AMT在新疆三屯河地区地下赋水性研究中的应用

杨明远,张汉雄,马超,杨海磊,朱威

(1. 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局 第二区域地质调查大队,新疆 昌吉 831100;2. 中国地质科学院 水文地质环境地质研究所,河北 石家庄 050061;3. 自然资源部 地热与干热岩勘察开发技术创新中心,河北 石家庄 050061;4. 中国地质科学院 地球物理地球化学勘查研究所,河北 廊坊 065000)

0 引言

地热资源的开发利用在经济发展和环境保护相互协调的可持续发展战略中具有重要的地位[1],赋水性特征是研究地热成藏的要素之一,查明其特征对于地热勘查工作具有重要意义。音频大地电磁法使用1 Hz～10 kHz天然场源信号,具有施工效率高、勘探深度可达千米范围、垂向分层能力强等优点,特别适用于深度在千米左右的能源、资源及地下结构勘查,尤其是对浅部特别是低阻层具有较高的分辨率[2-3]。数据采集方面,AMT由于其场源是天然场,信号微弱,在矿山、城区附近极易受到环境影响,但在地广人稀的西部地区较易获取高质量的数据。资料处理方面,与常规MT处理方法并无太大区别,使用一维或者二维反演时容易受到不均匀地质体的影响[4]。目前随着反演技术的不断发展和进步,大地电磁资料的反演处理进入到三维反演阶段[5-7]。传统基于模型空间的反演算法,模型参数的数量为M,反演计算M×M数量的灵敏度矩阵,当网格参数M很大时,计算量太大,这种情况下进行三维MT反演耗时费力,不满足实用条件。采用基于数据空间的反演算法可以解决上述问题。满足观测数据的参数数量N远远小于模型参数的数量M,这样只需要计算N维矩阵,大大减少了数据计算量。Siripunvaraporn等[8]于2005年实现了该方法的三维反演。同时基于GPU并行计算的三维MT反演软件陆续出现,大幅度提高反演速度,使大尺度模型的三维MT反演成为可能[9]。本次研究是通过分析在新疆三屯河地区地热勘查获取的AMT数据的三维反演结果,对研究区地下与热储有关的地层赋水性进行了分析,结合研究区地热成藏规律推断了几处地热成藏的有利区。

1 研究区概况

1.1 区域构造

如图1所示,研究区处于准噶尔盆地南缘的昌吉背斜北翼。从图1上看,昌吉背斜位于阿克屯背斜和齐古背斜之间,与齐古背斜呈雁列式排列,与昌吉向斜成对发育,NWW向为背斜轴向,东西长约18 km,南北宽约5 km,为短轴背斜。背斜核部出露白垩系清水河组地层,北翼连续出露白垩系至第四系地层;背斜南翼即为昌吉向斜的北翼,由白垩系、古近系组成,向斜核部地层为新近系,南翼连续出露古近系、白垩系、侏罗系和三叠系地层。

图1 研究区及研究区周边地震剖面位置(黑色线为地震剖面,蓝色框为研究区范围)[10]Fig.1 The location of the study area and seismic profile positions in the surrounding area(black is seismic profile location, blue is study area range)[10]

图2中粉色框区为剖面穿过的研究区范围,前人研究认为[10],昌吉背斜为不对称背斜,断层走向平行于褶皱轴向,背斜北翼地层倾角为50°～80°的高陡地层,北翼的白垩系内部发育有一条高陡的北倾逆断层,造成白垩系地层重复出露。背斜南翼倾角较缓40°～45°,地层倾角从北向南由-28°逐渐减小至近水平状态,在剖面最南侧三叠系不整合覆盖在石炭纪基底之上[10]。

图2 昌吉背斜地震解释剖面C-C’[10]Fig.2 C-C’ seismic interpretation profile of Changji anticline[10]

1.2 地层岩性

准噶尔盆地最老地层为奥陶系,最新地层为第四系未胶结黏土和砂砾堆积,南缘主要为砂泥岩互层的陆相沉积地层[11]。其中研究区剖面穿过的露头所见地层如下:

下白垩统呼图壁河组(K1h),主要岩性为灰绿色泥岩、砂质泥岩与砂岩互层,夹紫色泥岩。与上覆胜金口组(K1sh)呈整合接触。

上白垩统东沟组(K2d),主要岩性为灰棕、灰红、砖红色砾岩夹红褐色砂质泥岩、砂岩、粉砂岩,富含钙质及少量钙质结核。与上覆紫泥泉子组(E1-2z)呈平行不整合接触。

古新统—始新统紫泥泉子组(E1-2z),属河湖相紫红、褐红色为主的砂质泥岩夹灰红色砂岩,底部为砾岩或石灰质砾岩,以底砾岩出现和颜色的改变为划分标志,故有红色层之称。与上覆安集海组(E2-3a)呈整合接触[12]。

始新统—渐新统安集海组(E2-3a)为一套湖湘沉积,多为灰绿色泥岩夹泥灰岩、薄层砂岩及介壳层,含腹足类、双壳类、介形类、鱼类化石,因多为灰绿色岩石而有绿色岩系之称。与上覆沙湾组(E3N1s)呈整合接触。

1.3 电性特征

由研究区周边喀拉扎地区部分岩石物性参数(表1)可知呼图壁组(K1h)以灰绿色砂质泥岩、细砂岩、粉砂岩,紫红色泥岩为主,岩性相近,电阻率值处于中间,一般在46～290 Ω·m;清水河组(K1q)以灰绿色或紫红色钙质砾岩,粉砂岩为主,不含水的情况下其电阻率较高,一般在300～800 Ω·m;齐古组(J3q)以紫红色、砖红色的泥岩,砂质泥岩夹薄层砂岩为主,其电阻率最低,一般在5～40 Ω·m。含有钙质砾岩的地层电阻率最高,泥岩层电阻率最低(有些泥岩层呈现次高阻特征),砂岩层电阻率居中[13]。

2 数据采集与处理

2.1 数据采集

音频大地电磁法(AMT)是基于大地电磁法(MT)发展起来的,是以地下地质体的电性差异为基础,在地面接收天然电磁信号经过地下地质体与地质结构耦合之后的电场和磁场信号,并通过对其规律变化来研究地下结构,从而探测地下目标地质体。本次研究工作(图3)野外数据采集使用加拿大凤凰地球物理公司生产研制的V8多功能电法仪,使用AMTC-30磁传感器,野外测量点距50 m,采集4分量数据(Ex、Ey、Hx、Hy),测站的布极方式主要采用“十”字型,部分测点因地形等原因,有时也采用T”字型或“L”字型(图4)。南北、东西向电极距均为40 m。结合研究区地层情况,采集时间30 min,观测的有效频率为10 000～1 Hz,根据趋肤深度公式计算后,勘探深度能够达到探测目标深度的要求。

图4 AMT野外数据采集布站方式Fig.4 AMT data acquisition and distribution mode

由于天然电磁场信号较弱,为获取高信噪比的野外测量数据,尽量选在地形开阔、平整的地方布设测站,两个电道方向之间的地面相对高差与电极距之比小于10%,远离电磁干扰源[14]。电极埋设应避开岩体、深挖极坑、浇灌盐水增强极罐接地的耦合能力等方法,使接地电阻不大于2 kΩ。电极线选用屏蔽线,同时防止其悬空切割磁感线产生感应电流,造成干扰。探头保持水平,两水平分量的探头相互垂直,间距大于10 m,探头的埋深大于40 cm,用土埋实,正北方向为x轴,正东方向为y轴。

2.2 数据处理

首先对采集到的时间域数据进行频域变换处理后得到Zxx,Zxy,Zyx,Zyy这4个复阻抗元素以及两种极化方式(TE和TM)的视电阻率和相位数据等,在三维反演过程中实际上主要用到的数据为Zxy、Zyx复阻抗元素,TE和TM两种不同极化方式得到的视电阻率ρTE、ρTM和相位φTE、φTM数据。同时可根据反演需要视情况选用测点的其他参数数据。

图5为2个测点的实测视电阻率及相位曲线,7线50测点位于紫泥泉子组地层中,由图中可见,TE与TM两种极化方式的视电阻率曲线基本重合,说明该测点基本没受到不均匀地质体带来的静态偏移的影响。虽然由于天然场信号噪声洞的影响高频部分数据连续性较差,但中低频部分数据的连续性尚可,使用EMD、人机联作等时间域信号去噪处理后仍能得到高信噪比数据[15],从而获得更科学准确的反演结果。其中5线250测点处在背斜核部,TE与TM两种极化方式的视电阻率曲线呈平行分开态势,说明该点的视电阻率可能受浅部、受局部电性非均匀体的静态偏移或测点附近的区域性断裂、各向异性地质体等具有明显的的三维特征地下电性结构的影响。在这种情况下,一维、二维反演结果与实际地下地质结构存在着较大的出入,影响推断解释结果。采用三维反演将静态偏移效应涵盖在三维正演响应中,同时拟合TE和TM极化方式的阻抗值,可以对地表局部非均匀体进行正确反演,从而获得更为准确的三维反演结果,更好地进行地质解释。

a—5线250测点;b—7线50测点去噪处理前;c—7线50点去噪处理后

研究区测点点距较小,三维模型剖分的网格数为75×70×17=89 250。电磁响应正演过程中,为了减小边界效应带来的影响,反演模型设置过程中向外扩展一定的距离,实际建立的反演初始模型的范围x和y方向上扩展为6～7 km,z方向上按海拔高度扩展为1.5～3 km。选用59个频点中的50个频点数据,频率范围为1.72～10 400 Hz。

3 地层电性特征

结合图1中黑色线所示地震剖面的拟三维形态(图6),昌吉背斜总体呈NWW—SEE向展布。从剖面上看由浅到深呈现出为三级构造层次,近地表主要发育断层传播褶皱及其次级断层形成的北翼陡、南翼缓的不对称背斜,深部主要发育较低幅度的断层转折褶皱,主要受深部来自于天山山前并在侏罗系西山窑组(J2x)煤层发生滑脱的逆冲断层控制。背斜的北翼部分,地层整体挤压发生形变,但未出现明显的错动,由南向北地层形变逐渐变缓[16-17]。

图6 昌吉背斜的拟三维形态及展布特征[15]Fig.6 Quasi-three-dimensional morphology and distribution characteristics of Changji anticline[15]

使用经过去噪处理后的AMT数据进行了二维和三维反演(图7、图8),其中图8a为3、5、7号测线二维反演结果的栅栏图显示,浅部存在诸多凸起状小异常的同时整个电性特征形态同已知的地质及构造形态信息差别较大,不能准确地反映地下结构及其赋水性对电性特征的影响。AMT三维反演的电性特征更符合已知地下构造形态及赋水地层对电阻率的影响(图7、图8b),AMT测线南西至北东穿过出露四套地层是呼图壁河组(K1h),东沟组(K2d)、紫泥泉子组(E1-2z)和安集海河组(E2-3a),从昌吉背斜的核部向北翼方向延伸。结合前文对区内地层电阻率值特征的分析,AMT剖面穿过的地层电阻率值特征应为,呼图壁河组为中低阻、上白垩统东沟组高阻、紫泥泉子组中高阻、安集海组低阻的电性特征。但地层的电阻率值又同地层含水饱和度有着密切的关系,实际上研究区内AMT剖面的电性特征表现为,呼图壁组(K1h)处于测线西南端,总体表现为高阻层,电阻率相对高是由于该地层多为压实的泥岩,孔隙度较小,含水饱和度低,相对于其他砂岩和含水砾岩地层,电阻率值显示为相对高值;东河组(K2d)下部的电阻率低值可能是其中孔隙度较大的砾岩、砂岩中水饱和度高引起的,为储水的有利层位;紫泥泉子组(E1-2z)电阻率总体为相对高值,部分低阻区域可能是由孔隙度大的砾岩充填水引起的,局部的高阻可能是孔隙度较大的砾岩层钙化形成的质密的不均匀地质体引起的电阻率值变高;北东端安集海河组(E2-3a)在测线末端,电阻率阻值较大,但测线覆盖范围较小,不具有代表性。从三维电阻率反演结果上看,整体上是一个低电阻率背景,与地质情况相符,但电阻率值又呈现明显的非均匀性。存在多处低阻、高阻异常区,未有明显的水平层状结构,同图6展示的同研究区距离最相近的CJ9909剖面中粉色框区所示的昌吉背斜地层产状较陡,倾向NW向构造样式吻合,与野外实际调查情况相符。

a—二维反演结果;b—三维反演结果切片

4 赋水性特征

研究区内地层电性特征不仅受到岩石风化程度和岩石破碎程度的影响,还受赋水性的影响,随含水率的增加电阻率值降低,这是利用电法资料推测研究区地层赋水性的重要依据。研究区地处三屯河流域,且附近修建有大型水库等蓄水水利设施,地表径流是地下水补给的重要水源之一。地下水研究资料显示,区内地层受单斜控制,三屯河流域及其地下水随地层倾斜由南向北径流,由背斜核部向背斜的北翼汇聚(图9)[18]。

图9 研究区地下水流向示意[16]Fig.9 Schematic of groundwater flow in the study area[16]

研究区中电性特征展布形态与地层的赋水性及水流体的连通性息息相关:首先是压实的泥岩地层由于孔隙度低、阻水性好,成为挡水层;松散的砂岩、砂砾岩地层由于孔隙度大,在良好的水源补给情况下,大量的水充满在孔隙之中,这种背景下,原本高阻特征的地层反而呈现出较泥岩地层更低的电阻率。在三维反演结果中也很明显的展现这个特征;图7中的凹陷区为低于阀值的区域(低电阻率地区,主要是东沟组高阻、紫泥泉子组地层),凹陷区的南部和东部低电阻率区深度更深,西南和东南部电阻率呈现高阻特征(主要是呼图壁河组、安集海河组地层)。

三维反演的电性特征和研究区的赋水性特征有很好的对应关系。同一地层由于赋水性的强弱展现出不同的电性特征,在切片图(图8b)的地层中有明显显示,两条红色虚线中间为研究区断层分布密集的区域,属于小范围断裂带,因此其所属的紫泥泉子组(E1-2z)地层中高阻特征是由于断裂带低水饱和度高引起的。压实的泥岩地层阻挡了地表水向下渗透及地下水由南向北的连通,研究区西南和东南部因其主要为呼图壁河组、安集海河组压实泥岩地层,在三维反演结果中电阻率呈现高阻特征。研究区中南部主要为东沟组高阻、紫泥泉子组砂岩、砂砾岩地层,在三维反演结果中电阻率呈现浅部极低阻、深部低阻特征,浅部极低阻是由于其浅部地层水主要由地表径流直接补给,水量充分、矿化度高引起的。从图7可以看出研究区S向和ES向各有一个地下水的补给通道,地下水向北传递流通时,遇北部和东北部的安集海河组泥岩地层阻隔,因此地下水更多的聚集在研究区中南部。同时F3断裂的存在,高倾斜地层中的破碎带具有加速地表水和深部地下水向东沟组高阻、紫泥泉子组砂岩、砂砾岩地层的流通作用。受研究区所处的构造和地层的控制,在浅部含水的砂岩、砂砾岩地层范围又向WN方向延伸趋势,在深部呈现出向WS向延伸趋势,这同研究区所在的昌吉背斜的展布方向具有高度的一致性。在电阻率等深图上(图10)西南和东北部存在两个高低阻转换区域,基本和区内断裂在走向上重合,断裂两侧的电阻率值差异较大,不完全重合说明地下水的补给通道主要为断裂,但在具有不同孔隙度的地层中,水的流通性差别较大,因此反映出来的地下赋水性的强弱差别也较大。

图10 AMT三维不同反演结果深度切片与地热有利区预测Fig.10 Depth slice of AMT 3D inversion results and prediction of geothermal favorable areas

水源沿断裂破碎带循环于地下深处,经大地热流或深部热源直接加热,深大断裂是导水通道同时也是导热通道[19-21];沉积河道由南向北延展,上白垩统东沟组—下第三系紫泥泉子组砂岩、砂砾岩层是良好的流体储集层,连通性也好,规模也大,是地热水聚集的主要层位[22-24]。结合上述研究区的地热成藏有利条件,存在热红外地温异常叠加断裂及东沟组或紫泥泉子组地层可作为研究区的地热有利区圈定要素。在4号测线的南端、5号测线的北端均有断裂穿过,且存在热红外地温异常的东沟组和紫泥泉子组地层中的高低阻转换带附近推断了两处地热有利区(图10中蓝色虚线圈范围)。

5 结论与建议

研究结果表明AMT三维反演结果能够准确地探测存在电性差异的地层结构,结合前人的研究成果取得了对研究区地下电性和赋水性之间相关性的认识:东沟组及紫泥泉子组等孔隙度较大的砂岩、砂砾岩地层在高含水饱和度情况下赋水性更强,其电性特征表现为低电阻率值;致密的泥岩地层由于其隔水性导致其赋水性弱,表现出相对高阻特征。在此认识基础上进而得到了区内地下赋水性特征:地下水的补给通道主要为断裂,具有不同孔隙度的地层中水的流通性差别较大,因此反映出来的地下赋水性的强弱差别也较大,研究区中南部地下赋水性强,在浅部含水的砂岩、砂砾岩地层范围有向WN向延伸趋势,在深部呈现出向WS向延伸趋势,同研究区所处的昌吉背斜的展布方向具有高度的一致性。受制于物性资料的限制,本次研究未考虑地层含水矿化度对电阻率的影响,在浅部电阻率值发生急剧变化的部位是否是由于含不同矿化度的水所引起的值得进一步的研究。