挡位选定后，还需对万用表电阻挠停止校零。

将万用表两表笔相互短接，转动“调零”旋钮使表针指向电阻刻度的“0”位，需求特别留意的是丈量中每改换一次挡位，均应重新对该挡停止校零。

将万用表两表笔分别与待测电阻器的两端引线相接，表针应指在相应的阻值刻度上。如表针不动、指示小稳定或指示值与电阻器上标示值相差很大，则阐明该电阻器已损坏。

影响因素：

1、长度：当材料和横截面积相同时，导体的长度越长，电阻越大。

2、横截面积：当材料和长度相同时，导体的横截面积越小，电阻越大。

3、材料：当长度和横截面积相同时，不同材料的导体电阻不同。

4、温度：对大多数导体来说，温度越高，电阻越大，如金属等；对少数导体来说，温度越高，电阻越小，如碳。

导体的电阻与导体是否接入电路、导体中有无电流、电流的大小等因素无关。超导体的电阻率为零，所以超导体电阻为零。

❸ 电阻率法方法分类及应用范围

根据电场性质、观测装置形式及观测方式，电阻率法分为多种方法。常用方法的特点及其在煤矿地质勘查中的应用范围见表5－1。

表5－1 电阻率法分类及应用范围

图5－4 充电法原理图

当地质体不能被视为理想导体（即不等位体）时，充电电场的空间分布将随充电点位置的不同而有较大的变化。所以，充电法也是利用地质对象与围岩间导电性的差异为基础（并且要求这种差异必须足够大），通过研究充电电场的空间分布来解决有关地质问题的一类电探方法。

（2）充电法的应用条件

充电法在满足以下物性条件下，可获得最佳探测效果，即目标体具有良好的导电性，最好其电阻率比围岩小100倍以上；目标体埋藏较浅，沿走向有适当的长度（为矿体顶部埋深的三倍以上）；目标体和围岩电阻率较稳定，无复杂变化；地形起伏和表土不均匀影响较小，工业用电干扰小；接地条件较好，极化稳定。

（3）充电法在水文地质中的应用

利用充电法测定地下水流速和流向，只需一个钻孔或水井，可减少一般水文地质方法所需要的观测孔或水井。

此外，利用充电法还可探测岩溶的分布范围、老窑采空区的位置和范围，以及确定低阻煤层的延伸情况等。

5.激发极化法

激发极化法（简称激电法）是通过研究地下电化学作用引起的随时间缓慢变化的附加电场（被称为激发极化电场），以不同岩、矿石激发极化效应之间的差异为物质基础，通过观测和研究大地激电效应，以探明地下地质情况的一种电法勘探方法。

岩石的激发极化效应与岩石电子导电矿物含量、粘土含量、含水性、孔隙水的矿化度等因素有关。大量实验和应用实例表明，对饱含水的岩石，激发极化放电二次场的衰减速度与岩石颗粒度、湿度及溶液矿化度等因素有关。在没有电子导体干扰的情况下，一般在含水层上的二次场相对非含水层要强，衰减速度也慢，且颗粒度越大、富水性越强，二次场衰减速度则越慢。

激电法的优点是仪器简单，通常观测断电几百毫秒后的二次场，电磁耦合小，工作方法、理论解释简单。特别是激电测深法对水的反映直观，受地形影响小。理论表明，假若地质体的激发极化特征是均匀的、各向同性的，那么ηs测深曲线将为一条直线，与岩性、电阻率、地形无关。因此，在河南、山西等省的丘陵地区找水工作中得到广泛应用。

时间域激电法的缺点是对大地噪声、工业游散电流、极化不稳等抗干扰能力差。由于二次场值较小，要提高信噪比，要求大电流供电，由此引起装备笨重、效率低、成本高。为了克服此缺点，发展了频率域激电法。特别是中南工业大学的发展了双频道激电法，提出了伪随机信号复电阻率法，随后又发展了伪随机三频电磁法。对这些方法既进行了理论研究，研制了相应仪器，在金属勘查方面进行了成功的应用和推广，在找水工作中也有应用。

❹ 怎么测水的电阻率

水的电阻率是指某一温度下,边长为1cm正方体的相对两侧间的电阻,单位为Ω.cm或MΩ.cm.电导率为电阻率的倒数,单位为S/cm（或μs/cm）.
水的电阻率（或电导率）反映了水中含盐量的多少.是水的纯度的一个重要指标,水的纯度越高,含盐量越低,水的电阻率越大（电导率越小）.
水的电阻率（或电导率）受水的纯度、温度及测量中各种因素的影响,纯水电阻率（或电导率）的测量是选择动态测量方式,并采用温度补偿的方法将测量值换算成25℃的电阻率,以便于进行计量和比较.
测量电阻率或电导率时,将电导电极或测量装置与制水系统相连接.通水将管道测量装置与电导池中的气泡驱尽,调节水流速（一般不低于0.3m/s）,并在电 导池出口安装温度计,按仪器说明书操作电导率仪（预热、调零、校正及测量）,待仪器读数稳定后,记录水温和电导率值.在线测量应该使用带温度计补偿的电导率仪,可以直接读出25℃的电导率值.电导率的倒数为电阻率值.

❺ 接地电阻的检测方法与技巧有哪些

如何检测防雷工程接地电阻

（1）使用接地电阻测试仪准备工作

1）熟读接地电阻测量仪的使用说明书，应全面了解仪器的结构、性能及使用方法。

2）备齐测量时所必须的工具及全部仪器附件，并将仪器和接地探针擦拭干净，特别是接地探针，一定要将其表面影响导电能力的污垢及锈渍清理干净。

3）将接地干线与接地体的连接点或接地干线上所有接地支线的连接点断开，使接地体脱离任何连接关系成为独立体。

（2）使用接地电阻测试仪测量步骤

1）将两个接地探针沿接地体辐射方向分别插入距接地体20m、40m的地下，插人深度为400mm，如下图所示。

接地电阻测试使用图解：a）实际操作 b）等效原理

2）将接地电阻测量仪平放于接地体附近，并进行接线，接线方法如下：

①用最短的专用导线将接地体与接地测量仪的接线端“E1”（三端钮的测量仪）或与C2、”短接后的公共端（四端钮的测量仪）相连。

②用最长的专用导线将距接地体40m的测量探针（电流探针）与测量仪的接线钮“C1”相连。

③用余下的长度居中的专用导线将距接地体⒛m的测量探针（电位探针）与测量仪的接线端“P1”相连。

3）将测量仪水平放置后，检查检流计的指针是否指向中心线，否则调节“零位调整器”使测量仪指针指向中心线。

4）将“倍率标度”（或称粗调旋钮）置于最大倍数，并慢慢地转动发电机转柄（指针开始偏移），同时旋动“测量标度盘”（或称细调旋钮）使检流计指针指向中心线。

5）当检流计的指针接近于平衡时（指针近于中心线）加快摇动转柄，使其转速达到120r／min以上，同时调整“测量标度盘”，使指针指向中心线。

6）若“测量标度盘”的读数过小（小于1）不易读准确时，说明倍率标度倍数过大。此时应将“倍率标度”置于较小的倍数，重新调整“测量标度盘”使指针指向中心线上并读出准确读数。

7）计算测量结果，即R地＝“倍率标度”渎数ד测量标度盘”读数。

❻ 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。