大地电磁测深剖面研究

大地电磁测深法的应用~

1.应用范围
大地电磁测深法成果的地质解释与推断是大地电磁测深法资料解释的重要组成部分,地质解释应该围绕所提出的地质任务来进行。大地电磁测深法所能解决的问题可以概括如下：
1）研究地壳和上地幔的电性结构,特别是壳内高导层和幔内高导层。
2）研究区域构造,这主要指研究基底起伏、埋深和断层分布。
3）电性层的划分及其地质解释。岩石电阻率的大小主要取决于组成岩石的矿物成分、结构及其含水量的多少,而与地质年代之间没有直接的关系。然而,对沉积岩来说,同一地质年代,又因沉积环境、矿物成分及其结构相似,岩石的电阻率相差不多；而不同地质年代的岩石,由于上述条件的不同,电阻率往往有一定的差异。由岩石电阻率的大小来推断其地质年代是有一定根据的。
4）局部构造的研究。
5）其他地质问题的研究,如推覆体、裂谷、深大断裂等。
2.应用实例
大地电磁测深法具有很大的勘探深度,当研究周期为10－2～104s的大地电磁场信号时,它的勘探深度可达数百千米。因此,可以利用大地电磁测深法来研究地壳和上地幔的电性分布,它给深部地球物理研究增添了一个新的方法。由于地球深部电学性质与其热状态密切相关,且地热场被认为是地球构造运动的重要力源,所以用大地电磁测深法研究地壳上地幔结构受到广泛的重视。近年来,大地电磁测深法在研究深部构造中的最重要贡献,是在地壳内部和上地幔中发现有相对高导层,称为壳内高导层和上地幔高导层。并且,在不同类型的地质构造地区,这些相对高导层的电性和分布都有明显的区别。
地壳和上地幔的基本概念。大家知道,地球的外形近似于一个椭球体,它的平均半径为6371km,赤道半径为6378km,两极半径为6356km。对地球内部结构的认识主要是通过地球物理资料的分析和推论获得的。根据地震波在不同深度传播速度的变化,通常将地球划分为地壳、地幔和地核三大部分,如图3-15所示。
就整个地球而言,根据大地电磁法的研究结果,地壳和上地幔可以分成三个大的电性层。第一电性层为地表的沉积盖层,厚度为0～20km。电阻率为0.2～500Ω·m,总纵向电导为0～3×104S（西门子）。当然在更详细的地质研究中可以划分出更细的层次。第二电性层为坚硬的岩石圈,包括地壳及上地幔上部,在电性上表现为高电阻率,可达103Ω·m以上。其厚度在不同的构造单元上差别很大,一般在活动区较薄,为10～20km,在稳定的地台区较厚,可达上百千米。值得指出的是,在这巨厚的岩石圈中近年来发现了低电阻异常或低电阻层。形成这种良导电层的原因可能有多种,它引起了地质和地球物理学家们的浓厚兴趣。第三个电性层为软流圈,表现为良导电性。电阻率大致为几十或几欧姆米。埋藏深度在不同地区有很大差别,可从20km变到200km,大多数为（100±30）km。很多资料表明软流圈具全球性分布特性。
图3-16为地球的电阻率剖面,其电阻率值随深度而变化。这个变化可以有两种方式,一种是连续变化,电阻率主要受温度的控制；另一种是不连续变化,电阻率主要受岩性成分和物理状态的控制。

图3-15 地球内部分层


图3-16 地壳、上地幔中电阻率随深度的变化

20世纪90年代以来,由中、美、加合作进行的“国际喜马拉雅和西藏高原深剖面及综合研究”（INDEPTH）项目,经近年深入研究,现已取得多项重要成果。其中根据MT法的资料,阐明了西藏中、南部特殊的地幔电性结构；提出了关于印度板块俯冲的新观点；指出了喜马拉雅构造带与冈底斯构造带的地壳热结构特点等（魏文博等,1997）。

20世纪50～60年代，大地电磁测深法在理论和技术两方面克服了许多缺陷和困难，取得了突破性的进展，走上实用阶段并取得了第一批成果。30多年来随着地质科学的进展，人们愈来愈重视地壳与上地幔的研究。近地表的地质现象都与地球的深部构造和物质状态密切相关，很多地质问题的解决，比如矿产的分布与远景预测，地震的发生等都有赖于深部地质研究的成果。在油气田勘探方面，工作重点正逐步深入到地质条件复杂的地区，如火山岩、碳酸盐岩广泛分布的沉积盆地和有大规模逆掩断层带地区。在这些领域大地电磁测深法都可发挥重要作用。它不仅较传统的电法勘探优越，甚至在某些方面和地震方法相比也具有一定的特点。
近年来大地电磁测深法在应用方面已取得不少成功的实例。目前应用最多也较成功的是在深部地质构造研究，油、气田勘探和地热资源的调查等几个方面。
（一）研究地壳和上地幔深部地质构造
现在所用的大地电磁测深仪可记录的最长周期为10000 s，勘探深度可达百千米。这样的探测能力可以穿透地壳而至上地幔。因此，可用来探查不同地质构造单元之间的接触关系；研究组成地壳和上地幔物质的导电性以及岩石圈的厚度。
我们首先介绍一下地壳和上地幔的基本概念。大家知道，地球的外形近似于一个椭球体，它的平均半径为6371 km，赤道半径为6378 km，两极半径为6356 km。对地球内部结构的认识主要是通过地球物理资料的分析和推论获得的。根据地震波在不同深度传播速度的变化，通常将地球划分为地壳、地幔和地核三大部分（图3-2-15）。

图3-2-15 地震波速度随深度的变化和地球内部的分层

地壳和地幔的分界面称为莫霍界面，地幔和地核的分界面称为古登堡界面或核-幔界面，莫霍界面和古登堡界面都是地震波速度变化不连续的分界面。通常认为莫霍面上下岩石的化学成分不同，所以它是一个化学分界面。古登堡界面位于地球深度约2900 km处，地震波向下穿过这一界面时，纵波速度陡然下降，横波消失。由于液态介质中无横波传播，所以认为地核的外核应是熔融的液态物质，内核仍然是固态。地幔还可以分为上地幔和下地幔两部分，二者的分界约位于深度1000 km处。在上地幔中，地震波速度随深度的变化率是不均匀的，而下地幔中波速度随深度的变化基本上是线性增大。
地壳是地球最表面的一层，它的平均厚度约33 km，但厚度分布极不均匀，大洋地区厚度较小，太平洋中心部位只有5 km，陆地一般较厚，约为30～40 km。通常是海拔越高地壳厚度越大，我国西藏高原及天山地区地壳厚达70 km左右。地壳内部分为上下两层，地壳的上层是所谓的花岗岩层，也称硅铝层。下层称为玄武岩层，或者称为硅镁层。实际上这些名称都是根据地震波在地壳中的传播速度和岩石标本波速度测量的对应关系来命名的。近年来参考了重力观测资料，认为地壳的上层可能是介于花岗岩和闪长岩之间的岩类，地壳的下层可能是麻粒岩或闪岩，它们是酸性向中性过渡岩类的高压相。上下两层的分界面称为康腊界面。另外，在许多地区的地壳内还发现有相对低速层或高速和低速的夹层，并且地震波的低速层和大地电磁测深法所发现的高导层经常是相互对应的。
通常认为地幔中的岩石是由类似于橄榄岩、辉石岩等超基性岩类组成的，其依据是橄榄岩的波速度和莫霍面的波速度相当。另外，如果地幔的物质组分和陨石相似，陨石的平均组分是：橄榄石46%、辉石25%、斜长石11%，它也应属于超基性岩类。而且，玄武岩是地表常见的一种岩浆岩，它来源于地幔属于超基性岩类，玄武岩中还常有橄榄岩等超基性岩的包体。根据岩石学实验的推论，在地幔中不同温度、压力和水蒸气条件下，地幔中不同深度可能形成闪石、斜长石玄武岩、辉石橄玄岩、石榴子石玄橄岩等。
就整个地球而言，根据大地电磁法的研究结果，地壳和上地幔可以分成三个大的电性层。
第一电性层为地表的沉积盖层，厚度为0～20 km。电阻率为0.2～500 Ω·m，总纵向电导为0～3×104S。当然在更详细的地质研究中可以划分出更细的层次。
第二电性层为坚硬的岩石圈，包括地壳及上地幔上部，在电性上表现为高电阻率，可达103 Ω·m以上。其厚度在不同的构造单元上差别很大，一般在活动区较薄，为10～20 km，在稳定的地台区较厚，可达上百千米。值得指出的是，在这巨厚的岩石圈中近年来发现了低电阻异常或低电阻层。形成这种良导电层的原因可能有多种，它引起了地质和地球物理学家们的浓厚兴趣。
第三个电性层为软流圈，表现为良导电性。电阻率大致为几十或几欧·米。埋藏深度在不同地区有很大差别，可从20 km变到200 km，大多数为（100±30）km。很多资料表明软流圈具全球性分布特性。

图3-2-16 地壳、上地幔中电阻率随深度的变化

图3-2-16为地球的电阻率剖面，其电阻率值随深度而变化。这个变化可以有两种方式，一种是连续变化，电阻率主要受温度的控制，另一种是不连续变化，电阻率主要受岩性成分和物理状态的控制。
波斯派也夫等曾报导了西伯利亚地台南部包括贝加尔断裂带的大地电磁测深结果。在这里共完成了700多个测深点。从现代地质构造上看这里有童古斯与尼尔-萨亚-亚尼萨两个台向斜，纳帕、巴伊基特两个台背斜以及贝加尔断裂带。沉积厚度在台向斜上为8 km以上，童古斯最厚为10～13 km。在台背斜隆起的顶部为2.5～3 km。深积层的地电剖面可分三层，第一层包括中生代、志留、奥陶、上寒武的陆相沉积，在向斜中纵向电阻率为10～15 Ω·m，厚度为3～5 km。在背斜上，电阻率为50～100 Ω·m，厚度仅数百米。该层相对地表为低电阻岩层。第二层主要为寒武纪的碳酸岩，在向斜中也包括志留、奥陶纪的碳酸岩。电阻率100～200 Ω·m，属高电阻岩层。第三层为直接覆盖在古老变质岩与结晶基底之上的寒武纪陆原沉积。在向斜中电阻率为3～5 Ω·m，厚度达2～6 km，在背斜上电阻率为30～50 Ω·m，厚度仅350～500 m，属低电阻层。
应当指出，20世纪90年代以来，由中、美、加合作进行的“国际喜马拉雅和西藏高原深剖面及综合研究”（INDEPTH）项目，经近年深入研究，现已取得多项重要成果。其中根据MT法的资料，阐明了西藏中、南部特殊的地幔电性结构；提出了关于印度板块俯冲的新观点；指出了喜马拉雅构造带与冈底斯构造带的地壳热结构特点等（魏文博等，1997；Wenbo Wei，2001）。
（二）探测沉积盆地普查油气田
应用大地电磁测深法可以确定沉积盆地下伏高阻基底的起伏，在有利条件下还可以对沉积岩系进行电性分层，研究沉积岩相带的变化和沉积盖层的构造，并可作为普查石油、天然气田的综合地球物理方法之一。根据一些研究成果表明，其精度有时并不亚于常用的地震勘探方法，特别当沉积盆地上部存在巨厚的砾石层、火山岩层、以及溶洞十分发育的碳酸岩层时，地震勘探效果不佳，大地电磁测深法是一种有效的替代方法。

图3-2-17 苏联瓦尔戴拗陷大地电磁测深剖面图

前苏联在莫斯科台向斜的瓦尔戴拗陷东南部，沿35公里长的测线上做了10个大地电磁测深点，每个测深点均观测两个方向的视电阻率值，即磁场与测线平行时的纵向ρ∥（即ρTE）和与测线垂直时的横向ρ⊥（即ρTM），其结果如图3-2-17所示。
从图3-2-17（a）可以看出，单纯研究沉积岩下伏基底的起伏，选用周期为10～100 s或更长一些的视电阻率曲线已可满足解释工作的需要。图中各曲线在T=100 s的视电阻率处于反映高阻基底的右支S渐近线上。利用S渐近线可以求得各测点沉积盖层总的纵向电导。图3-2-17（b）绘出了电导S⊥和S∥的剖面图，它们分别根据ρ⊥和ρ∥曲线求得，S⊥和S∥沿剖面变化特征基本相同，定性反映了高阻基底埋深的变化情况。在拗陷边缘测点4处，根据钻孔资料基底埋深为1840 m，根据ρ⊥曲线该点S⊥ =1310 S，求得=1.4Ω·m。在测点10利用视电阻率曲线ρT （min）和的近似关系式，求得=1.3 Ω·m，二处大致相等。利用H=S公式可确定各测点高阻基底的埋深。图中还绘出了根据各点H值和地震勘探资料求得的基底起伏剖面，二者基本一致。

以往开展的大地电磁测深研究主要是针对盆地的油气勘探进行的，且多数都以浅层研究为主。1995年，长春地质学院地球物理系在松南辽北地区针对深部构造及石油远景实施了扎鲁特旗－昌图、科右中旗－辽源、内蒙古瓦房店－吉林营城子和科左后旗－乾安4条MT测深剖面。1995年，国家地震局在长白山天池火山区完成了MT测深剖面。2001年，吉林大学地球探测科学技术学院在镜泊湖地区实施了MT测深剖面。近年来，吉林大学在开展国家油气资源战略选区专项项目研究过程中，在东北主要中－新生代盆地及其周边区域完成了多条重、磁、电测深剖面，对主要盆地结构及构造单元分界带的分布及其深部结构状态有了较为清楚的了解。鉴于本项目的研究目的，结合重力布格异常延拓特点，重点对穿越主要断裂带的MT测深剖面处理结果介绍如下。

图2.8兴蒙－吉黑地区布格异常上延20km后垂向一阶导数等值线图(单位:10^－8s^－2)

2.3.2.1大地电磁测深工作方法及质量评价

(1)工作比例尺及工作技术参数

总体按照1∶100万的比例尺开展测量工作，平均每8km左右布设1个大地电磁测点。在部分构造相对简单的非重点地段点距变大，约15km。鉴于盆山过渡区重点揭示10km左右深度的电性特征，在野外主要采集中、高频数据最长的周期在300s左右，一般的采集记录时间在2h，称为浅点。但为了对区域上深部结构特点有所了解，在实际工作中，一般每隔2或3个浅点布置1个记录时间10h以上的深点。

图2.9兴蒙－吉黑地区布格异常上延50km后垂向一阶导数等值线图(单位:10^－8s^－2)

(2)仪器与性能

野外工作使用的是由加拿大凤凰地球物理公司生产的大地电磁测深仪器V5－2000。野外工作前对1490号仪器和1545号仪器进行了野外试验，包括仪器的标定和实地测量。图2－10a、b、c给出了1545号仪器主机及1614、1615磁探头的标定结果，完全符合野外工作要求。

(3)一致性检查

野外用两台仪器在同一测线不同测点同时开展工作，保证仪器的一致性尤为重要。为此在4个测点上用两台仪器不同时间进行了对比测量。结果显示不同仪器在同一测点测量的结果基本是一致的。图2.11a为同点用1545仪器测量的结果，图2.11b为B338点用1490仪器测量的结果。

图2.12为两台仪器在同一个测点上的一致性试验。图中下三角形线为1490号仪器测量值，实线为1545号仪器测量值。图2.13为不同极化模式两台仪器的一致性试验。经计算TE模式的视电阻率均方相对误差为4.95%，TM模式的视电阻率均方相对误差3.70%，均小于5%的规范要求。

图2.10仪器标定曲线

图2.11仪器测量的结果

图2.121490号主机和1545号主机在试验点上的一致性曲线

图2.13不同极化模式的1490^#和1545^#仪器一致性

(4)野外测量结束后的仪器检查

野外测量结束后对仪器进行了再次标定，以检查仪器的稳定性。标定结果表明，野外工作前后标定结果完全一致，并且两台仪器的标定结果也一致。图2.14a、b、c给出了1490号仪器主机以及1610、1611两个磁探头的标定曲线。

(5)山区干扰的处理

工作地区的山区由于落叶、浮土覆盖层较厚，但松软，同时森林覆盖，探头埋设困难，同时由于树木的晃动，干扰非常严重。按照仪器操作要求，仪器不能布设在树下，以免风摇树的振动造成干扰。这种干扰主要对中低频的测深数据有影响(图2.15)，之所以有这样的结论是因为磁场的噪音导致估计的视电阻率数据比真实的视电阻率要小，图中视电阻率曲线高频和低频数据严重下掉，便是其具体的表现。在工作过程中曾经采用探头深埋的方法，但效果并不理想。因此，为克服树木振动的干扰，采用了远参考与互参考等先进技术，利用参考点处受干扰小的磁场参考计算当前点的数据。

图2.14仪器标定曲线

图2.15林区受干扰测点的大地电磁测深数据

(6)观测数据质量评价

对所有观测到的数据按照《大地电磁测深技术规程》(DZ/T0172－1997)进行了质量评价。质量评价主要依据视电阻率并参考相位进行。穿越主要盆地边界断裂的测线质量评价见表2.4。

表2.4主要剖面测线质量评价

2.3.2.2穿越主要断裂带的MT剖面处理解释结果

(1)扎兰屯－林甸MT测深剖面

该剖面西起内蒙古扎兰屯，东至黑龙江省林甸，全长约260km(图2.16)。断面经过区域是大兴安岭与松辽盆地过渡区域，在地质上是嫩江－开鲁断裂经过处，在地球物理上是大兴安岭重力梯度带最大梯度陡变带经过处。重力和MT剖面显示，大致以齐齐哈尔为界，以东的松辽盆地基底埋深2～5km，而且具有明显的上、下两个低阻，中间夹一高阻的“三明治式”电性结构;以西地区并非传统所认为的松辽盆地西部斜坡区，而是存在深度较大的断陷，而且在10km深度存在与东部松辽盆地下部低阻层完全一致的电性结构，说明齐齐哈尔以东和以西地区具有类似的基底特征。结合区域地质资料，松辽盆地西缘北段出露有近百处基性和超基性岩块，最近吉林油田在南部的白城附近钻井(洮5井)揭示，在530～550m井段发现强烈的变形岩，其中夹有无根的超基性岩和大理岩岩块。该基性－超基性岩带与嫩江－开鲁断裂带及大兴安岭东缘的串珠状强磁异常带位置一致，这里也是兴蒙－吉黑地区东、西部岩石圈厚度和莫霍面的突变带。特别是近年来在大兴安岭地区确定了一条北东向展布的石炭纪岩浆弧，成因类型具有从俯冲到碰撞后的连续演化特点。因此，基本可以确定在松辽盆地西缘覆盖区之下存在一条隐伏的古俯冲带，向西倾伏的低阻异常体可能是古俯冲带内的增生杂岩。这一古俯冲带作为一条构造薄弱带，不但对松辽盆地的形成及演化有着明显的制约作用，而且对该区岩石圈结构的形成及演化也具有明显的控制作用。

图2.16松辽盆地西缘电法剖面处理解释图(剖面位置见图2.1XB5)

(2)丹青河－道台桥MT测深剖面

该剖面位于研究区东部，全长64km。该剖面横穿佳木斯－伊通断裂带内的方正盆地。大地电磁测深结果显示(图2.17)，方正盆地具有与松辽盆地类似的“三明治式”电性结构特征。上部低阻层两侧受正断层控制，下部低阻层受对冲逆断层控制。这一特点与整个佳木斯－伊通和伊兰－舒兰断裂带特点基本一致。大庆油田的钻井结果已经证实，上部低阻层为古近系，之下的高阻夹层为下白垩统，但下部低阻层的地质意义尚不清楚。根据电性结构分析，佳木斯－依兰断裂在古近纪断陷之前曾发育过逆冲构造，古近纪断陷是继承早期逆冲构造发育起来的。

图2.17丹青河－道台桥电法剖面处理解释图(位置见图2.1DB4)

(3)宝清－当壁镇MT测深剖面

该剖面位于黑龙江省东部，由南向北穿越兴凯地块北缘，经敦化－密山断裂、勃利盆地东缘，到佳木斯地块东缘的宝清，全长130km(图2.18)。大地电磁测深结果显示，兴凯地块整体以高阻为特征，敦化－密山断裂带的位置存在与佳木斯－依兰断裂带类似的“三明治式”电性结构。敦化－密山断裂以北到宝清之间，地表为中生界和上古生界出露区，部分被新生代玄武岩所覆盖，在宝清南部古生界与中生界交界处存在深度较大的低阻异常。该剖面的电性结构特征显示，敦密断裂以北地区没有稳定的高阻块体，可能与剖面沿线经过的主要是完达山地体与佳木斯地块间的增生杂岩带。

图2.18宝清－当壁镇电法剖面处理解释图(位置见图2.1DB2)

上述两条剖面揭示佳木斯－伊通断裂带和敦化－密山断裂带均由两条主干断裂所组成，两断裂间在垂向上均具有“三明治式”的双低阻层电性结构，上部低阻层、中间的相对高阻夹层和下部低阻层的埋深及厚度也基本一致，而且下部低阻层由两条对冲逆断层控制，上部低阻层则由两条相向的正断层所控制。这种特征说明，佳木斯－伊通断裂和敦化－密山断裂都至少经历了两个阶段的演化。根据钻井资料证实，上部低阻层为古近系，中间高阻夹层为下白垩统，说明早期逆冲断层的活动时间应在早白垩世晚期或之后。与早期认识不同的是，电性剖面并未显示出上部古近纪断陷具有东断西超的特点。向东延伸，这两条断裂均被俄罗斯境内的中央锡霍特－阿林断裂所截。根据G.L.Kirillova(2003，2005)的资料，中央锡霍特－阿林断裂为左行走滑断裂，走滑构造发生的时间为晚白垩世。这也进一步证明佳木斯－伊兰断裂和敦化－密山断裂的逆冲及走滑时间发生在晚白垩世之前。在敦化－密山断裂北侧的鸡西盆地附近，基底麻山群高级变质岩向北西逆冲到早白垩世穆棱组煤系地层之上，也充分说明该区在早白垩世末－晚白垩世初发生过较强的左行走滑和逆冲推覆事件，并成为古近纪伸展变形的基础。

2.3.2.3桦南－饶河MT测深剖面

佳木斯地块和完达山地体是兴蒙－吉黑岩石圈块体内的两个重要构造单元，在岩石圈结构及演化中占有重要地位。特别是完达山地体作为一个巨大的锡霍特－阿林中生代增生地体的一部分，对于认识古太平洋域的演化及该区现今岩石圈结构特点具有重要的意义。可以说，这一地区对于认识东北亚大陆边缘岩石圈结构和动力学演化是具有标志性和代表性的地区。多年来，虽然围绕佳木斯地块和完达山地体的性质及其相互关系等问题有过较多的研究(张贻侠等，1998;金旭等，1994;方盛明等，2002;叶茂等，1994;张兴洲等，1991，1992;刘静兰等，1988;刘先文等，1994)，但这些研究多从地表地质资料出发，缺少深部地球物理的研究和依据。满洲里－绥芬河地学断面由于位置偏南，也没能揭示到佳木斯地块和完达山地体，因此，对这两个构造单元及其相互关系的研究长期处于地表地质研究阶段，缺乏对其深部结构特点的了解。为解决这一问题，我们于2002年在该区开展了MT剖面探测。

(1)MT剖面位置与构造背景

MT剖面西起佳木斯地块中部的桦南(东经130°38'58″，北纬46°11'1″)，东至中俄边境附近的饶河县以南50km的五林洞附近(东经133°39'8″，北纬46°27'2″)。剖面由西向东经过佳木斯地块东部，三江盆地南缘和完达山地体，全长240km。共设置MT测点11个，平均点距20km左右。

(2)MT野外数据采集与处理

野外测量采用美国Zonge公司生产的GDP32－Ⅱ型多功能电测仪，该仪器具有自动化程度高、功能全及实时处理等优点。仪器主要包括:二分量电场接收器(用不极化电极);二分量磁场接收器;电场前置放大器;数据采集和实时处理计算机系统以及电源系统部分。另外，该仪器还有较完善的自检系统，有效地保证了野外数据采集的质量。数据采集系统利用级联分样法进行采样，对第6次和第8次谐波进行傅里叶变换的叠加和平均，获得电场和磁场的振幅和相位。GDP32－Ⅱ型MT采集程序的频率范围是从0.0007(6/8192)到8192Hz并被分成4组，以6次和8次谐波显示。工作中只用到低频、中频和高频3组。3组频率设置见表2.5。

低频带的数据在连续的基础上进行采样、滤波、分样和傅里叶变换实时地进行。对于表中三个频带以信号组(或称信号串;bursts)的模式进行采样，数据处理在这些信号组之间进行。数据的接受和摒弃根据相关度和离散限制的设定来确定。GDP32－Ⅱ型仪器安装有FFT和Robust处理功能，保证了野外实测数据及时经过处理。室内又采用Zonge公司提供的SHRED，NSAVG处理程序进行二次处理，再经静态校正后得到用于各种解释的视电阻率及其它参数。图2.19是代表三个区段(佳木斯地块高阻区，宝清东低阻区，东端高阻区)的视电阻率曲线。

表2.5GDP32－Ⅱ型采样频率设置

图2.19桦南－饶河不同区段MT实测曲线

(3)桦南－饶河MT剖面电性结构特征

在对MT实测资料进行处理并确定视电阻率参数曲线模式的基础上，采用一维常规反演和二维光滑反演方法进行了一维和二维反演解释。图2.20为一维反演结果，以直方图形式给出。图2.21为二维反演结果，以断面图形式给出。

图2.20 桦南—饶河MT剖面一维反演模型

图2.21 桦南—饶河MT二维反演断面图（位置见图2-1剖面⑥）

桦南－饶河MT测深剖面描绘出佳木斯－饶河之间地壳及软流圈的详细结构。一维反演结果给出了纵向的电性结构关系。在宝清以西地区，十几千米深度内存在连续的壳内高导层，软流圈顶界在90～100km深度之间;在宝清以东地区，20～30km深处存在自东向西加深的壳内高导层，推测可能是早期洋壳向大陆俯冲的构造形迹，反演出的软流圈顶界深度为75km。二维反演结果显示，剖面在横向上电性结构分区明显，以宝清以东07测点位置为界分为西部和东部两个明显不同的电性结构区。宝清以西地区整体以高阻为特征，反映佳木斯地块以变质结晶岩系为主的组成特点;宝清以东地区主体以低阻为特点，反映了中生代增生杂岩的组成特点。据此可以准确地确定佳木斯地块与完达山地体的界线就在此位置，但这只是在地壳浅部的位置，随着深度加大，这一位置向西偏移倾斜，说明构造单元间的界线位置在浅部和深部并不相同。该界线两侧的垂向电性结构进一步证实了这一点。图2.21显示，佳木斯地块虽整体显示了稳定的高阻结构特征，但在9～17km深度间存在一稳定的低阻层，说明佳木斯地块由地表到深部并非是一个连续的高阻块体，即9km之上的水平状高速体是无根的。与其类似的是，完达山地体也表现出浅部和深部的电性结构明显不同。突出表现在，6～9km深度之间为一水平的低阻层，低阻层之上为层状分布的高阻层，而之下以低阻为主体，夹有多个高阻块体，高阻块体间的低阻异常近直立状产出，从近地表延续至岩石圈底部。总体上，低阻异常显示的岩石圈厚度约60～65km，这与南部敦化－密山断裂沿线存在埋深约60km(金旭等，1994)和北部俄罗斯境内埋深近60km的软流圈隆起特点是一致的。这似乎说明，这里不但是佳木斯地块与完达山地体的分界，而且在佳木斯地块东部，向南沿敦化－密山断裂，向北到俄罗斯布列亚地块东缘存在一条岩石圈尺度上的重要边界构造带。需要指出的是，宝清附近的几个测点电阻率明显比西段和东段低，由仪器最大观测周期的实测数据进行的反演结果表明，其最大深度未能达到岩石圈底界。这可能与岩层电阻率低，对电磁场的强吸收作用使电磁场穿透深度变浅有关。

(4)桦南－饶河MT测深结果地质解释及构造意义

在以往的深部地质构造研究中，曾对佳木斯地块的范围及东界的位置与性质做过相应的探索性分析，但对其具体位置只是根据某些地表现象的推测，缺乏深部结构的地球物理证据。对所谓完达山蛇绿岩之下的组成及结构基本上没有进行过研究。桦南－饶河大地电磁测深剖面对上述问题有了一个较为明确的认识。从一维和二维反演结果所揭示的电性结构来看，整个剖面大致以宝清以东的盆地覆盖区为界分成东、西两部分。它们在电性结构上存在明显的差别，体现了这里存在一条岩石圈尺度上的断裂构造。佳木斯地块浅部的高阻层是无根的，之下厚达10km的低阻层可能是壳内拆离构造，但也不排除是隐伏沉积岩层的可能。完达山地体区在一水平低阻层之上为水平状高阻电性层，之下有两个高阻块体，高阻块体被近于直立的低阻带分开。这一结构显示完达山蛇绿岩是一逆冲岩片，厚度为5～7km。岩片之下低阻体中夹裹的高阻体可能是与俯冲有关的增生块体或是佳木斯地块东缘早期裂解的块体。从近地表到软流圈直立状的低阻带可能是晚中生代期间的走滑构造，并在新生代成为玄武岩喷发的通道。

2.3.2.4以往MT测深资料的重新处理与解释

根据项目的研究任务，系统收集了区内已有的以深部探测为目的的大地电磁测深资料(表2.6)，对收集到的剖面资料采用具有国际先进水平的二维连续自动反演技术全部进行了二维反演。对部分没有给出岩石圈底界反演深度的剖面重新进行了一维反演，推断确定了岩石圈底界。

表2.6兴蒙－吉黑地区以往MT资料统计

(1)MT资料的二维光滑模型反演的基本原理

光滑模型反演是一种将大地电磁测深资料转换为电阻率－深度模型的有效稳健的反演方法(IttmerJ.K.，1995;AicheA.，1991;StaffaP.L.，SenM.K.，1991)，对于简单的一维反演，通常由每个观测点观测到的视电阻率和相位确定层状大地模型的电性参数－层电阻率和厚度，从而可将观测数据转换为电阻率－深度函数。但在光滑模型反演中，地电模型的层数由观测频点数确定。每一层的厚度由相应频率电磁波穿透深度确定，并在反演过程中保持不变，而每一层的电阻率初始值由视电阻率确定。在迭代反演过程中，层电阻率被不断修改，直到计算的大地电磁响应与观测数据尽可能的接近，同时电阻率模型保持一定的光滑性要求。反演模型的光滑性要求层与层之间电阻率的变化不大，导致模型在垂向上平滑地变化。

电阻率的横向变化可通过二维反演实现。为进行二维反演，必须计算给定断面的视电阻率和阻抗相位，这里采用二维有限元方法进行正演模拟。对于起伏地形，有限元网格沿地形进行剖分。

在沿测线做二维反演时，反演模型的横向网格数由观测点数确定，每个测点下对应有一列厚度由一维观测频率确定的网格。这样由测点数和每个测点的观测频率可获得二维反演大地模型电阻率网格。每个测点下方的一列电阻率分布与每个测点的电性层分布一致，电阻率值位于电性层中点。在进行二维反演时，初始模型电阻率(背景电阻率)可由一维光滑模型反演结果或观测视电阻率通过某种平均方法取得。如果有测井资料等先验信息，可在背景模型上添加这些特殊信息来反映地质结构的电性特征。这样，网格的电阻率分布相当于电阻率模型断面，对于一条完整的测线，可由该电阻率网格做出对应的电阻率分布拟断面图。

在反演过程中，模型断面网格电阻率通过迭代调整，直到由该模型计算的视电阻率与阻抗相位与观测数据尽可能接近，同时模型满足一定限制条件，这些限制条件包括限制反演模型电阻率与包含已知先验地质信息的背景电阻率差异的背景模型约束，限制模型电阻率空间变化的模型光滑性约束等。因此，将视电阻率和阻抗相位反演为电阻率光滑变化的地电模型是一种有效指示大地电磁测深数据所包含信息的重要手段。光滑模型反演方法不需要模型参数的先验信息，模型限制可使反演模型尽可能包含更多的已知地质信息。

综上所述，二维光滑模型自动反演方法有如下优点:

1)对TM模式和TE模式选择其一或同时进行反演，充分利用观测数据，能获得更多的地下电性分布信息;

2)同时使用观测视电阻率与阻抗相位进行二维反演模拟，因此，可充分利用观测数据包含的地质信息，减小反演的非唯一性，反演结果较仅用视电阻率反演更为可靠;

3)在作二维有限元正演模拟时，考虑地形起伏的影响，避免常规大地电磁测深的静态校正，使计算结果与实际观测更为接近;

4)整个反演过程完全自动化，除了约束初始模型外，无须人为干预，因此处理结果更为客观。

(2)松南－辽北地区MT资料的重新处理

1)扎鲁特旗－昌图剖面二维反演。该剖面起于内蒙古的扎鲁特旗，终止于辽宁的昌图，剖面全长330km，共69个MT测点。二维反演结果显示出盆地在该剖面上范围变小，深度变浅，盆地边缘特征较明显，反演结果见图2.22。

2)科右中旗－辽源剖面二维和一维反演。该剖面位于松辽盆地南段，剖面起于内蒙的科右中旗，终止于吉林省辽源市，剖面全长330km，共78个MT测点。二维反演结果对区域电性格局显示的很清楚，盆地范围明显变宽，深度明显加大。二维反演结果见图2.23，一维反演结果见图2.24。

图2.22 扎鲁特旗—昌图MT二维反演断面图

图2.23 科右中旗—辽源MT二维反演断面图

图2.24 科右中旗—辽源MT一维反演

3)瓦房店－营城子剖面二维反演和一维反演。该剖面位于松辽盆地中部偏南，剖面全长330km，共78个MT测点。二维反演结果与“科右中旗－辽源剖面”相似，只是盆地范围更大，深度更大。剖面内一些小的盆地和凹陷也反映的很清楚，反演结果见图2.25。根据MT一维和二维反演结果及电性层的不连续性，判断出岩石圈尺度的断裂和控盆断裂构造多条，如:西拉木伦断裂、依兰－伊通断裂、长春－四平断裂、嫩江－开鲁断裂等。该区除松辽盆地外，在8～48km之间存在断续的壳内高导层，软流圈深度在58～126km之间，总的特点是软流圈隆起区对应中－新生代的凹陷区。在深大断裂处软流圈的变化幅度都很大，表明一些岩石圈尺度的断裂也与软流圈的隆起相对应(图2.24，图2.26)。

4)科左后旗－乾安剖面二维反演。该剖面为北北东走向，基本与前三条的走向正交，剖面起点科左后旗(翁斯)终止于松辽盆地的中心地带乾安。剖面全长290km，MT测点65个。二维反演结果清楚的反映了盆地边缘及向北逐渐加深的变化，反演结果见图2.27。

(3)满洲里－绥芬河地学断面MT资料的二维和一维反演

对满洲里－绥芬河地学断面综合研究成果前面已有叙述，这里重点对该地学断面研究中30个MT测点数据采用先进的反演软件重新进行了二维反演，将地学断面域1300km长度内的所有测点一次性完成，反演结果清楚描绘了整个断面内的电性结构特征。一维解释模型和二维反演断面特征分别见图2.28和图2.29。主要电性结构特征归纳如下:

1)根据电性差异将断面域划分为七个电性块体，整个剖面二维反演结果的区域性电性变化与一维解释划分的块体相吻合，与地质上的构造分区也基本一致。

2)断面域内，除松辽盆地整体呈低阻，无法确定有无壳内高导层外，其它地区均有不规则的壳内高导层出现，深度在20～38km范围内变化，厚度为2～3km，电阻率一般为10～50Ω·m。敦化－密山断裂带以东出现有2层壳内高导层。

3)在松辽盆地内，存在有厚度较大的低阻层，其厚度至少在40公里，电阻率为3～8Ω·m。

4)断面域内幔内高导层深度在60～118km之间变化，基本上与地形起伏成镜像对称关系。在断面西端的满洲里附近岩石圈厚度为118km，在海拉尔盆地、巴林、松辽盆地，岩石圈厚度为60km左右，在断面的东端岩石圈厚度约为90km。

(4)长白山天池火山区MT资料的二维反演

根据现今对活火山的定义，天池火山是一座具有潜在喷发危险的火山。1995年7～8月，中国地震局对长白山天池火山实施了15个点的MT探测。其中北北东方向的二维反演结果表明，在20～25km深处存在岩浆囊系统。岩浆囊可能有根，向下延续深度值得进一步研究(刘若新等，1999)。汤吉等(1997)的研究结果也表明，在长白山天池及其以东地区，约12km深处存在电阻率很低的地质体，电阻率为几到几十欧姆·米，可能是地壳内的岩浆囊(汤吉等，2001)。一维反演结果也表明，在火山口附近软流圈深度明显变浅，在几公里长度的剖面上软流圈深度变化梯度很大，形成软流圈的突变，这是火山区的一个共同特点。刘若新等(1992，1995，1996)曾指出，天池火山是一座具有潜在喷发危险的火山。对一个休眠的活火山进行未来喷发危险性估计，其深部是否存在活动的岩浆系统是一个重要条件(刘若新等，1999)。本次研究收集了天池火山不同方位的MT剖面的二维反演结果。图2.30是南北方向的反演结果(汤吉等，1997)，图2.31是北北东方向的反演结果(刘若新等，1995)。从两个不同方向的反演结果可以看出，在北北东向剖面的n5测点下约20公里的深度上存在低阻体，在南北向剖面的N07－N08测点下方相应深度上也有低阻体存在，这是火山地区深部存在岩浆囊的可靠依据。

图2.25 瓦房店—营城子MT二维反演断面图

图2.26 瓦房店—营城子MT一维反演

图2.27 科左后旗—乾安MT二维反演断面图

图2.28 满州里—绥芬河地学断面MT一维解释模型

图2.29 满—绥地学断面MT二维反演断面图

图2.30 长白山天池NS向MT二维反演断面图

图2.31 长白山天池NNE向MT二维反演断面图

图2.32 镜泊湖火山地区NW向MT二维反演断面图

图2.33 镜泊湖火山地区NE向MT二维反演断面图

图2.34 镜泊湖北西方向2线MT一维反演结果

图2.35 镜泊湖北东向MT一维反演结果

(5)镜泊湖火山地区MT资料的二维反演

镜泊湖位于黑龙江省宁安县，敦化－密山断裂带西北侧。在镜泊湖西北约50km的森林中有13个火山口，被命名为全新世火山群。为了解火山区的深部结构和深部是否存在岩浆囊，对于火山喷发预测研究具有重要意义。2000年，吉林大学地球探测科技学院在该区进行了30个点的大地电磁测深探测(朱仁学等，2001)，实施了北西方向和北东方向两条较长的测深剖面(朱仁学等，2001)。图2.32和图2.33分别为北西方向和北东方向的二维反演结果。二维反演结果显示，在火山区深部确实存在岩浆囊(朱仁学等，2001)，特别是北西向断面显示，火山口附近有一个低阻体从上部连通到深部，低阻体有上窄下宽的特征;部分测点的一维反演结果也显示，镜泊湖火山区软流圈上界面深度为70～100km(图2.34)，火山口及火山口两侧软流圈深度有明显的不同，特别是向火山口方向软流圈深度逐渐变浅(图2.35)。

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