龙岗地块-辽吉裂谷深部电性结构特征

姚大为

(1.中国地质科学院 地球物理地球化学勘查研究所，廊坊 065000;2.自然资源部 地球物理电磁法探测技术重点实验室，廊坊 065000)

0 引言

龙岗地块的主体部分太古代古陆核是发育一套深变质岩[1]，它是著名鞍山式铁矿的主要赋存层位；其南部的辽吉古裂谷带，是重要成矿构造带。鞍山-本溪地区的变质基底主要为太古代鞍山群变质岩系及古元古代变质岩系，推测覆盖区下广泛存在着含铁建造。基底埋深或盖层厚度决定铁矿的可采性，查明变质基底的起伏变化，对研究鞍山-本溪地区的深部地质结构及含铁建造的空间展布，进行覆盖区铁矿资源潜力评价具有十分重要的意义[2]。

对辽吉裂谷的研究工作主要集中在地表和浅部：①辽吉裂谷地表的岩石建造;②岩石的变形变质特征;③构造地史演化规律等[3]。而对其深部地质结构的研究工作几乎还是空白，因此开展辽吉裂谷深部地质特征研究，对深刻解析裂谷的构造性质、构造演变历程具有重要指导作用。

笔者针对横穿龙岗地块和辽吉裂谷的大地电磁测深观测剖面所获得的导电性结构模型，讨论龙岗地块-辽吉裂谷的主要岩浆岩体和断裂构造的电性特征，为研究龙岗地块和辽吉裂谷深部地质特征、解析构造性质和构造演变历程提供了电性数据支撑。

1 数据采集

研究区地处辽东-吉南成矿带，区内分布着众多大中型矿山，在东三省采矿业相对发达地区，因此这里城镇密集、人口集中，造成了研究区内各种难以预测的电磁干扰较复杂严重。因此采集质量可靠的电磁数据与后续资料的精细处理，成为项目两大主要关键技术难题。

根据区域地质构造大致走向和实际地形条件，同时与以往的工作成果作对比研究，部署1条长度约150 km北偏西向大地电磁测深观测剖面(图1)，设计大地电磁测深点31个，点距约5 km。野外测量工作采用张量观测方式，即同时观测Ex、Ey、Hx、Hy、Hz五个分量，其中大地电磁测深仪观测频段范围为 320 Hz～1/1 000 Hz，采集时间20 h以上，采用感应式 MTU-5A大地电磁测深仪。

图1 辽东-吉南地区MT实测点位分布图Fig.1 Measured point distribution map of MT in Liaodong-Jinan area

2 资料处理

针对研究区内强电磁干扰，对部分测点原始数据采用Hilbert Huang变换处理技术来压制噪声干扰，获得高质量视电阻率曲线。针对研究区内干扰较强测深曲线具有明显的走势特征的测点，应用层状介质电阻率与相位互算技术进行处理，获取研究区内质量较为可靠的大地电磁数据，从而奠定了后期资料分析和数据二维反演的坚实基础。

2.1 Hilbert Huang变换

HHT主要有两个步骤组成[4-7]：①经验模态分解(EMD)，其核心是筛选；②组成一个复解析函数由每一个IMF的Hilbert变换构成，导出电磁信号幅值的时频特征，也即是信号的Hilbert谱。

EMD分解得到的每一个IMF要满足两个必要前提，①关于一个序列的极值点和零点的数目应相等或最多差一个；②两条由局部极大值和极小值组成的包络线的平均值，在任意给定的点处均为零。

EMD分解获得IMF有很多种办法，其中一种具体步骤如下:

1)获得时域信号x(t)的全部极值点，拟合这些极值点的上、下包络线采用三次样条插值函数，把这个平均值记为m1，用原数据序列减去这个平均值m1，得到的第一个分量h1是去掉低频的新数据序列，实际包络拟合普遍存在过冲和欠冲。然而EMD分解的目的是去除叠加波和使波形更加对称，要实现着两个目的，就必须反复进行EMD分解。直到hk满足平均包络线趋于零，于是第一个IMF分量c1便从原数据中分离出来，它表示信号数据中的最高频成分。

2)从原信号数据x(t)中减去c1，得到残余信号r1，然后重复步骤1)，最后得到的IMF分量cn小于预设值，或者残余信号rn小于预设值，再或者残余信号rn为单调函数时，分解结束。则原始信号则由n个IMF分量和一个余项组合而成为式(1)。

(1)

于是对各阶IMF分量作Hilbert变换：

(2)

式中：P为Cauchy主值，原始信号可写成式(3)形式。

(3)

其实部即为原始信号的Hilbert谱，记为H(ω,t)，对H(ω,t)做时间的积分，获得的谱为原始信号的Hilbert边际谱为式(4)。

(4)

HHT方法能清晰地描绘具有非线性、非平稳性大地电磁信号的动态变化过程，可以很好地揭示不同时段频率特性和能量差异的细微变化。

对研究区内大部分测点做HHT，这里选取13号测点处理前、后的电阻率曲线对比(图2)，由图2可见，该方法对干扰信号进行了有效地压制，使得因不明干扰源造成的曲线脱节和飞点回归应有的位置，从而使曲线圆滑，符合实际的电性特征。对于低频信号，由于其信噪比低，很难完全压制干扰信号，提取有用信号，因此低频数据没有高频曲线圆滑。

图2 Hilbert Huang变换(HHT)13号测点处理结果Fig.2 Huang Hilbert transform (HHT) 13 test point processing results(a)13号点测原始深曲线;(b)13号点编辑之后处理结果

2.2 电阻率与相位互算技术

在层状介质中，电磁波的阻抗是其最小相位的响应函数，该响应函数经Hilbert转换公式转换[8]，阻抗幅值和相位角之间的关系可表示成为式(5)。

(5)

式中：Z为阻抗张量；θ为相位角,从而可得式(6)。

(6)

同时可得：

(7)

由式(6) 、式(7)可以根据实测的视电阻率曲线和相位曲线进行互算，当地下介质近似为一维层状时，实测曲线与按上式计算的曲线是应趋于一致的。针对研究区内干扰较强测深曲线具有明显的走势特征测点，利用上述公式计算出的理论值作为参考，对实测曲线进行修正处理，从而改善数据质量。对25号测点处理结果如图3所示，按上述公式计算的视电阻率趋势数据和相位趋势数据，为图3中空心圆点示出的紫色和天蓝色曲线。由图3(a)可以看出，实测曲线与理论计算曲线较为近似。在计算出理论曲线约束下，根据实际测深曲线自身的走势特点，对明显干扰频点适当进行的修正，最终的处理结果如图3(b)所示。

图3 基于层状介质电阻率与相位互算技术25号测点处理结果Fig.3 Processing results of 25 point measurement points based on layered medium resistivity and phase interaction technique(a)25号点测深曲线与理论值对比分析;(b)25号点编辑之后处理结果

3 二维反演计算

反演是利用数学方法进行求解计算，找出一个相对合理的地电模型，使地下介质场的响应(视电阻率、相位、波阻抗和倾子等)与之相符合。地球物理反演面对大多是非线性问题，常用解决思路是非线性问题线性化处理，非线性共轭梯度法(NLCG)法即是这种思路。NLCG法将求解大型矩阵和预设条件矩阵，转换为求解大型矩阵与向量的乘积，不需要每次迭代都计算整个大型矩阵，从而有效地减少了计算时间和占用的计算机内存。基于共轭梯度法(CG)，NLCG法实现了搜索步长的非线性化处理，进而提高了NLCG法的非线性化程度，使得NLCG法在大地电磁反演算法中兼具反演速度快和结果真实可靠的特点。

结合研究区的地质资料和以往的反演工作经验，研究区构造的主要方向为北东和北北东方向，测线的展布方向为北偏西方向，因此将波阻抗张量旋转90°，此时的TE、TM极化模式就相对准确。由于TE极化模式能更敏感地反映浅部异常和局部三维异常且对深部的能力较弱，而TM极化模式对深部反映能力可以较好拟合观测数据[9-11]，故这里采用TM极化模式的数据进行反演。确定模型参数为：背景电阻率为100 Ω·m，网格数为60×300，水平圆滑因子α为1，底板误差视电阻率设置为10%，视相位为5%。选取正则化参数τ=3、5、9、10、11、20、50分别进行NLCG反演，τ=3、5时，反应的低阻异常体的规模、位置与理论模型相差比较大，尤其是左右边界相差较大；τ=9、11时，出现了异常体不连续的情况，反应结果与理论模型不符；τ=20、50时，基本能反应理论模型的位置与大小，但随着正则化参数的增大，低阻异常体底界面有不断向下延伸的趋势，反应异常体厚度比理论模型要大;τ=10时，反应异常体规模、位置与理论模型吻合得比较好，最终确定用正则化参数τ=10进行NLCG反演。

4 电性结构

横纵向电阻率差异是大地电磁测深勘查的基础,二维反演断面图直观地表现剖面的电性结构特征。剖面的左侧整体表现为高阻特征，局部低阻体的切割使其不连续，右侧主要表现出低阻特征，小的高阻块体穿插其中。

图4 MT二维反演电阻率断面综合解释图Fig.4 Comprehensive interpretation chart of resistivity section in 2D inversion of MT

4.1 地块

从MT二维反演电阻率剖面上可以发现，在100 km东南侧存在一个明显的东南倾地质构造界面—辽吉裂谷北缘斜坡，从而将整个剖面分为两大地质块体：龙岗地块和辽吉裂谷。界面的西北(0 km～100 km)总体位于龙岗地块上，主要表现为深部高阻(基底)，浅部低阻(盖层)的基底-盖层双层结构。界面东南(95 km～145 km)主要表现为相对低阻电性特征，是辽吉裂谷的辽河群低阻电性结构表现。裂谷内部，有局部中高阻穿插，使得裂谷区低电阻率不连续。

4.2 岩浆岩

在剖面上圈出9个明显高阻体：Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ、Ⅷ、Ⅸ。其中Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ为深部岩浆侵入与太古代地层变质形成的太古代变质结晶基底岩系和深部岩浆岩引起；Ⅳ、Ⅴ是燕山期沿着龙岗地块和辽吉裂谷的构造边界发育的花岗岩侵入体；Ⅵ、Ⅶ、Ⅷ、Ⅸ主要由中生代岩浆岩侵入辽河群形成的花岗侵入岩引起的。

4.3 断裂构造

整个剖面上可标出13条断裂，从西北向东南方向依次为：F1、F2、F3、F4、F5、F6、F7、F8、F9、F10、F11、F12、F13。其中F1、F7、F9、F11为向东南倾逆断层；F8、F10、F12为向西北倾逆断层；F13为近似直立的左行走滑断层，属辽东走滑构造系统；F2、F3、F4、F5和F6为逆掩走滑断层。它们共同控制着该剖面的电阻率分布。整个剖面受逆冲推覆构造及走滑断裂影响，出现四个低阻带：①10 km～20 km出现向东南方向斜插的低阻带，主要是由于东南倾断层F1引起，由于地表第四系覆盖，属于隐伏断裂构造；②在40 km～55 km处出现向西北方向斜插的似肾状低阻体，主要由多条断层相互切割形成的破碎带引起，主要断层为F2、F3、F4、F5和F6，属逆掩走滑断层，地表虽有高阻的太古代地层出露，但由于处在破碎带上，宜表现为低阻体征；③在70 km～85 km处穿透剖面直立状低阻体，浅部中高阻为太古代片麻杂岩和中生代花岗岩引起；深部低阻可能是由岩浆迁移形成的岩浆房；④在95 km～145 km处出现大面积漏斗状低阻体，被高阻体Ⅶ截断，主要由中低阻辽河群地层引起，再加之F8、F9、F10、F11和F12等多条断层相互切割使原本电阻率偏低的辽河群表现出更低的特征，基底埋深较深至少大于10 km。

5 结论与认识

1)针对研究区内不同类型的强电磁干扰测点，采用Hilbert Huang有效压制了不明干扰源噪声；应用层状介质电阻率与相位互算技术，在理论曲线约束下，适当修正明显的干扰频点，取得了噪声压制的良好效果。

2)初步建立了龙岗地块和辽吉裂谷15 km以上的电性结构剖面，电性结构和地表地质构造单元对应关系较好，电阻率剖面上的电性梯度带表现出各个断裂构造的位置和切割深度。

3)龙岗地块主要表现为深部高阻(基底)，浅部低阻(盖层)的基底-盖层双层结构。龙岗地块太古代基底受逆冲推覆构造及走滑断裂影响，太古代基底顶面呈断块状起伏，基底埋深变化较大，基底埋深一般小于5 km，基底岩系主要有太古代表壳岩系鞍山群变质岩、古元古代变质岩及花岗岩组成，推测覆盖区下广泛存在着含铁建造；盖层主要为新元古代-古生代沉积，局部发育中生界、新生界。

4)辽吉裂谷北缘斜坡是一条东南顷构造界面或岩体侵入带，它是龙岗地块和辽吉裂谷的构造分界带，同时是辽吉裂谷发育初期的控盆断裂构造带。

5)辽吉裂谷内古元古代辽河群地层大面积出现，局部地区埋藏深度大于10 km。裂谷内部结构表现为复式褶皱，主要是古元古代受元古代，中新生代多期岩体侵位和后期构造活动影响，使辽河群的三维地质结构表现为残块；结晶基底为辽吉花岗岩，太古代结晶基底因后期改造而缺失。