电法勘探原理.ppt

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1、电法勘探原理,地空学院 张胜业 2013年10月,教材与参考书 1、李金铭编著，地电场与电法勘探，地质出版社，2005 2、张胜业等主编，应用地球物理学原理，中国地质出版社，2004 3、傅良魁主编，应用地球物理教程电法，放射性，地热，地质出版社，1991.4 4、傅良魁主编， 电法勘探教程 地质出版社，1983.5,课 程 主 要 内 容,第一章 绪言 第二章 岩石的电学性质 第三章 地下稳定电流场和交变电磁场的 基本特征 第四章 电阻率法的基本原理与应用 第五章 充电法和自然电场法的基本理论 与应用 第六章 激发极化法的基本理论与应用 第七章 电磁法的基本原理与应用,本课程的目的就是系统

2、地向学生传授电法勘探的基础知识、基本原理和基本方法，使学生能系统地掌握电法勘探的专业基础知识，具有扎实的专业基础，知识面较宽，适应性较强，为后续的专业课程的学习及以后的工作打好良好的专业基础。 本课程的先导课程为数学、物理、场论、计算方法和地质基础课等，后续课为电法勘探资料处理与解释。,第一章 绪言,1.1 电法勘探定义 1.2 电法勘探研究对象和基础 1.3 电法勘探分类 1.4 电法勘探历史简介 1.5 这门课的学习与讲授重点,1.1电法勘探定义,电法勘探是地球物理勘探方法中的一种勘探方法，它以岩、矿石的导电性、电化学活动性( 激发极化特性)、介电性和导磁性的差异为物质基础，使用专用的仪器

3、设备，观测和研究地 壳周围电（磁）场的变化和分布规律，来研究地质构造、寻找有用矿产资源、解决工程、环境、灾害等地质问题的一组地球物理勘探方法。,1.2 电法勘探研究对象和基础,研究对象 地球 理论基础 数学、电磁学、电磁场理论 物质基础 物理性质（导电性、导磁性、介电性、激发极化性、自然极化性、压电性和震电性等）差异,1.3电法勘探分类,电法方法种类很多，分类方法不尽相同 传导类和感应类 电阻率法、激发极化法、自然电场法、充电法、电磁感应法等 主动源电法和被动源电法,1.4 电法勘探历史简介,电法勘探的历史并不长，真正利用地电场进行电法勘探的时间大致始于19世纪末期和20世纪初 天然场源： 1

4、833年英国学者R.W.Fox 首先利用自然电场法发现了一个硫化矿床； 20世纪初大地电流法用于矿产资源勘探； 20世纪50年代前苏联学者吉洪诺夫和法国学者卡尼亚（L.Caniand）建立了探测地球内部结构的大地电磁测深法（MT）,人工场源法： 19世纪末提出电阻率法到20世纪初已趋成熟； 1920年法国学者C.Schlumberger 发现激电效应，后经过各国学者的深入研究于20世纪50年代形成了激发极化法(IP)，其中加拿大学者塞吉尔（H.O.Segel）、皮尔顿（W.H.Pelton）、前苏联学者科马洛夫和美国学者宗吉（K.L.Zonge）等。做出了重要贡献； 电磁剖面法始于1917年，

5、1923年首次获得找矿效果；,20世纪80年代以来，随着经济建设的迅猛发展和科学技术的不断进步，人工场源频率电磁测深(CSEM)和瞬变电磁测深法(TEM)在前苏联学者考夫曼（A.A.Kofman）和美国学者凯乐（G.V.Keller）共同创立的理论基础上发展较快，与此同时由加拿大学者D.W.Strengway和M.A.Goldstein 提出的可控源音频大地电磁测深(CSAMT)以及德国最早提出的探地雷达(GPR)和由日本率先提出的高密度电法等方法在资源、工程、环境等方面都得到迅速发展和应用。 此外，由前苏联学者与20世纪70-80年代研究提出的压电法和震电法，近年来已获得一定进展，有望能用于

6、矿产资源勘察和地质灾害预报中。,1830年，在Cornwall康沃尔(英格兰郡名,加拿大城市名)地区，Rober （罗伯特） W Fox发现自然电位与含铜矿脉有关，从而开创了电法勘探找矿的先河。 到1835年，RoberW Fox发现在铜矿上有由于化学反应产生的电流。这实际是自然电位。根据Kelly的描述，“是他第一个用电法勘探方法发现硫化矿体的”。,其后1882年，Carl(卡尔) Barus在Nevada(内华达州）的Comstock Lode开展了一系列的实验，发现自然电位法可以用于隐伏硫化矿体的勘探工作。 Barus的最大贡献是他在电法勘探工作中首先使用不极化电极进行电位测量。,Fre

7、dII Brown（佛瑞德布朗）在1883到1891年间、Alfred Williams和Leo Daft在1897年，都设法测量了不同矿体的电阻率差异，他们的测量方法还申请了专利。 1900年，N S Osborne(奥斯本)在同一个地区进行了等位线测量工作。 但第一个采用主动源工作（通过可控源激发大地，然后测量人工电场）的电法勘探方法是由Schlumberger于1912年完成。但他那时实际开展的是直流等位线技术。,1912年，Schlumberger首先将电法勘探用于商业性勘探中。1913年他又绘制了第一张金属矿勘探的自然电位平面等值线图，并于1918年发表。该图描绘出法国Sain-Be

8、l矿区的硫黄铁矿的形态。 1914年，美国地质调查局的Roger C Wells(罗杰)首先解释了自然电位现象产生的化学机理。但至到1924年，kelly才将自然电位方法引入加拿大和美国。 视电阻率的概念是由美国标准化局的Wenner和Schlumberger于1915年左右同时提出的。,1917年，Harry W Conklin在世界上拥有电磁法勘探的第一个专利，从而揭开了电磁法勘探的漫漫发展历程。 这些开端，揭开了电阻率法、激发极化法、大地电磁测深法和瞬变电磁法的发展之路。 Wenner采用的是等间距的电极排列（现在被称为Wenner装置），而Schlumberger采用的装置中电位电极间

9、距非常小从而可以测量出供电电极中点的电位梯度即电场强度（现在该装置被称为Schlumberger装置）。,据Sumner(1976)考证，Conrad Schlumberger是第一个描述激发极化的人，时间大概在1920年，尽管宁愿将其称为自然电位法。,Harry W Conklin是一位美国矿业工程师，他1917年申请了第一个电磁法勘探方法的专利。1925年，Sundgerg电磁法勘探方法成功应用于实际勘探，从而成为利用水平线圈进行电磁法勘探的先驱。这样在由瑞典人Lundberg和Sundberg培育起来的电磁法走在了前面。接着，1931年，Bieler-Watson提出了测量靠近水平大发射

10、回线附近磁场椭圆极化的方法。 在1920-1930年间，电法勘探发展迅速。但其后，却进步缓慢。在二次世界大战后，电法勘探取得较大的发展。然而，整个电法勘探的数据解释方法一直却比较落后，直到上个世纪80年代，计算机用于二维和三维电磁边值问题的正演和反演，这种状况才有所改观,上面的工作地球物理中电法勘探理论与应用的基础。在其后的数十年中，大量的专著和文献进一步加强了这一基础。其中最重要的有Ambronn、Eve和Keys、Broughton Edge和Laby等的著作。美国矿产资源研究所(AIME)于1929、1932、1934年先后出版的三册地球物理勘探会议文集为进一步了解当时快速发展的电法勘探

11、提供历史资料。其后，AIME又在Geophysics的138卷与164卷上出版有关研究的专集。 SEG在Eraly Geophyics Papers中发表了6篇电法勘探的论文，它们大多数与油气勘探有关。Geophsyics杂志上第一篇有关电法勘探的论文是1936年Starham的文章。 踏着在这些先驱者的足迹，电法勘探缓慢发展起来，并在二次大战后取得长足进步。,我国的电法工作，始于20世纪30年代末期和40年代初，当时由于条件限制，顾功叙先生和丁毅、王子昌等人仅在几个金属矿区做过一些少量的试验研究工作； 1949年以后，电法勘探和其它地球物理方法才得到了迅速发展。,1.5 这门课的学习与讲授重

12、点 这门课讲授与学习重点放在常用电法方法的原理上。 讲授的重点是： 电阻率法、激发极化法和电磁法的方法原理以及它们各方面的应用。,第二章 岩石的电学性质,这一章学习的重点是： 1、岩石的电学性质有哪些？ 2、岩石的电学性质基本特点； 3、影响岩石电性的因素有哪些？ 研究岩石的电学性质是地电学的基础。 测定地壳岩石中的电性参数是地电学的基础工作。 思考题：为什么说岩石的电学性质是地电学或电法勘探的基础？,到目前为止，地电学或电法勘查利用的岩石电学性质有： 导电性、电化学活动性、 介电性 导磁性。 一般 情况下，研究目标(或介质)与其周围介质的电性差异愈大，在其周围空间产生的电(磁)场愈明显。,当

13、人们利用专门的电测仪器观测地壳周围电(磁)场的变化并研究电(磁)场分布规律时 ，便可以推断引起电(磁)场变化的地下目标体(地质构造或有用矿产或其它目的物)的电性特征和赋存状态。,一、岩石的导电性 表征某种物质导电性的参数是电阻率。 在国际单位制中，某种物质的电阻率被定义为电流垂直通过每边长度为一米的立方体均匀物质时，所遇到的电阻值。 电阻率的单位为欧 姆米，记作m。 显然，物质的导电性愈好，其电阻率值愈小，反之，如果某种物质的电阻率很大，则该物质的导电性很差。,我们知道，自然状态下的岩石是由各种固体矿物组成的，并且或多或少都含有一定数量的孔隙水。 因此，研究岩石的导电性，必须分别考察它的组成成

14、分固体矿物和 孔隙水的导电性。,(一)岩石的导电机制 1、固体矿物的导电机制 按照导电机制可将固体矿物为分三种类型：金属导体、半导体和固体电解质。 在金属导体和半导体中，导电作用都是通过其中的某些电子在外电场作用下定向运动来实现的，它们都是电子导体。,(1)各种天然金属属于金属导体 这类矿物在地壳中并不经常出现，但当其出现时便具有一 定的经济价值。 比较重要的天然金属有自然铜、自然金。此外，石墨是具有某些特殊性质的 一种金属导体。 金属导体的导电性十分好 ，其电阻率值很低，一般106m,(2)大多数金属矿物属于半导体 其电阻率高于金属导体，通常 10 1 m 自然界中矿物半导体的性质多半同其所

15、含杂质的种类和含量有关，有时微量(例如含量110)的杂质便可使半导体导电性提高几个级次。 由于这种成因，半导体矿物的电阻率值都有较大的变 化范围。 表1.3-1列出了若干常见的半导体矿物及其电阻率值的变化范围。,(3) 固体电解质 绝大多数造岩矿物(如辉石、长石、云母、方解石、角闪石、石榴子石等)在导电机制上 属于固体电解质。 固体电解质这种导电机制的载流子为填隙 离子或空格点，故其属于离子导电。通常，固体电解质的电阻率很高，通常106m。,2孔隙水的导电机制 几乎所有的天然岩石都或多或少地含有水分。 这些存在岩石裂隙或孔隙中的水分(统称孔隙水)通常对岩、矿石的导电性质有影响。 纯的蒸馏水的导

16、电性极差，几乎可以看成是缘 绝体。 但是，天然岩石中的孔隙水总是在不同程度上含有某些盐份(电解质)，当电解质溶于水形成电解液时，其中一部分电解质的正、负离子会彼止分开，并可在溶液中互不依赖地自由运动，即所谓电离或离解。,电解液正是借助于其中处于电离状态的正、负离子而导电，故为离子导体。 因此，孔隙水的电阻率一般都远小于造岩矿物。 大量实测资料证明，岩石孔隙水的电阻率值很少超过100m，通常在1 10m之间。,(二) 影响岩、矿石导电性的因素 岩石和矿石都是矿物的集合体，并且常常含有一定的孔隙水。 因此，岩、矿石的电阻率必然和它的组成矿物及所含水的导电性、含量、结构、构造及其相互作用等有关。 1

17、、岩、矿石电阻率与其成分和结构的关系 大多数岩石和矿石，可视为均匀相连的胶结物和不同形状的矿物颗粒所组成。,岩、矿石的电 阻率决定于这些胶结物和矿物颗粒的电阻率、形状及其百分含量。 研究不同结构岩、矿 石的电阻率与其成份和含量的关系： 假设胶结物的电阻率为1，矿物颗粒的电阻率为2。 若岩、矿石仅由这两种矿物组成时，其电阻率与1 、 2 及矿物颗粒的百分体积含量V有关，并且当矿物颗粒的形状不同时，其关系不同。,根据等效电阻率的近似理论，不同结构岩、矿石的电阻率分别有如下表达形式： 矿物颗粒为球形的岩、矿石(如砂岩、砾岩、浸染状的金属矿石)电阻率为：,(1.3-1),若岩、矿石中的矿物颗粒呈片状，

18、可用压扁的旋转椭球体(半轴a=b,c0)作为矿物 颗粒的近似模型。 这种岩、矿石的电阻率具有方向性，沿片状矿物面的方向上岩、矿石的电 阻率为： 垂直于片状矿物面的方向上，岩、矿石的电阻率为：,并有关系：t0 如果矿物颗粒呈针状(其形状近于拉长的旋转椭球体abc)，岩、矿石的电阻率也可以求得， 一般也有方向性。 两者的关系同样t0 图1.3-1分别给出了三种不同形态矿物颗粒组成的岩、矿石之电阻率与矿物颗粒体积含量V的关系曲线,由图可见，在球形矿物颗粒的情况下，不论矿物本身为高阻还是低阻 ，当其体积含量不太大(V60%)时，则岩、矿石的电阻率值均接近于胶结物的电阻率 1，而受2之影响甚小； 仅当矿

19、物颗粒的体积含量相当大时(V60%)，2 才对岩、矿石的电阻率值有明显作用。 这是由于当矿物颗粒含量不大时，矿物颗粒被胶 结物隔离开，其对导电作用的影响不大，而胶结物彼此连通，故岩、矿石整体的导电作用主要取决于它。,如果矿物颗粒含量相当大，以致彼此相连通时，矿物颗粒的电性便对岩、矿石 的电阻率有明显影响。 总之，岩、矿石中某种组成部分对整体岩、矿石电阻率影响的大小， 决定于其连通情况。 连通者起的作用大，孤立者起的作用小。例如，浸染状金属矿石，胶结 物是彼此连通的脉石矿物，故整个矿石表现为高阻电性；仅当金属矿物含量很大，且彼此连 通时，矿石才表现为良导电性。,又如含水砂岩，其胶结物为彼此相连、

20、导电性好的孔隙水， 故含水砂岩的电阻率通常都低于一般造岩矿物的电阻率； 仅当孔隙水含量很低或彼此不相连 通时，砂岩才表现为高阻,综上所述，自然界含片状或针状良导矿物的网脉状或细脉状金属矿石，沿网脉或细脉方向的电阻率值，大大低于同等金属矿物含量的浸染状矿石电阻率； 而含片状、树枝状高阻矿 物(如石英脉)的岩石，垂直于岩脉方向上的电阻率值往往很高。 因此，一般情况下，岩、矿 石的结构构造比矿物颗粒含量对岩、矿石电阻率的影响更重要。,层状结构岩石的电阻率 大多数沉积岩和某些变质岩，由于沉积旋回和构造挤压作用往往使两种或多种不同电性的 薄层交替成层，形成层状构造。 一般情况下层状岩石的电阻率也具有方向

21、性，即各向异性。,如图1.3-2所示，两种电阻率分别为1和2的薄层岩石交替成层，若两种薄 层的总厚度分别为h1 和 h2，则沿层理和垂直层理方向的电阻率t和n 分别可由下式表示：,由以上两式可以看出： 由不同电阻率()薄层岩石交替形成的层状岩 石，不论和 的相对大小如何，亦不论h1和h2多大(不能为零)，其 电阻率具有非各向同性， 并且，总是沿层理方向的电阻率t小于垂直于层理方向的 电阻率n。,定义层状岩石的各向异性系数 和平均电阻率 以表征层状岩石的各向异性程度和平均导电性。表1.3-2列出了几种常见岩石的各向异性系数 。,由表可见，某些岩石(如石墨化炭质页岩、泥质页岩等)在垂直和平行层理两

22、个方向的电阻率相差竟达47倍以上! 这在推断解释电法勘查资料时，必须引起充分重视。,2岩、矿石电阻率与所含水分的关系 除含有良导电矿物的金属矿石或矿化岩石外，绝大多数岩石由造岩矿物组成。 这样看来，似 乎岩石的电阻率应与固体电解质的电阻率具有相同的数量级，都在106m以上； 但实际并非如此，通常自然状态下岩石电阻率都低于此值，甚至有低达n10m以下的情况。,这是因为岩石都在不同程度上含有导电性较好、并且彼此相互连通的水溶液之故。 孔隙中充满水分的砂、砾石的电阻率与其体积含水量(湿度)和孔隙水电阻率水的 关系可由(1.3-1)式导出： 式中： 水为孔隙水的电阻率，为岩石的体积含水量，并有1V,上

23、式表明：岩石电阻率随水成正比关系变化，同时与湿度成 反变关系。 这种反变关系在湿度很小时(从零到百分之几)尤其明显，因为当湿度减小 到一定程度后，岩石中的水呈现为附着在岩石孔隙表面的薄膜水，彼此不相连通，因而使岩石电阻率急剧增大。,对于孔隙未被水充满的岩石，电阻率与和水的关系比较复杂，但总的规律仍是岩石电阻率与水成正比，并随增大而减小。 因此，岩石所含水分的多少和孔隙水电阻率的高、低乃是决定含水岩石电阻率的两个基本因素。 表1.3-3列出了几种天然水 的电阻率值。,不难理解，岩石的电阻率不仅与岩石孔隙度的大小有关，而且还决定于孔隙的结构。 通常当 孔隙连通较好时，其中水分对岩石电性影响较大；

24、而空穴式孔隙(如喀斯特溶洞或喷出岩的 气孔等)，因其彼此不相连通，即使充满了水分，对岩石整体电阻率的影响也较小。,3岩、矿石电阻率与温度的关系 电子导电矿物或矿石的电阻率随温度增高而上升； 离子导电岩石的电阻率随温度增高而降低 。 地表下二十至二十五米地段， 岩、矿石的温度(即地温)不受季节影响，保持为当地年平均温度，该段称为常温带。,常温带 以下，地温随深度的增加而增高。地温每升高一度所下延的深度为地温增加率。 各地的地温 增加率是不同的，在我国平均为40m左右增高1。这样，在地下1600m深处的地温将比地面 约高40。在那里金属矿物的电阻率增高20%，而含水岩石的电阻率差不多降低一半。 通

25、过 对深部岩石电阻率的观测，给出某地区地下温度场的变化特征，可用于寻找地热资源或研究 地质构造。,在探查金属及非金属矿产时，由于所研究的深度一般很少超过1000m，在通常的 气温条件下，温度对岩、矿石电阻率的影响不大。 但在研究深部构造或地热田时，则必须考 虑地温对岩石电阻率的影响。 此外，应当指出，当气温降至0以下时，将会使地表含水岩 石或土壤的电阻率发生很大变化。,图1.3-3的实验结果表明：随温度降低至0以下，含水砂岩的电阻率显著增高。 当温度降到-16时，含水砂岩的电阻率高达106m以上，比冰点以上的电阻率值大三个量级。 冰冻岩石电阻率显著增高是岩石中孔隙水结冰后失去了导电性水溶液的缘

26、故。,冰冻季节地表岩石或土壤电阻率显著增高，对电法勘查有很大影响，一方面它使电极接地电阻增大，造成直流电法施工困难； 另一方面，表层电阻率增高使其它干扰减小，因而对感应类电法来说，是十分有利的工作条件。 4岩、矿石电阻率与压力的关系，在压力极限内，压力大使孔隙中的水挤出来，则 变大，压力超出岩石破坏极限，则岩石破裂使降低。,(三)岩、矿石的电阻率 综上所述，由于影响岩、矿石电阻率的因素众多，自然状态下某种岩、矿石的电阻率并非为某一特定值，而多是在一定范围内变化。 顺便指出，在岩、矿石的所有物理性质中，以电阻率的变化范围最大。 在电法勘查所研究的深度范围内，岩石的导电作用几乎全是靠充填于孔隙中的

27、水溶液来实现的。,仅在少数情况下，如当岩石中含有相当数量、并且彼此相连的磁铁 矿、石墨或黄铁矿等导电矿物，或是在相当深处，岩石的孔隙结构被上覆地层的压力所封闭 时，岩、矿石中矿物颗粒的作用才占主导地位。 前一种情况下的矿石可能具有很低的电阻率(10m)； 而后一种情况下的岩石电阻率往往高达104m以上。,含水岩石的电阻率与其岩石学特征的地质年代有某些间接关系，因为这两者对岩石的孔隙度或储水能力以及所含水分的盐量都有影响。 表1.3-4概括了这种关系的一般特征 表中从左到右岩石的孔隙度逐渐减小，如海相碎屑岩其孔隙度高达40%，其电阻率相应较低； ,化学沉积岩实际上可认为不含水分，其电阻率最高。

28、表中自上而下岩石的地质年代由新到老，显然，愈老的岩石胶结程度和致密程度愈高，因而孔隙度和储水能力愈低，电 阻率愈高。,必须指出，如果由于变质作用使正常情况下的多孔岩石之孔隙度变小，或是高阻岩石中导电矿物含量相当多，以致足以降低其电阻率时，都会使岩石电阻率与表中所列的变化范围不同 ，应当根据标本或露头测定结果具体了解当地岩石的电阻率值。,(四)地球深部岩石的电阻率 大家知道，通常将地球划分地壳、地幔和地核三大部分。 地壳是地球最表层的一层，它的平均厚度约为33km。 地球内部的压力和温度随深度增加而变大和升高。 因此地球深部岩石的电阻率受高温和高压的影响很大。,表1-1-5给出了地球内部随深度增

29、加时的温度和压力值。 从表中可以看出，在深度为3040km的地壳底部附近，它的温度约为3004000C，压力为1GPa（约109Pa）左右。 在深度为1000km的上地幔底部，温度和压力约为17000C和40GPa,图1-1-5绘出了各种火成岩电导率随温度的变化的实验曲线。 从图中可以看出，岩石电导率是随温度增加按指数规律增大的。 但不同温度段的变化梯度不同，高温区变化梯度比低温区大。变化曲线呈折线状。,图1-1-6绘出了不同压力 条件下花岗岩电导率随温度变化的实验曲线，它表明压力增加将使lg（Sm1）t曲线系统地抬高。 表1-1-6还列出了几种不同玄武岩样品在高温高压下的电导率值。 从表中可以看出，单纯压力的变化对岩石的电导率影响是不大的，压力从95MPa增加到2GPa时，变化幅度不超过一个数量级，而温度变化对岩石电导率影响较大。当温度从2000C增加到7000C时，玄武岩电导率增加5个数量级。,