地球物理通论：大地电磁测深与地电模型解决地质任务

大地电磁测深法是利用大地中广泛分布的频率范围很宽（10－4～104Hz）的天然的大地电磁场做场源，探测地下电性结构，进行深部地质构造研究的一种频率域电磁测深方法，属电磁类电法探测。电磁法系指以介质的电磁性（σ，ε，μ）差异为物质基础，通过观测和研究人工或天然的交变电磁场随空间分布规律与时间变化规律，达到某种勘查目的的一类电法探测方法。其中，利用多种频率谐变电磁场来进行工作的叫频率电磁法，而利用不同形式的周期性脉冲电磁场进行工作的称为时间域电磁法。常用的电磁法探测方法有甚低频法、连续电导率成像（EH4）、瞬变电磁法（TEM，探测深度达400m）、大地电磁法（MT，探测深度从几百米到上百千米）、可控源音频大地电磁法（CSAMT，探测深度从几十米到1km）和探地雷达等。

由于大地电磁测深法不需要人工建立场源，装备轻便、成本低，且具有比人工源频率测深法更大的勘探深度，所以除主要用于研究地壳和上地幔地质构造外，也常被用来进行油气勘查、地热勘查以及地震预报等研究工作。

4.6.1 大地电磁测深资料的采集和处理

通常在一定的带宽（如全频段观测40个频点，最高频率为320Hz，最低频率为0．00055Hz）采用五分量的方式对大地电磁进行观测，即同时观测Ex、Ey、Hx、Hy和Hz5个分量。野外测站布置如图4．34所示。假设大地介质是均匀各向异性的，并且在水平方向上存在两个彼此正交的电性主轴，两电性主轴上的电导率分别为σ1和σ2。设地面为z＝0的界面，z轴垂直地面向下，而天然电磁场是垂直入射的平面电磁波。可在两个电性主轴上定义视电阻率，分别为

图4.34 大地电磁测深布极示意图

其中

因此，大地电磁信号经放大滤波后，进行模数转换、实时处理，并记录功率谱文件。在野外现场可获得视电阻率、相位及其误差值。

从野外采集的资料，一般还必须进行再处理。再处理的内容包括：

（1）曲线的圆滑。野外采集的原始视电阻率和相位资料，由于干扰和观测误差的存在，相邻两频点的数据有时会出现非正常的跳跃。因此，必须根据最小方差原理和大地电磁测深曲线的固有特征进行圆滑。

（2）ρTE和ρTM的识别。在野外资料采集过程中，MT采集软件自动将采集结果转化为电性主轴方向，给出实测的ρxy和ρyx。由于张量阻抗主轴方向有90°的不确定性，经资料处理后的张量阻抗旋转方向可能是构造走向，也可能是倾向。因此，要确定ρxy和ρyx谁代表TE极化，谁代表TM极化。

（3）静校正。目前对大地电磁测深观测资料的解释是以水平均匀介质的理论为基础的，而测区地下地质条件相当复杂，介质电性的各向异性非常明显，这样就造成了大地电磁测深曲线的畸变，畸变类型可分为两种：一种是由地表电性不均匀或地形起伏引起的曲线畸变，称为电流型畸变；另一种是电流沿构造走向流动，引起横向电场的畸变，称为感应畸变。

由浅层电性不均匀体的存在或地形不平，产生的大地电磁测深曲线的畸变通常是使视电阻率ρTE和ρTM沿纵坐标平行移动，而相应的相位曲线φTE和φTM却保持一致，这就是所谓的静位移。对移动了的曲线进行反演解释，会得出错误的结论。因此，对大地电磁做静校正十分必要。

4.6.2 大地电磁测深资料的解释

大地电磁测深资料的解释工作（图4．35）按照预处理、定性、半定量、一维反演和二维反演等阶段，由浅入深，逐步进行。它的目的就是将所观测的大地电磁测深资料转换成地电模型，解决所提出的地质任务。

图4.35 大地电磁测深资料解释流程

1）定性解释

定性解释是在了解和掌握一些不同地质构造情况下的视电阻率曲线的畸变成因和特征后，对实测电阻率曲线进行初步分析，即将测线（或测区）各测点大地电磁测深曲线的类型按一定比例尺缩小绘在相应的图件上就得到曲线类型分布图。因为曲线类型和特征的变化反映了地电断面的特征，所以从曲线类型分布图可以了解到电性层沿水平和垂直方向上的变化情况。图4．36为上海奉城—浙江湖州MT剖面观测视电阻率曲线，由图可见，剖面由西向东，按照曲线类型可概括为“三段一带”的特点：

图4.36 上海奉城—浙江湖州MT剖面观测视电阻率曲线

西端的60～53号测点段（图4．37），该段曲线类型基本以HKHK型为主，在1．0Hz附近出现低阻极值，表明该段低阻层具有一定厚度的沉积，往深部电性明显抬升，在曲线的高阻隆起段的0．01Hz附近存在相对平缓或起伏的形态变化，该特点可一直延伸到50号测点附近，可以揭示高阻层内部存在一低阻电性层，从其对应深度可推断为壳内低阻层，再往低频端曲线幅值降低，呈现出深部为大范围低阻地层。表现出断裂带的曲线类型特征，曲线形态比较平缓，幅值低，对应了该处断裂破碎带的位置，导致视电阻率数值降低显著。

图4.37 MT剖面60～50号测点曲线特征

49～29号测点段（图4．38），除在1．0Hz以前的相对高频段存在一些不同的起伏变化外，该段曲线类型基本以HK型为主，深部低频的高阻极值点对应频率大致在0．1Hz之后，幅值高，一般大于几百欧姆米，高者过千，曲线形态连续性较好，说明高阻块体稳定且厚度巨大。

图4.38 MT剖面49～29号测点曲线特征

28～1号测点（图4．39），该段曲线类型连续性好，形态基本一致，基本以HKH型为主，高频段存在的低频极值说明浅部存在深度不大的低阻沉积层，深部低频的高阻极值点对应频率在0．1～0．01Hz，幅值高往往超过1000Ω·m，说明高阻块体稳定且厚度巨大，中深层构造较为稳定，分层的特点不明显，地下电性结构横向变化小，具有稳定块特点。甚低频出现的H型低阻极值在18～15号测点以及3～1号测点之间最为明显，说明高阻巨厚沉积之下有一定深度的低阻层分布。

图4.39 MT剖面28～1号测点曲线特征(www.xing528.com)

在视电阻率曲线分析的基础上，以测线为横坐标，以大地电磁场的周期T（或频率f）为纵坐标，将各测点相应周期T（或频率f）上的视电阻率ρTE（ρTM）标在对应的纵轴上，并沿测线构制等值线，制作视电阻率ρTE（ρTM）断面图。

从视电阻率断面图可以定性地了解基底的起伏、断层的分布以及电性层的划分（即有几个电性层，它们之间的关系，沿水平和垂直方向的变化情况等）等电性特征，因此视电阻率断面图是一个重要的定性图件。必须注意，由于ρTE和ρTM反映地电断面的特征不同，两种视电阻率断面图也不会处处完全一致，必须综合分析两种图件，才能得出正确的结论。

一般而言，在深部（即长周期T处）高视电阻率等值线的起伏形态与基底相应。而视电阻率等值线密集，扭曲和畸变的地方又往往与断层有关。断层特别是基底断层越浅，这种特征越明显。在剖面中，岩层电阻率差别越大，视电阻率断面图的效果也越明显。

同样也可制作相位断面图、总纵向电导S剖面图或平面图、各向异性断面图等定性解释图件，初步得出测量地区的地下构造概况和测区反映出的曲线形态和特点，再对照测区其他物探资料、构造资料等来选择初始模型。

图4．40、图4．41分别是上海奉城—浙江湖州MT剖面上支视电阻率断面图、阻抗相位断面图。

图4.40 上海奉城—浙江湖州MT剖面上支视电阻率断面图

图4.41 上海奉城—浙江湖州MT剖面上支阻抗相位断面图

由图4．40可见，剖面由西向东的特征变化与曲线类型分析的特征基本一致，可分成以下几段：60～53号测点段、52～50号测点段、49～1号测点段。剖面上部的中高频段为低阻沉积层，由西向东逐渐抬升，除低频段除断裂位置的52～50号测点段为明显低阻外，均表现出高阻层，且这一高阻带连续性较好，东段即49～1号测点段视电阻率幅值高。

图4．41上极值位置与视电阻率断面图4．40上高、低阻层之间的梯度带的位置基本上是一致的，同样表达了上述特征。

总纵向电导剖面图（图4．42）可以直观地看出断裂带附近是明显的高S值区，其西、东则是低S值区，且向东逐渐抬升，反映了总的构造格局特点。总纵向电导剖面图所展示的电性高低分布与地震、重力资料所揭示的基底埋深变化十分一致，表现了研究区范围内几个大的构造单元的性质，反映的信息是客观存在的。

图4.42 MT剖面总纵向电导剖面图

2）半定量解释

半定量解释是将视电阻率（或相位）与频率的关系曲线转化为电阻率与深度的近似关系曲线，使人们比定性解释更直观地了解地下电性特征及电性层的分布情况。实现半定量转换的方法很多，有Bostick法和连续介质快速反演等。其中，Bostick法是利用三层地电模型在第三层介质电阻率分别取极端时尾支渐近线的交点近似公式，推广到多层情况下得出计算电阻率和深度的公式

图4．43为上海奉城—浙江湖州MT剖面用Bostick法计算的半定量解释结果。

图4.43 MT剖面半定量解释结果

定量解释也称定量反演。定量解释是在定性和半定量解释的基础上进行的，任务是给出实测曲线所对应的地电断面参数，提出工区的地球物理模型。较成熟的反演方法有一维、二维反演。随着计算数学和计算机技术的使用和发展，大地电磁测深资料的反演已全采用计算机进行全支曲线自动拟合的方法，当给定初始模型参数后，计算机按照程序设计的步骤，自动修改参数，直至使计算曲线与实测曲线重合，或者误差达到给定的要求为止。在一维情形下，这类反演方法可以解释多层介质的实测曲线。对二维情形，反演的基础仍然是正演，根据二维初始模型计算出二维正演理论曲线，与实测曲线对比，进而根据方差的大小及参数的特征对初始模型进行校正，在得到新的模型以后，又重复上述步骤，如此反复迭代，直至满足要求为止。

上海奉城—浙江湖州MT剖面定量反演结果如图4．44所示。由图可见，以38号测点为界，其东剖面高阻基底以上出现2个相对低阻层，以西剖面有高阻基底以上出现3个相对低阻层。依据地表露头和钻孔资料、岩石物性特征、区域地质特点，对高阻基底之上出现的相对低阻层的地质属性进行了标定和推断。认为沿测线近地表的第一个低阻层是新生代沉积层和中生界上白垩统的反映，第二个低阻层在55号测点以西地段为上古生界地层的反映，以东地段为中生界上侏罗统火山岩、火山碎屑岩地层的反映，38号测点以东地段可能也包括部分下古生界地层。38号测点以西地段的第三个低阻层被推测为下古生界地层的反映，而高阻基底解释为前震旦系变质岩系。

图4.44 MT资料两维定量反演结果

高阻基底面具有“西低东高中间隆”的特点。乌镇—马金断裂西支断层以西，高阻基底面埋深在6km左右，往东，在乌镇—马金断裂两支断层之间，高阻基底面埋深变浅为5．1km左右，从庙港—芦墟断裂至枫泾—川沙断裂间，表现为西低（4km左右）东浅（3km左右）中间凹（4．8km左右）。枫泾—川沙断裂至朱行断裂间，高阻基底面埋深明显变浅，从靠枫泾—川沙断裂的1．5km左右往靠朱行断裂方向加深为2．2～2．7km。朱行断裂至张堰—南汇断裂间，高阻基底面表现出“中间隆”的特点，埋深只有0．8～1．0km，张堰—南汇断裂至南通—上海断裂间，高阻基底面加深为1．2km，经过南通—上海断裂往东，高阻基底面埋深进一步加大为2．0km和2．7km。

沿测线近地表的第一个低阻层反映了新生代界到中生界上白垩统这套沉积地层。其底界面起伏变化，在剖面西段（庙港—芦墟断裂以西）埋深大，平均埋深近2km，表现为“两凸一凹”，凹陷部位位于湖州—苏州断裂至乌镇—马金断裂西支断层东侧，埋深为2．65～2．75km，凸起部位分别位于乌镇—马金断裂东支断层以西和剖面的西端，埋深在1．15～1．25km。在剖面东端（张堰—南汇断裂以东），表现为往东在断层控制下台阶状加深，张堰—南汇断裂与南通—上海断裂之间为0．6～0．7km，南通—上海断裂往东埋深加深为0．77km左右。庙港—芦墟断裂至张堰—南汇断裂间，底界面在埋深浅的背景下表现为“两凸两凹”，凹陷部位位于嘉善—壹山断裂以西和朱行断裂以西，埋深分别为1．8km和1．3km，两凸部位位于枫泾—川沙断裂至廊下—大场断裂间和朱行断裂至张堰—南汇断裂间，埋深分别为0．25km和0．6km。

3）MT的应用

在石油和天然气的普查与勘探中，MT方法是其他地球物理勘探方法（特别是地震法）的一种重要的补充，如可以帮助在含油气盆地研究方面划分沉积岩系的电性层，确定高阻基底构造，在有利条件下还可圈定局部构造和断裂等；大地电磁测深法不仅给石油和天然气的普查与勘探增加了一种新的手段和方法，而且也给那些地震勘探难以进行（如火成岩和碳酸盐岩覆盖地区）和难以到达地区的石油勘探展示了新的前景。

MT也是深部地球物理探测的一种重要方法和必不可少的手段。在地热资源调查、天然地震的预测预报等方面，MT对高导层反应灵敏，可发挥重要作用。