1. 地球物理勘查綜合應用
地球物理勘查是盆地型地熱地質工作的重要手段。地球物理勘查的主要任務是初步查明:①地熱異常區范圍和地層結構;②基底起伏及隱伏斷裂的空間展布;③確定熱儲的空間分布特徵及勘探靶區、深度等。地球物理勘查的手段就是通過不同的物探方法對一個地區進行平面測量和垂向測量。平面測量一般測的是天然物理場,如重力、磁法、電法等。它一般要在地面上建立多個觀測點,每一個觀測點上只接收一個穩定的場值。一條線上的觀測值組成剖面曲線,由多條平行的剖面可以組成平面數據來刻畫地質體平面特徵。垂向測量如人工地震、電法、面波測深等,一般要建立一個變化的人工場(也有天然場)在原地布一個接收系統來了解地下不同深度的物理量,即得到一條垂向剖面。選擇平面測量和垂向測方法的前提是要考慮目的層與其他層的物性差異,這個差異要足夠大,能反映到物理場中,被儀器觀測到。常用的地球物理勘查方法及主要目的如下:
航衛片解譯:航衛片的解譯可以判斷地熱勘查區地質構造基本輪廓及隱伏構造;可以顯示泉群和地熱溢出帶位置;地面水熱蝕變帶的分布。熱紅外解譯可判斷地表熱異常分布等。在勘查面積較大,已有地質資料較少地區,該方法可提供較多的地熱地質信息。
地溫測量:圈定地熱異常區,定性分析熱儲空間分布特徵。
重力法:確定基底起伏及斷裂構造的空間展布和斷裂規模,在有利條件下可探測淺部岩溶發育帶和孔隙型岩層分布。
磁法:確定火成岩體的分布,與火成岩有關的斷裂破碎帶及蝕變帶位置。
地震:是較精確的一種地球物理方法。能准確判定蓋層、風化層厚度,了解基岩起伏形態以及斷裂構造展布特徵、產狀。測試地層波速為追索構造破壞程度、熱儲層段劃分提供信息。
可控源音頻大地電磁測深:判定地層富水情況。
由於地球物理勘查工作是間接探測方法,信息解譯有多解性。開展工作時應設計出合理的方法組合,盡量用較小的投入獲取較多的地熱地質信息,以便去粗取精,去偽存真。最常見的組合方式為:先在較大范圍內採用重力、氡氣測量,初步圈定構造斷裂的位置和規模(斷裂帶寬度),再有針對性的布置部分人工地震探測剖面,以便較准確判定斷裂展布、產狀和地層結構(重力也可),然後選擇布井有利部位,開展少量大地電磁測深判定富水情況。
華北地區地熱資源地球物理勘查主要方法組合見表3-6。
表3-6 華北地區地熱資源勘查主要綜合物探方法組合
關於深度問題,由於沉積盆地是在大地構造作用過程中形成和發展的,因此,地球物理勘查不應只考慮沉積蓋層,還需了解地殼的底界-莫霍面,乃至整個岩石圈的資料。利用布格重力異常可以求出莫霍面深度的起伏變化,利用磁異常可以得到居裡面埋深,利用大陸深反射地震(COCOP)可詳細研究深部界面,包括莫霍面。這種勘查往往是進行區域地熱形成機理研究需要的基礎資料。
2. 現代地球物理方法在地球動力學研究中的應用
魏文博
1 地球動力學研究的最基本問題
地球動力學是為探索地球表面可見特徵的起源提供理論基礎的學科之一。
人類研究地球的構造運動過程和它的動力來源由來已久。早在1911年，著名的力學家A.E.H.Love就已經提出過「地球動力學」的概念，但因地球上的現象極其復雜，對地球本身又不可能直接進行實驗驗證，所以關於地球動力學研究的進展緩慢。
20世紀60年代以來，隨著科學技術的飛速發展，實測資料的大量積累，學科之間的相互滲透，國際合作計劃的開展，關於地球動力學的研究才取得了巨大成就，提出和發展了「板塊構造學說」。目前「地球動力學」正在以這一學說為中心課題，把地球科學向逐漸定量化的方向推進。
地球動力學研究的最基本問題：確定地球內部及表面上的變形和引起變形的原因，尋求現今地學現象的解釋。關於這問題：
地球表面的「變形」是已知的——如何用「力學」的觀點，進行合理的解釋？
任何一個變形理論，只要是定義得當，都可以從「應變」（邊界條件）算出「應力」，進而找出「應變的原因」。——應該是直截了當的事！——那麼，問題的出發點就落在「地球的變形理論」上。「地球的變形理論」應該是與地球內部結構，地球內部的「變形」密切相關的。
地球內部的「變形」在很大程度上也還是未知的——如何能建立合理的「地球變形理論」？
面對這一難題，首先要對地球中有地球動力學意義的區域（被稱為岩石圈或構造圈）進行探測，了解它的結構、構造、變形。很重要的一方面就是靠地球物理方法的應用。地球物理通過吸收、引進當代數學、物理、計算機以及各種技術領域的最新成就，不斷發展、完善自身的技術體系，使克服實際應用中許多難以逾越的難關成為可能，極大地改善了地球物理在岩石圈探測方面的應用效果。可以說，地球物理是地球科學中唯一能直接提供地球內部信息和資料的學科。20世紀地球科學的重大進展，如海底擴張、大陸漂移和板塊構造理論的建立，都是在地球物理觀測、研究的基礎上獲得的。在地學基礎理論研究中，它始終起著先導的作用。
地球物理方法是指通過觀測地球周圍及地球表面和內部物理場的空間和時間分布規律，研究地球內部結構、構造和物質狀態的一系列方法技術。因此，要了解地球動力學研究的地球物理方法，需要先了解地球的地球物理特徵。
2 有關地球的地球物理特徵
從研究地震波傳播得到的結果
地震和地震波，地球的速度結構，地殼（大陸 海洋），地幔（莫霍面 上地幔下地幔），地核（核幔邊界 外核 內核邊界 內核）。
重力場
重力和重力異常，重力異常的分布（大陸地區、海洋地區，全球范圍）。
地應力
概述，應力測定，應力與地震效應，地貌和應力，全球應力分布。
地熱場
地表熱流測量，地溫分布。
電磁效應
地磁場，古地磁，極性倒轉，電效應。
地球化學
地殼的地球化學，地幔的地球化學，地核的地球化學。
3 現代地球物理探測技術在大陸動力學研究方面的應用
近垂直地震深反射法
方法原理，特點，應用。
深地震測深（廣角反射剖面探測）
方法原理，特點，應用。
寬頻地震探測（天然地震探測）
方法原理，特點，應用。
大地電磁測深
方法原理，特點，應用。
衛星重、磁測量
方法原理，特點，應用。
地熱測量
方法原理，特點，應用。
參考文獻
傅承義，陳運泰，祁貴仲.1985.地球物理學基礎.北京：科學出版社
黃懷曾，吳功建等.1994.岩石圈動力學研究.北京：地質出版社
周濟元，林盛表等.1994.深部地質與地球物理探測現狀與發展.北京：地質出版社
張炳熹，洪大衛等.1997.岩石圈研究的現代方法.北京：原子能出版社
3. 地球物理探測方法
常用的地球物理方法與探測垃圾填埋場所使用的方法基本相同，有直流電阻率法（DC）和甚低頻電磁法（VLF-EM），瞬變電磁法（TEM），激發極化法（IP）。探地雷達（GPR），淺層地震反射，井中CT（跨孔電阻率成像法）等方法的應用也逐漸增加。從國內外大量成功事例來看，直流電阻率法（含高密度電阻率法）仍然是應用最廣泛，效果最顯著的方法之一。電阻率法是測量地下物體電性特徵的方法，它與孔隙度、飽和度、流體的導電性密切相關，電阻率法已被廣泛應用於地下水、土的污染調查。特點是垂向解析度高，探測深度有限。
實例一
土耳其某垃圾場地下水污染電阻率法調查。場地地質情況：露天垃圾堆放場位於土耳其某市東南，這一地區是土耳其重要的水源地之一。第四紀的沖積層厚達100 m，主要以滲透性良好的卵礫石、沙和粘土組成，是當地的主要含水層，地勢西南高，東北低。垃圾未經任何處置，直接露天堆放在上面。垃圾堆下面也沒有任何的滲漏液收集系統。據調查，有2/3的含水層已受到不同程度的污染。水中NO3的含量是世界衛生組織限定的飲用水標準的5倍以上。電法勘察的目的是調查污染的范圍，為布置監測孔提供最佳的位置。採用的方法有電阻率法（DC）和甚低頻電磁法（VLF-EM）。在垃圾場的下游垂直地下水流向的方向布置了11條剖面，每條剖面200～250 m長不等（圖8.3.4）。剖面間隔40 m，斯倫貝格排列，試驗了從0.5～30 m 6種電極距的效果。從圖8.3.5看出，0.5 m極距的視電阻率測量結果以很高的視電阻率為特徵，主要反應的是表層的較大的卵礫石層，含水量少。極距為1 m和5 m的視電阻率結果主要反應了飽氣帶內地下水不飽和情況的電場特徵，與0.5 m也沒有太大差別，只是在橫向上有一點不同。10～25 m電極距反應了地下污染源的電場特徵，在圖的東北角，視電阻率降為10 Ω·m，是污染的發源地，而表層的視電阻率在1000 Ω·m以上，視電阻率差異十分顯著。
圖8.3.4 測線布設位置示意圖
圖8.3.5 不同極距的視電阻率測量平面圖
實例二
中國北方某市的兩處垃圾填埋場滲出液的實測電阻率分別為0.39 Ω·m和0.40 Ω·m，遠遠低於自來水的電阻率23 Ω·m（表8.3.7）。與日本Boso Peninsula垃圾場的測量
表8.3.7 垃圾填埋場滲漏液電阻率測試結果
結果很相近。與清潔的自來水電阻率32.040 Ω·m相比，二者相差80多倍。含水土層的視電阻率在10 Ω·m左右，與上述土耳其的例子相當，這就為電阻率測量提供了充分依據。測量裝置見圖8.3.6，計算公式如下：
環境地球物理學概論
式中：S為水樣的橫截面積；I為電流；V為電壓；L為MN間的距離。
（1）北京阿蘇衛垃圾填埋場滲漏檢測
這是北京興建的第一個大型垃圾衛生填埋場，位於北京市昌平縣沙河鎮北東約6 km，地處燕山山脈以南的傾斜平原地帶，山前沖洪積扇的中上部位，是城區地下水及地表水的上游部位。該區基底為第四紀洪積層，有粘土、粉質粘土、沙土、中細沙層。粘土層滲透系數為1.0×10-8 cm/s～9.42×10-7cm/s，隔水性好，但局部有滲透系數達1.84×10-3cm/s的粉沙土透水層，區域地下水由北西流向南東。日處理垃圾2000 t，全機械化操作，屬現代化衛生填埋場，底部為不透水的粘土層，厚度0.4～1.4 m不等，反復壓實作為隔水層，設有滲瀝液收集系統，周圍設有觀測井。堆場向下深4 m，計劃垃圾堆高40 m。
在北京市政管理委員會的支持下，第一次利用地球物理探測方法進行滲漏檢測，在同一條剖面上選用了高密度電阻率法、瞬變電磁法、探地雷達法、地溫法及化學分析法。
測線布置在地下水下遊方向，填埋場的南側，南圍牆外面，並與南牆平行，相距8 m，測線長660 m（圖8.3.7，彩圖）。
用美國SIR-10A探地雷達儀，100 MHz屏蔽天線，時窗400 ns。地溫法採用日本UV-15精密測溫儀，儀器精度0.1℃。化學分析樣取1.5 m深土樣，實驗室用氣相色譜分析三氯甲烷、四氯化碳、三氯乙烯和四氯乙烯等有機污染物。這三種方法的測量結果，都沒有異常顯示。說明該區地表粘土層比較緻密，滲透性不好。
高密度電阻率法，使用E60B儀器，電極距3 m，斯倫貝格排列，同時沿剖面布置60個電極。數據經預處理後，進行二維反演。勘測深度15 m。視電阻率的水平距離深度剖面見圖8.3.8（彩圖）。
由圖可見，在4～8 m深度有一層高阻（＞30 Ω·m）層，但並不連續，反應了本區粘土層的特徵。垃圾滲瀝液由局部透水層滲入深部。在220～240 m處9 m深度以下的低阻（＜10 Ω·m）體，經鑽井證實為垃圾滲漏液污染的結果。已於2002年開始施工，做地下水泥防滲牆處理。
圖8.3.6 測定垃圾滲漏液電阻率的裝置
（2）北京某垃圾填埋場的滲漏探測
垃圾填埋場是近年興建的大型衛生填埋場，底部鋪設有塑膠襯底的防漏層，有滲瀝液收集裝置，有效填埋面積19.6×104 m2（300畝強），日填埋垃圾2500 t，設計封頂高度為30m。基底為第四紀鬆散沉積物，厚度在100 m左右，第一含水層頂深10～20 m，厚度5～10 m，粗沙到細沙；第二含水層頂深20～30 m，厚度9～25 m，沙礫石層，滲透系數40～200 m/d。第三含水層頂深38～60 m，厚度8～15 m，以中粗沙和礫石為主。地下水由西北流向東南。現已下降形成漏斗。淺層水質較差，不能飲用。
根據滲瀝液的電阻率值差異，主要使用高密度電阻率、瞬變電磁法以及探地雷達方法。考慮到地下水流方向，三條測線布置在填埋場的東南方向，測線I位於東側，距填埋場平均27.5 m（長400 m）；測線Ⅱ和測線Ⅲ在填埋場南側，測線Ⅱ距填埋場平均35.5 m（長741 m）；測線Ⅲ距填埋場15 m左右（長700 m）。測線Ⅱ高密度電阻率法距離深度剖面結果示於圖8.3.9（彩圖）。垃圾填埋場地表深5～10 m主要是干砂質粘土層，電阻率比較高，向下測到的電阻率低（＜15 Ω·m），應當是垃圾滲漏液。根據阿爾奇法則ρ土=ρ液·a·φ-m，式中：a=1；m=2；ρ液=0.39。土壤孔隙度φ取30%，則ρ土=4.4與剖面中ρ視=5是很接近的。說明低阻區是滲漏液的地下分布。在垃圾場東邊，剖面I10～15 m以下有滲漏區（A1.1；A1.2）。在垃圾場南邊，10 m以下有滲漏區，剖面Ⅱ（圖8.3.9）中可劃分出3個較大的異常段（A2.0，A2.1，A2.2）及幾個小異常體。滲漏液異常分布清晰可見。
電磁法（EM）：電磁法一般用來圈定淡水和鹹水的界限，對地下水研究應用較多的是瞬變電磁法（TEM法）和探地雷達法（GPR法）。在我國北方某市垃圾填埋場滲出液檢測證明TEM是有效的，瞬變電磁法沿測線Ⅱ進行的，儀器為長沙白雲儀器開發公司研製的MSD-1脈沖瞬變電磁儀，採用20 m×20 m供電線圈工作，目的在於了解較深部情況。測量結果如圖8.3.10（彩圖）所示。在深40 m以下，有三個異常區段，即A2.0（0～15 m）；A2.1（50～60 m）；A2.2（80～100 m）。揭示了滲漏液污染范圍在向深部擴展。
實例三
廢棄物填埋場為了防止滲漏，常用塑料作為襯底，形成隔離層，比單純的依靠粘土層作為隔離層要有效。但由於廢棄物中常混有尖硬物質或在堆放廢棄物時層層壓實，遇到局部軟（硬）土而受力不均，使污水由漏洞流出。常規的標准方法是污水示蹤，或監測污水壓力變化，這樣做時間長，而且要大流量時，才是有效的，也很難提供進行修補的確切位置。
應用適當布置電極位置的電阻率法，可以准確測定漏洞位置（Willianl Frongos，1997）。有塑料膜襯底的廢物填埋場，正在使用，兩個供電電極，一個放在填埋場內（A），一個放在塑料膜之外（B），可以放置在足夠遠處，如圖8.3.11所示。驅動電流流過漏洞，漏洞就是電流源。填埋場內廢物的電阻率由於正在填埋，很不穩定，一般為2～10 Ω·m。面積為1 m2，厚度為1 mm埋入地下的聚乙烯膜的電阻率為10000 Ω·m，襯底外土壤是導電的，電阻率為20 Ω·m。對於一個漏孔的平麵塑料膜而言，在均勻半空間的表面上，點源用格林函數可以描述通過漏孔流過電流引起的電位。如果孔徑不大，則電流（U）可寫為
環境地球物理學概論
式中：I為通過漏孔的電流（為總電流的一個分量）；ρ為基底土壤電阻率，R是漏孔與源之間的距離；c為常數，代表參照電極的任意電位。
圖8.3.11 漏洞探測觀測系統工作原理圖
圖8.3.12 點源（漏孔）電流歸一化電點陣圖
圖8.3.12是漏孔上的電位函數的圖示，其觀測網為30 m×24 m，觀測點間距1 m。孔位（點源）：x=14 m，y=11 m，z=0，電極進深0.5 m。
用這個方法在斯洛伐克一個填埋場，發現6個漏洞，其中5個較小，屬點源異常；一個較大的裂口，6個異常都被開挖證實。進行了修補（修補後異常消失），觀測確定的漏孔位置平均誤差約為30 cm。
如果填埋場襯底塑料膜不是一層，而且漏洞不在同一位置，要測定每層塑料膜漏洞位置，難度要大一些。如圖8.3.11所示，可以分層跨層分別布置電極，如在測第一層塑料膜漏洞時應當將B電極放在第一層與第二層塑料膜之間的導電物質之中。
實例四
澳大利亞北部有一個鈾礦山，1980年開始開采，計劃於2005年關閉。在開采過程中，大量的廢渣和廢液被滯留在尾礦壩中。現在發現尾礦壩中富含Mg2+和的廢水，沿著地下裂隙和斷裂，發生滲漏，在周圍一些地表的植物中已檢測出上述離子濃度有明顯增加。從鑽孔水文調查結果發現，廢液的滲漏是廣泛和無規律的。這已對當地的自然環境構成嚴重危害。礦業公司為調查滲漏情況，採用了多種物探方法：自然電位法（SP）（也稱氧化 還原法）、激發激化（IP）法、直流電阻率法（DC）、瞬變電磁法（TEM）。研究區的地質構造情況和測線布置見圖8.3.13。已有的測量結果表明：在河床地帶的片麻岩的電阻率在1900～8300 Ω·m，地表沉積物的厚度在2～5 m之間，粉砂質粘土和粘土的電阻率在0.1～600 Ω·m范圍。對當地的水文地質情況的調查結果發現，主要有兩個含水層：第一含水層是地表粘土和風化後的岩石，厚度在20 m；第二含水層實際就是基岩中的斷裂帶。兩套含水系統是互相連通的。地下水位的升降隨季節而變化，在乾燥季節，水位的日下降幅度在12～14 mm。在豐水季節，地下水位的日上升幅度在14～40 mm之間。枯水期與豐水期地下水位的相對落差為2～3 m。
圖8.3.13 研究區位置及主要的地質構造分布
在測線1、測線2、測線3分別進行了自然電位、直流電阻率法、激發激化法測量，並重點分析了測線的直流電阻率法、激發激化法測量結果以及二維（2D）自然電位的結果。
激發激化法測量：斯倫貝格排列，31個接收電極，由一根電纜與接收機相連。極距10 m，一個發射電極距測線1.7 km（視為無窮遠），另一個發射電極置於兩接收電極之間，隨測線一同向前移動。電極排列見下圖8.3.14，剖面布置見圖8.3.15（彩圖）。發射電極AB和接收電極MN以n×a的距離同時向兩邊移動，獲得測線上電阻率隨深度的測深剖面。
在圖 8.3.16（彩圖）中，有三個比較大的近地表異常，中心位置分別是 8370 E，8525 E，8650 E。前兩個異常是由粘土和粉砂質粘土層引起的，第三個異常緊鄰南北向的2 a斷裂，認為是滲漏引起的異常。其次，可以看出，從西到東，激電異常有增加的趨勢，從距測線1（距測線3約150 m）的鑽孔地下水的化驗結果發現地下水中Mg2+和的濃度向東逐漸升高，證實了激電的結果。
圖8.3.17（彩圖）是電阻率觀測結果，在8250E、8300E和8350E處呈低電阻率異常。前一個異常與片麻岩和眼球狀片麻岩地質單元的交界處對應，視為地層差異引起的異常。8300E異常正好位於一個灌溉用的水管下面。8350E和8500E的低阻異常都與當地的灌溉有關。8550E處的高阻異常正好對應於片麻岩地層。
從激電法和直流電阻率法的測量結果來看，激電法對地表污染（2～5 m）的反應沒有電阻率法靈敏，這是由於在很小的極距下（10 m）地表污染還不足以產生明顯的激電效應，相對於地下含有高濃度的污染物而言，被污染的粘土層和地下水更容易產生明顯的激電效應。
圖8.3.14 斯倫貝格排列
圖8.3.18（彩圖）是在不同的時間觀測到的自然電場變化，盡管圖形在形狀上略有差異，但基本上保持了很好的一致性。為了避免其他方法的干擾，測量是在激電法和直流電阻率法結束後進行。對自然電法的解釋需結合實際進行，因為自然電場的場源不固定，受地下水水力梯度，水中離子濃度的綜合影響。在靠近斷層的地方，顯示高電位。其次，還進行了電磁法測量：50 m單線圈，25 m點距。視電阻率的反演精度小於1%（圖8.3.19，彩圖），與電阻率法、自然電位法有良好的對應關系。
4. 用地球物理方法確定滑坡體的邊界范圍及滑面深度
滑體邊界或單個滑塊間界線及滑面深度的確定是研究滑體地質結構的兩個基本問題。
12.1.3.1 滑坡體的外部邊界及各個滑塊間界線的確定
原則上可以用面積或剖面地球物理測量進行地質填圖，以確定滑坡體的范圍。結合工區具體的地質和地球物理條件，選擇行之有效的地球物理方法確定滑坡體的界線。例如：用航空攝影判別滑坡。年輕滑坡可根據其本身特徵與周圍斜坡區進行對比，在可見光頻譜內，它們有斑點狀和帶狀結構；用遙感技術觀測（溫度，無線電測量），提供有關滑體的補充信息。
用氡（Rn）射氣測量來研究滑坡。通常，在滑坡范圍內，氡射氣場明顯增高，出現了一系列的狹窄的局部異常，這些異常主要垂直於斜坡分布。根據氡射氣場特徵，不僅可以判斷滑坡平面位置而且還能判定斜坡上滑坡的狀態。圖12.1.2為一活動滑坡上放射性氡氣測量的結果。由圖12.1.2可以看出，活動滑坡的多個斷塊與射氣濃度異常區一致，斷塊處於應力最集中的部位。
12.1.3.2 滑面深度的確定
由滑坡體的物理-地質模型分析，可以得出這樣的認識：當滑體沿著粘土與弱風化堅硬岩石間的滑面發生滑移時，對於使用地球物理方法確定滑面深度最為有利，但當滑體是由堅硬、半堅硬、塑性岩石交替組成時，用地球物理方法解決問題就比較復雜。電法、地震勘探資料解釋的可靠性，很大程度上取決於斜坡形態、滑坡范圍及所研究滑面的深度。
成功地應用電法、地震研究構造滑坡的例子很多，由於滑坡體內外的電阻率和地震波速變化明顯，故可藉助電阻率測量和地震測量來圈定滑坡體的大致分布范圍並確定出滑動面的深度。美國、前蘇聯利用這兩種物探方法均取得了較好的效果。
圖12.1.2 活動滑坡上的氡氣測量結果
實例一。圖12.1.3為伏爾加河河谷滑坡區的一條剖面。地電剖面的上部是由較乾燥的滑坡沉積物組成，電阻率ρ1為20 Ω·m。第二層為滑坡體的主體，特徵是含水量增高達34%～37%，因而ρ2顯著降低，為4～5 Ω·m。第三層是未受滑坡影響的泥質岩石，其含水量為25%～28%，ρ3值與ρ1相當。根據測量結果，在滑坡體內電阻率測深曲線一般為H型（ρ1＞ρ2＜ρ3），而在滑坡體以外曲線類型就會改變。據此便可圈定滑坡體的范圍並確定滑動面的深度。這一測量結果所反映出的規律具有普遍的意義。
圖12.1.3 伏爾加河河谷滑坡的地電斷面
實例二。圖12.1.4是使用電法和地震資料研究滑坡的實例。該實例是高加索沿黑海一帶眾多滑坡中的一個。這個滑坡體由砂質粘土岩石構成，下伏泥岩風化殼。電法觀測結果將該斜坡分為三層：上面一層（ρ1=13～29 Ω·m），相當於滑體，中間層（ρ2=2～4Ω·m）為風化泥岩，該層視為滑動帶（面），最下一層（ρ3=8～12 Ω·m）是未受破壞的組成滑床的泥岩。
圖12.1.4 根據地震和電法資料解釋結果繪制的斷面圖
根據地震資料，將滑坡分為上、下兩層。上層（vP=340～360 m／s）可解釋為滑體和滑帶（面），下層（vP=1360～1400 m/s）與未風化的泥岩頂部相吻合。由圖12.2.4可見，地震的速度界面僅有一個。在斜坡上部、地震和電法的下部界面吻合得很好，但在接近滑坡底部，速度界面比電性界面高出1.0～1.5 m，這種情況表明未風化泥岩上部岩石的裂隙增大，於是在未風化泥岩頂面上縱波速度發生躍變，由340 m/s躍變到1400 m/s。在實際工作中，速度界面和電性界面的差異深度確定了弱帶（過渡帶）的厚度，弱帶以後可能產生新的滑坡，要特別引起人們的關注。
實例三。用探地雷達對滑坡的調查結果。圖12.2.5為中國襄樊峴山埡公路滑坡的探地雷達調查結果。
湖北襄宜公路襄陽城南峴山埡公路滑坡為一土體滑坡，1970年因降低公路面標高和邊坡前緣削方，加大了邊坡臨空面。次年8月又逢暴雨，發生首次塌方，檔牆斷裂，路面變形。1983年9月再次降大雨，造成公路近旁房屋拉裂倒塌。1984年又因降低路面加深了塌方潛因。以後不斷出現淺層滑移變形、大量地面裂隙、路面緩緩隆起。
為了襄宜公路的正常使用和進一步的加寬擴建，1991年5月中國地質大學（武漢），在原地質勘察基礎上，提出補充勘察報告和整治設計，其中，探地雷達是現場勘測的主要手段。探地雷達在面積為10.5×104 m2的公路側山坡現場布置了31條測線，取得了全部反射剖面數據和雷達圖像。勾畫了基岩頂面等深圖、第四紀土層等厚圖、滑體綜合成果圖以及地層縱剖面圖。為滑體成因分析和整治設計提供了重要的依據和資料。
由本工區鑽探資料得知，工區基岩以上第四系分為5個亞層。這些覆蓋層由於自上而下風化程度逐漸減弱，構成了覆蓋層內波速的差別，同時由於物性差別也使波的幅度發生變化。配合鑽探資料，根據雷達圖像的波形變化和幅度不同，由同相軸追蹤各個層的層面。圖12.1.5是由雷達記錄圖（13線）劃分出五個相應的層位。為整治滑坡防治提供了資料。
美國利用重力勘探圈定滑體范圍，根據岩土密度、電阻率差異確定邊界；捷克斯洛伐克用放射性、伽馬測井推斷滑動面的位置和形狀；日本用高密度電法勘測滑坡，並利用綜合參數圈定滑坡，日本滑坡調查中總結出如表12.1.1的天然放射性、視電阻率與岩性、破碎帶的關系。
圖12.1.5 13線雷達記錄劃分出的五個層點陣圖
表12.1.1 利用綜合參數異常圈定滑坡
此外，還可以用測溫方法圈定滑坡邊界。測溫方法用於調查與滑坡有直接關系的地下水脈狀流，地下水脈狀流簡稱流脈（流脈是指流動地下水的土體及水的統稱）。由於流脈和土體的熱交換關系，可在流脈處產生熱異常，測定地表淺層地溫，找出溫度異常，由此可推斷出流脈存在的位置。
國內外常用的1 m測溫法，是基於地表以下1 m處溫度年變化幅度大，而滲流變化較快的地下水，溫度變化幅度小、較穩定，兩者（滲流、1 m處地溫）季節溫度變北差異是明顯存在的，例如，夏秋季（8～9月）地下水溫低於地溫，則地下水使其流經地層的地溫降低；冬季（12～3月），地下水溫高於地溫，流動的地下水使其周圍地溫升高（比無地下水流動的地方地溫升高），測定出溫度異常，並根據QZ-1（地表以下1 m處地溫）與r（測點距流脈中心位置的距離）的關系圖及理論計算公式，即可求出流脈的空間位置。
5. 地球物理探礦理論與技術方法
現代找礦勘查技術的進步使2000m以內的勘查成為可能(Gordon，2006)，基於現代勘查技術所取得的成果對深部礦體的預測水平得到了提高，向深部要資源的時機已經成熟。
最近20年來，在金屬礦產勘查中，新理論、新概念不斷涌現，新技術、新方法不斷應用，有力地促進了礦產勘查的發展，為金屬礦產勘查注入了生機與活力。其中，地面時間域電磁法(TEM)、可控源音頻大地電磁法(CSAMT)、高精度重磁法、金屬礦地震方法和三維地震層析成像技術等以大探測深度為特徵的地面物探方法及鑽孔地球物理方法在礦產勘查中的推廣使用(Cas等，1995;Salisbury等，1996;呂慶田等，2001，2004)，為礦集區找礦發現———隱伏礦的預測和尋找帶來了新的機遇。
2.4.1 現代地球物理探礦技術發展現狀
在過去，一些勘探者認為物探方法是一個「黑箱子」，多解性高、可信度低。而現在，隨著技術的不斷進步和大量的實踐應用，最終使每個勘探者都認識到物探技術是一種非常有效的找礦方法。物探高新技術的研發和應用已成為西方很多國家，尤其是加拿大、澳大利亞和美國等礦業發達國家礦產勘查的重要組成部分。
物探技術進步主要體現在兩方面:一是新發明;二是對已有技術的完善升級和更新換代，使測量的精確度和准確度不斷提高。新的更強大、更復雜的航空物探方法(如Falcon、MegaTEM、SPECTREM、TEMPEST、HOISTEM、NEWTEM、Scorpion，等等)已成為礦產勘查的重要生力軍，從而使區域填圖和靶區圈定的工作效率得到極大的提高(TheNorthern Miner，2007;張昌達，2006)。
航空物探方面近年來發展迅猛。澳大利亞合作研究中心礦產勘查技術部研製的世界上最先進的航空礦產勘查系統(TEMPEST)使用高靈敏度磁探頭測量地質體產生的微弱二次磁場，探測深度可達300m。澳大利亞的「玻璃地球計劃」(GlassEarth)包括航空重力梯度測量、航空磁力張量梯度測量、先進的電磁方法、礦物化學填圖、鑽探新技術和三維地震，其中航空磁張量測量技術和航空重力梯度測量技術是重點研發內容。英國ARKEX公司研製成功目前最先進的超導航空重力梯度測量系統，使測量精度提高10倍。澳大利亞BHPBilli-ton公司的航空重力梯度張量測量系統(Falcon)曾經獲得澳大利亞聯邦科學和工業研究組織(CSIRO)2000年度科學研究成果獎。它脫胎於美國的軍事技術，是美國出口管制產品，美國曾經阻止該公司用Falcon(獵鷹)系統在中國進行探礦飛行(張昌達，2005)。加拿大GEDEX公司研發的高解析度航空重力梯度儀(GedexHD-AGG)於2006年11月獲得了倫敦礦業周刊(MiningJournal)頒發的礦業研究(MiningResearch)大獎，據稱該儀器能夠探測到12km深處的固體礦產、石油和天然氣，其准確性和速度大大提高了勘查效率，降低了勘查的風險、時間和成本。
在地面物探方面，也取得長足進步。加拿大鳳凰公司在完善V-5大地電磁系統的同時，推出了V5-2000型和V8陣列式大地電磁系統。加拿大的EM-57、EM-67系列已成為時間域電磁儀器的代表。美國Zonge工程與研究組織相繼推出了GDP-16，GDP-32多功能電磁系統，以及能夠進行長周期天然場大地電磁測量的多功能大地電磁系統。美國EMI公司在完善MT-1大地電磁系統的同時推出的EH-4電磁系統，已成為礦產勘查的重要手段之一，另外還推出了MT-24陣列式大地電磁系統。Nabighian等(2005)認為沒有其他的地球物理方法像磁法一樣有十分廣闊的應用范圍，從行星尺度到幾平方米的面積，既花費少又能夠提高豐富的信息，而電磁法及重磁法的組合已成為重要的發展方向和勘查手段。電磁法系統多具有頻率域和時間域工作方式，能夠進行多方法數據採集，如激發極化法、瞬變電磁法、可控源音頻大地電磁法等。電磁法和重磁法物探技術呈現出向數字化、智能化、多功能化、集成化方向發展的趨勢。
在物探技術發展的進程中，我國的步伐相對而言比較緩慢，目前還主要處於技術引進階段，這與我國礦產勘查的快速發展形勢很不適應。目前，國家提出要加快自主開發科學實驗儀器設備的步伐，物探技術方法的自主研發也應成為這一戰略目標的重要組成部分。中國地質調查局正在組織一批應用於深部找礦勘查的物探方法儀器研製。
2.4.2 金礦地球物理探礦方法基本原理及工作方法選擇
盡管Au本身有突出的物理性質(密度大、良導電)，但由於Au在地殼中的豐度低，即使是具有重要經濟價值的金礦床，Au的含量也不會改變含Au地質體的物理性質。微量元素Au是難以用物探方法直接檢測到的。
金礦床地球物理勘查工作的基本思路是通過研究金礦床(體)與某些具有地球物理異常響應的特殊圍岩、找礦標志層、控礦構造(尤其是斷裂剪切帶)，以及與硫化物(黃鐵礦)的伴生關系，觀測相應的地球物理場響應(異常)，解決的是與成礦有關的構造(尤其是深部構造)、岩體、地層、礦源層和硫化物礦化帶，以及蝕變帶的空間分布等地質問題，進而達到間接找礦或礦床評價之目的(劉光鼎等，1995;趙鵬大，2001;李大心，2003)。
與金礦相關地質體與圍岩存在物性參數的差異，是地球物理勘查的基礎;被觀測的地下介質的物理屬性有介質的密度、磁性、電性、彈性、放射性和溫度等參數。相應的地球物理勘查方法包括電法以及電磁法勘探技術，磁法勘探技術、核法勘探(放射性測量)探礦技術，重力勘探技術以及淺層地震勘探技術等。相對金礦而言，針對不同地質體，選擇不同的探礦技術。
(1)追索含金破碎帶
用電阻率法、甚低頻法及其他電磁場法追蹤含礦破碎帶(低阻帶);用磁法追蹤磁性岩中的擠壓破碎帶(高磁背景中的低磁帶);用放射性法圈定破碎帶(高放射性帶)。這些方法有時還可以了解其產狀。
(2)追索含金石英脈
主要用電法(高阻、高極化)和放射性法、磁法，並可了解其產狀。
(3)尋找含金硫化物富集帶
用電法(低阻、高極化)來進行普查和尋找，可以確定含金地質體的位置、范圍、大致產狀和埋深。
(4)尋找伴生金礦
利用物探方法對賤金屬礦床的直接指示作用，而賤金屬礦床伴生金原理開展找礦。如磁法、電法、重力等法尋找和圈定伴生金礦的范圍、埋深及大致產狀，為工程驗證提供依據。
(5)查明與成礦有關的各種小型構造、成礦地質體
磁法、電法、地震等查明第四系或基岩覆蓋下的各種容礦構造和成礦地質體(如含礦斑岩等)空間分布。
(6)進行中、大比例尺填圖
方法有磁法、電法和放射性法等。填圖的目的是確定與金礦有關的岩石-岩性因素。碳質和石墨化地層、火山沉積雜岩及顯示金礦化的其他標志，如:近礦圍岩蝕變帶、硅化帶、絹雲母化帶、滑石菱鎂片岩化帶、黃鐵細晶岩化帶。
2.4.3 金礦地球物理技術找礦中應注意的問題
由於金礦本身的特殊性，造成利用地球物理技術找礦的復雜性，造成獲取地球物理信息地質解釋的不確定性。如金礦成因類型、礦物組合、構造環境的多樣性，決定了金礦地球物理性質及幾何特性的多態性;盡管某些類型金礦就其礦石物理性質而言與圍岩有著明顯的差異，但也往往由於礦體規模小、地球物理場的信息弱，以至難以觀測到可以辨識的異常;復雜的地質環境所造成的地質干擾背景，常常掩蓋了有用的信息。這一切都將導致異常解釋發生困難或出現失誤。就總體來說，金礦物探異常的解釋較其他礦種和領域的物探異常解釋來說，難度大、復雜性高。
由於金礦物探異常以及異常解釋的復雜性，故這種間接性雖然拓寬了物探找金的應用領域，但同時也使物探異常的多解性更為突出。因此，物探找金的作用不宜過分誇大。
在部署物探找金工作時，要針對不同勘查階段所探測的金礦宏觀目標物以及需要解決的地質問題。積極挖掘物探找金的綜合信息。正是由於金礦類型多且地質背景往往比較復雜，因此引起的地球物理場十分復雜，加之金礦物探的信息比較微弱，異常解釋的難度大，所以單一物探方法找Au往往很難奏效。
在金礦物探的全過程中，始終要強調綜合方法、綜合解釋。在某一探區布置金礦物探工作，應針對具體的勘探問題或地質地球物理條件優選最有效的物探方法手段或實施多種探測方法最佳技術組合，發揮多種地球物理參數信息精細分析，以及結合化探和地質資料綜合解釋的優勢。實踐表明，科學地綜合各種物理場和物理參數的信息，對確定金礦賦存空間、圈定金礦化帶和金礦體，以及確定與Au有關的金屬礦含量等，都可獲得明顯的效果。事實上，某種參量的潛在信息量，只有通過與其他參量的綜合應用才能發揮出來。而且幾種方法提供的綜合信息，也絕非單一方法所提供信息量的代數和。在找礦過程中，應力求搞清礦化帶或礦化富集部位的宏觀物理特徵，然後選擇最有代表性、針對性的方法，以一定的觀測網度和精度獲取與礦產資源有關的綜合地球物理信息，並通過地質解釋，以形象、直觀的圖示方式，賦給各種物性體以明確的地質含義。
與尋找其他賤金屬礦床不同，利用地球物理探礦尋找金礦難度更大。雖然如此，金礦地球物理技術在危機礦山接替資源找礦中仍發揮了突出作用。武警黃金地質研究所利用高密度電法、EH4等儀器方法在多個金礦山開展找礦工作，在河北峪耳崖金礦外圍深部300m以下發現金礦體，在內蒙古蘇右旗畢力赫金礦區新發現大型隱伏斑岩型金礦體。從不同側面證實物探技術在危機金礦山深部資源勘查突破的重要性。
6. 地球物理勘探方法主要應用在哪些領域
地球物理勘探方法:
1、重力勘探法：是利用組成地殼的各種岩體、礦體間的密度差異所引起的地表的重力加速度值的變化而進行地質勘探的一種方法。
2、磁法勘探：自然界的岩石和礦石具有不同磁性，可以產生各不相同的磁場，它使地球磁場在局部地區發生變化，出現地磁異常。利用儀器發現和研究這些磁異常，進而尋找磁性礦體和研究地質構造的方法稱為磁法勘探。
3、電法勘探：是根據岩石和礦石電學性質（如導電性、電化學活動性、電磁感應特性和介電性，即所謂「電性差異」）來找礦和研究地質構造的一種地球物理勘探方法。
4、地震勘探：是近代發展變化最快的地球物理方法。它的原理是利用人工激發的地震波在彈性不同的地層內傳播規律來勘探地下的地質情況。
7. 地球物理方法的特點
地球物理方法盡管很多，但總體可以分為兩大類，一是依據波在岩土介質中的傳播特性，二是依據岩土物質的電性差異。
第一類方法包括彈性波和電磁波，彈性波包括激發能量高的人工地震波和能量很低的超聲波;電磁波包括高頻的雷達波和低頻的瞬變電磁波。超聲波和高頻電磁波穿透能力差，探測深度很有限。地震和瞬變電磁穿透能力強，探測深度大。無論哪種波，其傳播速度是很快的，假定波在黃土中的傳播速度為250m/s，時間誤差為10μs時，將會造成2.5m的距離誤差。10μs是一瞬間，而2.5m的距離在工程上的意義卻很重要。採用的滑動面偏離實際滑動面2.5m以上，其穩定性計算結果和滑坡推力的誤差將很大，應重新評價，治理設計方案也應做相應調整。而滑坡體等岩土介質不均勻，波的傳播速度也不是勻速的，對速度的估計不是很准確，計算模型作了高度概化。因此這種基於時差的地球物理探測方法，在理論上誤差達數米到十多米不奇怪，這遠遠超出了工程勘測上所要求的精度。此外由於介質復雜，波在傳播過程中產生了各種復雜的變化，外界的振動場和電磁場也會產生干擾，這導致許多測試資料難以做出合理的解譯，同樣的數據不同的人可能得出不同的結果。總之，這種基於波的方法，適合於大尺度的地質體的探測，如斷裂、油氣層、含水層等，該類方法本身不適應滑面勘測的精度要求。
電法是依據岩土物質導電特性，幾乎沒有干擾因素，測試參數裡面也沒有時間因素，因此是最簡單易行的方法。電法主要有電測剖面和電測深法，二者結合起來就是高密度電法。這些方法都是通過地表探測反映地下信息，其所反映的是某一深度范圍內的綜合信息，電法能很好反映某一深度范圍內地質體的差別，但在確定其准確位置時，與波動方法有同樣的問題，即很難達到工程上所要求的精度。
由此可見，任何一種地球物理方法在工程勘測中都起輔助作用，工程地質鑽探仍然是核心技術。如何將地球物理方法與工程地質鑽探結合起來勘測滑動面，使前者更能發揮其作用，是我們研究的關鍵。
實際工程中，由於鑽探工藝不成熟，鑽孔中識別滑面也很困難。而目前對鑽孔的利用率較低，許多滑坡勘察的主要花費是鑽探，但鑽孔只用來取岩心，孔內測試很少做。基於岩心鑒定，結合鑽孔測試以探尋滑帶位置，通過多種手段確定滑帶，相互驗證，對滑坡勘察有重要意義。
黃土滑坡的滑動面主要反映在土體結構的改變，其物質成分變化不大。針對這一特點，我們對傳統的電阻率法進行了適當改進，使之能在探槽和鑽孔中探測各層土體的電阻值，以期根據土的電阻率異常差異特徵來確定黃土滑坡滑面位置。
8. 地球內部結構和組成的研究方法
1.地球物理方法
地球物理方法主要是應用深部地球物理探測的多種方法（如地震、重力、大地電磁等），從地球各個圈層的物理性質的角度，獲得地球的物理模型，再應用其他研究結果，將地球物理模型轉化為岩石學模型或者化學成分模型。
2.大洋鑽探和大陸超深鑽
這是人類能夠藉助技術方法直接觸及地球深部獲得實際地質樣品的唯一方法，最早的深部鑽探是在大洋中實現的。20世紀60年代開始的深海鑽探計劃（DSDP,1968～1983年）和後續的國際大洋鑽探計劃（ODP,1985～2003年）直接揭示了大洋岩石圈的性質，驗證了海底擴張和板塊構造學說，使全球板塊構造學說成為20世紀的重大科學成就之一。對於地質構造更為復雜的大陸，更加需要鑽探方法來直接驗證，如20世紀90年代開始實施的國際大陸科學鑽探計劃（ICDP）。大陸科學鑽探可以分為淺鑽（<2000m）、中深鑽（2000～5000m）、深鑽（5000～8000m）和超深鑽（>8000m），前蘇聯科拉超深鑽井深為12261m，德國KTB超深鑽為9101m，我國江蘇東海的科學鑽探終孔深度為5158m。由於技術的限制，大陸科學鑽探的難度很大。
3.岩石包體
來自於深部的岩漿攜帶的不同尺度的深源包體，在岩漿噴發到地表或者侵入到地殼的淺部，最後被人們觀察和取樣，這是來自於地球深部的物質實體。深源包體包括來自於深部地殼的（如下地殼麻粒岩相、中地殼角閃岩相以及各種片麻岩類等地殼層次的岩石）、上地幔的（尖晶石相、石榴子石相等）各種橄欖岩包體，這些是揭示深部岩石圈的結構和組成的最好證據。
4.岩漿作用反演
基於已有的實驗岩石學和岩石成因的理論，通過地表采樣的岩石系統的岩石學和地球化學研究，可以推測該岩石從下地殼或者上地幔的深部原岩經過部分熔融產生岩漿，岩漿進一步形成和演化的整個過程。岩漿作用反演可以幫助推測地球內部不同圈層的性質。
5.高溫高壓實驗
選擇天然的或者人工合成的樣品，模擬地球內部高溫高壓或者加入流體等條件，在實驗室進行岩石的熔融或者結晶實驗，測定岩石在高溫高壓條件下的各種物理性質（彈性波速度、電導率、密度等）。這是開展岩石成因研究的重要手段，也是將地球物理獲得的地球內部的物理模型轉化為岩石學和地球化學等物質模型的橋梁。
9. 應用地球物理的新方法新技術是什麼
環保。節能。開發新能源