第一章海洋电法勘探课件.ppt

《第一章海洋电法勘探课件.ppt》由会员分享，可在线阅读，更多相关《第一章海洋电法勘探课件.ppt（89页珍藏版）》请在三一办公上搜索。

1、第一章 海洋电法勘探,1.1、海洋电法的历史和现状地球表面的70%是海洋，海洋对于人类的生存和发展极其重要。 海底是世界上最大的资源宝库.大量的石油、天然气及各种矿产都蕴藏其中。除部分石油天然气已开发外，大部分宝藏有待查明和开发。,海洋电磁方法是一种主要的海洋地球物理方法。它适用于在碳酸盐礁脉、盐丘、火山岩覆盖、海底永久冻土带等地区工作。而且，海洋电磁法适应性强，探测深度的范围大。海洋电磁观测着眼于固体大地的地球物理和海洋学研究，许多大的重要的目标(洋中脊的构造，海底扩张带的形成，石油、天然气及各种矿产)在调查之列。,它涉及的方法技术门类繁多，不同空间、不同波段和不同成因的人工电磁场、天然电磁

2、场均可探测，海洋地壳和地慢的电导率结构模型，有意义的海洋学成果已经从电磁场观测数据中提取出来.,最早的海洋电场测量，恐怕要数法国的施伦贝尔格兄弟(Schfumberger).1912一1926年间，他二人先是在陆地发展了直流电法，几年之后又完成了首次水上电阻率测量，目的是为海港工程查明海床结构。可以说这哥俩是海洋直流电法（direct current resistivity）的鼻祖。,最早的海洋可控源系统的尝试，似乎是Drysdalc(1924)做的，他利用一战初期轮船导航的电缆，测量电缆周围的磁场和电流，计划很庞大。Buttcrworth(1924)计算了电缆和绝缘海底上周围的场并和测量做了

3、对比.很可惜，“可控源这个名词当时尚未发明出来，做的工作又少。所以他的尝试后人知道者少。,根据已检索的资料看，从30年代直到60年代早期，海洋电磁研究的资料几乎没有。随着二次世界大战的创伤得到医治，发达国家逐渐地将对资源、环境的研究列入议事日程。60年代末期到70年代末，人们开始把目光转向海底环境，这一时期比之前三十年海洋电磁法的研究多了很多。,从现有资料看，工作主要集中在四个方面：一是深海地质结构的研究。不少工作是针对洋中脊、海底隆起、上地慢、软流圈、部分熔融、热液活动等问题的。二是与矿产勘探有关的工作，包括勘探硫化矿、填绘断层、热液活动这方面的工作。采用的方法有自然电位法(SP)、直流电阻

4、率法(DC)、大地电磁法(MT）、激发极化法IP)、磁电阻率法(MMR)等。,三是开发研制了适合海洋环境的仪器设备，如海底磁测仪(OBM)，海洋SP系统等。四是开展了海洋学的研究，测量海水运动引起的电场。虽然这一时期海洋电磁研究已经起动，也只不过刚刚起步。开展的项目少，投人方法单一，研究人员各自独立，国际合作的多方法、多学科研究还未形成.,80年代到90年代早期是海洋电磁法升温的时期。从部分文献的统计看，已发表的资料十之八、九是80年代以来的.目前已知的大项目有: （1） 、EMSLAB是迄今为止的最大、国际合作的项目。1985年，有六个国家的科研人员参加，动用了118台仪器设备，时间延续到1

5、988年。,投人方法有GPS法、MT法，工作面积覆盖美国俄勒岗州(oregon)、华盛顿州(Washington)旁及邻近几州及加拿大海域和Juan de Fuca板块。目的是圈定俯冲板块(subducting slab)，研究海洋学和区域地质。,（2）、EMRTDGE是EMSLAB项目的补充。为了对Juan de Fuca洋脊有更加详尽的了解，日本、加拿大、澳大利亚三国的科学考察队伍，于1988年7一11月，在Juan de Fuca洋脊的一个小区域，布置了12套仪器，做了11个磁测点，2个电测点。目的是调查熔融体的迁移聚集，热液循环，海洋岩石圈的热变质.这些仪器于1988年11月收回。,（

6、3）、BEMPEX于1986一1987年，工作T了11个月，投入了 41台(套)仪器，包括13台水平电测仪，9台垂直电测仪，12台压力记录仪，7台3分量磁力仪。覆盖面积很宽，在北太平洋中纬度地区，以N400、W1630为中心，东西1100km，南北1000km，目的是海洋学研究。第二仪器组有2台磁力仪，一台水平电测仪，配置在N310、W590附近，作为远参考点。,（ 4）、TPSME又称Tasman项目，是美、澳联合的项目，于1983一1984年间，历时四个月，横穿澳大利亚一新西兰之间的Tasman海，布置海底压力和MT仪器。 （5）、日本的海洋电磁研究。日本对海洋的兴趣也是很高的.从1984

7、年开始，他们开展了几项EM试验:一次在Ryukyu海沟弧系统总共6个地方测量了地磁变异，持续时间从二星期到一个半月不等;,二次在南东太平洋Tahiti岛附近两个地方测量地磁场变化达一月之久;最大的一次是在Izu一Bonin弧进行的，从1986年到1992年，围绕北西太平洋一个典型的岛弧系统，每年都进行海底EM观测，包括海底磁测(OBM)17点，海底电测(OBE)4点。每点观测时间1一4月不等。,（ 6）、俄国为主的海洋研究。从1987年开始，俄罗斯地质部门在海洋开展了直流电法勘探石油和硫化物矿产的工作。为此他们设计了几种最新的拖曳系统，可提供SP、IP、DC法测量，由多通道浮筒构成，还带有水物

8、理及水化学探测器.乌克兰物理力学科学研究所和俄国舍旭夫海洋学研究院南方分院研制了一种海洋MT仪器，1988年在白令海和南中国海进行了试验。,测量持续时间分别为27小时和20小时，1988年在中大西洋海脊50英里处，水深2932m，N90 013，W39 0588的地方，分别在海底和近地表同步地进行磁场脉动测量，海底是用三分量磁通门磁力仪，地表用核子磁力仪。,（7）、Woods Hole海洋研究所，也是在这方面工作较多的构机。他们做的几次大的试验工作如下: 1) SYNOP(Synoptic ocean Prediction):在新泽西海湾流(Gulf Stream)下布置4台OBE工作了一年，

9、用电流计和回声仪同时进行电场和海洋测量(1 993年)。 2) Antilles:18台OBE和压力记录仪沿400km测线布置，位于巴哈马(Bahamas)群岛之阿巴科(A baco)岛附近，N26.5 0，工作了18个月.,3) SEA(south一East APPalachies): 南东阿巴拉契，沿着从南百慕大到南卡罗来纳约3000m等深度线的岸上一海滨地球物理横剖面。 他们还设计了一套新的浅水EM装置，可以1Hz采样率记录电场水平分量、磁场矢量的变化、压力、温度和2倾斜分量.,（8）、Scripps 海洋研究所、多伦多大学太平洋地球科学中心、剑桥大学的工作。他们研究海底CSEM已经有些

10、年头了。大约从80年代开始直到现在，研究CSEM的正、反演理论，设计用于海底的仪器，开展海底的试验。他们的试验工作，如Scripps 在太平洋东北区所作的CSEM频率测深(1990)，多伦多大学的Cheesman在温哥华岛南端的CSEM时域瞬变试验(1 987)，剑桥/Scripps联合在N13 0北太平洋隆起的 CSEM试验(1989)。,（9）、90年代，中国地质大学、中南工业大学、长春科技大学、同济大学、浙江石油勘探处等单位于90年代加入海洋电磁研究的行列，包括MT 、 TEM等方法，在滩海地区或近海地区进行了工作或在湖区进行了试验，为进一步工作集累了宝贵经验.,虽然自从80年代以来，海

11、洋电磁研究越来越发展，人们的兴趣越来越浓厚，但从总体上看工作量并不很大，都处在实验研究阶段.还没有进人生产性(或商业性)使用阶段。开展了这方面研究的国家不超过10个.主要的目标集中在海底隆起或洋中脊，以及海洋学研究，实际找矿的应用还不多，设计研制的仪器设备也各造一套，仍在改进之中。,近年来墨西哥湾石油勘探的进展和盐丘对地震有效性的影响给海洋电磁法一剂弹心针，一些公司对其发展加大了投入，使得理论、仪器和海上施测都日臻成熟，接近商业应用水平。,6、海洋电磁环境（1）一个上下颠倒的世界 对于居住在陆地上的人来说，日常遇到的情况是均匀(或不均匀)的大地上覆盖着无边无际的空气。电磁信号在空气中传播基本上

12、没有衰减。勘探地球物理学家们感兴趣的是空气下面大地中的电导率分布。过去人们一直认为，高电导率的海水屏蔽电磁效应，使海底电磁法失去应有的效果。这种传统的、也是错误的观念束缚了人们的手脚，妨碍了海底电磁法的发展。,实际上，海底环境并不是人们想象的那样。相反，它恰好是把陆地情况上、下颠倒过来，或者说是陆地情况的镜象。如图1所示，在陆地上，空气00，与大地相比有0 1;如果把大地和海洋位置上下交换，就可类比于陆地情况。所以，对于居住在陆地上的人来说，海底是一个上下颠倒的世界。,电磁波理论表明，电磁波在低电导率物质中要比高电导物质中传播得快，因此通过海底的电磁波首先到达接收点，这就是海底电磁测量的理论依

13、据，也是海洋电磁环境的一大特点。,（2）海底环境的优点 海底全被高电导率的海水覆盖，由于它对高频电磁信号的严重衰减，使得高频成份无法穿透海水到达海底，所以说，海洋相当于一个低通滤波器。在水深大于几百米的海底，频率高于1n Hz的电磁信号能量极小。电离层和磁性层中产生的EM场中的高频成份大为削减，各种人工场源或文化污染也衰减殆尽。,在这个意义上，可以说海底是一个低噪声的、极为“安静”的电磁环境。这对于海底电磁研究特别是观测微弱信号非常有利。 海底也是一个非常稳定的环境。海水的电导率取决于其温度和含盐度。可以认为，海水的温度和含盐度非常均衡，处处相等。,这对于海底电磁测量特别是电场分量的测量很有好

14、处。一是电极所处环境均匀稳定，电极噪声小;二是电极与海水接触阻抗小(小到0.1)易于获得很大的供电电流(大到数百安培)，这在陆地上很难做到。对测量电极来说，接地电阻小均匀而稳定，可提高测量精度.,海洋环境的另一优点是可以采用各种拖曳系统进行连续测量。接收、发送均可在海中(或海底)拖动，可以实现大面积快速测量。过去，只有航空地球物理方法才能连续作业.陆地上由于各种障碍(沟壑、河流、交通线、居民区)，连续拖动作业是不可能的。,海洋电法的测量结果通常以电阻率（电阻率即电流通过1m3的物质时所表现出的电阻值），或它的倒数电导率的形式表示，它们的单位分别为“”和“西门子/米”。,虽然对于高导电性海水之下

15、地球内部物质的电学特性进行直接测量相当的困难，但这些困难并没有阻碍该领域的发展，主要表现在电法海底调查仪器设备、野外作业和资料分析上的创新。其中包括自然电位、电流和电磁场的测量,在本章中，我们主要介绍以下六个方面：1、自然电位法：主要采用海底电极和一高阻抗的的电压表测量矿区附近的自然电位。2、感应极化法：根据中断穿过电极的电流而引起的电压衰减量或根据地面声阻抗随频率的变化来测量异常体的电导率。3、直流电阻率法：根据直流电流过两电极时的电势分布测量电阻率的大小。,4、大地电磁法：根据激发电离层和磁性层中的带电粒子流在地球内形成的时变天然电磁场测量海底电阻率。5、磁测电阻率法：根据接地电源产生的电

16、磁场得到电阻率。6、电磁勘探：根据海底对电磁场传导的响应来得到海底电导率。,1.2 海水、沉积物和岩石的电阻率电阻率在地表附近的变化非常大，变化范围可达8个数量级之多（表9.1）。海水的电阻率一般要比大多数岩石和沉积物的都小得多，从近海面的0.2欧姆米变到温跃层下的0.3欧姆米。我们首先介绍陆地上一般岩石的电性特征。,下面介绍海洋岩石的电性特征：1、海水和海底岩石的电导率 海洋环境下的岩石电性与陆地有所不同。海水电导率受温度和含盐度的支配。Accerboni和Mosettic(1967)总结出如下的半经验公式:,（1）,式中，A=0.2193，B=0.012842，K=0.0320，=0.00

17、290，h=0.1243，=0.00978，T0=20，=0.0000165，S0=35，为导电率，单位为sm1，T为温度，单位，S为千分之含盐度，对典型的海水，T=10，S=30 ，则=3 .32 s/m。,海洋地壳的岩石物理性质也不同于陆地。由于高的孔隙度和渗透性，所有的海洋地壳实际上是海水饱和的(特别是地壳的第一、二层)。其结果，使得近地表、小范围的导电性不均匀被大大平均，而岩石的成份并不像陆地那样成为决定其导电性的主要因素。海洋沉积物的导电性主要取决于其孔隙度和充填其中的孔隙液，服从如下的阿尔奇(Archie，1942)定律:,式中，A为常量，0.5A2.5，S为被水充填的孔隙比，n为

18、饱和度指数，为孔隙率，w为孔隙水电导率，m为常数，主要决定于孔隙空间的几何形态，称粘结度。,（2）,对于海水饱和的沉积物，S=1，则式(2)简化为:按Jachson(1987)的意见，可合理地设A=1，取 =0.5，m=1.5， w =3.32 s/m，则f 1.17 s/m。比海水电导率低2.8倍。一般地，海底沉积物电导率比海水低1.54倍。,（3）,随着深度增加，由于成岩固结作用，海底沉积物电导率降低。海底饱水的枕状玄武岩，电导率约为0.1 s/m，而下伏的低孔隙玄武岩低达0.03一0.001 s/m。,海水电阻率的大小主要取决于温度和盐度而受压力变化的影响较小。平均盐度为34的海水在T时

19、的电阻率可近似为（Becker et al,1982）,(9.1),G. E. Archie(1942)通过对被不同盐度流体浸润的沉积岩岩芯的实验室测量得到了电阻率与孔隙度之间的一个简单关系式：其中，是完全饱和岩石的孔隙度，f是岩层电阻率，w是孔隙水电阻率。,(9.2),m是一个经验常数，称作“胶结系数”，引入它主要是为了使表达式更适合每个特定岩石的性征。f和w之比称作地层电阻系数。Archie定律目前已经广泛应用于多种类型的岩性测定和部分熔融的地壳物质测定中。,如图9.1给出了由Archie定律得到的孔隙度电阻率曲线，分别为温度2摄氏度的深海底含流体岩层曲线和温度为15摄氏度的中纬度大陆架或

20、洋中脊低温散射流区的曲线，当m值比较小时（即裂隙发育密度高和混相流体的地方）预测孔隙度随着电阻率的减小而迅速增大。,一个更广义的表达式： (9.3)其中，A是一个经验值，S是液体所占孔隙的百分数，c是一个常数(约为2.0)（据Winsauer和McCardell,1953）。A 值大小与孔隙的几何特征有关，它对电流影响较大。处在孤立地区的一个含大量海水的地层如含少量海水的被裂隙相互连通的系统中的岩石一样具有大的电阻率。,目前已对以下几种类型的孔隙进行过研究：1.粒间孔隙：存在于沉积物和沉积岩中2.大的、连通性差的孔隙：存在于海底的玄武岩中3.破碎、裂缝和微裂隙：存在于被岩化的地层中，特别是火成

21、岩和变质岩的基底中。,对于形状相同的粒间孔隙岩石，A1。深海玄武岩的A值约为9 （Pezard,1990），但是一般情况下，A取0.5与2.5之间的一个数即可， m的大小取决于孔隙的几何形状，通常取1.3与2.5之间的数。,小于5Ma的年轻深海玄武岩的m值取1.0左右，它能很好的反映电流在岩石裂隙中的传导情况。玄武岩年龄越老m值就越大，这可能与随年龄增大导电孔隙扭曲度变大有关。海洋沉积物的电阻率一般在0.11.0欧姆米之间，而富粘土地层是导电性最好的一些地层。,在岩化过程中，电阻率随着孔隙度的降低而增大。海底松散沉积物的孔隙度可以高达0.8。由于f和w非常接近，因而（9.3）式中的常数A可取一

22、定值，所以如果不考虑孔隙气体的影响，电阻率的大小就只取决于孔隙度、胶结因素和w三个因素。,w值的大小由孔隙水中的离子浓度、电荷及离子迁移率决定。当温度降低至部分孔隙流体开始固结时，离子的迁移率和有效孔隙度就开始降低。同时，未凝固的孔隙流体中的离子浓度的增大也会引起电阻率的迅速升高。,如图9.2给出了砂砾岩和花岗岩孔隙度随温度的变化情况。电阻率对0至-3之间的温度很敏感，随温度的变化较大。粘土的电阻率要比粗粒物质的变化速度慢，这可能是与它们各自离子的交换能力有关。我们可利用电阻率随流体凝固时的显著增加这一特性估算高纬地区勘探中永冻层的深度和厚度。,花岗岩和大陆边缘下其它基底岩石的电阻率要比松散沉

23、积物的高出好几个数量级。洋底玄武岩的电阻率介于10m至100m之间。不同岩石的电阻率之间有一些重叠部分（表9.1），所以不能单用岩石的电阻率数据确定其岩性。,由于岩石破裂过程中的各向异性（无论是宏观的还是微观的）使得电场观测数据的解释变得复杂。宏观上，不同电阻率的层位在不同的方向上对电流的传导阻碍是不同的，如海底重金属硫化物和氧化物的矿物区可在某个方向形成有利电流传导的通道。,1.3 海洋自然电位法 (Self-potential method),很多矿床犹如天然电池一样能在地表产生电势差，主要是那些含有多金属硫化物的矿床。当导体连接两个不同的电化学势时就有电势差产生，由此形成自电势异常。我们

24、先看陆地上的自然电位法的原理,如下图所示，赋存于地下的电子导电矿体，当其被地下潜水面切过时，往往在其周围形成稳定的自然电流场。我们知道，潜水面以上为渗透带，由于靠近地表而富含氧气，使潜水面以上的溶液氧化性较强；相反，潜水面以下含氧较少，那里的水溶液相对来说是还原性的。潜水面上、下水溶液化学性质的差异通过自然界大气降水的循环总能长期保持。,这样， 电子导体的上、下部分总是分别处于性质不同的溶液之中，在导体和溶液之间形成了不均匀的双电层，产生自然极化，并形成自然极化电流场，简称自然电场。在上述特定自然条件下，导体上部处于氧化性质溶液中，其电极电位较高，导体带正电，其周围溶液带负电；导体下部处于还原

25、性质溶液中，电极电位较低，导体带负电，周围溶液带正电。,这种因极化形成的电流，在导体内部自上而下；而在导体外部是自下而上，如图1.3-4中的电流线。从地平面看，自然电流是从四面八方流向导体，因此，沿剖面观测自然电位 时，离矿体愈近，电位愈低，在导体正上方电位最低，称为自然电位负心。,通常，在硫化金属矿上可观测到几十到几百毫伏的自然电位负异常。顺便指出：在化学性能十分稳定的石墨矿或石墨化程度较高的地层上，自然电位负异常的幅 度可达800900mV，甚至1000mV以上。,2离子导体的自然极化在离子导电的岩石上所观测到的自然电场主要是由于动电效应所产生的流动电位所引起。(1)过滤电场当地下水流过多

26、孔岩石时，在地表就可以观测到过滤电场。,溶液能平行于孔壁自由流动，而把正离子带走在水流的上游负离子过多，而 在水流下游正离子过多，形成了过滤电场。,地壳中自然形成的过滤电场主要包括裂隙电场、上升泉电场、山地电场和河流电场等。例如 ：地下的喀斯特溶洞、断层、破碎带或其它岩石裂隙带，常成为地下水的通道。当地下水向下渗漏时，上部岩石吸附负离子，下部岩石出现多余的正离子，这就形成裂隙电场(见图1.3-6，a)。,与以上的情况相反，当地下水通过裂隙带向上涌出形成上升泉时，由于过滤作用，在泉水出露处呈现过剩的正电荷，而在地下水深处留下过多的负电荷，于是形成上升泉电场(见图1.3-6，b)。此外，由于河水和

27、地下水之间的相互补给形成的地下水流产生的 过滤电场为河流电场(见图1.3-7)。,山地电场常常是雨水渗入多孔的山顶岩层向山脚流动形成的。山地电场总是山顶电位为负，山脚电位为正，电场的分布与地形成镜象关系(见图1.3-8)。,下面再看海洋的情况自然电位(SP)主要用于寻找硫化矿床。其成因机制也有几种解释，最容易接受的是Sato和Mooney(l 969)提出的，认为SP场是导电体与不同电化学势相接触产生的电流引起的。海水具有200一400mv的氧化还原（Eh)电位，海底与沉积物的交界面下的小范围内沉积物具有100200mv的Eh电位。,海底起到了强氧化还原边界的作用，良导矿体穿过接触界面时产生电

28、流，该电流在导体周围的分散带层中返回，引起SP异常。,由于海水和松散沉积物的氧化还原电势分别为+200+400mv和-100-200mv，所以在沉积物覆盖的海底形成一重要的氧化还原界面。这时如果有一个导体穿过海水和沉积物的分界面就会有电流产生，形成自电势异常。,陆上硫化物矿体的自电势异常一般介于几百微伏至几伏之间，而且与围岩相比常常为负值。如果加入导电性好的海水，自电势异常就会随海水和海底物质间电阻率比值的增加而减小。由电阻率接近海水的松散沉积物组成的区域，自电势异常减小不是很大。但在花岗岩和其它高电阻基岩中，减小程度就比较大。,海洋自电势异常是通过记录一对相距10米至100米的拖曳式不极化电

29、极的电势差得到的。目前已有研究给出了定位浅层硫化物沉积矿床的方法。然而，自电势异常很容易被海水运动、电缆振动、拖曳方向改变及自然地磁场变化等因素引起的势梯度所屏蔽。,在缅因州佩诺布斯科特海湾硫化物沉积矿床的海岸延伸部位发现了约300mv的自电势异常(Corwin,1976)；同样在东太平洋海隆的硫化物矿体附近也发现了自电势异常（9.3.4部分）。,在海洋中做自然电位法(SP)的优点是可以拖动，利于做快速普查.海底含盐度高、温度恒定，噪声小。海底SP系统同样采用Ag-AgCI电极做接收电极，通过电缆连到考察船上.勿需供电，故设备简便，只需在船上记录SP电势即可。可惜迄今进行的海洋SP测量次数很有限，已发表的资料也不够详细。一个成功的例子是在缅因州，探测到了已知陆地硫化矿床向海滨的延伸，其SP异常达300mv。,