可控源音频大地电磁CSAMT

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1、1可控源音频大地电磁法一、方法概述可控源音频大地电磁法（CSAMT）是在大地电磁法（MT）和音频大地电磁法（AMT）的基础上发展起来的一种人工源频率域测深方法。本世纪 50 年代，在卡尼亚（L.Cagniard）著名论文 1的基础上，发展形成了基于观测超低频天然大地电场和磁场正交分量，计算视电阻率的大地电磁法。所观测大在电磁场的场源，主要是与太阳辐射有关的大气高空电离层中带电离子的运动有关。其频率范围从n 10-4n 102HZ。由于很低，MT 法的探测深度很大，达数十公里乃至一百多公里，是研究大地构造的经济和有效的手段。近年来，它也用于研究油气构造和地热探测。不地，由于其频率偏低，对浅层的分

2、辨能力较差，而且生产率较低。为了更好地研究人类当前采矿活动深度范围内（几十米至几千米）的地电构造，在 MT 法的基础上，形成了音频大地电磁法（AMT） 。其工作方法、观测参数和 MT 法相同。不过，它观测主要由于雷电作用产生的音频（n 10-1n 103HZ）大地电磁场。因为它的工作频率较高，故其探测深度对资源勘查比较合适，而且生产效率也比 MT 法高。但另一方面，在音频段内，天然大地电磁场的强度较弱，同时，人文干扰强度较大。很低的信噪比使 AMT 法的野外观测往往十分困难，为了取得符合质量要求的观测数据，需要采用多次叠加技术，一个测深点的观测往往要用四、五个小时，甚至更长的时间。为了克服 A

3、MT 法的上述困难，70 年代初，加拿大多伦多大学的 D.W.Strangway 教授和他的学生M.A.Goldstein2.3提出沿用 AMT 的测量方式,观测人工供电产生的音频电磁场。由于所观测电磁场的频率、场强和方向可由人工控制，而其观测方式又与 AMT 法相同，故称这种方法为可控源音频大地电磁法（CSAMT） 。CSAMT 法采用的人工场源有磁性源和电性源两种。磁性源是在不接地的回线或线框中，供以音频电流，产生相应频率的电磁场。磁性源产生的电磁场随距离衰减较快，为保持较强的观测信号，场源到观测点的距离（收发距）r 一般较小（n 102m） ，故其探测深度较小（ ） ，主要用于解r31决

4、水文、工程或环境地质中的浅层问题。电性源是在有限长（13km）的接地导线中供音频电流，以产生相应频率的电磁场，通常称其为电偶极或双极源。视供电电源功率（发送功率）不同，电性源CSAMT 法的收发距可达几到十几公里，因而探测深度较大（通常可达 2km） ，主要用于地热、油气藏和煤田探测及固体矿产深部找矿。目前，电性源 CSAMT 法应用较多。图 2-1 示出了最简单的电性源 CSAMT 法标量测量的布置平面图。通过沿一定方向（设为 X 方向）布置的接地导线 AB 向地下供入某一音频 的谐变电流 (角频率 )；在其一侧或fieI0 f2两侧 600张角的扇形区域内，沿 X 方向布置测线，逐个测点观

5、测沿测线（X）方向相应频率的电场分量EX和与之正交的磁场分量 HY，进而计算卡尼亚视电阻率 s221YxsHE（2-1）和阻抗相位 （2-2）yxEz式中， ， 和 ， 分别为 ， 的振幅和相位； 是大地的磁导率，通常取xyExyH为 。在音频段内（ 310n）逐次改变供电和测量频率，便可测出m/10470和 随频率的变化，完成频率测深观测。s实际测量中，通常用多道仪器同时观测沿测线布置的 67 对相邻测量电极间的 和位于该组x测量电极（简称“排列” ）中部一个磁探头的 （见图 2-1） 。由于磁场沿测线的空间变化一般不大，y故此 近似代表整个排列各测点的正交磁场分量，以计算卡尼亚视电阻率 和

6、阻抗相位 。这样，y s一次测量便能完成整个排列 67 个测点的观测。除标量测量外，还可依照 AMT 的方式作矢量测量（对一个方向（X）的双极源，在每个测点观测相互正交的两个电场分量 ， 和三个磁场分量 ， ， ）和张量测量（分别用相互正交的xYxyz（X 和 Y）两组双极源供电，对每一场源依次观测 ， 和 ， ， ） 。后两种测量方式可xyz提供关于二维和三维地电特征的丰富信息，适用于详细研究复杂地电结构。不过，其生产效率大大低于标量测量，所以生产中很少使用。一般所说的 CSAMT 法都是指标量测量方式。在 CSAMT 法中，增大供电电极距 AB 和电流 I，可使待测电磁场信号足够强，达到必

7、要的信噪比。所以野外观测较易进行，一般完成一整套频率的测量只需一个小时左右。加之，敷设一次供电线路，能观测一块相当大的测区，更有利于提高生产效率。通常，一个台班可完成几个乃至十个排列的观测，即完成数十个频率测深点。由于生产效率高，一般 CSAMT 法的测点距取得较小（常常与测量电极距 MN相同，为 ） ，所以它兼有测深和剖面测量双重性质，即垂向和横向的分辨都较高，mn210适用于地电构造立体填图，研究地下电性的三维空间分布。采用人工场源作 AMT 测量，虽有信号较强，易于观测和生产效率较高等优点，但也引入了一系列与人工场源有关的问题。首先，采用大功率人工源使 CSAMT 法的装备十分笨重，生产

8、成本也较高。其次，由于发送功率有限，为保持足够强的观测信号，收发距 总是有限的。这样，在中、低频率上，r相对趋肤深度 不是很大时，电磁场进入“近区” （ 1）导出的。在过渡区或近区，卡尼亚视电阻率 s将发生畸变，即使在均匀大地条件下，算出的 s也明显偏离大地了真电阻率，这称为非波区场效应或近场效应。加拿大凤凰公司提出了一种近场校正方法过渡三角形法 4,能将均匀大地条件下近区和过渡区的 校正到接近大地真电阻率,但仍有 10%20%的相对差.我国学者s利用迭代法和数值逼近法建立了新的近场校正方法 5.6，校正效果较好。在均匀大地条件下，校正计算的等效电阻率非常接近大地真电阻率。本文将介绍后一种近场

9、校正方法 6。长期以来，CSAMT 法的一维反演方法是先将野外实测卡尼亚视电阻率频率测深数据作近场校正；然后用大地电磁法（MT） （平面波一次场院）的反演方法，对近场院校正后的数据作解释。我们的计3算结果 6表明，这种作法最多是一种粗略近似的半定量解释方法 。其原因是，现有近场校正方法都是基于均匀大地条件下的电磁场特性建立起来的；在非均匀大地条件下，经过校正的近区和过渡区CSAMT 资料，与平面波一次场院的 MT 资料并不相同。即近场校正公仅能校正非波区场效应造成的卡尼亚视电阻率的畸变，并不能将双极源场的近区和过渡区数据校正为相应地电条件下波区（平面波）场的测量结果。所以严格的 CSAMT 定

10、量解释应该直接采用基于实际使用的三维场源建立的反演方法。我国学者建立了双极源 CSAMT 法的一维正、反演算法，应用效果甚佳 7.8 。顺便指出，在收发距 有限r的情况下，探测深度不仅和频率有关，而且和收发距有关。当工作频率降低，到趋肤深度 ,即进入近区时，CSAMT 的 频测曲线成 450代斜直线（近场校正后呈现为水平渐近线） ，继续降低工作s频率也不能增大探测深度。所以，CSAMT 法的近区数据没有任何频率测深信息。既没必要观测，也没可能利用这样的数据。在作资料解释或反演时，可舍支之。在二维和三维地电条件下，双极源 CSAMT 的观测结果，既与观测点也与场源下方的地电分布有关（场院源复印效

11、应或场源附加效应） ，不觉 能反映出场源和测点之间的电性不均体的影响（阴影效应） 。这些由人工场源引起的复杂问题，目前仅中是“知晓”了它们的存在 9。10 ，其影响规律和校正方法尚待研究。研究的困难在于，二维或三维地电条件 下，双极源电磁场的计算十分复杂。均匀围岩或二层非各向同性大地基岩中存在局部三维不均匀体时，双极源电磁场的正演数值计算（积分议程）算法虽已解决 11但所要求的存储量（ ）和计算量都有很大。二维地电条件下，电偶极源电磁Mb8场的数值计算（有限元）算法，国内外都已进行了多年研究，直到最近才获得突破 13.12，可望近期研制出实用程序。这将对 CSAMT 法各种场源影响规律和校正方

12、法的研究，及过渡区观测结果的解释，起重要的推动作用。与 MT 和 AMT 法一样，CSAMT 法也受地表局部不均匀性造成的“静态效应”影响。它使卡尼亚视电阻率 频测曲线沿 轴平移，而在 拟断面图上形成密集的陡立等值线，造成存在直立的“深sss大断裂”的假象。在 MT 和 AMT 法中，已提出利用阻抗相位，空间滤波和附加人工源磁场测量等方法，作静态位移校正。不过，由于在天然场法中阻抗相位测量精度欠佳，测点距较大和附加税人工源磁场测量将增大生产成本，因而这些静态效应校正方法皆难实现。在 CSAMT 法中，阻抗相位测量精度较高，测点距较小和在完成卡尼亚视电阻率测量 的同时，也获得了人工源磁场数据，所

13、以前述三种静校正方案都晚于实现。我国学者针对 CSAMT 法的特点，研究和建立了多种静校正方法，效果甚佳 14.15.16 ，本文将介绍其中的一些方法。由于 CSAMT 法的探测深度适中，其在地质勘查的各个领域皆有广阔的应用前景。我国 1986 年首批引进加拿大凤凰公司 型和美国 工程和研究机构 GDP-12 型多功能电法系统，开展4VongeCSAMT 法试验生产。近年又引进了新一代 和 仪器系统。止前，国内已有十多套仪器开5V16GDP展 CSAMT 法工作，在寻找深部隐伏金属矿，油气构造勘查，推覆体或火山岩下找煤，地热资源勘查和水文-工程地质勘查等方面，都取得了良好的地质效果 17.18

14、。二、计算全频域视电阻率的近场校正法前已述及，CSAMT 法在收发距 较小或工作频率 较低时，观测的电磁场属近区场或过渡区场，rf需作非波区场院或近区场校正。由实测卡尼亚视电阻率 计算全频域视电阻率 ，是一种较好的近css场校正方法 64（一）算法原理全频域视电阻率 的算法建立在非磁性、均匀大地条件，以及地表电偶源电磁场特性的基础上s在此假设条件下，按图 2-2 所示观测和坐标系统，可写出卡尼亚电阻率的表达式 6201cs 210121220 )(cos)cos4()3ikrkreikr（2-3）式中，I 0， I1和 K0、K 1分别为第一类和第二类虚宗量贝塞尔函数，其宗量为（ ） ；2/i

15、kr（ ）为观测点坐标（见图 2-2） ；,r和 分别是非磁性均匀大地的磁志率和电阻率；角波数（传播系数） ，其与0 /0i收发距 的乘积r )1()(2/00 iPirrikr （）其中，感应数 （）/2/0为超肤深度。由（2-3）式可写出归一化视电阻率 的表达式ns20rnss2101212 )()cos)cos41(2(3PiIiPePi（）5式中， ， ， 和 的宗量为 。0101Pi2对（2-6）式的计算结果表明， 是 的单调下降函数。这样，由实测 值算出 后，ns CSns可反过来单值地确定 P 值；进而可按（2-5）式的演化式，由 P 计算大地的电阻率（）20r在非均匀大地条件下，按上述方法由 P 借助（2-7）式算出的参数，定义为视电阻率 。因为S在均匀大地条件下，无论工作频率 为何值（即无论是在远区、过渡区或近区） ，此视电阻2/f率皆等于大地真电阻率，故称其为全频域视电阻率。容易理解，它不同于卡尼亚视电阻率 ，而CS是对其按均匀大地作过近场校正的视电阻率。按上述定义计算全频域视电阻率 的难点是，如何由实测 算得的 进一步计算 P。这S