频率电磁测深的应用及实例

（一）野外工作方法技术
1.装置类型的选择
目前常用的频率测深装置,除AB-MN（赤道偶极）和AB-s外,便是磁偶极子发射情况下测量电场和磁场的方法,即S-MN和S-s装置（S表示发射线圈,s表示接收线圈）。比较这些装置,在测深中被测信号的大小很大程度上依赖于装置类型及收—发距r的大小。在固定收-发距情况下,AB-MN装置具有最大灵敏度,而S-s装置具有最低灵敏度。对于ABs和S MN装置,当 （式中S、N和s、n分别表示发射和接收线圈的面积与匝数）时,由于互换原理测得相同的信号。在接地条件很差的地区工作时,一般用磁偶极发射源发射,这便彻底的避免了接地困难问题。
通常,来自中等尺寸发射回线的信号比来自中等大小接地电极的信号微弱。由于AB-MN和S-MN装置远区场的电场强度分别为

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故求比值

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在这些式子中,上脚标AB和S分别代表电偶极子和磁偶极子。当在观测点上两种偶极场源产生的电场强度相等时,则有

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如果供电导线长2000m,则它既能用于供电接地偶极子,也可用于500m×500m的单匝发射回线。将这些数据代入上式,并设r＝10km。得

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当供电电压为1000V,供电回路电阻为250Ω,则在偶极电路上获得4A的供电电流。这一电流在观测点上产生一定的电场。为了从回线场得到相等的信号,从式（3-34）看出,在发射回线中的电流强度应为210A,这显然是难以做到的。为了得到较强的观测信号,可以增加发射回线的匝数。但是,这需要携带几十倍的供电导线,且其敷设工作量也惊人地增加。一般,在深部勘探中用AB供电方式,在浅部勘探中也可用回线激发方式。
2.工作频率范围的确定
通过理论曲线的分析可以提出记录完整频率测深曲线所需要的频率范围。所有理论曲线表明,当λ1/h1≤2时出现左支渐近线。因为λ1＝ m,故式中的频率对应于得到左支渐近线所必需的高频,即为

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这表明,第一层厚度越薄,则为得到该层电阻率所需要的频率便越高。
为了确定低频界限,可利用磁场视电阻率曲线的右支渐近线性质。不管地电断面如何复杂,当基底电阻率为无穷大时,其右支渐近线均以63°26′角度下降,且在ρω＝ρ1轴上的横坐标为 。经理论推导,在低频情况下按磁场定义的理论视电阻率右支渐近线为

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即该渐近线仅与ρ1和r有关。当ρω＝ρ1时,由上式可确定得到完整曲线所必需的低频范围,即

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由式（3-35）和式（3-36）得

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表3-4列出了r/h1＝4时的记录完整频率测深曲线所需要的频率范围。

表3-4 录完整频率测深曲线的频率范围

由表可见,对在野外实际遇到的所有地电断面而言,频率范围相当宽,从10－2～109Hz。在制作仪器时必须考虑这种情况,在一台仪器中很难包括这样宽的频带。故一般分段制作仪器,如高频或低频仪等。
3.装置大小的选择
在频率测深中选择最佳收-发距是极重要的。其原因在于,首先,随着收-发距的减小电法勘探技术
可缩小体积效应范围,因而增加研究地电断面的详细程度,提高其分辨能力。其次,随着收-发距的减小,很大程度上能提高信噪比。这是因接收点的电磁场强度与收 发距r的3～4次方有关,即随r的变化电磁场值发生急剧变化,当r很大时电磁场值变得很小,故对其测量精度不能很好保证,导致视电阻率值受各种干扰的影响。第三,当收 发距减小到某一界线（例如小于2.5～3倍研究深度）时,则频率测深曲线的重要特征,如极值点数目、曲线的上升或下降角度、极值点的幅度等均变得不明显了,给解释带来困难；而随着收—发距的增加,这些特征变得明显起来,且对所有地层都满足k1·r ≫1的波区条件时,ρω曲线有着最简单的统一形式。
考虑到以上情况,只能粗略考虑最佳收—发距为研究深度的3～5倍,即
r佳＝（3～5）H
必须指出,选择最佳收-发距的问题很复杂,应根据断面的具体情况,如断面类型、装置的分辨能力、等值原理作用范围等来选择。例如,低阻覆盖地区对电磁波的吸收较强烈,故穿透深度浅,应选用更大的收—发距；在高阻覆盖区则相反。
选定了最佳r之后,应令AB满足AB≤r/4这一条件,此时在观测点处看AB,可将它看成电偶极子,其误差不超过2%。
因此一般取AB、MN、r及H的关系为
AB＝H＝r/4,MN＝AB/2
（二）资料整理与曲线解释
与其他测深解释方法一样,定性解释是频率测深结果进行整理和解释的第一个重要步骤。定性解释包括直观分析测深曲线,绘制各种不同的等效参数剖面图、断面图和平面图。这些图件展示出在平面和垂直方向上地电断面整体的定性规律。
目前,较普遍的野外数据预先整理方法是绘制视电阻率、视纵向电导等定性断面图。在视电阻率断面图上,可分离出地电断面的隆起、凹陷或由破碎带、接触带、矿体以及喀斯特带引起的局部异常带。视纵向电导断面图给出构造特征的重要信息。
下面引入电磁测深的等效深度概念。电磁测深的等效深度可认为是在给定收-发距条件下,对观测结果产生有效影响的电流穿透的极限深度。根据均匀大地表面的研究,频率域电磁测深的等效深度应为

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或从博斯蒂克理论

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在多层断面的定性解释过程中,一般采用等效二层断面来逼近多层断面。这时,等效二层断面的参数称为等效厚度h效和等效电阻率ρ效。利用这一参数可描述一定收-发距条件下地电断面的综合性质。在频率域电磁测深中

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而等效电阻率取平均纵向电阻率,即

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因此,视纵向电导为

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基底埋深

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以上公式中356≤αω≤503（在国际单位制中）。
（三）应用实例
与直流电测深相比,频率电磁测深具有分辨率高、能穿透高阻层、各向异性影响小、观测参数多,以及工作效率高等优点,因此,在各类地质勘查工作中都得到了应用。
长白山地区新生界玄武岩覆盖很广,地下地质情况不清。如图3-24为二道白河到两江剖面的视电阻率断面图,并根据频率测深资料绘制了相应的地质剖面。引人注目的是,13号点两侧和19号点附近视电阻率等值线密集,是断层的反映。钻探表明,电测深解释结果基本符合实际地质情况。

图3-24 二道白河至两江剖面视电阻率断面图及推断的地质剖面

20世纪50～60年代，大地电磁测深法在理论和技术两方面克服了许多缺陷和困难，取得了突破性的进展，走上实用阶段并取得了第一批成果。30多年来随着地质科学的进展，人们愈来愈重视地壳与上地幔的研究。近地表的地质现象都与地球的深部构造和物质状态密切相关，很多地质问题的解决，比如矿产的分布与远景预测，地震的发生等都有赖于深部地质研究的成果。在油气田勘探方面，工作重点正逐步深入到地质条件复杂的地区，如火山岩、碳酸盐岩广泛分布的沉积盆地和有大规模逆掩断层带地区。在这些领域大地电磁测深法都可发挥重要作用。它不仅较传统的电法勘探优越，甚至在某些方面和地震方法相比也具有一定的特点。
近年来大地电磁测深法在应用方面已取得不少成功的实例。目前应用最多也较成功的是在深部地质构造研究，油、气田勘探和地热资源的调查等几个方面。
（一）研究地壳和上地幔深部地质构造
现在所用的大地电磁测深仪可记录的最长周期为10000 s，勘探深度可达百千米。这样的探测能力可以穿透地壳而至上地幔。因此，可用来探查不同地质构造单元之间的接触关系；研究组成地壳和上地幔物质的导电性以及岩石圈的厚度。
我们首先介绍一下地壳和上地幔的基本概念。大家知道，地球的外形近似于一个椭球体，它的平均半径为6371 km，赤道半径为6378 km，两极半径为6356 km。对地球内部结构的认识主要是通过地球物理资料的分析和推论获得的。根据地震波在不同深度传播速度的变化，通常将地球划分为地壳、地幔和地核三大部分（图3-2-15）。

图3-2-15 地震波速度随深度的变化和地球内部的分层

地壳和地幔的分界面称为莫霍界面，地幔和地核的分界面称为古登堡界面或核-幔界面，莫霍界面和古登堡界面都是地震波速度变化不连续的分界面。通常认为莫霍面上下岩石的化学成分不同，所以它是一个化学分界面。古登堡界面位于地球深度约2900 km处，地震波向下穿过这一界面时，纵波速度陡然下降，横波消失。由于液态介质中无横波传播，所以认为地核的外核应是熔融的液态物质，内核仍然是固态。地幔还可以分为上地幔和下地幔两部分，二者的分界约位于深度1000 km处。在上地幔中，地震波速度随深度的变化率是不均匀的，而下地幔中波速度随深度的变化基本上是线性增大。
地壳是地球最表面的一层，它的平均厚度约33 km，但厚度分布极不均匀，大洋地区厚度较小，太平洋中心部位只有5 km，陆地一般较厚，约为30～40 km。通常是海拔越高地壳厚度越大，我国西藏高原及天山地区地壳厚达70 km左右。地壳内部分为上下两层，地壳的上层是所谓的花岗岩层，也称硅铝层。下层称为玄武岩层，或者称为硅镁层。实际上这些名称都是根据地震波在地壳中的传播速度和岩石标本波速度测量的对应关系来命名的。近年来参考了重力观测资料，认为地壳的上层可能是介于花岗岩和闪长岩之间的岩类，地壳的下层可能是麻粒岩或闪岩，它们是酸性向中性过渡岩类的高压相。上下两层的分界面称为康腊界面。另外，在许多地区的地壳内还发现有相对低速层或高速和低速的夹层，并且地震波的低速层和大地电磁测深法所发现的高导层经常是相互对应的。
通常认为地幔中的岩石是由类似于橄榄岩、辉石岩等超基性岩类组成的，其依据是橄榄岩的波速度和莫霍面的波速度相当。另外，如果地幔的物质组分和陨石相似，陨石的平均组分是：橄榄石46%、辉石25%、斜长石11%，它也应属于超基性岩类。而且，玄武岩是地表常见的一种岩浆岩，它来源于地幔属于超基性岩类，玄武岩中还常有橄榄岩等超基性岩的包体。根据岩石学实验的推论，在地幔中不同温度、压力和水蒸气条件下，地幔中不同深度可能形成闪石、斜长石玄武岩、辉石橄玄岩、石榴子石玄橄岩等。
就整个地球而言，根据大地电磁法的研究结果，地壳和上地幔可以分成三个大的电性层。
第一电性层为地表的沉积盖层，厚度为0～20 km。电阻率为0.2～500 Ω·m，总纵向电导为0～3×104S。当然在更详细的地质研究中可以划分出更细的层次。
第二电性层为坚硬的岩石圈，包括地壳及上地幔上部，在电性上表现为高电阻率，可达103 Ω·m以上。其厚度在不同的构造单元上差别很大，一般在活动区较薄，为10～20 km，在稳定的地台区较厚，可达上百千米。值得指出的是，在这巨厚的岩石圈中近年来发现了低电阻异常或低电阻层。形成这种良导电层的原因可能有多种，它引起了地质和地球物理学家们的浓厚兴趣。
第三个电性层为软流圈，表现为良导电性。电阻率大致为几十或几欧·米。埋藏深度在不同地区有很大差别，可从20 km变到200 km，大多数为（100±30）km。很多资料表明软流圈具全球性分布特性。

图3-2-16 地壳、上地幔中电阻率随深度的变化

图3-2-16为地球的电阻率剖面，其电阻率值随深度而变化。这个变化可以有两种方式，一种是连续变化，电阻率主要受温度的控制，另一种是不连续变化，电阻率主要受岩性成分和物理状态的控制。
波斯派也夫等曾报导了西伯利亚地台南部包括贝加尔断裂带的大地电磁测深结果。在这里共完成了700多个测深点。从现代地质构造上看这里有童古斯与尼尔-萨亚-亚尼萨两个台向斜，纳帕、巴伊基特两个台背斜以及贝加尔断裂带。沉积厚度在台向斜上为8 km以上，童古斯最厚为10～13 km。在台背斜隆起的顶部为2.5～3 km。深积层的地电剖面可分三层，第一层包括中生代、志留、奥陶、上寒武的陆相沉积，在向斜中纵向电阻率为10～15 Ω·m，厚度为3～5 km。在背斜上，电阻率为50～100 Ω·m，厚度仅数百米。该层相对地表为低电阻岩层。第二层主要为寒武纪的碳酸岩，在向斜中也包括志留、奥陶纪的碳酸岩。电阻率100～200 Ω·m，属高电阻岩层。第三层为直接覆盖在古老变质岩与结晶基底之上的寒武纪陆原沉积。在向斜中电阻率为3～5 Ω·m，厚度达2～6 km，在背斜上电阻率为30～50 Ω·m，厚度仅350～500 m，属低电阻层。
应当指出，20世纪90年代以来，由中、美、加合作进行的“国际喜马拉雅和西藏高原深剖面及综合研究”（INDEPTH）项目，经近年深入研究，现已取得多项重要成果。其中根据MT法的资料，阐明了西藏中、南部特殊的地幔电性结构；提出了关于印度板块俯冲的新观点；指出了喜马拉雅构造带与冈底斯构造带的地壳热结构特点等（魏文博等，1997；Wenbo Wei，2001）。
（二）探测沉积盆地普查油气田
应用大地电磁测深法可以确定沉积盆地下伏高阻基底的起伏，在有利条件下还可以对沉积岩系进行电性分层，研究沉积岩相带的变化和沉积盖层的构造，并可作为普查石油、天然气田的综合地球物理方法之一。根据一些研究成果表明，其精度有时并不亚于常用的地震勘探方法，特别当沉积盆地上部存在巨厚的砾石层、火山岩层、以及溶洞十分发育的碳酸岩层时，地震勘探效果不佳，大地电磁测深法是一种有效的替代方法。

图3-2-17 苏联瓦尔戴拗陷大地电磁测深剖面图

前苏联在莫斯科台向斜的瓦尔戴拗陷东南部，沿35公里长的测线上做了10个大地电磁测深点，每个测深点均观测两个方向的视电阻率值，即磁场与测线平行时的纵向ρ∥（即ρTE）和与测线垂直时的横向ρ⊥（即ρTM），其结果如图3-2-17所示。
从图3-2-17（a）可以看出，单纯研究沉积岩下伏基底的起伏，选用周期为10～100 s或更长一些的视电阻率曲线已可满足解释工作的需要。图中各曲线在T=100 s的视电阻率处于反映高阻基底的右支S渐近线上。利用S渐近线可以求得各测点沉积盖层总的纵向电导。图3-2-17（b）绘出了电导S⊥和S∥的剖面图，它们分别根据ρ⊥和ρ∥曲线求得，S⊥和S∥沿剖面变化特征基本相同，定性反映了高阻基底埋深的变化情况。在拗陷边缘测点4处，根据钻孔资料基底埋深为1840 m，根据ρ⊥曲线该点S⊥ =1310 S，求得=1.4Ω·m。在测点10利用视电阻率曲线ρT （min）和的近似关系式，求得=1.3 Ω·m，二处大致相等。利用H=S公式可确定各测点高阻基底的埋深。图中还绘出了根据各点H值和地震勘探资料求得的基底起伏剖面，二者基本一致。

与直流电测深相比，频率电磁测深具有分辨率高、能穿透高阻层、各向异性影响小、观测参数多，以及工作效率高等优点，因此，在各类地质勘查工作中都得到了应用。

长白山地区新生界玄武岩覆盖很广，地下地质情况不清。图2-5为二道白河至两江剖面的视电阻率断面图，并根据频率测深资料绘制了相应的地质剖面。引人注目的是，13号点两侧和19号点附近视电阻率等值线密集，是断层的反映。钻探表明，电测深解释结果基本符合实际地质情况。

图2-5 二道白河至两江剖面视电阻率断面图及推断的地质剖面