大地电磁成果报告

Ⅰ 音频大地电磁测深异常分析

从动态成矿的角度分析，无论是铜矿体或锡多金属矿体，相对围岩均为低阻体或导电体，其形成均与大地电磁场环境下水的电离反应及一系列成矿元素和硫、碳等矿化剂元素所参与的水-岩反应和电化学反应有关，矿体的形成反映的是导电矿物的聚集过程，动态成矿机制为音频大地电磁法测深在本测区的应用提供了理论支撑。

音频大地电磁法是通过在地面随时间变化的电磁分量来探测地下的电性结构。本次测量采用的是EH-4型StrataGem电磁系统，设计测量深度为1000m。

岩石样品物性参数测试结果显示，变火山岩型铜矿石电阻率（3.60×10^-5～0.0387Ω·m）和锡多金属矿石电阻率（5.30×10^-5～0.3Ω·m）均显著低于黑云母花岗岩（7710Ω·m）和碳酸盐岩（1.20×10⁴～2.40×10⁴Ω·m）围岩，为本次物探测量提供了依据。

同时，还选择勘探程度较高的19号试验剖面进行了方法有效性检验，结果显示数据采集质量和异常反演效果合乎设计要求。

实测共完成音频大地电磁测深剖面12条。根据二维反演电阻率成果（图3.27）推断的印支期变火山岩产状平缓，延伸稳定。根据变火山岩及附近围岩中出现的低阻异常，在剖面上圈定出找矿有利部位。

Ⅱ 可控源音频大地电磁法应用实例

（一）山西沁水盆地的应用效果

CSAMT法在该盆地的任务是探测奥陶系高阻灰岩顶面的起伏，研究其与上覆地层构造的继承关系，以查明该区的局部构造和断裂分布。野外观测采用AB＝2km的双极源，供电电流为n A～20 A，测量电极距MN＝200m，收发距r＝6km～10km，大于探测目标奥陶系灰岩顶面深度（1km～2km）的三倍。测深点距一般为500m，测深频段为2^－1Hz～2¹²Hz。

图4-8-3示出了一条剖面的工作成果。其中（a）图为经过近场校正（近场校正是指在近区计算的视电阻率发生畸变，需要把它校正到接近大地真电阻率）的视电阻率ρ_S拟断面图。可以看出，由于静态效应（静态效应是指当近地表存在局部导电性不均匀体时，电流流过不均匀体表面而在其上形成“积累电荷”，由此产生一个附加电场，使实测的视电阻率绘制在双对数坐标系会发生上下平移），图上出现了四个陡立等值线异常（49-9，47-18，43-22和41-24点）。它们造成存在陡立断层或岩脉的假象，也使整个断面上的局部构造形态难以辨认。为此，采用空间滤波法作了静校正。对该区实测资料的分析发现，较高频段（2⁶Hz～2⁹Hz）视电阻率变化平缓，标志表层覆盖层下有一厚度、深度和导电性都较稳定的电性层（这与已知的地质和物探资料相吻合）。故作静校正时，选取各测深点f＝2⁶Hz，2⁷Hz，2⁸Hz和2⁹Hz四个频点的实测视电阻率值计算平均视电阻率ρ_S，滤波窗口宽度选为D＝5。图4-8-3（b）是经过空间滤波处理后的

拟断面图，其上已不再存在前述陡立等值线异常带假象，下部反映奥陶系基岩起伏的高阻等值线变得十分圆滑和轮廓清晰。对静校正后的数据做了一维定量解释，结果示于图4-8-3（d）。由图可见，CSAMT推断的石炭-二叠系（C-P）和奥陶系（O）地层界线以及划分出的断层位置，与同一剖面地震勘探的结果吻合非常好。

图4-8-3 山西沁水盆地CSAMT和地震勘探综合剖面图

（a）做了近场校正，但未作静校正的ρ_S拟断面图（单位Ω·m）；（b）做静校正后的

拟断面图（单位Ω·m）；

（c）CSAMT视相位φ_S拟断面图（单位mrad）；（d）地震（实线）和CSAMT（虚线）确定的地层断面

对比图4-8-3（a）、（b）、（c）、（d）可以看出，静校正后的

拟断面图也大体上能反映地下构造形态（c）图，而且没有（a）图那样复杂的陡立等值线异常带。另一方面，图4-8-3（c）的下部φ_S等值线十分平缓，对地下构造反映不很清楚。这说明单纯利用相位资料作解释或作静校正，有可能遗漏或模糊地下实际存在的横向电性变化。

（二）新疆阿舍勒铜矿的应用效果

图4-8-4 新疆阿舍勒铜矿2875线CSAMT法视电阻率拟断面图

（a）作了静校正，但未作静校正的ρ_S/（Ω·m）拟断面图；

（b）作了静校正和静校正的

（Ω·m）拟断面图

新疆阿舍勒铜矿是与潜火山作用有特殊密切关系的潜火山热液黄铁矿型铜矿床。矿石富含黄铁矿，为良导电体，是CSAMT法有利的找矿目标。图4-8-4是根据该矿2875线CSAMT法观测结果，整理出的视电阻率拟断面图（收发距r＝6.1km，测量电极距MN＝测点距Δx＝50m）。其中，（a）图经过近场校正，但未做静校正，在零乱和总趋势呈陡立的ρ_S等值线背景上，可划分处四个局部低阻异常和若干个高阻圈闭，很难作推断解释。为校正明显存在的静态效应，对（a）图所示资料用空间滤波法作了静校正。考虑到该区最高频（f＝2¹²Hz）的观测质量较差，选用f＝2¹¹Hz，2¹⁰Hz和2⁹Hz三个频点的实测ρ_S值计算各测深点的平均视电阻率ρ_S，并以D＝5的窗口做空间滤波。（b）图是经过校正后的

拟断面图，图中没有贯穿整个频段的陡立等值线，清晰地呈现出两个局部低阻异常（20号点下的50Ω·m低阻闭合圈是静校正不完全留下的静态效应“痕迹”，不将其作为有意义的异常）。其中，1号测点下的低阻闭合圈，与钻探控制的已知富矿相对应；13号点下的低阻是新发现的异常。结合其他地质、物化探资料，推断此低阻异常是地下存在良导电含铜黄铁矿体的反映。用Bostick法对13号点经过近场和静位移校正后的视电阻率测深曲线作半定量解释，得良导体上顶埋深约为200m。据此，向主管部门提交了异常验证申请报告。钻探在180m～206m打到了约20m的黄铁黄铜矿体。这个例子进一步展现了CSAMT法寻找深部隐伏矿的前景。

近年来由美国EMI和Geometrics公司推出的主动源与被动源相结合的EH-4电导率成像系统已在国内使用，并在干旱、半干旱及沙漠地区找水取得了明显经济效益和社会效益。

该法是将人工可控电磁场源与天然电磁场源联合应用的一种频率测深法。前者的频率范围10kHz～100kHz，后者的频率范围0.1Hz～1000Hz。即用可控源（高频）探测浅部，用天然源（低频）探测深部。人们将这种CSAMT法与MT法相结合的方法称为“混场源法”。这里不对其作详细讨论。

Ⅲ 大地电磁测深的应用

大地电磁测深成果的地质解释与推断是大地电磁测深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。岩石的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。

大地电磁测深法具有很大的勘探深度，当研究周期为10s—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。

Ⅳ 大地电磁测深剖面研究

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°38ྲྀ″，北纬46°11Ƈ″)，东至中俄边境附近的饶河县以南50km的五林洞附近(东经133°39Ǝ″，北纬46°27ƈ″)。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)。

Ⅳ 大地电磁测深法的应用实例

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ρ_TE）和与测线垂直时的横向ρ_⊥（即ρ_TM），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ρ_T （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。

Ⅵ 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）。

Ⅶ 有热矿区物探成果再解译

有热矿区物探工作，目前收集的主要为2008年与2010年完成的音频大地电磁测深（AMT）成果资料，两者采用的设备不同。

呷村-有热矿区岩矿石电性特点如下：银铅锌矿石的导电性相差较大，其中致密块状的特富矿石为特低阻特性，而浸染状矿石及矿化岩石总体表现为低中阻特性。板岩以及含碳质板岩为低阻特征。大理岩（灰岩）、安山岩、流纹岩、凝灰质碎屑岩为高阻特征。

因此，银铅锌矿与围岩大理岩（灰岩）、安山岩、流纹岩和凝灰质碎屑岩等存在较大的电性差异常，具备开展音频大地电磁（AMT）测深的前提条件。但也存在较大的干扰因素，主要有：

（1）黄铁矿化的中酸性火山岩与中低品位的铅锌矿无明显的电性差异；

（2）块状铅锌矿与碳质岩石无明显电性差异。

因此，在有热矿区开展音频大地电磁（AMT）测深，并不能直接用于寻找银铅锌矿体，只能依据视电阻率反演断面图划分出的地电结构、高低阻层的分布情况，推断隐伏火山岩体的分布，再结合地质成矿条件，间接预测深部矿体的空间位置（成都西南地物科技开发公司，2008；403地质队，2010）。

10.2.1 2008 年音频大地电磁测深（AMT）成果再解译

成都西南地物科技开发公司与403地质队于2008年6月提交了《四川省白玉县有热沟银多金属矿音频大地电磁测深（AMT）探测成果报告》，对测区7、31、39、47、63、79线等6条测线开展音频大地电磁测深物性与解释工作，在同一测点做高频（10000HZ）和低频（1HZ）观测，以确保从地表至地下1km范围内资料的完整性。工作采用的仪器设备为加拿大凤凰公司（Phoenix Geophysics，Canada）制造的MTU系列大地电磁测深仪（MTU-V8）。

根据成果报告和相关图件的再解译，可以得出以下结论：

（1）根据电阻率反演断面解释图，可以看出7、31、39、47线（图10.1a，b，c，d）的电性结构特征与63、79线（图10.1e，f）差异较大，反映存在两个不同的地质体。该报告认为“在63线附近及以南地区，由于可能存在北西向的推断断层，致使北部地区总体向西倾的、向下延深较大的高视电阻率岩带可能到此结束，从而变成延深较小的、控矿情况等均有所变化的、相距较近的63线与79线两条测线的视电阻率特征迥然不同的情形”。该结论与笔者认为的“近东西向F₁₁为后期左旋平移断层，导致63线以南出现

的大片碳质钙质板岩夹砂岩”结论吻合，因此可以确定大范围的低阻异常为碳质板岩引起。地质和物探资料均表明63线以南的有热南-神山地区地层错位，神山一带的含矿流纹质火山碎屑岩就是呷村-有热矿区的含矿岩系。

（2）7、31、39、47线特征类似，总体表现为较高的视电阻率（高于100Ω·m），剖面上显示东部和西部为高阻地层，其间为中低阻地层，代表了碳质板岩地层，为目前已知矿体下盘的地层，因此可以推测矿化层位于中低阻地层东部的高阻与低阻过渡带上。从7线地质-物探解译图（图10.1a）可以看出，东部高阻层为赋矿流纹质火山岩，东、西矿带分别位于该高阻层的东、西侧边缘的高阻与低阻的过渡带上。而31线（图10.1b）、47线（图10.1c）则显示目前已发现的矿体均位于该高阻层西侧边缘的高阻与低阻的过渡带上，暗示尚未发现该高阻层东侧边缘高阻与低阻过渡带上的东部矿体。39线（图10.1d）有一定差别，表现为已知矿体位于高阻层的东侧边缘，可能的原因是39线矿体为厚层块状矿体，电阻率很低，影响范围较大，导致东部高阻层显示不明显。因此，39线剖面中部的高阻层可能是矿体西部的非赋矿英安质火山岩，与7线东部的赋矿流纹质火山岩不是同一层。

10.2.2 2010 年高频大地电磁测深（EH4）成果再解译

2010年403地质队利用从美国引进的EH-4连续电导率成像仪，对有热矿区23、27、29、31、39线等5条线再次进行了高频大地电磁测深工作，提交了《四川省白玉县有热银多金属矿音频大地电磁（AMT）测深报告》。

野外数据采集采用单点张量观测方式，接收大地电磁信号的频率范围为10Hz～92kHz。

根据成果报告和相关图件的再解译，可以得出以下结论：

（1）根据电阻率反演断面解释图（图10.2），其电性结构图基本类似，近地表为视电阻率较低的低阻层；深部的西端为低阻层，中部及东端为高阻层，其间夹一中阻层（为目前已知矿体地段）。与2008年所获图件对比（31、39线），两者基本类似。

（2）23、31线特征十分类似（图10.2a，b），西部为一范围较大的高阻层，东部为一范围较小的高阻层，目前已知矿化层位于两高阻层之间的中阻带上。如果东部高阻层为赋矿流纹质火山岩的反映，则暗示尚未发现高阻层东部边缘过渡带上的东部矿体。

（3）从39线地质-物探解译图（图10.2c）可以看出，西部高阻层为下部英安质流纹岩，中部中阻带为碳质板岩和块状矿体，东部高阻层是安山岩还是赋矿流纹质火山岩尚未得知。

图10.1 呷村矿床勘探线地质-AMT物探综合剖面图

（地质资料据403地质队，1993；物探底图据成都西南地物科技开发公司，2008）

总之，通过对以上两份物探报告成果的再解译，初步认为有热矿区19～55线深部存在西、东两个高阻体，分别代表英安质火山岩和赋矿流纹质火山岩。两高阻体之间为中阻层，代表碳质板岩和已知矿化层。东部高阻体的东部边缘过渡带可能存在隐伏的东矿带（块状黑矿）。

图10.2 有热矿床勘探线地质与EH-4物探综合剖面图

（地质资料和物探底图据403地质队，2010，2011）

a—23线；b—31线；c—39线

Ⅷ 大地电磁测深和深部结构

地球物理资料揭示，华南大陆地壳一般为三层结构（秦葆瑚，1991），上地壳（深度0～3.85km），υp=5.6～6.0km/s；中地壳（深度3.85～21.73km）υp=6.15～6.35km/s；下地壳（深度21.73～37.06km）υp=6.40～6.80km/s。低速带的波速值与花岗岩相近，产状平缓，推测可能是构造滑脱带中有流体参与发生部分熔融生成的深熔花岗岩带。这与华南大面积出露的不同时代的壳源花岗岩和酸性火山岩可能有一定的联系。

由阿尔泰—台湾地学断面湖南段大地电磁测深成果（袁学诚，1997）（图2-11），根据电阻率可以将湖南地区的地壳表层划分为：白垩系—新生界（低阻稳定层），三叠系—古生界（中高阻变化层）以及元古宇板溪群和冷家溪群（低阻标志层）。其中上古生界灰岩成分较多，电阻率偏高；下古生界砂屑成分较多，电阻率偏低；新元古板溪群与中元古界冷家溪群为浅变质岩系，在剖面上以低阻标志层出现。中、下地壳—上地幔岩石层的电阻率在纵向和横向都有变化，最低值小于100Ω·m，最高达到n×10⁴Ω·m。

图2-11 阿尔泰—台湾地学断面湖南段大地电磁测深推断地电断面图

（据袁学诚等，1989；袁学诚，1997，改编）

大地电磁测深还反映出上地幔高导层的深度，其电阻率一般小于10～50Ω·m，个别点达60～70Ω·m，也有小于1Ω·m的（袁学诚等，1989）。这些上地幔高导层，本书研究认为可能是岩石部分熔融所造成的，也就是上地幔的软流层，软流层的深度如图2-11所示。

由图可知，软流层顶界在湘中地区明显下陷，在茶陵—临武断裂以东，即华夏块体和花垣断裂以西，扬子块体软流层顶界明显抬升，构成了湘中地区独特的高阻幔陷，即“湘中幔陷”。

根据高温高压实验，高阻值可能与岩石中基性、超基性成分增多有关（袁学诚等，1989）。岩石不同的电阻率既能反映其温度特征，也反映出岩石的强度，即高电阻率对应低温场内之刚性岩石（层），低电阻率对应于较高温的塑性岩石（层）。这与凤凰—茶陵断面中褶皱变形情况（高阻塑性岩区褶皱发育）基本一致。

Ⅸ 西部地区大地电磁研究工作综述

在中国西北盆山-青藏高原地区已开展了许多大地电磁测深工作，以深部探测为目的的大地电磁剖面主要有:

·青海大柴旦-四川大足大地电磁测深剖面

·攀西裂谷带及龙门山断裂带的大地电磁剖面

·攀西裂谷地区的大地电磁剖面

·洛扎-那曲大地电磁测深剖面

·亚东-格尔木地学断面

·羌塘地区南北向大地电磁测深剖面

·新疆叶城-西藏噶尔大地电磁测深剖面

·格尔木-额济纳旗地学断面

·中美加国际合作西藏高原大地电磁深探测剖面

·青藏高原东缘大地电磁剖面

·吉隆-三个湖大地电磁测深剖面

以上研究工作积累了一定数量的大地电磁测量结果，其处理和解释成果散见于各种期刊文献中。

下面分别对主要剖面综述如下。

4.1.1 青海大柴旦-四川大足大地电磁测深剖面

青海大柴旦-四川大足大地电磁测深剖面是中国地质大学受地矿部物化探局的委托完成的(图4.1.1)。

大柴旦-大足大地电磁测深剖面自青海大柴旦，经过德令哈、都兰、花石峡、达日、阿坝、龙日坝、绵阳，止于四川大足，全长1550km;它斜贯我国大陆腹地，连接西北和西南的地质构造区，是台湾-新疆阿尔泰地学断面的组成部分。剖面所经地区地质构造复杂，具多种大陆岩石圈构造类型，包括柴达木微型地块、东昆仑岩石圈缝合带、巴颜喀拉陆内造山带、龙门山逆冲推覆构造带和扬子地块。这些构造单元岩石圈的电性结构具有不同的特征，稳定地块具有清晰的层状电性结构，高阻层发育，并有较好的连续性和稳定性;造山带电性结构复杂，岩石电阻值降低，高导层增厚;缝合带是岩石电性结构的巨大变异带，电阻值大幅度降低，地壳和岩石圈厚度有显著变化。

图4.1.1 大柴旦-大足大地电磁测深剖面电性分布图

4.1.2 攀西裂谷带及龙门山断裂带的大地电磁剖面

为了查明攀西、龙门山地区的深部电性结构并为该地区的深部地质研究提供基础资料，1984～1985年地质矿产部物化探研究所布置了两条大地电磁测深剖面。南剖面横切攀西轴部，自云南的宁蒗经西昌直至泸州，剖面长约480km;北剖面跨龙门山断裂带，自阿坝经灌县也终止于泸州，剖面长约570km。两剖面总共18个测点(图4.1.2)。

通过攀西、龙门山地区及其邻区的大地电磁测深，发现了埋藏深度11～37km，厚5.5～11km，电阻率几到几十欧姆·米的壳内低阻层，推测它是由部分熔融的花岗岩类物质引起，在攀西及龙门山主构造带上，这一低阻层近于消失。得出了四川西部地区岩石圈的厚度，它们是80～143km。上述两个主构造带以西，岩石厚度明显增加。在主构造带上均发现了深部高阻异常，它们与重、磁异常有明显的对应关系。推测深部高阻异常是由早期大量上涌的地幔物质所造成，可能与本区最重要的一次成矿密切相关，值得进一步研究(图4.1.3，图4.1.4)。

4.1.3 攀西裂谷地区的大地电磁剖面

为了研究攀西裂谷地区地下电性结构，在1983年和1984年，中国科学院地球物理研究所在四川和云南两省交界地区的九个测点上做了大地电磁测深工作(图4.1.5)。测线沿东西向展布，西起丽江东至巧家，全长约300km。攀西地区大地电磁测深结果表明，这一地区可划分为三个条带:丽江至华坪、华坪至会理和会理至巧家。三个条带内电性结构有明显差异，反映出本地区地质构造十分复杂。测区内沉积层厚度为3～5km，其电阻率小于30Ω·m。在地壳中约33km深处有一低阻层，厚度为5～12km。在红格和华坪两测点之下，深度为82～90km处出现第二个低阻层，它们指示出软流层顶部埋深(图4.1.6)。

图4.1.2 攀西裂谷带及龙门山断裂带的大地电磁剖面位置

图4.1.3 云南宁蒗—四川泸州地区岩石圈电性结构图图中电阻率单位为Ω·m

图4.1.4 四川阿坝—泸州地区岩石圈电性结构图电阻率单位为Ω·m

图4.1.5 测区和测点分布图

图4.1.6 用一维反演模型绘制的测线剖面图

4.1.4 洛扎-那曲大地电磁测深剖面

在1980～1982年中法两国科学家开展“喜马拉雅地质构造与地壳上地幔形成演化”合作研究期间，双方共同完成了洛扎-那曲的大地电磁测深剖面。剖面全长40km，穿过雅鲁藏布江缝合带和羊八井地热区(图4.1.7)。

图4.1.7 洛扎-那曲剖面大地电磁测深点分布图

图4.1.8 为洛扎-那曲剖面大地电磁测深点地电模型图，由图可以看出，雅鲁藏布江缝合带两侧电性分布差异较大。在雅鲁藏布江北侧壳内普遍存在高导层，高导层厚度为7～17km，电阻率为2～8Ω·m;高导层埋深为17～41km，从南向北逐渐加深。壳内高导层埋深与地震低速层埋深基本吻合，推测该层可能是部分熔融的花岗岩层。

图4.1.8 洛扎-那曲剖面大地电磁测深点的地电模型地震的低速层

大地电磁测深结果发现，在洛扎有一个早于主中央断层的缓倾角逆掩断层，可能是温度较低的印度板块沿此断层及雅鲁藏布江缝合带向北俯冲到西藏地壳之下，俯冲摩擦产生大量的热，使上地壳岩石部分熔融，形成壳内高导层。在倒不龙一带可能存在着熔融地幔岩的底辟上升，垂向的应力使岩石圈变薄并产生张性断裂，为藏南的水热活动提供热源及通道。测区岩石圈厚度为120～170km，南部薄，北部厚。

4.1.5 亚东-格尔木地学断面

在国家自然科学基金委员会及地质矿产部共同资助下，从1987年开始，地质矿产部及中国科学院所属8个单位合作，由六十多位地质和地球物理学者参加，共同完成了亚东-格尔木地学断面(YGT)研究。YGT南起亚东，中经康马、拉萨、羊八井、安多、沱沱河、格尔木，全长1400km。沿断面共作了29个大地电磁测深点(图4.1.9)。

测区内电性分布在横向上可分出5个构造区:喜马拉雅、拉萨、羌塘、巴颜喀拉和昆仑构造区。纵向有5个电性层(图4.1.10):低阻表层，电阻率1～10Ω·m，厚度小于500m;上地壳高阻岩石层，电阻率100～1000Ω·m，厚度15～25km;壳内高导层，电阻率1～10Ω·m，厚度5～10km;壳幔高阻层，电阻率1000～30000Ω·m，厚度百余千米;上地幔高导层，电阻率约50Ω·m，其顶部埋深南部浅北部深，在雅鲁藏布江上隆地区，最浅约100km，在羌塘地体下最深约200km。在雅鲁藏布江和康马处地下有两个由浅至深向北倾斜的高导薄层，它们可能反映这两个俯冲带处于上部破碎，地表水下渗，深部因剪切热而形成局部熔融，使电阻率降低。

4.1.6 羌塘地区南北向大地电磁测深剖面

1993年以来石油系统为勘探油气，在西藏羌塘地区布置了若干条南北向大地电磁测深剖面，其中一部分深部测点可穿透岩石圈。以冈玛错-西亚尔岗隆起和唐古拉隆起为界把羌塘盆地分为南北羌塘。

图4.1.9 亚东-格尔木地学断面测线与测点的分布图

大地电磁测深结果表明，南北羌塘深部电性分布差异十分明显。在北羌塘，壳内有一个高导层，深度一般为10～30km，电阻率为1～60Ω·m。在班公错-怒江缝合带和南羌塘地区，上、下地壳各存在一个高导层，上地壳高导层深度为10～25km，电阻率为10～80Ω·m;下地壳高导层埋深为40～70km，电阻率为3～50Ω·m。在班公错-怒江缝合带，两侧壳内高导层表现为由南向北俯冲，且下地壳高导层向北增厚。下地壳高导层可能是由于印度板块以低角度向青藏高原地壳挤入过程中，地壳物质破碎及摩擦升温所致。在班公错-怒江缝合带南侧至北羌塘，岩石圈厚度逐渐增加，陡度较大。巨厚的北羌塘岩石圈构成了一道天然屏障，阻止印度板块继续向北运移。

4.1.7 新疆叶城-西藏噶尔(狮泉河)大地电磁测深剖面

1989年，国家地震局在青藏高原西部从新疆喀什至红其拉甫及新疆叶城至西藏噶尔(狮泉河)做了大地电磁测深剖面。剖面北起塔里木盆地，横跨昆仑山脉和喀喇昆仑山脉至冈底斯西段，全长800km(图4.1.11)。

地体和缝合带年龄由北向南不断变新，分别为奥陶纪—志留纪、二叠纪—三叠纪、晚三叠世、晚侏罗世和始新世。探测结果表明，不同测段地下电性分布差异较大，有的地段壳内有两个高导层，有的地段则只有1个高导层。第1个高导层埋深为10～35km，第2个高导层埋深为30～65km。以南昆仑缝合带为界，缝合带以南壳内高导层自南向北逐步加深;而其北侧壳内高导层埋深有自北向南加深的趋势，壳内高导层向北倾的梯度明显地大于南倾的梯度。但是，总体上看，本地区壳内高导层向南或向北倾斜的梯度都较缓，说明在高原的西部，印度板块地壳是以低角度挤入欧亚板块的，而且碰撞的强度比高原中部和东部要弱，表明测区已处于青藏高原边缘地区。测区内上地幔高导层埋深为100～150km，也和青藏高原周边上地幔高导层埋深相吻合(图4.1.12)。

图4.1.10 亚东-格尔木剖面二维地电模型图中数字单位为Ω·m

图4.1.11 新疆叶城-西藏噶尔剖面大地电磁测点位置图

4.1.8 格尔木-额济纳旗地学断面

继亚东-格尔木地学断面(YGT)完成后，国家自然科学基金委员会与地质矿产部又共同资助了格尔木-额济纳旗地学断面(GET)研究。GET与YGT首尾相接，南起格尔木，往北穿过柴达木盆地，经哈拉湖切过祁连山，过河西走廊，越过北山，止于中蒙边界附近的额济纳旗，全长900km(图4.1.13)。1992～1993年对GET开展了地质、地球物理和地球化学多学科的野外调查和资料综合分析。地球物理剖面沿断面进行了宽角反射和折射深地震测深、重力测量、磁力测量、热流和大地电磁测量，从北祁连至河西走廊进行了深地震反射测量。

根据电性分布，把整个断面分为5个地体，从南往北依次为:柴达木地体、中南祁连地体、北祁连地体、北山南部地体和北山北部地体;和YGT相似;在纵向上分出5个电性层，即地表覆盖层、上地壳、壳内高导层、下地壳和上地幔软流圈;壳内高导层埋深不尽一致，大致在5～30km，电阻率为2～20Ω·m。和高原内部不同，壳内高导层没有一致北倾的特征，而是南倾、北倾交互出现;岩石圈厚度在145～155km之间(图4.1.14)。

图4.1.12 新疆叶城-西藏噶尔大地电磁测深剖面的地质解释结果图

图4.1.13 额济纳旗-格尔木剖面大地电磁测点位置图

图4.1.14 额济纳旗-格尔木剖面大地电磁成果解释图

4.1.9 中美加国际合作西藏高原大地电磁深探测剖面

从1995年开始，中美加三国科学家在藏东南地区做了6条大地电磁测深剖面(图4.1.15):亚东-雪古拉，雪古拉-当雄，达孜-巴木错，德庆-龙尾错，那曲-格尔木，错那-墨竹工卡，吉隆-措勤。大地电磁观测结果将在后面详细描述。

4.1.10 青藏高原东缘大地电磁剖面

在“973”项目的支持下，中国地震局地质研究所于2000年8～11月在川西—藏东地区开展了大地电磁探测工作。根据研究目标，在川西—藏东地区布设了三条MT剖面，共完成测点76个。第一条是EW向剖面，东起自四川资中甘露镇(29°52'，104°46')，沿川藏公路，经洪雅、雅安、康定、雅江、理塘，终止于四川西部的巴塘县(29°52'，104°46')，全长约680km，布设测点48个;第二条剖面呈SSW—NNE向，由四川西南部的稻城县桑堆乡(29°24'，100°10')，向北东穿过雅江、道孚，直至金川县的观音桥(31°41'，101°39')，长达350km左右，布设测点18个。为了加强对鲜水河断裂深部结构的控制，在上述第二剖面的东侧又增设了一条SSW—NNE向剖面，该剖面从西南部的新都桥(30°03'，101°29')向北东延伸，经乾宁、丹巴，至金川县的安定乡(31°17'，101°29')，长约170km，布设测点10个。测区位置及MT测点布设见图4.1.16。

利用大地电磁测深(MT)方法对青藏高原东缘地区进行了地壳、上地幔电性结构探测研究，发现该区具有特殊的电性结构特征。探测结果清晰揭示出:①鲜水河断裂带是一条规模巨大的岩石圈断裂，它是川滇菱形块体的重要边界断裂;②测区为强震多发区，块体两侧介质的差异是强震活动带重要的深部背景;③川滇菱形块体北部地区十几千米下，发现存在大规模低阻体，电阻率仅为几至几十欧姆·米，该层向东约以45°角向东南下延，与青藏高原隆起侧向挤压，物质向东流变，受刚性块体阻挡有关;从深部介质电性特征，推断现今川滇菱形块体北部处在热状态，是近代很活动的块体之一;④测区内岩石圈厚度由西段(川滇北部块体)逐渐向东(扬子块体)增厚(彩图2)。

图4.1.15 青藏高原大地电磁剖面位置

4.1.11 吉隆-三个湖大地电磁测深剖面

在国家科委和中国科学院共同资助下，为了研究拉萨地体和羌塘地体的电性结构分布情况以及班公错-怒江和雅鲁藏布江缝合带的深部电性状况，中国科学院地球物理研究所在1994年夏季沿84°E～86°E线从吉隆至三个湖完成了包括大地电磁测深的深部综合地球物理剖面。沿测线南起吉隆，穿越萨嘎、改则、鲁谷，北到三个湖，共布设了16个大地电磁测深点(图4.1.17)。

萨嘎以南壳内高导层埋藏浅、厚度大，平均埋深6～10km，厚度5～12km;由于14，15，16三点得到的视电阻率曲线普遍较低，由此反演得到的50～55km深处的低阻体为下地壳高导层或壳幔混合过渡层。

图4.1.16 研究区构造背景及大地电磁测线、测点位置

图4.1.17 吉隆—鲁谷大地电磁测深的台站位置

鲁谷以北地区的岩石圈电性结构与雅鲁藏布江以南相似，只是其高导层埋深加大，为15～30km，厚6～8km。自萨嘎至鲁谷，以改则附近为界，在其南，地壳又被达瓦错南断裂分为两个区，南区壳内发育双高导层，上地壳高导层埋深约10km，厚度约1.2km，下地壳高导层埋深35km，厚度5～7km;北区壳内高导层埋深20～45km，厚度5～10km，并且显示出由南到北逐渐加深的趋势。在改则以北，壳内发育双高导层，上地壳高导层埋深16km，厚约1.5km，下地壳高导层埋深55～60km，厚5～7km。

在改则以南，除在达瓦错附近有一局部隆起，上地幔软流圈起伏不大，平均埋深100km，自改则向北，软流圈埋深急剧增加，至鲁谷达最深230km(图4.1.18)。

图4.1.18 吉隆-三个湖剖面岩石圈电性结构分布图

Ⅹ 华北地区以往大地电磁测深观测结果

图6.3 不同频率的电磁波场在导电介质中传播规律示意图

在勘探地球物理领域中，人们通常所指的“电磁测深”是指电磁感应类的电阻率测深，这是建立在法拉第电磁感应定律基础上的一类电法勘探方法。它利用人工或天然电磁场在地球内部激发的电磁感应现象，研究地下不同深度上地层的导电性结构。其中，利用天然电磁场的方法称为“大地电磁测深”，其工作频率为n×10-³～n×10² Hz；从“能量”的观点看，电磁场在地下导电空间的传播过程，必然伴随有“能量”的损耗，使电磁场的振幅随传播距离衰减，相位也随之改变。当电磁场为谐变场时，其趋肤深度和波长都与岩石的电阻率成正比，与电磁场的频率成反比（石应骏等，1985）；这就意味着电磁场对地球的探测深度与频率及地球内部的电性结构有关，频率不同的电磁场，探测深度不同。在岩石导电性一定的条件下，电磁场的频率高，探测深度小；反之，探测深度大（图6.3）。而对于频率一定的电磁场，当地下岩石的电阻率高，其探测深度大；反之，探测深度则小。这就是大地电磁测深的基本工作原理。

大地电磁测深是从导电性的角度研究地壳和上地幔结构不可缺少的方法。长期以来，国内对此投入了大量工作，在GGT地学大断面研究、华北地区地震预测、预报研究、青藏高原形成演化机理研究等方面都取得许多重要成果。

自20世纪70年代以来，在华北地区开展过大量以研究岩石圈结构和深部地质过程为目标的地球物理探测，但投入的方法技术以地震深探测为主，有关岩石圈电性结构的研究并不多。除了穿过本区的四条地学大断面包含少量大地电磁测深（MT）以外，还在京、津、唐、张地区布置过2条测线31个MT测点（秦馨菱等，1991）；在邢台地区布置过4条测线，共45个测点（邓前辉等，1997）；沿山西阳高—河北容城也布置了19个测点（赵国泽等，1997）。虽然，以往完成的工作量并不多，但通过这些大地电磁测深研究，人们对华北地区的岩石圈电性结构也有了一定的了解。

图6.4 响水—满都拉地学大断面地壳、上地幔电性结构图

（据江钊等，1990）

（a）满都拉－伊金霍洛旗段；（b）土默特右旗－淄博段；（c）泗水－响水段

图6.4为穿过华北地区的响水—满都拉地学大断面地壳、上地幔电性结构。如图所示，断面的深部电性结构以壳内、上地幔两个高导层为标志。在华北地台及其南、北两缘的构造边界上电性结构的差异明显。在北缘的槽、台分界线两侧，壳内高导层的埋深由34km跃变到21km，上部地壳的电阻率也有较大差异，意味着在两大地质构造单元之间电性分界面的存在；在南缘的郯庐断裂带及东侧的苏北胶南地体，壳内高导层消失，上地幔范围内相继出现两个高导层，与华北地区相比具有截然不同的电性结构特征。在华北地台内一系列新生代断陷盆地内，壳内高导层发育比较普遍，埋藏较浅，反映了新生代以来现代地壳运动强烈的特点。而在一些古老稳定的块体下，壳内高导层或者缺失，或者埋藏较深。上地幔高导层的埋藏深度横向变化剧烈，总的趋势是西北深、东南浅，并在呼包盆地、冀中坳陷以及郯庐断裂带下方分别形成局部上隆区，其中在郯庐带下方该层埋藏最浅，上隆幅度最大（江钊等，1990）。

图6.5 唐山地震区地壳电性结构

（据秦馨菱等，1991）

图6.5为唐山地震区地壳电性结构断面图。如图所示，唐山震中区（10～16号点）及其周围地区，除低阻沉积表层外，上地壳是高电阻层，下地壳是低阻层。上、下地壳高、低阻界面的起伏较大，以唐山地震区为最深。高阻上地壳厚度表现出明显的横向变化，以唐山地震区为最厚，其顶面隆起，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、沧县隆起和黄骅坳陷，布置了7个大地电磁测深点。其结果发现，上地幔低阻区有明显的横向起伏，波动幅度由西向东变大，波峰与北京凹陷、武清凹陷和黄骅坳陷分别对应；波谷与大兴凸起和沧县隆起对应；在沧县隆起的下地壳、上地幔内有较大范围的高阻圈闭。另一特点是地壳内出现低阻带，电阻率小于25 Ω·m的范围呈“香肠状”结构，坳陷区厚，隆起区薄。地壳表层的低阻分布范围与区内的新生代沉积发育状况基本一致（赵国泽等，1986）。

为了研究邢台强震区地壳、上地幔电性结构，布置了4条大地电磁测深剖面；其中1～3号剖面沿北西西向横穿区各构造单元，4号剖面近北北东向沿构造的走向展布。

如图6.6、图6.7所示，沿1号剖面地下介质的导电性分为3个区段，西北、东南区段结构简单，中间段复杂。太行断隆为高阻块体，其电阻率由西北向东南降低。壳内10～20km深处见有明显的电性梯度带，推断为壳内滑脱面的痕迹。断面电性结构特征表明，太行山与华北平原之间存在深断裂。在太行山前20km深度以下发现一组直立电性异常体与上地幔低阻体相连，这可能是上地幔物质沿太行山前断裂上涌通道的证据，或是太行山山前断裂长期活动导致岩石圈电阻率降低的结果。牛家桥两侧的电性结构截然不同，可能反映地下存在深断裂。此外，在剖面的东南部地下30km深存在一组低阻体（邓前辉等，1997）。

图6.6 邢台1号剖面二维反演模型（101～117号点等值线为电阻率对数值）

（据邓前辉等，1997）

图6.7 邢台1号剖面一维层状电性结构图

（据邓前辉等，1997）

1—可靠地层界线；2—推断地层界线；3—断层；4—隐伏断层；5—电阻率值（Ω·m）

图6.8、图6.9为2号剖面的二维反演电性结构模型和一维层状结构模型。如图所示，该剖面浅部断裂发育，控制了凹陷的形成；其西北部在10km和20km深度存在两组电性梯度带，推断为壳内滑脱带的显示。剖面深部存在电阻率为十几欧姆米的低阻电性物质，该低阻带在束鹿断凹和宁晋断凸下方上隆至28km深，在新河断凸下埋深大于35km，并向东南倾伏，这可能意味着上地幔部分熔融物质侵入到束鹿断凹和宁晋断凸的下地壳之内。以东汪为界，剖面两边的电性特征截然不同，推断这里存在着隐伏的高角度深断裂（邓前辉等，1997）。

图6.8 邢台2号剖面二维反演电性结构模型（等值线为电阻率对数值）

（据邓前辉等，1997）

图6.9 邢台2号剖面一维层状电性结构图

（据邓前辉等，1997）

邢台地区3号剖面的电性结构较为简单，与2号剖面有一定的相似性，差别在于上地幔低阻带的深度在束鹿断凹和宁晋断凸下方变浅，在新河断凸变深。4号剖面几乎是沿构造走向布置，因而电性结构简单（邓前辉等，1997）。

中国地震局地质研究所于1994年完成了山西阳高—河北容城剖面的大地电磁观测。剖面自山西阳高县镇边堡起，向东南至河北安新县于庄，长约252km，共布置19个测点。观测资料的反演结果表明，剖面上地表附近相对低阻带对应于阳高、阳原、蔚县等山间盆地和河北平原盆地。沿剖面，中、下地壳存在断断续续的低阻带，其下为高阻带。低阻带的底界由北西向南东变浅，变化趋势与该区莫霍面的分布规律相符。从剖面上的电性结构特点可以看出，沿剖面大致可分为三个电性区：蔚县以西，壳内低阻带发育，结构较复杂；蔚县到易县之间，壳内低阻带发育不明显；易县以东，为相对低阻区，壳内低阻带埋深浅。在剖面范围内见有上地幔低阻带，其顶面深度在河北平原区小于100km，在山西断隆深达150km或更深；易县附近为该低阻带上隆的梯度带，这与我国东部发现的巨型重力梯度带在该区的位置相对应。因此，认为这上地幔低阻带可能是软流层的显示（赵国泽等，1997）。

在华北地区，以往前人所完成的这些大地电磁测深的数据采集，多数是在20世纪90年代以前完成的，使用的仪器有从德国引进的MMS-03大地电磁系统和国内自行研制的SD-1型大地电磁仪，它们与现代的MT-24或V5-2000大地电磁系统相比，性能上存在较大差距，这势必影响数据采集的质量。另一方面，由于当时技术发展水平的限制，大地电磁测深数据处理和反演技术远比现在落后，这很可能影响当时大地电磁测深资料解释结果的可靠性。此外，除4条地学大断面以外，区内现有的大地电磁测深剖面通常较短，不利于研究大区域性的壳幔结构；而在地学大断面上大地电磁测深的点距较大，一般在30～50km之间，有些地方甚至更大，这显然不可能对岩石圈电性结构有比较深入的认识。

但是，深入研究华北岩石圈的电性结构，不仅可以提供有关岩石圈地质构造轮廓的信息，更重要的是可以间接反映现今地下深部的热结构特征和物质状态分布特点。这可以为研究华北岩石圈减薄的动力学机制提供重要的科学依据，同时，对于华北油气、矿产、地热资源预测和评价，以及地震灾害预测、预报也有明显的实际意义。