鄒宗霖，翁愛華，周子琨，連鑫葆，郭俊豪

吉林大學(xué) 地球探測科學(xué)與技術(shù)學(xué)院,長春 130026

0 引言

河津市位于山西省的西南部，在大地構(gòu)造上處于秦嶺構(gòu)造帶北緣，西側(cè)是祁呂賀蘭山字型構(gòu)造前弧，東側(cè)是新華夏系第三隆起帶[1]。

研究區(qū)在河津市義唐村的東北部(圖1)，位于新絳至河津含鎳富鐵礦成礦遠景區(qū)內(nèi)。地層上部為新蓋層(寒武系、奧陶系、石炭系和二疊系地層)，在古老地層中侵入有基性--酸性巖體，這些侵入活動伴隨大量礦液，形成熱液型富鐵礦[2]。山西省地球物理化學(xué)勘查院于2008年在河津市外圍開展了詳細的勘察研究工作，發(fā)現(xiàn)了董村、劉西咀和陽山莊磁異常，經(jīng)過鉆探驗證均為富鐵礦。河津市東北部義唐村附近后期發(fā)現(xiàn)了新的航磁異常，為了確定異常的電性特征及分布規(guī)律，山西省地球物理化學(xué)勘查院在異常區(qū)布置了兩條正交的音頻大地電磁剖面。

(a)研究區(qū)在華北克拉通上的位置；(b)研究區(qū)在新絳至河津熱液型鐵礦成礦遠景區(qū)中的位置；(c)音頻大地電磁測點分布。圖1 工區(qū)位置圖Fig.1 Location of study area

音頻大地電磁法(AMT)是利用較高頻率的電磁信號進行地下電性結(jié)構(gòu)探測的一種大地電磁方法[3]，主要用于較淺的工程勘察和礦產(chǎn)勘察之中[4--6]。過去由于反演理論和技術(shù)的約束，對于剖面性的大地電磁數(shù)據(jù)，主要進行二維(2D)反演。但進行二維反演的前提是異常體呈線狀沿走向發(fā)育，并且整條剖面具有相同的構(gòu)造走向[7--8]。然而，該地區(qū)位于斷陷盆地內(nèi)，發(fā)育較多的褶皺和斷裂構(gòu)造，異常體呈現(xiàn)非常明顯的三維特征，因此，二維反演很難滿足這種條件。對于三維體引起的異常，胡祖志等[9]的研究表明，進行剖面觀測并借助二維大地電磁反演，獲得的剖面下方電阻異常特征卻不能有效反映出地下異常體的真實分布。

目前大地電磁三維(3D)反演方法和理論已基本成熟[10]，并廣泛應(yīng)用到三維數(shù)據(jù)的反演研究中。林昌洪等[11]討論了三維反演用于單條剖面或稀疏測線中理論模型數(shù)據(jù)反演中，發(fā)現(xiàn)三維反演能夠較可靠恢復(fù)出剖面域內(nèi)和剖面外附近的三維電性異常體。

因此，為獲取研究區(qū)深部真實電阻率結(jié)構(gòu)，圈定更為可靠的鐵礦體分布有利區(qū)，筆者選用非線性共軛梯度(NLCG)法，針對兩條正交的大地電磁剖面主阻抗數(shù)據(jù)進行3D反演。通過三維反演，電性結(jié)果不僅確認了剖面正交位置下方根據(jù)航磁異常推測的礦體，還發(fā)現(xiàn)了新的低阻異常，并推測可能為礦體的反映。

1 音頻大地電磁測深數(shù)據(jù)

音頻大地電磁測深法(AMT)觀測天然電磁場的時間序列信號，然后將時間域數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)化為頻率域數(shù)據(jù)，進而計算出每個頻點的電阻率值和阻抗相位[12]。根據(jù)Maxwell方程可得，在均勻大地和水平層狀大地情況下，波阻抗是電場E和磁場H的水平分量的比值[13--14]。

(1)

(2)

(3)

式中：f為頻率；ρ為電阻率；E為電場強度；H為磁場強度；φE為電場相位；φH為磁場相位。

本次音頻大地電磁工作共布設(shè)2條測線，呈十字相交，其中2#線33個測點，點距100 m，測線長3.2 km；3#線36個測點，點距80 m，測線長3.0 km(204點至236點間隔320 m)，測點共計69個，具體分布見圖1。采集儀器采用加拿大鳳凰公司的V5--2000型大地電磁測深儀，有效響應(yīng)頻率范圍為10 400～0.1 Hz。數(shù)據(jù)采集采用張量測量方式，平均采集時間約30 min。

數(shù)據(jù)處理主要是將采集到的時間域信號經(jīng)傅里葉變換為頻率域信號，并通過頻譜計算視電阻率及相位[15--17]。對于在村莊、公路等干擾較大的地方可采用磁場遠參考技術(shù)[18--19]以降低相關(guān)噪聲的干擾，并基于Nyquist圖對阻抗進行編輯[20]。圖2為本次反演數(shù)據(jù)316號點原始阻抗Zxx、Zxy、Zyx和Zyy的實部和虛部響應(yīng)曲線。采集到的數(shù)據(jù)主阻抗質(zhì)量較好，輔阻抗質(zhì)量較差，全部分量反演會造成擬合效果不好故只選擇主阻抗進行反演。經(jīng)過前人研究，在正交測線的三維反演中，主阻抗對于三維反演結(jié)果的貢獻是非常大的，可以較好的確定異常體的位置，加入輔阻抗后結(jié)果可能會有改善但變化不大[21]。所以本次三維反演只針對主阻抗進行反演是可行的。

由于三維反演需要在統(tǒng)一的觀測坐標中進行，而剖面測量時，是在獨立的測線坐標系中進行大地電磁矢量測量站點布置。因此需要把圖1中兩條測線中沿各自剖面方向作為北方向測量的阻抗旋轉(zhuǎn)到統(tǒng)一的真實北方向上[22--23]，之后再進行三維反演。

2 三維反演

三維反演采用的NLCG法特點是在求取目標函數(shù)的極小值時沿著共軛梯度方向進行一維搜索，迭代中只需計算一階導(dǎo)數(shù)[24--25]。該算法并不是在全局求解最小值，而是分解成計算量較小的極小化處理[26]，計算速度快且較為穩(wěn)定。

采集得到的數(shù)據(jù)本質(zhì)上是由兩條二維剖面數(shù)據(jù)組成，目前針對二維大地電磁數(shù)據(jù)主要還是使用一維、二維反演計算手段，常規(guī)大地電磁二維反演利用不同極化模式的數(shù)據(jù)可以獲得多種不同的反演結(jié)果，各個結(jié)果往往相差較大。前人對于極化模式的選擇已經(jīng)做了許多工作，認為TE極化模式對于淺部的三維異常體易產(chǎn)生低阻假異常，而TM極化模式可得到較好的效果[27]。但TM極化模式與TE極化模式相比更易受到旁側(cè)異常體的影響，體現(xiàn)的是測線下方及附近區(qū)域的宏觀電性特征[28]。TETM聯(lián)合模式反演結(jié)果的穩(wěn)定性又弱于TM極化模式，效果也只是一般[29]。對于這種二維剖面數(shù)據(jù)如果選用三維反演效果則會好很多，可以獲得測線附近較可靠的三維地電結(jié)構(gòu)，由于數(shù)據(jù)的限制仍不能夠獲得較遠處的地質(zhì)體信息，這在許多實測資料中得到了驗證[30]。

圖2 316號點全阻抗數(shù)據(jù)(具體位置見圖1)Fig.2 Full impedance data at point 316

反演選用1～10 000 Hz的頻率范圍，在所有頻點中等對數(shù)間隔抽出24個頻點，測點共計69個，合計頻率數(shù)為1 656個。反演初始模型為200 Ω·m的均勻半空間；水平x和y方向的網(wǎng)格大小均為40 m，兩個方向均有100個網(wǎng)格；x、y、z3個方向的擴邊網(wǎng)格都為5個，x、y方向網(wǎng)格尺寸按照2.5的冪次擴大；z方向的首層厚度是15 m，層厚以1.1系數(shù)遞增，單方向以5的系數(shù)擴邊5個網(wǎng)格，一共30層，最深達到17 km，誤差門限設(shè)置為5%的噪聲值，反演數(shù)據(jù)類型選為主阻抗張量。

經(jīng)過120次的迭代計算，擬合差由203.48降到了6.81。圖3a、b是反演迭代中擬合差和λ的變化，擬合差開始下降較快，然后趨于平穩(wěn)。圖3b為λ變化曲線，當擬合差變化量小于閾值時，降低λ，降低模型擬合在目標函數(shù)中的權(quán)重。圖3c為本次反演的數(shù)據(jù)擬合交匯圖，理論上，如果完全擬合數(shù)據(jù)，反演數(shù)據(jù)應(yīng)該等于或者非常接近觀測數(shù)據(jù)，在交匯圖上應(yīng)為一條45°的直線。擬合越好，這種規(guī)律越好。圖3c中數(shù)據(jù)基本沿45°直線分布。因此，本次三維反演的數(shù)據(jù)擬合效果較好。

(a) 擬合差變化曲線; (b) 正則化參數(shù)λ變化曲線; (c) 擬合數(shù)據(jù)交匯圖。圖3 三維反演擬合結(jié)果評價Fig.3 Evaluation of fitting results by 3D inversion

3 結(jié)果與討論

3.1 反演結(jié)果

為了更清晰地表達深部的信息，將三維反演結(jié)果按照剖面位置分別做出其垂直斷面圖(圖4)。圖4a中測線3下方，在縱向上呈現(xiàn)明顯的三層電阻率結(jié)構(gòu)，第一層為高阻，第二層為低阻，第三層為中高阻。其中淺部100 m內(nèi)顯示的高阻特征，推測為淺成侵入巖或變質(zhì)片麻巖的體現(xiàn)。低阻異常在點號236、284和364--412的下方，在500 m及更深處呈層狀分布。第三層的中高阻可能是研究區(qū)的花崗閃長巖基底。

圖4b給出了測線2下方電阻率斷面，可以明顯看出存在著與圖4a相似的電阻率分布。 在其中點號60--110、140--290和320--380下方200～600 m的深部中含有電阻率在10 Ω·m以下的低阻異常，推測這些低阻異常是鐵礦及礦化圍巖的反映，并且在500 m處這些低阻異常相連接，表現(xiàn)為水平狀的低阻層，厚度在100 m±。

(a)三維反演結(jié)果沿測線3電阻率斷面;(b)三維反演結(jié)果沿測線2電阻率斷面;(c)測線2二維反演電阻率斷面。涂黑的倒三角代表兩條測線交點的位置。圖4 電性結(jié)構(gòu)模型切片圖Fig.4 Section diagrams of electrical structure model

對測線2做二維非線性共軛梯度法反演進行對比。由于影響二維反演結(jié)果的參數(shù)設(shè)置非常多，所得到的二維反演結(jié)果也大不相同[31--32]。 在對照工區(qū)的地質(zhì)地球物理認識和三維反演結(jié)果的基礎(chǔ)上，最終選用TETM聯(lián)合模式的二維反演結(jié)果，這也是二維反演中綜合TE和TM極化模式優(yōu)點的較好選擇(圖4c)。

比較三維結(jié)果與二維結(jié)果可以看出，在三維反演結(jié)果中，中心區(qū)域低阻異常的位置及電阻率能夠較好的與二維反演結(jié)果相對應(yīng)；但在320--380號點下方的低阻體在二維反演剖面中變得更深，達到了1 km，這可能是二維反演中將測線附近的低阻異常響應(yīng)劃分為測線下方更大規(guī)模低阻異常的反映；對于高阻體來說，在二維反演剖面中最下層的高阻體比三維反演結(jié)果中的高阻體電阻率高，超過2 000 Ω·m，研究區(qū)的基底是電阻率1 000 Ω·m±的花崗閃長巖，三維結(jié)果中深部是較可信的，而二維反演在這里的幾個點低頻段擬合并不是很好，造成了偏高的電阻率；另一個明顯區(qū)別是在二維結(jié)果大號點下方淺部是高阻體而深部是低阻，這與三維反演結(jié)果完全相反。

三維反演與二維反演結(jié)果之間存在差異是正常的，因為實際的礦體更適合三維模型描述，而二維模型忽略了實際數(shù)據(jù)的三維性，將剖面旁側(cè)的異常效應(yīng)強行用剖面下方的異常進行平衡，造成反演結(jié)果與實際模型的偏差，從而在500 m深處出現(xiàn)低阻異常，而這個異?？赡苁遣豢尚诺?；而淺部的低阻異常附近可能有電阻率較高的高阻體，造成二維反演結(jié)果中異常位置和電阻率的不準確。

3.2 討論與分析

兩條剖面相交處的低阻異常與義唐村航磁異常位置相近，航磁異常強度在500 nT±，該異常位于新絳至河津熱液型鐵礦成礦遠景區(qū)內(nèi)，周邊已完成的鉆孔中在739～1 859 m范圍內(nèi)發(fā)現(xiàn)了多層磁鐵礦體[33]。推斷反演結(jié)果的電阻率模型中低阻異常為磁鐵礦及磁鐵礦化花崗閃長巖引起的。

通過對鉆孔中各類巖性物性的測定統(tǒng)計，鐵礦體是低電阻率的地質(zhì)體，電阻率平均值在10 Ω·m±，而圍巖及沉積蓋層電阻率均在1 000 Ω·m以上。所以為了更直觀地展示鐵礦的三維形態(tài)，拋去磁鐵礦化圍巖的影響，用10 Ω·m的電阻率等值面反映測鐵礦的立體圖像。由于淺部異常分辨力不足，所以將地表附近約50 m的信息舍棄，得到的異常體形態(tài)如圖5所示。這也是富存鐵礦的有利區(qū)域。

電性結(jié)果顯示，除了剖面中心500 m處的層狀異常，在3號剖面的東端以及2號剖面的北端，可能在剖面的外側(cè)存在更大規(guī)模的異常，并且延伸到1 km或者更深處，這是二維反演中并沒有發(fā)現(xiàn)的。在平面上該異常位于義唐村的東北部，在航磁探測中這里屬于航磁異常的邊緣，沒有引起大的磁異常，這樣的深部電性異常似乎更值得重視，極可能是深部鐵礦的體現(xiàn)。

圖5 三維反演得到的磁鐵礦體空間分布圖(異常體由10 Ω·m電阻率等值面構(gòu)成)Fig.5 Spatial distribution map of iron deposit obtained by 3D inversion

4 結(jié)論

(1) 相對于二維反演，三維反演可以將局部異?？臻g分布特征刻畫得更客觀，并且能克服剖面旁側(cè)局部電阻率異常對觀測數(shù)據(jù)的影響。

(2) 測區(qū)地下電阻率特征呈明顯的3層結(jié)構(gòu)，第一層高阻反映淺成侵入巖或變質(zhì)片麻巖，下方的低阻可能指示鐵致異常，而高阻的第三層則反映了研究區(qū)花崗閃長巖基底的特征。

(3) 圈定了研究區(qū)剖面域鐵礦及礦化圍巖的有利分布區(qū)，主要分布于測區(qū)地下500 m深度附近，厚度200 m±。

(4) 發(fā)現(xiàn)了新的電阻率異常，異常位于義唐村的東北部，埋深超過1 km，可能是深部鐵礦的體現(xiàn)。