第四章 地球物理学方法4

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1、第四章 地球物理学方法1-114.1 概述地球物理学是 20 世纪中期逐渐发展起来的一门新学科。作为一种高新技术， 地球物理方法是基于地下物质的密度、磁性、电性等物理性质存在差异的基础上的， 它的实质是用物理学、地质学知识和物理仪器间接的推断地下物质情况。堤坝建设 前和建设中使用一些地球物理学方法将有助于获得坝址区的地质构造以及一些重 要的水力特征，如了解渗透地层的深度和范围，岩层中可能出现的破碎带或溶洞， 以及是否存在可能影响坝址岩层中不透水地层的褶皱结构。因此，使用该方法获得 的结论对坝址处的灌浆和防渗方案有很大帮助。通常，地球物理学探测技术可分为 两个方面：(1) 表面探测技术(2) 钻

2、孔探测技术 由于无须花费昂贵的钻孔费用，就能探测到地下水流，表面探测技术常用于探 测堤坝渗漏。各种地球物理学方法有机结合起来，将会取得更好的效果，但单纯用 地球物理方法并不能解决渗漏问题，所获得的结果还需用其它技术和方法来验证。 而且在该领域内从事试验并分析试验结果还需要联合使用各种专业知识并要求具 有丰富的经验技能，更进一步地说，许多情况下，分析试验结果与个人的主观评价 有关，所以也会出现一些错误的解释。另外由于地球物理方法涉及的知识面较广， 包含核物理、电子、化学、地质、水文等许多方面的知识，因此不可能对这一方法 的每个方面进行详细的论述，更详细的内容可参考国内外的有关书籍。4.2 表面探

3、测技术4.2.1 地层的自然电位技术自然电位技术旨在通过测量地层中水的电势来找出同一水体在地下的流动，该 技术 早已 被许 多学者 用于 检测 渗漏 状况 (Ogilvy et al., 1969; Bogolovski 和 Ogilvy,1970 和 1970b;Schiavone 1984;A1-Saigh et al., 1994; Corwin,1988;Cu e liar et al., 1997; Haines,1978)，尽管有许多成功的实例，该技术仍然不是很成熟，还有待 发展。显然，水流通过地层，沿着渗漏途径，将产生不同的电子势能，不同的电子势 能可在地层表面测量到，这个势能是

4、由水和地层中的固体颗粒相互作用的结果 (Corwin,1979)。由于地层中存在电势差，即存在水体和岩层之间的Z-电势，水流 充当导体，将电荷从一个点输送到另一个点。水流通过毛细管道产生动力电子势能 可用以下方程来表述：(4.1)V 二 C -APC =磴 式中：AP 沿水流方向的压力差；P 液体电导率；* 水的电介质常数；g 电子运动势能；耳一水的粘质系数；C 一电子的动力连接系数。多孔介质中，受很多因素如颗粒尺寸分布，弯曲度，水和岩石的表面接触的影 响,电子动力势能方程比式(4.1)复杂得多，且在实际情况中，系数 C 很难确定。式 (4.1) 表明，产生的电子势能与沿水流流向的压力差以及不

5、同的水头成比例 关系，并随流速的增加而增大。Fitterman (1978) , Corwin和Hoover (1979)猜想 仅沿水流方向存在水力梯度就会产生与表面不同的电子势能，然而地层中两个地区 的表面有压力差，还必须有不同的电子动力连接系数C,两端不同的极性取决于 C1 和 C2 差值的符号， 大小取决于这两个 绝对值的数值， Bogolovski 和 Ogilvy(1970) 假设沿水流方向电子势能增加，而且两个势能的差值与流速以及地下 水的流动速率成正比。Schiavone和Quatro(1984)通过不同地下水流动的几何模式得到了这种不同 的极性，例如，水流沿着地质断层面的向上或

6、向下流动时，不同位置处的电子势能 就能探测到。4.2.2 电导技术电导技术是探测地层的最常用的地球物理学技术。众所周知，它是利用合适的 电极网，测量地层中的电流，土体中的电导主要由水和水中的可溶盐决定，通常， 干燥的土中电阻率非常大，对海水来说电阻在 0.03 欧/米至 300 欧/米之间变化。电导实验常用来探测堤坝及湖泊中的渗漏，电导的大小依赖于地层的特征以及 地下水，通常，裂缝地区的水电导较低，这主要是由于它充当了水的渗漏通道，或 者是由于粘土或其它风化的产物填充了岩石中的空洞。石灰岩通道中的电势极性较高或电阻较大，但若通道被水或其它粘土填充，则 会出现低电阻,空的通道则刚好相反。通常，要

7、确定或估计产生电导异常的破碎岩层的深度，需要在不同的距离测量 几个水平断面。4.2.3 地震波技术地球物理学探测技术也常用到地震波反射探测，它是根据地面上某点爆炸产生 的振动波穿过不同的岩层进行探测的。利用一个强大的爆炸，如用炸药可产生振动 波。但是，当用来探测浅地层时，常用一个木锤来产生振动波，在实验点用木锤猛 击地面。这两种情况下，折射波可用记录土体振动的地震检波器测量到。同时地震 检波器与电子测量系统相连，从爆炸或打击开始到振动波从不同的地层反射回来这 一段时间间隔也可记录到，波的传播速度取决于不同的地层，常见的波传播速度如 下：单位米/秒。非饱和带的植被土，淤泥，砂砾250 900饱和

8、地带的砂砾或沙14001800水1400 1600粘土900 2500砂岩，页岩，泥灰，石灰岩，花岗岩，变质岩19007000测量系统记录到振动波的传播速度后，将结果与无裂隙时的数据进行比较，如 果得到的值远小于正常的值，则说明岩层的性质较差以及水中溶解物较多。前者是 由于裂隙的出现或区域构造的形成，后者主要是由于破碎带多，或石灰岩溶洞，这 都将减少波的传播速度。当地层的平均厚度足以使波的传播速度延缓时，这项技术可以探测到断层或地 质构造。同样，利用该项技术可以获得有关淤积、塌积或通常对振动波有较高传播 速度的不透水紧密岩层上的沉积岩屑厚度等方面的信息。在探测堤坝或湖泊的渗漏中，这项技术对探测

9、地下水的渗漏通道起了重要的补 充作用，同时对地层中是否存在渗漏通道提供了一定的依据。4.2.4 微重力测量微重力实验是根据土层表面上探测到的重力不规则性来探测地层的，并且在过 去的几年中已经有了很大的发展。这项技术主要用于浅层的石灰岩洞穴的探测，或 者用于评价防渗墙的效果。这些效果通常在防渗墙修建前和修建后通过微重力实验 决定。4.2.5 探地雷达地球物理方法中的探地雷达方法对于探测浅地层 （深度不超过 15 m） 中的裂 隙或洞穴来说是非常有效的。这项技术能提供当前地面下含有高浓度结晶水岩层的一些资料，以及一些可能 存在的洞穴或裂隙，这对于渗漏探测有重要的价值。若粘土层厚度过大，或含水量大的

10、材料靠近地表面，这就可能使得这项技术探 测高密度岩层中的洞穴较为困难，但若没有这些材料的出现，则探测雷达能探测到 比其它任何地球物理方法都准确的结果，显然，上部地层必须允许电磁雷达穿过。4.3 地球物理测井技术4.3.1 概述地球物理测井简称测井，是在钻孔中使用测量电、声、热、放射性等物理性质 的仪器，以辨别地下岩石和流体性质的方法，是石油勘探和地下水研究的重要手段。 它包括可靠的技术，对于测区不同的水文地质问题，能提供许多有价值的资料，特 别是在过去的几年中，一些方法和技术都已得到了显著提高。在水文地质方面，测 量探头大多在 35 毫米至 50 毫米之间，钻孔与探头直径的比值决定了钻孔效应，

11、 这一效应一定程度上会影响岩层参数。为了保持较小的影响，应使孔径尽可能小， 如采用以上所述的探头，孔径选择 50 至 100 mm 较为合适。4.3.2 自然伽马测井自然伽马测井是测量地层中放射性元素铀、钍和钾 40 的伽马射线强度谱，从 而确定它们在地层中的含量，用于分析岩石及流体性质。通常这些放射性元素在同 一岩层或不同的岩层中的含量各不相同，同位素钾 40 是钾元素的天然成份，在包含钾元素的岩层中都存在，天然含量大约 0.0118% ，含钾丰富的岩层基本上都含 有云母成分，如：黑云母，伊利石，以及一些长石等。I.研究地层中的最小强度，常由干净的沙产生。mix式（4.2）与前用来判别第三纪

12、或更古老的岩层中页岩的成份的方程相似，这个测表 4.1 中列出了一些重要沉积岩中放射性元素的含量，用等价的镭表示。这个 单位的定义是：根据探测器接收到的计数相等的原理，将所有的放射性元素全等价 为镭。从表中可以看出，放射性含量最高的是粘土岩和页岩，最低的是硬石膏、煤、 岩盐，另一方面，在观察到的大多岩层中放射性元素含量变化范围很大，这个现象解释结果时将产生一定的困难。然而，这个困难在很大程度上可以被克服，假如地 层中的这些岩层成份被钻孔或井所截取，对于每一岩层所获得的伽马射线可以作为该地域岩层的特征曲线，在一些不能获得伽马射线的地区可以利用所得的射线范围 来判别岩层。表4.1 一些沉积岩的放射

13、性强度岩石种类镭的当量浓度（每克岩石中相当于含10-12克镭的倍数）无水石膏0.5褐煤1.0岩盐2.0白云岩0.510石灰岩0.5 12砂岩1 15粘土质页岩220粘土质石灰220碳酸质页岩和细屑岩325非碳酸质页岩和细屑岩石4 30含钾的长石10 45海洋底层粘土10 60通常，探测自然伽马射线范围在于探头上装备有用铊激活的碘化钠晶体，伽马 射线与晶体的交感作用产生轻微的闪光，这些闪光由光电增倍器管以及相连的电子 线路转换为脉冲电流，单位时间 （计数率） 内的脉冲数量和探测器所处位置附近的 岩层中放射出伽马射线的强度成比例。所探测的伽马射线计数率取决于以下几个因 素：(1)周围岩层中的放射强

14、度(2)发光晶体和相连的电子探测系统的放大倍数(3)孔的直径(4)套管的厚度与种类(5)探头在钻孔中的位置（居中还是不居中）从计数率很难得到岩层放射能的数量和衰变结论，因此需要对钻孔和测量时用的伽马射线探测器进行校准。但一般来说只需定性的或半定性分析伽马射线的范围，而并非绝对数值，大多情况下，由地层或岩层产生的伽马射线强度常用（GRI）的形式表示：Y指数G R 1= LminI -1(4.2)式中： ILma xmi n相关地层的伽马射线强度；I 研究地层中伽马射线的最大强度，这常由页岩或粘土产生；max量是建立在页岩中含有很高的放射性成份的前提下，这主要是因为页岩起源于强固 结的粘土材料。该

15、技术一个重要的优点是它能应用于各种钻孔和井中，不受孔径与套管的限 制，当然，套管能减少伽马射线流，但是，对于使用这项技术时它并不能产生很大 的影响，大多数情况下，只对伽马射线的相对值感兴趣，而不是绝对值。因此，常 常测量自然伽马射线范围，并制造一种联合测量伽马射线与电阻，电势的多功能探 头。伽马射线的主要应用表现在以下几个方面：（1） 调查地层的相互关系，特别是渗透地层与非渗透地层的过渡层。（2） 根据放射能可判别岩石的种类，但若地层的变化较大，则使用单井则 很难获得答案，如表（4.1）中所示，不同的岩层可能有相似的放射强度，而同一岩层 放射强度差别也可能较大。然而，若研究区域内不同岩层的放射强度已知，则用于 它判别其它地层的岩石是很容易的。当在复合岩体中应用这项技术时，破碎带中显示出的伽马射线强度将比相应岩 层中被土填充的裂隙或洞穴中大，而比被水充满的裂隙或洞穴中低，这主要是由于 水对岩层中放射的伽马射线起到了屏蔽作用，同时又由于水中放射性成份较低，不 能增加伽马射线的计数。大坝修建阶段，在坝址附近利用伽马射线研究冲积层的渗透性有很大价值，同 时，有机结合其它地球物理方法使用，则可区别紧密岩层中的破碎带，不论它处在 饱和地带或将被库水淹没的非饱和带