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1、本文格式为Word版，下载可任意编辑地下水探测 地球物理仪器报告 地下水探测 姓名：刘兴兵 班级：07608124 学号：20221003563 地下水探测 概念 地下水（ground water）是存在于地壳岩石裂缝或土壤空隙中的水。 广泛埋藏于地表以下的各种状态的水，统称为地下水。大气降水是地下水的主要来源。 根据地下埋藏条件的不同，地下水可分为上层滞水、潜水和自流水三大类。 上层滞水是由于局部的隔水作用，使下渗的大气降水停留在浅层的岩石裂缝或沉积层中所形成的蓄水体。潜水是埋藏于地表以下第一个稳定隔水层上的地下水，通常所见到的地下水多半是潜水。当潜水流出地面时就形成泉。自流水是埋藏较深的、
2、滚动于两个隔水层之间的地下水。这种地下水往往具有较大的水压力，更加是当上下两个隔水层呈倾斜状时，隔层中的水体要承受更大的水压力。当井或钻孔穿过上层顶板时，强大的压力就会使水体喷涌而出，形成自流水 循环布局地下水作为地球上重要的水体，与人类社会有着紧密的关系。地下水的贮存有如在地下形成一个巨大的水库，以其稳定的供水条件、良好的水质，而成为农业浇灌、工矿企业以及城市生活用水的重要水源，成为人类社会必不成少的重要水资源，尤其是在地表缺水的干旱、半干旱地区，地下水往往成为当地的主要供水水源。据不完全统计，70年头以色列国75以上的用水依靠地下水供应，德国的大量城市供水，亦主要依靠地下水；法国的地下水开
3、采量，要占到全国总用水量1/3左右；像美国，日本等地表水资源对比丰富的国家，地下水亦要占到全国总用水量的20左右。中国地下水的开采利用量约占全国总用水量的1015，其中北方各省区由于地表水资源缺乏，地下水开采利用量大。根据统计，1979年黄河流域平原区的浅层地下水利用率达48.6，海、滦河流域更高达87.4；1988年全国270多万眼机井的实际抽水量为529.2108立方米，机井的开采才能那么超过800108立方米。 地下水探测方法 地球物理方法是以各种岩石和矿石的密度、磁性、电性、弹性、放射性等物理性质的差异为研究根基，用不同的物理方法和物探仪器，探测自然的或人工的地球物理场的变化，通过分析
4、、研究所获得的物探资料，推断、解释地质构造和矿产分布处境。 当地质单元含有地下水后，其电导率即与含水饱和度、矿化度、地层孔隙度、渗透率等诸多因素相关。通常，含水层相对隔水层或低饱和地层呈现明显的高导电性，因此电导率奇怪是地下水地球物理电磁法探测的主要依据。除电导率特征外，含水层通常还有较高的介电常数，所以高饱和地层可以对地质雷达、空间成像雷达等高频设备所放射的电磁波产生明显的响应。另外在某些特殊处境下，磁奇怪、弹性波阻抗奇怪、放射性奇怪等均被间接地用于水文地质研究。近几年进展起来的地面核磁共振方法(SNMR)对地下空间的氢元素敏感，因此可以直接探测地下水参数。 由此可见，与直接用钻探找水具有很
5、大盲目性，且本金高、风险大相比，地球物理方法找水那么具有便当、快捷、切实的特点，是最经济、有效的手段，在生产中得到广泛应用2。如何因地制宜合理选择及合作应用这些不同的勘探方法，在水源勘察中以较少的工作量获得较梦想的探察效果，这是宏大地下水勘探工作 现就将探索地下水的主要地球物理方法概述如下 1、电法 a、 电阻率法 电阻率法是电法中找水应用历史较长、理论研究较为完善、应用最为广泛的一种方法。我国在20世纪60年头初期开头运用此方法在山丘和平原地区举行电测找水工作，取得了众多告成的找水阅历和实例。 b、 激发极化法 激发极化法，简称激电法，是以地下岩、矿石在人工电场作用下发生的物理和电化学效应（
6、激发极化效应）差异为根基的一种电法勘探方法，地下水探测中是利用激电二次场的大小与衰减快慢的不同推断岩体的含水处境，其最大的优点是受地形影响小，对岩溶裂隙水的水位埋深和相对富水带反映都对比直观 c、 自然电场选频法 自然电场选频法的工作场源是利用大地电磁场，测量大地电磁场在地面的电性变化特征来推断地下电断面的电性差异、确定地下水径流带等。由于设备简捷、操作简易、探测速度快、成果反映直观等诸多优点，受到了重视 d、瞬变电磁法（TEM） 瞬变电磁法(TEM)是利用不接地回线或接地电极向地下发送脉冲式一次电磁场,用线圈或接地电极观测由该脉冲电磁场感应的地下涡流而产生的二次电磁场的空间和时间分布，从而解
7、决有关地质问题的时间域电磁法2。 e、地质雷达法（GPR） GPR方法使用不接地天线向地下放射高频(10MHz2000MHz)电磁脉冲；电磁波遇到电性界面(尤其是介电常数分界面)会发生反射、折射和透射；地面的接收天线使用感应原理接收地下空间的电磁脉冲响应。目前广泛使用的是小偏移距的收发天线，类似地震勘探中的自激自收，因此其解释方法也很大程度上借用地震勘探理论经行同相轴分析。 f、核磁共振法（NMR） 核磁共振找水技术的核心原理是，地下水中的氢核具有微弱的磁性，显现核子顺磁性，在地磁场这一恒定磁场作用下，产生一宏观磁矩M。若在垂直于地磁场方向上施加一交变磁场脉冲，交变磁场的频率等于质子在磁场中进
8、动的拉摩尔频率，脉冲的宽度W与交变磁场振幅2T的乘积有如下关系，TW=，式中是M与地磁场的夹角，调整W或T使=/2，那么宏观磁矩M将转向垂直于地磁场的方向，此时脉冲中断，M将绕地磁场作进动而在地面上产生最强的自由进动信号(FID)。这个脉冲称/2作脉冲。取其他值,那么信号较弱，变更脉冲参数并记录FID信号，由其振幅和横向弛豫时间，经过计算，可得到地下不同深度处的含水量、孔隙度及渗透率等数据。 2、震法 a、常规地震勘探 主要应用于探测地下含水层、追索古河道,探查地下构造处境,确定破碎带、查找 断层、裂隙带,测定岩土的弹性等。在浅层地震勘探中,探测深度一般是几米到几十米,探测范围较小。高频地震仪
9、的探测深度一般在大于100 m 而小于2 000 m 的埋深范围。 b、高辨识率浅层地震法 目前用于水文勘探的地震方法以反射地震法为主。地震勘探的物探依据是岩 层弹性参数的差异。高辨识率浅层地震是在常规地震勘探的根基上，通过进一步提高辨识率来精细解决地质问题。在地下水勘查中，为水文地质供给构造、地层划分、地层富水性和岩性比较方面的资料。 3、重力 包括地面重力勘探和卫星重力探测。地面重力勘探主要是用重力奇怪探测大范围的地壳深部构造,划分密度分界面、确定其埋深、厚度和起伏处境等。而当前应用较为广泛的是利用卫星重力探测技术对全球举行长时间的连续观测，可获得地球重力场及其随时间变化的数据资料，通过分
10、析计算可获得高精度时变重力场。虽然重力场的时变量很小，但却包含着重要的地球物理信息，透露了地球系统内部全体的物质运动、分布及变化，反映了大气、陆地水、海洋及固体地球之间的相互作用。 4、放射性找水法 地下水是一种溶解才能很强的溶剂。在其循环过程中，能把岩石里的放射性元素铀、镭、氡等迁移出来，即通过溶解和溶滤作用，把放射性元素不同程度地带到自然水中，放射性元素在其迁移过程中，因地球化学、水文地质等条件变更， 有能从地下水中沉淀出来，形成奇怪，有利于找蓄水构造。 综上所述可以看出可用于地下水探测中的地球物理方法虽然好多，但任何一种地球物理探测方法都有其独特的优点及其局限性，有些方法受到外界因素的影
11、响较大，如激发极化法受大地电流等因素的影响较大、甚低频电磁法、核磁共振法均易受电磁干扰等；有些那么理论不够成熟，如瞬变电磁法揣测依据阅历公式，稳当性低。另外，由于地下水探测往往要面对各种繁杂的浅层水文地质条件，单一方法越来越不能胜任高精度、高辨识率、高效率、大数据量、多参数信息的任务要求。因此根据探区地质条件，采用多种地球物理方法相结合，使不同方法之间优势互补，提高地下水探测的切实性。 高密度电阻率法工作原理 高密度电阻率法的根本原理与普遍电阻率法一致,该技术采用三电位电极系 装置,通过连续密集的采集测线的电响应数据,实现地下辨识单元的屡屡笼罩测量,具有压制静态效应及电磁干扰的才能,对施工场地
12、尤为适应。一条高密度电法测线能了解地下一个面状信息,通过合理布置测线,能三维勾划地质体,从而达成立体勘探。高密度电阻率法是一种阵列勘探方法,野外测量时只需将全部电极置于测点上,然后利用程控电极转换开关和微机工程电测仪便可实现数据的快速、自动采集,当将测量结果送入微机后,还可对数据举行处理并给出关于地电断面分布的各种图示结果。 高密度电阻率法的物理前提是地下介质间的导电性差异。同常规电阻率法一样,它通 过A 、B 电极向地下供电流I ,然后在M、N 极间测 电位差,从而可求得该点( M、N 之间)的视电阻率值 (见图1) 。实际上,高密 度电阻率法是一种阵列勘探方法,测量时只需要将全部电极(几十
13、至上百根)沿测线按确定的电极间距布设在测点上,然后用多芯电缆线将各电极按确定的依次连接到电极转换器和多功能直流测仪上,进入正常测量时,利用程控电极转换开关和直流电测仪,便可实现数据的快速和自动采集,观测数据将有序地逐次存入随机存储器内。当测量结果送入微机后,还可以对数据举行处理并给出关于地电断面分布的各种物理解释的结果。 测点布设(温纳法) 野外实际测量中,先根据勘测目的、勘测区域的大小及地质条件确定需要采用的电极装置类型及测量布置方案,并按照测量依次打定好测量电极文件,然后举行电极的布置。安置电极时留神使电极与介质充分接触,尽可能减小接地电阻,同时要留神防止勘测中展现电极极化现象,宜采用不极
14、化电极。 图1 高密度电阻率法工作原理 温纳装置的电阻率测量方式及观测值表示如图2。图中A 、B 为供电电极,M、N 为测量电极,测量点为装置的中点。高密度电阻率法温纳装置实质上是一种组合式的温纳装置。即首先选取根本点距a为极距(电极距离) ,作剖面测量,即极距不变,电极沿测线方向依次顺移一个。然后分别变更A 、M、N 、B 之间相互位置再举行剖面测量,即加大极距,增加测量深度;一般处境下选取AM = MN = NB = na ( n = 2 ,3 ,4?)；不管n 等于多少,每次剖面测量时电极向前顺移的距离均为a 。因此对每一个固定的n值来说就是一条剖面,而各重复观测的记录点又相当于一个测深点,所以高密度电阻率法是电剖面法和电测深法的综合,其测量值可以回响被测介质空间(包括水平方向和垂向)上电阻率的变化。 9
