电阻率是用来表示各种物质电阻特性的物理量.其准确定义：某种材料制成的长1 m、横截面积是1 mm²，在常温下(20 ℃时)导线的电阻(欧姆)，叫做这种物质的电阻率(Ω·m).在地球物理勘探工作领域，电阻率是用来反映岩石(或矿石)导电性的参数(蒋邦远，2012).但是，因为地下岩石不是单一的岩性，某种命名唯一的岩石也是由多种不同矿物组成的(罗维斌和李庆春，2011).因此，我们使用电阻率法测得的电阻率，不是某一种岩石的真电阻率.它会受到各种岩石(矿物)电阻率的综合影响.除此以外，还与岩、矿石的分布状态(包括—些构造因素)、电极排列等等具体情况有关，所以称它为视电阻率(apparent resistivity).

我们认为：一般而言，决定野外观测视电阻率大小的因素不考虑装置参数以后，主要有:

(1)组成岩石的各种矿物的真电阻率.

(2)地下不同电性体实际分布状况(各电性体的厚度、大小和形状、埋藏的深浅).

(3)岩石的结构、孔隙度、含水率、离子化率.

(4)供电电极和测量电极的相互位置以及与不均匀电性层的相对位置等等.因此视电阻率，又称为“形变电阻率”(华佳，1978；李纯志，1982).

笔者曾对直流电法的视电阻率进行过低通滤波(孙中任和赵东亮，2005).笔者认为：从微观物质组份来讲，可以认为这种组份差异不是突变的，而是渐变的，因此理论上，可以说电阻率应当是一种连续的变化.在电法理论上，视电阻率的表征可以用连续函数式，说明其具有连续性质(孙中任和魏文博，2004).在实际工作中，我们的测量数据也可以认为是连续数据的离散点值.连续函数性质决定我们可以使用一些滤波方法对其进行滤波处理.

此次研究是我们在实际工作中试用的.我们对电磁法工作测得的视电阻率进行了滤波处理.而且我们使用的不是低通滤波的低频部份，而是剩余部份.我们定义滤波后的剩余视电阻率为“相对视电阻率”.电磁法中的视电阻率定义有多种(殷长春和朴化荣，1991；伍岳，1999；孙英勋，2005；杨小江等，2009；罗先中等，2014)，它们都通过等效均匀半空间场拟合实际观测场(李建平等，2007；李鹤等，2015)，并利用这一等效均匀半空间场求取阻抗和视电阻率.既在电磁法中定义的视电阻率一般遵循原则：

(1)根据定义由场值转换的视电阻率响应在曲线形态上应充分反映地下电性变化情况，曲线各部分应充分反映相应电性层的真电阻率.

(2)逼近各电性层真电阻率的速度应很快，因此在充分反映地电信息条件下，场值必须观测的范围越窄越好.

(3)所有的定义能充分压制由于各种振荡现象造成反映电性层真电阻率的模糊性(戴光明和罗延钟，1997；Kim et al.，2004；高才坤等，2009；杨剑等，2011；梁生贤等，2012).本文讨论的不是电磁测深中，视电阻率定义的合法性和合理性，而是视其为合法合理，而我们对其利用滤波技术进行电性背景分离，求其剩余数值.

剩余异常的物理意义在于将局部异常从巨大的背景中分离出来，从而让我们观察到小规模的、局部的、小幅值的异常.这些异常往往在背景下显得弱小，甚至被忽略.对于重力、磁法而言，一般的异常是由深部的、宏观的背景异常与浅部的、微观的局部异常迭加而成的“综合异常”，那么，异常分离就是将背景异常(区域异常)分离出来，或者剔除掉背景异常.无论是重力，还是磁法，其滤波工作都有明确的物理意义：要么我们研究的是宏观的、区域的，或者是背景的，我们使用分离出来的背景异常；要么我们研究微观的、局部的，我们使用剔出背景后的剩余异常，或者局部异常.那么，视电阻率我们分离了背景异常，我们可以理解为地质上同一种岩性的电性为背景异常，从而取得剩余异常.那么可以这样理解：剩余异常是岩性蚀变的反映.比如同样地质上命名的砂岩，但是由于存在着蚀变——黄铁矿化，其剩余电阻率就可能降低.如果蚀变是硅化，剩余电阻率就会变大.而这种变化很多时候不足以引起注意，原因就是它的相对变化不大，它完全被淹没在幅值很大的背景中了.当我们一旦它们提取出来，单独观察这些微小的剩余异常的时候，就会发现这些变化还是比较明显的.为了区分岩性蚀变的视电阻率异常，我们把这种分离出来后的剩余异常(电阻率)叫“相对视电阻率”.

我们认为，这种“相对视电阻率”反映的不是岩性的变化，而是蚀变的性质，或者是同一岩性内部微弱的组份变化.所以，这样的异常划定的不是常规地质意义上的岩性界线，而是可能存在蚀变地段，或都相变地段.需要结合地质环境去判读和解译这些异常.

研究区为我国著名铁矿集区——鞍本铁矿集区.研究区大地构造上属胶辽台隆太子河-浑江台陷.各断代地层出露较为齐全，主要为沉积岩，次为火山岩和变质岩.

沉积岩性主要有：太古界的斜长角闪岩、角闪片岩、角闪变粒岩、黑云变粒岩、绿泥片岩类、磁铁石英岩、二云石英片岩、黑云变粒岩、二云变粒岩等.古元古界辽河群(浪子山组、谷里峪组)石英岩、白云母石英片岩、二云石英片岩、透辉角闪浅(变)粒岩等.新元古界(桥头组、南芬组、钓鱼台组)石英砂岩、含海绿石石英砂岩、含砾石英砂岩、粉砂质页岩、钙质页岩、黑色页岩、粉砂岩.古生代主要为海相沉积的灰岩、粉砂质页岩、白云岩.中生界则以石石英杂砂岩、粉砂质页岩、砾岩、砂岩为特征.

侵入岩以新太古代花岗岩为主，其他有侏罗世花岗斑岩等出露不多.

本文只讨论电性特征.表 1为研究区各矿物电性参数统计表.

表 1(Table 1)

表 1(Table 1)

表 1 研究区井中岩矿电阻率统计表 Table 1 The statistical table of borehole rocks in the study area 岩矿石名称 块数 电阻率ρs(Ω·m) 电阻率变化范围 电阻率均值 衬度(极大值/均值) 电阻率平均值 灰黑色泥灰岩 14 312～5628 1843 3.053717 2.59 砂岩夹页岩 15 368～4221 2140 1.97243 2.9 蛋青色泥灰岩 15 592～3860 1981 1.948511 1.75 紫色泥(灰)岩 15 965～10207 5975 1.708285 2.63 灰白色石英砂岩 15 2058～38831 12229 3.175321 0.98 硅化白云质大理岩 30 1226～25620 7918 3.235666 2.83 绢化绿泥石英片岩 30 1688～44598 13362 3.337674 3.59 条带状磁铁石英岩 15 448～3411 1267 2.692186 10.26 赤铁石英岩 15 1036～7654 3165 2.418325 16.12

表 1 研究区井中岩矿电阻率统计表 Table 1 The statistical table of borehole rocks in the study area

分析电性参数统计结果：总体看各矿物之间电性差异很大，最小312(Ω·m)，最大达44598(Ω·m).其中含铁、含泥质则电阻率偏低；含石英、硅化后电阻率偏高.从电阻率最低值看，泥岩、页岩电阻率最低，其次为磁铁石英岩和泥灰岩.最高者为大理岩和石英砂岩，一般都大于10⁴(Ω·m).

同时，我们计算了衬度.衬度为分三个层次：小于2.0为页岩、泥灰岩；在2.5和2.7之间的为磁铁石英岩和赤铁石英岩；大于3.0的大理岩、石英砂岩、石英片岩和黑色的泥灰岩.分析其原因，我们认为还是石英质的存在直接导致了衬度的变化(黑色泥岩为近地表矿物，富水程度、破碎的程度直接影响了电阻率的变化，从而影响到衬度).就本研究区而言，一种岩性石英质的存在与否、多与寡影响到了电阻率的高与低.也就是硅化的不均匀性，导致了衬度增大.所以石英砂岩、石英片岩、磁铁石英岩和赤铁石英岩都有很大的衬度值.

通过前面分析我们就可以得到这样的结论：石英砂岩、石英片岩、磁铁石英岩和赤铁石英岩，包括大理岩都可能产生较大的相对视电阻率异常.

研究区我们布设了3条电法剖面，总长度126.15 km，测量点距为100 m，测量方法采用EH4连续电导率仪测量.这里选择有钻孔资料的2条剖面做分析：

剖面1长度1600 m.将反演后的电阻率成图(图 1)以后我们看到在纵向上，电阻率由浅部至深部电阻率逐渐升高.横向在800~1300 m近地表向纵深有一宽约200~300 m的低阻带.该低阻带近似直立.初步判断是断裂引起.但是我们的目标体——磁铁矿在剖面上却没有明显的显示.

图 1

Fig. 1

图 1 剖面1视电阻率断面图 Fig. 1 Apparent resistivity section on profile 1

如果没有地质资料，我们也可能就认为这条低阻带是磁铁矿.但是，对比这条剖面的地质图(图 2)我们看到：

图 2

Fig. 2

图 2 剖面1地质断面图 Fig. 2 Geological section on profile 1

(1)磁铁矿隐伏在1200 m左右；

(2)磁铁矿发育有硅化，特别是顶部的矿化段，石英的含量更高.另外，矿体上部还穿插有富石英的磁铁矿脉；

(3)含铁石英岩是巨厚的板状.上述三个特点从我们目前反演的数据中都无法观察到.

也就是说，如果不做数据处理，我们观测到的只有低阻带.而这个低阻带可以解释为断裂.解释成磁铁矿单从图面上看，都是非常牵强的.更无法推断出1200 m有隐伏的磁铁矿体.

我们利用插值切割法对反演数据做滤波，最后求取了相对视电阻率(图 3).

图 3

Fig. 3

图 3 剖面1相对视电阻率断面图 Fig. 3 Relative resistivity section on profile 1

相对视电阻率断面图显示，以深度1000 m左右为一界线，其上为相对平缓低值区，一般幅值小于100(Ω·m).说明这个区域的电性各向异性不大.而且呈层状展布.在原始数据低阻带偏左位置(平面位置：800~1400 m)展现一条相对视电阻率异常高.这个相对视电阻率异常高非常突出，略微左倾.以700(Ω·m)与地质断面图的含铁石英岩相比，无论其深度、宽度、产状都非常吻合.

为此，我们在相视电阻率断面图的基础上，做了解释推断(图 4).我们认为该相对视电阻率异常是磁铁石英岩的反映.磁铁矿体自1200 m左右深度始，以近乎直立的厚板状向下延伸(1200~1400 m西倾，>1500 m有东倾趋势)，深度>2000 m，且异常有愈来愈强之趋势.

图 4

Fig. 4

图 4 剖面1推断成果图 Fig. 4 Inference may on profile 1

同时我们也看到，含铁石英岩右侧的泥岩与含铁石英岩上顶面埋深相当，而其左侧的花岗质片岩的顶面则下沉很快.不是理想的近乎水平地产出.而且花岗质片麻岩其下还存在鞍山群的绿泥片岩.其右侧的鞍山群绿泥片岩被断裂上错抬升，使整个右侧岩性比左侧抬升了最高幅度约800 m.

含铁石英岩上伏的南芬组和浪子山组的石英砂岩、硅化大理岩，在相对视电阻率异常图上，也顺理以高值异常呈现.符合前面讨论的相对视电阻率硅化区呈现为高值异常的论述.康家组(Zk)泥岩，呈明显的低阻形态，亦易于区分.

同剖面1相似，我们同样求取了相对视电阻率.并做了推断解释(图 5).可以看到：该剖面处理后结果同样较细致地将深部矿体表现出来了.从相对视电阻率断面图上看，我们认为铁矿体自剖面的起点东倾，与剖面尾端起始以较缓的角度西倾的另一矿体在800 m左右相交.这一点已被与该剖面邻近的有钻孔控制的地质剖面所证实(图 6).这一结果也再一次证明了求取相对视电阻率可行性.

图 5

Fig. 5

图 5 剖面2由相对视电阻率异常推断成果图 (Qb:桥头组 γπ:中侏罗花岗斑岩) Fig. 5 Inference map from relative resistivity on profile 2

图 6

Fig. 6

图 6 剖面2地质断面图 Fig. 6 Geological section on profile 2

6.1     通过相对视电阻率计算，将硅化的地质体区分出来，从而将含铁石英岩的界线清理出来.解决了以往在电阻率差异悬殊的背景下，弱小电性差异的硅化不能很好视别的问题.

6.2     同时也说明了电磁测深工作中，仅依靠电阻率单参数也能在本研究区内较好的开展含铁石英岩(铁矿)的探查工作.

6.3     由于相对视电阻率的做法还没有太多的尝试，对于其他类型蚀变的反映程度还不知晓.另外，相对视电阻率这一概念笔者还没有在理论上做更深入的探讨，因此，关于相对视电阻率的提法还需要做更多的工作.由于本人水平所限，文中的观点一定存在漏洞和不足，还望不吝赐教.