浅湖区水上瞬变电磁法探测地下构造效果研究

马 为

(天津市地球物理勘探中心, 天津 300170)

1 引 言

月亮湖位于承德坝上高原东部生态脆弱区内，是典型的北方高原咸水湖[1]。近年来湖泊面积不断萎缩，地下水位持续下降。研究表明，湖泊萎缩原因除与降水变化、人为活动及造林活动相关外，不排除地下隐伏导水构造因素。为查明湖区水体下隐伏构造、地层结构，制定合理的生态环境保护措施，选择瞬变电磁方法开展水域勘探。

水域瞬变电磁法是从陆域瞬变电磁法发展而来，Edwards[2,3]最早采用瞬变电磁方法探测了海底地层电性结构，Weiss(2007)[4]研究了水深小于300 m的水域瞬变电磁响应特征，Li等(2010)[5]提出在浅水域用简易表面拖拽系统开展瞬变电磁测量，Connell等(2013)[6]进行了提高浅水域瞬变电磁法勘探分辨率的研究。国内针对海洋瞬变电磁法的探测技术及响应模拟工作也取得了丰硕的成果[7-11]，胡俊华 (2013)[12]建立了一维正演和全时域视电阻率的计算方法，认为在海洋环境下,中心回线装置对低阻体依然有较好的反映能力和较高的分层能力。邓宇(2018)[13]利用三维正演模拟了浅水区低阻异常体的瞬变电磁响应。目前水(海)域瞬变电磁法被用于浅水工程异常探测、港口巷道掘进隐伏断裂探测、大型线性工程选址勘察等领域[14-21]，勘探深度也从十几米至300 m，是水上地震、钻探之外重要的水上探测手段。

实际应用中，水域瞬变电磁法可分为水上和水下两种观测方式，水下方式即将发射线圈和接收线圈做水密性处理，置于水下并由动力船舶拖动，在海底或湖底、河床上观测，对水下的地形起伏有较高要求。本次由于水下地形未知且深度较浅，采用了水上观测方式。

2 水上瞬变电磁法探测原理及装置

瞬变电磁法(简称TEM，Transient Electromagnetic)是通过在不接地发射回线中通以阶跃电流，在一次场断电后观测地下半空间内良导体由感应电流产生的二次磁场的时间域电磁勘探方法(图1)[22]。断电初期，感应电流集中在地表附近，而后随着时间逐步向深部扩散，且电流的扩散与地下电阻率有关(电阻率越高扩散越快)，大致遵循指数规律随时间衰减。通过分析观测获得的包含地下地质体信息的二次磁场，经分析和处理即可得到不同深度地质体位置、埋深等物理参数信息。实践已证明，瞬变电磁法用于水上探测，可以发挥其无须接地、抗干扰能力强、观测纯二次场、勘探深度大、对低阻断裂构造灵敏及装置灵活等优势[14,15]。

图1 瞬变电磁勘探原理示意图(引自王双六[23]，略改)Fig.1 Operational principle of transient electromagnetic method(TEM)(quoted Wang S L, modified)

地下介质电阻率与瞬变电磁的勘探深度密切相关，水上瞬变电磁的关键技术问题是水层(低阻层)的影响。由于瞬变场的扩散速度受低阻层影响而变慢，将导致探测时间加长，影响晚期资料信噪比[24]，易造成低阻层下方出现条带低阻带的现象(又称“低阻屏蔽”)。为提高勘探深度，克服低阻层影响，增加晚期道信号信噪比，就需要更大的磁矩来提高勘探精度。

通常瞬变电磁装置由发射回线和接收系统组成[25]，水上勘探受工作条件限制多采用轻便、灵活的重叠回线装置，即多匝小线框大电流探测，缺点是多匝线圈存在互耦，因电感效应影响有效采样时间。结合本次探测的干扰条件、目标深度等因素，选择采用中心回线大定源回线装置开展工作。采用边长数百米的单匝发射回线可以提供大电流获得较强磁矩，有利于压制晚期道中的随机干扰，同时减小电感所致浅部盲区。

发射线圈产生的一次磁场感应强度B可用式(1)表述。其中，S发为发射回线面积，单位为m2；I为发射电流强度，单位为A；M=S×I是发射回线磁矩；μ为磁导率，一般取为4π×10-7H/m；σ为电导率，即电阻率的倒数；t为时间,单位为s。

式(2)表述了中心回线在接收框中心产生的感应场ε。其中S收为接收回线面积，单位为m2；b为接收线框边长，单位为m[26-28]。可以看出不同于直流电法中电位差与电阻率的正比关系，瞬变电磁的感应电压ε(单位为mV)与电阻率的2/3次方成正比，因此对电阻率的变化更加敏感，换言之对电性差异的分辨率更高。

式(3)、式(4)定义了定源装置晚期视电阻率ρ(单位为Ω·m)及等效探测深度h(单位为m)， 其中dB/dt为磁感应强度关于时间的导数，η为最小可分辨信号水平，一般取0.5 nV/m2。

3 地质背景及物性特征

月亮湖所处坝上地区，平均海拔约1 800 m，地层主要发育中生代白垩系张家口组(J3z)、九佛堂组(J3jf)火山熔岩、火山碎屑岩及新生代的汉诺坝组(N1h)玄武岩，地表低洼处为第四系风积、洪积覆盖，侵入岩以白垩纪花岗斑岩体为主(图2)、区内水文勘探孔揭露第四系砂质地层为厚约12.9 m的腐殖土及中-细砂层；下伏中新世汉诺坝灰黑色玄武岩，孔洞发育，微风化、砂层的含水率为12.6 %～40.1 %。

1-第四系水体;2-第四系:风积、洪积物;3-新近系汉诺坝组:玄武岩; 4-下白垩统九佛堂组:安山质砂岩;5-下白垩统张家口组-凝灰岩流纹岩; 6-白垩纪花岗斑岩体;7-剖面位置及方向；8-发射回线(500 m×500 m)图2 月亮湖区地质简图及瞬变电磁测线布设Fig 2 Geological sketch map of moon-lake area and transient electromagnetic work layout

经物性测定了解了各地层岩性的电阻率规律(表1)，其中湖(咸)水电阻率小于10 Ω·m，第四系淤泥土为隔水层电阻相对较高，约为50～100 Ω·m，玄武岩由于空洞发育充水电阻率急剧下降，大致于湖水电阻率相当，约10～20 Ω·m，为连续分布的低阻特征层。深部凝灰岩表现为高阻，电阻率大于1 000 Ω·m。各地层间存在较大的电性差异。断裂构造由于岩层破碎充水，通常表现为垂向延伸的低阻条带异常。

表1 主要地层电性特征

4 数据采集及处理

水上瞬变电磁法勘探的装备如图3所示，适用于平静湖面。前方拖拽船为塑料材质，由船桨划动，后方采用硬连杆拖动悬浮平台，平台上水平放置三分量接收线圈，并通过连线与主机连接。

采集仪器为Geonics公司的PROTEM-57(含增强模块)瞬变电磁仪。合理的采集技术参数是确保观测数据质量的关键，考虑到湖区水深条件、目标深度及分辨率等因素，进行了采集参数试验。图4为三个试验点6.25 Hz和25 Hz两个频率观测的衰减曲线，根据场值强度及晚期数据质量，确定高频25 Hz、30门观测(58～7 819 μs)，供电电流14 A, 叠加时间30 s，发射回线采用500 m×500 m边长单匝回线，测量点距5 m，共计测深点291个，剖面长度1 450 m。

原始数据经坏道剔除、电位归一化、时间道选择、干扰滤波等一系列预处理，获得多测道电压衰减曲线，通过1X1D3.4软件，基于一维水平层状大地模型的正反演计算进行资料的定量解释。

图3 水上瞬变电磁探测装备示意图Fig 3 Schematic diagram of TEM detection equipment above water

图4 瞬变数据采集参数试验响应曲线Fig 4 Curve diagram of TEM acquisition parameter test results

5 探测效果分析

多测道剖面是按时间道抽取的全部测点的二次场感应电压值，可直观、快速了解感应二次场沿剖面的横向变化。低阻体在多测道剖面呈现倒“U”形的特征；一维反演电阻率断面描述了剖面不同深度电阻率分布特征，通过电阻率差异、结合物性及钻孔资料和直观做出地质解释。

图5多测道剖面横向存在显著的分带性，具有中部低阻、两侧高阻的特点，反演电阻率断面上看，由浅到深有“中阻-低阻-高阻”的层状特征，且横向低阻异常与多测道图中的位置一致。浅部存在厚度约15 m中阻为第四系淤泥土；下伏为横向连续低阻层，且深度与钻孔揭露的玄武岩层一致，厚度范围21～50 m，异常成因与玄武岩空洞充水有关；深部整体为高阻，符合凝灰岩物性特征。湖区水体范围(220～840 m)以下电阻率降低至约100 Ω·m，但深部恢复高阻且横向联通，不符合断裂特征，低阻异常成因主要与水体“低阻屏蔽效应”有关。

1-第四系淤泥土;2-玄武岩;3-白垩系凝灰岩;4-水文地质勘探孔;5-推测地质界线图5 TEM 多测道剖面及一维反演电性结构Fig 5 TEM multi-channel profile and 1D inversion electrical structure

综上所述，由水上瞬变电磁探测获得月亮湖区垂向水文地质结构，未发现隐伏导水断裂。

6 结 语

采用中心回线大定源装置完成了月亮湖区水上瞬变电磁探测，相对于小线框的重叠回线方法具有更高的施工效率，且适用于解决大深度探测问题。通过数据处理及反演计算获得了湖区水体下深度200 m内的地层结构，推断岩层横向连续性好，未发现隐伏断裂破碎带，为湖区水文地质研究及生态保护措施制定提供了技术支撑。

值得注意的是，采集过程接收线圈平台的稳定性受水流及风速影响较大，且大定源发射回线装置对工程场地的要求较高，在进行水上瞬变电磁勘探时，具体工作装置建议结合探测目的、目标深度和工作条件等因素合理选择，并建议与其他物探方法、钻探和地质资料进行综合研判，提高勘探准确率。