连鑫葆，周子琨 ，张金会 ，王天琪，翁爱华

1.吉林大学 地球探测科学与技术学院，长春 130026；2.安徽省勘查技术院，合肥 230000

0 引言

长江中下游成矿带地处扬子陆块北缘下扬子地块沿江褶断带内，是中国勘查--研究程度相当高的成矿带之一[1]。繁昌地区按成矿带分区属长江中下游铁、铜、硫和金等多金属成矿带的中段(图1)；其西南为铜陵矿田，东北是宁芜矿集区，而繁昌地区的矿产资源相对稀少。研究昌地区内的地质构造、岩体分布以及地层与岩体的接触关系，对明确该地区深部找矿方向、查明矿体的深部赋存状态至关重要。

近年来，可控源电磁测深资料一维[2]、二维反演[3]已经日臻成熟[4]，且更加符合实际的三维(3D)反演技术也已经从理论到应用实现了巨大的跨越[5--11]。在跨越多个地层单元、构造复杂的地质环境下，采集的数据具有较强的三维特性，采用三维反演技术对可控源数据进行处理更加合适。Weerachai et al.[12]利用理论模型和数据模拟了应用三维反演算法解释大地电磁(MT)二维剖面。结果显示使用三维反演可以避免剖面外异常结构对剖面下方地质体的影响，与二维反演得到的结果模型相比，剖面下方和附近的电阻率值更接近设置的原始理论模型。林昌洪等[13]利用实测资料和合成二维剖面数据分别进行三维反演，证实了利用三维反演的方法对MT二维剖面数据进行反演解释的可行性。Anita et al.[14]利用喜马拉雅山脉地区的实测MT剖面数据进行三维反演，结果显示三维反演可以推测与剖面垂直距离20 km的地下结构。并且与直接进行二维反演得到的电阻率模型相比，三维反演得到的新的轮廓特征与该地区的地震学的速度模型和其他地球物理模型保持更好的一致性。因此，笔者采取三维反演技术对目标区域获得的可控源电场振幅|Ex|剖面数据进行处理研究，期待获得地下电阻率结构，并推测地层的接触关系。

TLF.郯庐断裂带；YCF.阳新—常州断裂带。

1 反演方法

1.1 三维可控源正演理论

可控源三维正演计算中，背景场计算采用虚界面算法[16--17]，数值上采用直接积分法计算[18--19]。利用交错网格有限差分法进行如下微分方程的求解

(1)

1.2 L--BFGS反演理论

有限内存拟牛顿法(L--BFGS)是基于牛顿法进行改善后得到[20--21]，反演正则化目标函数为

φ(m)=φd+λφm=‖d-F(m)‖2+λ‖Wm‖2

(2)

1.3 理论模型验证

设置观测系统，发射及接收的位置参数(图2)。模型设置：在背景电阻率为100 Ω·m的均匀半空间内交错两层，每层4个，共计8个异常体；其中含有4个高阻体，电阻率为500 Ω·m，4个低阻体，电阻率为10 Ω·m，各异常体相对位置如图2所示。发射源长度设置为1 km，工作频率为0.125～8 192 Hz对数分布的17个频率。测区内测线总长度1 000 m，线距100 m，共计11条；相邻点距50 m，共计231个物理观测点。观测参数与实测数据保持一致，采用|Ex|分量的幅值。

图2 观测装置及三维正反演模型示意图

a.深度25 m水平切片；b.深度375 m水平切片。

在反演过程中，三维模型水平及垂直方向剖分为50 m×50 m×50 m的单个立方体单元。进行数值模拟时，模型3个方向的扩边个数均为5，扩边比例系数2.5。

利用EMDesk三维电磁勘探计算平台进行观测系统设计，模拟建模，正演计算。三维反演从均匀半空间开始，背景电阻率选取为100 Ω·m，正则化参数初始值为1，误差水平取5%。

过局部异常体中心进行水平切片，深度分别为25 m以及375 m，结果如图3所示。图3a的反演结果表明，在浅部，无论是高阻异常还是低阻异常，切片结果都可以清晰地刻画出异常体的形态。浅部的反演结果电阻率值接近模型真实值，六面体异常轮廓表现明显，与理论模型基本一致；深部反演结果电阻率数值最大为110 Ω·m，与真值相差较远，但仍能分辨出高低阻异常分布。

2 数据采集

2.1 装置布置

本文使用的可控源电磁法数据，由安徽省勘查技术院完成，使用加拿大凤凰公司研制的V8网络化多功能电法系统完成采集。野外工作采用AB-|Ex|形式的可控源电磁法；由于测线较长，为满足赤道偶极装置的需求，布设两个源，源长均为1.4 km，收发距均为8.0 km，装置布置如图4所示；测线共计完成155个物理测点，点距100 m，累计施工有效长度15.4 km。

2.2 数据特点及质量评述

本次数据采集工作频段选择1～9 600 Hz，频点间隔均匀分布，高、中频段适度加密，避开50 Hz及其倍数，共计78个频点，观测参数为电场Ex振幅。数据质量对于反演结果的影响至关重要。图5为本次反演数据点14850、10350、8750、12250的频率--电场幅值曲线。图5a和图5b所展示的原始数据的电场振幅高频部分出现跳点、飞点，数据质量相对较差；图5c和图5d所展示的电场振幅从高频到低频曲线整体较为圆滑，高频处基本没有出现偏差过大的点，数据质量相对较好。所选择的4个测点在高频部分的振幅--频率曲线不圆滑，说明部分点高频数据信息受到比较强烈的干扰；低频部分的数据质量较好说明本次反演得到深部信息是较为可靠的。

注：蓝色表示发射源A2B2以及测点，红色表示源A1B1以及测点。

a.14850；b. 10350；c.8750；d.12250。

3 反演结果

3.1 反演参数

三维反演控制参数。使用的频率范围：1～9 600 Hz，选择26个频点；误差门限设置：5%×|Ex|；背景电阻率：100 Ω·m ；水平xy方向网格：x方向，1/2倍点距，即50 m；y方向，100 m;沿z方向网格：首层厚度10 m，层递增系数：1.1，共40层；扩边系数2.0，扩边网格10个，共330×15×40 个网格；反演数据：电场振幅；计算均是在Linux服务器进行，主频2.5 GHz，实际使用43个cpu核心。

3.2 拟合情况

经过94次迭代，耗时574 min，数据的拟合差由63.5下降到9.6迭代结束。一般情况下认为拟合差趋近于1的反演结果比较好，但由于实测高频数据质量相对较差，导致最终的拟合差远大于1。各测点拟合差分布情况如图6a所示，虚线表示单点平均拟合差，为3.63；五角星表示选取的典型测点8550和9550。典型测点8550和测点9550的拟合情况如图6b和图6c所示，由于测区位置靠近城镇，测得数据受干扰影响较大，原始数据和反演后数据拟合情况相对较差。

a.各测点拟合差分布情况，虚线为总体nRMS，黑色点为各点平均拟合差；b.测点8550反演拟合情况；c.测点9550反演拟合情况。

3.3 反演模型

图7给出了使用上述反演参数得到的单剖面3D立体反演结果显示。三维电场幅值反演结果揭示了研究剖面上的电性结构特征。已有研究表明，只采用振幅信息进行反演可以确定浅部异常分布规律，并且恢复深部异常体的基本轮廓，但是反演结果的深部分辨率有所欠缺[23]。从图可见，在浅部深度<2 km以上异常明显，整体上横向分块，纵向分层。从横向上看，电阻率剖面从南到北呈现高阻--低阻--高阻--低阻--高阻相间的形态。纵向上根据电性特征大体分为两层，高低阻分界较为明显。

4 讨论与解释

4.1 地质与地球物理概况

研究区所处的沿江褶断带在下扬子前陆带中较长时间处于水下隆起的状态，并保持到寒武纪末[24]。褶断带内晚震旦世沉积以白云岩为主，奥陶纪至早志留世接受了浅海--滨海碳酸盐和单陆屑砂质沉积。晚泥盆世以来，随着海平面的上升和下降，褶断带时大时小。晚石炭世此地区下降形成凹陷地带，成为下扬子前陆带的沉积中央。三叠纪沿江断褶带的中心部位形成一条狭长的海槽，形成了下扬子前陆带中唯一的沉降地带。印支运动后，沿江褶断带的褶皱、断裂均十分发育。

区内岩浆活动剧烈，陆相火山沉积盆地十分发育。自中生代以来，本区经历了印支、燕山等构造运动，之后又经历了以断裂为主的构造变动，导致深处的岩浆上涌，从而频繁地出现岩浆活动，形成了大量的以中酸--酸性为主的喷出--侵入岩。

区内地层及岩石的电阻率特征具体表现为：侏罗系—白垩系火山碎屑岩相对低阻；石炭系—三叠系灰岩和白云岩相对高阻；志留系—泥盆系砂岩泥岩相对低阻；古生代盆地基底相对高阻的变化特征。根据工作区采集的岩矿石标本测量结果，侏罗系—白垩系地层主要为火山碎屑岩，电阻率约为650～850 Ω·m；石炭系—三叠系主要为灰岩和白云岩，电阻率平均值约2 700 Ω·m；区内分布的岩浆岩具有中低电阻率值，其最大值在2 000 Ω·m±。矿石具有较低的电阻率，一般电阻率值为n×102Ω·m。电阻率差异是可控源电磁法勘探工作的前提，也是作为反演异常解释的物性依据。

图7 可控源反演三维电阻率模型

4.2 地质解释

图8a和图8b分别是该剖面重力和磁法勘探的实测与理论拟合曲线，图8c给出了3D电阻率模型沿剖面的垂直切片图。

反演结果显示剖面最南段表层呈现高阻状态R1，厚度约为1 km，其下方电阻率逐渐降低，在测线-6 km处，磁场有一个跳突，对应的电阻率剖面在此处有一个高低阻变化。结合研究区地质认为，此区第一层为殷坑组—周冲村组，二叠系孤峰组—大隆组，白垩系以及晚泥盆世和早志留世地层，在电性剖面上表现为高阻，下层为奥陶系地层，呈现出较第一层低阻的异常。

测线-5 km到-2 km处位置出现厚度约为0.5 km的低阻异常C1，显示出低阻、高磁、低密度状态，下方电阻率明显升高。结合研究区地质，我们认为，此区分层明显，第一层为白垩系地层，电阻率较低，第二层为花岗斑岩，电阻率较第一层高。

剖面往北-2 km到1 km处整体呈现上覆高阻R2，下方电阻率逐渐降低的特征，且高阻异常厚度约在1 km±；剖面1 km位置推测为断裂位置，磁场有一个跳突，电阻率变化与磁场一致。结合研究区地质认为，此区分层较为明显，第一层为晚泥盆世和早志留世地层，电阻率较高，第二层为奥陶系地层，电阻率比较低。

测线1 km到4 km处，表层约0.4 km±的低阻异常C2，剖面4 km处，电阻率突然升高，磁场出现台阶状的提升。结合研究区地质认为，第一层为殷坑组—周冲组，二叠系孤峰组—大隆组，石炭系黄龙组—二叠系栖霞组地层，电阻率较低，第二层为花岗斑岩，电阻率相对于第一层高。

测线4 km到7 km上层出现高阻异常R3，厚度约为0.8 km，其下电阻率逐渐变小；重力剖面数据在剖面5.5 km处，重力有小的变化，对应电阻率也逐渐降低；测线最北段电阻率剖面异常显示不明显。结合研究区地质认为，此区第一层为二叠系孤峰组—大隆组，石炭系黄龙组—二叠系栖霞组以及晚泥盆世和早志留世地层，电阻率较高，第二层为奥陶系地层，电阻率相比于第一层低；测线7 km之后，地质图上显示的花岗岩在电性剖面上表现不明显。

图8d为最终的地质解释结果。

a.重力拟合曲线；b.磁法拟合曲线[25];c.三维反演结果切片；d.综合地质解释图。a和b中黑色实线表示实测的曲线，红色虚线表示根据地质体模型计算的理论曲线。

5 结论

(1)可控源电磁法三维反演得到的电阻率异常与重、磁剖面上的异常在位置上对应良好；电阻率剖面横向分块，岩性分界面明显；纵向分层，但深度对应准确度有所欠缺。

(2)研究区地表发育白垩系、晚泥盆统、早志留统、二叠系地层，深部主要发育奥陶系地层，且在2 km内广泛发育花岗斑岩。

致谢感谢安徽省勘查技术院提供了可控源观测数据；感谢吉林金太地球探测技术有限公司提供的EMDesk可控源电磁数据处理软件包和三维反演的计算服务器。