CSAMT阻抗梯度法之初探——以新疆和什托洛盖盆地为例

王勇刚，陈志财，孔志召，赵 璐

(1.核工业航测遥感中心，河北 石家庄 050002； 2.河北省航空探测与遥感技术重点实验室，河北 石家庄 050002)

0 引言

可控源音频大地电磁法(简称CSAMT)是一种测量卡尼亚电阻率和相位的电磁测深技术，属于人工源频率域测深，具有探测深度大、横向分辨率高、抗干扰性能强等特点，在深部找矿勘探中发挥着重要作用[1-3]。但是在盆地中开展CSAMT工作中，根据正演分析，当各地层之间电阻率差异小于30%，一般难以依靠该方法的电阻率值将不同岩组区分开来，而且随着埋深增大，其分辨能力逐步降低，往往造成地层划分不准确，甚至多层少层的现象。为了对CSAMT资料进行精细解释，国内外专家和学者开始研究电磁法资料的拟地震解释。Lee等[4-5]根据电磁波与地震波的相似性，利用有限差分法实现了二维构造的电磁相位偏移成像；王家映等[6-7]研究了MT资料拟地震解释法，把地层划分为电磁波具有相等双程旅行时的“微层”，通过对二层、三层和四层断面模型试算，验证了该方法的可行性；魏胜等[8]研究了大地电磁数据的偏移成像；李貅等[9-14]研究了瞬变电磁法的拟地震成像理论，提出直接用感应电压数据求取波阻抗，继而换算出反射序列，绘制拟地震剖面；底青云等[15]讨论了CSAMT法的拟地震处理技术；韩自豪等[16]指出地质雷达的超高频电磁波可以直接利用地震勘探的处理解释方法，而常规电磁法因使用的电磁波频率较低，具有明显的色散效应，采用拟地震解释难以得到理想效果；梁生贤等[17]对大地电磁阻抗张量模的反演进行了研究，将反射系数时间剖面用于优选反演结果模型，可弥补大地电磁反演电阻率断面的模糊性，对划分电性层、推断隐伏断层的位置等效果良好。

本文根据新疆和什托洛盖盆地可控源音频大地电磁测量资料，探索了波阻抗梯度变化的规律与不同岩石组分界面之间的关系。研究结果表明，波阻抗梯度法对低阻电性层纵向分层效果明显，弥补了传统方法解释结果的缺陷，提升了资料精细化解释的效果。

1 阻抗梯度算法

1.1 方法原理

电磁波与弹性波具有相似的传播理论，CSAMT通过电偶极子激发产生电磁波，传播见示意图1。其中体波S1、S2通过场源直接传入地下，受地下介质吸收作用，高频短波S1很快衰减，仅能传播到P点；只有低频长波S2可以到达接收端Q点形成近场数据，构成了远区地下电磁波主要部分；面波S0在空气层和地表的接触界面传播。

在盆地中，可将地层近似看作水平层状介质，电磁波以近于垂直方向传播(图1中Sn1、Sn2)，测点上方所测得的电磁场反映了观测点下方垂直方向上某深度范围内的电性变化，当电磁波遇到波阻抗界面时，会产生反射和折射，波阻抗值发生相应的改变，不同频率深度及阻抗各有不同，从而为探索波阻抗界面提供了前提条件(图1中的界面1与界面2)。用波阻抗随深度的变化可以更好地还原电磁波的变化规律。

图1 CSAMT电磁波传播及界面响应示意图

1.2 方法算法

电磁波和地震波的相似性主要体现在传播的过程中均满足波动方程(1)：

(1)

式中：v为传播速度，δ为波动函数，t为传播时间。

式(2)至(6)介绍了传统的电磁法拟地震解释原理，其主要是将地层划分为波的双程旅行时间都相等的“微层”，通过式(2)建立反射函数：

(2)

(3)

式中：σj为介质的电导率，单位为西门子；hj为第j层介质厚度，m。

(4)

(5)

(6)

(7)

根据各向同性大地介质的电阻率和地面电磁场测量值之间的关系，定义平面波的波阻抗为均匀各向同性介质中的电场E与磁场H的比值，在CSAMT中，测量的是相互正交的电场和磁场分量，而波阻抗为在地面上观测的两个正交的电、磁场分量之比，即：

Z=Ex/Hy

(8)

式中：Z为阻抗，Ex为实测的电场振幅，Hy为实测的磁场振幅。

假设在观测点Q处，测得某频率深度面波上被反射并到达观测点的反射波Sn1，又测得某频率深度面波上被反射并到达观测点的反射波Sn2，其阻抗的变化量为ΔZ，界面1与界面2的高差为Δh，将式(3)至(8)带入式(2)，则可以将界面1上阻抗梯度(η)表示为

(9)

任意j层特征阻抗(Z0)：

(10)

(11)

式中：Z0是任意j层的特征阻抗，Ω·m；ω为圆频率，mrad；ρm为介质电阻率，Ω·m；μ为介质的导磁率，4π×10-7H·m。

(12)

(13)

ΔZ=ηj-ηj-1

(14)

Δh=hj-hj-1

(15)

其中：φ为阻抗相位差，mrad；ηj是第j层的特征阻抗，Ω·m；hj为第j层介质厚度，m。

由式(8)至(15)可知，阻抗梯度的实质是各层阻抗随厚度的矢量梯度变化值，当下层阻抗大于上层阻抗时取正，反之取负。通过对比可以看出，阻抗梯度法不采用原有拟地震解释微层的概念，取而代之的是各频点的特征阻抗厚度。

2 模型正反演计算

为求证方法的有效性，笔者根据和什托洛盖盆地的地电结构特征，构建了5层电阻率结构的理论正演模型(图2)。本次建立5层电阻率模型：ρ1=50 Ω·m，h1=10 m；ρ2=10 Ω·m，h2=40 m；ρ3=200 Ω·m，h3=200 m；ρ4=100 Ω·m，h4=320 m；ρ5=500 Ω·m，h5=+∞。采用有限元法进行模型正演，设置正演数据频率范围1～9600 Hz，频点数41个，采样间隔100 m。

图2 正演网格模型

图3为采用非线性共轭梯度法 (NLCG) 进行二维反演后的结果，可以看出，在反演电阻率断面图中自上而下ρ1～ρ2～ρ3呈高—低—高变化特征，在浅部的第二层低阻体ρ2反映明显；而在深部反演电阻率断面图中自上而下ρ3～ρ4～ρ5呈递增变化特征，尽管其中的低阻体ρ4厚度已经达到了320 m，尽管上下地层之间存在电阻率差异，但由于埋深大，并没有在反演结果中显示出来，从而造成了信息的丢失。另外，由于电阻率的渐变过程，从高阻到低阻有一个缓慢变化的过程，因此仅靠电阻率值难以区分各电性层的具体分界位置。

图3 正演数据反演结果剖面

由前文所述原理，本次对正演阻抗进行了计算，并绘制了阻抗梯度剖面(图4)。由图4可见，阻抗梯度对于各层反映较为清晰，基本上还原了初始模型的高低变化规律特征，阻抗梯度的零值线与电阻率的分界面位置总体一致，但对于电阻率值的大小反映不灵敏，结合反演电阻率断面图，可以实现有效的还原地下介质原始面貌。

图4 正演模型阻抗梯度剖面

综上，通过正演模型的正反演计算，认为阻抗梯度法在沉积盆地中进行地质构造的解译具备可行性性。

3 实例分析

由以上理论分析和模拟计算结果，证实该方法在理论上是可行的，本次在新疆和什托洛盖盆地进行了有效性试验。试验测线选择L06线，过该线有6个钻孔，为本文研究提供了对比基础。

3.1 地质条件

和什托洛盖盆地处于哈萨克斯坦-准噶尔板块、准噶尔-巴尔喀什微板块、达尔布特石炭纪残余洋盆与雪米斯坦泥盆纪陆缘火山岩带交界部位[18]。

盆地基底构造分区属准噶尔微板块达尔布特石炭纪残余洋盆，地层出露于扎伊尔山东部和哈拉阿拉特山，以大面积分布的石炭系为主；盖层以陆相碎屑岩沉积为主，中下侏罗统主要为含铀煤系建造，在盆内广泛出露，盆地南北缘山间亦有小面积残留，最大厚度超过3000 m，地表可见厚度达2000 m。主要有下侏罗统八道湾组(J1b)和三工河组(J1s)、中侏罗统西山窑组(J2x)和头屯河组(J2t)等，主要岩性为砂岩、粉砂岩和泥岩等；缺失上侏罗统；新近系、古近系和白垩系以红色建造为主，但白垩系分布十分有限；第四系多为冲洪积、堆积的砾石、沙土和黏土。盆地盖层在沉积层序上出现了几次沉积间断，明显的角度不整合现象见于基底与下侏罗统之间、中侏罗统与下白垩统之间、上白垩统与古近系之间。盆缘及盆内发育大量近EW向或NEE向逆冲断层，南部以达尔布特断层为边界。

3.2 岩石电阻率特征

工作区基底主体由泥盆系和石炭系组成，主要岩性为中基性、中酸性火山岩建造及碳酸盐沉积组成，二叠系缺失；其次为华力西中晚期花岗岩及次火山岩，根据地质资料及测井电性参数，工作区各地层及其岩性的电性具有如下特征：

1)不同时代的地层电阻率不同，由高至低依次为泥盆系火山岩(平均255 Ω·m)→第四系砾、砂和黏土(75 Ω·m)→新近系上岩段砂砾岩(42 Ω·m)→新近系下岩段泥岩(15 Ω·m)→古近系含砾砂岩(38 Ω·m)→侏罗系泥岩、泥质粉砂岩(平均25 Ω·m)，另外中侏罗统头屯河组砂岩和砂砾岩及煤层的电阻率约为40 Ω·m。

2)盆地盖层中，除第四系外，新近系、古近系和侏罗系的泥岩、砂质泥岩及粉砂岩的平均电阻率较低，一般小于25 Ω·m，其次是泥质砂岩及砂岩与泥岩互层的电阻率，再次是钙质粉砂岩、细砂岩；砾岩、砂砾岩及粗砂岩和煤层的平均电阻率较高，可超过35 Ω·m。

3.3 L06线CSAMT测量剖面位置

L06测线位于和什托洛盖镇南西部(图5)，横跨西利克山和哈拉阿拉特山，测线全长18.3 km，方向为SN向。上地表主要出露有第四系、中新统塔西河组(N2t)、始新统—渐新统乌伦古河组(E2-3w)、中侏罗统西山窑组(J2x)及古生界基底，穿过已知的达尔布特断裂带(F3断层)。

图5 新疆和什托洛盖盆地地质简图

CSAMT测量采用的仪器为加拿大凤凰公司V8多功能电法仪，单点标量测量方式，测点距为100 m，收发距为10 km。

3.4 应用效果分析

数据处理采用 Occam 法进行了二维层状结构反演，其反演电阻率及地质推断解释断面见图6。根据地质资料及电阻率特征将该测线分为4个部分：

准噶尔盆地北缘 位于地表平距-100 m～1350 m段，在反演电阻率断面图和拟地震剖面图上均表现为上下两部分：上部呈相对低阻特征，为第四系及侏罗系的综合反映；下部反演电阻率值大于100 Ω•m，呈高阻特征，为古生界基底的反映。

南部单斜带 位于地表平距1350～10 500 m段，在反演电阻率断面图上自上而下主要表现为高—低—高特征，上地表主要为薄层状中阻体，反演电阻率为40～100 Ω•m，在拟地震剖面图中呈正负相变特征，根据钻孔揭露，解释为第四系、乌伦古河组的综合反映；中部以低阻为特征，反演电阻率值多小于20 Ω•m，在拟地震剖面中主要为负相位异常特征，推断为侏罗系的综合反映；下部反演电阻率值大于100 Ω•m，呈高阻特征，在阻抗梯度剖面上表现为平稳的正相变化特征，为古生界基底的反映。

风台隆起 位于地表平距10 500～14 250 m段，以高程0 m为界，自上而下可分为两部分：①上部以低阻为特征，呈多层交互状，自上而下电阻率值递减，反演电阻率值为30～100 Ω•m，等值线舒缓变化，在拟地震剖面图中呈正负相变特征，推断为第四系砂砾石、中新统塔西河组砂砾岩及侏罗系砂岩、泥岩的综合反映；②下部中高阻体，在阻抗梯度剖面上表现为平稳的正相变化特征，反演电阻率大于100 Ω•m，推断为古生界基底的反映。

北部断褶带 位于地表平距14 250～18 200 m段，反演电阻率等值线变化较快。其中，①在平距14 700～16 200 m段呈纵弯褶曲状，其形态特征与地质资料及地表出露的背斜相吻合，推断即为该背斜的反映，由电阻率特征推断其轴向南，主要受两侧挤压形成，大致以150 m为界，上部为侏罗系，下部为古生界基底；②16 200～18 200 m段，反演电阻率等值线呈叠瓦式特征，在横向上可分为两部分：平距16 200～17 200 m、高程600 m以下至平距16 800～18 200 m、高程-1500～300 m区域，等值线较为平缓，反演电阻率断面总体呈相对低—高—低—高变化，推断为第四系砂砾石、中新统塔西河组砂砾岩、侏罗系砂泥岩及古生界基底的综合反映。③平距17 200～18 200 m、高程-300 m以上的中高阻体，推断为古生界基底，超覆在古近系之上。

该测线南部斜坡带及准噶尔盆地北缘基底埋深较浅，基底顶界面的高程为0～250 m，至北部断褶带及风台隆起段基底埋深较大，基底顶界面的高程为-500 m～-100 m，在北部形成复式背斜，受逆冲推覆断层和南断层F2及其次级断层的影响，在北部断褶带基底明显推覆于侏罗系之上。该测线有6个钻孔资料(图6)，与实际揭露结果吻合较好。

图6 L06线反演电阻率断面及阻抗梯度剖面地质推断解释图

4 结论

CSAMT 阻抗梯度法是从拟地震解释法中发展而来的，采用各频点的特征阻抗厚度进行分析，对数据反演处理进行了创新性探索，通过在和什托洛盖盆地的应用取得了较好的应用效果。

通过正反演模型分析，利用阻抗梯度法的零值线能较好地划分不同电性层的分层位置，证实了该方法在盆地 CSAMT 资料解释中具有可行性和有效性。

根据在和什托洛盖盆地中钻孔揭露与反演电阻率断面、阻抗梯度剖面对比来看，阻抗梯度法对于电性差异不大的地层界线反映较为灵敏，为地层划分提供了有利依据，提高了资料解释的效果和精度。