岩、矿石的震电性

岩、矿石的电阻率及其影响因素~

从物理学中知道,一段导体的电阻R,与沿电流方向的长度L成正比,与垂直电流方向的横截面积S成反比：
R＝ρ×L/S
因为电阻率是描述物质导电性优劣的一个电性参数,反映了物质的固有特性,故通常以电阻率为观测参数。其电阻率为
ρ＝R×S/L （1-1）
在电法勘探中是这样定义电阻率的：当电流垂直流过单位截面积为S、单位长度为L的岩、矿石所呈现的电阻值即为该岩、矿石的电阻率ρ。
由式（1-1）及欧姆定律得

电法勘探技术

电阻率单位是欧[姆]米,记作Ω·m。有时也用电导率σ表示物质的导电性,其单位为西[门子]每米,记作S/m。电导率和电阻率互为倒数。物质电阻率越低,电导率越大,其导电性越好；反之,其导电性就越差。式（1-2）是标本法测定ρ的计算公式。
（一）天然岩、矿石的电阻率
天然岩、矿石都是由矿物组成的,为了解岩、矿石电阻率的特点和变化规律,首先应当研究各类矿物的电阻率。按导电机理而论,固体矿物可分为金属导电类矿物、半导体类导电矿物和固体离子类导电矿物三种。
金属类导电矿物包含各种天然金属,如自然金、银、铜、镍、铁等。在金属导体中,对传导电流起贡献的粒子（载流子）是基本上脱离了金属离子束缚、能在晶体中比较自由运动的电子,自由电子在各方向运动的概率相同,故总体不显出电荷的定向运动,即没有电流。当存在外电场时,自由电子趋于反电场方向运动,因而在导体内出现电流。金属导体的导电性非常好,其电阻率值很低,一般ρ≤10－6Ω·m。
半导体类导电矿物几乎包括所有的金属硫化矿物和金属氧化矿物。它们的电阻率变化范围较大,其中电阻率在n×10－6～n×100Ω·m范围内的常被称为良导电性矿物,如黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿、方铅矿等；电阻率值在n×100～n×106Ω·m范围内的闪锌矿、辉锑矿、铬铁矿、赤铁矿等,常被称为中等导电性矿物。自然界中矿物半导体的性质多半同其所含杂质的种类和含量有关,有时微量（例如含量为10－5）的杂质便可使半导体导电性提高几个级次。由于这种成因,半导体矿物的电阻率值都有较大的变化范围。表1-1列出了若干常见的半导体矿物及其电阻率值的变化范围。

表1-1 常见矿物的电阻率

固体离子类导电矿物包含绝大多数造岩矿物,如石英、长石、云母、方解石、辉石等,这类矿石都属固体电解质。固体电解质是由正、负离子靠静电力（离子键）结合的离子晶体。固体电解质导电载流子为填隙离子或空格点,属于离子导电。通常,固体电解质的电阻率很高,一般ρ＞106Ω·m。它们几乎是绝缘体。
由上述可知,矿物电阻率值是在一定范围内变化的,同种矿物可有不同的电阻率值,不同矿物也可有相同的电阻率值。因此,由矿物组成的岩石和矿石的电阻率也必然有较大的变化范围。表1-2为几种常见岩石电阻率值的分布范围。可见,火成岩（花岗岩、闪长岩、玄武岩）与变质岩（大理岩、石英岩）的电阻率较高,通常在102～105Ω·m范围内变化；沉积岩电阻率一般较低,如黏土电阻率约为1～10Ω·m,砂岩的电阻率约为102～103Ω·m,而灰岩的电阻率则较高些。

表1-2 常见岩石的电阻率值

以上岩石电阻率的变化固然与其矿物成分有关,但在很大程度上却取决于它们的孔隙度或裂隙度及其中所含的水分的多少。对矿石电阻率而言,也有类似的情况。其电阻率值除与组成矿石的矿物成分、含量有关外,更主要的是由矿物颗粒的结构构造所决定。
（二）影响岩、矿石电阻率的因素
影响岩、矿石电阻率的因素有很多,除与导电矿物含量有关外,岩、矿石的结构与构造、孔隙度、含水量及含水矿化度、温度、压力等都或多或少地影响着岩、矿石的电阻率。下面主要讨论成分、结构、所含水分以及温度对它们的影响作用。
1.岩、矿石电阻率与其成分和结构的关系
大多数岩、矿石和土,可视为由均匀相连的胶结物和不同形状的矿物颗粒所组成。其电阻率决定于这些胶结物和矿物颗粒的电阻率、形状及其百分含量。自然界含片状或针状良导矿物的网脉状或细脉状金属矿石,沿网脉或细脉方向的电阻率值,大大低于同等金属矿物含量的浸染状矿石电阻率；而含片状、树枝状高阻矿物（如石英脉）的岩石,垂直于岩脉方向上的电阻率值往往很高。因此,一般情况下,岩、矿石的结构构造比矿物颗粒含量对岩、矿石电阻率的影响更重要。
下面讨论层状构造岩石的电阻率。
大多数沉积岩和某些变质岩,由于沉积旋回和构造挤压作用往往使两种或多种不同的薄层交替成层,形成层状构造。一般情况下层状岩石的电阻率也具有方向性,即各向异性。

图1-1 层状岩石模型图

如图1-1所示,两种电阻率分别为ρ1和ρ2的薄层岩石交替成层,若两种薄层的总厚度分别为h1和h2,则沿层理和垂直层理方向的电阻率ρt和ρn分别可由下式表示：

电法勘探技术


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由以上两式可看出：由不同电阻率（ρ1≠ρ2）薄层岩石交替形成的层状岩石,不论ρ1和ρ2的相对大小如何,亦不论h1和h2多大（不能为零）,其电阻率具有非各向同性,并且,总是沿层理方向的电阻率ρt小于垂直于层理方向的电阻率ρn。定义层状岩石的各向异性系数

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和平均电阻率

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以表征层状岩石的各向异性程度和平均导电性。表1-3列出了几种常见岩石的各向异性系数λ。由表1-3可见,某些岩石（如石墨化碳质页岩、泥质页岩等）在垂直和平行层理两个方向的电阻率相差竟达4～7倍以上。这在推断解释电法勘探资料时,必须引起充分重视。

表1-3 几种常见岩石的非各向同性系数

2.岩、矿石电阻率与所含水分的关系
除含有良导电矿物的金属矿石或矿化岩石外,绝大多数岩石由造岩矿物组成。这样看来,似乎岩石的电阻率应与固体电解质的电阻率具有相同的数量级,都在106Ω·m以上。实际并非如此,通常自然状态下,岩石电阻率都低于此值,甚至有低达n×10Ω·m以下的情况。这是因为岩石都在不同程度上含有导电性较好,并且彼此有相互连通的水溶液之故。
孔隙中充满水分的砂、砾石的电阻率ρ与其体积含水量（湿度）ω和孔隙水电阻率ρ水的关系可由下式给出：

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式中：ρ水为孔隙水的电阻率；ω为岩石的体积含水量（湿度）。
式（1-5）表明：岩石电阻率ρ随ρ水成正比关系变化,同时随湿度ω的增大而减小。这种反比关系在湿度很小（ω从零到百分之几）时尤其明显,因为当湿度减小到一定程度后,岩石中的水呈现为附着在岩石孔隙表面的薄膜水,彼此不相连通,因而使岩石电阻率急剧增大。
对于孔隙未被水充满的岩石,电阻率ρ与ω和ρ水的关系比较复杂,但总的规律仍是岩石电阻率ρ与ρ水成正比,并随ω增大而减小。因此,岩石所含水分的多少和孔隙水电阻率的高低乃是决定含水岩石电阻率的两个基本因素。表1-4列出了几种天然水的电阻率值。

表1-4 几种常见天然水的电阻率

岩石的电阻率不仅与岩石孔隙度的大小有关,而且还决定于孔隙的结构。通常当孔隙连通较好时,其中水分对岩石电性影响较大；而空穴式孔隙（如喀斯特溶洞或喷出岩的气孔等）,因其彼此不相连通,即使充满了水分,对岩石整体电阻率的影响也较小。节理或裂隙式孔隙,具有明显方向性,往往使岩石电阻率具有各向异性,沿节理或裂隙方向电阻率较低,垂直方向上电阻率较高。表1-5列出了几种常见岩石的孔隙度。

表1-5 几种常见岩石的孔隙度

3.岩、矿石电阻率与温度的关系

图1-2 含水砂岩电阻率随温度变化的实验曲线

砂岩孔隙度为12%,体积含水量ω＝1.5%
电子导电矿物或矿石的电阻率随温度增高而上升；离子导电岩石的电阻率随温度增高而降低。地壳中岩、矿石的温度与两种因素有关：距离地表的远近和季节气候的变化。其中太阳辐射引起的季节变化只能影响地壳上层约15m的深度,推测在地表下20～25m地段,岩、矿石的温度（即地温）不受季节影响,保持为当地年平均温度,该段称为常温带。常温带以下,地温随深度的增加而增高。地温每升高1℃所下延的深度为地温增加率。各地的地温增加率是不同的,在我国平均为40m左右增高1℃。这样,在地下1600m深处的地温将比地面约高40℃。在那里,金属矿物的电阻率增高20%,而含水岩石的电阻率差不多降低50%。通过对深部岩石电阻率的观测,给出某地区地下温度场的变化特征,可用于寻找地热资源或研究地质构造。在探查金属及非金属矿产时,由于所研究的深度一般很少超过1000m,在通常的气温条件下,温度对岩、矿石电阻率的影响不大。但在研究深部构造或地热田时,则必须考虑地温对岩石电阻率的影响。此外,应当指出,当气温降至0℃以下时,将会使地表含水岩石或土壤的电阻率发生很大变化。
图1-2的实验结果表明：随温度降低至0℃以下,含水砂岩的电阻率显著增高。当温度降到－16℃时,含水砂岩的电阻率高达106Ω·m以上,比冰点以上的电阻率值大三个量级。冰冻岩石电阻率显著增高是岩石中孔隙水结冰后失去了导电性水溶液的缘故。由于孔隙水总含有一定盐分,盐分使溶液的冰点降低；当孔隙水的一部分结冰后,盐离子移向仍旧为液相的那一部分,使其含盐量增大,冰点进一步降低。
因此,岩石中孔隙水的结冰过程发生于一个宽阔的温度范围,而不是发生在某个特定的温度上。图1-2中的实验结果正反映了这种情况。
冰冻季节地表岩石或土壤电阻率显著增高,对电法勘查有很大影响,一方面它使电极接地电阻增大,造成直流电法施工困难；另一方面,表层电阻率增高使其他干扰减小,因而对感应类电法来说,是十分有利的工作条件。
4.岩、矿石电阻率与压力的关系
在压力极限内,压力大使孔隙中的水挤出来,则ρ变大,压力超出岩石破坏极限,则岩石破裂,使ρ降低。
含水岩石的电阻率与其岩石学特征、地质年代有某些间接关系,因为这两者对岩石的孔隙度或储水能力以及所含水分的盐量都有影响。表1-6概括了这种关系的一般特征（KellerandFrischnecht,1966）,表中从左到右岩石的孔隙度逐渐减小,如海相碎屑岩其孔隙度高达40%,其电阻率相应较低；化学沉积岩实际上可认为不含水分,其电阻率最高。表中自上而下岩石的地质年代由新到老,显然,愈老的岩石胶结程度和致密程度愈高,因而孔隙度和储水能力愈低,电阻率愈高。

表1-6 不同地质年代各种岩石电阻率的变化范围　单位：Ω·m

综上所述,影响岩、矿石电阻率的因素是多方面的,在金属矿产普查和勘探中,岩、矿石中良导电矿物的含量及结构是主要影响因素。在水文地质、工程地质调查和沉积区构造普查、勘探中,岩石的孔隙度、含水饱和度及矿化度等成了决定性因素。而在地热研究、地震地质及深部地质构造研究中,温度及地应力变化却成了应考虑的主要因素。

1.岩矿石密度、磁性及电性特征
因胶莱盆地多为第四系覆盖，缺少物性参数，但其基底与胶北和胶南隆起一致，故将整个胶东地区物性参数整理成表3-1。
从表3-1明显地看出，胶东地区各类正常岩层物性特征基本可分为五种类型：①不均匀磁性—高密度—低导电性—低激电性；②弱磁性—中密度—中导电性—低激电性；③弱磁性—中密度—低导电性—低激电性；④不均匀磁性—中密度—低导电性—低激电性；⑤弱磁性—中密度—低导电性—低激电性。
（1）不均匀磁性—高密度—低导电性—低激电性类：具该类物性特征的岩层主要为太古宙—元古宙的各变质岩系。太古宙变质岩系磁性变化范围大，磁性强的岩层有斜长角闪岩和斜长角闪片麻岩，其磁化率一般可达（n×103～n×104）×10-64π（SI），而其他不含暗色矿物或暗色矿物较少的岩层磁化率为0或微弱，如变粒岩、黑云斜长片麻岩、大理岩、石墨透闪岩等。它们的这种磁性特征导致了其顺地层走向分布的条带状磁场形态，磁场呈跳跃变化。各种变质岩密度均在2.7g/cm3以上，斜长角闪岩、大理岩等岩层密度可达（2.9～3.0）g/cm3，是该地区的最高密度层。在有变质岩分布或残留一定规模时，均能引起较高的重力区域场或局部重力异常，当该类岩层和中、低密度岩层接触时，能引起较大的重力梯度带。该类岩层除含石墨岩层外，其余岩层导电性能均很差，电法电阻率参数低，但由于构造使岩石破碎时，导电性能明显增强，可提高2～3个数量级，为n×10～n×102Ω·m，石墨大理岩、石墨透闪岩等岩层石墨含量高时，电阻率仅为十余欧姆·米。该类岩层激电性能一般较差，为1.5%～2.0%；但透闪变粒岩、石墨大理岩、黑云变粒等岩层激电性能较强，有该类岩层存在时，一般能引起10%左右的局部异常，当岩层受黄铁矿化蚀变作用后，激电性能明显增强，特别是硫化物呈细粒浸染状赋存时，其激电性能可提高1个数量级，达（n～n×10）%。
表3-1 胶东地区各岩层物性参数统计表


（2）弱磁性—中密度—中导电性—低激电性类：该类岩层主要为中生代莱阳群、青山群和王氏群，是胶莱盆地的主要地层。青山群为一套火山喷发岩地层，其磁性变化范围较大，形成的磁场亦多为跳跃磁场，与王氏群形成鲜明的对比。该岩层密度为2.6g/cm3左右，为胶东地区中等密度层，与变质岩系约有0.1g/cm3的密度差。该岩类电阻率为几百欧姆·米，为中等导电岩层，当岩石破碎充水后电阻率更低。该岩类激电性能较弱，为1%左右，但矿化蚀变后激电性能明显增强，特别是胶莱盆地边部构造带中的糜棱岩，石墨含量高，具有很强的激电性，且是金矿化体的标志层，如蓬家夼地区。莱阳群底部的砾岩是胶东地区构造薄弱层位，且经历了中生代以来的各次构造活动，构造发育，局部蚀变矿化较强烈，是盆地内成矿的重要层位，在盖层厚度不大的情况下，激电法会取得较好的地质效果。
（3）弱磁性—低密度—高导电性—低激电性类：该类岩层为新生代地层，是电法工作的屏蔽层。它的密度、磁性均较低，与下伏岩层形成一个很强的密度界面和磁性界面。利用重、磁资料可有效研究盆地内中生代地层或基底的起伏情况。
（4）不均匀磁性—中密度—低导电性—低激电性类：该岩类主要为燕山期形成的各岩体，磁性变化范围较大，以辉石闪长岩、正长斑岩、斑状中粒花岗闪长岩磁性为主，它们形成的磁场强度高，面积大，且多伴有负磁场出现，使用磁场研究岩体的空间形态是较为有利的。该时期岩体密度变化不大，为中等，当它们侵入老变质岩系内时，可形成显著的相对重力低。电性特征总体表现为高阻、低极化，但导电性不均匀，特别是地表氧化不均、裂隙发育，使电阻率场表现为强烈的跳跃形式。郭家岭阶段岩体是胶东西部地区重要的成矿岩体，在经矿化蚀变后，磁性降低，激电性增强，导电性降低，特别是岩石碎裂后，电阻率可降至（n×10～n×102）Ω·m，碎裂岩在硅化后，电阻率又会有所增高。
（5）弱磁性—中密度—低导电性—低激电性类：主要为印支期和震旦期侵入岩，代表岩体有玲珑超单元、文登超单元、宁津所超单元等。该类岩体磁性弱且均匀，因而一般表现为平缓的磁场特征，内部有脉岩或后期岩浆岩侵入时，形成明显的局部异常。密度与中生代岩体相当，常形成均一的区域重力场，当和变质岩系接触时，形成较明显的梯度带。该类岩体正常时导电性差，但比燕山期侵入岩体及变质岩系导电性均匀，通常该类岩体地表风化、氧化较强烈，电阻率降低，地表所获电阻率参数较平稳。
表中还列出了矿化岩石和矿石的地球物理参数，不难发现，原岩经蚀变矿化后，物性参数发生显著的改变，这为我们使用物探方法研究该地区的矿产提供了条件。
2.地震参数特征
胶莱盆地内各层按速度大小可分为高速层和低速层，低速层为新生代，其他均可视为高速层。各层间有4个较强的波阻抗界面，从上到下分别为：①新生代与中生代界面，波阻抗差达5100×103kg/m2s；②位于中生代内部的王氏群和青山群间，其波阻抗差达400×103kg/m2s；③青山群为莱阳群之间，波阻抗差为400×103kg/m2s；④中生代与基底变质岩系间，其波阻抗差为200×103kg/m2s。上述地震参数特征为该地区工作提供了前提条件（表3-2）。
表3-2 胶莱盆地地震参数统计表

地电测量时经常需要往地下供电，早期主要使用直流电。实践中发现，在供直流电的过程中，如果有弹性波通过供电区，那么供电回路中的电流会产生周期性波动。这一现象称为震电效应“I”。后来又发现，在接通的不供电的两个电极所在的区域里，如果有弹性波通过，那么电极回路中就有交变电流流动。这一现象称为震电效应“E”（孙振江，王华俊，1984；波达波夫 O A，1992）。

（一）震电效应“I”

1936年英国地球物理学家布劳和斯特瑟姆（L.Blau和L.Statham）指出，供电回路中的电流变化是由于接地电阻发生变化造成的。他们还提出震电效应“I”在地震勘探反射波法中的应用。图1⁃1⁃21 是汤普森（R.R.Thompson）在实验中得出的爆炸后电极的接地电阻的相对变化ΔR/R与时间的关系曲线。图中的横坐标是自爆炸时刻至观测时刻的时间，纵坐标是 ΔR/R·10^-7，由图可以看出，这个相对变化量不小于1个量级。因此汤普森得出如下两点结论：①震电效应“I”不是电极表面变化所引起的，而是接地电阻变化的结果；②接地电阻的变化是由于地震波的传播引起的地温或地下固体微粒间的接触电阻的变化。

图1⁃1⁃21 爆炸后接地电阻与时间的关系

图1⁃1⁃22 震电效应与打击能量（a）及供电电流（b）之间的关系图

伊万诺夫（A.Γ.Иванов）从实验中得出：①在供电电流恒定的情况下，由震电效应形成的电波幅度与打击能量的大小成正比，如图1⁃1⁃22（a）所示。图中的纵坐标是电波振幅，横坐标是32kg重的铁球砸下前的高度，即与能量成正比的量。②在固定打击能量的情况下，电波幅度α与供电电流I成正比，如图1⁃1⁃22（b）所示。实验中还发现：在供电电路阳极一边打击时所测得的震电效应，比在阴极一边打击时测得的震电效应约高8倍，如图1⁃1⁃23所示。实验者称这种现象为阳极的高灵敏度。阳极的高灵敏度不是通电后立即就能达到最高值的，而是通电后过20～30 s才能达到最高值。伊万诺夫认为这一现象与电极表面效应无关。为解释这一点，他在接通电路30～40 s后，把已经达到对震动稳定、高灵敏度的正电极从实验模型中拔出，并在2～3s内，用砂纸把该电极打光，再插进原孔中去。这时，电路接通后立即达到高灵敏度。这说明阳极对震动的高灵敏度是电极附近的土质变化引起的。

图1⁃1⁃23 阳极的高灵敏度实验曲线

（a）在阳极—端打击；（b）在阴极—端条击

实验者认为震电效应的物理过程为：具有离子导电性质的岩石是个复杂的扩散系统，并且有很大的扩散面。在岩石孔隙间的稀释水溶液中悬浮着小而分散的带负电的固体颗粒。通电后，这些颗粒逆电场方向移动，在电极附近它们的密度增大，堵塞了孔隙，使该区岩石的导电性变差，因此接地电阻增加。地震波使电极附近的岩石震动，颗粒间的接触发生周期性的变化，从而电极周围岩石的导电性也发生周期性的变化，导致了震电效应的产生。因为电极附近带电颗粒的集聚需要一段时间，所以阳极对震动的最高灵敏度也有一个建立过程；需要一段时间。后来又发现，震电效应“I”随电极附近土壤的电导率增加而下降。这一特点支持了上述震电效应“I”的形成理论。

（二）震电效应“E”

1938年夏天，在研究震电效应“I”的过程中，伊万诺夫等人用图1⁃1⁃24所示的装置，观测到了震电效应“E”，即在AB回路不供电的情况下，观测到了震电效应。实验过程中，在20m到100m之间，不断改变爆炸点f和A电极之间的距离，而AB之间的距离始终保持25m，可测出一组震电效应曲线。图1⁃1⁃25就是在这种情况下记录下来的几条曲线。由图可以看出：AB两个电极间的电信号E比检波器C中的弹性波信号早到0.01～0.015 s。假设地震波在地表的传播速度为1000m·s^-1，则当地震波距电极10～20m远时，电极AB就收到了电讯号。实验结果表明电信号比弹性波信号早到的时间随爆炸能量的增加而增加。

图1⁃1⁃24 震电效应“E”的观测装置图

A，B—接收电极；C—地震检波器；f—爆炸点

与震电效应“I”相比，震电效应“E”的另一个特点是有明显的方向性。为得到有关震电效应“E”方向性的资料，需要适当选定两个爆炸点的位置，做两次实验。第一次爆炸点在A电极的左边，实验结果示于图1⁃1⁃25（a）；第二次爆炸点选在B电极的右边，实验结果示于图1⁃1⁃25（b）。对比两次实验结果，可以看出二者的相位正好差180°。这就充分表明震电效应“E”的方向性。到目前为止，产生震电效应“E”的原因还不十分清楚，不过多数地电工作者同意伊万诺夫的解释。他认为爆炸能使孔隙两端产生压力差，此压力差迫使孔隙溶液流动，形成过滤电势。

图1⁃1⁃25 震电效应“E”的方向性实验结果图

（a）爆炸点在A极左边；（b）爆炸点在B极右边

（三）震电电磁辐射效应

研究发现，某些多金属矿体在音频范围内的弹性波作用下，能产生无线电波段范围内的脉冲电磁辐射现象（徐为民等，1985；刘煜洲，姜枚，1996）。这种震电效应的基本特征是：

①只产生于多金属矿体，而在围岩中不存在。②信号的场强值要大于其他震电效应。当接收点距矿体100m左右时，要比压电场强大10²～10³倍，距离为1m时大10³～10⁴倍。③信号的频率成分在无线电波段范围内，大大超过激发弹性波的频谱段。信号的振幅与激发弹性波的振幅呈非线性关系，对不同的矿体趋向于某种不同的饱和值。④脉冲信号的特征基本有两种形式，大幅度的陡的前沿与平缓的前沿和张弛的脉冲伴随有逐渐衰减的振荡。⑤伴随有超声振荡与发光现象。⑥重复爆炸时，其信号的前沿、形状及持续时间的重复性差。

有关此种震电效应的机理与应用，尚有待进一步研究与发展。不过，可以预料，这种震电效应除可用于资源勘查外，还可作为一种地震的前兆现象加以利用。

（四）激发动电效应

动电效应是流体饱和孔隙介质所具有的物理特性之一，也是近年来震电研究的热点所在。研究表明：在流体充填的孔隙介质中，由于固液接触面间的电化学作用，在固体表面形成双电层，导致在流体中产生游离的带电离子，当地震波在介质中传播时，由于带电离子的运动而产生电磁场。尽管对流体饱和孔隙介质中震电效应产生的微观物理化学机制与过程还有待深入研究，但固⁃液界面双电层的存在，是产生动电效应的主要原因这点已达成共识。而双电层的形成又与介质的孔隙度、渗透率、流体性质等储集参数密切相关，因此，动电效应产生的电磁波场对地下油气藏分布具有直接探测性。从目前已发表的研究成果和实验结果来看，动电效应应用于油气勘探开发，特别是在寻找“剩余油”方面有良好的发展前景。

前苏联学者O·A·波达波夫在其所著《震电勘探原理》一书中，对震电法用于油气勘探的可行性进行了比较系统的理论、实验及野外试验研究。但由于机电转换机制比较复杂，震电信号又很微弱，因此用震电法找油气，目前尚处于试验研究阶段。

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满洲里市19119825884： 煤矿坑透是什么意思 - ？
盍矩硫酸： 坑道无线电波透视法(又称坑透法)是较早用于查明工作面内部的地质构造的物探方法.其原理是由于电磁波在地下岩层中传播时,各种岩、矿石电性即电阻率和介电常数的不同,它们对电磁波能量吸收不同,从而收集到的电磁数据经过处理成像形成的透视异常区来判断地下构造.

满洲里市19119825884： 岩石物理性质的弹性波传播速度 - ？
盍矩硫酸： 纵波和横波在岩石和矿物中传播的速度vP和vS是地球物理勘探中常用的两个参数. 天然金属如金的波速最低,vP为2.00公里/秒,vS为1.18公里/秒;硅铝矿物和无铁氧化矿物如黄玉、尖晶石、刚玉的vP约为9~11公里/秒;金刚石中vP达18.3公里/...

满洲里市19119825884： 火成岩为什么具有明显的天然磁性? ？
盍矩硫酸： 因为岩石中铁磁性矿物含量多.矿石的磁性一、基本概念磁性:吸引铁、钴、镍等物质的性质.任何物质的磁性都是带电粒子运动的结果.磁性分类:1. 抗磁性逆磁性:...

满洲里市19119825884： 岩石的特性 - ？
盍矩硫酸： 常见三大类岩石以其固有的特点:1、火成岩 矿物成分:均为原生矿物,成分复杂,常见的有石英、长石、角闪石、辉石、橄榄石、黑云母等矿物成分.结构:以粒状结晶、斑状结构为其特征.构造:具流纹、气孔、杏仁、块状构造.产状:多...

满洲里市19119825884： 矿石矿石物理力学性质是指什么 - ？
盍矩硫酸： 题目有错别字,正确的应该为:“矿物的矿石物理力学性质是指什么?” 矿物的物理性质,决定于矿物的化学成分和内部构造.由于不同矿物的化学成分或内部构造不同,因而反映出不同的物理性质.所以,矿物的 物理性质,是鉴别矿物的重...