云南玉溪盆地电性结构MT 测深研究1

周晓峰 鲁来玉 何正勤 武 岩

（中国地震局地球物理研究所，北京 100081）

引言

地震发生时，复杂的局部场地条件对地震波的传播影响很大（高孟潭等，2002；赵成刚等，2007），盆地的场地效应会引起较大的地震地面运动的放大。一个典型的实例是1985年的墨西哥地震，在这次地震中，2次强震对距离震中较近的地区造成了中等程度的破坏，但却对远离震中位于较软的沉积盆地上的墨西哥城造成了严重破坏和经济损失。后来的研究表明，在此次地震中盆地基岩的地震动被放大了6倍甚至更多，地震波在三维盆地内的聚集放大效应是造成严重灾害的根本原因，因此研究三维盆地结构（孙洁等，1989；徐新学，2007），对于了解潜在地震多发区的灾害特征和成灾机理具有重要意义。

云南省玉溪市的玉溪盆地位于地震多发区“南北地震带”南端附近，是沿普渡河断裂发育的一个断陷盆地。普渡河断裂是滇中南北向的一条主干断裂，北起四川宁南附近，向南沿普渡河谷延伸，后经昆明、滇池，过玉溪盆地西侧，终止于峨山之北的曲江断裂（朱炎铭，1997）。1970年1月的通海大地震就发生在曲江断裂上，这次地震造成了巨大的人员伤亡和财产破坏。另外，1999年11月的澄江5.2级，以及2001年7月的九溪5.1级破坏性地震均发生在该区域。鉴于此，本文选定玉溪盆地作为典型地区“标准模型”建立的试验区，研究玉溪盆地的三维结构。

目前研究盆地三维结构主要依靠地表地质调查和地震学等手段，辅以重磁、电法等手段作为约束。常规的地震勘探是了解盆地及其中分布的断裂特征的重要手段，根据地震勘探数据，或者更精确地结合实际钻孔资料，可以对盆地的速度结构、断裂特征、基底埋深等进行综合的解释推断。然而，由于反演的多解性，有时需要更多的物性参数对反演解释进行约束，电法则是另一种常见的勘探手段，尤其在20世纪50年代，提出大地电磁（Magnetotelluric，MT）勘探方法以来（Cagniard，1952），MT测深法在探测地球深部结构中扮演着越来越重要的角色（Bedrosian，2007；金胜等，2009；Unsworth，2010）。由于盆地中第四系地层及断裂带附近区域（通常裂隙较大，易于含水）与基岩相比，具有较大的电阻率差异，MT方法在探测盆地基底结构（Vozoff，1972；徐新学，2007）和深部找水及金属矿应用中（傅良魁，1991），具有一定优势。

本文主要讨论在云南玉溪盆地开展的大地电磁观测及反演结果，以期在地震、重力等其它手段的基础上，为玉溪盆地三维结构反演以及“标准模型”的建立，提供地下电性结构方面的约束。

1 玉溪盆地地质概况与MT测点分布

玉溪盆地位于云南省玉溪市，四面环山，盆地南北长约23km，东西宽约7—9km，呈狭长趋势。图1为玉溪盆地区域构造纲要图（朱炎铭，1997），该盆地为上新世－第四纪断陷盆地，受普渡河断裂控制明显，普渡河断裂在盆地的西侧，表现为正断性质，断陷中心在春和一带，晚第三纪以来沉积层厚度达可达800m，地层倾角较陡，局部可达70°。盆地东翼地层较为平缓，一般为5°－15°，沉积层厚度也较西翼浅，自西向东在700－100m之间变化。

图1 玉溪盆地构造纲要图（朱炎铭，1997）Fig. 1 Sketch map of geological background of the Yuxi Basin (from Zhu Yanming, 1997)

根据盆地内构造走向，结合当地开展电磁观测的条件以及观测目的，选择玉溪北城区及周边作为主要研究区域。MT测点的分布如图2所示，主要测点构成两条测线：一条测线从盆地西侧山下的九龙池附近沿北东向，经北城至盆地东侧山下的大营附近，本文称为测线A；另一条测线从盆地西侧山下的莲花池向东，经北城和A测线相交，然后沿南东向至盆地东侧山下的木瓜营附近，本文称为测线D。相邻测点的间距一般在200—300m之间，在城区附近，由于观测条件的限制，间距较大，在500m左右。除两条测线之外，还有一些测点分布在北城东侧两条测线之间，本文主要讨论两条测线的二维反演结果。

图2 研究区内的构造纲要（廖镜明等，2011）和MT测点分布Fig. 2 Map of geological structures (from Liao Jingming et. al., 2011) and distribution of MT survey lines

大部分测点位于盆地内第四系地层之上，盆地内第四系按成因类型可分为湖积、冲积、洪积、坡积、残积等多种类型，各统与下伏上新统呈角度不整合接触。上新统，为湖相、沼泽相和冲积相沉积，主要由半成岩的泥岩、粉砂岩、粘土岩、砂砾岩和褐煤组成，与上覆下更新统整合接触。下更新统，为冲湖积层、砾石和粘土互层，分布在盆地中部的太极山及盆地的边缘，与上新统呈整合接触。中更新统，盆地边缘为坡洪积和冲积层，盆地中部是冲洪积层，与下伏上新统-下更新统呈不整合接触。上更新统，以洪积物为主，分布在盆地的北缘或西北缘，构成盆地边缘的洪积扇。全新统，以郭井—大营街一带发育最好，阶地相对完整。盆地基底主要为前古生界灰岩、白云岩、砂岩和砂质板岩，总体形成一长轴方向为近南北向的向斜构造。

2 数据采集和处理

观测采用德国生产的GMS-07多通道电磁观测系统（于鹏等，2006），该系统可进行MT、AMT、CSAMT以及EMAP网络观测等。数据采集单元为ADU-07，该单元为GMS-07的核心单元，应用自带的GPS进行同步，可以采集多达10道电磁场信号或其它地球物理场信号。标准配置包括5个低频数据采集通道及5个高频数据采集通道，用户可根据勘探深度选取不同的采集通道，并可与网络连接，进行远程操作。电场测量采用防水的不极化电极。磁传感器采用Metronix公司制造的MFS06和MFS07，MFS07的频带范围为1000s-50kHz，MFS06的频带范围达4000s-10kHz。

2011年11月28日—12月27日，在玉溪盆地进行了为期一月的野外观测。采用通常的5通道MT观测，高频记录采样4096Hz，观测时间10min。低频记录采样为128Hz，有效记录长度不少于16h。

测线的勘选是根据盆地的构造走向，结合当地的野外观测条件和电磁干扰等来确定的。尽管如此，在市区近郊进行大地电磁观测，仍然受到诸多干扰因素。为了压制干扰，如果同一时段，有两个或两个以上的测点同时记录，采用远参考或互参考的方法对数据进行处理（Gamble等，1979；杨生等，2002）。视电阻率和相位采用观测系统自带的软件Mapros进行处理，Mapros可直接读取时间序列，采取不同的技术如选择性叠加、相干叠加、远参考等对数据进行处理，并在处理后的数据中给出不同周期的误差。盆地内构造走向大致呈南北方向，实际观测时传感器采用典型的南北－东西正交观测方案，Ex，Hx为正南北向，Ey，Hy为正东西向。Mpros除了给出视电阻率和相位以外，还可以给出构造的二维偏离度Skewness和描述构造电性主轴的Swift角，绝大部分测点的Skewness值均小于0.3，一般在0.1—0.2之间，说明电性结构可以用二维模型近似。通过对 Swift角的分析，测区构造电性主轴方位和测线之间的夹角基本在 0°－30°之间，一般小于 15°。因此，按照布设方案以及结合构造走向，Mapros处理给出的视电阻率yxρ为表示横磁模式（TM模式），xyρ表示横电模式（TE模式）。图3给出了4个典型测点A2（a，b）、A6（c，d）、A9（e，f）、D1（g，h）的视电阻率和相位曲线，数据的误差由Mapros处理后给出，大部分测点的频带范围在800Hz-10s，部分测点由于电磁干扰较大，有效频带范围不到10s，为保证原始数据的可靠性，在进行二维反演时，所有测点均取800Hz-2s范围参与反演，在800Hz-2s之间，所有测点的数据质量同图3给出的典型测点，满足反演的要求。

3 电性结构反演及讨论

目前，成熟的大地电磁反演主要是一维和二维的（魏文博，2002；杨长福等，2005），早期的一维反演方法主要有Bostick反演、高斯-牛顿法、梯度法、广义逆反演等。成熟的二维反演方法包括Occam法（deGroot-Hedlin等，1990）、快速松弛迭代法（RRI）（Smith等，1991）、非线性共轭梯度法（NLCG）（Rodi等，2001）、改进的Occam法或者叫Rebocc方法（Siripunvaraporn等，2000），这些方法有各自的优缺点，很多作者对此做过研究（何俊飞，2010）。也有很多文献讨论三维MT正反演研究（Wannamaker, 1991；Zhdanov等，1996；鲁来玉等，2003），Siripunvaraporn等（2009）发展了三维MT反演的程序，但在实际应用中，三维反演仍不及二维反演成熟。在公开的网页上（http∶//mtnet.dias.ie/main/），有很多有关MT正反演方面的资料和源代码下载，这里不在对此做详细的讨论。

图3 典型测点A2（a，b）、A6（c，d）、A9（e，f）（两条测线的交点，也是D5点）、D1（g，h）的视电阻率和相位曲线，实线为TM模式的视电阻率yxρ，虚线为TE模式的视电阻率xyρ，带有误差棒的为观测值，没有误差棒的为反演拟合结果。相位曲线只给出了文中采用的TM模式的结果Fig. 3 The apparent resistivity and phase curves for 4 typical measurements A2 (a, b), A6 (c, d), A9 (e, f), D1 (g,h). Solid line isyxρfor TM mode. Dash line isxyρfor TE mode. The curves with error bars are the measurements and that without error bars are the inverted results. The phase curves only show the TM mode, which is the mode used as the inverted result in this paper

本文采用二维Rebocc反演方法，根据观测数据高频段视电阻率的大小，初始模型选择电阻率为100Ω·m的均匀半空间模型，模型的划分按照Rebocc反演程序的要求由浅到深，模型的剖分网格逐渐增大，保证在浅部具有较细的网格划分。和传统的MT反演类似，我们选择横电（电场和构造方向垂直，TE）和横磁（磁场和构造方向垂直，TM）两种模式进行反演。

通过对两条测线的多次反演发现，TM、TE模式联合反演或者单独的TE模式反演，都不及TM模式反演结果稳定，这可能和构造的二维构造及其走向有关。图4是两条测线反演过程中整体拟合差值RMS随迭代次数的变化，可以发现，对于TM模式经过5次迭代之后，RMS降到10左右，并逐渐收敛到9左右。而对于TE模式反演，RMS值较大，且收敛性也不够稳定。图 3中给出了4个典型测点 A2（a，b）、A6（c，d）、A9（e，f）、D1（g，h）反演模型的电阻率和相位曲线与观测数据的拟合情况，可以看出，对于TM模式反演模型的视电阻率和相位较好地拟合了实际观测数据。对于TE模式在高频段反演模型和观测数据拟合较好，在低频段拟合较差。结合图4中RMS随迭代次数的变化及其收敛情况，我们选择TM模式的反演结果。关于观测误差对MT反演的影响可以参阅李墩柱等（2009）的讨论。二维反演极化模式的选择，蔡军涛等（2010）曾做过详细讨论，读者可参考，这里仅讨论TM模式的反演结果。

图4 两条测线反演过程RMS随迭代次数的变化Fig. 4 Variation of RMS with iterations for the inversion of two lines

3.1 A测线电阻率剖面

图5 是采用TM模式反演得到的沿测线A的电阻率剖面，图中色标为电阻率的常用对数，上图中的三角形表示观测点的位置及其高程，左端点的A1测点位于九龙池公园附近，靠近盆地的西侧边沿，A1测点向西为山区，高程变化比东侧较陡。右侧端点A13位于盆地的东侧，各测点高程自西向东逐渐缓慢增加。这个变化的趋势和玉溪盆地的沉积层厚度变化相似，即盆地东翼变化缓慢，厚度较浅，盆地西翼变化较陡，厚度较深。从图5可以看出，沿剖面自西向东，高阻体和低阻体界面的变化趋势和盆地沉积层界面具有相似的特征，高阻和低阻界面变换缓慢，低阻体厚度逐渐增加。在盆地西侧，低阻体厚度可到1.5km左右。由于地形和观测条件的限制，盆地最西侧的观测点A1以西是山地，没有合适的位置布设MT观测点，因此西侧高阻和低阻较陡的变化趋势在图中并未明显观察到。

图5 测线A的TM模式反演结果,图中色标为电阻率的对数,上图为测点沿测线的分布及测点所在高程Fig. 5 Apparent resistivity along profile A obtained by the inversion with TM-mode. The colour scale is logarithm of resistivity. Top panel is the altitude of observation points

另外，在盆地西侧（A1—A3点下方）有一个明显的低阻体，其厚度可达1—1.5km，比已有地质资料给出的沉积层厚度（约 700m）要深，推断这与普渡河断裂从盆地西侧穿过有关，同时根据在此开展的浅层地震勘探结果来看，普渡河断裂从测线西侧穿过，A1测点在位于断裂的西侧不远处，距离九龙池附近的水系比较近，对于含水丰富的断裂带，地层表现为低阻，这可能是造成西侧低阻厚度比第四系沉积层厚度较深的主要原因。

沿测线向东，低阻和高阻界面的深度在1km左右，到盆地中部，在A9测点的下方，出现了另一个明显的低阻体（电阻小于100Ω·m），其分布范围也超过1km，比盆地第四系沉积层厚度要深，推断这可能有两个方面的原因：第一，在有些区域，沉积层厚度本身可能超过1km，比如在测线附近A8和A9测点西侧的王左屯一深井资料显示，井深超过1004m仍未达到基岩界面（廖镜明等，2011）；第二，该区域地表为玉溪市一个蔬菜基地，根据前人的研究成果，该区域下方可能存在地热资源（廖镜明等，2011），且部分岩层中富含水资源，这可能是造成整个剖面上低阻和高阻界面的深度大于第四系沉积层厚度的原因之一。

在盆地东侧，低阻体的厚度较浅，约在在100—200m左右，与该处沉积层厚度大致吻合。

3.2 D测线电阻率剖面

图6是采用TM模式反演得到的D测线电阻率剖面，其高阻和低阻分界面的变化趋势与玉溪盆地沉积层厚度界面的变化趋势类似，即盆地西侧界面变化较陡，厚度较深，盆地东侧变化缓慢，厚度较浅。在测线西侧，D1、D2、D3测点位于大连花池，在盆地以西边缘的山脚地带，其下方的电阻率表现为高阻分布。D4、D5位于王左屯附近，下方为低阻体，厚度超过1km，这和该区沉积层的厚度吻合。盆地东侧，D6—D10位于北城东部，自北城东环路到木瓜营附近的盘山公路，其下方低阻层厚度在200—300m之间变化。

为了更好地观察两条测线上电阻率的分布以及与实际地表位置的关系，在图7中将两条剖面的电阻率绘在一起，并在表面以上投影标出了北城环城路，昆磨高速及部分村镇的位置。A测线呈南西-北东向，D测线呈北西-南东向，两条测线在北城北环的王左屯附近相交。在北城的西侧，D测线位于A测线的北部，更靠近盆地的北部边界，（D1—D3点下方）其电阻率相对A较高，沉积层厚度相对于A测线的相应部分明显减小，在测点D3和D4之间，靠近昆磨高速下方，可以看到变化较陡的高阻和低阻分界面，和第四系沉积层厚度的变化相似，推断电阻率的变化在一定程度上反应了沉积层厚度的变化。

在北城两条测线相交的区域，两个电阻率剖面的大小吻合较好，其低阻层厚度都在1km左右，这也表明了两个剖面反演结果的可靠性。在北城的东部，D测线位于A测线之南，高阻和低阻的分界面比北城西侧变化更为缓慢，与A测线具有相同的变化趋势，且低阻层较A测线深，这于盆地基岩界面的变化具有相同的趋势。

4 结论

图6 测线D的TM模式反演结果，其余说明同图5Fig. 6 Apparent resistivity along profile D obtained from same method as in Fig. 5

图7 测线A和测线D的视电阻率剖面，及其在盆地内的位置Fig. 7 Apparent resistivity profiles A, D and their locations in the basin

本文采用GMS-07电磁观测系统，对玉溪盆地进行了MT测深研究，两条测线的反演结果表明，低阻和高阻分界面的变化趋势和盆地第四系沉积层厚度界面的变化趋势相近，在盆地西翼，变化较陡，深度较深，在盆地东翼，变化较缓，深度较浅。低阻层（小于100Ω·m）厚度比已有资料给出的第四系沉积层平均厚度更深，导致这一结果的原因一方面可能是由于积层厚度在个别区域变化较大引起，另一方面也可能和北城周围存在含水丰富的岩层有关。本文的结果为玉溪盆地“标准模型”的建立提供了电性结构的约束。致谢：感谢匿名审稿人提出的宝贵意见和建议。

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