邹宗霖，翁爱华，周子琨，连鑫葆，郭俊豪

吉林大学 地球探测科学与技术学院,长春 130026

0 引言

河津市位于山西省的西南部，在大地构造上处于秦岭构造带北缘，西侧是祁吕贺兰山字型构造前弧，东侧是新华夏系第三隆起带[1]。

研究区在河津市义唐村的东北部(图1)，位于新绛至河津含镍富铁矿成矿远景区内。地层上部为新盖层(寒武系、奥陶系、石炭系和二叠系地层)，在古老地层中侵入有基性--酸性岩体，这些侵入活动伴随大量矿液，形成热液型富铁矿[2]。山西省地球物理化学勘查院于2008年在河津市外围开展了详细的勘察研究工作，发现了董村、刘西咀和阳山庄磁异常，经过钻探验证均为富铁矿。河津市东北部义唐村附近后期发现了新的航磁异常，为了确定异常的电性特征及分布规律，山西省地球物理化学勘查院在异常区布置了两条正交的音频大地电磁剖面。

(a)研究区在华北克拉通上的位置；(b)研究区在新绛至河津热液型铁矿成矿远景区中的位置；(c)音频大地电磁测点分布。图1 工区位置图Fig.1 Location of study area

音频大地电磁法(AMT)是利用较高频率的电磁信号进行地下电性结构探测的一种大地电磁方法[3]，主要用于较浅的工程勘察和矿产勘察之中[4--6]。过去由于反演理论和技术的约束，对于剖面性的大地电磁数据，主要进行二维(2D)反演。但进行二维反演的前提是异常体呈线状沿走向发育，并且整条剖面具有相同的构造走向[7--8]。然而，该地区位于断陷盆地内，发育较多的褶皱和断裂构造，异常体呈现非常明显的三维特征，因此，二维反演很难满足这种条件。对于三维体引起的异常，胡祖志等[9]的研究表明，进行剖面观测并借助二维大地电磁反演，获得的剖面下方电阻异常特征却不能有效反映出地下异常体的真实分布。

目前大地电磁三维(3D)反演方法和理论已基本成熟[10]，并广泛应用到三维数据的反演研究中。林昌洪等[11]讨论了三维反演用于单条剖面或稀疏测线中理论模型数据反演中，发现三维反演能够较可靠恢复出剖面域内和剖面外附近的三维电性异常体。

因此，为获取研究区深部真实电阻率结构，圈定更为可靠的铁矿体分布有利区，笔者选用非线性共轭梯度(NLCG)法，针对两条正交的大地电磁剖面主阻抗数据进行3D反演。通过三维反演，电性结果不仅确认了剖面正交位置下方根据航磁异常推测的矿体，还发现了新的低阻异常，并推测可能为矿体的反映。

1 音频大地电磁测深数据

音频大地电磁测深法(AMT)观测天然电磁场的时间序列信号，然后将时间域数据转化为频率域数据，进而计算出每个频点的电阻率值和阻抗相位[12]。根据Maxwell方程可得，在均匀大地和水平层状大地情况下，波阻抗是电场E和磁场H的水平分量的比值[13--14]。

(1)

(2)

(3)

式中：f为频率；ρ为电阻率；E为电场强度；H为磁场强度；φE为电场相位；φH为磁场相位。

本次音频大地电磁工作共布设2条测线，呈十字相交，其中2#线33个测点，点距100 m，测线长3.2 km；3#线36个测点，点距80 m，测线长3.0 km(204点至236点间隔320 m)，测点共计69个，具体分布见图1。采集仪器采用加拿大凤凰公司的V5--2000型大地电磁测深仪，有效响应频率范围为10 400～0.1 Hz。数据采集采用张量测量方式，平均采集时间约30 min。

数据处理主要是将采集到的时间域信号经傅里叶变换为频率域信号，并通过频谱计算视电阻率及相位[15--17]。对于在村庄、公路等干扰较大的地方可采用磁场远参考技术[18--19]以降低相关噪声的干扰，并基于Nyquist图对阻抗进行编辑[20]。图2为本次反演数据316号点原始阻抗Zxx、Zxy、Zyx和Zyy的实部和虚部响应曲线。采集到的数据主阻抗质量较好，辅阻抗质量较差，全部分量反演会造成拟合效果不好故只选择主阻抗进行反演。经过前人研究，在正交测线的三维反演中，主阻抗对于三维反演结果的贡献是非常大的，可以较好的确定异常体的位置，加入辅阻抗后结果可能会有改善但变化不大[21]。所以本次三维反演只针对主阻抗进行反演是可行的。

由于三维反演需要在统一的观测坐标中进行，而剖面测量时，是在独立的测线坐标系中进行大地电磁矢量测量站点布置。因此需要把图1中两条测线中沿各自剖面方向作为北方向测量的阻抗旋转到统一的真实北方向上[22--23]，之后再进行三维反演。

2 三维反演

三维反演采用的NLCG法特点是在求取目标函数的极小值时沿着共轭梯度方向进行一维搜索，迭代中只需计算一阶导数[24--25]。该算法并不是在全局求解最小值，而是分解成计算量较小的极小化处理[26]，计算速度快且较为稳定。

采集得到的数据本质上是由两条二维剖面数据组成，目前针对二维大地电磁数据主要还是使用一维、二维反演计算手段，常规大地电磁二维反演利用不同极化模式的数据可以获得多种不同的反演结果，各个结果往往相差较大。前人对于极化模式的选择已经做了许多工作，认为TE极化模式对于浅部的三维异常体易产生低阻假异常，而TM极化模式可得到较好的效果[27]。但TM极化模式与TE极化模式相比更易受到旁侧异常体的影响，体现的是测线下方及附近区域的宏观电性特征[28]。TETM联合模式反演结果的稳定性又弱于TM极化模式，效果也只是一般[29]。对于这种二维剖面数据如果选用三维反演效果则会好很多，可以获得测线附近较可靠的三维地电结构，由于数据的限制仍不能够获得较远处的地质体信息，这在许多实测资料中得到了验证[30]。

图2 316号点全阻抗数据(具体位置见图1)Fig.2 Full impedance data at point 316

反演选用1～10 000 Hz的频率范围，在所有频点中等对数间隔抽出24个频点，测点共计69个，合计频率数为1 656个。反演初始模型为200 Ω·m的均匀半空间；水平x和y方向的网格大小均为40 m，两个方向均有100个网格；x、y、z3个方向的扩边网格都为5个，x、y方向网格尺寸按照2.5的幂次扩大；z方向的首层厚度是15 m，层厚以1.1系数递增，单方向以5的系数扩边5个网格，一共30层，最深达到17 km，误差门限设置为5%的噪声值，反演数据类型选为主阻抗张量。

经过120次的迭代计算，拟合差由203.48降到了6.81。图3a、b是反演迭代中拟合差和λ的变化，拟合差开始下降较快，然后趋于平稳。图3b为λ变化曲线，当拟合差变化量小于阈值时，降低λ，降低模型拟合在目标函数中的权重。图3c为本次反演的数据拟合交汇图，理论上，如果完全拟合数据，反演数据应该等于或者非常接近观测数据，在交汇图上应为一条45°的直线。拟合越好，这种规律越好。图3c中数据基本沿45°直线分布。因此，本次三维反演的数据拟合效果较好。

(a) 拟合差变化曲线; (b) 正则化参数λ变化曲线; (c) 拟合数据交汇图。图3 三维反演拟合结果评价Fig.3 Evaluation of fitting results by 3D inversion

3 结果与讨论

3.1 反演结果

为了更清晰地表达深部的信息，将三维反演结果按照剖面位置分别做出其垂直断面图(图4)。图4a中测线3下方，在纵向上呈现明显的三层电阻率结构，第一层为高阻，第二层为低阻，第三层为中高阻。其中浅部100 m内显示的高阻特征，推测为浅成侵入岩或变质片麻岩的体现。低阻异常在点号236、284和364--412的下方，在500 m及更深处呈层状分布。第三层的中高阻可能是研究区的花岗闪长岩基底。

图4b给出了测线2下方电阻率断面，可以明显看出存在着与图4a相似的电阻率分布。 在其中点号60--110、140--290和320--380下方200～600 m的深部中含有电阻率在10 Ω·m以下的低阻异常，推测这些低阻异常是铁矿及矿化围岩的反映，并且在500 m处这些低阻异常相连接，表现为水平状的低阻层，厚度在100 m±。

(a)三维反演结果沿测线3电阻率断面;(b)三维反演结果沿测线2电阻率断面;(c)测线2二维反演电阻率断面。涂黑的倒三角代表两条测线交点的位置。图4 电性结构模型切片图Fig.4 Section diagrams of electrical structure model

对测线2做二维非线性共轭梯度法反演进行对比。由于影响二维反演结果的参数设置非常多，所得到的二维反演结果也大不相同[31--32]。 在对照工区的地质地球物理认识和三维反演结果的基础上，最终选用TETM联合模式的二维反演结果，这也是二维反演中综合TE和TM极化模式优点的较好选择(图4c)。

比较三维结果与二维结果可以看出，在三维反演结果中，中心区域低阻异常的位置及电阻率能够较好的与二维反演结果相对应；但在320--380号点下方的低阻体在二维反演剖面中变得更深，达到了1 km，这可能是二维反演中将测线附近的低阻异常响应划分为测线下方更大规模低阻异常的反映；对于高阻体来说，在二维反演剖面中最下层的高阻体比三维反演结果中的高阻体电阻率高，超过2 000 Ω·m，研究区的基底是电阻率1 000 Ω·m±的花岗闪长岩，三维结果中深部是较可信的，而二维反演在这里的几个点低频段拟合并不是很好，造成了偏高的电阻率；另一个明显区别是在二维结果大号点下方浅部是高阻体而深部是低阻，这与三维反演结果完全相反。

三维反演与二维反演结果之间存在差异是正常的，因为实际的矿体更适合三维模型描述，而二维模型忽略了实际数据的三维性，将剖面旁侧的异常效应强行用剖面下方的异常进行平衡，造成反演结果与实际模型的偏差，从而在500 m深处出现低阻异常，而这个异常可能是不可信的；而浅部的低阻异常附近可能有电阻率较高的高阻体，造成二维反演结果中异常位置和电阻率的不准确。

3.2 讨论与分析

两条剖面相交处的低阻异常与义唐村航磁异常位置相近，航磁异常强度在500 nT±，该异常位于新绛至河津热液型铁矿成矿远景区内，周边已完成的钻孔中在739～1 859 m范围内发现了多层磁铁矿体[33]。推断反演结果的电阻率模型中低阻异常为磁铁矿及磁铁矿化花岗闪长岩引起的。

通过对钻孔中各类岩性物性的测定统计，铁矿体是低电阻率的地质体，电阻率平均值在10 Ω·m±，而围岩及沉积盖层电阻率均在1 000 Ω·m以上。所以为了更直观地展示铁矿的三维形态，抛去磁铁矿化围岩的影响，用10 Ω·m的电阻率等值面反映测铁矿的立体图像。由于浅部异常分辨力不足，所以将地表附近约50 m的信息舍弃，得到的异常体形态如图5所示。这也是富存铁矿的有利区域。

电性结果显示，除了剖面中心500 m处的层状异常，在3号剖面的东端以及2号剖面的北端，可能在剖面的外侧存在更大规模的异常，并且延伸到1 km或者更深处，这是二维反演中并没有发现的。在平面上该异常位于义唐村的东北部，在航磁探测中这里属于航磁异常的边缘，没有引起大的磁异常，这样的深部电性异常似乎更值得重视，极可能是深部铁矿的体现。

图5 三维反演得到的磁铁矿体空间分布图(异常体由10 Ω·m电阻率等值面构成)Fig.5 Spatial distribution map of iron deposit obtained by 3D inversion

4 结论

(1) 相对于二维反演，三维反演可以将局部异常空间分布特征刻画得更客观，并且能克服剖面旁侧局部电阻率异常对观测数据的影响。

(2) 测区地下电阻率特征呈明显的3层结构，第一层高阻反映浅成侵入岩或变质片麻岩，下方的低阻可能指示铁致异常，而高阻的第三层则反映了研究区花岗闪长岩基底的特征。

(3) 圈定了研究区剖面域铁矿及矿化围岩的有利分布区，主要分布于测区地下500 m深度附近，厚度200 m±。

(4) 发现了新的电阻率异常，异常位于义唐村的东北部，埋深超过1 km，可能是深部铁矿的体现。