三维AMT正反演技术对贵州马坪含金刚石岩体探测的精细解释

2022-06-16何帅杨炳南阮帅李永刚韩姚飞朱大伟

物探与化探 2022年3期

何帅，杨炳南,3，阮帅，李永刚，韩姚飞，朱大伟

(1．贵州省地质矿产勘查开发局 103地质大队，贵州铜仁 554300； 2.自然资源部基岩区矿产资源勘查工程技术创新中心，贵州贵阳 550001； 3.中国地质大学(武汉) 地球物理与空间信息学院，湖北武汉 430074； 4．中国地质科学院深部探测中心，北京 100037; 5．贵州省地质矿产勘查开发局101地质大队，贵州凯里 556000 )

0 引言

1965年，在贵州镇远马坪地区首次发现了国内含金刚石原生矿的母岩——“东方一号”岩体(D1)，经过50余年的勘查，不仅在该区及毗邻区域发现了大量规模较小的钾镁煌斑岩体(群)[1]，还在系统测试和综合研究的基础上，形成了一系列独特的认识:镇远地区同时具有金伯利岩和钾镁煌斑岩，镇远马坪地区的含金刚石母岩为角砾凝灰质金伯利岩[2]；在镇远马坪一带发现的300余个岩体中，至少有52个岩体含金刚石矿，肯定了该岩体源区具有形成金刚石的条件[3]；近几年，随着大比例尺岩体调查不断推进，不仅在马坪地区菖蒲塘地表发现了钾镁煌斑岩(D33)岩管[4]，还提出马坪地区岩体呈环带状分布，推测在其中心可能存在规模较大的隐伏岩管或岩筒。而以往该地区地表发现和钻孔揭露的岩体仅仅是隐伏岩体(岩管或岩墙)的浅部出露部分，属于金伯利岩浆体系的浅部相，而非根部相[5-6]。因此，贵州镇远马坪地区金刚石原生矿找矿具有较大的潜力，在区内识别金刚石隐伏岩管或岩筒对找矿工作十分必要。

地球物理勘探是研究地球深部电性结构的一种重要手段，其中以设备轻便、勘探深度大、工作效率高的音频大地电磁法(AMT)应用最为广泛[7-8]。AMT是以天然交变电磁场为场源，在地表同步观测其电、磁场分量，并根据不同分量之间的线性关系，在频率域获取诸如视电阻率、阻抗相位等多种响应函数，最后结合已有地质资料选取合适的反演方法得到电阻率模型，进而达到勘探的目的[9]。该方法已经在沉积层覆盖的简单和复杂地质条件下均发现了不同类型的金伯利岩岩脉，在金刚石原生矿勘探中发挥了重要作用[10-11]。

近年来，随着大地电磁法三维正演技术快速发展[12]，适合类似贵州山区这种复杂地电模型的三维模拟已不再是难题[13-14]，能有效避免一、二维反演静位移假象的三维反演方法也越来越成熟[15-16]。故为高效地探测贵州镇远马坪地区金刚石隐伏岩管或岩筒，开展区内金刚石原生矿找矿预测与评价工作，大比例尺密集网度的音频大地电磁测深工作显得尤为关键。

1 研究区地质背景

研究区位于扬子陆块南东边缘部，EW向镇远—贵阳深大断裂与NW向松桃—三都深大断裂交汇处之南西侧。区域上地表岩体产出和分布多受EW、NE向次级断裂构造和层间虚脱空间控制[17]，马坪地区所发现的各类岩体群沿EW向深冲断层(F7)及其次级断层密集分布，大部分岩体走向与断层走向一致，部分与断层呈锐角斜交；岩体呈岩墙式岩脉、岩床式岩脉、网状式岩脉侵入寒武系上统石冷水组(∈3s)及芙蓉统娄山关组(∈4ls)的白云岩中[4](图1)，其形态和规模与侵入围岩的单层厚度有一定关系[2]。区内产出的金刚石多为Ⅱa型，国际上普遍认为该类型金刚石形成于地幔超深处或熔融的碳酸盐岩与上地幔的相互反应中[18-20]，揭示了该地区原生金刚石形成源区深度较深。

图1 研究区地质及AMT剖面布设Fig.1 The geology background and location of AMT profile

2 研究区地球物理特征

研究区内偏碱性的基性-超基性煌斑岩平均密度为2.76×103kg/m3，与围岩有0.12×103kg/m3的密度差，磁化率为(35～126)×10-6SI，地面磁场强度最高达110 nT，相比于围岩，岩体表现为高密度、正磁性特征[21]。区域上，研究区位于1个大型圈闭似环状航磁异常内，与重力正异常有较好的对应及套合关系。该处重磁异常主要为与原生金刚石赋存有关的岩体所引起，亦或是岩筒异常引起[22]；且该重磁异常显示镇远马坪—施秉地区出露的岩体为浅部岩枝异常[23]，也为研究区处于“浅部相”的地质环境提供了有利的支撑。

运用直流电法仪在野外进行标本实测，包括岩石露头187处、坑道内围岩和岩体20处、钻孔岩心66件，总结了区内岩(矿)石电阻率特征(表1)。

表1 测区岩(矿)石电阻率特征

根据表1的实测数据，结合地层岩性综合分析，划分了研究区的电性层：寒武系娄山关组(∈4ls)、石冷水组(∈3s)、高台组(∈3g)、清虚洞组(∈2q)岩性以白云岩、灰岩为主，平均电阻率大于1 300 Ω·m，表现为中—高电阻率特征，该岩性组合层为区内第一电性层；寒武系中统杷榔组(∈2p)和九门冲组(∈2jm)岩性以粉砂质页岩为主，夹少量炭质页岩，平均电阻率为262～407 Ω·m,表现为低—中电阻率特征，为区内第二电性层；震旦系的白云岩以及南华系上统南坨组(Nh3n)的含砾砂岩，平均电阻率大于1 300 Ω·m，表现为中—高电阻率特征，为区内第三电性层；虽然南华系中统大塘坡组(Nh2d)以粉砂质页岩为主，但其埋藏较深，且地层厚度较薄(<180 m)，在剖面图上很难区分开，故将该岩性层划分到区内第三电性层(图2)。

图2 研究区内电性结构特征Fig.2 The resistivity structure map of study region

从地表调查和钻孔揭露资料分析，除研究区内“东风一号”岩体(D1)外，其余岩体在区内主要以强风化的形态呈现，实测电阻率较低，综合表现为低阻特征，与围岩差异较明显。

3 AMT数据采集与信噪分析

AMT测量使用加拿大凤凰公司的V8多功能电法站，剖面按SN向布设，大致垂直于深冲断层(F7)，野外数据采集按80 m×40 m网度进行，采用 “十”字型观测装置，观测频率范围0.35～10 400 Hz，低通滤波(LP Filter)为1档，磁道和电道增益均为1。为增加视电阻率及阻抗相位原始数据的叠加次数，保证相应曲线圆滑连续，根据观测时间长度实验，最终确定测深点的最少观测时间为75 min。

通过2个磁场分量和2个电场分量获得了阻抗张量，图3所示为观测参考道和处理后的张量预测值之比(信噪比)。AMT测点随频率变化的电场与磁场分量之间的相干度较高，接近于1(图3b)，表明工区噪声水平较低，数据质量可靠。但也存在极个别相干度稍差的测点，如L10测线的22号点(图3a)，可以看到5 000～1 000 Hz频段因为“死频带”、400～130 Hz频段因为人文噪声，数据相干度稍小但总体超过0.8。

图3 AMT测点观测参考道和预测值间的相干度Fig.3 Coherence map between observed reference path and predicted value of AMT measuring point

数据采集和处理过程中，采取了以下措施进行噪声压制：①野外数据采集前，开展仪器和磁棒标定工作，尽量消除仪器自身漂移；②数据采集使用极差配对小于2 mV的不极化电极，改善DC漂移；③数据处理中，采用时窗傅里叶变换互相重叠，采用基于全局相干度自动robust选谱过程，得到初步处理结果，然后基于视电阻率方差指标再进行细致选谱，最终人工剔除每个频点偏差较大的互功率谱，尽量使视电阻率曲线和相位曲线平滑。

4 基于三维正演的AMT阻抗相位校正技术

虽然近年来MT、AMT技术的应用成果表明阻抗相位数据不容易受静态位移影响[24]，但本次在复杂地形下开展AMT二维、三维带地形正演研究的结果表明：在定性解释中，阻抗相位是非常重要且客观的参数，无论初始模型深部有无低阻含金刚石岩管或岩筒， TE模式(电场沿构造走向极化)和TM模式(电场垂直构造走向极化)的阻抗相位和其旋转不变量均受地形影响。鉴于此，利用区内地形数据和地质资料建立了2个三维模型(一个为背景模型，另一个为低阻岩筒异常模型)，在三维正演的基础上，提出了AMT阻抗相位校正技术[25]，实测资料经校正后能有效圈出低阻岩筒的水平边界。

如图4所示，研究区地形起伏非常大，在1 km2范围内最大高差达200 m，构造亦十分复杂。从典型测点曲线图和剖面拟断面图可知(图5)，实测的AMT数据静态位移较严重，不利于一维、二维反演，易让解释人员得出错误结论。若不消除起伏地形的影响，无法根据实测数据的阻抗相位不变量来定性解释深部是否存在低阻岩管或岩筒。

图4 测区等高线及AMT剖面布设Fig.4 The elevation map and location of AMT profile

图5 实测数据静态位移Fig.5 Static displacement graph of measured data

阻抗相位不变量校正需使用实际地形和背景电阻率数据进行三维正演，得到纯地形响应，然后在实测数据中去除。正演模型为实际测点80 m×40 m网格的纯地形模型，根据栅格化的地形数据建立 1 500 m以浅的三维网格，地表以下的网格内电阻率填充为岩性露头和钻孔岩心实测的地层电阻率，地表以上的网格内均填充为空气。对该三维模型除顶部边界外的其余5个边界，均使用2倍放大因子等比扩展9个网格，采用三维交错采样网格有限差分法[26-27]，开展与实测频率一致的60个频点(0.35～10 400 Hz)的正演计算，得到TE和TM两个极化模式的三维阻抗张量，并依此来计算阻抗相位不变量(P2，如图6所示)；在实测资料相同频率的阻抗相位不变量(P1)的基础上，通过简单的校正公式来获取校正后的阻抗相位不变量(P3)[25]：

P3=P1-P2+45° 。

(1)

图7、图8为地形背景模型相位不变量校正前、后的成果，为提高解释分辨率，对大于60°的相位值进行了剔除。图中黑色框(T1～T5)显示该区域受地形影响引起的高相位异常被有效去除，特别是去除了T1和T4区域的高相位圈闭假异常,L07-L09线中部、L10-L11线中上部的高相位圈闭异常面积也相应缩小，南西角和 L15线剖面中部的高相位圈闭异常更加明显，其余单条剖面的零星圈闭异常也得到了很好的压制，有效避免了静位移假象。因此,从校正后的成果图(图7b、图8b)可大致判定出北西角和南东角的地层趋向于稳定，而疑似管状体的异常出现在NE向的对角线上。

图6 纯地形背景的三维阻抗相位不变量平面Fig.6 Three-dimensional impedance phase invariant plan view of pure terrain background

图7 实测数据900 Hz阻抗相位不变量校正前后水平切片Fig.7 Measured data 900 Hz impedance phase invariant correction before and after horizontal slices

图8 实测数据530 Hz阻抗相位不变量校正前后水平切片Fig.8 Measured data 530 Hz impedance phase invariant correction before and after horizontal slices

5 基于三维反演的电性结构精细分析

采用中国地质科学院阮帅博士开发的AR-QN算法及相关代码[24,28-29]，对实测数据进行三维反演。对参与反演对输入数据做如下选择：①由于大量数据在5 000～1 000 Hz的“死频带”及低于1 Hz的低频带上质量较差，故选择1 000～2 Hz的30个频点(图9)； ②4个阻抗张量元素均参与反演，并按视电阻率相对误差5%设定误差门槛。反演使用与前文(第4节)一样的网格剖分和地形数据，初始模型为1 000 Ω·m均匀空间。由于AR-QN算法对其反演目标函数采用了LBFGS公式单独逼近数据拟合项，保留了正则光滑项的精确形式，大量模型合成数据和实测数据的反演测试表明该方法初始模型依赖性不强，有极好的噪声稳健性[30]。

在本研究区的数据反演中，使用比值法自适应更新正则因子[31]，最终经45次迭代得到了平均粗糙度1.5、加权残差均方根2.1的模型。必须指出的是，研究中同样尝试了初始模型为100 Ω·m和 5 000 Ω·m的模型，在自适应正则因子的AR-QN算法下，最终结果和目标函数收敛水平基本类似。将正则因子固定为很小的数(如0.01)后，虽然拟合差会小一些，但在海拔600 m以上会形成过多冗余构造。从“简单模型”的原则上考虑，最终选择了自动算法的结果。从典型的测深点曲线拟合效果(图9)分析，绝大部分频点数据拟合效果很好，仅少数高频点、低频点数据拟合效果欠佳，说明反演模型对于原始数据进行的拟合是有效的，反演成果是合理可靠的。

图9 测深点反演电阻率和相位曲线拟合Fig.9 Inversion resistivity and phase curve fitting diagram of sounding point

三维反演根据研究区岩性统计结果设定地下单元的电阻率变化区间，获得了可靠的三维电性结构(图10)，整体上呈2层电性结构特征(考虑AMT测量深度，成果图未下延至物性成果的第三电性层)，海拔500 m以浅的高阻层应是以碳酸盐岩为主的寒武系清虚洞组至娄山关组，为区内电性结构中的第一电性层；海拔100～500 m的低阻层对应的是以碎屑岩为主的寒武系九门冲组至杷榔组，为区内电性结构中的第二电性层；图9所示的电阻率高阻与低阻界面倾斜方向，揭示地层倾向为SWW向。

图10中存在一个低阻筒状体异常，在寒武系白云岩、灰岩等高阻体地层中边界差异明显，在碎屑岩中，由于电阻率较为接近，仅依据电阻率参10难分辨该低阻筒状体异常的边界，结合实测物性及深部钻孔资料分析，该低阻筒状体异常是金刚石隐伏岩管或岩筒的可能性较大。该低阻体中心顶部发育于研究区北东部，即L11～L15线之间的小号测点(7～11号点)区域，深部发育渐往南东部(9～14号点)偏移(图11所示)，为研究区处于“浅部相”的地质环境提供了有利的地球物理信息。

图10 研究区三维AMT反演电阻率三维电性结构Fig.10 3D AMT inversion electrical structure diagram of the study area

从图10分析可知，该低阻异常体顶部被厚度不一的高阻体覆盖，说明该异常体未发育至地表，从区内历年勘查资料及区内深部钻孔(图11)揭示，高、低阻的起伏界面即为碳酸盐岩地层与岩筒的不整合接触面；而地表零星的低阻异常区块，是区内偏碱性基性—超基性煌斑岩风化后和第四系沉积物的综合反映。

图11是电阻率三维反演后水平切片与校正后阻抗相位等值线叠合成果，为提高解释分辨率，阻抗相位等值线只绘制与电阻率同深度的高值部分。分析可知，深冲断裂F7体现在电阻率界面不连续处，下切深度大，产状陡(>80°)；而发育于研究区南部、EW走向的断裂和区域断裂F6更多地体现在阻抗相位梯度变化界面。为避免因电阻率单一参数划分筒状体异常的边界，在电阻率不同深度切片、同一平面投影位置的高阻抗相位区域，圈定了一个低电阻率、高阻抗相位异常区Y1，位于F7断层的北东部，推测该异常区是金刚石隐伏岩管或岩筒的发育位置，具有浅部较小、深部较大的发育特征；区内深部钻孔均在Y1异常南西部，主要揭露了多条岩脉，未发现岩筒存在，综合分析认为受后期次级小断裂和碳酸盐岩地层“刚性”强度的影响，低阻筒状体异常区Y1附近的其他高阻抗相位异常区是岩体呈岩墙式岩脉、岩床式岩脉、网状式岩脉侵入碳酸盐岩地层的可能性较大；这些高阻抗相位异常区大多沿深冲断裂F7走向分布，且深部低电阻率异常中心伴随断裂F7发育，这说明深冲断裂F7在发育过程中切穿了隐伏岩筒，成为岩筒内岩体运移至地表的重要通道，进而形成了地表的偏碱性基性超基性煌斑岩(图1所示)沿深冲断裂F7走向分布。