第一章-海洋电法勘探02

1.4海洋直流电阻率法

Directcurrent

resistivity

method

1.4.1引言Theresistivitymethodisusedinthestudyofhorizontalandverticaldiscontinuitiesintheelectricalproperties(resistivity)ofthesubsurface广义地说，直流电阻率(DC)法也可以叫做可控源法，因其使用可控的人工场源;或者叫CSEM法，但其场源是直流电源，且只研究电分量。不过，我们还是按传统习惯，叫它直流电阻率法为好。

过去往往认为，在海洋这样的高导电介质中，采用直流方法似乎是很荒谬的，其实不然，因为海底引起的信息的比例一级近似地由σ1/σ0给出，

σ1和σ0分别为海底和海水的电导率，对于未固结的沉积物，比值σ1/σ0为0.1或更小。

海洋直流电法的优点:一是拖动作业，效率高;二是设备简便;三是环境稳定噪声小;四是接地电阻小，供电电流大。Francis指导的一次海洋DC实验，是由一艘扫雷舰上发电机供电，电流高达2000A。哪怕只有1/10进入海底，也有200A，这在大陆上无论如何也难以做到。

海洋直流电阻率法适合于圈定硫化矿床;探测海底永久冻土层的范围、厚度;考查海洋地壳的孔隙结构。硫化矿，孔隙度的变化都没有明显的地震特征，但具有明显的电导特性。先介绍视电阻率的概念目前海洋电阻率法最常用的两种电极装置为：温纳（Wenner）装置和施伦贝尔（Schlumberger）装置（图9.3b、c）。前者将电极以等间距a对称排列，这样视电阻率为：

在施伦贝尔（Schlumberger）装置中（图9.3c），供电电极间距为2L，测量电极间距为2l且L>>l，如果各电极关于中心点（图9.3c，x＝0）对称且l较小，则有：如果电流通过海底时含一小部分导电性好的海水的话，则电流强度跟海底与海水间的电阻率比值成反比。如果海水之下是松散沉积物的话，两者电阻率比值将小于0.1；而在花岗岩和其它基岩出露的地区，比值通常要小于10-4。为了得到一定深度的电流值，电流电极间的距离应设为海水层厚度的几倍。电阻率测量装置常常通过野外测量加以改进：对于已知的各向同性的多层介质，其视电阻率与真电阻率的变化相一致。另外，电阻率的分布也可以通过求解非均质各向异性介质上势能分布的拉普拉斯方程得到电阻率的分布情况（据Koefoed，1979）。二、直流电阻率测深的基本原理电阻率测深法简称电测深，是用来探明水平层状（或近似水平层状）岩石于地下分布情况的一组电法勘查方法。常用的装置为对称四极，如图1所示：每个测点的电测深观测结果，绘制成一条视电阻率ρS随极距AB／2变化的电测深曲线。通常将电测深曲线绘在双对数坐标纸上，其横坐标表示供电极距AB／2，纵坐标表示相应的视电阻率值。它反映了测点下沿垂直方向地质情况的变化，如图2所示。从图2中可定性了解地下的基本情况，它表明地下有三个电性层（或地层），第一层的电阻率为120欧姆米，第二层为低阻，电阻为几十欧姆米，第三层为高阻，电阻率为几百欧姆米。电测深资料的反演解释的任务就是要具体地确定每一电性层的电阻率和厚度。1.4.2大陆架调查早在20世纪30年代,C&M.Schlumberger就开始把这种电阻率测量方法推广应用到海上，并在阿尔及尔的一个港口确定了一个矿床的深度（Schlumberger，1934）。通过从海岸放置电缆，他们测出了近40米深的水域里松散沉积物的厚度。

直到20世纪60年代当电阻率测量方法开始作为一种工具用以调查北冰洋大陆架上的永冻层和海岸附近的矿产勘探时，才开始有更深入的海洋作业。利用电阻率随沉积物凝固的变化特性（图9.2）在该地区测出了波弗特海域里永冻层的深度，其实Schlumberger装置通过浮冰或开阔水面上的小船早已测出了永冻层的深度。图9.4为间隔2km的电流电极和最大距离达30米的测量电极得到的视电阻率曲线图。假设有一个三层模型，且其最底层（永冻层）的电阻率无穷大，则得到永冻层顶部的深度大约为46m，而实际钻探显示的深度为54m。T.J.G.Francis(1977)将温纳装置拖曳于海面以下（图9.5），剥去两扫雷电缆外侧的绝缘皮使其铜导线出露作为电源。将由Ag/AgCl非极化电极组成的电热探测器安装在一四芯的电缆线上，电压表指示两测量电极之间的电压值。尽管比起底部的电极来，其灵敏度降低了一些，但是这种水表面的浅拖系统却有许多优点，如测量工作速度快（10节约5m/s），且各电极的位置容易保持；电缆也不需要特别结实，且丢失的可能性很小。由于海底和水之间存在高电阻率差，所以当向水中通以1000A的大电流时，为减小电极的腐蚀和两测量电极间直流电的偏流，电流每隔几秒便会反转一次。这样要求电源的功率应接近于1000kw。在不列颠西南部70m水深的地方进行了电阻率法测量，据当地的陆地地质资料发现硫矿向海方向延伸（图9.6）。同时在记录等深线和海水温度的同时，由海水样品的盐度得到了电阻率。每隔一分钟或更短时间所得到的扫描电压差（△VSW=|V1－V2|）即为视电阻率。为了比较底部电阻率沿测线的变化，可由下式计算得到电阻率异常ρanom(9-9)其中ρd是平坦海底的视电阻率，大于海水的视电阻率，ρd的大小可由海水的电阻率和电极排列中心点的水深决定。如果ρanom的值接近于0,就表明海底的电阻率较高，反之，ρanom是大的正值时，就表明海底的电阻率差小，这可能与松散沉积物和矿区有关。在测线的许多段上，电阻率异常仅仅反映海水深度的变化，ρa的值随海水深度的降低而增加。如图9.6中的M和N这两个区域，相对较大的电阻率异常覆盖了整个海底。在这些区域，从地震剖面上便可以看到出露的基岩。强振幅短波长磁异常表明在海底及其附近有强磁性体。一般来说，富含磁黄铁矿（硫化物的一种）的矿区具有低电阻率和高磁化率的特征，但这种假设必须通过直接采样来检验。O.B.Llile等人于1994年使用一列3个间隔10m的底部电极组成的排列得到了被松散沉积物覆盖的基岩表面图。在排列前端，通以5Hz的交流电使其穿过电极传到海底，便可得到另两个电极间的电压。正极附近的阳离子和负极附近的阴离子会使电极极化，而低频交流电可以抑制这种极化。通过几次重复测量并求和便可以消除大地电流的影响。因为视电阻率受频率的影响较大，因而电流频率只能取几个赫兹。1.4.3深海测量在东太平洋海隆和大西洋中脊有金属硫化物出露，这些区域的海床电阻率已通过潜艇测量。如图9.7a所示区域紧靠东太平洋的脊轴线，它是由法国产仪器Cyana调查得到的。采用温纳装置，将电流电极和测量电极分别间隔10m装在50m的电缆上并把它铺设在水深2454-2665m的海底进行了4次试验（Francis,1985）。对于由海水（ρw

）和基岩（ρr

）组成的两相同的半空间之间交汇处的电极而言，测量电极之间的电压ΔV为：其中，a是电极间的间距，ρw的大小受温度、盐度和周围压力的影响，ρr为ΔV/I。例如，下半空间由于沉积物厚度、孔隙度或矿体围压不同呈现出各向异性，这样用温纳装置得到的电阻率随电极间距离的改变而改变。由温纳装置得到的视电阻率为：

(9-11)在ρw已知的情况下可由上式得到海底电阻率的大小。如图9.7b为电极排列平面图，当加大电极间隔时需在温纳装置中再附加一额外的测量电极。布置该装置一般需要大约30分钟的时间，另外还需要一些时间来测量正向和反向及零电流时的电流和电势差。

然后让水下仪器上升100m，使电极垂直悬挂进行补充观测。海水的视电阻率为:这是由于（9.9）式中的两电阻率是相等的缘故。(9-12)如图9.7a潜水区里有一海山，且其上有大量的硫化物矿体，他们沿2600m等深线呈东西向出露至少500m长。在两潜水区均有硫化物矿体，且其侧面分布的是枕状玄武岩。通过垂直分布的排列测得硫化物矿体上底层水的视电阻率为0.287欧姆·米。而贫瘠的枕状玄武岩上底层水的视电阻率为0.282欧姆·米。

排列平放在硫化物矿体上时，测得底层水的视电阻率为0.214欧姆·米，海床的电阻率为0.17欧姆·米。显然，这比底层水的电阻率略小一些。相比而言，枕状熔岩的电阻率介于9.14-13.0欧姆·米之间。在枕状熔岩和硫化物矿体同时出露的地方，电阻率具有中间值2.13欧姆·米。使得枕状熔岩的电阻率出现较大的误差。尽管由于随着海床电阻率的增大，总电流中流经海底部分的比例减小。但无论怎样，出露的玄武岩和硫化物间的电阻率是显然不同的。而这一点也正好论证了使用温纳装置寻找深海金属矿物这一方法是可行的。虽然目测法和现场采样也能有效地给出硫化物的出露区域，但电阻率技术有估算其总厚度的优点。Cyana仪观测也揭示了深海硫化物能产生巨大的自电势异常。能量供应中断时，在垂直悬挂装置的电压表中显示有0.5mv的电势差，这种差异代表了一个电化学背景。一旦将装置平置地穿过硫化物矿体，电势差便会增加到10.4mv，这表明有9.9mv的自电势异常。枕状玄武岩出露部分的电势差梯度与海水中的电势差梯度相同。因此，自电势可以用来绘制硫化物的出露范围，并且可能比单用电阻率法来得更容易。

最近，采用美国潜艇阿尔文号测量了位于北纬26度的大西洋中脊处的热液活动区的电阻率。将两个排列平铺在在海底，一个长约50m，另一个长约150