CSAMT法在银川某地地热资源勘查中的应用

2021-12-02张晓明石帅

西部探矿工程 2021年11期

张晓明，石帅

（河北省地矿局第五地质大队，河北唐山063000）

银川盆地形成的主要地质背景是自新生代以来，银川地区受喜马拉雅运动的影响，区域上受拉张应力作用、深部受岩浆上侵作用。导致该区地壳持续减薄、断陷下沉接受沉积，形成了典型的地堑式沉积盆地。活跃的深部构造、巨厚的新生界沉积地层造就了银川盆地良好的地热田发育条件。在当地勘查和开发地热资源有很好的前景。

1 测量区概况

1.1 地质概况

区域地质研究表明，银川位于中国东、西两大构造带的枢纽部位。在大地构造上，属于中朝准地台鄂尔多斯西缘坳陷带的贺兰山台陷和银川地堑，为贺兰山褶皱带与鄂尔多斯地台间的山前坳陷区。银川地堑总体走向北北东向，北起石嘴山，南至青铜峡，长约160km，最宽为55km。地堑东西两侧分别受黄河断裂和贺兰山东麓断裂控制，地堑内还有两条规模较大的断裂，即芦花台断裂和银川—平罗断裂。这4条断裂（见图1）共同控制着银川地堑的形成和发展。一系列倾向相同的北北东向正断层，断层面向盆地中心陡倾，致使盆地呈“阶梯”状断陷，使地层逐级由两侧向中心错落，形成阶梯状地层结构。

新生代以来受青藏高原抬升的影响，构造应力场为NW-SE向拉张应力场，在“古贺兰山”基础上沿先形成的NNE向断裂破裂分化，盆地古生界和前古生界地层组成的基底下沉、深部上地幔物质上涌、地壳减薄，加剧了盆地的拉张断陷作用，堆积了相当厚的新生界沉积物。据钻孔资料显示银川盆地新生界沉积地层厚度约7000余米，其中第四系最大沉积厚度达1600m以上，沉积物以冲积、冲湖积、洪积为主，另外还有冲洪积物、风积物、湖沼沉积物。

1.2 地电介质概况

测区地处银川盆地腹地，沉积了巨厚的新生界地层。据相关钻孔资料显示该区地表至深2100多米的地层情况为第四系到晚第三系的过渡，第四系厚400~500m，含水性强；晚第三系的岩性以泥岩、粉砂岩、细砂岩为主（呈互层状沉积特征），见薄层砾岩，总体看岩石质地较为松散，成岩度不高（随着深度的增加成岩度增强），此类地电介质的电阻率常会表现为低阻特征，电阻率经验值参见表1。

表1 常见沉积物（岩）电阻率值统计表（单位：Ω·m）

1.3 地热概况

银川盆地处我国东、西部两大不同性质构造单元的衔接和过渡带，属我国南北地震带和地热带北段，是鄂尔多斯周缘活动断裂系的一部分。向南与青藏地块东北缘宁南弧形构造带近直角相交，向北呈楔形夹于鄂尔多斯地块与阿拉善地块之间，是断块之间现今仍在强烈活动的“大陆裂谷带”。中新生代的地质构造分异，是银川盆地新生代以来地质发展历史上最重要的一次构造热事件，对盆地地热活动的影响是深远的。特殊的大地构造位置，强烈的新构造运动，强盛的深部热水活动，造就了银川盆地具备地热资源形成的区域地质构造背景，使之成为我国中低温地热资源远景区。

据有关资料介绍，采用综合方法圈定出银川盆地热储面积2514.86km2，按地层将盆地3000m深度内划分出上第三系上新统（N2）、中新统（N1）、下第三系渐新统（E3）和奥陶系中统（O2）四个热储层。

已知地热井方面，测区西部约25km处有Y3井（1999年钻），西部约15km处有Y1井（1999年钻），西南方向约3km处亦有一地热ZK1井（2014年钻）。这三眼井（位置参见图1）的出水量和水温的表现都相当的好，已经得到了有效的开发利用，创造了相当可观的经济价值。

2 CSAMT测量工作

2.1 CSAMT工作方法原理

可控源音频大地电磁测深法(简称CSAMT)是以有限长接地电偶极子为场源，在距偶极中心一定距离处同时观测电、磁场参数的一种电磁测深方法（见图2）。本次勘查采用赤道偶极装置进行标量测量。同时观测与场源平行的电场水平分量Ex和与场源正交的磁场水平分量Hy。然后利用电场振幅Ex和磁场振幅Hy计算阻抗电阻率ρs。观测电场相位Ep和磁场Hp，用以计算阻抗相位φ。用阻抗电阻率和阻抗相位联合反演计算可控源反演电阻率参数，最后利用可控源勘探反演的电阻率进行地质推断解释。

图2 可控源方法测量装置布置示意图

可控源音频大地电磁测深法标量测量方式是用电偶极源供电，观测点位于电偶源中垂线两侧各30°角组成的扇形区域内。当接收点距发射偶极源足够远时（r＞3δ），测点处电磁场可近似于平面波，由于电磁波在地下传播时，其能量随传播距离的增加逐渐被吸收，当电磁波振幅减小到地表振幅的1/e时，其传播的距离称为趋肤深度（δ），即电磁法理论勘探深度。实际工作中，探测深度（d）和趋肤深度存在一定差距，这是因为探测深度是指某种测深方法的体积平均探测深度，其经验公式为：

由此可见探测深度与频率成反比，我们可以通过改变发射频率来达到测深的目的。

2.2 CSAMT野外工作

本次测量工作目标深度最深要到2500~3000m，收发距控制在14~16km。发射端AB极距2031m，接地电阻处理到了16Ω，最大发射电流采用18A，各个频点的发射电流及发射时间情况见表2。

表2 CSAMT测量工作频率表

接收端采用赤道偶极（TM）测量装置，测量电极距MN=40m，电道布设方向沿剖面方位（105°），磁探头摆设方位195°，低通滤波选用2频段，电道增益×4，磁道增益×4，接收电极为CuSO4质不极化电极。

CSAMT测量装置采用沿测线9电道1磁道同时测量（9电道共用一个磁道），测量次数为多次观测，每个频率至少观测60s且至少观测90次。测量过程中始终监视数据质量和接地电阻情况，若有问题出现需要在野外第一时间处理。

水平磁探头的方位使用罗盘定位，保持与测线垂直误差小于1°。CSAMT测量中电流尽量保持稳定。电极连线、磁探头连线沿地压实，防止晃动干扰，严禁在测量过程中有电磁干扰的物体接近磁探头、接收极罐和接收线。

每天及时对观测数据进行整理和验收，及时发现可能出现的质量问题，对于采集时间不够的、受干扰影响强烈的、其他原因导致测量失败的排列或者道次及时地安排补测工作。

2.3 数据处理与图件编绘

对于野外采集的原始数据及时传入计算机内，并复制备份。CSAMT资料处理流程为：首先对数据进行剔野值、去干扰、近场校正、极化识别、静态校正、空间滤波等方法进行处理，然后对处理好的数据进行一维或二维反演（包括Bostick、Occam等反演方法），最后整理成图。其中资料预处理使用V8系统自带的“CMTPRO”处理软件进行，数据处理及反演工作使用成都理工大学的“MTSoft2D”资料解释软件进行处理，得出成果数据后用“Surfer”软件绘制成最终的成果图。成果图如图3所示。

图3 CSAMT测量剖面卡尼亚视电阻率等值线图

3 测量成果图的解释与推断

依据本次工作所得成果图（图3），参考相关地质资料做出推断解释如下：

本次工作所得成果数据卡尼亚视电阻率值大部分在1~100Ω·m之间，与该区地电介质的低阻特征相当吻合。

3.1 纵向分析

分析四个测量剖面结果生成的CSAMT卡尼亚视电阻率等值线图（图3）得出，四个剖面总体上讲纵向上从地表向下，卡尼亚视电阻率呈现“高—低—高—低”的变化趋势。

“地表到500m标高”的视电阻率高低变化基本反映了第四系沉积物，推测此深度段内浅部沉积物砂质相对泥质多一些，结构松散，以至视电阻率相对高一些，在101~102Ω·m；深部泥质相对砂质多一些，结构相对致密一些，以至视电阻率相对低一些，在100.4~101Ω·m。

“500~0m标高”视电阻率呈现逐渐增高的变化，在100.4~101.4Ω·m。基本上反映了一套成岩度不高的晚第三系沉积岩（N2）（泥岩、粉砂岩及细砂岩）由与第四系的过渡带到成岩度高的方向变化。

“0~-1200m标高”（下底面不平缓，局部深度变化很大）视电阻率呈现出一套相对的高阻层的变化现象，在101.2~102.8Ω·m。分析原因：随着深度的增加，沉积年代的加长，该区上新统沉积岩（N2）成岩度逐渐增加，形成了一套结构较为完整的沉积岩（ZK1钻孔资料显示以粉砂岩、泥岩为主）。这一套沉积岩的视电阻率相对于它上面的第四系和松散的成岩度低的泥砂质沉积岩和它下面的中新统褐色泥岩（N1）都要高一些。

“-1200m标高以下”显示低阻特征，在100.4~101.2Ω·m。参考ZK1钻孔资料，推测进入了中新统沉积地层。

3.2 横向分析

沿着各个测量剖面的CSAMT卡尼亚视电阻率等值线图（图3）的横向分析，我们不难看出浅部（500m标高以上）的视电阻率横向延伸较为稳定，代表着该区新兴沉积物（岩）的横向均一性较好。但是随着深度增加，横向的均一性变差，尤其在-500m标高以下出现了四个明显的突变带，亦是本次测量工作所得出的异常带。

①号异常带，由L1线的200~500点测量段向北东向延伸到L4线的1500~1800点测量段。异常走向35°。

②号异常带，由L1线的1700~1800点测量段向北东向延伸到L2线的3000~3100点测量段。异常走向43°。

③号异常带，由L1线的2600~2800点测量段向北东向延伸到L2线的4000~4200点测量段。异常走向51°。

④号异常带，由L1线的3700~3800点测量段向北东向延伸到L2线的4900~5000点测量段。异常走向34°。

这四个异常带均表现为相同卡尼亚视电阻率等值线由水平延伸转变为向下突变，但是相同电磁性介质层的上顶面却没有发生突变，只是略向西倾，推测出现这种现象的原因应该是沉积过程中受到了构造运动的影响，下伏的西倾正断层上盘断裂下沉，使得异常带上的沉积物“突然加厚”。这样的沉积部位有利于储水地质体（砂岩、砾岩）的形成。

4 测量区沉积环境分析

沉积物（岩）的存在形态决定于沉积环境。该区的沉积环境是非稳定下沉的，由于喜马拉雅运动的影响，在内力地质作用的影响下，下伏基底发生弯曲、断裂等构造变化。相应的沉积形成的地层也会随着基底的变化而变化，即为“动态沉积”。沉积越久的（埋藏越深的）受基底变化影响越大，沉积时间越短的（埋藏越浅的）受基底变化影响越小。测量区的沉积物（岩）形态变化方式有三种，直接变化、过度变化和间接变化。

所谓直接变化就是基底怎么变沉积地层就怎么变，基底断它断、基底弯它弯，变形量和变形特征和下伏基底大致一致。对应沉积年代远、埋藏深度大、贴近或靠近基底、成岩度高的沉积地层，该区大致对应E1、E2、E3。该种变化是显变的。

过度变化，沉积岩层自下往上分析，随着岩石年龄变小，成岩度变低、岩石强度变弱、能干性变差，“直接的断裂”会逐渐地过渡到变宽的“裂隙带”或“韧性剪切变形带”；基底和底层沉积岩中那种显著的弯曲形变也会逐渐地变得滞后和变缓；劈理域会变得稀疏。变化形式由显变逐渐过渡到渐变。此类地层在该区大致对应E3、N1、N2。

间接变化，我们知道沉积物沉积成岩是需要一定时间的，该区这样的沉积条件形成一套完整成熟的沉积岩少需3Ma~5Ma,多则会超过10Ma。在漫长的成岩过程中若伴随着构造运动，岩层本身则会受到影响而发生一些特殊的变化，随着下伏岩层的错断或弯曲，地表下沉地区沉积厚度会逐渐变大，沉积环境会发生短时的明显变化，沉积物质易发生明显改变。此种变化发生在沉积岩固结成岩之前，是随时间渐变的。该区第四系（Q）和上新统（N2）上段胶结程度低、重结晶弱、未固结或弱固结的岩层对应此类变化。

5 测量区地热资源分析

地下热水的形成，顾名思义需要两个条件，一是要有水，二是要有热。

通过对四个异常带的综合分析，推测异常带中存在富水地层的可能性相当大，具备水的储存条件，因此水量会有保障。再者，异常带深部（-1500m标高以下）存在深大断裂的可能性也相当的大，异常带深部（-500m标高以下）本身有良好的热导条件，喜马拉雅构造运动的大背景下，该区地壳在逐渐减薄，深部岩浆活跃，有源源不断的热量沿断裂构造向上扩散，然而近地表的2000~3000m沉积地层又不利于地下热量的向上释放，因此该区基底以上沉积地层的地热增温率随着深度加深会有所变高，具备了水的覆盖条件，因此水温会有保障。