第三章 第四节 电磁法原理.ppt

1、第四节 电磁法原理,目 录 第四节 电磁法原理 一、电磁测深法 二、甚低频电磁法 三、无线电波透视法,电磁法是以地壳中岩石和矿石的导电性、导磁性和介电性差异为基础，通过观测和研究人工的或天然的交变电磁场的分布来寻找矿产资源或解决水文、工程、环境及其它地质问题的一类电法勘探方法。 电磁法所依据的是电磁感应现象。以低频电磁法 ( f104 Hz )为例，如图3.4.1所示，当发射机以交变电流I1供入发射线圈时，就在该线圈周围建立了频率和相位都相同的交变磁场H1，H1称为一次场。若这个交变磁场穿过地下良导电体，则由于电磁感应，可使导体内产生二次感应电流I2 (这是一种涡旋电流)。这个电流又在周围空间

2、建立了交变磁场H2，H2称为二次场或异常场。利用接收线圈接收二次场或总场 (一次场与二次场的合成)，在接收机上读出相应的场强或相位值，并分析它们的分布规律，就可以达到寻找有用矿产或解决地质问题之目的。,图3.4.1 电磁法原理示意图,电磁法的种类很多，按探测的范围，可以分为电磁剖面法和电磁测深法两大类。前者可用于探测地下某一深度范围内电磁场的分布规律，包括不接地回线法、电磁偶极剖面法、航空电磁法、甚低频法等。后者可用于探测某一测点上不同深度的电磁场分布规律，包括大地电磁测深、频率测深、瞬变测深等。按场源的性质，可分为频率域电磁法和时间域电磁法两大类。前者使用多种频率 ( 103108 Hz )

3、的谐变电磁场，后者使用不同形式的周期性脉冲电磁场。按场源的形式可分为被动场源 (天然场源)法和主动场源 (人工场源)法。电磁法各类方法中，除大地电磁法外，其余都是主动源法。按工作环境，又可以将电磁法分为地面、航空和井中电磁法三类。,与传导类电法相比，电磁法具有如下特点:它的发射和接收装置既可以采用接地电极，又可以采用不接地线圈、回线，因此航空电法才成为可能；采用多频率的电磁场或不同形式的脉冲电磁场测量，扩大了方法的应用范围；观测的场量既有电场分量，又有磁场分量。对每种场量又可观测振幅、相位、实分量、虚分量、一次场、二次场、总场，从而大大提高了地质效果。,一、电磁测深法 电磁测深法是根据电磁感应

4、原理，研究天然或人工(可控)场源在大地中激励的电磁场分布，并用电磁场观测值来研究地电参数沿深度变化的一类电磁方法。常用的电磁测深方法有天然场源的大地电磁测深、人工场源的频率电磁测深和瞬变测深。在工程及环境物探中常用的是人工源方法，故在此只讨论频率测深法。,（一）频率测深的基本原理及工作方式 频率测深是一种频率域的电磁测深方法，与直流测深方法不同，它是用改变频率的方法来控制探测深度，而不用增大供电极距AB。因电磁波的穿透深度与其波长有关，理论上可以证明，在均匀各向同性半空间中，电磁波在电阻率为的介质中传播的波长 。若地层电阻率不变，改变电磁波的频率 ，就可以改变其波长，从而改变电磁波的穿透深度。

5、向地下发送由高频到低频 ( n 10 100 kHz )的电磁波时，高频电磁波衰减快，穿透深度小，只反映浅部地电断面的特点。低频电磁波衰减慢，穿透深度大，可以反映较深处地电断面的特点。于是通过变频的方法就可以达到探测不同深度地电断面之目的。,频率测深的激发方式有两种。一种是利用接地电极AB作为场源，将谐变电流送入地下，由于接地电极之间的距离比它到测量电极或测量线圈间的距离小得多，因此场源可视为水平电偶极子(图3.4.2(a)。另一种激发方式是在不接地水平线圈中通以谐变电流作为场源，由于水平线圈的直径比场源到测量电极或测量线圈之间的距离小得多，因此场源可视为垂直磁偶极子(图3.4.2(b)。频率

6、测深的接收装置可以是测量电极M、N，也可以是接收线圈，它们分别测量电场分量和磁场分量。,图3.4.2 频率电磁测深法的装置形式 (a) 水平电偶极子装置； (b) 垂直磁偶极子装置,频率测深方法属于低频电磁法，因此可以忽略位移电流的影响，视为似稳场。在频率测深法中，虽然收发距r是有限的，但在高频情况下，观测地段可处于“远区”。这时电磁波的传播是以平面波的形式入射到地表的，所以“远区”又称为“波区”。而只有在波区，地电断面中各层的电阻率、层厚等才能影响电磁场的分布。随着频率的降低，同一测点又可以处于“中间区”或“近区”。而“近区”的电场类似于直流电场，仅与纵向电导有关。,在这里需注意：“远区”是

7、指收发距r很大或频率f很高的范围，这时电磁场为辐射场，电磁波具有平面波的性质（注：电磁波为球面波，当其远离场源传播时，半径r会逐渐增大，当r很大时，我们所研究的电磁波的那部分球面可视为平面，这个范围的电磁波称为平面波。）。“近区”是指收发距r很小或频率f很低的范围，这时电磁波不具有平面波的性质，且受场源影响较大。位于“近区”和“远区”之间的范围，称为“中区”或“中间区”。,由于垂直磁偶极子场远较水平电偶极子场衰减快，因此，在较大深度的探测中多采用电偶极子场源。但磁偶极子场源是用不接地线圈激发的，在某些接地条件较差的测区，或解决某些浅层地质问题的探测中，磁偶极子场源还是经常被采用。,（二）视电阻

8、率公式及频率电磁测深理论曲线水平电偶极子频率电磁测深常采用赤道装置 (图3.4.2(a) =90的装置)，这时远区视电阻率振幅计算公式与直流电测深类似， （3.4.1） （3.4.2）,式中：E 为电场水平分量振幅值；H z为磁场垂直分量振幅值；为角频率(圆频率), = 2f , f为工作频率；UE = MNE , 为测量电极M、N之间的电位差；H = 0nsH z , 为接收线圈的感应电动势；n和s分别为接收线圈的圈数和面积；为介质的磁导率(或称绝对磁导率)，0为真空的磁导率，0 = 4 107H/m；KE和KH为装置系数，其值分别为,式中r为收发距。此外，通过被测信号的相位与供电电流初始相

9、位的比较，还可得到电、磁场的相位差E和H。,实测的视电阻率曲线一般绘于以 为横坐标 (T为周期)及以为纵坐标的双对数坐标系中。相位曲线则绘于以 为横坐标 (对数)及以为纵坐标 (算术坐标)的单对数坐标系中。,与直流电测深一样，频率测深理论曲线也可分为二层、三层及多层曲线。理论振幅曲线以/1为纵轴、以1/h1为横轴，绘在双对数坐标系上。根据组成地电断面参数的不同，我们依然将三层曲线按直流电测深的命名方法，分为H、A、K及Q型振幅曲线。图343为2= 1/4、2 = 4、3 时，不同收发距r的H型E曲线 (曲线参变量为r / h1)。曲线首支频率很高 ( 1/h1 0)，电磁波穿透深度很浅，故首支

10、趋于 = 1的渐近线。应当指出，由于 趋于1的过程比较复杂，因此首段是经过数次摆动趋于1的。随着频率的降低，穿透深度逐渐增大，减小，并出现尖锐的极小值，反映了中部低阻层2的存在。,随着高阻层3影响的加大，曲线急剧增大，并与横轴呈6026夹角上升。工作频率再降低时( 1/h1 )，不再满足远区条件，而向近区过渡。这时尾支呈平行于横轴的水平线，其 值为 可见其值与频率无关，仅与总纵向电导S和r有关。,图3.4.3 三层H型断面E理论振幅曲线,图3.4.4是与图3.4.3相同地电条件下计算的 曲线，曲线的首支和中支与波区理论曲线类似， 曲线中后支为与横轴呈6326夹角上升的直线。但当 时，曲线尾支转

11、而呈6326夹角下降，它并不反映地电参数，而与频率及收发距r有关，改变r引起曲线变化的规律与 曲线类似。,图3.4.4 三层H型断面H z理论振幅曲线,频率测深的解释与其他测深曲线的解释类似，可采用量板法和计算机进行，目前多采用计算机进行，解释结果一般能给出断面各层的厚度及电阻率。,（三）频率电磁测深的应用及实例 与直流电测深相比，频率电磁测深具有分辨率高、能穿透高阻层、各向异性影响小、观测参数多，以及工作效率高等优点，因此，在各类地质勘查工作中都得到了应用。 长白山地区新生界玄武岩覆盖很广，地下地质情况不清。如图3.4.5为二道白河到两江剖面的视电阻率断面图，并根椐频率测深资料绘制了相应的地

12、质剖面。引人注目的是，13号点两侧和19号点附近视电阻率等值线密集，是断层的反映。钻探表明，电测深解释结果基本符合实际地质情况。,图345 二道白河至两江剖面视电阻率断面图及推断的地质剖面,二、甚低频电磁法 甚低频 (VLF) 电磁法是一种被动源电探方法，它利用超长波通讯电台所发射的电磁波为场源，通过在地表、空中或地下探测场的参数变化，从而达到找矿或解决有关工程及环境地质问题的目的。超长波通讯电台的功率一般比较强大，通常为n102 n103 kW，工作频率约为15 25 kHz。我国生产的DDS1型甚低频电磁仪就是以设在日本(NDT)和澳大利亚(NWC)海军通讯电台发射的电磁波为场源，其工作频

13、率分别为17.4kHz和22.3kHz。显然, 我们把这种频段称为甚低频, 纯属无线电工程中的一种分类。就电探方法的频率而言，这已属于高频电磁法的频率范畴了。,由于该方法不需专门建立场源, 根椐地质任务的不同即可探测磁分量也可探测电分量, 因而近年来不仅在地质找矿方面, 而且在水文地质调查中也获得了此较广泛的应用。 甚低频法在野外工作时，必须先将接收机校准于所选电台的频率，使接收线圈面沿垂直轴转动，当接收的信号最大时，线圈面所指的方向即为电台方向。然后照准该方向(即以该方向为水平轴)观测D、H z和Hy。,甚低频法的资料解释主要是定性地确定出低阻体 (断裂带或岩溶发育带)的位置。从甚低频法的理

14、论曲线分析可知，利用极化椭圆倾角D曲线的零值点及磁场水平分量极值点的位置均可确定断裂带及低阻发育带的位置。,下面, 我们来看一下甚低频法在广西某地岩溶区的应用。该岩溶区为10m厚的粘土所覆盖，下部基岩为泥盆系百灰岩，地下岩溶发育，地表可见塌陷地形。工区测线方位为NE70，选择NDT台作为场源，用甚低频电磁仪观测电场水平分量Ex和磁场水平分量Hy。同时还用NWC台观测极化椭圆倾角D及磁场水平分量Hy和垂直分量H z。图3.4.6展示了该区13线上甚低频法及联合剖面法的观测结果，由图可见，在该线上甚低频法有明显的极化椭圆倾角及磁场水平分量异常，而联合剖面法及甚低频视电阻率曲线却只反映出较宽的低阻异

15、常带。经钻探验证，在100号点处见到岩溶发育带，95号点为黄土充填的岩溶塌陷。,图3.4.6 广西浪桥堡13线综合勘探剖面图,三、无线电波透视法 (一)基本原理及工作方法 无线电波是一种频率很高且具有一定能量的电磁波，它可以在真空及各种介质中传播，由于介质的性质不同，它们对电磁波吸收的程度也不一样。真空中不吸收电磁波，空气或高阻岩石对电磁波的吸收作用很弱，低阻矿体和充水溶洞对电磁波的吸收作用较强。无线电波透视法就是通过研究钻孔或坑道间电磁波的传播规律(或者说被介质吸收的情况)来寻找矿体、充水溶洞等地质对象的一种电法勘探方法。,井中无线电波透视法的工作原理如图347所示。在一个井孔利用发射机发射

16、一定频率(零点几兆赫几十兆赫)的电磁波，在另一个井孔中利用接收机接收被介质吸收后的电磁波。当井孔间有良导矿体或充水溶洞存在时，由于电磁波被强烈吸收，使其能量大为降低，因而在测量井孔的相应井段便出现场强曲线的低值异常(或称为“阴影”)。根据收、发仪间的关系及异常出现部位便可推断地质体的存在。,图3.4.7 无线电波透视法工作原理示意图 l发射机； 2发射机天线； 3接收机； 4接收机天线； 5发射机控制面板； 6记录仪； 7绞车； 8滑轮； 9电缆； 10E曲线,井中无线电波透视法的观测方式有同步法和定点法两种。同步法是将发射机(或发射天线)和接收机(或接收天线)分别下到两个井孔中，然后，同步地

17、上下移动进行观测。如果发射机和接收机保持同一高度，同步测量就称为水平同步法；如果发射机和接收机处于不同高度，同步测量就称为高差同步法，高差的大小一般视井间距、井深及岩层产状而定。定点法测量一般是将发射机(或接收机)固定于井孔中某预选位置，然后将接收机(或发射机)置于另一井孔进行连续测量。实际工作中，一般先用同步法了解井间地质体的大致位置，继而再利用定点法进一步确定异常体的边界和轮廓。,在无线电波透视法中，频率的选择也是十分重要的，它直接影响透视的距离和对异常的分辨能力。一般来说，频率高、波长短、对异常体的分辨能力强，但随之而来的是吸收增强、透距变短。反之，频率低、波长长、吸收弱、透距变大，更适

18、合研究较大范围内地质体的变化，但对异常体的分辨能力也降低。,（二）异常解释及应用实例 无线电波透视法接收机所获得的记录是以微伏数所表示的电场值，经整理可以绘制实测场强E沿剖面的变化曲线，作图时纵坐标采用算术坐标表示井深H，横坐标采用对数坐标表示场强E或Ea (实测场强E与正常场场强E0之差)。,井中无线电波透视法最简单也最常用的解释方法是交会法，首先根据经过井斜校正的井孔剖面，按一定比例尺绘制包括井孔在内的断面图，利用水平同步、高差同步或定点法的资料，在断面图上由各发射点分别向接收井孔的各异常边界引直线，这些直线交会的结果，可获得一个阴影区，见图3.4.8。这个公共的阴影区的空间位置、形状、规模等基本上反映了低阻异常体的范围和轮廓。,图3.4.8 交会法