大地電磁成果報告

Ⅰ 音頻大地電磁測深異常分析

從動態成礦的角度分析，無論是銅礦體或錫多金屬礦體，相對圍岩均為低阻體或導電體，其形成均與大地電磁場環境下水的電離反應及一系列成礦元素和硫、碳等礦化劑元素所參與的水-岩反應和電化學反應有關，礦體的形成反映的是導電礦物的聚集過程，動態成礦機制為音頻大地電磁法測深在本測區的應用提供了理論支撐。

音頻大地電磁法是通過在地面隨時間變化的電磁分量來探測地下的電性結構。本次測量採用的是EH-4型StrataGem電磁系統，設計測量深度為1000m。

岩石樣品物性參數測試結果顯示，變火山岩型銅礦石電阻率（3.60×10^-5～0.0387Ω·m）和錫多金屬礦石電阻率（5.30×10^-5～0.3Ω·m）均顯著低於黑雲母花崗岩（7710Ω·m）和碳酸鹽岩（1.20×10⁴～2.40×10⁴Ω·m）圍岩，為本次物探測量提供了依據。

同時，還選擇勘探程度較高的19號試驗剖面進行了方法有效性檢驗，結果顯示數據採集質量和異常反演效果合乎設計要求。

實測共完成音頻大地電磁測深剖面12條。根據二維反演電阻率成果（圖3.27）推斷的印支期變火山岩產狀平緩，延伸穩定。根據變火山岩及附近圍岩中出現的低阻異常，在剖面上圈定出找礦有利部位。

Ⅱ 可控源音頻大地電磁法應用實例

（一）山西沁水盆地的應用效果

CSAMT法在該盆地的任務是探測奧陶系高阻灰岩頂面的起伏，研究其與上覆地層構造的繼承關系，以查明該區的局部構造和斷裂分布。野外觀測採用AB＝2km的雙極源，供電電流為n A～20 A，測量電極距MN＝200m，收發距r＝6km～10km，大於探測目標奧陶系灰岩頂面深度（1km～2km）的三倍。測深點距一般為500m，測深頻段為2^－1Hz～2¹²Hz。

圖4-8-3示出了一條剖面的工作成果。其中（a）圖為經過近場校正（近場校正是指在近區計算的視電阻率發生畸變，需要把它校正到接近大地真電阻率）的視電阻率ρ_S擬斷面圖。可以看出，由於靜態效應（靜態效應是指當近地表存在局部導電性不均勻體時，電流流過不均勻體表面而在其上形成「積累電荷」，由此產生一個附加電場，使實測的視電阻率繪制在雙對數坐標系會發生上下平移），圖上出現了四個陡立等值線異常（49-9，47-18，43-22和41-24點）。它們造成存在陡立斷層或岩脈的假象，也使整個斷面上的局部構造形態難以辨認。為此，採用空間濾波法作了靜校正。對該區實測資料的分析發現，較高頻段（2⁶Hz～2⁹Hz）視電阻率變化平緩，標志表層覆蓋層下有一厚度、深度和導電性都較穩定的電性層（這與已知的地質和物探資料相吻合）。故作靜校正時，選取各測深點f＝2⁶Hz，2⁷Hz，2⁸Hz和2⁹Hz四個頻點的實測視電阻率值計算平均視電阻率ρ_S，濾波窗口寬度選為D＝5。圖4-8-3（b）是經過空間濾波處理後的

擬斷面圖，其上已不再存在前述陡立等值線異常帶假象，下部反映奧陶系基岩起伏的高阻等值線變得十分圓滑和輪廓清晰。對靜校正後的數據做了一維定量解釋，結果示於圖4-8-3（d）。由圖可見，CSAMT推斷的石炭-二疊系（C-P）和奧陶系（O）地層界線以及劃分出的斷層位置，與同一剖面地震勘探的結果吻合非常好。

圖4-8-3 山西沁水盆地CSAMT和地震勘探綜合剖面圖

（a）做了近場校正，但未作靜校正的ρ_S擬斷面圖（單位Ω·m）；（b）做靜校正後的

擬斷面圖（單位Ω·m）；

（c）CSAMT視相位φ_S擬斷面圖（單位mrad）；（d）地震（實線）和CSAMT（虛線）確定的地層斷面

對比圖4-8-3（a）、（b）、（c）、（d）可以看出，靜校正後的

擬斷面圖也大體上能反映地下構造形態（c）圖，而且沒有（a）圖那樣復雜的陡立等值線異常帶。另一方面，圖4-8-3（c）的下部φ_S等值線十分平緩，對地下構造反映不很清楚。這說明單純利用相位資料作解釋或作靜校正，有可能遺漏或模糊地下實際存在的橫向電性變化。

（二）新疆阿舍勒銅礦的應用效果

圖4-8-4 新疆阿舍勒銅礦2875線CSAMT法視電阻率擬斷面圖

（a）作了靜校正，但未作靜校正的ρ_S/（Ω·m）擬斷面圖；

（b）作了靜校正和靜校正的

（Ω·m）擬斷面圖

新疆阿舍勒銅礦是與潛火山作用有特殊密切關系的潛火山熱液黃鐵礦型銅礦床。礦石富含黃鐵礦，為良導電體，是CSAMT法有利的找礦目標。圖4-8-4是根據該礦2875線CSAMT法觀測結果，整理出的視電阻率擬斷面圖（收發距r＝6.1km，測量電極距MN＝測點距Δx＝50m）。其中，（a）圖經過近場校正，但未做靜校正，在零亂和總趨勢呈陡立的ρ_S等值線背景上，可劃分處四個局部低阻異常和若干個高阻圈閉，很難作推斷解釋。為校正明顯存在的靜態效應，對（a）圖所示資料用空間濾波法作了靜校正。考慮到該區最高頻（f＝2¹²Hz）的觀測質量較差，選用f＝2¹¹Hz，2¹⁰Hz和2⁹Hz三個頻點的實測ρ_S值計算各測深點的平均視電阻率ρ_S，並以D＝5的窗口做空間濾波。（b）圖是經過校正後的

擬斷面圖，圖中沒有貫穿整個頻段的陡立等值線，清晰地呈現出兩個局部低阻異常（20號點下的50Ω·m低阻閉合圈是靜校正不完全留下的靜態效應「痕跡」，不將其作為有意義的異常）。其中，1號測點下的低阻閉合圈，與鑽探控制的已知富礦相對應；13號點下的低阻是新發現的異常。結合其他地質、物化探資料，推斷此低阻異常是地下存在良導電含銅黃鐵礦體的反映。用Bostick法對13號點經過近場和靜位移校正後的視電阻率測深曲線作半定量解釋，得良導體上頂埋深約為200m。據此，向主管部門提交了異常驗證申請報告。鑽探在180m～206m打到了約20m的黃鐵黃銅礦體。這個例子進一步展現了CSAMT法尋找深部隱伏礦的前景。

近年來由美國EMI和Geometrics公司推出的主動源與被動源相結合的EH-4電導率成像系統已在國內使用，並在乾旱、半乾旱及沙漠地區找水取得了明顯經濟效益和社會效益。

該法是將人工可控電磁場源與天然電磁場源聯合應用的一種頻率測深法。前者的頻率范圍10kHz～100kHz，後者的頻率范圍0.1Hz～1000Hz。即用可控源（高頻）探測淺部，用天然源（低頻）探測深部。人們將這種CSAMT法與MT法相結合的方法稱為「混場源法」。這里不對其作詳細討論。

Ⅲ 大地電磁測深的應用

大地電磁測深成果的地質解釋與推斷是大地電磁測深資料解釋的重要組成部分，地質解釋應該圍繞所提出的地質任務來進行。大地電磁測深所能解決的問題可以概括如下。

（1）研究地殼和上地幔的電性結構，特別是殼內高導層和幔內高導層。

（2）研究區域構造，這主要指研究基底起伏、埋深和斷層分布。

（3）電性層的劃分及其地質解釋。岩石的電阻率的大小主要取決於組成岩石的礦物成分、結構及其含水量的多少，而與地質年代之間沒有直接的關系。然而，對沉積岩來說，同一地質年代，又因沉積環境、礦物成分及其結構相似，岩石的電阻率相差不多；而不同地質年代的岩石，由於上述條件的不同，電阻率往往有一定的差異。由岩石電阻率的大小來推斷其地質年代是有一定根據的。

（4）局部構造的研究。

（5）其他地質問題的研究，如推覆體、裂谷、深大斷裂等。

大地電磁測深法具有很大的勘探深度，當研究周期為10s—10⁴s的大地電磁場信號時，它的勘探深度可達數百千米。因此，可以利用大地電磁測深法來研究地殼和上地幔的電性分布，它給深部地球物理研究增添了一個新的方法。由於地球深部電學性質與其熱狀態密切相關，且地熱場被認為是地球構造運動的重要力源，所以用大地電磁測深法研究地殼上地幔結構受到廣泛的重視。近年來，大地電磁測深法在研究深部構造中的最重要貢獻，是在地殼內部和上地幔中發現有相對高導層，稱為殼內高導層和上地幔高導層。並且，在不同類型的地質構造地區，這些相對高導層的電性和分布都有明顯的區別。

Ⅳ 大地電磁測深剖面研究

以往開展的大地電磁測深研究主要是針對盆地的油氣勘探進行的，且多數都以淺層研究為主。1995年，長春地質學院地球物理系在松南遼北地區針對深部構造及石油遠景實施了扎魯特旗－昌圖、科右中旗－遼源、內蒙古瓦房店－吉林營城子和科左後旗－乾安4條MT測深剖面。1995年，國家地震局在長白山天池火山區完成了MT測深剖面。2001年，吉林大學地球探測科學技術學院在鏡泊湖地區實施了MT測深剖面。近年來，吉林大學在開展國家油氣資源戰略選區專項項目研究過程中，在東北主要中－新生代盆地及其周邊區域完成了多條重、磁、電測深剖面，對主要盆地結構及構造單元分界帶的分布及其深部結構狀態有了較為清楚的了解。鑒於本項目的研究目的，結合重力布格異常延拓特點，重點對穿越主要斷裂帶的MT測深剖面處理結果介紹如下。

圖2.8興蒙－吉黑地區布格異常上延20km後垂向一階導數等值線圖(單位:10^－8s^－2)

2.3.2.1大地電磁測深工作方法及質量評價

(1)工作比例尺及工作技術參數

總體按照1∶100萬的比例尺開展測量工作，平均每8km左右布設1個大地電磁測點。在部分構造相對簡單的非重點地段點距變大，約15km。鑒於盆山過渡區重點揭示10km左右深度的電性特徵，在野外主要採集中、高頻數據最長的周期在300s左右，一般的採集記錄時間在2h，稱為淺點。但為了對區域上深部結構特點有所了解，在實際工作中，一般每隔2或3個淺點布置1個記錄時間10h以上的深點。

圖2.9興蒙－吉黑地區布格異常上延50km後垂向一階導數等值線圖(單位:10^－8s^－2)

(2)儀器與性能

野外工作使用的是由加拿大鳳凰地球物理公司生產的大地電磁測深儀器V5－2000。野外工作前對1490號儀器和1545號儀器進行了野外試驗，包括儀器的標定和實地測量。圖2－10a、b、c給出了1545號儀器主機及1614、1615磁探頭的標定結果，完全符合野外工作要求。

(3)一致性檢查

野外用兩台儀器在同一測線不同測點同時開展工作，保證儀器的一致性尤為重要。為此在4個測點上用兩台儀器不同時間進行了對比測量。結果顯示不同儀器在同一測點測量的結果基本是一致的。圖2.11a為同點用1545儀器測量的結果，圖2.11b為B338點用1490儀器測量的結果。

圖2.12為兩台儀器在同一個測點上的一致性試驗。圖中下三角形線為1490號儀器測量值，實線為1545號儀器測量值。圖2.13為不同極化模式兩台儀器的一致性試驗。經計算TE模式的視電阻率均方相對誤差為4.95%，TM模式的視電阻率均方相對誤差3.70%，均小於5%的規范要求。

圖2.10儀器標定曲線

圖2.11儀器測量的結果

圖2.121490號主機和1545號主機在試驗點上的一致性曲線

圖2.13不同極化模式的1490^#和1545^#儀器一致性

(4)野外測量結束後的儀器檢查

野外測量結束後對儀器進行了再次標定，以檢查儀器的穩定性。標定結果表明，野外工作前後標定結果完全一致，並且兩台儀器的標定結果也一致。圖2.14a、b、c給出了1490號儀器主機以及1610、1611兩個磁探頭的標定曲線。

(5)山區干擾的處理

工作地區的山區由於落葉、浮土覆蓋層較厚，但松軟，同時森林覆蓋，探頭埋設困難，同時由於樹木的晃動，干擾非常嚴重。按照儀器操作要求，儀器不能布設在樹下，以免風搖樹的振動造成干擾。這種干擾主要對中低頻的測深數據有影響(圖2.15)，之所以有這樣的結論是因為磁場的噪音導致估計的視電阻率數據比真實的視電阻率要小，圖中視電阻率曲線高頻和低頻數據嚴重下掉，便是其具體的表現。在工作過程中曾經採用探頭深埋的方法，但效果並不理想。因此，為克服樹木振動的干擾，採用了遠參考與互參考等先進技術，利用參考點處受干擾小的磁場參考計算當前點的數據。

圖2.14儀器標定曲線

圖2.15林區受干擾測點的大地電磁測深數據

(6)觀測數據質量評價

對所有觀測到的數據按照《大地電磁測深技術規程》(DZ/T0172－1997)進行了質量評價。質量評價主要依據視電阻率並參考相位進行。穿越主要盆地邊界斷裂的測線質量評價見表2.4。

表2.4主要剖面測線質量評價

2.3.2.2穿越主要斷裂帶的MT剖面處理解釋結果

(1)扎蘭屯－林甸MT測深剖面

該剖面西起內蒙古扎蘭屯，東至黑龍江省林甸，全長約260km(圖2.16)。斷面經過區域是大興安嶺與松遼盆地過渡區域，在地質上是嫩江－開魯斷裂經過處，在地球物理上是大興安嶺重力梯度帶最大梯度陡變帶經過處。重力和MT剖面顯示，大致以齊齊哈爾為界，以東的松遼盆地基底埋深2～5km，而且具有明顯的上、下兩個低阻，中間夾一高阻的「三明治式」電性結構;以西地區並非傳統所認為的松遼盆地西部斜坡區，而是存在深度較大的斷陷，而且在10km深度存在與東部松遼盆地下部低阻層完全一致的電性結構，說明齊齊哈爾以東和以西地區具有類似的基底特徵。結合區域地質資料，松遼盆地西緣北段出露有近百處基性和超基性岩塊，最近吉林油田在南部的白城附近鑽井(洮5井)揭示，在530～550m井段發現強烈的變形岩，其中夾有無根的超基性岩和大理岩岩塊。該基性－超基性岩帶與嫩江－開魯斷裂帶及大興安嶺東緣的串珠狀強磁異常帶位置一致，這里也是興蒙－吉黑地區東、西部岩石圈厚度和莫霍面的突變帶。特別是近年來在大興安嶺地區確定了一條北東向展布的石炭紀岩漿弧，成因類型具有從俯沖到碰撞後的連續演化特點。因此，基本可以確定在松遼盆地西緣覆蓋區之下存在一條隱伏的古俯沖帶，向西傾伏的低阻異常體可能是古俯沖帶內的增生雜岩。這一古俯沖帶作為一條構造薄弱帶，不但對松遼盆地的形成及演化有著明顯的制約作用，而且對該區岩石圈結構的形成及演化也具有明顯的控製作用。

圖2.16松遼盆地西緣電法剖面處理解釋圖(剖面位置見圖2.1XB5)

(2)丹青河－道台橋MT測深剖面

該剖面位於研究區東部，全長64km。該剖面橫穿佳木斯－伊通斷裂帶內的方正盆地。大地電磁測深結果顯示(圖2.17)，方正盆地具有與松遼盆地類似的「三明治式」電性結構特徵。上部低阻層兩側受正斷層控制，下部低阻層受對沖逆斷層控制。這一特點與整個佳木斯－伊通和伊蘭－舒蘭斷裂帶特點基本一致。大慶油田的鑽井結果已經證實，上部低阻層為古近系，之下的高阻夾層為下白堊統，但下部低阻層的地質意義尚不清楚。根據電性結構分析，佳木斯－依蘭斷裂在古近紀斷陷之前曾發育過逆沖構造，古近紀斷陷是繼承早期逆沖構造發育起來的。

圖2.17丹青河－道台橋電法剖面處理解釋圖(位置見圖2.1DB4)

(3)寶清－當壁鎮MT測深剖面

該剖面位於黑龍江省東部，由南向北穿越興凱地塊北緣，經敦化－密山斷裂、勃利盆地東緣，到佳木斯地塊東緣的寶清，全長130km(圖2.18)。大地電磁測深結果顯示，興凱地塊整體以高阻為特徵，敦化－密山斷裂帶的位置存在與佳木斯－依蘭斷裂帶類似的「三明治式」電性結構。敦化－密山斷裂以北到寶清之間，地表為中生界和上古生界出露區，部分被新生代玄武岩所覆蓋，在寶清南部古生界與中生界交界處存在深度較大的低阻異常。該剖面的電性結構特徵顯示，敦密斷裂以北地區沒有穩定的高阻塊體，可能與剖面沿線經過的主要是完達山地體與佳木斯地塊間的增生雜岩帶。

圖2.18寶清－當壁鎮電法剖面處理解釋圖(位置見圖2.1DB2)

上述兩條剖面揭示佳木斯－伊通斷裂帶和敦化－密山斷裂帶均由兩條主幹斷裂所組成，兩斷裂間在垂向上均具有「三明治式」的雙低阻層電性結構，上部低阻層、中間的相對高阻夾層和下部低阻層的埋深及厚度也基本一致，而且下部低阻層由兩條對沖逆斷層控制，上部低阻層則由兩條相向的正斷層所控制。這種特徵說明，佳木斯－伊通斷裂和敦化－密山斷裂都至少經歷了兩個階段的演化。根據鑽井資料證實，上部低阻層為古近系，中間高阻夾層為下白堊統，說明早期逆沖斷層的活動時間應在早白堊世晚期或之後。與早期認識不同的是，電性剖面並未顯示出上部古近紀斷陷具有東斷西超的特點。向東延伸，這兩條斷裂均被俄羅斯境內的中央錫霍特－阿林斷裂所截。根據G.L.Kirillova(2003，2005)的資料，中央錫霍特－阿林斷裂為左行走滑斷裂，走滑構造發生的時間為晚白堊世。這也進一步證明佳木斯－伊蘭斷裂和敦化－密山斷裂的逆沖及走滑時間發生在晚白堊世之前。在敦化－密山斷裂北側的雞西盆地附近，基底麻山群高級變質岩向北西逆沖到早白堊世穆棱組煤系地層之上，也充分說明該區在早白堊世末－晚白堊世初發生過較強的左行走滑和逆沖推覆事件，並成為古近紀伸展變形的基礎。

2.3.2.3樺南－饒河MT測深剖面

佳木斯地塊和完達山地體是興蒙－吉黑岩石圈塊體內的兩個重要構造單元，在岩石圈結構及演化中佔有重要地位。特別是完達山地體作為一個巨大的錫霍特－阿林中生代增生地體的一部分，對於認識古太平洋域的演化及該區現今岩石圈結構特點具有重要的意義。可以說，這一地區對於認識東北亞大陸邊緣岩石圈結構和動力學演化是具有標志性和代表性的地區。多年來，雖然圍繞佳木斯地塊和完達山地體的性質及其相互關系等問題有過較多的研究(張貽俠等，1998;金旭等，1994;方盛明等，2002;葉茂等，1994;張興洲等，1991，1992;劉靜蘭等，1988;劉先文等，1994)，但這些研究多從地表地質資料出發，缺少深部地球物理的研究和依據。滿洲里－綏芬河地學斷面由於位置偏南，也沒能揭示到佳木斯地塊和完達山地體，因此，對這兩個構造單元及其相互關系的研究長期處於地表地質研究階段，缺乏對其深部結構特點的了解。為解決這一問題，我們於2002年在該區開展了MT剖面探測。

(1)MT剖面位置與構造背景

MT剖面西起佳木斯地塊中部的樺南(東經130°38ྲྀ″，北緯46°11Ƈ″)，東至中俄邊境附近的饒河縣以南50km的五林洞附近(東經133°39Ǝ″，北緯46°27ƈ″)。剖面由西向東經過佳木斯地塊東部，三江盆地南緣和完達山地體，全長240km。共設置MT測點11個，平均點距20km左右。

(2)MT野外數據採集與處理

野外測量採用美國Zonge公司生產的GDP32－Ⅱ型多功能電測儀，該儀器具有自動化程度高、功能全及實時處理等優點。儀器主要包括:二分量電場接收器(用不極化電極);二分量磁場接收器;電場前置放大器;數據採集和實時處理計算機系統以及電源系統部分。另外，該儀器還有較完善的自檢系統，有效地保證了野外數據採集的質量。數據採集系統利用級聯分樣法進行采樣，對第6次和第8次諧波進行傅里葉變換的疊加和平均，獲得電場和磁場的振幅和相位。GDP32－Ⅱ型MT採集程序的頻率范圍是從0.0007(6/8192)到8192Hz並被分成4組，以6次和8次諧波顯示。工作中只用到低頻、中頻和高頻3組。3組頻率設置見表2.5。

低頻帶的數據在連續的基礎上進行采樣、濾波、分樣和傅里葉變換實時地進行。對於表中三個頻帶以信號組(或稱信號串;bursts)的模式進行采樣，數據處理在這些信號組之間進行。數據的接受和摒棄根據相關度和離散限制的設定來確定。GDP32－Ⅱ型儀器安裝有FFT和Robust處理功能，保證了野外實測數據及時經過處理。室內又採用Zonge公司提供的SHRED，NSAVG處理程序進行二次處理，再經靜態校正後得到用於各種解釋的視電阻率及其它參數。圖2.19是代表三個區段(佳木斯地塊高阻區，寶清東低阻區，東端高阻區)的視電阻率曲線。

表2.5GDP32－Ⅱ型采樣頻率設置

圖2.19樺南－饒河不同區段MT實測曲線

(3)樺南－饒河MT剖面電性結構特徵

在對MT實測資料進行處理並確定視電阻率參數曲線模式的基礎上，採用一維常規反演和二維光滑反演方法進行了一維和二維反演解釋。圖2.20為一維反演結果，以直方圖形式給出。圖2.21為二維反演結果，以斷面圖形式給出。

圖2.20 樺南—饒河MT剖面一維反演模型

圖2.21 樺南—饒河MT二維反演斷面圖（位置見圖2-1剖面⑥）

樺南－饒河MT測深剖面描繪出佳木斯－饒河之間地殼及軟流圈的詳細結構。一維反演結果給出了縱向的電性結構關系。在寶清以西地區，十幾千米深度內存在連續的殼內高導層，軟流圈頂界在90～100km深度之間;在寶清以東地區，20～30km深處存在自東向西加深的殼內高導層，推測可能是早期洋殼向大陸俯沖的構造形跡，反演出的軟流圈頂界深度為75km。二維反演結果顯示，剖面在橫向上電性結構分區明顯，以寶清以東07測點位置為界分為西部和東部兩個明顯不同的電性結構區。寶清以西地區整體以高阻為特徵，反映佳木斯地塊以變質結晶岩系為主的組成特點;寶清以東地區主體以低阻為特點，反映了中生代增生雜岩的組成特點。據此可以准確地確定佳木斯地塊與完達山地體的界線就在此位置，但這只是在地殼淺部的位置，隨著深度加大，這一位置向西偏移傾斜，說明構造單元間的界線位置在淺部和深部並不相同。該界線兩側的垂向電性結構進一步證實了這一點。圖2.21顯示，佳木斯地塊雖整體顯示了穩定的高阻結構特徵，但在9～17km深度間存在一穩定的低阻層，說明佳木斯地塊由地表到深部並非是一個連續的高阻塊體，即9km之上的水平狀高速體是無根的。與其類似的是，完達山地體也表現出淺部和深部的電性結構明顯不同。突出表現在，6～9km深度之間為一水平的低阻層，低阻層之上為層狀分布的高阻層，而之下以低阻為主體，夾有多個高阻塊體，高阻塊體間的低阻異常近直立狀產出，從近地表延續至岩石圈底部。總體上，低阻異常顯示的岩石圈厚度約60～65km，這與南部敦化－密山斷裂沿線存在埋深約60km(金旭等，1994)和北部俄羅斯境內埋深近60km的軟流圈隆起特點是一致的。這似乎說明，這里不但是佳木斯地塊與完達山地體的分界，而且在佳木斯地塊東部，向南沿敦化－密山斷裂，向北到俄羅斯布列亞地塊東緣存在一條岩石圈尺度上的重要邊界構造帶。需要指出的是，寶清附近的幾個測點電阻率明顯比西段和東段低，由儀器最大觀測周期的實測數據進行的反演結果表明，其最大深度未能達到岩石圈底界。這可能與岩層電阻率低，對電磁場的強吸收作用使電磁場穿透深度變淺有關。

(4)樺南－饒河MT測深結果地質解釋及構造意義

在以往的深部地質構造研究中，曾對佳木斯地塊的范圍及東界的位置與性質做過相應的探索性分析，但對其具體位置只是根據某些地表現象的推測，缺乏深部結構的地球物理證據。對所謂完達山蛇綠岩之下的組成及結構基本上沒有進行過研究。樺南－饒河大地電磁測深剖面對上述問題有了一個較為明確的認識。從一維和二維反演結果所揭示的電性結構來看，整個剖面大致以寶清以東的盆地覆蓋區為界分成東、西兩部分。它們在電性結構上存在明顯的差別，體現了這里存在一條岩石圈尺度上的斷裂構造。佳木斯地塊淺部的高阻層是無根的，之下厚達10km的低阻層可能是殼內拆離構造，但也不排除是隱伏沉積岩層的可能。完達山地體區在一水平低阻層之上為水平狀高阻電性層，之下有兩個高阻塊體，高阻塊體被近於直立的低阻帶分開。這一結構顯示完達山蛇綠岩是一逆沖岩片，厚度為5～7km。岩片之下低阻體中夾裹的高阻體可能是與俯沖有關的增生塊體或是佳木斯地塊東緣早期裂解的塊體。從近地表到軟流圈直立狀的低阻帶可能是晚中生代期間的走滑構造，並在新生代成為玄武岩噴發的通道。

2.3.2.4以往MT測深資料的重新處理與解釋

根據項目的研究任務，系統收集了區內已有的以深部探測為目的的大地電磁測深資料(表2.6)，對收集到的剖面資料採用具有國際先進水平的二維連續自動反演技術全部進行了二維反演。對部分沒有給出岩石圈底界反演深度的剖面重新進行了一維反演，推斷確定了岩石圈底界。

表2.6興蒙－吉黑地區以往MT資料統計

(1)MT資料的二維光滑模型反演的基本原理

光滑模型反演是一種將大地電磁測深資料轉換為電阻率－深度模型的有效穩健的反演方法(IttmerJ.K.，1995;AicheA.，1991;StaffaP.L.，SenM.K.，1991)，對於簡單的一維反演，通常由每個觀測點觀測到的視電阻率和相位確定層狀大地模型的電性參數－層電阻率和厚度，從而可將觀測數據轉換為電阻率－深度函數。但在光滑模型反演中，地電模型的層數由觀測頻點數確定。每一層的厚度由相應頻率電磁波穿透深度確定，並在反演過程中保持不變，而每一層的電阻率初始值由視電阻率確定。在迭代反演過程中，層電阻率被不斷修改，直到計算的大地電磁響應與觀測數據盡可能的接近，同時電阻率模型保持一定的光滑性要求。反演模型的光滑性要求層與層之間電阻率的變化不大，導致模型在垂向上平滑地變化。

電阻率的橫向變化可通過二維反演實現。為進行二維反演，必須計算給定斷面的視電阻率和阻抗相位，這里採用二維有限元方法進行正演模擬。對於起伏地形，有限元網格沿地形進行剖分。

在沿測線做二維反演時，反演模型的橫向網格數由觀測點數確定，每個測點下對應有一列厚度由一維觀測頻率確定的網格。這樣由測點數和每個測點的觀測頻率可獲得二維反演大地模型電阻率網格。每個測點下方的一列電阻率分布與每個測點的電性層分布一致，電阻率值位於電性層中點。在進行二維反演時，初始模型電阻率(背景電阻率)可由一維光滑模型反演結果或觀測視電阻率通過某種平均方法取得。如果有測井資料等先驗信息，可在背景模型上添加這些特殊信息來反映地質結構的電性特徵。這樣，網格的電阻率分布相當於電阻率模型斷面，對於一條完整的測線，可由該電阻率網格做出對應的電阻率分布擬斷面圖。

在反演過程中，模型斷面網格電阻率通過迭代調整，直到由該模型計算的視電阻率與阻抗相位與觀測數據盡可能接近，同時模型滿足一定限制條件，這些限制條件包括限制反演模型電阻率與包含已知先驗地質信息的背景電阻率差異的背景模型約束，限制模型電阻率空間變化的模型光滑性約束等。因此，將視電阻率和阻抗相位反演為電阻率光滑變化的地電模型是一種有效指示大地電磁測深數據所包含信息的重要手段。光滑模型反演方法不需要模型參數的先驗信息，模型限制可使反演模型盡可能包含更多的已知地質信息。

綜上所述，二維光滑模型自動反演方法有如下優點:

1)對TM模式和TE模式選擇其一或同時進行反演，充分利用觀測數據，能獲得更多的地下電性分布信息;

2)同時使用觀測視電阻率與阻抗相位進行二維反演模擬，因此，可充分利用觀測數據包含的地質信息，減小反演的非唯一性，反演結果較僅用視電阻率反演更為可靠;

3)在作二維有限元正演模擬時，考慮地形起伏的影響，避免常規大地電磁測深的靜態校正，使計算結果與實際觀測更為接近;

4)整個反演過程完全自動化，除了約束初始模型外，無須人為干預，因此處理結果更為客觀。

(2)松南－遼北地區MT資料的重新處理

1)扎魯特旗－昌圖剖面二維反演。該剖面起於內蒙古的扎魯特旗，終止於遼寧的昌圖，剖面全長330km，共69個MT測點。二維反演結果顯示出盆地在該剖面上范圍變小，深度變淺，盆地邊緣特徵較明顯，反演結果見圖2.22。

2)科右中旗－遼源剖面二維和一維反演。該剖面位於松遼盆地南段，剖面起於內蒙的科右中旗，終止於吉林省遼源市，剖面全長330km，共78個MT測點。二維反演結果對區域電性格局顯示的很清楚，盆地范圍明顯變寬，深度明顯加大。二維反演結果見圖2.23，一維反演結果見圖2.24。

圖2.22 扎魯特旗—昌圖MT二維反演斷面圖

圖2.23 科右中旗—遼源MT二維反演斷面圖

圖2.24 科右中旗—遼源MT一維反演

3)瓦房店－營城子剖面二維反演和一維反演。該剖面位於松遼盆地中部偏南，剖面全長330km，共78個MT測點。二維反演結果與「科右中旗－遼源剖面」相似，只是盆地范圍更大，深度更大。剖面內一些小的盆地和凹陷也反映的很清楚，反演結果見圖2.25。根據MT一維和二維反演結果及電性層的不連續性，判斷出岩石圈尺度的斷裂和控盆斷裂構造多條，如:西拉木倫斷裂、依蘭－伊通斷裂、長春－四平斷裂、嫩江－開魯斷裂等。該區除松遼盆地外，在8～48km之間存在斷續的殼內高導層，軟流圈深度在58～126km之間，總的特點是軟流圈隆起區對應中－新生代的凹陷區。在深大斷裂處軟流圈的變化幅度都很大，表明一些岩石圈尺度的斷裂也與軟流圈的隆起相對應(圖2.24，圖2.26)。

4)科左後旗－乾安剖面二維反演。該剖面為北北東走向，基本與前三條的走向正交，剖面起點科左後旗(翁斯)終止於松遼盆地的中心地帶乾安。剖面全長290km，MT測點65個。二維反演結果清楚的反映了盆地邊緣及向北逐漸加深的變化，反演結果見圖2.27。

(3)滿洲里－綏芬河地學斷面MT資料的二維和一維反演

對滿洲里－綏芬河地學斷面綜合研究成果前面已有敘述，這里重點對該地學斷面研究中30個MT測點數據採用先進的反演軟體重新進行了二維反演，將地學斷面域1300km長度內的所有測點一次性完成，反演結果清楚描繪了整個斷面內的電性結構特徵。一維解釋模型和二維反演斷面特徵分別見圖2.28和圖2.29。主要電性結構特徵歸納如下:

1)根據電性差異將斷面域劃分為七個電性塊體，整個剖面二維反演結果的區域性電性變化與一維解釋劃分的塊體相吻合，與地質上的構造分區也基本一致。

2)斷面域內，除松遼盆地整體呈低阻，無法確定有無殼內高導層外，其它地區均有不規則的殼內高導層出現，深度在20～38km范圍內變化，厚度為2～3km，電阻率一般為10～50Ω·m。敦化－密山斷裂帶以東出現有2層殼內高導層。

3)在松遼盆地內，存在有厚度較大的低阻層，其厚度至少在40公里，電阻率為3～8Ω·m。

4)斷面域內幔內高導層深度在60～118km之間變化，基本上與地形起伏成鏡像對稱關系。在斷面西端的滿洲里附近岩石圈厚度為118km，在海拉爾盆地、巴林、松遼盆地，岩石圈厚度為60km左右，在斷面的東端岩石圈厚度約為90km。

(4)長白山天池火山區MT資料的二維反演

根據現今對活火山的定義，天池火山是一座具有潛在噴發危險的火山。1995年7～8月，中國地震局對長白山天池火山實施了15個點的MT探測。其中北北東方向的二維反演結果表明，在20～25km深處存在岩漿囊系統。岩漿囊可能有根，向下延續深度值得進一步研究(劉若新等，1999)。湯吉等(1997)的研究結果也表明，在長白山天池及其以東地區，約12km深處存在電阻率很低的地質體，電阻率為幾到幾十歐姆·米，可能是地殼內的岩漿囊(湯吉等，2001)。一維反演結果也表明，在火山口附近軟流圈深度明顯變淺，在幾公里長度的剖面上軟流圈深度變化梯度很大，形成軟流圈的突變，這是火山區的一個共同特點。劉若新等(1992，1995，1996)曾指出，天池火山是一座具有潛在噴發危險的火山。對一個休眠的活火山進行未來噴發危險性估計，其深部是否存在活動的岩漿系統是一個重要條件(劉若新等，1999)。本次研究收集了天池火山不同方位的MT剖面的二維反演結果。圖2.30是南北方向的反演結果(湯吉等，1997)，圖2.31是北北東方向的反演結果(劉若新等，1995)。從兩個不同方向的反演結果可以看出，在北北東向剖面的n5測點下約20公里的深度上存在低阻體，在南北向剖面的N07－N08測點下方相應深度上也有低阻體存在，這是火山地區深部存在岩漿囊的可靠依據。

圖2.25 瓦房店—營城子MT二維反演斷面圖

圖2.26 瓦房店—營城子MT一維反演

圖2.27 科左後旗—乾安MT二維反演斷面圖

圖2.28 滿州里—綏芬河地學斷面MT一維解釋模型

圖2.29 滿—綏地學斷面MT二維反演斷面圖

圖2.30 長白山天池NS向MT二維反演斷面圖

圖2.31 長白山天池NNE向MT二維反演斷面圖

圖2.32 鏡泊湖火山地區NW向MT二維反演斷面圖

圖2.33 鏡泊湖火山地區NE向MT二維反演斷面圖

圖2.34 鏡泊湖北西方向2線MT一維反演結果

圖2.35 鏡泊湖北東向MT一維反演結果

(5)鏡泊湖火山地區MT資料的二維反演

鏡泊湖位於黑龍江省寧安縣，敦化－密山斷裂帶西北側。在鏡泊湖西北約50km的森林中有13個火山口，被命名為全新世火山群。為了解火山區的深部結構和深部是否存在岩漿囊，對於火山噴發預測研究具有重要意義。2000年，吉林大學地球探測科技學院在該區進行了30個點的大地電磁測深探測(朱仁學等，2001)，實施了北西方向和北東方向兩條較長的測深剖面(朱仁學等，2001)。圖2.32和圖2.33分別為北西方向和北東方向的二維反演結果。二維反演結果顯示，在火山區深部確實存在岩漿囊(朱仁學等，2001)，特別是北西向斷面顯示，火山口附近有一個低阻體從上部連通到深部，低阻體有上窄下寬的特徵;部分測點的一維反演結果也顯示，鏡泊湖火山區軟流圈上界面深度為70～100km(圖2.34)，火山口及火山口兩側軟流圈深度有明顯的不同，特別是向火山口方向軟流圈深度逐漸變淺(圖2.35)。

Ⅳ 大地電磁測深法的應用實例

20世紀50～60年代，大地電磁測深法在理論和技術兩方面克服了許多缺陷和困難，取得了突破性的進展，走上實用階段並取得了第一批成果。30多年來隨著地質科學的進展，人們愈來愈重視地殼與上地幔的研究。近地表的地質現象都與地球的深部構造和物質狀態密切相關，很多地質問題的解決，比如礦產的分布與遠景預測，地震的發生等都有賴於深部地質研究的成果。在油氣田勘探方面，工作重點正逐步深入到地質條件復雜的地區，如火山岩、碳酸鹽岩廣泛分布的沉積盆地和有大規模逆掩斷層帶地區。在這些領域大地電磁測深法都可發揮重要作用。它不僅較傳統的電法勘探優越，甚至在某些方面和地震方法相比也具有一定的特點。

近年來大地電磁測深法在應用方面已取得不少成功的實例。目前應用最多也較成功的是在深部地質構造研究，油、氣田勘探和地熱資源的調查等幾個方面。

（一）研究地殼和上地幔深部地質構造

現在所用的大地電磁測深儀可記錄的最長周期為10000 s，勘探深度可達百千米。這樣的探測能力可以穿透地殼而至上地幔。因此，可用來探查不同地質構造單元之間的接觸關系；研究組成地殼和上地幔物質的導電性以及岩石圈的厚度。

我們首先介紹一下地殼和上地幔的基本概念。大家知道，地球的外形近似於一個橢球體，它的平均半徑為6371 km，赤道半徑為6378 km，兩極半徑為6356 km。對地球內部結構的認識主要是通過地球物理資料的分析和推論獲得的。根據地震波在不同深度傳播速度的變化，通常將地球劃分為地殼、地幔和地核三大部分（圖3-2-15）。

圖3-2-15 地震波速度隨深度的變化和地球內部的分層

地殼和地幔的分界面稱為莫霍界面，地幔和地核的分界面稱為古登堡界面或核-幔界面，莫霍界面和古登堡界面都是地震波速度變化不連續的分界面。通常認為莫霍面上下岩石的化學成分不同，所以它是一個化學分界面。古登堡界面位於地球深度約2900 km處，地震波向下穿過這一界面時，縱波速度陡然下降，橫波消失。由於液態介質中無橫波傳播，所以認為地核的外核應是熔融的液態物質，內核仍然是固態。地幔還可以分為上地幔和下地幔兩部分，二者的分界約位於深度1000 km處。在上地幔中，地震波速度隨深度的變化率是不均勻的，而下地幔中波速度隨深度的變化基本上是線性增大。

地殼是地球最表面的一層，它的平均厚度約33 km，但厚度分布極不均勻，大洋地區厚度較小，太平洋中心部位只有5 km，陸地一般較厚，約為30～40 km。通常是海拔越高地殼厚度越大，我國西藏高原及天山地區地殼厚達70 km左右。地殼內部分為上下兩層，地殼的上層是所謂的花崗岩層，也稱硅鋁層。下層稱為玄武岩層，或者稱為硅鎂層。實際上這些名稱都是根據地震波在地殼中的傳播速度和岩石標本波速度測量的對應關系來命名的。近年來參考了重力觀測資料，認為地殼的上層可能是介於花崗岩和閃長岩之間的岩類，地殼的下層可能是麻粒岩或閃岩，它們是酸性向中性過渡岩類的高壓相。上下兩層的分界面稱為康臘界面。另外，在許多地區的地殼內還發現有相對低速層或高速和低速的夾層，並且地震波的低速層和大地電磁測深法所發現的高導層經常是相互對應的。

通常認為地幔中的岩石是由類似於橄欖岩、輝石岩等超基性岩類組成的，其依據是橄欖岩的波速度和莫霍面的波速度相當。另外，如果地幔的物質組分和隕石相似，隕石的平均組分是：橄欖石46%、輝石25%、斜長石11%，它也應屬於超基性岩類。而且，玄武岩是地表常見的一種岩漿岩，它來源於地幔屬於超基性岩類，玄武岩中還常有橄欖岩等超基性岩的包體。根據岩石學實驗的推論，在地幔中不同溫度、壓力和水蒸氣條件下，地幔中不同深度可能形成閃石、斜長石玄武岩、輝石橄玄岩、石榴子石玄橄岩等。

就整個地球而言，根據大地電磁法的研究結果，地殼和上地幔可以分成三個大的電性層。

第一電性層為地表的沉積蓋層，厚度為0～20 km。電阻率為0.2～500 Ω·m，總縱向電導為0～3×10⁴S。當然在更詳細的地質研究中可以劃分出更細的層次。

第二電性層為堅硬的岩石圈，包括地殼及上地幔上部，在電性上表現為高電阻率，可達10³ Ω·m以上。其厚度在不同的構造單元上差別很大，一般在活動區較薄，為10～20 km，在穩定的地台區較厚，可達上百千米。值得指出的是，在這巨厚的岩石圈中近年來發現了低電阻異常或低電阻層。形成這種良導電層的原因可能有多種，它引起了地質和地球物理學家們的濃厚興趣。

第三個電性層為軟流圈，表現為良導電性。電阻率大致為幾十或幾歐·米。埋藏深度在不同地區有很大差別，可從20 km變到200 km，大多數為（100±30）km。很多資料表明軟流圈具全球性分布特性。

圖3-2-16 地殼、上地幔中電阻率隨深度的變化

圖3-2-16為地球的電阻率剖面，其電阻率值隨深度而變化。這個變化可以有兩種方式，一種是連續變化，電阻率主要受溫度的控制，另一種是不連續變化，電阻率主要受岩性成分和物理狀態的控制。

波斯派也夫等曾報導了西伯利亞地台南部包括貝加爾斷裂帶的大地電磁測深結果。在這里共完成了700多個測深點。從現代地質構造上看這里有童古斯與尼爾-薩亞-亞尼薩兩個台向斜，納帕、巴伊基特兩個台背斜以及貝加爾斷裂帶。沉積厚度在台向斜上為8 km以上，童古斯最厚為10～13 km。在台背斜隆起的頂部為2.5～3 km。深積層的地電剖面可分三層，第一層包括中生代、志留、奧陶、上寒武的陸相沉積，在向斜中縱向電阻率為10～15 Ω·m，厚度為3～5 km。在背斜上，電阻率為50～100 Ω·m，厚度僅數百米。該層相對地表為低電阻岩層。第二層主要為寒武紀的碳酸岩，在向斜中也包括志留、奧陶紀的碳酸岩。電阻率100～200 Ω·m，屬高電阻岩層。第三層為直接覆蓋在古老變質岩與結晶基底之上的寒武紀陸原沉積。在向斜中電阻率為3～5 Ω·m，厚度達2～6 km，在背斜上電阻率為30～50 Ω·m，厚度僅350～500 m，屬低電阻層。

應當指出，20世紀90年代以來，由中、美、加合作進行的「國際喜馬拉雅和西藏高原深剖面及綜合研究」（INDEPTH）項目，經近年深入研究，現已取得多項重要成果。其中根據MT法的資料，闡明了西藏中、南部特殊的地幔電性結構；提出了關於印度板塊俯沖的新觀點；指出了喜馬拉雅構造帶與岡底斯構造帶的地殼熱結構特點等（魏文博等，1997；Wenbo Wei，2001）。

（二）探測沉積盆地普查油氣田

應用大地電磁測深法可以確定沉積盆地下伏高阻基底的起伏，在有利條件下還可以對沉積岩系進行電性分層，研究沉積岩相帶的變化和沉積蓋層的構造，並可作為普查石油、天然氣田的綜合地球物理方法之一。根據一些研究成果表明，其精度有時並不亞於常用的地震勘探方法，特別當沉積盆地上部存在巨厚的礫石層、火山岩層、以及溶洞十分發育的碳酸岩層時，地震勘探效果不佳，大地電磁測深法是一種有效的替代方法。

圖3-2-17 蘇聯瓦爾戴拗陷大地電磁測深剖面圖

前蘇聯在莫斯科台向斜的瓦爾戴拗陷東南部，沿35公里長的測線上做了10個大地電磁測深點，每個測深點均觀測兩個方向的視電阻率值，即磁場與測線平行時的縱向ρ_∥（即ρ_TE）和與測線垂直時的橫向ρ_⊥（即ρ_TM），其結果如圖3-2-17所示。

從圖3-2-17（a）可以看出，單純研究沉積岩下伏基底的起伏，選用周期為10～100 s或更長一些的視電阻率曲線已可滿足解釋工作的需要。圖中各曲線在T=100 s的視電阻率處於反映高阻基底的右支S漸近線上。利用S漸近線可以求得各測點沉積蓋層總的縱向電導。圖3-2-17（b）繪出了電導S_⊥和S_∥的剖面圖，它們分別根據ρ_⊥和ρ_∥曲線求得，S_⊥和S_∥沿剖面變化特徵基本相同，定性反映了高阻基底埋深的變化情況。在拗陷邊緣測點4處，根據鑽孔資料基底埋深為1840 m，根據ρ_⊥曲線該點S_⊥ =1310 S，求得=1.4Ω·m。在測點10利用視電阻率曲線ρ_T （min）和的近似關系式，求得=1.3 Ω·m，二處大致相等。利用H=S公式可確定各測點高阻基底的埋深。圖中還繪出了根據各點H值和地震勘探資料求得的基底起伏剖面，二者基本一致。

Ⅵ 大地電磁測深法的應用

1.應用范圍

大地電磁測深法成果的地質解釋與推斷是大地電磁測深法資料解釋的重要組成部分,地質解釋應該圍繞所提出的地質任務來進行。大地電磁測深法所能解決的問題可以概括如下：

1）研究地殼和上地幔的電性結構,特別是殼內高導層和幔內高導層。

2）研究區域構造,這主要指研究基底起伏、埋深和斷層分布。

3）電性層的劃分及其地質解釋。岩石電阻率的大小主要取決於組成岩石的礦物成分、結構及其含水量的多少,而與地質年代之間沒有直接的關系。然而,對沉積岩來說,同一地質年代,又因沉積環境、礦物成分及其結構相似,岩石的電阻率相差不多；而不同地質年代的岩石,由於上述條件的不同,電阻率往往有一定的差異。由岩石電阻率的大小來推斷其地質年代是有一定根據的。

4）局部構造的研究。

5）其他地質問題的研究,如推覆體、裂谷、深大斷裂等。

2.應用實例

大地電磁測深法具有很大的勘探深度,當研究周期為10^－2～10⁴s的大地電磁場信號時,它的勘探深度可達數百千米。因此,可以利用大地電磁測深法來研究地殼和上地幔的電性分布,它給深部地球物理研究增添了一個新的方法。由於地球深部電學性質與其熱狀態密切相關,且地熱場被認為是地球構造運動的重要力源,所以用大地電磁測深法研究地殼上地幔結構受到廣泛的重視。近年來,大地電磁測深法在研究深部構造中的最重要貢獻,是在地殼內部和上地幔中發現有相對高導層,稱為殼內高導層和上地幔高導層。並且,在不同類型的地質構造地區,這些相對高導層的電性和分布都有明顯的區別。

地殼和上地幔的基本概念。大家知道,地球的外形近似於一個橢球體,它的平均半徑為6371km,赤道半徑為6378km,兩極半徑為6356km。對地球內部結構的認識主要是通過地球物理資料的分析和推論獲得的。根據地震波在不同深度傳播速度的變化,通常將地球劃分為地殼、地幔和地核三大部分,如圖3-15所示。

就整個地球而言,根據大地電磁法的研究結果,地殼和上地幔可以分成三個大的電性層。第一電性層為地表的沉積蓋層,厚度為0～20km。電阻率為0.2～500Ω·m,總縱向電導為0～3×10⁴S（西門子）。當然在更詳細的地質研究中可以劃分出更細的層次。第二電性層為堅硬的岩石圈,包括地殼及上地幔上部,在電性上表現為高電阻率,可達10³Ω·m以上。其厚度在不同的構造單元上差別很大,一般在活動區較薄,為10～20km,在穩定的地台區較厚,可達上百千米。值得指出的是,在這巨厚的岩石圈中近年來發現了低電阻異常或低電阻層。形成這種良導電層的原因可能有多種,它引起了地質和地球物理學家們的濃厚興趣。第三個電性層為軟流圈,表現為良導電性。電阻率大致為幾十或幾歐姆米。埋藏深度在不同地區有很大差別,可從20km變到200km,大多數為（100±30）km。很多資料表明軟流圈具全球性分布特性。

圖3-16為地球的電阻率剖面,其電阻率值隨深度而變化。這個變化可以有兩種方式,一種是連續變化,電阻率主要受溫度的控制；另一種是不連續變化,電阻率主要受岩性成分和物理狀態的控制。

圖3-15 地球內部分層

圖3-16 地殼、上地幔中電阻率隨深度的變化

20世紀90年代以來,由中、美、加合作進行的「國際喜馬拉雅和西藏高原深剖面及綜合研究」（INDEPTH）項目,經近年深入研究,現已取得多項重要成果。其中根據MT法的資料,闡明了西藏中、南部特殊的地幔電性結構；提出了關於印度板塊俯沖的新觀點；指出了喜馬拉雅構造帶與岡底斯構造帶的地殼熱結構特點等（魏文博等,1997）。

Ⅶ 有熱礦區物探成果再解譯

有熱礦區物探工作，目前收集的主要為2008年與2010年完成的音頻大地電磁測深（AMT）成果資料，兩者採用的設備不同。

呷村-有熱礦區岩礦石電性特點如下：銀鉛鋅礦石的導電性相差較大，其中緻密塊狀的特富礦石為特低阻特性，而浸染狀礦石及礦化岩石總體表現為低中阻特性。板岩以及含碳質板岩為低阻特徵。大理岩（灰岩）、安山岩、流紋岩、凝灰質碎屑岩為高阻特徵。

因此，銀鉛鋅礦與圍岩大理岩（灰岩）、安山岩、流紋岩和凝灰質碎屑岩等存在較大的電性差異常，具備開展音頻大地電磁（AMT）測深的前提條件。但也存在較大的干擾因素，主要有：

（1）黃鐵礦化的中酸性火山岩與中低品位的鉛鋅礦無明顯的電性差異；

（2）塊狀鉛鋅礦與碳質岩石無明顯電性差異。

因此，在有熱礦區開展音頻大地電磁（AMT）測深，並不能直接用於尋找銀鉛鋅礦體，只能依據視電阻率反演斷面圖劃分出的地電結構、高低阻層的分布情況，推斷隱伏火山岩體的分布，再結合地質成礦條件，間接預測深部礦體的空間位置（成都西南地物科技開發公司，2008；403地質隊，2010）。

10.2.1 2008 年音頻大地電磁測深（AMT）成果再解譯

成都西南地物科技開發公司與403地質隊於2008年6月提交了《四川省白玉縣有熱溝銀多金屬礦音頻大地電磁測深（AMT）探測成果報告》，對測區7、31、39、47、63、79線等6條測線開展音頻大地電磁測深物性與解釋工作，在同一測點做高頻（10000HZ）和低頻（1HZ）觀測，以確保從地表至地下1km范圍內資料的完整性。工作採用的儀器設備為加拿大鳳凰公司（Phoenix Geophysics，Canada）製造的MTU系列大地電磁測深儀（MTU-V8）。

根據成果報告和相關圖件的再解譯，可以得出以下結論：

（1）根據電阻率反演斷面解釋圖，可以看出7、31、39、47線（圖10.1a，b，c，d）的電性結構特徵與63、79線（圖10.1e，f）差異較大，反映存在兩個不同的地質體。該報告認為「在63線附近及以南地區，由於可能存在北西向的推斷斷層，致使北部地區總體向西傾的、向下延深較大的高視電阻率岩帶可能到此結束，從而變成延深較小的、控礦情況等均有所變化的、相距較近的63線與79線兩條測線的視電阻率特徵迥然不同的情形」。該結論與筆者認為的「近東西向F₁₁為後期左旋平移斷層，導致63線以南出現

的大片碳質鈣質板岩夾砂岩」結論吻合，因此可以確定大范圍的低阻異常為碳質板岩引起。地質和物探資料均表明63線以南的有熱南-神山地區地層錯位，神山一帶的含礦流紋質火山碎屑岩就是呷村-有熱礦區的含礦岩系。

（2）7、31、39、47線特徵類似，總體表現為較高的視電阻率（高於100Ω·m），剖面上顯示東部和西部為高阻地層，其間為中低阻地層，代表了碳質板岩地層，為目前已知礦體下盤的地層，因此可以推測礦化層位於中低阻地層東部的高阻與低阻過渡帶上。從7線地質-物探解譯圖（圖10.1a）可以看出，東部高阻層為賦礦流紋質火山岩，東、西礦帶分別位於該高阻層的東、西側邊緣的高阻與低阻的過渡帶上。而31線（圖10.1b）、47線（圖10.1c）則顯示目前已發現的礦體均位於該高阻層西側邊緣的高阻與低阻的過渡帶上，暗示尚未發現該高阻層東側邊緣高阻與低阻過渡帶上的東部礦體。39線（圖10.1d）有一定差別，表現為已知礦體位於高阻層的東側邊緣，可能的原因是39線礦體為厚層塊狀礦體，電阻率很低，影響范圍較大，導致東部高阻層顯示不明顯。因此，39線剖面中部的高阻層可能是礦體西部的非賦礦英安質火山岩，與7線東部的賦礦流紋質火山岩不是同一層。

10.2.2 2010 年高頻大地電磁測深（EH4）成果再解譯

2010年403地質隊利用從美國引進的EH-4連續電導率成像儀，對有熱礦區23、27、29、31、39線等5條線再次進行了高頻大地電磁測深工作，提交了《四川省白玉縣有熱銀多金屬礦音頻大地電磁（AMT）測深報告》。

野外數據採集採用單點張量觀測方式，接收大地電磁信號的頻率范圍為10Hz～92kHz。

根據成果報告和相關圖件的再解譯，可以得出以下結論：

（1）根據電阻率反演斷面解釋圖（圖10.2），其電性結構圖基本類似，近地表為視電阻率較低的低阻層；深部的西端為低阻層，中部及東端為高阻層，其間夾一中阻層（為目前已知礦體地段）。與2008年所獲圖件對比（31、39線），兩者基本類似。

（2）23、31線特徵十分類似（圖10.2a，b），西部為一范圍較大的高阻層，東部為一范圍較小的高阻層，目前已知礦化層位於兩高阻層之間的中阻帶上。如果東部高阻層為賦礦流紋質火山岩的反映，則暗示尚未發現高阻層東部邊緣過渡帶上的東部礦體。

（3）從39線地質-物探解譯圖（圖10.2c）可以看出，西部高阻層為下部英安質流紋岩，中部中阻帶為碳質板岩和塊狀礦體，東部高阻層是安山岩還是賦礦流紋質火山岩尚未得知。

圖10.1 呷村礦床勘探線地質-AMT物探綜合剖面圖

（地質資料據403地質隊，1993；物探底圖據成都西南地物科技開發公司，2008）

總之，通過對以上兩份物探報告成果的再解譯，初步認為有熱礦區19～55線深部存在西、東兩個高阻體，分別代表英安質火山岩和賦礦流紋質火山岩。兩高阻體之間為中阻層，代表碳質板岩和已知礦化層。東部高阻體的東部邊緣過渡帶可能存在隱伏的東礦帶（塊狀黑礦）。

圖10.2 有熱礦床勘探線地質與EH-4物探綜合剖面圖

（地質資料和物探底圖據403地質隊，2010，2011）

a—23線；b—31線；c—39線

Ⅷ 大地電磁測深和深部結構

地球物理資料揭示，華南大陸地殼一般為三層結構（秦葆瑚，1991），上地殼（深度0～3.85km），υp=5.6～6.0km/s；中地殼（深度3.85～21.73km）υp=6.15～6.35km/s；下地殼（深度21.73～37.06km）υp=6.40～6.80km/s。低速帶的波速值與花崗岩相近，產狀平緩，推測可能是構造滑脫帶中有流體參與發生部分熔融生成的深熔花崗岩帶。這與華南大面積出露的不同時代的殼源花崗岩和酸性火山岩可能有一定的聯系。

由阿爾泰—台灣地學斷面湖南段大地電磁測深成果（袁學誠，1997）（圖2-11），根據電阻率可以將湖南地區的地殼表層劃分為：白堊系—新生界（低阻穩定層），三疊系—古生界（中高阻變化層）以及元古宇板溪群和冷家溪群（低阻標志層）。其中上古生界灰岩成分較多，電阻率偏高；下古生界砂屑成分較多，電阻率偏低；新元古板溪群與中元古界冷家溪群為淺變質岩系，在剖面上以低阻標志層出現。中、下地殼—上地幔岩石層的電阻率在縱向和橫向都有變化，最低值小於100Ω·m，最高達到n×10⁴Ω·m。

圖2-11 阿爾泰—台灣地學斷面湖南段大地電磁測深推斷地電斷面圖

（據袁學誠等，1989；袁學誠，1997，改編）

大地電磁測深還反映出上地幔高導層的深度，其電阻率一般小於10～50Ω·m，個別點達60～70Ω·m，也有小於1Ω·m的（袁學誠等，1989）。這些上地幔高導層，本書研究認為可能是岩石部分熔融所造成的，也就是上地幔的軟流層，軟流層的深度如圖2-11所示。

由圖可知，軟流層頂界在湘中地區明顯下陷，在茶陵—臨武斷裂以東，即華夏塊體和花垣斷裂以西，揚子塊體軟流層頂界明顯抬升，構成了湘中地區獨特的高阻幔陷，即「湘中幔陷」。

根據高溫高壓實驗，高阻值可能與岩石中基性、超基性成分增多有關（袁學誠等，1989）。岩石不同的電阻率既能反映其溫度特徵，也反映出岩石的強度，即高電阻率對應低溫場內之剛性岩石（層），低電阻率對應於較高溫的塑性岩石（層）。這與鳳凰—茶陵斷面中褶皺變形情況（高阻塑性岩區褶皺發育）基本一致。

Ⅸ 西部地區大地電磁研究工作綜述

在中國西北盆山-青藏高原地區已開展了許多大地電磁測深工作，以深部探測為目的的大地電磁剖面主要有:

·青海大柴旦-四川大足大地電磁測深剖面

·攀西裂谷帶及龍門山斷裂帶的大地電磁剖面

·攀西裂谷地區的大地電磁剖面

·洛扎-那曲大地電磁測深剖面

·亞東-格爾木地學斷面

·羌塘地區南北向大地電磁測深剖面

·新疆葉城-西藏噶爾大地電磁測深剖面

·格爾木-額濟納旗地學斷面

·中美加國際合作西藏高原大地電磁深探測剖面

·青藏高原東緣大地電磁剖面

·吉隆-三個湖大地電磁測深剖面

以上研究工作積累了一定數量的大地電磁測量結果，其處理和解釋成果散見於各種期刊文獻中。

下面分別對主要剖面綜述如下。

4.1.1 青海大柴旦-四川大足大地電磁測深剖面

青海大柴旦-四川大足大地電磁測深剖面是中國地質大學受地礦部物化探局的委託完成的(圖4.1.1)。

大柴旦-大足大地電磁測深剖面自青海大柴旦，經過德令哈、都蘭、花石峽、達日、阿壩、龍日壩、綿陽，止於四川大足，全長1550km;它斜貫我國大陸腹地，連接西北和西南的地質構造區，是台灣-新疆阿爾泰地學斷面的組成部分。剖面所經地區地質構造復雜，具多種大陸岩石圈構造類型，包括柴達木微型地塊、東昆侖岩石圈縫合帶、巴顏喀拉陸內造山帶、龍門山逆沖推覆構造帶和揚子地塊。這些構造單元岩石圈的電性結構具有不同的特徵，穩定地塊具有清晰的層狀電性結構，高阻層發育，並有較好的連續性和穩定性;造山帶電性結構復雜，岩石電阻值降低，高導層增厚;縫合帶是岩石電性結構的巨大變異帶，電阻值大幅度降低，地殼和岩石圈厚度有顯著變化。

圖4.1.1 大柴旦-大足大地電磁測深剖面電性分布圖

4.1.2 攀西裂谷帶及龍門山斷裂帶的大地電磁剖面

為了查明攀西、龍門山地區的深部電性結構並為該地區的深部地質研究提供基礎資料，1984～1985年地質礦產部物化探研究所布置了兩條大地電磁測深剖面。南剖面橫切攀西軸部，自雲南的寧蒗經西昌直至瀘州，剖面長約480km;北剖面跨龍門山斷裂帶，自阿壩經灌縣也終止於瀘州，剖面長約570km。兩剖面總共18個測點(圖4.1.2)。

通過攀西、龍門山地區及其鄰區的大地電磁測深，發現了埋藏深度11～37km，厚5.5～11km，電阻率幾到幾十歐姆·米的殼內低阻層，推測它是由部分熔融的花崗岩類物質引起，在攀西及龍門山主構造帶上，這一低阻層近於消失。得出了四川西部地區岩石圈的厚度，它們是80～143km。上述兩個主構造帶以西，岩石厚度明顯增加。在主構造帶上均發現了深部高阻異常，它們與重、磁異常有明顯的對應關系。推測深部高阻異常是由早期大量上涌的地幔物質所造成，可能與本區最重要的一次成礦密切相關，值得進一步研究(圖4.1.3，圖4.1.4)。

4.1.3 攀西裂谷地區的大地電磁剖面

為了研究攀西裂谷地區地下電性結構，在1983年和1984年，中國科學院地球物理研究所在四川和雲南兩省交界地區的九個測點上做了大地電磁測深工作(圖4.1.5)。測線沿東西向展布，西起麗江東至巧家，全長約300km。攀西地區大地電磁測深結果表明，這一地區可劃分為三個條帶:麗江至華坪、華坪至會理和會理至巧家。三個條帶內電性結構有明顯差異，反映出本地區地質構造十分復雜。測區內沉積層厚度為3～5km，其電阻率小於30Ω·m。在地殼中約33km深處有一低阻層，厚度為5～12km。在紅格和華坪兩測點之下，深度為82～90km處出現第二個低阻層，它們指示出軟流層頂部埋深(圖4.1.6)。

圖4.1.2 攀西裂谷帶及龍門山斷裂帶的大地電磁剖面位置

圖4.1.3 雲南寧蒗—四川瀘州地區岩石圈電性結構圖圖中電阻率單位為Ω·m

圖4.1.4 四川阿壩—瀘州地區岩石圈電性結構圖電阻率單位為Ω·m

圖4.1.5 測區和測點分布圖

圖4.1.6 用一維反演模型繪制的測線剖面圖

4.1.4 洛扎-那曲大地電磁測深剖面

在1980～1982年中法兩國科學家開展「喜馬拉雅地質構造與地殼上地幔形成演化」合作研究期間，雙方共同完成了洛扎-那曲的大地電磁測深剖面。剖面全長40km，穿過雅魯藏布江縫合帶和羊八井地熱區(圖4.1.7)。

圖4.1.7 洛扎-那曲剖面大地電磁測深點分布圖

圖4.1.8 為洛扎-那曲剖面大地電磁測深點地電模型圖，由圖可以看出，雅魯藏布江縫合帶兩側電性分布差異較大。在雅魯藏布江北側殼內普遍存在高導層，高導層厚度為7～17km，電阻率為2～8Ω·m;高導層埋深為17～41km，從南向北逐漸加深。殼內高導層埋深與地震低速層埋深基本吻合，推測該層可能是部分熔融的花崗岩層。

圖4.1.8 洛扎-那曲剖面大地電磁測深點的地電模型地震的低速層

大地電磁測深結果發現，在洛扎有一個早於主中央斷層的緩傾角逆掩斷層，可能是溫度較低的印度板塊沿此斷層及雅魯藏布江縫合帶向北俯沖到西藏地殼之下，俯沖摩擦產生大量的熱，使上地殼岩石部分熔融，形成殼內高導層。在倒不龍一帶可能存在著熔融地幔岩的底辟上升，垂向的應力使岩石圈變薄並產生張性斷裂，為藏南的水熱活動提供熱源及通道。測區岩石圈厚度為120～170km，南部薄，北部厚。

4.1.5 亞東-格爾木地學斷面

在國家自然科學基金委員會及地質礦產部共同資助下，從1987年開始，地質礦產部及中國科學院所屬8個單位合作，由六十多位地質和地球物理學者參加，共同完成了亞東-格爾木地學斷面(YGT)研究。YGT南起亞東，中經康馬、拉薩、羊八井、安多、沱沱河、格爾木，全長1400km。沿斷面共作了29個大地電磁測深點(圖4.1.9)。

測區內電性分布在橫向上可分出5個構造區:喜馬拉雅、拉薩、羌塘、巴顏喀拉和昆侖構造區。縱向有5個電性層(圖4.1.10):低阻表層，電阻率1～10Ω·m，厚度小於500m;上地殼高阻岩石層，電阻率100～1000Ω·m，厚度15～25km;殼內高導層，電阻率1～10Ω·m，厚度5～10km;殼幔高阻層，電阻率1000～30000Ω·m，厚度百餘千米;上地幔高導層，電阻率約50Ω·m，其頂部埋深南部淺北部深，在雅魯藏布江上隆地區，最淺約100km，在羌塘地體下最深約200km。在雅魯藏布江和康馬處地下有兩個由淺至深向北傾斜的高導薄層，它們可能反映這兩個俯沖帶處於上部破碎，地表水下滲，深部因剪切熱而形成局部熔融，使電阻率降低。

4.1.6 羌塘地區南北向大地電磁測深剖面

1993年以來石油系統為勘探油氣，在西藏羌塘地區布置了若干條南北向大地電磁測深剖面，其中一部分深部測點可穿透岩石圈。以岡瑪錯-西亞爾崗隆起和唐古拉隆起為界把羌塘盆地分為南北羌塘。

圖4.1.9 亞東-格爾木地學斷面測線與測點的分布圖

大地電磁測深結果表明，南北羌塘深部電性分布差異十分明顯。在北羌塘，殼內有一個高導層，深度一般為10～30km，電阻率為1～60Ω·m。在班公錯-怒江縫合帶和南羌塘地區，上、下地殼各存在一個高導層，上地殼高導層深度為10～25km，電阻率為10～80Ω·m;下地殼高導層埋深為40～70km，電阻率為3～50Ω·m。在班公錯-怒江縫合帶，兩側殼內高導層表現為由南向北俯沖，且下地殼高導層向北增厚。下地殼高導層可能是由於印度板塊以低角度向青藏高原地殼擠入過程中，地殼物質破碎及摩擦升溫所致。在班公錯-怒江縫合帶南側至北羌塘，岩石圈厚度逐漸增加，陡度較大。巨厚的北羌塘岩石圈構成了一道天然屏障，阻止印度板塊繼續向北運移。

4.1.7 新疆葉城-西藏噶爾(獅泉河)大地電磁測深剖面

1989年，國家地震局在青藏高原西部從新疆喀什至紅其拉甫及新疆葉城至西藏噶爾(獅泉河)做了大地電磁測深剖面。剖面北起塔里木盆地，橫跨昆侖山脈和喀喇昆侖山脈至岡底斯西段，全長800km(圖4.1.11)。

地體和縫合帶年齡由北向南不斷變新，分別為奧陶紀—志留紀、二疊紀—三疊紀、晚三疊世、晚侏羅世和始新世。探測結果表明，不同測段地下電性分布差異較大，有的地段殼內有兩個高導層，有的地段則只有1個高導層。第1個高導層埋深為10～35km，第2個高導層埋深為30～65km。以南昆侖縫合帶為界，縫合帶以南殼內高導層自南向北逐步加深;而其北側殼內高導層埋深有自北向南加深的趨勢，殼內高導層向北傾的梯度明顯地大於南傾的梯度。但是，總體上看，本地區殼內高導層向南或向北傾斜的梯度都較緩，說明在高原的西部，印度板塊地殼是以低角度擠入歐亞板塊的，而且碰撞的強度比高原中部和東部要弱，表明測區已處於青藏高原邊緣地區。測區內上地幔高導層埋深為100～150km，也和青藏高原周邊上地幔高導層埋深相吻合(圖4.1.12)。

圖4.1.10 亞東-格爾木剖面二維地電模型圖中數字單位為Ω·m

圖4.1.11 新疆葉城-西藏噶爾剖面大地電磁測點位置圖

4.1.8 格爾木-額濟納旗地學斷面

繼亞東-格爾木地學斷面(YGT)完成後，國家自然科學基金委員會與地質礦產部又共同資助了格爾木-額濟納旗地學斷面(GET)研究。GET與YGT首尾相接，南起格爾木，往北穿過柴達木盆地，經哈拉湖切過祁連山，過河西走廊，越過北山，止於中蒙邊界附近的額濟納旗，全長900km(圖4.1.13)。1992～1993年對GET開展了地質、地球物理和地球化學多學科的野外調查和資料綜合分析。地球物理剖面沿斷面進行了寬角反射和折射深地震測深、重力測量、磁力測量、熱流和大地電磁測量，從北祁連至河西走廊進行了深地震反射測量。

根據電性分布，把整個斷面分為5個地體，從南往北依次為:柴達木地體、中南祁連地體、北祁連地體、北山南部地體和北山北部地體;和YGT相似;在縱向上分出5個電性層，即地表覆蓋層、上地殼、殼內高導層、下地殼和上地幔軟流圈;殼內高導層埋深不盡一致，大致在5～30km，電阻率為2～20Ω·m。和高原內部不同，殼內高導層沒有一致北傾的特徵，而是南傾、北傾交互出現;岩石圈厚度在145～155km之間(圖4.1.14)。

圖4.1.12 新疆葉城-西藏噶爾大地電磁測深剖面的地質解釋結果圖

圖4.1.13 額濟納旗-格爾木剖面大地電磁測點位置圖

圖4.1.14 額濟納旗-格爾木剖面大地電磁成果解釋圖

4.1.9 中美加國際合作西藏高原大地電磁深探測剖面

從1995年開始，中美加三國科學家在藏東南地區做了6條大地電磁測深剖面(圖4.1.15):亞東-雪古拉，雪古拉-當雄，達孜-巴木錯，德慶-龍尾錯，那曲-格爾木，錯那-墨竹工卡，吉隆-措勤。大地電磁觀測結果將在後面詳細描述。

4.1.10 青藏高原東緣大地電磁剖面

在「973」項目的支持下，中國地震局地質研究所於2000年8～11月在川西—藏東地區開展了大地電磁探測工作。根據研究目標，在川西—藏東地區布設了三條MT剖面，共完成測點76個。第一條是EW向剖面，東起自四川資中甘露鎮(29°52'，104°46')，沿川藏公路，經洪雅、雅安、康定、雅江、理塘，終止於四川西部的巴塘縣(29°52'，104°46')，全長約680km，布設測點48個;第二條剖面呈SSW—NNE向，由四川西南部的稻城縣桑堆鄉(29°24'，100°10')，向北東穿過雅江、道孚，直至金川縣的觀音橋(31°41'，101°39')，長達350km左右，布設測點18個。為了加強對鮮水河斷裂深部結構的控制，在上述第二剖面的東側又增設了一條SSW—NNE向剖面，該剖面從西南部的新都橋(30°03'，101°29')向北東延伸，經乾寧、丹巴，至金川縣的安定鄉(31°17'，101°29')，長約170km，布設測點10個。測區位置及MT測點布設見圖4.1.16。

利用大地電磁測深(MT)方法對青藏高原東緣地區進行了地殼、上地幔電性結構探測研究，發現該區具有特殊的電性結構特徵。探測結果清晰揭示出:①鮮水河斷裂帶是一條規模巨大的岩石圈斷裂，它是川滇菱形塊體的重要邊界斷裂;②測區為強震多發區，塊體兩側介質的差異是強震活動帶重要的深部背景;③川滇菱形塊體北部地區十幾千米下，發現存在大規模低阻體，電阻率僅為幾至幾十歐姆·米，該層向東約以45°角向東南下延，與青藏高原隆起側向擠壓，物質向東流變，受剛性塊體阻擋有關;從深部介質電性特徵，推斷現今川滇菱形塊體北部處在熱狀態，是近代很活動的塊體之一;④測區內岩石圈厚度由西段(川滇北部塊體)逐漸向東(揚子塊體)增厚(彩圖2)。

圖4.1.15 青藏高原大地電磁剖面位置

4.1.11 吉隆-三個湖大地電磁測深剖面

在國家科委和中國科學院共同資助下，為了研究拉薩地體和羌塘地體的電性結構分布情況以及班公錯-怒江和雅魯藏布江縫合帶的深部電性狀況，中國科學院地球物理研究所在1994年夏季沿84°E～86°E線從吉隆至三個湖完成了包括大地電磁測深的深部綜合地球物理剖面。沿測線南起吉隆，穿越薩嘎、改則、魯谷，北到三個湖，共布設了16個大地電磁測深點(圖4.1.17)。

薩嘎以南殼內高導層埋藏淺、厚度大，平均埋深6～10km，厚度5～12km;由於14，15，16三點得到的視電阻率曲線普遍較低，由此反演得到的50～55km深處的低阻體為下地殼高導層或殼幔混合過渡層。

圖4.1.16 研究區構造背景及大地電磁測線、測點位置

圖4.1.17 吉隆—魯谷大地電磁測深的台站位置

魯谷以北地區的岩石圈電性結構與雅魯藏布江以南相似，只是其高導層埋深加大，為15～30km，厚6～8km。自薩嘎至魯谷，以改則附近為界，在其南，地殼又被達瓦錯南斷裂分為兩個區，南區殼內發育雙高導層，上地殼高導層埋深約10km，厚度約1.2km，下地殼高導層埋深35km，厚度5～7km;北區殼內高導層埋深20～45km，厚度5～10km，並且顯示出由南到北逐漸加深的趨勢。在改則以北，殼內發育雙高導層，上地殼高導層埋深16km，厚約1.5km，下地殼高導層埋深55～60km，厚5～7km。

在改則以南，除在達瓦錯附近有一局部隆起，上地幔軟流圈起伏不大，平均埋深100km，自改則向北，軟流圈埋深急劇增加，至魯谷達最深230km(圖4.1.18)。

圖4.1.18 吉隆-三個湖剖面岩石圈電性結構分布圖

Ⅹ 華北地區以往大地電磁測深觀測結果

圖6.3 不同頻率的電磁波場在導電介質中傳播規律示意圖

在勘探地球物理領域中，人們通常所指的「電磁測深」是指電磁感應類的電阻率測深，這是建立在法拉第電磁感應定律基礎上的一類電法勘探方法。它利用人工或天然電磁場在地球內部激發的電磁感應現象，研究地下不同深度上地層的導電性結構。其中，利用天然電磁場的方法稱為「大地電磁測深」，其工作頻率為n×10-³～n×10² Hz；從「能量」的觀點看，電磁場在地下導電空間的傳播過程，必然伴隨有「能量」的損耗，使電磁場的振幅隨傳播距離衰減，相位也隨之改變。當電磁場為諧變場時，其趨膚深度和波長都與岩石的電阻率成正比，與電磁場的頻率成反比（石應駿等，1985）；這就意味著電磁場對地球的探測深度與頻率及地球內部的電性結構有關，頻率不同的電磁場，探測深度不同。在岩石導電性一定的條件下，電磁場的頻率高，探測深度小；反之，探測深度大（圖6.3）。而對於頻率一定的電磁場，當地下岩石的電阻率高，其探測深度大；反之，探測深度則小。這就是大地電磁測深的基本工作原理。

大地電磁測深是從導電性的角度研究地殼和上地幔結構不可缺少的方法。長期以來，國內對此投入了大量工作，在GGT地學大斷面研究、華北地區地震預測、預報研究、青藏高原形成演化機理研究等方面都取得許多重要成果。

自20世紀70年代以來，在華北地區開展過大量以研究岩石圈結構和深部地質過程為目標的地球物理探測，但投入的方法技術以地震深探測為主，有關岩石圈電性結構的研究並不多。除了穿過本區的四條地學大斷麵包含少量大地電磁測深（MT）以外，還在京、津、唐、張地區布置過2條測線31個MT測點（秦馨菱等，1991）；在邢台地區布置過4條測線，共45個測點（鄧前輝等，1997）；沿山西陽高—河北容城也布置了19個測點（趙國澤等，1997）。雖然，以往完成的工作量並不多，但通過這些大地電磁測深研究，人們對華北地區的岩石圈電性結構也有了一定的了解。

圖6.4 響水—滿都拉地學大斷面地殼、上地幔電性結構圖

（據江釗等，1990）

（a）滿都拉－伊金霍洛旗段；（b）土默特右旗－淄博段；（c）泗水－響水段

圖6.4為穿過華北地區的響水—滿都拉地學大斷面地殼、上地幔電性結構。如圖所示，斷面的深部電性結構以殼內、上地幔兩個高導層為標志。在華北地台及其南、北兩緣的構造邊界上電性結構的差異明顯。在北緣的槽、台分界線兩側，殼內高導層的埋深由34km躍變到21km，上部地殼的電阻率也有較大差異，意味著在兩大地質構造單元之間電性分界面的存在；在南緣的郯廬斷裂帶及東側的蘇北膠南地體，殼內高導層消失，上地幔范圍內相繼出現兩個高導層，與華北地區相比具有截然不同的電性結構特徵。在華北地台內一系列新生代斷陷盆地內，殼內高導層發育比較普遍，埋藏較淺，反映了新生代以來現代地殼運動強烈的特點。而在一些古老穩定的塊體下，殼內高導層或者缺失，或者埋藏較深。上地幔高導層的埋藏深度橫向變化劇烈，總的趨勢是西北深、東南淺，並在呼包盆地、冀中坳陷以及郯廬斷裂帶下方分別形成局部上隆區，其中在郯廬帶下方該層埋藏最淺，上隆幅度最大（江釗等，1990）。

圖6.5 唐山地震區地殼電性結構

（據秦馨菱等，1991）

圖6.5為唐山地震區地殼電性結構斷面圖。如圖所示，唐山震中區（10～16號點）及其周圍地區，除低阻沉積表層外，上地殼是高電阻層，下地殼是低阻層。上、下地殼高、低阻界面的起伏較大，以唐山地震區為最深。高阻上地殼厚度表現出明顯的橫向變化，以唐山地震區為最厚，其頂面隆起，底面下凹（秦馨菱等，1991）。

沿北京南郊狼垡—渤海北岸柏各庄剖面，穿越冀中坳陷、滄縣隆起和黃驊坳陷，布置了7個大地電磁測深點。其結果發現，上地幔低阻區有明顯的橫向起伏，波動幅度由西向東變大，波峰與北京凹陷、武清凹陷和黃驊坳陷分別對應；波谷與大興凸起和滄縣隆起對應；在滄縣隆起的下地殼、上地幔內有較大范圍的高阻圈閉。另一特點是地殼內出現低阻帶，電阻率小於25 Ω·m的范圍呈「香腸狀」結構，坳陷區厚，隆起區薄。地殼表層的低阻分布范圍與區內的新生代沉積發育狀況基本一致（趙國澤等，1986）。

為了研究邢台強震區地殼、上地幔電性結構，布置了4條大地電磁測深剖面；其中1～3號剖面沿北西西向橫穿區各構造單元，4號剖面近北北東向沿構造的走向展布。

如圖6.6、圖6.7所示，沿1號剖面地下介質的導電性分為3個區段，西北、東南區段結構簡單，中間段復雜。太行斷隆為高阻塊體，其電阻率由西北向東南降低。殼內10～20km深處見有明顯的電性梯度帶，推斷為殼內滑脫面的痕跡。斷面電性結構特徵表明，太行山與華北平原之間存在深斷裂。在太行山前20km深度以下發現一組直立電性異常體與上地幔低阻體相連，這可能是上地幔物質沿太行山前斷裂上涌通道的證據，或是太行山山前斷裂長期活動導致岩石圈電阻率降低的結果。牛家橋兩側的電性結構截然不同，可能反映地下存在深斷裂。此外，在剖面的東南部地下30km深存在一組低阻體（鄧前輝等，1997）。

圖6.6 邢台1號剖面二維反演模型（101～117號點等值線為電阻率對數值）

（據鄧前輝等，1997）

圖6.7 邢台1號剖面一維層狀電性結構圖

（據鄧前輝等，1997）

1—可靠地層界線；2—推斷地層界線；3—斷層；4—隱伏斷層；5—電阻率值（Ω·m）

圖6.8、圖6.9為2號剖面的二維反演電性結構模型和一維層狀結構模型。如圖所示，該剖面淺部斷裂發育，控制了凹陷的形成；其西北部在10km和20km深度存在兩組電性梯度帶，推斷為殼內滑脫帶的顯示。剖面深部存在電阻率為十幾歐姆米的低阻電性物質，該低阻帶在束鹿斷凹和寧晉斷凸下方上隆至28km深，在新河斷凸下埋深大於35km，並向東南傾伏，這可能意味著上地幔部分熔融物質侵入到束鹿斷凹和寧晉斷凸的下地殼之內。以東汪為界，剖面兩邊的電性特徵截然不同，推斷這里存在著隱伏的高角度深斷裂（鄧前輝等，1997）。

圖6.8 邢台2號剖面二維反演電性結構模型（等值線為電阻率對數值）

（據鄧前輝等，1997）

圖6.9 邢台2號剖面一維層狀電性結構圖

（據鄧前輝等，1997）

邢台地區3號剖面的電性結構較為簡單，與2號剖面有一定的相似性，差別在於上地幔低阻帶的深度在束鹿斷凹和寧晉斷凸下方變淺，在新河斷凸變深。4號剖面幾乎是沿構造走向布置，因而電性結構簡單（鄧前輝等，1997）。

中國地震局地質研究所於1994年完成了山西陽高—河北容城剖面的大地電磁觀測。剖面自山西陽高縣鎮邊堡起，向東南至河北安新縣於庄，長約252km，共布置19個測點。觀測資料的反演結果表明，剖面上地表附近相對低阻帶對應於陽高、陽原、蔚縣等山間盆地和河北平原盆地。沿剖面，中、下地殼存在斷斷續續的低阻帶，其下為高阻帶。低阻帶的底界由北西向南東變淺，變化趨勢與該區莫霍面的分布規律相符。從剖面上的電性結構特點可以看出，沿剖面大致可分為三個電性區：蔚縣以西，殼內低阻帶發育，結構較復雜；蔚縣到易縣之間，殼內低阻帶發育不明顯；易縣以東，為相對低阻區，殼內低阻帶埋深淺。在剖面范圍內見有上地幔低阻帶，其頂面深度在河北平原區小於100km，在山西斷隆深達150km或更深；易縣附近為該低阻帶上隆的梯度帶，這與我國東部發現的巨型重力梯度帶在該區的位置相對應。因此，認為這上地幔低阻帶可能是軟流層的顯示（趙國澤等，1997）。

在華北地區，以往前人所完成的這些大地電磁測深的數據採集，多數是在20世紀90年代以前完成的，使用的儀器有從德國引進的MMS-03大地電磁系統和國內自行研製的SD-1型大地電磁儀，它們與現代的MT-24或V5-2000大地電磁系統相比，性能上存在較大差距，這勢必影響數據採集的質量。另一方面，由於當時技術發展水平的限制，大地電磁測深數據處理和反演技術遠比現在落後，這很可能影響當時大地電磁測深資料解釋結果的可靠性。此外，除4條地學大斷面以外，區內現有的大地電磁測深剖面通常較短，不利於研究大區域性的殼幔結構；而在地學大斷面上大地電磁測深的點距較大，一般在30～50km之間，有些地方甚至更大，這顯然不可能對岩石圈電性結構有比較深入的認識。

但是，深入研究華北岩石圈的電性結構，不僅可以提供有關岩石圈地質構造輪廓的信息，更重要的是可以間接反映現今地下深部的熱結構特徵和物質狀態分布特點。這可以為研究華北岩石圈減薄的動力學機制提供重要的科學依據，同時，對於華北油氣、礦產、地熱資源預測和評價，以及地震災害預測、預報也有明顯的實際意義。