物探数据实习报告.docx

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物探数据实习报告

1实习目的及要求3

1.1实习目的3

1.2实习要求3

1.3实习内容及安排3

2直流电阻率法3

2.1直接反演法3

2.1.1基本原理3

2.1.2数据处理3

2.1.3实测数据分析解释6

2.2最小二乘法反演6

2.2.1基本原理6

2.2.2数据处理7

2.2.3实测数据分析解释8

2.3对称四极测深9

2.3.1基本原理9

2.3.2数据处理9

2.3.3实测数据分析解释9

2.4高密度电阻率法9

2.4.1基本原理9

2.4.2数据处理10

2.4.3实测数据分析解释12

3电磁法12

3.1大地电磁测深Bostic反演12

3.1.1基本原理12

3.1.2数据处理12

3.1.3实测数据分析解释13

3.2EH4电磁测深13

3.2.1基本原理13

3.2.2数据处理13

3.2.3实测数据分析解释15

4地震勘探15

4.1折射波法15

4.1.1基本原理15

4.1.2数据处理15

4.1.3实测数据分析解释18

4.2反射波多次覆盖方法18

4.2.1基本原理18

4.2.2数据处理18

4.2.3实测数据分析解释21

4.3面波法21

4.3.1基本理论21

4.3.2数据处理21

4.3.3面波地质绘图23

4.3.4实测数据分析解释24

4.4地震映像法24

4.4.1基本原理24

4.4.2数据处理24

4.4.3实测数据分析解释25

5磁法勘探25

5.1基本原理25

5.2数据处理26

5.3实测数据分析解释26

6实习总结26

6.1物探数据处理的认识26

1实习目的及要求

1.1实习目的

我们这次的数据处理实习，是为了让我们更加了解物探的工作要求，了解怎么处理数据过程，更加懂得在以后的工作中怎么样处理实测数据，通过每次的数据处理，更加的了解每个方法的运用问题。

1.2实习要求

要求我们每个人都要自己好好的去处理，这样更加懂得怎么样去了解实测数据的修正。

1.3实习内容及安排

表1实习内容安排表

1

直接反演法

2

最小二乘反演法

3

对称四极测深

4

高密度电阻率法

5

大地电磁测深Bostic反演

6

EH4电磁测深

7

折射波法

8

反射波法

9

面波法

10

地震映像法

11

磁法勘探

2直流电阻率法

2.1直接反演法

2.1.1基本原理

一维电测深直接反演（阮氏算法）

阮百尧教授在DarZarrouk曲线分析基础上，提出“阮氏”直接反演方法，该方法不需要反复迭代，直接利用电测深视电阻率曲线计算而得。

该方法在效果和手段上都与Bostick法相似，从而为电阻率测深解释提供了一种新的手段。

所得反演结果可以用来作为二、三维反演的初始模型。

在一维层状或连续介质情况下，设：

，

（11-1）

式中，为深度z处的电阻率和电导率；，为深度为z以上介质的总横向电阻和总纵向电导。

对上式求导得：

，

（11-2）

定义

，

（11-3）

，

（11-4）

阮百尧教授就是基于DarZarrouk曲线与电测深曲线～近似相等的特性，推导出一维直流电测深快速直接反演法。

2.1.2数据处理

我们进行直接反演法，我们首先对我们的数据进行预处理，对于两个测深为MN/2的数据平均，得到反演原始数据。

图2-1数据预处理

然后对原始数据进行圆滑处理，之后对原始数据进行直接反演法，然后得到反演后的数据。

图2-2数据反演过程

对数据进行反演之后，通过反演数据fy.dat或者mdfy.dat，然后画出原始Grapher图和反演的Grapher图。

图2-3数据反演后Grapher图

画出每个测点的反演数据的曲线图，把得到反演曲线画出电测深曲线类型平面图，根据曲线类型进行分层，画出地层分界线。

用反演数据画出数据的等值线图。

图2-4数据地层分层图

图2-5数据反演后等值线图

2.1.3实测数据分析解释

由反演结果图可知，电阻率为1000欧姆左右，基岩组要为灰岩，其电阻率在2000Ω左右。

2.2最小二乘法反演

2.2.1基本原理

一维电测深最小二乘法反演

建立目标函数：

（10-4）

其中为观测电测深视电阻率数据，为计算机模拟的视电阻率数据，都为列向量。

用泰勒公式略去高次项近似为：

（10-5）

其中为初始模型模拟值，为偏导数矩阵，为模型修改量。

这样：

（10-6）

令为，令目标函数取极小值，则有。

因此得线性方程组：

（10-7）

解这个线性方程组得模型修改量。

修改模型得新的模型。

对新模型进行正演，得模拟观测数据。

代入目标函数，看是否满足精度要求。

如果不满足则继续反演，继续计算模型修改量直到满足精度要求为止，此时的模型即为反演结果。

2.2.2数据处理

2.2.2.1我们进行直接反演法，我们首先对我们的数据进行预处理，对于两个测深为MN/2的数据平均，得到反演原始数据。

图2-6数据预处理

然后对每个测点的数据画出Grapher图，知道每个图的曲线类型，从而建立模型文件，为最小二乘法的运行做准备工作。

图2-7原始数据Grapher图

图2-8反演模型

利用好模型文件，对每个测点做最小二乘法反演，得到反演数据，反演模型。

图2-9数据处理过程

对得到的反演数据进行Grapher画图，然后画图模型图，得到模型电测深曲线类型平面。

图2-10最小二乘法分层图

2.2.3实测数据分析解释

根据最小二乘法可以看出，表面为素填土，反演数据分层在0.3-3m的位置为素填土，在130-140号点的位置素填土很薄，因为这段地层表面为卵石，所以出现了薄的地层，160号到170号点都是出现薄地层。

地层往下是粘土，一般为20m,根据图可以看出，在初始值大概为4m。

，可以看出，粘土层大概为2m。

接下来为含角砾粘土层，地层由在9m-18m的位置，地层大概为10m。

往下为基岩，石灰岩，25m。

2.3对称四极测深

2.3.1基本原理

电测深法又称电阻率垂直测深法。

该方法是对一个测点用一系列由小到大的级距进行视电阻率测量，反映由浅入深的地层垂向变化情况。

通过对现场实测曲线进行分析和解释，可对观测点处垂向各地电性层的厚度和电阻率的大小。

在实际工作中，一般采用对称四极电测深装置。

通过图形可以看出，电阻率测深曲线会出现脱节现象，主要是由于在一些MN/2不同的情况下，由于测量的深度不一致，导致测量浅部物质不均一造成的。

2.3.2数据处理

通过对各点的数据进行处理，画图对称四极的等值线图。

图2-11对称四极等值线图

2.3.3实测数据分析解释

通过图可以看出，在表层都出现的都是低阻图，从而可以看出都是一下填土，出现的电阻率一般都是很小的。

从而看出地层的的地层分布不均一。

2.4高密度电阻率法

2.4.1基本原理

这个程序使用的反演程序是建立在抑制平滑度最小平方法的基础之上的。

建

立在拟牛顿最优化技术基础之上的最小平方法的一个新执行也能被使用。

对于大

型数据组，这种技术要比常规的最小平方法快10倍多，而且要求的内存比较小。

抑制平滑度最小平方法是建立在下面的方程的基础上的。

（J`J+μF）D=J`g

优点就是：

阻尼系数和平直度滤波器能被调整来与数据的不同类型相配。

2.4.2数据处理

数据准备：

将原始数据处理成瑞典反演软件要求的格式（如图2-12），删除VP和IP两列，将滚动数改为电极距，在数据头和数据尾加上必要的一些代码（注：

第一行：

测线号；第二行：

最小的电极间距；第三行：

排列类型（温纳=1，二级=2，偶极-偶极=3，联剖=6，施伦贝尔=7）；第四行：

测量数据点总数；第五行：

测量数据点的X位置的类型，表示X位置是排列的第一个电极的位置，输入0；如果是排列的中点（也就是：

在拟断面中的测量数据点的位置），最后将数据存为txt文件并改名为dat类型

图2-12数据预处理部分图2-13软件导入类型文件图

反演过程：

打开瑞典高密度处理软件RES2DINV.EXE，点击“File”→“Readdatafile”,将准备好的文件读入程序，弹出对话框（如图2-14）点击“确定”按钮；完成数据读入后可点击“Edit”→“Exterminatebaddatumpoints”删除异常点（如图2-15），完成后重新保存数据，并再次读入；然后点击“Inversion”→“Least-squaresinversion”，弹出对话框，文件名填入“r.INV”文件类型选择“.inv”格式，然后点击保存，等待反演结束；结束后弹出对话框（如图2-16），输入0后点击“OK”接受反演结果。

图2-14数据载入图2-15去除点

图2-16高密度反演成果图

通过等值线画得到结果图。

图2-17等值线图

2.4.3实测数据分析解释

根据高密度反演图联合图2-17可以看出，在80号到90号点的位置深度为10m的位置出现低阻异常带和图2-17相符合，这说明该地区为一个含水粘土层，在130号点到145号点的位置，出现高阻异常，是由于表面的地层接地不好，地下还有下水道的干扰。

地层的变化由素填土，粘土，含角砾粘土，基岩。

3电磁法

3.1大地电磁测深Bostic反演

3.1.1基本原理

一维大地电磁bostic反演公式：

根据基础公式展开得到大地电磁测深Bostic原理，

3.1.2数据处理

首先从野外采集的每个测点的数据文件中提取Z文件.提取第1、3、6列中的1行，并保存在Excel中，

图3-1数据与处理图

之后处理数据，把其中有用的，我们只需要第1、3、6列有用。

第1列表示频率，第3列表示TE模式的视电阻率，第6列表示TM模式的视电阻率；利用T=1/f算出TE、TM模式对应的周期，并把数据存为txt文件。

，

图3-2数据周期处理

用老师提供的自编圆滑程序，用程序对实测数据进行圆滑（五点式圆滑），并且得到TE、TM模式实测曲线圆滑后数据，用grapher画出TE、TM模式实测曲线圆滑前后对比图。

图3-3数据圆滑处理

图3-4数据圆滑处理后Grapher图

之后对数据进行Bostic反演，用软件bostic.exe对圆滑后曲线分别反演TE、TM模式。

图3-5数据Bostic反演

对Bostic的反演数据进行整合，得到等值线数据处理。

图3-6BosticTM数据等值线图

3.1.3实测数据分析解释

由上图可以看出，实测曲线和Bostic曲线想去有点远，进行Bostic反演的时候，应该检查数据的问题，进行检查数据之后考虑地形的影响，这样原始数据曲线和Bostic曲线就会相似重合。

3.2EH4电磁测深

3.2.1基本原理

通过观测天然变化的电磁场水平分量，将电磁场信号转换成视电阻率曲线和相位曲线，然后反演求得各地层的电阻率和厚度值。

它是探测岩石层电性结构的主要方法。

大陆普遍存在地壳内和上地幔高导层。

壳内高导层大多出现在中地壳，有些高导层与壳内低速层有较好相关性，主要反映脱水相变和部分熔融。

一些强震区的中地壳也发育高导层。

高导层的分布与地球动力学过程密切相关。

上地幔高导层顶部深度变化较大，主要反映软流层起伏。

有些埋深较浅的上地幔高导层不同于高导软流层。

中国在20世纪70年代初开始大地电磁测深试验，现已完成几百个大地电磁测深点。

3.2.2数据处理

数据导入进行预处理，

图3-3数据预处理图

数据的导入，填完导入软件，完成数据填充。

图3-4数据导入过程图

数据的填入，通过软件的处理得到成果数据。

图3-5数据到处过程

3.2.3实测数据分析解释

图3-6实习成果图

根据EH4的反演等值线图可以看出，根据频率的大小，反应对应的深度，在频率为400-750的位置，出现高阻异常，在500-600的点出现的异常最明显，这很有可能是因为地下存在一个高阻异常体，出现了一个矿床。

4地震勘探

4.1折射波法

4.1.1基本原理

折射波法是利用人工震源激发的地震波在地下介质中传播，当通过波速不同的介质界面时，波就会改变原来的传播方向而产生折射。

当下层介质的波速大于其上部介质的波速时，在波的入射角等于临界角的情况下，折射波就会沿着速度界面传播，产生所谓的“滑行”波。

这种沿着界面传播的“滑行”波引起界面上各点的震动，并以新的形式传至地面，在地面上观测其到达的旅行时间和接收点到震源的距离，就可以求出折射界面的埋深。

4.1.2数据处理

折射波数据处理程序是对共排列、等道距采集的地震记录进行预处理，拾取初至时间，并将处理过的数据文件组成折射观测系统。

根据折射系统可确定盖层层数和深度，并确定底层波速。

处理流程如下：

先打开折射波处理软件

对各道记录进行预处理-清除坏道-拾取初至波速度，弹出窗口如图

图4-1数据预处理

2）打开

依次点击载入-修改排列参数-手工标记时间。

载入是把折射波记录载入，这里载入的是21道记录；

修改排列参数是修改偏移距，确定各道记录的正反向激发性，都修改好后就按走时及幅度存取文件，对修改后的记录数据进行存盘，便于下次直接使用

手工标记时间是手工拾取标记初至波到达时间，需要对每道记录都进行标记，也可以自动追索初至时间，但是考虑到数据处理的准确性一般都选择手工标记，每一道记录标记好后都要进行存回保存。

图4-2拾取反射波图

第二步是载入处理数据文件组，对第一步处理后的记录进行数据组处理，每四道记录为一个排列，组成折射波观测系统，得到相遇追逐追逐时距曲线、分层综合深度图和综合剖面成图，分别把它们保存下来。

如下图：

图4-3载入文件组图

得到数据折射波数据，如下图

图4-4折射波追逐曲线

图4-5折射波分层图

4.1.3实测数据分析解释

由上图可见，根据图4-5图可知，第一层的厚度分层在10m，地层处于上升阶段，这说明往下走的表层开始变薄。

第一层的速度约为457m/s，第二层的速度约为2700m/s。

根据4-5图可知，第一层地层约为5m，开始比较薄的地层，慢慢的地层开始变厚，一层的速度约为310m/s，第二层的速度约为2900m/s。

4.2反射波多次覆盖方法

4.2.1基本原理

反射波由震源沿着波射线向下传播，在遇到两种地层的分界面时，无论界面的波阻抗增大还是减小都会发生放射信号。

即使上下岩层的波速度不变，只要密度发生变化，其分界面也能产生反射波。

根据这些信号就能把界面的起伏变化、隐伏低速层、空洞有很好的直观的反应出来。

因此在揭示地下地层结构时也具有一定的优越性。

反射波勘探的核心问题是共反射点水平叠加技术及动静校正和数字处理技术，原理如图7所示。

水平叠加技术也称多次叠加或多次覆盖，及对反射界面上的各点作多次重复观测，但每次观测时，炮点和检波点各不相同。

然后将来自同一反射点的各反射信号，校正对齐后叠加，使来自该点的有效波得到加强，而多次反射波和其他干扰波则相对地减弱，从而提高时间剖面的信噪比。

通过动校正和道集叠加绘制反射波垂直时间剖面图，可以分离出地下的层里结构，确定地下较小的地质构造以及寻找局部地质体；与其它物探方法探测比较。

4.2.2数据处理

地震反射波数据处理程序通过对共炮点、等道距采集的CDP地震记录进行叠加前预处理、组成共中心点道集、反射波速度分析、动校正、CDP叠加、以及剖面的其他处理等。

处理流程如下：

4.2.2.1先打开反射波处理软件

依次点击菜单栏的共中心点叠加-载入顺序共炮点文件-组成共中心点道集-处理模块下的拾取反射波速度。

弹出窗口如图。

图4-6数据预处理

4.2.2.2载入顺序共炮点文件是把各道记录按顺序载入；组成共中心点点道集是根据实际情况设置激发步进道间隔数。

图4-7设置共中心点图

4.2.2.3拾取反射波速度，采用自己拾取的反射波速度，运用与反射波叠加，得到相应的反射波叠加图，通过反射波辅助工具，画出自己的反射波图，通过反射波图的同相轴的变化，分析地层的错动情况。

图4-8拾取反射波速度叠加图

图4-9反射成果图

图4-10反射波有异常地层图

4.2.3实测数据分析解释

根据图4-9，图4-10可知，在4-9图上可以看出地层的变化，从而判断出在第68道采集数据，到31道采集数据看出有地层的错动，判断该地质现象为断层。

由图4-10彩色线显示，由于左边的地层相对于右边的地层较厚，可以看出左边为断层的下盘，右边为断层的上盘。

4.3面波法

4.3.1基本理论

面波沿地表由震源向外传播，其波阵面是圆柱面，其穿透深度约相当于它的波长。

面波勘探的核心问题是准确的获得不同频率面波的相速度V，同一频率的V在水平方向的变化反映出地质条件的横向不均匀性，不同频率的面波V的变化则反映出介质在深度方向的不均匀性。

由于面波相对于体波而言，其能量较强，速度较低，因此在揭示地下地层结构的物探方法中具有一定的优越性。

与其它物探资料相结合，了解场地松散、破碎带信息。

面波波速与介质的密度和力学性质有关，面波速度的变化，反映了岩土力学性质的变化，从而可以提高地基承载力的评价信息，与其它物探资料结合，了解场地松散，地下土洞破碎带等。

通过图分析频散曲线，了解基阶模态和高阶模态，不同的类型的地层上激发的面波频散曲线，

1）横波速度逐层增高：

由表层向底层横波逐层增高，这样面波大部分分布在基阶模态中，时间空间域各道面波波形岁距离增大而平缓衰减，此形式主要能能量在基阶面波。

2）地层横波速度很高，中间某层为低速层：

大地某一中间层为低速层时，面波的能量分布不再集中于基阶模态，能量分布于各阶模态中，并随着频率变化，这种形态有一种“之”。

3）表层为横波高速层，下部低速地层，面波分布也不再集中于基阶模态中，，能量的分布随频率变化，，时间-空间域各道面波波形随距离增大出现明显的各阶模态面波。

4.3.2数据处理

多道瞬态面波勘察数据处理系统是面波资料内业整理分析的重要基础环节工作之一，处理过程从输入现场采集的多道瞬态面波记录入手，设置X一T窗日，通过F一K算法，提取面波的频散数据，对于整体速度递增类型的频散曲线，可以由频散数据进一步反演出地层的剪团波速度（vs）的分层断面，达到地质勘察的目的。

采用的数据文件是B-B’线。

面波数据处理流程：

打开面波数据处理软件

弹出如图。

图4-11数据载入预处理

拾取面波范围，得到面波范围之后，拾取基阶模态波，如下图：

图4-12拾取基阶模态

依次进行下列操作：

文件处理流程-打开X-T成批文件-SWS顺序成批文件-点击加入到右边的X-T文件-X-T设置窗口。

在弹出的窗口中依次进行下列步骤：

对窗口进行调整，然后进行F-K域处理-设置分辨率-搜索基阶模态-合成频散数据文件-Vc/L图示，并对文件进行存盘。

转入反演-逐段分层-调试拟合-检查拟合。

面波成果图：

图4-13面波合成频散数据文件-Vc/L图

图4-14面波分层图

4.3.3面波地质绘图

图4-15数据分层图

4.3.4实测数据分析解释

第一层为耕作土及比较松散的粘土，厚度在1-5米，面波速度为160m/s-230m/s;第二层是比较密实的粘土，厚度5-16米，面波速度为230m/s-370m/s；第三层含水率较大的粘土层，该层是由基岩的不透水性使其富水，面波速度较低，厚度0-5米，面波速度为180m/s-280m/s。

基岩的速度的变化相对粘土是较为明显的，其面波速度一般大于500m/s。

4.4地震映像法

4.4.1基本原理

映像法就是每一个记录道都采用相同的偏移距记录，且在该偏移距接收到的反射波应具有良好的信噪比和分辨率。

映像法不需要为最终显示进行校正处理，因此避开了动校正对浅层反射波的拉伸、畸变影响，反射信号原有的特征被全部保留，记录的分辨率不会受到校正的影响，当然也不存在水平叠加降低分辨的问题。

因而该方法十分适合于外界干扰背景小、地质条件好、地下地质界面起伏较大的情况。

4.4.2数据处理

地震映像数据处理流程：

打开

首先需要对记录进行拼接，点击辅助工具—拼接多个记录道集—载入初始记录—载入拼接记录，但由于我们的数据是不需要拼接的，所以只需载入滤波。

图4-16数据预处理

进行如下处理：

剖面数据处理—频率通带滤波—载入—设置滤波参数，设置滤波后，点击确定滤波后，将滤波数据存盘，选择幅度补偿均衡—再载入滤波后的记录，我们做的记录不需要进行幅度处理，所以在这就执行幅度补偿均衡了。

还需要把不好的记录删掉，这里我们的数据也不需要进行这步。

图4-17面波的叠加图

得到相应的地震映像图：

图4-18面波成果图

4.4.3实测数据分析解释

根据上图可以看出，地层分界线清晰可见，同相轴在一条直线上，第一层出现地层的错动，这很有可能是因为存在断层。

如果遇到破碎带的地层，就会出现同相轴错动。

5磁法勘探

5.1基本原理

磁法勘探是勘探矿产资源的地球物理方法之一。

它是研究磁力在地表的分布与解决地质任务的方法,以在地磁场中岩石磁性的不同为基础,这些岩石的磁化程度彼此各异,而且造成磁异常。

在实际工作中,磁法勘探用来测量地表或一定高空中的磁场强度,它具有这样的详细程度和精确度,能够确定在普查对象影响下的磁场变化的规律性。

5.2数据处理

5.3实测数据分析解释

根据EH4的反演等值线图可以看出，根据频率的大小，反应对应的深度，在频率为400-750的位置，出现高阻异常，在500-600的点出现的异常最明显，这很有可能是因为地下存在一个高阻异常体，可能是附近的影响。