电磁法在地热资源探测中的应用研究

武超峰， 叶益信， 邓呈祥， 朱云峰

(东华理工大学 地球物理与测控技术学院，江西 南昌 330013)

伴随着全球经济的快速增长，世界各国对能源的需求量逐渐增大，传统化石燃料的大量使用引发了一系列的社会环境问题(万建军等， 2015)，可持续发展面临日益严重的挑战。目前，世界上许多国家都在从事新能源特别是可再生能源的研究，以逐步减少对传统化石燃料的依赖(Zhu et al.， 2015)。地热能作为一种绿色、低碳、可再生的清洁能源受到广泛关注(陈昌昕等， 2020)。如今，大约有80多个国家直接利用地热能发电或从事其他社会生产活动(Unverdi et al.， 2013; Kuo et al.， 2011; Lund et al.， 2011；Yang， 2013)。近年来，随着增强型地热系统的技术发展，地热能与其他可再生能源(如太阳能和风能)一样呈现了指数增长(Bertani， 2016)。增强型地热系统是普遍可部署的，不受地域限制，对环境影响最小(Mit， 2006；许天福等， 2012; Barbier， 2002)，但通常涉及较深的目标，因此需要可靠的勘探技术。

在地热资源勘探中，地球物理方法发挥着重要的作用，因为地热系统通常会导致地下物理性质的不均匀性，这种不均匀性在不同程度上可以从地表观测到异常。地球物理勘探的目的是直接或间接地从地表或浅层深度获得地热系统的物理参数，这些物理参数包括温度、电导率、波速、密度和磁化率等。数十年来，电磁法已被证明是地热勘探的有力工具，尤其是近年来，由于设备的改进、方法和处理技术的提高以及建模软件的发展，其受到广泛应用(Spichak et al.， 2009)。

地下的导电性被认为是表征地热环境的一个重要参数。而岩石电阻率不仅是岩石重要的地球物理参数之一，也是电磁法应用于地热勘查的方法基础。由于电阻率直接与渗透率/孔隙度、盐度、蚀变、温度等因素相关，因此它在地热勘查中的作用非常明显。一方面，构造带、地热田的生储盖等不同部位具有明显的电性差异，另一方面，随着温度的升高，电阻率发生很大的变化(曾昭发等， 2012)。地热系统一般是由充满地热流体的断层或断裂系统组成，这些区域具有高浓度的溶解盐，含水丰富(尤其是热水)，由此产生低电阻率异常。另外，地热系统中发生的水热蚀变引起黏土矿物也具有高导电性特征，这使得地热系统成为电磁法勘探的理想目标(Munoz， 2014)。

近年来，有关电磁法在地热资源勘探中的应用研究取得了不少成果(崔江伟等， 2015; Spichak et al.， 2009; Meju， 2002; Pellerin et al.， 1996)。笔者在分析岩石电阻率与孔隙度、盐度、温度以及水岩相互作用的关系基础上，研究电磁法在高温地热系统、非火山系统中的应用。通过经典的地热地质模型总结地热系统中低电阻率产生的原因，强调综合解释的重要性。

1 影响岩石电阻率的因素

岩石电阻率是岩石重要的地球物理参数之一，也是电磁法勘探中最重要的参数。大多数形成岩石的矿物和岩石基质是电绝缘体，岩石电阻率的测量主要受孔隙流体和水岩界面中带电离子运动的控制，主要取决于岩石的孔隙度和渗透率、水的盐度、温度、水岩相互作用和蚀变等参数。

1.1 孔隙度/渗透率

孔隙度是指岩样中所有孔隙空间体积之和与该岩样体积的比值。

根据Archie(1942)给出的经验公式，水饱和岩石的电阻率通常近似地变换为孔隙率的倒数幂：

(1)

式中，ρ为块体电阻率(Ω·m)，ρw为孔隙液电阻率(Ω·m)，φt为岩石的孔隙度(%)，α和n为经验常数。

在一些岩石中，部分孔隙空间可能被空气(地下水位以上)或天然气、二氧化碳或石油所占据，这些都是绝缘体。在这种情况下，式(1)修改为(Zhdanov et al.， 1994)：

(2)

式中，f为孔隙含水率，c为经验常数。

实验表明，式(1)只适用于导电情况，即ρw≤2 Ω·m(Flóvenzó et al.， 1985)。

渗透率是多孔材料传输流体的能力，它表示在一定的压差下，样品允许一定黏度的流体通过的能力。渗透率在很大程度上取决于物质中孔隙的大小和形状，而在沉积岩等颗粒材料中，渗透率则取决于颗粒的大小、形状和充填排列，岩石的渗透率为：

(3)

式中，K为渗透率(m2)，Q为流体速度(m3/s)，η为流体黏滞性(kg/ms)，L为岩石长度(m)，A为可用于流动的截面面积(m2)，P为压力(Pa)。

1.2 盐度

溶液的导电性取决于离子的迁移率和浓度，溶解离子总量的增加可以使导电性大幅度提高，而含水量和溶解固体总量的增加与地热活动有关。导电性与离子浓度关系式为：

(4)

式中，σ为电导率(S/m)，F为法拉第常数(96 500 C/mol)，ci为离子浓度(mol/L)，qi为离子化合价；mi为不同离子迁移率(m2·s-1·V-1)。

1.3 温度

大量实验数据表明，在20～350 ℃的温度范围内，电阻率受温度变化的影响最大。岩层电阻率与温度的关系为(Crowin et al.， 1979; Keller et al.， 1966; Campbell et al.， 1949)：

(5)

式中，ρw为流体在温度t时的电阻率(Ω·m)，ρw0为流体在温度t0时的电阻率(Ω·m)，α为电阻率温度系数。

在高温下，水的介电常数降低会导致溶液中离解离子的数量减少，高于300 ℃，流体电阻率开始增加(Quist et al.， 1968)。

1.4 水岩相互作用

除了孔隙流体的存在使电阻率降低外，由于流体-岩石的相互作用，含水次生矿物的存在也使岩石的电阻率降低，岩石电阻率与孔隙水的关系可用电导率表示为(Berktold， 1983)：

(6)

式中，σ为块体电导率(S/m)，σw为水的电导率(S/m)，σs为接触面电导率(S/m)，F为岩石地层因数。

对于未完全饱和的岩石，必须考虑饱和程度，地层因数与岩石孔隙度密切相关，其关系式为：

F=c·φ-m

式中，c=1,1.3≤m≤2.5。

蚀变过程和蚀变矿物的类型取决于原生矿物的类型、地热流体的化学组成和温度，蚀变的强度取决于温度、时间和母岩的质地。

2 地热地质模型

地球是一个巨大的热库，地热能源利用潜力巨大，然而，受技术经济条件的限制，人类可以利用的地热资源十分有限(汪集旸， 2015)。地热资源被理解为地球内热中在现有经济技术水平下可以为人类开发利用的部分(汪集旸， 2015; 庞忠和等， 2017)。根据地热系统是否与岩浆侵位有关，可以将地热系统分为岩浆型地热系统和非岩浆型地热系统。岩浆型地热系统主要包括以水或蒸气为主的对流型热液系统、热干岩系统和部分熔融系统，而非岩浆型地热系统通常与沉积或储层中的地热流体有关(Meju， 2002)。

水热系统是最常见的地热储层类型，理想的水热系统包括热源、热储和盖层。热源通常以地壳深部的岩浆房或侵入体为代表，热储一般指包含天然流体的断裂系统(曾昭发等， 2012)。地热流体中通常溶解着高浓度的盐，这些盐在岩石基质中提供导电电解质，流体和岩石基质的导电性都取决于温度。这种情况下，随着温度的升高，电阻率会大幅降低(Munoz， 2014)。而大多数水热系统的盖层是由岩石与地热流体长期反应产生的，当温度低于50 ℃时，蚀变强度通常较低；当温度为50～220 ℃时，会形成低温沸石和黏土矿物蒙脱石，蒙脱石具有松散结合的阳离子，使矿物具有导电性和高的阳离子交换能力；在220～240 ℃时，低温沸石消失，蒙脱石在过渡区变成了绿泥石，蒙脱石与绿泥石混合共存；在大约250 ℃时，蒙脱石消失，绿泥石成为主要矿物；在260～270 ℃时，绿帘石大量存在(Arnason et al.， 2000)。在绿泥石和绿帘石中，所有离子都结合在晶格中，相对于蒙脱石具有更强的电阻性。电阻率和蚀变矿物以及温度之间的这种紧密联系使得电阻率结构可以作为高温地热系统的标志。在渗透率高、蚀变普遍的地热区，地热系统可以用图1的模型来概念化。在冰岛、新西兰、印度尼西亚和日本都发现了这种类型的地热田(Oskooi et al.， 2005)。在这个模型中，低电阻率对应于覆盖在地热储层上的黏土盖层，而储层本身的电阻率可能要高得多，高导黏土盖层下电阻率的增加，反映了温度随深度的增加而升高，是此类型高温地热系统的共同特征。

图1 经典地热系统电阻率概念模型(Pellerin et al.， 1996)Fig.1 Conceptual model of classical geothermal system

当地形陡峭，地下存在明显的水文梯度时，地热系统的整体结构更加复杂，地热流体的上涌和流出会影响低电阻率区的几何形状。在上涌区，一般温度随深度的增加而升高，由于混合层中电阻率较高的矿物随温度的升高而相对增加，导电黏土盖层的基底往往升高。在较冷的流出区，流动主要是水平的，温度随深度的增加而降低，黏土盖层的底部可以更靠近地表，高导异常的几何形状是不对称的，不以储层为中心(Munoz， 2014)，这种广义地热系统如图2所示。在某些情况下，与高温火山相关的地热系统中，甚至可能没有黏土盖层。

图2 一般化地热系统电阻率概念模型(Cumming， 2009)Fig.2 Conceptual model of generalized geothermal system

当岩浆侵入地壳浅层(<10 km深度)，热液对流在侵入体上方流动时，往往出现有利于发电的高温地热系统，图3展示了这种类型的地热系统模型。在这种模型中，岩浆侵入带来的热量必须通过热传导流体(水)转移到较浅的高渗透率储层中。为了达到最佳的隔热效果，储集层上方应覆盖有渗透率较低的不透水盖层。

图3 高温水热系统概念模型(Berktold， 1983)Fig.3 Conceptual model of high temperature hydrothermal system

在非岩浆地热系统中，高导异常的确切性质在不同的地热系统之间可能存在很大不同，通常不能建立一个包含所有非岩浆地热系统的概念模型，但总的来说，它与流体中溶解的矿物质有关，其导电性随温度的升高而增加(Ucok et al.， 1980)。对于非岩浆地热系统，电阻率成像的作用在于定位深层含水层，有助于寻找储层和流体通道。

3 电磁法在地热资源勘探中的应用实例

3.1 高温地热系统

高温地热系统，被定义为温度超过150 ℃的地热系统，主要出现在火山、地震活动频繁的活动构造带、板块边缘及其内部(汪集旸， 2015)，那里有足够的热量产生这样的温度。多数高温地热系统可由图1介绍的概念模型来描述，这种电阻率分布在世界上许多地区，已经被多种电磁方法观测到。笔者介绍几个具有特殊意义的高温地热带。

(1)冰岛亨吉尔火山带。亨吉尔火山带位于冰岛西南部，拥有3个火山中心，被认为是冰岛最大的高温地热区之一(Arnason et al.， 2010)。亨吉尔火山带的研究在地热资源电磁勘探中具有特殊的意义，在这里首次提出了蚀变矿物与电阻率之间的关系(Arnason et al.， 2000)。

Arnason等(2010)对亨吉尔火山带进行了全面的电磁研究，通过瞬变电磁法(TEM)与大地电磁(MT)数据的联合反演和大地电磁数据的三维反演得到了三维电阻率分布。瞬变电磁数据，由于不受近地表电性不均匀体的影响，可用于大地电磁静态效应校正。对瞬变电磁数据和大地电磁数据进行了一维联合反演，确定静态位移因子，对大地电磁数据进行了校正。图4展示了一条12 km长的横穿亨吉尔火山带的一维反演电阻率剖面，在亨吉尔山下200 m到800 m的深度发现了反映蒙脱石蚀变的低电阻率层；在800 m深度，电阻率开始增高，主要是高温蚀变引起；在3 000 m深处出现另外一个低电阻率层；在大约6 500 m的深度，电阻率开始增大至100 Ω·m甚至更高，这种深层导电特性被解释为热的、凝固的侵入体，是上述地热系统的热源。

图4 横穿亨吉尔山的电阻率剖面图(Arnason et al.， 2010)Fig.4 Resistivity profiles across the Hengill areaa.TEM电阻率剖面图；b.MT和TEM联合反演电阻率剖面图

(2)新西兰陶波火山带。陶波火山带(TVZ)位于新西兰怀卡托北岛，它的形成与太平洋板块俯冲作用有关，是上新世晚期至第四纪火山活动的延伸区(Ogawa et al.， 1999)。在这个区域有20多个与火山活动有关的高温地热系统，总热量输出超过4 200 MW(Bibby et al.， 1995)。TVZ的早期勘探可能是电阻率技术在地热资源勘查方面最成功的应用，其有效性来自于地热田内部水热蚀变物质，与周围未蚀变的流纹岩存在明显的电阻率差异(Heise et al.， 2008)。根据电阻率成像结果显示，TVZ内所有的已知地热系统都与低电阻率区有关(Bibby， 1988)。在TVZ的大多数地热系统中，高导电性的地表层下的电阻率会增加，这一点在斯伦贝谢直流电测深结果中得到了清晰的体现(Bibby， 1988)。因此，TVZ地区已知的地热系统均符合图1所示的经典概念模型。

在对整个陶波火山带的研究中，电磁法得到了广泛的应用(Ogawa et al.， 1999; Bibby et al.， 1995; Bertrand et al.， 2012; Heise et al.， 2007)，图5列举了在TVZ进行的一些典型电磁研究。目前最有效的勘探方法是视电阻率法，这些数据提供了TVZ地下500 m的电阻率分布图(图5c)，在圈定地热系统和促进新西兰地热发电方面发挥了重要作用(Heise et al.， 2008)。其中，穿越陶波火山带北部的Rotorua和Waimangu地热田的MT数据三维反演(图5a)显示，在表示近地表地热田的低电阻率(C1、C2)黏土盖层下面，存在两个高温流体(C3、C4)分别位于Rotorua和Waimangu地下约2.5 km和3.5 km深处，而这两个高温流体来源于更深处的部分熔体区域(C5)。Ngatamariki地热田TDEM测得的距离时电阻率曲线(图5b)也表现了与热液蚀变有关的低电阻率特征。另外，Rotokawa地热田的三维电阻率反演结果(图5d)显示了低电阻率的黏土盖层和温度大于250 ℃的较高电阻率的岩芯。在所有这些地热田中，均圈定了与黏土盖层有关的低电阻率异常，以及与高温蚀变矿物有关的高电阻率岩芯。在整个陶波火山带的研究中，Wairakei地热田是第一个用于发电的地热系统，也是地热热水与背景电阻率相差比较大的地方(Bibby et al.， 2009)，其他被广泛研究的地热系统还包括Rotokawa地热田(Heise et al.， 2008)和Ngatamariki地热田(Risk et al.， 2003)。

图5 陶波火山带(TVZ)的一些典型电磁研究Fig.5 Some typical exemplary electromagnetic studies in the TVZa.大地电磁三维电阻率剖面(Heise et al.， 2016);b.时域电磁法电阻率剖面(Risk et al.， 2003); c.陶波火山带直流电电阻率图(Bibby， 1988); d.大地电磁三维电阻率成像(Heise et al.， 2008)

(3)美国西部地热区。美国西部，包括盆地和山脉等自然地理省和黄石公园，拥有许多高温地热系统，其中许多用于发电。虽然目前已知的地热田大多是由于温泉、喷气孔和水热蚀变地层等地表表现而被发现的，但电磁法在地热田的勘探开发中发挥了重要作用，其中最著名的地热区要属南加州的科索尔地热田(图6)，在此大量的电磁测量揭示了高温地热储层的经典MT响应(Newman et al.， 2008)。

图6 美国西部地热田经典电磁响应Fig.6 Classical electromagnetic response of geothermal fields in the western United Statesa. 科索尔地热田2D MT电阻率模型(Newman et al.， 2008)；b.科索尔地热田3D MT电阻率模型(Newman et al.， 2008)；c.玻璃山地热田1 700 m深处3D电阻率模型(Cumming et al.， 2007)；d.玻璃山地热田2D MT 电阻率模型(Cumming et al.， 2007)

科索尔山的基底以破碎的中生代深成岩体为主，受大量岩脉侵入，部分被晚新生代火山岩覆盖。流纹质熔岩穹隆的侵位史与单个流纹质储集层向上通过地壳的侵位史相一致(Kurilovitch et al.， 2003)。随着岩浆房离地表越来越近，火山喷发也越来越频繁，规模也越来越大(Manley et al.， 2000)。这个部分熔融的岩浆房被认为是驱动地热系统的热源(Newman et al.， 2008)。在科索尔山地热区进行的大量电磁测量揭示了高温地热储层的经典MT响应(Newman et al.， 2008)，即在储层上部存在一个低电阻率水热蚀变带(蒙脱石黏土盖层)，类似的低电阻率结构在美国西部的其他地区也被观察到，如Glass Mountain地热区(Cumming et al.， 2007)、加州北部Beowave地热田(Garg et al.， 2007)。

3.2 非火山地热系统

非火山地热系统通常与沉积储层中的地热流体有关，或与断裂系统有关，主要包括低温水热系统、沉积型地热系统和增强型地热系统(EGS)。在这些地热系统中，电磁勘探的目的主要是寻找与含盐地热流体相关的低电阻率异常。

德国沉积型盆地地热实验室，位于德国柏林东北部以北40 km，是一个重要的测试深层沉积盆地地热潜力地点，目标层位于下二叠统砂岩和火山岩地层中(Huenges et al.， 2007)。该地热实验室由两个4.3 km深的钻孔组成，形成双孔地热系统。Munoz等(2010b)沿两个剖面采集了大地电磁测深数据，得到了电阻率分布，图7为大地电磁测深资料沿主剖面反演得到的二维电阻率模型。表层为新生代沉积层，表现为20～50 Ω·m的中等电阻率；中部低电阻率层表现为背斜构造，与中生代沉积序列相对应；深部出现两个非常低的电阻率异常，与储层相对应，这些高导体出现在由于盐涌而表现为中等电阻率的蒸发岩层下面，认为电阻率的减小是因为易碎的硬石膏破裂，导致渗透率增加，该解释得到MT数据(Munoz et al.， 2010a)和地震层析成像模型(Bauer et al.， 2010)的一致支持。

图7 试验场附近3D地质模型(a)和2D MT电阻率剖面(b)(Munoz et al.， 2010b)Fig.7 3D geological model (a) and 2D MT resistivity profile (b) in test site

3.3 电性异常的错误解释

电磁法在描述地热系统方面已被证明是非常成功的，然而，这种成功有时会因为粗心或者数据不足导致错误的解释。虽然许多地热系统电阻率较低，但地热区存在低电阻率区并不意味着一定存在活跃的热液系统，即使是在活跃的地热区，产生低电阻率的原因也可能与地热系统无关。

曼德列斯地块是土耳其西部一个具有地热潜力的变质杂岩带。Kuyumcu等(2011)对曼德列斯地块进行了大地电磁测深研究，得到一个三维电阻率模型，揭示了一个广泛分布的高导异常(图8)，是一个理想的地热钻探目标，然而2009年当第一口钻井(tier-1)钻至2 325 m深度时，温度仅为85 ℃，流量仅为4 L/min。利用X射线衍射分析了不同深度的岩石样品，发现泥质片岩和片麻岩地层中石墨含量显著。在此背景下，基底出现的低电阻率最可能是由石墨引起的，Kuyumcu等(2011)指出，在勘探井钻井之前，该地区已经发现存在剪切带，其中一些剪切带中就带有石墨单元。

图8 曼德列斯地区电阻率剖面及岩性XRD分析(Kuyumcu et al.， 2011)Fig.8 MT resistivity profile and lithology XRD analysis in Menderes Massif a.大地电磁剖面位置；b.3D电阻率切片；c.岩性和XRD分析

Gasperikova等(2011)在冰岛北部的克拉弗拉地热区采集了大地电磁数据，并进行了三维反演(图9)，在地表附近发现了一个高阻层，认为是未蚀变的多孔玄武岩。它覆盖着一个与蒙脱石-沸石带相对应的低电阻率盖层，在这个盖层以下，电阻率增高，被认为与绿泥石-绿帘石带相对应(Arnason et al.， 2010)。这个电阻率分布与经典地热系统高度一致，是一个合适的钻探目标。冰岛深钻计划(IDDP)在此开钻，但在2.1 km深处因钻遇岩浆而停止(Gasperikova et al.， 2011)。这个例子与前面的不同在于这并不代表对电阻率数据的误解，而是说明了一个事实，即大地电磁对大型地质构造敏感，但对单个裂缝不敏感。

图9 克拉弗拉地热区电阻率剖面 (Gasperikova et al.， 2011)Fig.9 Resistivity cross-section in Krafla geothermal area

为了减少对电阻率模型的错误解释，最有效的方法就是将尽可能多的数据集成到地热系统的概念模型中。Cumming(2009)通过假设的勘探场景，阐述了如何通过已知地质信息和钻井数据将大地电磁成像结果建立成为一个完整的概念模型(图10)，为进一步开发提供精准的地热模型。

图10 通过先验信息建立的概念模型与实际地球物理勘探结果的对比(Cumming， 2009)Fig.10 Comparison between the conceptual model established by prior information and the actual geophysical exploration results a.大地电磁电阻率剖面成像结果；b.结合已知地质信息和钻井数据建立的概念模型

4 结论

(1)在水热系统中，电阻率由蚀变矿物特征控制，可被作为温度的有用指标，在非火山储层中，电磁法可以勘查地热流体及其流动路径，有助于对地热系统孔隙度或渗透率的合理估计。

(2)在地热区，利用电磁法描述地热系统不能简单地将低电阻率一对一地认为与地热流体或者由于水热蚀变产生的黏土矿物相关联，存在低电阻率区并不意味着一定存在活跃的地热系统。

(3)在未来的地热资源勘探开发应用中，随着勘探深度的加大，开发成本及技术难度的增加，为了更加准确有效地应用地球物理勘探方法进行地热田勘查，应结合地热本身的各种物性差异以及相应的地质构造环境，采用多种地球物理方法，结合地质、地球化学，相互验证和补充，以达到更准确合理的勘探效果。