第一章海洋电法勘探.课件.ppt

1、第一章第一章 海洋电法勘探海洋电法勘探 1.1、海洋电法的历史和现状、海洋电法的历史和现状 地球表面的地球表面的70%是海洋，海洋对于人类是海洋，海洋对于人类的生存和发展极其重要。的生存和发展极其重要。 海底是世界上最大的资源宝库海底是世界上最大的资源宝库.大量的石大量的石油、天然气及各种矿产都蕴藏其中。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，大部分宝除部分石油天然气已开发外，大部分宝藏有待查明和开发。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海洋电磁方法是一种主要的海洋地球物理方法。理方法。它适用于在碳酸盐礁脉、盐丘、它适用于在碳酸盐礁脉、盐丘、火山岩覆盖、海

2、底永久冻土带等地区工火山岩覆盖、海底永久冻土带等地区工作。作。 而且，海洋电磁法适应性强，探测深度而且，海洋电磁法适应性强，探测深度的范围大。的范围大。 海洋电磁观测着眼于固体大地的地球物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，石洋中脊的构造，海底扩张带的形成，石油、天然气及各种矿产油、天然气及各种矿产)在调查之列。在调查之列。 它涉及的方法技术门类繁多，不同空间、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、天不同波段和不同成因的人工电磁场、天然电磁场均可探测，海洋地壳和地慢

3、的然电磁场均可探测，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，恐怕要数法国的最早的海洋电场测量，恐怕要数法国的施伦贝尔格兄弟施伦贝尔格兄弟(Schfumberger). 1912一一1926年间，他二人先是在陆地发年间，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明海床结构。可以说这哥俩是海洋直流电法（电法（direct cur

4、rent resistivity）的鼻的鼻祖。祖。 最早的海洋可控源系统的尝试，似乎是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船导航的电缆，测量电缆周围的磁场和电流，计划很庞大。电流，计划很庞大。 Buttcrworth(1924)计算了电缆和绝缘海计算了电缆和绝缘海底上周围的场并和测量做了对比底上周围的场并和测量做了对比.很可惜，很可惜，“可控源可控源这个名词当时尚未发明出来，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做的工作又少。所以他的尝试后人知道者少。者少。 根据已检索

5、的资料看，从根据已检索的资料看，从30年代直到年代直到60年代早期，海洋电磁研究的资料几乎没年代早期，海洋电磁研究的资料几乎没有。有。 随着二次世界大战的创伤得到医治，发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、环境的研究列达国家逐渐地将对资源、环境的研究列入议事日程。入议事日程。 60年代末期到年代末期到70年代末，人们开始把目年代末，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。年海洋电磁法的研究多了很多。 从现有资料看，工作主要集中在从现有资料看，工作主要集中在四个方面：四个方面： 一是深海地质结构的研究。一是深

6、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、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。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。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采用的方法有自然电位法(SP)、直流电阻率直流电阻率法法(DC)、大地电磁法大地电磁法(MT）、）、激发极化法激发极化法IP)、磁电阻率法磁电阻率法(MMR)等。等。 三是开发研制了适合海洋环境的仪器设三是开发研制了适合海洋环境的仪器设备，如海底磁测仪备

7、，如海底磁测仪(OBM)，海洋海洋SP系统系统等。等。 四是开展了海洋学的研究，测量海水运四是开展了海洋学的研究，测量海水运动引起的电场。动引起的电场。 虽然这一时期海洋电磁研究已经起动，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合作的多方法、多学科研究还未形成. 80年代到年代到90年代早期是海洋电磁法升温年代早期是海洋电磁法升温的时期。的时期。 从部分文献的统计看，已发表的资料十从部分文献的统计看，已发表的资料十之八、九是之八、九是

8、80年代以来的年代以来的. 目前已知的大项目有目前已知的大项目有: （1） 、EMSLAB是迄今为止的最大、是迄今为止的最大、国际合作的项目。国际合作的项目。 1985年，有六个国家的科研人员参加，年，有六个国家的科研人员参加，动用了动用了118台仪器设备，时间延续到台仪器设备，时间延续到1988年。年。 投人方法有投人方法有GPS法、法、MT法，工作面积覆法，工作面积覆盖美国俄勒岗州盖美国俄勒岗州(oregon)、华盛顿州华盛顿州(Washington)旁及邻近几州及加拿大海旁及邻近几州及加拿大海域和域和Juan de Fuca板块。板块。目的是圈定俯冲目的是圈定俯冲板块板块(subduct

9、ing slab)，研究海洋学和区研究海洋学和区域地质。域地质。 （2）、）、EMRTDGE是是EMSLAB项目的项目的补充。补充。 为了对为了对Juan de Fuca洋脊有更加详尽的了洋脊有更加详尽的了解，日本、加拿大、澳大利亚三国的科解，日本、加拿大、澳大利亚三国的科学考察队伍，于学考察队伍，于1988年年7一一11月，在月，在Juan de Fuca洋脊的一个小区域，布置了洋脊的一个小区域，布置了12套套仪器，做了仪器，做了11个磁测点，个磁测点，2个电测点。个电测点。 目的是调查熔融体的迁移聚集，热液循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环，海洋岩石圈的热变质.这

10、些仪器于这些仪器于1988年年11月收回。月收回。 （3）、）、BEMPEX于于1986一一1987年，工年，工作作T了了11个月，投入了个月，投入了 41台台(套套)仪器，包仪器，包括括13台水平电测仪，台水平电测仪，9台垂直电测仪，台垂直电测仪，12台压力记录仪，台压力记录仪，7台台3分量磁力仪。分量磁力仪。 覆盖面积很宽，在北太平洋中纬度地区，覆盖面积很宽，在北太平洋中纬度地区，以以N400、W1630为中心，东西为中心，东西1100km，南北南北1000km，目的是海洋学研究。目的是海洋学研究。 第二仪器组有第二仪器组有2台磁力仪，一台水平电测台磁力仪，一台水平电测仪，配置在仪，配置在

11、N310、W590附近，作为远参附近，作为远参考点。考点。 （ 4）、）、TPSME又称又称Tasman项目项目，是美、，是美、澳联合的项目，于澳联合的项目，于1983一一1984年间，历年间，历时四个月，横穿澳大利亚一新西兰之间时四个月，横穿澳大利亚一新西兰之间的的Tasman海，布置海底压力和海，布置海底压力和MT仪器。仪器。 （5）、日本的海洋电磁研究。）、日本的海洋电磁研究。 日本对海洋的兴趣也是很高的日本对海洋的兴趣也是很高的.从从1984年年开始，他们开展了几项开始，他们开展了几项EM试验试验: 一次在一次在Ryukyu海沟弧系统总共海沟弧系统总共6个地方个地方测量了地磁变异，持续

12、时间从二星期到测量了地磁变异，持续时间从二星期到一个半月不等一个半月不等; 二次在南东太平洋二次在南东太平洋Tahiti岛附近两个地方岛附近两个地方测量地磁场变化达一月之久测量地磁场变化达一月之久; 最大的一次是在最大的一次是在Izu一一Bonin弧进行的，弧进行的，从从1986年到年到1992年，围绕北西太平洋一年，围绕北西太平洋一个典型的岛弧系统，每年都进行海底个典型的岛弧系统，每年都进行海底EM观测，包括海底磁测观测，包括海底磁测(OBM)17点，海底点，海底电测电测(OBE)4点。点。 每点观测时间每点观测时间1一一4月不等。月不等。 （ 6）、俄国为主的海洋研究。）、俄国为主的海洋研

13、究。 从从1987年开始，俄罗斯地质部门在海洋年开始，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开展了直流电法勘探石油和硫化物矿产的工作。的工作。 为此他们设计了几种最新的拖曳系统，为此他们设计了几种最新的拖曳系统，可提供可提供SP、IP、DC法测量，由多通道浮法测量，由多通道浮筒构成，还带有水物理及水化学探测器筒构成，还带有水物理及水化学探测器. 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夫海洋学研究院南方分院研制了一种海洋洋MT仪器，仪器，1988年在白令海和南中国海年在白令海和南中国海进行了试验。进行了试验。 测量持

14、续时间分别为测量持续时间分别为27小时和小时和20小时，小时， 1988年在中大西洋海脊年在中大西洋海脊50英里处，水深英里处，水深2932m，N90 013，W39 0588的地方，的地方，分别在海底和近地表同步地进行磁场脉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，动测量，海底是用三分量磁通门磁力仪，地表用核子磁力仪。地表用核子磁力仪。 （7）、）、Woods Hole海洋研究所，也是海洋研究所，也是在这方面工作较多的构机。在这方面工作较多的构机。他们做的几他们做的几次大的试验工作如下次大的试验工作如下: 1) SYNOP(Synoptic ocean Predi

15、ction): 在新泽西海湾流在新泽西海湾流(Gulf Stream)下布置下布置4台台OBE工作了一年，用电流计和回声仪同工作了一年，用电流计和回声仪同时进行电场和海洋测量时进行电场和海洋测量(1 993年年)。 2) Antilles:18台台OBE和压力记录仪沿和压力记录仪沿400km测线布置，位于巴哈马测线布置，位于巴哈马(Bahamas)群岛之阿巴科群岛之阿巴科(A baco)岛附近，岛附近，N26.5 0，工作了工作了18个月个月. 3) SEA(south一一East APPalachies): 南东南东阿巴拉契，沿着从南百慕大到南卡罗来阿巴拉契，沿着从南百慕大到南卡罗来纳约纳约

16、3000m等深度线的岸上一海滨地球等深度线的岸上一海滨地球物理横剖面。物理横剖面。 他们还设计了一套新的浅水他们还设计了一套新的浅水EM装置，装置，可以可以1Hz采样率记录电场水平分量、磁场采样率记录电场水平分量、磁场矢量的变化、压力、温度和矢量的变化、压力、温度和2倾斜分量倾斜分量. （8）、）、Scripps 海洋研究所、多伦多大学太平海洋研究所、多伦多大学太平洋地球科学中心、剑桥大学的工作。洋地球科学中心、剑桥大学的工作。 他们研究海底他们研究海底CSEM已经有些年头了。已经有些年头了。 大约从大约从80年代开始直到现在，研究年代开始直到现在，研究CSEM的正、的正、反演理论，设计用于海

17、底的仪器，开展海底的反演理论，设计用于海底的仪器，开展海底的试验。试验。 他们的试验工作，如他们的试验工作，如Scripps 在太平洋东北区在太平洋东北区所作的所作的CSEM频率测深频率测深(1990)，多伦多大学的，多伦多大学的Cheesman在温哥华岛南端的在温哥华岛南端的CSEM时域瞬变时域瞬变试验试验(1 987)，剑桥，剑桥/Scripps联合在联合在N13 0北太平北太平洋隆起的洋隆起的 CSEM试验试验(1989)。 （9）、）、90年代，中国地质大学、中南工年代，中国地质大学、中南工业大学、长春科技大学、同济大学、浙业大学、长春科技大学、同济大学、浙江石油勘探处等单位于江石油勘

18、探处等单位于90年代加入海洋年代加入海洋电磁研究的行列，包括电磁研究的行列，包括MT 、 TEM等方等方法，法，在滩海地区或近海地区进行了工作在滩海地区或近海地区进行了工作或在湖区进行了试验，为进一步工作集或在湖区进行了试验，为进一步工作集累了宝贵经验累了宝贵经验. 虽然自从虽然自从80年代以来，海洋电磁研究越年代以来，海洋电磁研究越来越发展，人们的兴趣越来越浓厚，但来越发展，人们的兴趣越来越浓厚，但从总体上看工作量并不很大，都处在实从总体上看工作量并不很大，都处在实验研究阶段验研究阶段.还没有进人生产性还没有进人生产性(或商业性或商业性)使用阶段。使用阶段。 开展了这方面研究的国家不超过开展

19、了这方面研究的国家不超过10个个.主主要的目标集中在海底隆起或洋中脊，以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，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，仍在设计研制的仪器设备也各造一套，仍在改进之中。改进之中。 近年来墨西哥湾石油勘探的进展和盐丘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，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，使得理论、仪器和海上施测都日臻成熟，接近商业应用水平。接近商业应用水平。 6、海洋电磁环

20、境、海洋电磁环境 （1）一个上下颠倒的世界）一个上下颠倒的世界 对于居住在陆地上的人来说，日常遇到的情对于居住在陆地上的人来说，日常遇到的情况是均匀况是均匀(或不均匀或不均匀)的大地上覆盖着无边无际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没有衰的空气。电磁信号在空气中传播基本上没有衰减。减。 勘探地球物理学家们感兴趣的是空气下面大地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。中的电导率分布。 过去人们一直认为，高电导率的海水过去人们一直认为，高电导率的海水屏蔽屏蔽电磁效应，使海底电磁法失去应有的效果。这电磁效应，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

21、束缚了人们的手脚，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。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。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，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。或者说是陆地情况的镜象。 如图如图1所示，在陆地上，空气所示，在陆地上，空气00，与大地相与大地相比有比有0 1; 如果把大地和海洋位置上下交换，就可类比于如果把大地和海洋位置上下交换，就可类比于陆地情况。陆地情况。 所以，对于居住在陆地上的人来说，海底是一所以，对于居住在陆地上的人来说，海底是一个上下颠倒

22、的世界。个上下颠倒的世界。 电磁波理论表明，电磁波在低电导率物电磁波理论表明，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据，也是海就是海底电磁测量的理论依据，也是海洋电磁环境的一大特点。洋电磁环境的一大特点。 （2）海底环境的优点）海底环境的优点 海底全被高电导率的海水覆盖，由于它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，成份无法穿透海水到达海底，所以说，海洋相当于一

23、个低通滤波器。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。的电磁信号能量极小。 电离层和磁性层中产生的电离层和磁性层中产生的EM场中的高频场中的高频成份大为削减，各种人工场源或文化污成份大为削减，各种人工场源或文化污染也衰减殆尽。染也衰减殆尽。 在这个意义上，可以说海底是一个低噪在这个意义上，可以说海底是一个低噪声的、极为声的、极为“安静安静”的电磁环境。的电磁环境。 这对于海底电磁研究特别是观测微弱信这对于海底电磁研究特别是观测微弱信号非常有利。号非常有利。 海底也是一个非常稳定的环境。海底也是一个非常稳定的环境。

24、海水的海水的电导率取决于其温度和含盐度。可以认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，处为，海水的温度和含盐度非常均衡，处处相等。处相等。 这对于海底电磁测量特别是电场分量的这对于海底电磁测量特别是电场分量的测量很有好处。测量很有好处。 一是电极所处环境均匀稳定，电极噪声一是电极所处环境均匀稳定，电极噪声小小; 二是电极与海水接触阻抗小二是电极与海水接触阻抗小(小到小到0.1) 易于获得很大的供电电流易于获得很大的供电电流(大到数百安培大到数百安培)，这在陆地上很难做到。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对测量电极来说，接地电阻小均匀而稳定，可提

25、高测量精度定，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。曳系统进行连续测量。 接收、发送均可在海中接收、发送均可在海中(或海底或海底)拖动，可拖动，可以实现大面积快速测量。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过去，只有航空地球物理方法才能连续作业作业.陆地上由于各种障碍陆地上由于各种障碍(沟壑、河流、沟壑、河流、交通线、居民区交通线、居民区)，连续拖动作业是不可，连续拖动作业是不可能的。能的。 海洋电法的测量结果通常以电阻率（电海洋电法的测量结果通常以电阻率（电阻率即电流通过阻率即电流通过1m3的物质时所表现

26、出的的物质时所表现出的电阻值），或它的倒数电导率的形式电阻值），或它的倒数电导率的形式表示，它们的单位分别为表示，它们的单位分别为“”和和“西门子西门子/米米”。 虽然对于高导电性海水之下地球内部物虽然对于高导电性海水之下地球内部物质的电学特性进行直接测量相当的困难，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，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。外作业和资料分析上的创新。 其中包括自然电位、电流和电磁场的测其中包括自然电位、电流和电磁场的测量量 在本章中，我们主要介绍以下六个

27、方面：在本章中，我们主要介绍以下六个方面： 1、自然电位法、自然电位法：主要采用海底电极和一：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高阻抗的的电压表测量矿区附近的自然电位。电位。 2、感应极化法、感应极化法：根据中断穿过电极的电：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。抗随频率的变化来测量异常体的电导率。 3、直流电阻率法、直流电阻率法：根据直流电流过两电：根据直流电流过两电极时的电势分布测量电阻率的大小。极时的电势分布测量电阻率的大小。 4、大地电磁法、大地电磁法：根据激发电离层和磁性：根据激

28、发电离层和磁性层中的带电粒子流在地球内形成的时变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。天然电磁场测量海底电阻率。 5、磁测电阻率法、磁测电阻率法：根据接地电源产生的：根据接地电源产生的电磁场得到电阻率。电磁场得到电阻率。 6、电磁勘探、电磁勘探：根据海底对电磁场传导的：根据海底对电磁场传导的响应来得到海底电导率。响应来得到海底电导率。 1.2 海水、沉积物和岩石的电阻率海水、沉积物和岩石的电阻率 电阻率在地表附近的变化非常大，变化电阻率在地表附近的变化非常大，变化范围可达范围可达8个数量级之多（表个数量级之多（表9.1）。）。 海水的电阻率一般要比大多数岩石和沉海水的电阻

29、率一般要比大多数岩石和沉积物的都小得多，从近海面的积物的都小得多，从近海面的0.2欧姆欧姆米米变到温跃层下的变到温跃层下的0.3欧姆欧姆米。米。 我们首先介绍陆地上一般岩石的电性特我们首先介绍陆地上一般岩石的电性特征。征。 下面介绍海洋岩石的电性特征：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。海水电导率受温度和含盐度的支配。 Accerboni和和Mosettic(1967)总结出如下的总结出如下的半经验公式半经验公式:0011TTSSShkkteeS

30、STTBA （1） 式中，式中，A=0.2193，B=0.012842，K=0.0320，=0.00290，h=0.1243， =0.00978，T0=20，=0.0000165，S0=35，为导电率，单位为为导电率，单位为sm1，T为温度，单位为温度，单位，S为千分之含盐度，为千分之含盐度， 对典型的海水，对典型的海水，T=10，S=30 ，则，则=3 .32 s/m。 海洋地壳的岩石物理性质也不同于陆地。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地壳实际上是海水饱和的(特别是地壳的特别是地壳的第一、二层第

31、一、二层)。 其结果，使得近地表、小范围的导电性其结果，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像陆地那样成为决定其导电性的主要因素。素。 海洋沉积物的导电性主要取决于其孔隙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，服从如下的阿度和充填其中的孔隙液，服从如下的阿尔奇尔奇(Archie，1942)定律定律: 式中，式中，A为常量，为常量，0.5A2.5，S为被水为被水充填的孔隙比，充填的孔隙比，n为饱和度指数，为饱和度指数，为孔为孔隙率，隙率，w为孔隙水电导率，为孔隙水电导率，m为常数，为常数，

32、主要决定于孔隙空间的几何形态，称粘主要决定于孔隙空间的几何形态，称粘结度。结度。ASwnmf （2） 对于海水饱和的沉积物，对于海水饱和的沉积物，S=1，则式则式(2)简简化为化为: 按按Jachson(1987)的意见，可合理地设的意见，可合理地设A=1，取取 =0.5，m=1.5， w =3.32 s/m，则则f 1.17 s/m。比海水电导率低比海水电导率低2.8倍。一般倍。一般地，海底沉积物电导率比海水低地，海底沉积物电导率比海水低1.54倍。倍。Awmf （3） 随着深度增加，由于成岩固结作用，海随着深度增加，由于成岩固结作用，海底沉积物电导率降低。底沉积物电导率降低。 海底饱水的枕

33、状玄武岩，电导率约为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而下伏的低孔隙玄武岩低达0.03一一0.001 s/m。 海水电阻率的大小主要取决于温度和盐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。度而受压力变化的影响较小。 平均盐度为平均盐度为34的海水在的海水在T时的电阻率时的电阻率可近似为（可近似为（Becker et al,1982） (9.1) G. E. Archie( (1942) )通过对被不同盐度流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了电阻率与孔隙

34、度之间的一个简单关系式：式： 其中，其中，是完全饱和岩石的孔隙度，是完全饱和岩石的孔隙度，f f是岩层电阻率，是岩层电阻率，ww是孔隙水电阻率。是孔隙水电阻率。 mwf(9.2) m是一个经验常数，称作是一个经验常数，称作“胶结系数胶结系数”，引入它主要是为了使表达式更适合每个引入它主要是为了使表达式更适合每个特定岩石的性征。特定岩石的性征。 f f和和ww之比称作地层电阻系数。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型的岩性测定和部分熔融的地壳物质测定中。定中。 如图如图9.1给出了由给出了由Archie定

35、律得到的孔隙定律得到的孔隙度度电阻率曲线，分别为温度电阻率曲线，分别为温度2摄氏度的摄氏度的深海底含流体岩层曲线和温度为深海底含流体岩层曲线和温度为15摄氏摄氏度的中纬度大陆架或洋中脊低温散射流度的中纬度大陆架或洋中脊低温散射流区的曲线，区的曲线， 当当m值比较小时（即裂隙发育密度高和值比较小时（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。率的减小而迅速增大。 一个更广义的表达式：一个更广义的表达式： ( (9.3) ) 其中，其中，A是一个经验值，是一个经验值，S是液体所占孔是液体所占孔隙的百分数，隙的百分数，c是一个常数是一个常

36、数( (约为约为2.0) )（据（据Winsauer和和McCardell,1953）。）。 A 值大小与孔隙的几何特征有关，它对值大小与孔隙的几何特征有关，它对电流影响较大。电流影响较大。 处在孤立地区的一个含大量海水的地层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。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目前已对以下几种类型的孔隙进行过研究：究： 1.1.粒间孔隙粒间孔隙：存在于沉积物和沉积岩中：存在于沉积物和沉积岩中 2.2.大的、连通性差的孔隙大的、连通性差的孔隙：存在于海底：

37、存在于海底的玄武岩中的玄武岩中 3.3.破碎、裂缝和微裂隙破碎、裂缝和微裂隙：存在于被岩化：存在于被岩化的地层中，特别是火成岩和变质岩的基的地层中，特别是火成岩和变质岩的基底中底中。 对于形状相同的粒间孔隙岩石，对于形状相同的粒间孔隙岩石，A 1。 深海玄武岩的深海玄武岩的A值约为值约为9 （Pezard,1990），）， 但是一般情况下，但是一般情况下，A取取0.5与与2.5之间的一之间的一个数即可，个数即可， m的大小取决于孔隙的几何的大小取决于孔隙的几何形状，通常取形状，通常取1.3与与2.5之间的数。之间的数。 小于小于5Ma的年轻深海玄武岩的的年轻深海玄武岩的m值取值取1.0左右，它

38、能很好的反映电流在岩石裂隙左右，它能很好的反映电流在岩石裂隙中的传导情况。中的传导情况。 玄武岩年龄越老玄武岩年龄越老m值就越大，这可能与值就越大，这可能与随年龄增大导电孔隙扭曲度变大有关。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海洋沉积物的电阻率一般在0.10.11.01.0欧欧姆姆米之间，而富粘土地层是导电性最好米之间，而富粘土地层是导电性最好的一些地层。的一些地层。 在岩化过程中，电阻率随着孔隙度的降在岩化过程中，电阻率随着孔隙度的降低而增大。低而增大。 海底松散沉积物的孔隙度可以高达海底松散沉积物的孔隙度可以高达0.8。由于由于f f和和ww非常接近，非常接近， 因

39、而（因而（9.3）式中的常数式中的常数A可取一定值，可取一定值，所以如果不考虑孔隙气体的影响，电阻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、胶结因素率的大小就只取决于孔隙度、胶结因素和和ww三个因素。三个因素。 ww值的大小由孔隙水中的离子浓度、电值的大小由孔隙水中的离子浓度、电荷及离子迁移率决定。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，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。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。的增大也会引起

40、电阻率的迅速升高。 如图如图9.2给出了砂砾岩和花岗岩孔隙度随给出了砂砾岩和花岗岩孔隙度随温度的变化情况。温度的变化情况。 电阻率对电阻率对0至至-3之间的温度很敏感，随之间的温度很敏感，随温度的变化较大。温度的变化较大。 粘土的电阻率要比粗粒物质的变化速度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慢，这可能是与它们各自离子的交换能力有关。力有关。 我们可利用电阻率随流体凝固时的显著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增加这一特性估算高纬地区勘探中永冻层的深度和厚度。层的深度和厚度。 花岗岩和大陆边缘下其它基底岩石的电花岗岩和大陆边缘下

41、其它基底岩石的电阻率要比松散沉积物的高出好几个数量阻率要比松散沉积物的高出好几个数量级。级。 洋底玄武岩的电阻率介于洋底玄武岩的电阻率介于10m至至100m之间。之间。 不同岩石的电阻率之间有一些重叠部分不同岩石的电阻率之间有一些重叠部分（表（表9.1），），所以不能单用岩石的电阻率所以不能单用岩石的电阻率数据确定其岩性。数据确定其岩性。 由于岩石破裂过程中的各向异性（无论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）使得电场观测数是宏观的还是微观的）使得电场观测数据的解释变得复杂。据的解释变得复杂。 宏观上，不同电阻率的层位在不同的方宏观上，不同电阻率的层位在不同的方向上对电流的传导

42、阻碍是不同的，如海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。某个方向形成有利电流传导的通道。 1.3 海洋海洋自然电位法自然电位法 (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生电势差，主要是那些含有多金属硫化物的矿床。物的矿床。 当导体连接两个不同的电化学势时就有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。电势差产生，由此形成自电势异常。 我们先看陆地上的自然电位法的原理我们

43、先看陆地上的自然电位法的原理 如下图所示，赋存于地下的如下图所示，赋存于地下的电子导电矿电子导电矿体体，当其被，当其被地下潜水面地下潜水面切过时，往往在切过时，往往在其周围形成其周围形成稳定的自然电流场稳定的自然电流场。 我们知道，潜水面以上为我们知道，潜水面以上为渗透带渗透带，由于，由于靠近地表而富含靠近地表而富含氧气氧气，使潜水面以上的，使潜水面以上的溶液氧化性较强溶液氧化性较强； 相反，潜水面以下相反，潜水面以下含氧较少含氧较少，那里的水，那里的水溶液相对来说是溶液相对来说是还原性还原性的。的。 潜水面上、下水溶液潜水面上、下水溶液化学性质的差异化学性质的差异通通过自然界大气降水的循环总

44、能长期保持。过自然界大气降水的循环总能长期保持。 这样，这样， 电子导体的电子导体的上、下部分上、下部分总是总是分别分别处于性质不同的溶液处于性质不同的溶液之中，在之中，在导体和溶导体和溶液之间形成了不均匀的双电层液之间形成了不均匀的双电层，产生自，产生自然极化，并形成自然极化电流场，然极化，并形成自然极化电流场，简称简称自然电场。自然电场。 在上述特定自然条件下，导体上部处于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，氧化性质溶液中，其电极电位较高，导导体带正电，其周围溶液带负电；体带正电，其周围溶液带负电； 导体下部处于还原性质溶液中，电极电导体下部处于还原性质溶液中

45、，电极电位较低，位较低，导体带负电，周围溶液带正电导体带负电，周围溶液带正电。 这种因极化形成的电流，在导体内部自这种因极化形成的电流，在导体内部自上而下；上而下； 而在导体外部是自下而上，如图而在导体外部是自下而上，如图1.3-41.3-4中中的电流线。的电流线。 从地平面看，自然电流是从四面八方流从地平面看，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向导体，因此，沿剖面观测自然电位 时，时，离矿体愈近，电位愈低，离矿体愈近，电位愈低，在导体正上方在导体正上方电位最低，称为自然电位负心。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通常，在硫化金属矿上可观测到几

46、十到几百毫伏的自然电位负异常。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，自然电矿或石墨化程度较高的地层上，自然电位负异常的幅位负异常的幅 度可达度可达800800900900mVmV，甚至甚至10001000mVmV以上。以上。 2 2离子导体的自然极化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场主要是由于动电效应所产生的流动电位所引起。位所引起。 (1)(1)过滤电场过滤电场 当地下水流过多孔岩石时，在地表就可当地下水流过多孔岩石时

47、，在地表就可以观测到过滤电场。以观测到过滤电场。 溶液能平行于孔壁自由流动，而溶液能平行于孔壁自由流动，而把正离把正离子带走子带走 在在水流的上游负离子过多水流的上游负离子过多， 而而 在水流下游正离子过多在水流下游正离子过多，形成了，形成了过滤过滤电场电场。 地壳中自然形成的地壳中自然形成的过滤电场过滤电场主要包括主要包括裂裂隙电场隙电场、上升泉电场上升泉电场、山地电场山地电场和和河流河流电场等。电场等。 例如例如 ：地下的喀斯特溶洞、断层、破碎：地下的喀斯特溶洞、断层、破碎带或其它岩石裂隙带，常成为地下水的带或其它岩石裂隙带，常成为地下水的通道。通道。 当地下水向下渗漏时，上部岩石吸附负当

48、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，这离子，下部岩石出现多余的正离子，这就形成裂隙电场就形成裂隙电场( (见图见图1.3-61.3-6，a)a)。 与以上的情况相反，当地下水通过裂隙与以上的情况相反，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，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，于而在地下水深处留下过多的负电荷，于是形成是形成上升泉电场上升泉电场( (见图见图1.3-61.3-6，b)b)。 此外，由于河水和地下水之间的相互补此外，由于河水和地下水之间的相互补给形

49、成的地下水流产生的给形成的地下水流产生的 过滤电场为过滤电场为河河流电场流电场( (见图见图1.3-7)1.3-7)。 山地电场常常是雨水渗入多孔的山顶岩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。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为正，电场的分布与地形成镜象关系( (见见图图1.3-8)1.3-8)。 下面再看海洋的情况下面再看海洋的情况 自然电位自然电位(SP)主要用于寻找硫化矿床。主要用于寻找硫化矿床。 其成因机制也有几种解释，最容易接受的其成因机制也有几种解释，最容易接受的是是Sato和和

50、Mooney(l 969)提出的，认为提出的，认为SP场场是导电体与不同电化学势相接触产生的电是导电体与不同电化学势相接触产生的电流引起的。流引起的。 海水具有海水具有200一一400mv的氧化还原（的氧化还原（Eh)电电位，海底与沉积物的交界面下的小范围内位，海底与沉积物的交界面下的小范围内沉积物具有沉积物具有100200mv的的Eh电位。电位。 海底起到了强氧化还原边界的作用，良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流，该电导矿体穿过接触界面时产生电流，该电流在导体周围的分散带层中返回，引起流在导体周围的分散带层中返回，引起SP异常。异常。 由于海水和松散沉积物的氧化