关于频率电磁测深几个问题的探讨(六)——频率电磁测深的电磁场分布与观测参量_陈明生.pdf

返回 相似 举报
关于频率电磁测深几个问题的探讨(六)——频率电磁测深的电磁场分布与观测参量_陈明生.pdf_第1页
第1页 / 共6页
关于频率电磁测深几个问题的探讨(六)——频率电磁测深的电磁场分布与观测参量_陈明生.pdf_第2页
第2页 / 共6页
关于频率电磁测深几个问题的探讨(六)——频率电磁测深的电磁场分布与观测参量_陈明生.pdf_第3页
第3页 / 共6页
关于频率电磁测深几个问题的探讨(六)——频率电磁测深的电磁场分布与观测参量_陈明生.pdf_第4页
第4页 / 共6页
关于频率电磁测深几个问题的探讨(六)——频率电磁测深的电磁场分布与观测参量_陈明生.pdf_第5页
第5页 / 共6页
点击查看更多>>
资源描述:
第 42 卷 第 5 期 煤田地质与勘探 Vol. 42 No.5 2014 年 10 月 COAL GEOLOGY vertical magnetic dipole source; the electromagnetic field distribution; apparent resistivity of a single component; ratio apparent resistivity 频率电磁测深在煤田、石油、金属与非金属、 工程与水文地质勘探中都有广泛应用,并取得良好 效果。目前对水平电偶源频率测深应用的较多,应 用垂直磁偶源频率测深进行探测工作较少。本文对 两种源的频率测深加以分析,以供参考利用。 1 水平电偶极源与观测的电磁场分量 为了增大水平电偶极源的偶极距Ib,两端应接 地,以增加电流;设接地电偶极子源置于地面 x 方 向,在均匀大地面上可产生 6 个直角分量,其一般 表达式前文已列出。由于在中远区实现频率测深, 远区更理想,现将水平均匀大地远区/1r d 的简 化式分别写出 3 1 1 3cos21 4π x Ib E r q s - 1 3 1 31 sin2 4π y Ib E r q s 2 0 2 1 1 1cos 2π2 z Ib Ei r wm q s - 3 3 0 1 311 1sin2 4π2 x Ib Hi r q wm s - 4 3 0 1 11 13cos21 4π2 y Ib Hi r q wm s - 5 4 0 1 311 sin 2π z i Ib H r q wm s 6 式中 I 为发射电流;b 为偶极子长度;w为发射电 流的园频率;q是 x 轴与偏移距r方向的夹角; 1 s 为大地电导率; 0 m为空气磁导率设大地与其相等。 为了更好地理解频率测深 FEM含 CSAMT探 测方法,对以上各式可分析出水平电偶极子远区场 ChaoXing 82 煤田地质与勘探 第 42 卷 的特点 a. 电偶极子激发的 6个电磁场分量都与大地电 导率有关,但是 z E、 x H和 y H与 1 s有关,而 x E、 y E和 z H与 1 s有关, 说明后者和电导率关系更密切, 常被单分量频率测深观测。 b. 电场和磁场的水平分量以 3 1 r 衰减,电场垂 直分量以 2 1 r 衰减,磁场垂直分量以 4 1 r 衰减。 c. 比 值 x z E E 和 y z E E 具 有 1 r d 的 量 级 1 d 0 1 2 wm s ,因此比 1 小得多,而 x z H H 和 y z H H 具有 1 r d 的量级,因此比 1 大得多。这表明电场近似与地面 垂直,磁场近似与地面平行。电磁能量流动的方向 近似与地面平行,这是紧靠地面上侧的情况。越过 地面到下侧, z E有突变,是由于地面上有感应面电 荷,大部分电力线终止在地面上,致使 z E就很小; 其他分量连续不变,电场和磁场一样,基本上与地 面平行, 为 TEM 型波, 其传播方向近似与地面垂直。 因此,远区场为似平面波。 对于分层大地情况,在远区的场分量表达式只 是用 2 1G s代替 1 s即可。这里G是 k G、Gx前面文章 已有说明在远区条件下的简化G k GGx。因 此,所谈均匀半空间远区场的特点,对分层大地仍 然适用。 对各场分量在全区分布与变化态势可根据三维 模拟结果分析[1]。 模拟是在电导率为 10.002S/m s的 均匀大地半空间,频率2 kHzf,电场强度单位 μV/m,磁场强度单位μA/m。图 1 表示地面电偶极子 沿 x 方向的 x E、 y H和 y E、 x H以及 Hz分量的空间 分布。对 x E分量在地表与地下分布的主瓣沿0,y随 偏移距和深度衰减图 1a、图 1d, x E分量的副瓣沿0, x分布与衰减,强度小一半;对 y H分量有类似分布, 是因两正交分量相关。至于 y E分量在地表与地下分布 的两等量瓣沿xy;xy- 两个方向随偏移距和深 度衰减图 1b、 图 1e; x H分量类同, 并与其正交。 z H 的主瓣沿 y 轴,随深度和距离衰减快图 1c、图 1f。 由特点 a 可知,利用分量 x E、Ey和 z H作为频 率测深的观测量对地层的反映灵敏。 又从图 1 看出, x E分量沿y轴最强, 即90q  这是最常用的赤道观 测装置,这时 Ey0对均匀大地来说。当0q  , 称为轴向装置, x E强度缩小一半,Ey仍为零。对 Ey沿45方向信号最强,可适当利用。标量测量 的 FEM 和 CSAMT 法,沿主瓣测量 x E、 y H是适宜 的, 如图 2 所示; 在 AB 两侧3rH≥H为设计的最 大探测深度,张角60范围内都可施工。对 FEM 法还 可更灵活,尤其可沿45方向观测 Ey、 x H。 频率电磁测深观测的场强一般要转算为视电阻 率,以便将电磁信息与地下地电性质关联起来,利 于定性或半定量解释。这里对视电阻率s仍采用均 匀半空间远区场的表示法[2-3],例如对观测的 x E分 量,根据远区场的公式1很易写出 3 4π 3cos21 x s Er Ib r q - 7 对于 x y E H ,按式1和式2可表示为 图 1 地面电偶极的 Ex、Ey、Hz分量的空间分布 Fig.1 Spatial distribution of components Ex,Ey and Hz of the ground electric dipole x direction ChaoXing 第 5 期 陈明生 关于频率电磁测深几个问题的探讨六 83 图 2 频率测深 FEM 和 CSAMT 施工示意图 Fig.2 Schematic diagram of cution of frequency soundingFEM and CSAMT 2 0 1 x s y E H r m w 8 式8实际是MT、CSAMT的视电阻率表示,在这里 得到了统一;当处于中近区时,CSAMT还要作近 场校正,以便实现人工场可控源资料的天然场解 释法,所以称为可控源大地电磁测深。现引用一 KHK地电断面算例[4],地电参数为 1 10m, 2 80m, 3 10m, 4 100m, 5  20m; 1 100 mh, 2 100 mh, 3 200 mh, 4 200 mh,采用赤道偶极装置,分别计算偏移距r 等于1 200 m、1 800 m、2 400 m 的单分量和比值 视电阻率,并示于图3。图3中两种视电阻率曲线 首支高频段 是重合的,此时处于远区场;曲线中 段因极距r 不同而分离, 说明随着频率降低由远区、 中区向近区靠近, 比值视电阻率曲线尾支一直上升, 到近区呈6326’上升如采用周期T为对数横坐标, 则呈45上升 ,基本反映不出大地下面的K 型断 面层次;而此时单分量Ex 视电阻率曲线仍具有K 型 断面趋势, 只是尾支渐近线呈水平状, 说明进入了近 区场。由此可见,单分量Ex 视电阻率曲线对于地层 的分辨能力强于没有近场改正的比值视电阻率曲线。 对于其他类型的地电模型也有类似的结果。产生这种 情况的原因和视电阻率定义有关,比值视电阻率曲线 经近场改正可在一定程度上反映出5 层地电断面, 但 是校正误差会给解释带来新的问题。其实,要进行反 演,就直接用场强数值即可,不必在视电阻率计算上 纠结。但是,为了定性分层,对视电阻率的表达还是 值得考虑的。这方面,有些物探工作者,像国内的殷 长春等人[5-7]就做了有益的研究,可供参考。 2 垂直磁偶极源与观测的电磁场分量 磁矩为m的垂直磁偶极子在均匀半空间远区 1r1 200 m;2r1 800 m;3r2 400 m 图 3 KHK 型 5 层大地水平电偶极子源 Ex分量 视电阻率a,比值 Ex/Hy视电阻率b Fig.3 KHK-type apparent resistivity component Ex of horizontal electric dipole source for 5 layers a and ratio apparent resistivity of Ex/Hy b /1rd的三个场强简化表达式为 4 1 31 2π m E r q s - 9 4 0 1 31 1 2π 2 r m Hi rwm s 10 5 0 1 91 2π z m Hi rwm s - 11 式中 mIs,s为发射线框的面积。由上面的公式 可分析出垂直磁偶极子远区场有如下特点 a. 水平分量Eq和 r H以1/r4衰减;垂直分量Hz 以1/r5衰减。 这种衰减速度要比电偶极子场衰减快, 因此目前探测较深的地质构造均采用电偶极源。 b. 1 2 z r H Hr d , 说 明 在 远 区 zr HH, 当 10 mm时,跨越地面的3个场分量都连续,电磁波 仍垂直下传,类似平面波。 图4为磁偶极子在均匀导电半空间所形成的磁 场垂直断面。可以看出,随着偏移距的增加垂直磁 场 z H相对径向磁场 r H x H逐渐减弱,这是在近 区;而到了远区 zr HH。 如果是分层大地, 其表达式中的 1 s换成 2 1G s即 可, 其3个分量都可用于频率测深, 只是Eq和 z H比 r H对地电特性依赖性强。 对一维介质, 水平电偶极形成的场是面对称的, ChaoXing 84 煤田地质与勘探 第42卷 而垂直磁偶极形成的场是轴对称的。这样,在野外 观测资料可选任意角度,如图5所示,测线可围绕 发射线圈转。当然,还要根据地质需要,结合地质 地形情况布设。 图 4 垂直磁偶极子在导电半空间形成的磁场 Fig.4 Magnetic field of a vertical magnetic dipole in a conductive half-space 图 5 垂直磁偶极子源观测装置图 Fig.5 Vertical magnetic dipole source observation device 垂直磁偶极源发射的为TE型波,对地层分辨 率高。按图5观测的场分量为E、Hr、HZ,一般将 其转算为视电阻率曲线,以便进行定性解释。现举 一H型地电断面,对应的地电参数 1 20m, 2 2m, 3 20m; 1 50 mh, 2 80 mh, 采用偏移距360 mr ,对应的远区定义的视电阻率 曲线示于图6。图6上标示的E、Hr、 z H是对应该 分量的视电阻率曲线,E Hr是比值视电阻率曲线。可 以看出,4条曲线的首支平行横轴,其视电阻率等 于第一层真电阻率,标志着远区场;进而受中间低 阻层影响出现假极大后分离下降。比值视电阻率曲 线下降迟缓,但对低阻中间层反映明显,经极小 值后一直上升;单分量视电阻率曲线下降速度依 E、Hr、Hz加快,而对中间低阻层的反映出现的 扭折依次变弱,最后都以一定角度自然下倾,已和 地层无关。 前面提及水平电偶极子的电场视电阻率曲线尾 部进入近区与横轴平行,而垂直磁偶极子的电场曲 线尾部却一直下降。要知道,水平电偶极子的 z H视 电阻率曲线尾部进入近区也是一直下降在 s T 双对数坐标上呈–6326′;根据互换原理,对应垂直 磁偶极子的E,仅相差一个系数, 视电阻率曲线 尾部进入近区同样以–6326′下降。这样看来,对垂 直磁偶极子, 采用比值视电阻率更有利于定性解释, 如反演就不用转换, 直接用场分量可减小计算误差。 更可取的是仿照匈牙利MAXI-PROBE法[3],按 RHz/Hr转换为如同测井曲线样子的视电阻率-深度 曲线,即 s H曲线,如图7。由图7看出,随着 深度纵坐标表示的加深,视电阻率横坐标表示 在不断变化,显示锯齿状;曲线的右斜段表示相对 高阻层, 曲线的左斜段表示相对低阻层,而斜率的 突变点对应岩层分界面。其具体意义是当地层 为均匀半空间时,视电阻率随深度不变,是一条 平行纵轴的直线;当深部受高阻层影响时,视电 阻率逐渐变高,遇到低阻界面后视电阻率又逐渐 变低,在界面处发生转折性突变,这就是地质解 释的基础。 图 6 垂直磁偶极源的 H 型视电阻率曲线 Fig.6 H-shaped apparent resistivity curves of vertical magnetic dipole source 图 7 转换视电阻率 s H曲线图 Fig. 7 Conversion apparent resistivity curve 3 频率电磁测深应用二例 频率测深的场源、观测的场分量和装置可供选 择的余地大,便于灵活掌握,但是必须根据场分量 分布范围与特征布极, 并适当调整极距大小和方向, ChaoXing 第5期 陈明生 关于频率电磁测深几个问题的探讨六 85 像单分量和CSAMT法在梯形面积范围接收。在山 区、水系障碍多,交通不便地区可因地制宜地选择 合适装置施工。 频率测深的探测深度范围大。该法所用的一般 频率范围上限f<100 000 Hz,下限f>0.01 Hz,当 然频率不能太高,要避免位移电流影响;也不能太 低,趋于直流既造成观测困难,也达不到定距测深 的目的。采用适当的仪器,选择合适的频率范围和 适宜的偏移距,可探测203 000 m的深度范围。 尽管水平电偶源产生的为TE型和TM型混合 波, 穿透高阻层和分辨率不如垂直磁偶源产生的TM 型波强,但是前者场分量衰减较后者慢一个级次, 而且功率也较易提高,这就决定了水平电偶源频率 测深较垂直磁偶源频率测深可探测更大的深度。因 此,探测203 000 m的深度选择水平电偶源频率测 深; 探测<500 m的深度可选择垂直磁偶源频率测深。 图8是根据河南嵩县地区油气构造探测时所得 频率测深资料绘制的综合剖面图。施工采用偏移距 r10 000 m,AB2 000 m,发射电流15 A;探测深度 近3 000m。所采集的资料经过去“静态效应”处理、 图 8 河南嵩县某一凹陷的频率测深综合解释剖面图 Fig.8 Comprehensive interpretation profile of frequency sounding at Songxian depression in Henan ChaoXing 86 煤田地质与勘探 第42卷 一维反演得到定性定量综合解释图。由图8看出,地 质断面显示的地层和构造与电性变化规律协调一致。 图9a、图9b是在焦作某矿测制的两条垂直磁 偶源频率测深剖面。剖面测点距50 m,偏移距 r375 m;根据所得视电阻率 s H转换曲线,解 释的地电断面如图9所示。 由于该区的地质情况基 本已知,主要是确定断层,所以仅将解释的断层突 出表示在图上,其他从略。图9a的断层断点连线 右倾,倾角在80左右,为一高角度正断层;图9b 的断层断点连线右倾,仍为高角度正断层。两剖面 解释结果与已掌握的信息和钻探揭露的地质资料 相符。 图 9 磁偶源频测转换 a H曲线及断层解释图 Fig.9 Trans curves s Hof magnetic dipole source frequency sounding and fault interpretation 4 结 论 a. 水平电偶源发出的电磁场在均匀半空间大 地中呈面对称分布,只有在地面一定方位观测场分 量才能取得满意效果;垂直磁偶源发射的电磁场在 均匀半空间大地中呈轴对称分布,观测场分量可按 任意方位。 b.为了定性解释,一般将场分量计算为单分量 视电阻率或比值视电阻率;做定量解释时,可直接 采用场强进行反演,以减小换算误差。 c. 基于当前电偶源与磁偶源的发射功率和与 源有关的电磁场衰减规律,在实际应用中,水平电 偶源可用于更大深度3 000 m探测, 垂直磁偶源探 测浅部500 m。 参考文献 [1] 闫述. 基于三维有限元数值模拟的电与电磁探测研究[D]. 西 安西安交通大学,2003. [2] 陈明生,闫述. 论频率测深应用中几个问题[M]. 北京地质 出版社,1995. [3] 李毓茂. 电磁频率测深方法与电偶源电磁频率测深量板[M]. 徐州中国矿业大学出版社,2012. [4] 陈明生,闫述,陶冬琴. 电偶源频率电磁测深中的Ex分量[J]. 煤田地质与勘探,1998,26660–66. [5] 殷长春, 朴华荣. 电磁测深法视电阻率定义问题的研究[J]. 物 探与化探,1991,154290–298. [6] 汤井田, 何其善. 水平电偶源频率测深中全区视电阻率定义的 新方法[J]. 地球物理学报,1994,374543–552. [7] 罗延钟,周玉冰,万乐. 一种新的CSAMT资料校正方法[C]//勘查 地球物理勘查地球化学文集. [出版地不详][出版者不详],1996. ChaoXing
展开阅读全文

资源标签

最新标签

长按识别或保存二维码,关注学链未来公众号

copyright@ 2019-2020“矿业文库”网

矿业文库合伙人QQ群 30735420