武超峰， 葉益信， 鄧呈祥， 朱云峰

(東華理工大學(xué) 地球物理與測(cè)控技術(shù)學(xué)院，江西 南昌 330013)

伴隨著全球經(jīng)濟(jì)的快速增長(zhǎng)，世界各國(guó)對(duì)能源的需求量逐漸增大，傳統(tǒng)化石燃料的大量使用引發(fā)了一系列的社會(huì)環(huán)境問(wèn)題(萬(wàn)建軍等， 2015)，可持續(xù)發(fā)展面臨日益嚴(yán)重的挑戰(zhàn)。目前，世界上許多國(guó)家都在從事新能源特別是可再生能源的研究，以逐步減少對(duì)傳統(tǒng)化石燃料的依賴(lài)(Zhu et al.， 2015)。地?zé)崮茏鳛橐环N綠色、低碳、可再生的清潔能源受到廣泛關(guān)注(陳昌昕等， 2020)。如今，大約有80多個(gè)國(guó)家直接利用地?zé)崮馨l(fā)電或從事其他社會(huì)生產(chǎn)活動(dòng)(Unverdi et al.， 2013; Kuo et al.， 2011; Lund et al.， 2011；Yang， 2013)。近年來(lái)，隨著增強(qiáng)型地?zé)嵯到y(tǒng)的技術(shù)發(fā)展，地?zé)崮芘c其他可再生能源(如太陽(yáng)能和風(fēng)能)一樣呈現(xiàn)了指數(shù)增長(zhǎng)(Bertani， 2016)。增強(qiáng)型地?zé)嵯到y(tǒng)是普遍可部署的，不受地域限制，對(duì)環(huán)境影響最小(Mit， 2006；許天福等， 2012; Barbier， 2002)，但通常涉及較深的目標(biāo)，因此需要可靠的勘探技術(shù)。

在地?zé)豳Y源勘探中，地球物理方法發(fā)揮著重要的作用，因?yàn)榈責(zé)嵯到y(tǒng)通常會(huì)導(dǎo)致地下物理性質(zhì)的不均勻性，這種不均勻性在不同程度上可以從地表觀測(cè)到異常。地球物理勘探的目的是直接或間接地從地表或淺層深度獲得地?zé)嵯到y(tǒng)的物理參數(shù)，這些物理參數(shù)包括溫度、電導(dǎo)率、波速、密度和磁化率等。數(shù)十年來(lái)，電磁法已被證明是地?zé)峥碧降挠辛ぞ?，尤其是近年?lái)，由于設(shè)備的改進(jìn)、方法和處理技術(shù)的提高以及建模軟件的發(fā)展，其受到廣泛應(yīng)用(Spichak et al.， 2009)。

地下的導(dǎo)電性被認(rèn)為是表征地?zé)岘h(huán)境的一個(gè)重要參數(shù)。而巖石電阻率不僅是巖石重要的地球物理參數(shù)之一，也是電磁法應(yīng)用于地?zé)峥辈榈姆椒ɑA(chǔ)。由于電阻率直接與滲透率/孔隙度、鹽度、蝕變、溫度等因素相關(guān)，因此它在地?zé)峥辈橹械淖饔梅浅Ｃ黠@。一方面，構(gòu)造帶、地?zé)崽锏纳鷥?chǔ)蓋等不同部位具有明顯的電性差異，另一方面，隨著溫度的升高，電阻率發(fā)生很大的變化(曾昭發(fā)等， 2012)。地?zé)嵯到y(tǒng)一般是由充滿地?zé)崃黧w的斷層或斷裂系統(tǒng)組成，這些區(qū)域具有高濃度的溶解鹽，含水豐富(尤其是熱水)，由此產(chǎn)生低電阻率異常。另外，地?zé)嵯到y(tǒng)中發(fā)生的水熱蝕變引起黏土礦物也具有高導(dǎo)電性特征，這使得地?zé)嵯到y(tǒng)成為電磁法勘探的理想目標(biāo)(Munoz， 2014)。

近年來(lái)，有關(guān)電磁法在地?zé)豳Y源勘探中的應(yīng)用研究取得了不少成果(崔江偉等， 2015; Spichak et al.， 2009; Meju， 2002; Pellerin et al.， 1996)。筆者在分析巖石電阻率與孔隙度、鹽度、溫度以及水巖相互作用的關(guān)系基礎(chǔ)上，研究電磁法在高溫地?zé)嵯到y(tǒng)、非火山系統(tǒng)中的應(yīng)用。通過(guò)經(jīng)典的地?zé)岬刭|(zhì)模型總結(jié)地?zé)嵯到y(tǒng)中低電阻率產(chǎn)生的原因，強(qiáng)調(diào)綜合解釋的重要性。

1 影響巖石電阻率的因素

巖石電阻率是巖石重要的地球物理參數(shù)之一，也是電磁法勘探中最重要的參數(shù)。大多數(shù)形成巖石的礦物和巖石基質(zhì)是電絕緣體，巖石電阻率的測(cè)量主要受孔隙流體和水巖界面中帶電離子運(yùn)動(dòng)的控制，主要取決于巖石的孔隙度和滲透率、水的鹽度、溫度、水巖相互作用和蝕變等參數(shù)。

1.1 孔隙度/滲透率

孔隙度是指巖樣中所有孔隙空間體積之和與該巖樣體積的比值。

根據(jù)Archie(1942)給出的經(jīng)驗(yàn)公式，水飽和巖石的電阻率通常近似地變換為孔隙率的倒數(shù)冪：

(1)

式中，ρ為塊體電阻率(Ω·m)，ρw為孔隙液電阻率(Ω·m)，φt為巖石的孔隙度(%)，α和n為經(jīng)驗(yàn)常數(shù)。

在一些巖石中，部分孔隙空間可能被空氣(地下水位以上)或天然氣、二氧化碳或石油所占據(jù)，這些都是絕緣體。在這種情況下，式(1)修改為(Zhdanov et al.， 1994)：

(2)

式中，f為孔隙含水率，c為經(jīng)驗(yàn)常數(shù)。

實(shí)驗(yàn)表明，式(1)只適用于導(dǎo)電情況，即ρw≤2 Ω·m(Flóvenzó et al.， 1985)。

滲透率是多孔材料傳輸流體的能力，它表示在一定的壓差下，樣品允許一定黏度的流體通過(guò)的能力。滲透率在很大程度上取決于物質(zhì)中孔隙的大小和形狀，而在沉積巖等顆粒材料中，滲透率則取決于顆粒的大小、形狀和充填排列，巖石的滲透率為：

(3)

式中，K為滲透率(m2)，Q為流體速度(m3/s)，η為流體黏滯性(kg/ms)，L為巖石長(zhǎng)度(m)，A為可用于流動(dòng)的截面面積(m2)，P為壓力(Pa)。

1.2 鹽度

溶液的導(dǎo)電性取決于離子的遷移率和濃度，溶解離子總量的增加可以使導(dǎo)電性大幅度提高，而含水量和溶解固體總量的增加與地?zé)峄顒?dòng)有關(guān)。導(dǎo)電性與離子濃度關(guān)系式為：

(4)

式中，σ為電導(dǎo)率(S/m)，F(xiàn)為法拉第常數(shù)(96 500 C/mol)，ci為離子濃度(mol/L)，qi為離子化合價(jià)；mi為不同離子遷移率(m2·s-1·V-1)。

1.3 溫度

大量實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)表明，在20～350 ℃的溫度范圍內(nèi)，電阻率受溫度變化的影響最大。巖層電阻率與溫度的關(guān)系為(Crowin et al.， 1979; Keller et al.， 1966; Campbell et al.， 1949)：

(5)

式中，ρw為流體在溫度t時(shí)的電阻率(Ω·m)，ρw0為流體在溫度t0時(shí)的電阻率(Ω·m)，α為電阻率溫度系數(shù)。

在高溫下，水的介電常數(shù)降低會(huì)導(dǎo)致溶液中離解離子的數(shù)量減少，高于300 ℃，流體電阻率開(kāi)始增加(Quist et al.， 1968)。

1.4 水巖相互作用

除了孔隙流體的存在使電阻率降低外，由于流體-巖石的相互作用，含水次生礦物的存在也使巖石的電阻率降低，巖石電阻率與孔隙水的關(guān)系可用電導(dǎo)率表示為(Berktold， 1983)：

(6)

式中，σ為塊體電導(dǎo)率(S/m)，σw為水的電導(dǎo)率(S/m)，σs為接觸面電導(dǎo)率(S/m)，F(xiàn)為巖石地層因數(shù)。

對(duì)于未完全飽和的巖石，必須考慮飽和程度，地層因數(shù)與巖石孔隙度密切相關(guān)，其關(guān)系式為：

F=c·φ-m

式中，c=1,1.3≤m≤2.5。

蝕變過(guò)程和蝕變礦物的類(lèi)型取決于原生礦物的類(lèi)型、地?zé)崃黧w的化學(xué)組成和溫度，蝕變的強(qiáng)度取決于溫度、時(shí)間和母巖的質(zhì)地。

2 地?zé)岬刭|(zhì)模型

地球是一個(gè)巨大的熱庫(kù)，地?zé)崮茉蠢脻摿薮?，然而，受技術(shù)經(jīng)濟(jì)條件的限制，人類(lèi)可以利用的地?zé)豳Y源十分有限(汪集旸， 2015)。地?zé)豳Y源被理解為地球內(nèi)熱中在現(xiàn)有經(jīng)濟(jì)技術(shù)水平下可以為人類(lèi)開(kāi)發(fā)利用的部分(汪集旸， 2015; 龐忠和等， 2017)。根據(jù)地?zé)嵯到y(tǒng)是否與巖漿侵位有關(guān)，可以將地?zé)嵯到y(tǒng)分為巖漿型地?zé)嵯到y(tǒng)和非巖漿型地?zé)嵯到y(tǒng)。巖漿型地?zé)嵯到y(tǒng)主要包括以水或蒸氣為主的對(duì)流型熱液系統(tǒng)、熱干巖系統(tǒng)和部分熔融系統(tǒng)，而非巖漿型地?zé)嵯到y(tǒng)通常與沉積或儲(chǔ)層中的地?zé)崃黧w有關(guān)(Meju， 2002)。

水熱系統(tǒng)是最常見(jiàn)的地?zé)醿?chǔ)層類(lèi)型，理想的水熱系統(tǒng)包括熱源、熱儲(chǔ)和蓋層。熱源通常以地殼深部的巖漿房或侵入體為代表，熱儲(chǔ)一般指包含天然流體的斷裂系統(tǒng)(曾昭發(fā)等， 2012)。地?zé)崃黧w中通常溶解著高濃度的鹽，這些鹽在巖石基質(zhì)中提供導(dǎo)電電解質(zhì)，流體和巖石基質(zhì)的導(dǎo)電性都取決于溫度。這種情況下，隨著溫度的升高，電阻率會(huì)大幅降低(Munoz， 2014)。而大多數(shù)水熱系統(tǒng)的蓋層是由巖石與地?zé)崃黧w長(zhǎng)期反應(yīng)產(chǎn)生的，當(dāng)溫度低于50 ℃時(shí)，蝕變強(qiáng)度通常較低；當(dāng)溫度為50～220 ℃時(shí)，會(huì)形成低溫沸石和黏土礦物蒙脫石，蒙脫石具有松散結(jié)合的陽(yáng)離子，使礦物具有導(dǎo)電性和高的陽(yáng)離子交換能力；在220～240 ℃時(shí)，低溫沸石消失，蒙脫石在過(guò)渡區(qū)變成了綠泥石，蒙脫石與綠泥石混合共存；在大約250 ℃時(shí)，蒙脫石消失，綠泥石成為主要礦物；在260～270 ℃時(shí)，綠簾石大量存在(Arnason et al.， 2000)。在綠泥石和綠簾石中，所有離子都結(jié)合在晶格中，相對(duì)于蒙脫石具有更強(qiáng)的電阻性。電阻率和蝕變礦物以及溫度之間的這種緊密聯(lián)系使得電阻率結(jié)構(gòu)可以作為高溫地?zé)嵯到y(tǒng)的標(biāo)志。在滲透率高、蝕變普遍的地?zé)釁^(qū)，地?zé)嵯到y(tǒng)可以用圖1的模型來(lái)概念化。在冰島、新西蘭、印度尼西亞和日本都發(fā)現(xiàn)了這種類(lèi)型的地?zé)崽?Oskooi et al.， 2005)。在這個(gè)模型中，低電阻率對(duì)應(yīng)于覆蓋在地?zé)醿?chǔ)層上的黏土蓋層，而儲(chǔ)層本身的電阻率可能要高得多，高導(dǎo)黏土蓋層下電阻率的增加，反映了溫度隨深度的增加而升高，是此類(lèi)型高溫地?zé)嵯到y(tǒng)的共同特征。

圖1 經(jīng)典地?zé)嵯到y(tǒng)電阻率概念模型(Pellerin et al.， 1996)Fig.1 Conceptual model of classical geothermal system

當(dāng)?shù)匦味盖停叵麓嬖诿黠@的水文梯度時(shí)，地?zé)嵯到y(tǒng)的整體結(jié)構(gòu)更加復(fù)雜，地?zé)崃黧w的上涌和流出會(huì)影響低電阻率區(qū)的幾何形狀。在上涌區(qū)，一般溫度隨深度的增加而升高，由于混合層中電阻率較高的礦物隨溫度的升高而相對(duì)增加，導(dǎo)電黏土蓋層的基底往往升高。在較冷的流出區(qū)，流動(dòng)主要是水平的，溫度隨深度的增加而降低，黏土蓋層的底部可以更靠近地表，高導(dǎo)異常的幾何形狀是不對(duì)稱(chēng)的，不以?xún)?chǔ)層為中心(Munoz， 2014)，這種廣義地?zé)嵯到y(tǒng)如圖2所示。在某些情況下，與高溫火山相關(guān)的地?zé)嵯到y(tǒng)中，甚至可能沒(méi)有黏土蓋層。

圖2 一般化地?zé)嵯到y(tǒng)電阻率概念模型(Cumming， 2009)Fig.2 Conceptual model of generalized geothermal system

當(dāng)巖漿侵入地殼淺層(<10 km深度)，熱液對(duì)流在侵入體上方流動(dòng)時(shí)，往往出現(xiàn)有利于發(fā)電的高溫地?zé)嵯到y(tǒng)，圖3展示了這種類(lèi)型的地?zé)嵯到y(tǒng)模型。在這種模型中，巖漿侵入帶來(lái)的熱量必須通過(guò)熱傳導(dǎo)流體(水)轉(zhuǎn)移到較淺的高滲透率儲(chǔ)層中。為了達(dá)到最佳的隔熱效果，儲(chǔ)集層上方應(yīng)覆蓋有滲透率較低的不透水蓋層。

圖3 高溫水熱系統(tǒng)概念模型(Berktold， 1983)Fig.3 Conceptual model of high temperature hydrothermal system

在非巖漿地?zé)嵯到y(tǒng)中，高導(dǎo)異常的確切性質(zhì)在不同的地?zé)嵯到y(tǒng)之間可能存在很大不同，通常不能建立一個(gè)包含所有非巖漿地?zé)嵯到y(tǒng)的概念模型，但總的來(lái)說(shuō)，它與流體中溶解的礦物質(zhì)有關(guān)，其導(dǎo)電性隨溫度的升高而增加(Ucok et al.， 1980)。對(duì)于非巖漿地?zé)嵯到y(tǒng)，電阻率成像的作用在于定位深層含水層，有助于尋找儲(chǔ)層和流體通道。

3 電磁法在地?zé)豳Y源勘探中的應(yīng)用實(shí)例

3.1 高溫地?zé)嵯到y(tǒng)

高溫地?zé)嵯到y(tǒng)，被定義為溫度超過(guò)150 ℃的地?zé)嵯到y(tǒng)，主要出現(xiàn)在火山、地震活動(dòng)頻繁的活動(dòng)構(gòu)造帶、板塊邊緣及其內(nèi)部(汪集旸， 2015)，那里有足夠的熱量產(chǎn)生這樣的溫度。多數(shù)高溫地?zé)嵯到y(tǒng)可由圖1介紹的概念模型來(lái)描述，這種電阻率分布在世界上許多地區(qū)，已經(jīng)被多種電磁方法觀測(cè)到。筆者介紹幾個(gè)具有特殊意義的高溫地?zé)釒А?/p>

(1)冰島亨吉爾火山帶。亨吉爾火山帶位于冰島西南部，擁有3個(gè)火山中心，被認(rèn)為是冰島最大的高溫地?zé)釁^(qū)之一(Arnason et al.， 2010)。亨吉爾火山帶的研究在地?zé)豳Y源電磁勘探中具有特殊的意義，在這里首次提出了蝕變礦物與電阻率之間的關(guān)系(Arnason et al.， 2000)。

Arnason等(2010)對(duì)亨吉爾火山帶進(jìn)行了全面的電磁研究，通過(guò)瞬變電磁法(TEM)與大地電磁(MT)數(shù)據(jù)的聯(lián)合反演和大地電磁數(shù)據(jù)的三維反演得到了三維電阻率分布。瞬變電磁數(shù)據(jù)，由于不受近地表電性不均勻體的影響，可用于大地電磁靜態(tài)效應(yīng)校正。對(duì)瞬變電磁數(shù)據(jù)和大地電磁數(shù)據(jù)進(jìn)行了一維聯(lián)合反演，確定靜態(tài)位移因子，對(duì)大地電磁數(shù)據(jù)進(jìn)行了校正。圖4展示了一條12 km長(zhǎng)的橫穿亨吉爾火山帶的一維反演電阻率剖面，在亨吉爾山下200 m到800 m的深度發(fā)現(xiàn)了反映蒙脫石蝕變的低電阻率層；在800 m深度，電阻率開(kāi)始增高，主要是高溫蝕變引起；在3 000 m深處出現(xiàn)另外一個(gè)低電阻率層；在大約6 500 m的深度，電阻率開(kāi)始增大至100 Ω·m甚至更高，這種深層導(dǎo)電特性被解釋為熱的、凝固的侵入體，是上述地?zé)嵯到y(tǒng)的熱源。

圖4 橫穿亨吉爾山的電阻率剖面圖(Arnason et al.， 2010)Fig.4 Resistivity profiles across the Hengill areaa.TEM電阻率剖面圖；b.MT和TEM聯(lián)合反演電阻率剖面圖

(2)新西蘭陶波火山帶。陶波火山帶(TVZ)位于新西蘭懷卡托北島，它的形成與太平洋板塊俯沖作用有關(guān)，是上新世晚期至第四紀(jì)火山活動(dòng)的延伸區(qū)(Ogawa et al.， 1999)。在這個(gè)區(qū)域有20多個(gè)與火山活動(dòng)有關(guān)的高溫地?zé)嵯到y(tǒng)，總熱量輸出超過(guò)4 200 MW(Bibby et al.， 1995)。TVZ的早期勘探可能是電阻率技術(shù)在地?zé)豳Y源勘查方面最成功的應(yīng)用，其有效性來(lái)自于地?zé)崽飪?nèi)部水熱蝕變物質(zhì)，與周?chē)次g變的流紋巖存在明顯的電阻率差異(Heise et al.， 2008)。根據(jù)電阻率成像結(jié)果顯示，TVZ內(nèi)所有的已知地?zé)嵯到y(tǒng)都與低電阻率區(qū)有關(guān)(Bibby， 1988)。在TVZ的大多數(shù)地?zé)嵯到y(tǒng)中，高導(dǎo)電性的地表層下的電阻率會(huì)增加，這一點(diǎn)在斯倫貝謝直流電測(cè)深結(jié)果中得到了清晰的體現(xiàn)(Bibby， 1988)。因此，TVZ地區(qū)已知的地?zé)嵯到y(tǒng)均符合圖1所示的經(jīng)典概念模型。

在對(duì)整個(gè)陶波火山帶的研究中，電磁法得到了廣泛的應(yīng)用(Ogawa et al.， 1999; Bibby et al.， 1995; Bertrand et al.， 2012; Heise et al.， 2007)，圖5列舉了在TVZ進(jìn)行的一些典型電磁研究。目前最有效的勘探方法是視電阻率法，這些數(shù)據(jù)提供了TVZ地下500 m的電阻率分布圖(圖5c)，在圈定地?zé)嵯到y(tǒng)和促進(jìn)新西蘭地?zé)岚l(fā)電方面發(fā)揮了重要作用(Heise et al.， 2008)。其中，穿越陶波火山帶北部的Rotorua和Waimangu地?zé)崽锏腗T數(shù)據(jù)三維反演(圖5a)顯示，在表示近地表地?zé)崽锏牡碗娮杪?C1、C2)黏土蓋層下面，存在兩個(gè)高溫流體(C3、C4)分別位于Rotorua和Waimangu地下約2.5 km和3.5 km深處，而這兩個(gè)高溫流體來(lái)源于更深處的部分熔體區(qū)域(C5)。Ngatamariki地?zé)崽颰DEM測(cè)得的距離時(shí)電阻率曲線(圖5b)也表現(xiàn)了與熱液蝕變有關(guān)的低電阻率特征。另外，Rotokawa地?zé)崽锏娜S電阻率反演結(jié)果(圖5d)顯示了低電阻率的黏土蓋層和溫度大于250 ℃的較高電阻率的巖芯。在所有這些地?zé)崽镏?，均圈定了與黏土蓋層有關(guān)的低電阻率異常，以及與高溫蝕變礦物有關(guān)的高電阻率巖芯。在整個(gè)陶波火山帶的研究中，Wairakei地?zé)崽锸堑谝粋€(gè)用于發(fā)電的地?zé)嵯到y(tǒng)，也是地?zé)釤崴c背景電阻率相差比較大的地方(Bibby et al.， 2009)，其他被廣泛研究的地?zé)嵯到y(tǒng)還包括Rotokawa地?zé)崽?Heise et al.， 2008)和Ngatamariki地?zé)崽?Risk et al.， 2003)。

圖5 陶波火山帶(TVZ)的一些典型電磁研究Fig.5 Some typical exemplary electromagnetic studies in the TVZa.大地電磁三維電阻率剖面(Heise et al.， 2016);b.時(shí)域電磁法電阻率剖面(Risk et al.， 2003); c.陶波火山帶直流電電阻率圖(Bibby， 1988); d.大地電磁三維電阻率成像(Heise et al.， 2008)

(3)美國(guó)西部地?zé)釁^(qū)。美國(guó)西部，包括盆地和山脈等自然地理省和黃石公園，擁有許多高溫地?zé)嵯到y(tǒng)，其中許多用于發(fā)電。雖然目前已知的地?zé)崽锎蠖嗍怯捎跍厝?、噴氣孔和水熱蝕變地層等地表表現(xiàn)而被發(fā)現(xiàn)的，但電磁法在地?zé)崽锏目碧介_(kāi)發(fā)中發(fā)揮了重要作用，其中最著名的地?zé)釁^(qū)要屬南加州的科索爾地?zé)崽?圖6)，在此大量的電磁測(cè)量揭示了高溫地?zé)醿?chǔ)層的經(jīng)典MT響應(yīng)(Newman et al.， 2008)。

圖6 美國(guó)西部地?zé)崽锝?jīng)典電磁響應(yīng)Fig.6 Classical electromagnetic response of geothermal fields in the western United Statesa. 科索爾地?zé)崽?D MT電阻率模型(Newman et al.， 2008)；b.科索爾地?zé)崽?D MT電阻率模型(Newman et al.， 2008)；c.玻璃山地?zé)崽? 700 m深處3D電阻率模型(Cumming et al.， 2007)；d.玻璃山地?zé)崽?D MT 電阻率模型(Cumming et al.， 2007)

科索爾山的基底以破碎的中生代深成巖體為主，受大量巖脈侵入，部分被晚新生代火山巖覆蓋。流紋質(zhì)熔巖穹隆的侵位史與單個(gè)流紋質(zhì)儲(chǔ)集層向上通過(guò)地殼的侵位史相一致(Kurilovitch et al.， 2003)。隨著巖漿房離地表越來(lái)越近，火山噴發(fā)也越來(lái)越頻繁，規(guī)模也越來(lái)越大(Manley et al.， 2000)。這個(gè)部分熔融的巖漿房被認(rèn)為是驅(qū)動(dòng)地?zé)嵯到y(tǒng)的熱源(Newman et al.， 2008)。在科索爾山地?zé)釁^(qū)進(jìn)行的大量電磁測(cè)量揭示了高溫地?zé)醿?chǔ)層的經(jīng)典MT響應(yīng)(Newman et al.， 2008)，即在儲(chǔ)層上部存在一個(gè)低電阻率水熱蝕變帶(蒙脫石黏土蓋層)，類(lèi)似的低電阻率結(jié)構(gòu)在美國(guó)西部的其他地區(qū)也被觀察到，如Glass Mountain地?zé)釁^(qū)(Cumming et al.， 2007)、加州北部Beowave地?zé)崽?Garg et al.， 2007)。

3.2 非火山地?zé)嵯到y(tǒng)

非火山地?zé)嵯到y(tǒng)通常與沉積儲(chǔ)層中的地?zé)崃黧w有關(guān)，或與斷裂系統(tǒng)有關(guān)，主要包括低溫水熱系統(tǒng)、沉積型地?zé)嵯到y(tǒng)和增強(qiáng)型地?zé)嵯到y(tǒng)(EGS)。在這些地?zé)嵯到y(tǒng)中，電磁勘探的目的主要是尋找與含鹽地?zé)崃黧w相關(guān)的低電阻率異常。

德國(guó)沉積型盆地地?zé)釋?shí)驗(yàn)室，位于德國(guó)柏林東北部以北40 km，是一個(gè)重要的測(cè)試深層沉積盆地地?zé)釢摿Φ攸c(diǎn)，目標(biāo)層位于下二疊統(tǒng)砂巖和火山巖地層中(Huenges et al.， 2007)。該地?zé)釋?shí)驗(yàn)室由兩個(gè)4.3 km深的鉆孔組成，形成雙孔地?zé)嵯到y(tǒng)。Munoz等(2010b)沿兩個(gè)剖面采集了大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)，得到了電阻率分布，圖7為大地電磁測(cè)深資料沿主剖面反演得到的二維電阻率模型。表層為新生代沉積層，表現(xiàn)為20～50 Ω·m的中等電阻率；中部低電阻率層表現(xiàn)為背斜構(gòu)造，與中生代沉積序列相對(duì)應(yīng)；深部出現(xiàn)兩個(gè)非常低的電阻率異常，與儲(chǔ)層相對(duì)應(yīng)，這些高導(dǎo)體出現(xiàn)在由于鹽涌而表現(xiàn)為中等電阻率的蒸發(fā)巖層下面，認(rèn)為電阻率的減小是因?yàn)橐姿榈挠彩嗥屏?，?dǎo)致滲透率增加，該解釋得到MT數(shù)據(jù)(Munoz et al.， 2010a)和地震層析成像模型(Bauer et al.， 2010)的一致支持。

圖7 試驗(yàn)場(chǎng)附近3D地質(zhì)模型(a)和2D MT電阻率剖面(b)(Munoz et al.， 2010b)Fig.7 3D geological model (a) and 2D MT resistivity profile (b) in test site

3.3 電性異常的錯(cuò)誤解釋

電磁法在描述地?zé)嵯到y(tǒng)方面已被證明是非常成功的，然而，這種成功有時(shí)會(huì)因?yàn)榇中幕蛘邤?shù)據(jù)不足導(dǎo)致錯(cuò)誤的解釋。雖然許多地?zé)嵯到y(tǒng)電阻率較低，但地?zé)釁^(qū)存在低電阻率區(qū)并不意味著一定存在活躍的熱液系統(tǒng)，即使是在活躍的地?zé)釁^(qū)，產(chǎn)生低電阻率的原因也可能與地?zé)嵯到y(tǒng)無(wú)關(guān)。

曼德列斯地塊是土耳其西部一個(gè)具有地?zé)釢摿Φ淖冑|(zhì)雜巖帶。Kuyumcu等(2011)對(duì)曼德列斯地塊進(jìn)行了大地電磁測(cè)深研究，得到一個(gè)三維電阻率模型，揭示了一個(gè)廣泛分布的高導(dǎo)異常(圖8)，是一個(gè)理想的地?zé)徙@探目標(biāo)，然而2009年當(dāng)?shù)谝豢阢@井(tier-1)鉆至2 325 m深度時(shí)，溫度僅為85 ℃，流量?jī)H為4 L/min。利用X射線衍射分析了不同深度的巖石樣品，發(fā)現(xiàn)泥質(zhì)片巖和片麻巖地層中石墨含量顯著。在此背景下，基底出現(xiàn)的低電阻率最可能是由石墨引起的，Kuyumcu等(2011)指出，在勘探井鉆井之前，該地區(qū)已經(jīng)發(fā)現(xiàn)存在剪切帶，其中一些剪切帶中就帶有石墨單元。

圖8 曼德列斯地區(qū)電阻率剖面及巖性XRD分析(Kuyumcu et al.， 2011)Fig.8 MT resistivity profile and lithology XRD analysis in Menderes Massif a.大地電磁剖面位置；b.3D電阻率切片；c.巖性和XRD分析

Gasperikova等(2011)在冰島北部的克拉弗拉地?zé)釁^(qū)采集了大地電磁數(shù)據(jù)，并進(jìn)行了三維反演(圖9)，在地表附近發(fā)現(xiàn)了一個(gè)高阻層，認(rèn)為是未蝕變的多孔玄武巖。它覆蓋著一個(gè)與蒙脫石-沸石帶相對(duì)應(yīng)的低電阻率蓋層，在這個(gè)蓋層以下，電阻率增高，被認(rèn)為與綠泥石-綠簾石帶相對(duì)應(yīng)(Arnason et al.， 2010)。這個(gè)電阻率分布與經(jīng)典地?zé)嵯到y(tǒng)高度一致，是一個(gè)合適的鉆探目標(biāo)。冰島深鉆計(jì)劃(IDDP)在此開(kāi)鉆，但在2.1 km深處因鉆遇巖漿而停止(Gasperikova et al.， 2011)。這個(gè)例子與前面的不同在于這并不代表對(duì)電阻率數(shù)據(jù)的誤解，而是說(shuō)明了一個(gè)事實(shí)，即大地電磁對(duì)大型地質(zhì)構(gòu)造敏感，但對(duì)單個(gè)裂縫不敏感。

圖9 克拉弗拉地?zé)釁^(qū)電阻率剖面 (Gasperikova et al.， 2011)Fig.9 Resistivity cross-section in Krafla geothermal area

為了減少對(duì)電阻率模型的錯(cuò)誤解釋?zhuān)钣行У姆椒ň褪菍⒈M可能多的數(shù)據(jù)集成到地?zé)嵯到y(tǒng)的概念模型中。Cumming(2009)通過(guò)假設(shè)的勘探場(chǎng)景，闡述了如何通過(guò)已知地質(zhì)信息和鉆井?dāng)?shù)據(jù)將大地電磁成像結(jié)果建立成為一個(gè)完整的概念模型(圖10)，為進(jìn)一步開(kāi)發(fā)提供精準(zhǔn)的地?zé)崮Ｐ汀?/p>

圖10 通過(guò)先驗(yàn)信息建立的概念模型與實(shí)際地球物理勘探結(jié)果的對(duì)比(Cumming， 2009)Fig.10 Comparison between the conceptual model established by prior information and the actual geophysical exploration results a.大地電磁電阻率剖面成像結(jié)果；b.結(jié)合已知地質(zhì)信息和鉆井?dāng)?shù)據(jù)建立的概念模型

4 結(jié)論

(1)在水熱系統(tǒng)中，電阻率由蝕變礦物特征控制，可被作為溫度的有用指標(biāo)，在非火山儲(chǔ)層中，電磁法可以勘查地?zé)崃黧w及其流動(dòng)路徑，有助于對(duì)地?zé)嵯到y(tǒng)孔隙度或滲透率的合理估計(jì)。

(2)在地?zé)釁^(qū)，利用電磁法描述地?zé)嵯到y(tǒng)不能簡(jiǎn)單地將低電阻率一對(duì)一地認(rèn)為與地?zé)崃黧w或者由于水熱蝕變產(chǎn)生的黏土礦物相關(guān)聯(lián)，存在低電阻率區(qū)并不意味著一定存在活躍的地?zé)嵯到y(tǒng)。

(3)在未來(lái)的地?zé)豳Y源勘探開(kāi)發(fā)應(yīng)用中，隨著勘探深度的加大，開(kāi)發(fā)成本及技術(shù)難度的增加，為了更加準(zhǔn)確有效地應(yīng)用地球物理勘探方法進(jìn)行地?zé)崽锟辈?，?yīng)結(jié)合地?zé)岜旧淼母鞣N物性差異以及相應(yīng)的地質(zhì)構(gòu)造環(huán)境，采用多種地球物理方法，結(jié)合地質(zhì)、地球化學(xué)，相互驗(yàn)證和補(bǔ)充，以達(dá)到更準(zhǔn)確合理的勘探效果。