1. 地球物理勘查综合应用
地球物理勘查是盆地型地热地质工作的重要手段。地球物理勘查的主要任务是初步查明:①地热异常区范围和地层结构;②基底起伏及隐伏断裂的空间展布;③确定热储的空间分布特征及勘探靶区、深度等。地球物理勘查的手段就是通过不同的物探方法对一个地区进行平面测量和垂向测量。平面测量一般测的是天然物理场,如重力、磁法、电法等。它一般要在地面上建立多个观测点,每一个观测点上只接收一个稳定的场值。一条线上的观测值组成剖面曲线,由多条平行的剖面可以组成平面数据来刻画地质体平面特征。垂向测量如人工地震、电法、面波测深等,一般要建立一个变化的人工场(也有天然场)在原地布一个接收系统来了解地下不同深度的物理量,即得到一条垂向剖面。选择平面测量和垂向测方法的前提是要考虑目的层与其他层的物性差异,这个差异要足够大,能反映到物理场中,被仪器观测到。常用的地球物理勘查方法及主要目的如下:
航卫片解译:航卫片的解译可以判断地热勘查区地质构造基本轮廓及隐伏构造;可以显示泉群和地热溢出带位置;地面水热蚀变带的分布。热红外解译可判断地表热异常分布等。在勘查面积较大,已有地质资料较少地区,该方法可提供较多的地热地质信息。
地温测量:圈定地热异常区,定性分析热储空间分布特征。
重力法:确定基底起伏及断裂构造的空间展布和断裂规模,在有利条件下可探测浅部岩溶发育带和孔隙型岩层分布。
磁法:确定火成岩体的分布,与火成岩有关的断裂破碎带及蚀变带位置。
地震:是较精确的一种地球物理方法。能准确判定盖层、风化层厚度,了解基岩起伏形态以及断裂构造展布特征、产状。测试地层波速为追索构造破坏程度、热储层段划分提供信息。
可控源音频大地电磁测深:判定地层富水情况。
由于地球物理勘查工作是间接探测方法,信息解译有多解性。开展工作时应设计出合理的方法组合,尽量用较小的投入获取较多的地热地质信息,以便去粗取精,去伪存真。最常见的组合方式为:先在较大范围内采用重力、氡气测量,初步圈定构造断裂的位置和规模(断裂带宽度),再有针对性的布置部分人工地震探测剖面,以便较准确判定断裂展布、产状和地层结构(重力也可),然后选择布井有利部位,开展少量大地电磁测深判定富水情况。
华北地区地热资源地球物理勘查主要方法组合见表3-6。
表3-6 华北地区地热资源勘查主要综合物探方法组合
关于深度问题,由于沉积盆地是在大地构造作用过程中形成和发展的,因此,地球物理勘查不应只考虑沉积盖层,还需了解地壳的底界-莫霍面,乃至整个岩石圈的资料。利用布格重力异常可以求出莫霍面深度的起伏变化,利用磁异常可以得到居里面埋深,利用大陆深反射地震(COCOP)可详细研究深部界面,包括莫霍面。这种勘查往往是进行区域地热形成机理研究需要的基础资料。
2. 现代地球物理方法在地球动力学研究中的应用
魏文博
1 地球动力学研究的最基本问题
地球动力学是为探索地球表面可见特征的起源提供理论基础的学科之一。
人类研究地球的构造运动过程和它的动力来源由来已久。早在1911年，着名的力学家A.E.H.Love就已经提出过“地球动力学”的概念，但因地球上的现象极其复杂，对地球本身又不可能直接进行实验验证，所以关于地球动力学研究的进展缓慢。
20世纪60年代以来，随着科学技术的飞速发展，实测资料的大量积累，学科之间的相互渗透，国际合作计划的开展，关于地球动力学的研究才取得了巨大成就，提出和发展了“板块构造学说”。目前“地球动力学”正在以这一学说为中心课题，把地球科学向逐渐定量化的方向推进。
地球动力学研究的最基本问题：确定地球内部及表面上的变形和引起变形的原因，寻求现今地学现象的解释。关于这问题：
地球表面的“变形”是已知的——如何用“力学”的观点，进行合理的解释？
任何一个变形理论，只要是定义得当，都可以从“应变”（边界条件）算出“应力”，进而找出“应变的原因”。——应该是直截了当的事！——那么，问题的出发点就落在“地球的变形理论”上。“地球的变形理论”应该是与地球内部结构，地球内部的“变形”密切相关的。
地球内部的“变形”在很大程度上也还是未知的——如何能建立合理的“地球变形理论”？
面对这一难题，首先要对地球中有地球动力学意义的区域（被称为岩石圈或构造圈）进行探测，了解它的结构、构造、变形。很重要的一方面就是靠地球物理方法的应用。地球物理通过吸收、引进当代数学、物理、计算机以及各种技术领域的最新成就，不断发展、完善自身的技术体系，使克服实际应用中许多难以逾越的难关成为可能，极大地改善了地球物理在岩石圈探测方面的应用效果。可以说，地球物理是地球科学中唯一能直接提供地球内部信息和资料的学科。20世纪地球科学的重大进展，如海底扩张、大陆漂移和板块构造理论的建立，都是在地球物理观测、研究的基础上获得的。在地学基础理论研究中，它始终起着先导的作用。
地球物理方法是指通过观测地球周围及地球表面和内部物理场的空间和时间分布规律，研究地球内部结构、构造和物质状态的一系列方法技术。因此，要了解地球动力学研究的地球物理方法，需要先了解地球的地球物理特征。
2 有关地球的地球物理特征
从研究地震波传播得到的结果
地震和地震波，地球的速度结构，地壳（大陆 海洋），地幔（莫霍面 上地幔下地幔），地核（核幔边界 外核 内核边界 内核）。
重力场
重力和重力异常，重力异常的分布（大陆地区、海洋地区，全球范围）。
地应力
概述，应力测定，应力与地震效应，地貌和应力，全球应力分布。
地热场
地表热流测量，地温分布。
电磁效应
地磁场，古地磁，极性倒转，电效应。
地球化学
地壳的地球化学，地幔的地球化学，地核的地球化学。
3 现代地球物理探测技术在大陆动力学研究方面的应用
近垂直地震深反射法
方法原理，特点，应用。
深地震测深（广角反射剖面探测）
方法原理，特点，应用。
宽频地震探测（天然地震探测）
方法原理，特点，应用。
大地电磁测深
方法原理，特点，应用。
卫星重、磁测量
方法原理，特点，应用。
地热测量
方法原理，特点，应用。
参考文献
傅承义，陈运泰，祁贵仲.1985.地球物理学基础.北京：科学出版社
黄怀曾，吴功建等.1994.岩石圈动力学研究.北京：地质出版社
周济元，林盛表等.1994.深部地质与地球物理探测现状与发展.北京：地质出版社
张炳熹，洪大卫等.1997.岩石圈研究的现代方法.北京：原子能出版社
3. 地球物理探测方法
常用的地球物理方法与探测垃圾填埋场所使用的方法基本相同，有直流电阻率法（DC）和甚低频电磁法（VLF-EM），瞬变电磁法（TEM），激发极化法（IP）。探地雷达（GPR），浅层地震反射，井中CT（跨孔电阻率成像法）等方法的应用也逐渐增加。从国内外大量成功事例来看，直流电阻率法（含高密度电阻率法）仍然是应用最广泛，效果最显着的方法之一。电阻率法是测量地下物体电性特征的方法，它与孔隙度、饱和度、流体的导电性密切相关，电阻率法已被广泛应用于地下水、土的污染调查。特点是垂向分辨率高，探测深度有限。
实例一
土耳其某垃圾场地下水污染电阻率法调查。场地地质情况：露天垃圾堆放场位于土耳其某市东南，这一地区是土耳其重要的水源地之一。第四纪的冲积层厚达100 m，主要以渗透性良好的卵砾石、沙和粘土组成，是当地的主要含水层，地势西南高，东北低。垃圾未经任何处置，直接露天堆放在上面。垃圾堆下面也没有任何的渗漏液收集系统。据调查，有2/3的含水层已受到不同程度的污染。水中NO3的含量是世界卫生组织限定的饮用水标准的5倍以上。电法勘察的目的是调查污染的范围，为布置监测孔提供最佳的位置。采用的方法有电阻率法（DC）和甚低频电磁法（VLF-EM）。在垃圾场的下游垂直地下水流向的方向布置了11条剖面，每条剖面200～250 m长不等（图8.3.4）。剖面间隔40 m，斯伦贝格排列，试验了从0.5～30 m 6种电极距的效果。从图8.3.5看出，0.5 m极距的视电阻率测量结果以很高的视电阻率为特征，主要反应的是表层的较大的卵砾石层，含水量少。极距为1 m和5 m的视电阻率结果主要反应了饱气带内地下水不饱和情况的电场特征，与0.5 m也没有太大差别，只是在横向上有一点不同。10～25 m电极距反应了地下污染源的电场特征，在图的东北角，视电阻率降为10 Ω·m，是污染的发源地，而表层的视电阻率在1000 Ω·m以上，视电阻率差异十分显着。
图8.3.4 测线布设位置示意图
图8.3.5 不同极距的视电阻率测量平面图
实例二
中国北方某市的两处垃圾填埋场渗出液的实测电阻率分别为0.39 Ω·m和0.40 Ω·m，远远低于自来水的电阻率23 Ω·m（表8.3.7）。与日本Boso Peninsula垃圾场的测量
表8.3.7 垃圾填埋场渗漏液电阻率测试结果
结果很相近。与清洁的自来水电阻率32.040 Ω·m相比，二者相差80多倍。含水土层的视电阻率在10 Ω·m左右，与上述土耳其的例子相当，这就为电阻率测量提供了充分依据。测量装置见图8.3.6，计算公式如下：
环境地球物理学概论
式中：S为水样的横截面积；I为电流；V为电压；L为MN间的距离。
（1）北京阿苏卫垃圾填埋场渗漏检测
这是北京兴建的第一个大型垃圾卫生填埋场，位于北京市昌平县沙河镇北东约6 km，地处燕山山脉以南的倾斜平原地带，山前冲洪积扇的中上部位，是城区地下水及地表水的上游部位。该区基底为第四纪洪积层，有粘土、粉质粘土、沙土、中细沙层。粘土层渗透系数为1.0×10-8 cm/s～9.42×10-7cm/s，隔水性好，但局部有渗透系数达1.84×10-3cm/s的粉沙土透水层，区域地下水由北西流向南东。日处理垃圾2000 t，全机械化操作，属现代化卫生填埋场，底部为不透水的粘土层，厚度0.4～1.4 m不等，反复压实作为隔水层，设有渗沥液收集系统，周围设有观测井。堆场向下深4 m，计划垃圾堆高40 m。
在北京市政管理委员会的支持下，第一次利用地球物理探测方法进行渗漏检测，在同一条剖面上选用了高密度电阻率法、瞬变电磁法、探地雷达法、地温法及化学分析法。
测线布置在地下水下游方向，填埋场的南侧，南围墙外面，并与南墙平行，相距8 m，测线长660 m（图8.3.7，彩图）。
用美国SIR-10A探地雷达仪，100 MHz屏蔽天线，时窗400 ns。地温法采用日本UV-15精密测温仪，仪器精度0.1℃。化学分析样取1.5 m深土样，实验室用气相色谱分析三氯甲烷、四氯化碳、三氯乙烯和四氯乙烯等有机污染物。这三种方法的测量结果，都没有异常显示。说明该区地表粘土层比较致密，渗透性不好。
高密度电阻率法，使用E60B仪器，电极距3 m，斯伦贝格排列，同时沿剖面布置60个电极。数据经预处理后，进行二维反演。勘测深度15 m。视电阻率的水平距离深度剖面见图8.3.8（彩图）。
由图可见，在4～8 m深度有一层高阻（＞30 Ω·m）层，但并不连续，反应了本区粘土层的特征。垃圾渗沥液由局部透水层渗入深部。在220～240 m处9 m深度以下的低阻（＜10 Ω·m）体，经钻井证实为垃圾渗漏液污染的结果。已于2002年开始施工，做地下水泥防渗墙处理。
图8.3.6 测定垃圾渗漏液电阻率的装置
（2）北京某垃圾填埋场的渗漏探测
垃圾填埋场是近年兴建的大型卫生填埋场，底部铺设有塑胶衬底的防漏层，有渗沥液收集装置，有效填埋面积19.6×104 m2（300亩强），日填埋垃圾2500 t，设计封顶高度为30m。基底为第四纪松散沉积物，厚度在100 m左右，第一含水层顶深10～20 m，厚度5～10 m，粗沙到细沙；第二含水层顶深20～30 m，厚度9～25 m，沙砾石层，渗透系数40～200 m/d。第三含水层顶深38～60 m，厚度8～15 m，以中粗沙和砾石为主。地下水由西北流向东南。现已下降形成漏斗。浅层水质较差，不能饮用。
根据渗沥液的电阻率值差异，主要使用高密度电阻率、瞬变电磁法以及探地雷达方法。考虑到地下水流方向，三条测线布置在填埋场的东南方向，测线I位于东侧，距填埋场平均27.5 m（长400 m）；测线Ⅱ和测线Ⅲ在填埋场南侧，测线Ⅱ距填埋场平均35.5 m（长741 m）；测线Ⅲ距填埋场15 m左右（长700 m）。测线Ⅱ高密度电阻率法距离深度剖面结果示于图8.3.9（彩图）。垃圾填埋场地表深5～10 m主要是干砂质粘土层，电阻率比较高，向下测到的电阻率低（＜15 Ω·m），应当是垃圾渗漏液。根据阿尔奇法则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%，则ρ土=4.4与剖面中ρ视=5是很接近的。说明低阻区是渗漏液的地下分布。在垃圾场东边，剖面I10～15 m以下有渗漏区（A1.1；A1.2）。在垃圾场南边，10 m以下有渗漏区，剖面Ⅱ（图8.3.9）中可划分出3个较大的异常段（A2.0，A2.1，A2.2）及几个小异常体。渗漏液异常分布清晰可见。
电磁法（EM）：电磁法一般用来圈定淡水和咸水的界限，对地下水研究应用较多的是瞬变电磁法（TEM法）和探地雷达法（GPR法）。在我国北方某市垃圾填埋场渗出液检测证明TEM是有效的，瞬变电磁法沿测线Ⅱ进行的，仪器为长沙白云仪器开发公司研制的MSD-1脉冲瞬变电磁仪，采用20 m×20 m供电线圈工作，目的在于了解较深部情况。测量结果如图8.3.10（彩图）所示。在深40 m以下，有三个异常区段，即A2.0（0～15 m）；A2.1（50～60 m）；A2.2（80～100 m）。揭示了渗漏液污染范围在向深部扩展。
实例三
废弃物填埋场为了防止渗漏，常用塑料作为衬底，形成隔离层，比单纯的依靠粘土层作为隔离层要有效。但由于废弃物中常混有尖硬物质或在堆放废弃物时层层压实，遇到局部软（硬）土而受力不均，使污水由漏洞流出。常规的标准方法是污水示踪，或监测污水压力变化，这样做时间长，而且要大流量时，才是有效的，也很难提供进行修补的确切位置。
应用适当布置电极位置的电阻率法，可以准确测定漏洞位置（Willianl Frongos，1997）。有塑料膜衬底的废物填埋场，正在使用，两个供电电极，一个放在填埋场内（A），一个放在塑料膜之外（B），可以放置在足够远处，如图8.3.11所示。驱动电流流过漏洞，漏洞就是电流源。填埋场内废物的电阻率由于正在填埋，很不稳定，一般为2～10 Ω·m。面积为1 m2，厚度为1 mm埋入地下的聚乙烯膜的电阻率为10000 Ω·m，衬底外土壤是导电的，电阻率为20 Ω·m。对于一个漏孔的平面塑料膜而言，在均匀半空间的表面上，点源用格林函数可以描述通过漏孔流过电流引起的电位。如果孔径不大，则电流（U）可写为
环境地球物理学概论
式中：I为通过漏孔的电流（为总电流的一个分量）；ρ为基底土壤电阻率，R是漏孔与源之间的距离；c为常数，代表参照电极的任意电位。
图8.3.11 漏洞探测观测系统工作原理图
图8.3.12 点源（漏孔）电流归一化电位图
图8.3.12是漏孔上的电位函数的图示，其观测网为30 m×24 m，观测点间距1 m。孔位（点源）：x=14 m，y=11 m，z=0，电极进深0.5 m。
用这个方法在斯洛伐克一个填埋场，发现6个漏洞，其中5个较小，属点源异常；一个较大的裂口，6个异常都被开挖证实。进行了修补（修补后异常消失），观测确定的漏孔位置平均误差约为30 cm。
如果填埋场衬底塑料膜不是一层，而且漏洞不在同一位置，要测定每层塑料膜漏洞位置，难度要大一些。如图8.3.11所示，可以分层跨层分别布置电极，如在测第一层塑料膜漏洞时应当将B电极放在第一层与第二层塑料膜之间的导电物质之中。
实例四
澳大利亚北部有一个铀矿山，1980年开始开采，计划于2005年关闭。在开采过程中，大量的废渣和废液被滞留在尾矿坝中。现在发现尾矿坝中富含Mg2+和的废水，沿着地下裂隙和断裂，发生渗漏，在周围一些地表的植物中已检测出上述离子浓度有明显增加。从钻孔水文调查结果发现，废液的渗漏是广泛和无规律的。这已对当地的自然环境构成严重危害。矿业公司为调查渗漏情况，采用了多种物探方法：自然电位法（SP）（也称氧化 还原法）、激发激化（IP）法、直流电阻率法（DC）、瞬变电磁法（TEM）。研究区的地质构造情况和测线布置见图8.3.13。已有的测量结果表明：在河床地带的片麻岩的电阻率在1900～8300 Ω·m，地表沉积物的厚度在2～5 m之间，粉砂质粘土和粘土的电阻率在0.1～600 Ω·m范围。对当地的水文地质情况的调查结果发现，主要有两个含水层：第一含水层是地表粘土和风化后的岩石，厚度在20 m；第二含水层实际就是基岩中的断裂带。两套含水系统是互相连通的。地下水位的升降随季节而变化，在干燥季节，水位的日下降幅度在12～14 mm。在丰水季节，地下水位的日上升幅度在14～40 mm之间。枯水期与丰水期地下水位的相对落差为2～3 m。
图8.3.13 研究区位置及主要的地质构造分布
在测线1、测线2、测线3分别进行了自然电位、直流电阻率法、激发激化法测量，并重点分析了测线的直流电阻率法、激发激化法测量结果以及二维（2D）自然电位的结果。
激发激化法测量：斯伦贝格排列，31个接收电极，由一根电缆与接收机相连。极距10 m，一个发射电极距测线1.7 km（视为无穷远），另一个发射电极置于两接收电极之间，随测线一同向前移动。电极排列见下图8.3.14，剖面布置见图8.3.15（彩图）。发射电极AB和接收电极MN以n×a的距离同时向两边移动，获得测线上电阻率随深度的测深剖面。
在图 8.3.16（彩图）中，有三个比较大的近地表异常，中心位置分别是 8370 E，8525 E，8650 E。前两个异常是由粘土和粉砂质粘土层引起的，第三个异常紧邻南北向的2 a断裂，认为是渗漏引起的异常。其次，可以看出，从西到东，激电异常有增加的趋势，从距测线1（距测线3约150 m）的钻孔地下水的化验结果发现地下水中Mg2+和的浓度向东逐渐升高，证实了激电的结果。
图8.3.17（彩图）是电阻率观测结果，在8250E、8300E和8350E处呈低电阻率异常。前一个异常与片麻岩和眼球状片麻岩地质单元的交界处对应，视为地层差异引起的异常。8300E异常正好位于一个灌溉用的水管下面。8350E和8500E的低阻异常都与当地的灌溉有关。8550E处的高阻异常正好对应于片麻岩地层。
从激电法和直流电阻率法的测量结果来看，激电法对地表污染（2～5 m）的反应没有电阻率法灵敏，这是由于在很小的极距下（10 m）地表污染还不足以产生明显的激电效应，相对于地下含有高浓度的污染物而言，被污染的粘土层和地下水更容易产生明显的激电效应。
图8.3.14 斯伦贝格排列
图8.3.18（彩图）是在不同的时间观测到的自然电场变化，尽管图形在形状上略有差异，但基本上保持了很好的一致性。为了避免其他方法的干扰，测量是在激电法和直流电阻率法结束后进行。对自然电法的解释需结合实际进行，因为自然电场的场源不固定，受地下水水力梯度，水中离子浓度的综合影响。在靠近断层的地方，显示高电位。其次，还进行了电磁法测量：50 m单线圈，25 m点距。视电阻率的反演精度小于1%（图8.3.19，彩图），与电阻率法、自然电位法有良好的对应关系。
4. 用地球物理方法确定滑坡体的边界范围及滑面深度
滑体边界或单个滑块间界线及滑面深度的确定是研究滑体地质结构的两个基本问题。
12.1.3.1 滑坡体的外部边界及各个滑块间界线的确定
原则上可以用面积或剖面地球物理测量进行地质填图，以确定滑坡体的范围。结合工区具体的地质和地球物理条件，选择行之有效的地球物理方法确定滑坡体的界线。例如：用航空摄影判别滑坡。年轻滑坡可根据其本身特征与周围斜坡区进行对比，在可见光频谱内，它们有斑点状和带状结构；用遥感技术观测（温度，无线电测量），提供有关滑体的补充信息。
用氡（Rn）射气测量来研究滑坡。通常，在滑坡范围内，氡射气场明显增高，出现了一系列的狭窄的局部异常，这些异常主要垂直于斜坡分布。根据氡射气场特征，不仅可以判断滑坡平面位置而且还能判定斜坡上滑坡的状态。图12.1.2为一活动滑坡上放射性氡气测量的结果。由图12.1.2可以看出，活动滑坡的多个断块与射气浓度异常区一致，断块处于应力最集中的部位。
12.1.3.2 滑面深度的确定
由滑坡体的物理-地质模型分析，可以得出这样的认识：当滑体沿着粘土与弱风化坚硬岩石间的滑面发生滑移时，对于使用地球物理方法确定滑面深度最为有利，但当滑体是由坚硬、半坚硬、塑性岩石交替组成时，用地球物理方法解决问题就比较复杂。电法、地震勘探资料解释的可靠性，很大程度上取决于斜坡形态、滑坡范围及所研究滑面的深度。
成功地应用电法、地震研究构造滑坡的例子很多，由于滑坡体内外的电阻率和地震波速变化明显，故可借助电阻率测量和地震测量来圈定滑坡体的大致分布范围并确定出滑动面的深度。美国、前苏联利用这两种物探方法均取得了较好的效果。
图12.1.2 活动滑坡上的氡气测量结果
实例一。图12.1.3为伏尔加河河谷滑坡区的一条剖面。地电剖面的上部是由较干燥的滑坡沉积物组成，电阻率ρ1为20 Ω·m。第二层为滑坡体的主体，特征是含水量增高达34%～37%，因而ρ2显着降低，为4～5 Ω·m。第三层是未受滑坡影响的泥质岩石，其含水量为25%～28%，ρ3值与ρ1相当。根据测量结果，在滑坡体内电阻率测深曲线一般为H型（ρ1＞ρ2＜ρ3），而在滑坡体以外曲线类型就会改变。据此便可圈定滑坡体的范围并确定滑动面的深度。这一测量结果所反映出的规律具有普遍的意义。
图12.1.3 伏尔加河河谷滑坡的地电断面
实例二。图12.1.4是使用电法和地震资料研究滑坡的实例。该实例是高加索沿黑海一带众多滑坡中的一个。这个滑坡体由砂质粘土岩石构成，下伏泥岩风化壳。电法观测结果将该斜坡分为三层：上面一层（ρ1=13～29 Ω·m），相当于滑体，中间层（ρ2=2～4Ω·m）为风化泥岩，该层视为滑动带（面），最下一层（ρ3=8～12 Ω·m）是未受破坏的组成滑床的泥岩。
图12.1.4 根据地震和电法资料解释结果绘制的断面图
根据地震资料，将滑坡分为上、下两层。上层（vP=340～360 m／s）可解释为滑体和滑带（面），下层（vP=1360～1400 m/s）与未风化的泥岩顶部相吻合。由图12.2.4可见，地震的速度界面仅有一个。在斜坡上部、地震和电法的下部界面吻合得很好，但在接近滑坡底部，速度界面比电性界面高出1.0～1.5 m，这种情况表明未风化泥岩上部岩石的裂隙增大，于是在未风化泥岩顶面上纵波速度发生跃变，由340 m/s跃变到1400 m/s。在实际工作中，速度界面和电性界面的差异深度确定了弱带（过渡带）的厚度，弱带以后可能产生新的滑坡，要特别引起人们的关注。
实例三。用探地雷达对滑坡的调查结果。图12.2.5为中国襄樊岘山垭公路滑坡的探地雷达调查结果。
湖北襄宜公路襄阳城南岘山垭公路滑坡为一土体滑坡，1970年因降低公路面标高和边坡前缘削方，加大了边坡临空面。次年8月又逢暴雨，发生首次塌方，档墙断裂，路面变形。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潜因。以后不断出现浅层滑移变形、大量地面裂隙、路面缓缓隆起。
为了襄宜公路的正常使用和进一步的加宽扩建，1991年5月中国地质大学（武汉），在原地质勘察基础上，提出补充勘察报告和整治设计，其中，探地雷达是现场勘测的主要手段。探地雷达在面积为10.5×104 m2的公路侧山坡现场布置了31条测线，取得了全部反射剖面数据和雷达图像。勾画了基岩顶面等深图、第四纪土层等厚图、滑体综合成果图以及地层纵剖面图。为滑体成因分析和整治设计提供了重要的依据和资料。
由本工区钻探资料得知，工区基岩以上第四系分为5个亚层。这些覆盖层由于自上而下风化程度逐渐减弱，构成了覆盖层内波速的差别，同时由于物性差别也使波的幅度发生变化。配合钻探资料，根据雷达图像的波形变化和幅度不同，由同相轴追踪各个层的层面。图12.1.5是由雷达记录图（13线）划分出五个相应的层位。为整治滑坡防治提供了资料。
美国利用重力勘探圈定滑体范围，根据岩土密度、电阻率差异确定边界；捷克斯洛伐克用放射性、伽马测井推断滑动面的位置和形状；日本用高密度电法勘测滑坡，并利用综合参数圈定滑坡，日本滑坡调查中总结出如表12.1.1的天然放射性、视电阻率与岩性、破碎带的关系。
图12.1.5 13线雷达记录划分出的五个层位图
表12.1.1 利用综合参数异常圈定滑坡
此外，还可以用测温方法圈定滑坡边界。测温方法用于调查与滑坡有直接关系的地下水脉状流，地下水脉状流简称流脉（流脉是指流动地下水的土体及水的统称）。由于流脉和土体的热交换关系，可在流脉处产生热异常，测定地表浅层地温，找出温度异常，由此可推断出流脉存在的位置。
国内外常用的1 m测温法，是基于地表以下1 m处温度年变化幅度大，而渗流变化较快的地下水，温度变化幅度小、较稳定，两者（渗流、1 m处地温）季节温度变北差异是明显存在的，例如，夏秋季（8～9月）地下水温低于地温，则地下水使其流经地层的地温降低；冬季（12～3月），地下水温高于地温，流动的地下水使其周围地温升高（比无地下水流动的地方地温升高），测定出温度异常，并根据QZ-1（地表以下1 m处地温）与r（测点距流脉中心位置的距离）的关系图及理论计算公式，即可求出流脉的空间位置。
5. 地球物理探矿理论与技术方法
现代找矿勘查技术的进步使2000m以内的勘查成为可能(Gordon，2006)，基于现代勘查技术所取得的成果对深部矿体的预测水平得到了提高，向深部要资源的时机已经成熟。
最近20年来，在金属矿产勘查中，新理论、新概念不断涌现，新技术、新方法不断应用，有力地促进了矿产勘查的发展，为金属矿产勘查注入了生机与活力。其中，地面时间域电磁法(TEM)、可控源音频大地电磁法(CSAMT)、高精度重磁法、金属矿地震方法和三维地震层析成像技术等以大探测深度为特征的地面物探方法及钻孔地球物理方法在矿产勘查中的推广使用(Cas等，1995;Salisbury等，1996;吕庆田等，2001，2004)，为矿集区找矿发现———隐伏矿的预测和寻找带来了新的机遇。
2.4.1 现代地球物理探矿技术发展现状
在过去，一些勘探者认为物探方法是一个“黑箱子”，多解性高、可信度低。而现在，随着技术的不断进步和大量的实践应用，最终使每个勘探者都认识到物探技术是一种非常有效的找矿方法。物探高新技术的研发和应用已成为西方很多国家，尤其是加拿大、澳大利亚和美国等矿业发达国家矿产勘查的重要组成部分。
物探技术进步主要体现在两方面:一是新发明;二是对已有技术的完善升级和更新换代，使测量的精确度和准确度不断提高。新的更强大、更复杂的航空物探方法(如Falcon、MegaTEM、SPECTREM、TEMPEST、HOISTEM、NEWTEM、Scorpion，等等)已成为矿产勘查的重要生力军，从而使区域填图和靶区圈定的工作效率得到极大的提高(TheNorthern Miner，2007;张昌达，2006)。
航空物探方面近年来发展迅猛。澳大利亚合作研究中心矿产勘查技术部研制的世界上最先进的航空矿产勘查系统(TEMPEST)使用高灵敏度磁探头测量地质体产生的微弱二次磁场，探测深度可达300m。澳大利亚的“玻璃地球计划”(GlassEarth)包括航空重力梯度测量、航空磁力张量梯度测量、先进的电磁方法、矿物化学填图、钻探新技术和三维地震，其中航空磁张量测量技术和航空重力梯度测量技术是重点研发内容。英国ARKEX公司研制成功目前最先进的超导航空重力梯度测量系统，使测量精度提高10倍。澳大利亚BHPBilli-ton公司的航空重力梯度张量测量系统(Falcon)曾经获得澳大利亚联邦科学和工业研究组织(CSIRO)2000年度科学研究成果奖。它脱胎于美国的军事技术，是美国出口管制产品，美国曾经阻止该公司用Falcon(猎鹰)系统在中国进行探矿飞行(张昌达，2005)。加拿大GEDEX公司研发的高分辨率航空重力梯度仪(GedexHD-AGG)于2006年11月获得了伦敦矿业周刊(MiningJournal)颁发的矿业研究(MiningResearch)大奖，据称该仪器能够探测到12km深处的固体矿产、石油和天然气，其准确性和速度大大提高了勘查效率，降低了勘查的风险、时间和成本。
在地面物探方面，也取得长足进步。加拿大凤凰公司在完善V-5大地电磁系统的同时，推出了V5-2000型和V8阵列式大地电磁系统。加拿大的EM-57、EM-67系列已成为时间域电磁仪器的代表。美国Zonge工程与研究组织相继推出了GDP-16，GDP-32多功能电磁系统，以及能够进行长周期天然场大地电磁测量的多功能大地电磁系统。美国EMI公司在完善MT-1大地电磁系统的同时推出的EH-4电磁系统，已成为矿产勘查的重要手段之一，另外还推出了MT-24阵列式大地电磁系统。Nabighian等(2005)认为没有其他的地球物理方法像磁法一样有十分广阔的应用范围，从行星尺度到几平方米的面积，既花费少又能够提高丰富的信息，而电磁法及重磁法的组合已成为重要的发展方向和勘查手段。电磁法系统多具有频率域和时间域工作方式，能够进行多方法数据采集，如激发极化法、瞬变电磁法、可控源音频大地电磁法等。电磁法和重磁法物探技术呈现出向数字化、智能化、多功能化、集成化方向发展的趋势。
在物探技术发展的进程中，我国的步伐相对而言比较缓慢，目前还主要处于技术引进阶段，这与我国矿产勘查的快速发展形势很不适应。目前，国家提出要加快自主开发科学实验仪器设备的步伐，物探技术方法的自主研发也应成为这一战略目标的重要组成部分。中国地质调查局正在组织一批应用于深部找矿勘查的物探方法仪器研制。
2.4.2 金矿地球物理探矿方法基本原理及工作方法选择
尽管Au本身有突出的物理性质(密度大、良导电)，但由于Au在地壳中的丰度低，即使是具有重要经济价值的金矿床，Au的含量也不会改变含Au地质体的物理性质。微量元素Au是难以用物探方法直接检测到的。
金矿床地球物理勘查工作的基本思路是通过研究金矿床(体)与某些具有地球物理异常响应的特殊围岩、找矿标志层、控矿构造(尤其是断裂剪切带)，以及与硫化物(黄铁矿)的伴生关系，观测相应的地球物理场响应(异常)，解决的是与成矿有关的构造(尤其是深部构造)、岩体、地层、矿源层和硫化物矿化带，以及蚀变带的空间分布等地质问题，进而达到间接找矿或矿床评价之目的(刘光鼎等，1995;赵鹏大，2001;李大心，2003)。
与金矿相关地质体与围岩存在物性参数的差异，是地球物理勘查的基础;被观测的地下介质的物理属性有介质的密度、磁性、电性、弹性、放射性和温度等参数。相应的地球物理勘查方法包括电法以及电磁法勘探技术，磁法勘探技术、核法勘探(放射性测量)探矿技术，重力勘探技术以及浅层地震勘探技术等。相对金矿而言，针对不同地质体，选择不同的探矿技术。
(1)追索含金破碎带
用电阻率法、甚低频法及其他电磁场法追踪含矿破碎带(低阻带);用磁法追踪磁性岩中的挤压破碎带(高磁背景中的低磁带);用放射性法圈定破碎带(高放射性带)。这些方法有时还可以了解其产状。
(2)追索含金石英脉
主要用电法(高阻、高极化)和放射性法、磁法，并可了解其产状。
(3)寻找含金硫化物富集带
用电法(低阻、高极化)来进行普查和寻找，可以确定含金地质体的位置、范围、大致产状和埋深。
(4)寻找伴生金矿
利用物探方法对贱金属矿床的直接指示作用，而贱金属矿床伴生金原理开展找矿。如磁法、电法、重力等法寻找和圈定伴生金矿的范围、埋深及大致产状，为工程验证提供依据。
(5)查明与成矿有关的各种小型构造、成矿地质体
磁法、电法、地震等查明第四系或基岩覆盖下的各种容矿构造和成矿地质体(如含矿斑岩等)空间分布。
(6)进行中、大比例尺填图
方法有磁法、电法和放射性法等。填图的目的是确定与金矿有关的岩石-岩性因素。碳质和石墨化地层、火山沉积杂岩及显示金矿化的其他标志，如:近矿围岩蚀变带、硅化带、绢云母化带、滑石菱镁片岩化带、黄铁细晶岩化带。
2.4.3 金矿地球物理技术找矿中应注意的问题
由于金矿本身的特殊性，造成利用地球物理技术找矿的复杂性，造成获取地球物理信息地质解释的不确定性。如金矿成因类型、矿物组合、构造环境的多样性，决定了金矿地球物理性质及几何特性的多态性;尽管某些类型金矿就其矿石物理性质而言与围岩有着明显的差异，但也往往由于矿体规模小、地球物理场的信息弱，以至难以观测到可以辨识的异常;复杂的地质环境所造成的地质干扰背景，常常掩盖了有用的信息。这一切都将导致异常解释发生困难或出现失误。就总体来说，金矿物探异常的解释较其他矿种和领域的物探异常解释来说，难度大、复杂性高。
由于金矿物探异常以及异常解释的复杂性，故这种间接性虽然拓宽了物探找金的应用领域，但同时也使物探异常的多解性更为突出。因此，物探找金的作用不宜过分夸大。
在部署物探找金工作时，要针对不同勘查阶段所探测的金矿宏观目标物以及需要解决的地质问题。积极挖掘物探找金的综合信息。正是由于金矿类型多且地质背景往往比较复杂，因此引起的地球物理场十分复杂，加之金矿物探的信息比较微弱，异常解释的难度大，所以单一物探方法找Au往往很难奏效。
在金矿物探的全过程中，始终要强调综合方法、综合解释。在某一探区布置金矿物探工作，应针对具体的勘探问题或地质地球物理条件优选最有效的物探方法手段或实施多种探测方法最佳技术组合，发挥多种地球物理参数信息精细分析，以及结合化探和地质资料综合解释的优势。实践表明，科学地综合各种物理场和物理参数的信息，对确定金矿赋存空间、圈定金矿化带和金矿体，以及确定与Au有关的金属矿含量等，都可获得明显的效果。事实上，某种参量的潜在信息量，只有通过与其他参量的综合应用才能发挥出来。而且几种方法提供的综合信息，也绝非单一方法所提供信息量的代数和。在找矿过程中，应力求搞清矿化带或矿化富集部位的宏观物理特征，然后选择最有代表性、针对性的方法，以一定的观测网度和精度获取与矿产资源有关的综合地球物理信息，并通过地质解释，以形象、直观的图示方式，赋给各种物性体以明确的地质含义。
与寻找其他贱金属矿床不同，利用地球物理探矿寻找金矿难度更大。虽然如此，金矿地球物理技术在危机矿山接替资源找矿中仍发挥了突出作用。武警黄金地质研究所利用高密度电法、EH4等仪器方法在多个金矿山开展找矿工作，在河北峪耳崖金矿外围深部300m以下发现金矿体，在内蒙古苏右旗毕力赫金矿区新发现大型隐伏斑岩型金矿体。从不同侧面证实物探技术在危机金矿山深部资源勘查突破的重要性。
6. 地球物理勘探方法主要应用在哪些领域
地球物理勘探方法:
1、重力勘探法：是利用组成地壳的各种岩体、矿体间的密度差异所引起的地表的重力加速度值的变化而进行地质勘探的一种方法。
2、磁法勘探：自然界的岩石和矿石具有不同磁性，可以产生各不相同的磁场，它使地球磁场在局部地区发生变化，出现地磁异常。利用仪器发现和研究这些磁异常，进而寻找磁性矿体和研究地质构造的方法称为磁法勘探。
3、电法勘探：是根据岩石和矿石电学性质（如导电性、电化学活动性、电磁感应特性和介电性，即所谓“电性差异”）来找矿和研究地质构造的一种地球物理勘探方法。
4、地震勘探：是近代发展变化最快的地球物理方法。它的原理是利用人工激发的地震波在弹性不同的地层内传播规律来勘探地下的地质情况。
7. 地球物理方法的特点
地球物理方法尽管很多，但总体可以分为两大类，一是依据波在岩土介质中的传播特性，二是依据岩土物质的电性差异。
第一类方法包括弹性波和电磁波，弹性波包括激发能量高的人工地震波和能量很低的超声波;电磁波包括高频的雷达波和低频的瞬变电磁波。超声波和高频电磁波穿透能力差，探测深度很有限。地震和瞬变电磁穿透能力强，探测深度大。无论哪种波，其传播速度是很快的，假定波在黄土中的传播速度为250m/s，时间误差为10μs时，将会造成2.5m的距离误差。10μs是一瞬间，而2.5m的距离在工程上的意义却很重要。采用的滑动面偏离实际滑动面2.5m以上，其稳定性计算结果和滑坡推力的误差将很大，应重新评价，治理设计方案也应做相应调整。而滑坡体等岩土介质不均匀，波的传播速度也不是匀速的，对速度的估计不是很准确，计算模型作了高度概化。因此这种基于时差的地球物理探测方法，在理论上误差达数米到十多米不奇怪，这远远超出了工程勘测上所要求的精度。此外由于介质复杂，波在传播过程中产生了各种复杂的变化，外界的振动场和电磁场也会产生干扰，这导致许多测试资料难以做出合理的解译，同样的数据不同的人可能得出不同的结果。总之，这种基于波的方法，适合于大尺度的地质体的探测，如断裂、油气层、含水层等，该类方法本身不适应滑面勘测的精度要求。
电法是依据岩土物质导电特性，几乎没有干扰因素，测试参数里面也没有时间因素，因此是最简单易行的方法。电法主要有电测剖面和电测深法，二者结合起来就是高密度电法。这些方法都是通过地表探测反映地下信息，其所反映的是某一深度范围内的综合信息，电法能很好反映某一深度范围内地质体的差别，但在确定其准确位置时，与波动方法有同样的问题，即很难达到工程上所要求的精度。
由此可见，任何一种地球物理方法在工程勘测中都起辅助作用，工程地质钻探仍然是核心技术。如何将地球物理方法与工程地质钻探结合起来勘测滑动面，使前者更能发挥其作用，是我们研究的关键。
实际工程中，由于钻探工艺不成熟，钻孔中识别滑面也很困难。而目前对钻孔的利用率较低，许多滑坡勘察的主要花费是钻探，但钻孔只用来取岩心，孔内测试很少做。基于岩心鉴定，结合钻孔测试以探寻滑带位置，通过多种手段确定滑带，相互验证，对滑坡勘察有重要意义。
黄土滑坡的滑动面主要反映在土体结构的改变，其物质成分变化不大。针对这一特点，我们对传统的电阻率法进行了适当改进，使之能在探槽和钻孔中探测各层土体的电阻值，以期根据土的电阻率异常差异特征来确定黄土滑坡滑面位置。
8. 地球内部结构和组成的研究方法
1.地球物理方法
地球物理方法主要是应用深部地球物理探测的多种方法（如地震、重力、大地电磁等），从地球各个圈层的物理性质的角度，获得地球的物理模型，再应用其他研究结果，将地球物理模型转化为岩石学模型或者化学成分模型。
2.大洋钻探和大陆超深钻
这是人类能够借助技术方法直接触及地球深部获得实际地质样品的唯一方法，最早的深部钻探是在大洋中实现的。20世纪60年代开始的深海钻探计划（DSDP,1968～1983年）和后续的国际大洋钻探计划（ODP,1985～2003年）直接揭示了大洋岩石圈的性质，验证了海底扩张和板块构造学说，使全球板块构造学说成为20世纪的重大科学成就之一。对于地质构造更为复杂的大陆，更加需要钻探方法来直接验证，如20世纪90年代开始实施的国际大陆科学钻探计划（ICDP）。大陆科学钻探可以分为浅钻（<2000m）、中深钻（2000～5000m）、深钻（5000～8000m）和超深钻（>8000m），前苏联科拉超深钻井深为12261m，德国KTB超深钻为9101m，我国江苏东海的科学钻探终孔深度为5158m。由于技术的限制，大陆科学钻探的难度很大。
3.岩石包体
来自于深部的岩浆携带的不同尺度的深源包体，在岩浆喷发到地表或者侵入到地壳的浅部，最后被人们观察和取样，这是来自于地球深部的物质实体。深源包体包括来自于深部地壳的（如下地壳麻粒岩相、中地壳角闪岩相以及各种片麻岩类等地壳层次的岩石）、上地幔的（尖晶石相、石榴子石相等）各种橄榄岩包体，这些是揭示深部岩石圈的结构和组成的最好证据。
4.岩浆作用反演
基于已有的实验岩石学和岩石成因的理论，通过地表采样的岩石系统的岩石学和地球化学研究，可以推测该岩石从下地壳或者上地幔的深部原岩经过部分熔融产生岩浆，岩浆进一步形成和演化的整个过程。岩浆作用反演可以帮助推测地球内部不同圈层的性质。
5.高温高压实验
选择天然的或者人工合成的样品，模拟地球内部高温高压或者加入流体等条件，在实验室进行岩石的熔融或者结晶实验，测定岩石在高温高压条件下的各种物理性质（弹性波速度、电导率、密度等）。这是开展岩石成因研究的重要手段，也是将地球物理获得的地球内部的物理模型转化为岩石学和地球化学等物质模型的桥梁。
9. 应用地球物理的新方法新技术是什么
环保。节能。开发新能源