冀东沉积变质型铁矿床瞬变电磁响应研究

张龙飞,许英霞，苏艳平，，3，薛国强

(1. 河北联合大学矿业工程学院地质系，河北唐山 063009；2. 中国科学院矿产资源研究重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；3. 中国科学院大学，北京 100049)

冀东沉积变质型铁矿床瞬变电磁响应研究

张龙飞1,许英霞1，苏艳平1，2，3，薛国强2

(1. 河北联合大学矿业工程学院地质系，河北唐山 063009；2. 中国科学院矿产资源研究重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；3. 中国科学院大学，北京 100049)

本文介绍瞬变电磁方法在冀东沉积变质型铁矿勘查中的应用。根据冀东地区成矿地质背景，以及BIF型铁矿的矿体形态、产状、赋存部位、规模大小及含矿岩层特征，建立了层状模型、透镜体模型与向形模型三种地质模型。将地质模型转化为可处理的地球物理模型，按实际地质情况改变模型参数，完成了瞬变电磁的时域二维正演计算。分析了三种模型在多种情况下(低阻覆盖层、不同倾角、不同深度、发射源特征和不同电阻率)的瞬变电磁响应特征。结果表明，低阻覆盖层对于瞬变电磁场的扩散有一定的屏蔽作用，因而减小探测深度；随着矿体倾角的逐渐增大，瞬变电磁响应强度逐渐减弱，水平板状矿体比垂直板状矿体的响应要更为明显；勘探效果随着地质体埋深的增加而逐渐减弱；发射磁矩的大小对于瞬变电磁场的强弱产生直接影响，在实际应用中需要结合多方面因素，选择最佳的发射边长来达到最佳的勘查效果。利用冀东司家营地区进行的瞬变电磁勘察数据，研究了该地区铁矿床的瞬变电磁响应特征，验证了上述模型的结论。

沉积变质型铁矿床 瞬变电磁 冀东

Zhang Long-fei, Xu Ying-xia, Su Yan-ping, Xue Guo-qiang. Transient electromagnetic response of the sedimentary metamorphic iron deposit in eastern Hebei Province, China [J]. Geology and Exploration, 2014, 50(4):0741-0755.

1 引言

中国铁矿资源丰富，查明资源储量列世界第5位，可是近年来，国际市场上铁矿石被一些矿业巨头高度垄断，铁矿石价格一涨再涨，铁矿石价格的上涨对中国铁矿资源产生了重大影响，中国工业化成本激增，危及国家经济安全(谢承祥等，2009)。因此，随着浅部矿产开发的日益殆尽，在铁矿资源日益紧缺的形势下，利用综合物探方法进行深部找矿与隐伏矿勘查成为目前研究的重点(李水平等，2009)，例如瞬变电磁法(TEM)、激发极化(IP)技术、可控源音频大地电磁(CSAMT)等技术的综合应用(王庆乙等，2004；张建奎等，2006)。随着计算机技术的发展，TEM技术从理论到实践都有较快的发展，数据解释精度也得到了提高，按照发射源的性质，可将瞬变电磁法分为磁性源瞬变电磁和电性源瞬变电磁。磁性源是以不接地回线形式发射，而电性源是以接地长导线的形式发射，将这两种发射方式结合起来可以进行精细探测，对地质体的横向与纵向分辨能力增强，对确定深部隐伏矿体的深度产状有着较好的探测精度。因此本文将瞬变电磁的优势应用到对冀东沉积变质型铁矿的勘查中，在冀东地区成矿地质背景的基础上，根据冀东地区BIF型铁矿的矿体形态、产状、赋存部位、规模大小及含矿岩层和地质构造等特征，建立了层状模型、透镜体模型与向形模型三种地质模型，并将地质模型转化为可处理的地球物理模型，根据实际地质情况改变模型参数完成瞬变电磁的时域二维正演计算，探讨了在低阻覆盖层、不同倾角、不同电阻率和不同深度等复杂情况下的瞬变电磁响应特征，为该类型的铁矿勘查提供了科学理论依据。

2 冀东沉积变质型铁矿床地质概况

冀东地区铁矿床主要为沉积变质型，形成于早前寒武纪，是早期全球大陆演化的结果，条带状铁建造的形成与华北克拉通的形成与演化有直接的关系。华北克拉通属于全球克拉通的一部分，具有大于3.8Ga的漫长历史，是最古老陆块之一，它记录了前寒武纪各阶段重大的地质事件。前寒武纪是中国也是全球十分重要的成矿期(Goleetal., 1981；翟明国，2010)，形成了众多大型、超大型矿床，如铁、铜、铅锌、金、镍、稀土、锰、石墨等矿床。

2.1 大地构造背景

冀东地区属于华北克拉通的一部分，华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，也是我国最大最古老的前寒武纪克拉通(图1)。冀东前寒武纪构造演化历史可划分为四个阶段：古太古代(>3500 Ma)、中太古代(3500～2800 Ma)、新太古代(2800～2500 Ma)和古元古代(2500～1850 Ma)。古元古代早期，大约在2300～2200 Ma发生的五台运动，形成了华北大陆板块的雏形。古元古代后期经过吕梁运动，形成了华北板块的原型-原地台。从此，华北地区进入了一个相对稳定的发展阶段，华北稳定的大陆板块基本定形(钱祥麟，1980；James, 1983；沈保丰等，1997；张连昌等，2011；张晓静，2011)。

2.2 区域构造

冀东地区经过多次构造运动，发育多种多样的构造形态。本区较大规模的变形构造发育，有卵形构造区、线性变形带和大型断裂构造带。

图1 冀东沉积变质铁矿区域地质简图(据张晓静，2011)Fig.1 Simplified geological map of sedimentary metamorphic iron deposits in eastern Hebei province (after Zhang et al., 2011) 1-第四系砂岩、砾岩;2-中生代火山岩和沉积;3-古生代火山岩和沉积岩;4-元古代沉积岩;5滦县群;6-朱杖子群;7-迁西杂岩;8-花 岗岩;9-闪长岩;10-正长岩;11-二长岩;12-斜长岩;13-花岗闪长岩;14-辉长岩;15-深大断裂;16-断裂;17-大、中型铁矿1-Quaternary sandstone; 2-Mesozoic volcanic and sedimentary rock; 3-Paleozoic volcanic and sedimentary rock; 4-Proterozoic sedimentary rock; 5-Luanxian Group; 6-Zhuzhangzi Group; 7-Qianxi Group; 8-granite; 9-diorite; 10-syenite; 11-monzite 12-adamellite; 13-granodior- ite; 14-gabbro; 15-deep fault; 16-fault; 17-iron deposit

(1) 穹窿构造：海关花岗片麻岩穹窿位于山海关和辽宁省建昌县和尚房子、绥中县明水一带，北侧和西侧被中新元古代、古生代、中生代地层覆盖，或被中生代岩体侵入，向南直达海域，东部延出区外；迁西-迁安片麻岩穹窿构造分布在三屯营-洒河桥-金厂峪一线以南地区，东北界为NW向的冷口断裂，东南界为NE向的青龙河大断裂；安子岭片麻岩穹窿位于木头凳子-安子岭-牛心山一带，向西被青龙河断裂切断，向北、向东被中新元古代、古生代和中生代地层覆盖，南侧被中生代花岗岩侵入。

(2) 线型构造带：马兰峪-青龙线型构造带为一弧形线型构造带，东南界与前述迁西-迁安穹窿相邻，北界西段为东西向的喜峰口断裂，东段为北东向基底与长城系地层间的断裂，南界在冷口断裂以北，被沉积盖层覆盖；青龙河构造带位于冷口断裂以北、青龙河断裂带以西的桃林口水库-青龙河一带，总体呈NNE向长条状展布，构造带的西侧被长城系地层覆盖，东侧以青龙河断裂与安子岭片麻岩套为邻，中间并被柳各庄变质石英闪长岩侵入，向南终止于北西走向的冷口断裂。

(3) 断裂构造：青龙河断裂沿青龙河谷分布，向北延出区外，向南经卢龙、滦县，隐入华北平原，总体走向北东25°左右，向北西陡倾,破碎带由碎裂岩组成；平坊-桑园断裂为大兴安岭东麓山前断裂的南延部分，走向北北东，是大兴安岭与松辽平原的天然分界；古北口-大杖子断裂总体呈东西向，西端由区外进入区内，向东经古北口、曹家路到大杖子，被平坊-桑园断裂截切，区内长百余公里；密云-喜峰口断裂位于古北口-大杖子断裂南侧，两者平行排列。西起密云地区，东经墙子路、兴隆、半壁山、喜峰口、青龙木头凳延入辽宁，全长大于220 km；固安-昌黎隐伏断裂全线隐伏，位于燕山山前平原区，长约320 km。

2.3 区域地层

本区出露的早前寒武纪结晶基底是我国沉积变质铁矿的主要赋存地体。它由高级变质、强烈变形的麻粒岩相-角闪岩相和少量强变形绿片岩相的表壳岩、少量基性-超基性侵入体组成。对冀东地区结晶基底变质岩系的划分，若在小面积矿区内，其形态构造清晰，尽可能采用已有的分群分组地层概念；而在整个冀东范围内，则因大、中型构造形态未有连续分布关系，岩层尚不可能细划和对比。就前震旦亚代的构造形式和形变史、建造特征、变质相、岩浆或混合岩化作用、不整合界线以及区域构造线特征，可建立构造变质年龄的统一组合单位，分成四个群，即迁西群、遵化群、滦县群、朱杖子群。

盖层地层：即褶皱基底或基底之上堆积的沉积岩，包括中-上元古界、古生界、中生界地层和第四系，其中以中元古界为主，古生界出露最少。

2.4 矿体特征

冀东地区地处华北地台燕山台褶带与华北断拗交接部位，该地区的基本构造形式为走向南北或北北东、倾向西或北西的同斜紧密褶皱，褶皱轴多向南倾伏。背斜矿体剥蚀保留较少，向斜矿体保留较好，且轴部往往成倍加厚(钱祥麟等，1985)。冀东地区沉积变质型铁矿床的矿体规模变化较大，最大厚度可达百米至数百米，延伸达数千米，厚度最小只有几厘米，长只有几米，但一般厚度都为数米至几十米，长度达数十米至上千米。原始沉积的基本矿体为简单层状，后经过数亿年的区域地质变形、混合岩化作用，特别是多次构造运动-热事件的改造和破坏，使原始层状矿体发生褶皱、断裂、塑性变形等，矿体形态变得复杂多样。大部分大型矿床最终定位于向形构造内，如冀东水厂、马兰庄等矿床就产出在向形构造内。其矿体形态发生褶皱、断裂、透镜体化等改造作用，矿体厚度发生变化，在向斜核部明显加厚。有时由于多次叠加褶皱，造成矿体多层重叠。单一矿体一般呈层状、似层状、透镜状、扁豆状等复杂形态，组合矿体形态就更为复杂，因此在进行铁矿勘查时要紧密结合矿区地质构造(姚培慧等，1980；郝旭等，1995)，增加解释的可靠性。冀东地区前寒武纪赋存条带状铁矿的原岩建造具有明显的韵律性和火山喷发的多旋回性，且条带状铁矿主要赋存于中基性火山岩向酸性火山岩演化的大旋回末期或者产于两个火山旋回的间歇期(李延河等，2010；Goldich，1973)。

3 冀东沉积变质型铁矿床地质模型的建立

冀东地区矿体的形态较为复杂，但总体上受单斜和向形控矿。矿体形态多为层状、似层状和透镜状向斜褶皱形态。

3.1 层状

这种类型矿体一般呈简单层状赋存于前寒武纪地层中，并呈一定角度。少数为单个矿体，但大多数为多个层状矿体的组合。层与层的厚度、宽度与长度不同，但是各层的走向、倾向及倾角是相同的。总体而言，这种矿体的形态属于比较简单的类型。图2为司家营矿区的一个剖面示意图。从图2可以看出，该剖面含有四层矿体，浅部两层矿体较薄，深部两层矿体厚度较大，矿体倾角大约为35°。

图2 司家营铁矿S22线剖面示意图Fig. 2 Schematic profile of S22 line in the Sijiaying iron deposit 1-围岩；2-条带状磁铁矿1-wall rock; 2-banded magnetite

3.2 透镜体状

图3 司家营铁矿S26线剖面图Fig.3 Geological profile of S26 line in the Sijiaying iron deposit 1-第四系；2-矿体；3-断层1-Quaternaty; 2-orebody; 3-fault

矿区地层多受到断裂构造带的影响，比较大的断裂如青龙河断裂、平坊-桑园断裂、古北口-大杖子断裂等，还有些小的断裂也可能控制着矿体形态。受此影响，矿体出现透镜状、扁豆状等复杂形态。图3为司家营S26线剖面图，矿体受断层F9与F10的影响在剖面上呈不连续透镜状。

3.3 向形状

冀东地区受强烈褶皱构造影响，区域性复式向斜构造控制矿带的空间展布，向斜构造形态主要以同斜倒转为主。区内的矿体多呈向斜构造，且在向斜核部，矿体有明显加厚现象，这种矿体的形态较为复杂且非常普遍。图4为迁安宫店子某剖面示意图，矿体整体呈一向斜形态。此外，某些矿体由于受区域性向斜构造影响整体表现为向斜，但是局部矿区的矿体表现为单斜构造，具体形态要看具体的研究范围而定。

图4 宫店子铁矿某剖面示意图Fig.4 Geological profile of the Gongdianzi iron deposit

4 冀东沉积变质型铁矿地球物理模型及瞬变电磁响应特征

根据冀东沉积变质型铁矿床的矿体形态及赋存状态，将该地区的铁矿分为层状模型、透镜体模型及向形模型三种基本模型。根据瞬变电磁计算理论，对计算空间进行二维网格剖分，将地质模型进行网格划分与赋值，转化为正演计算下的地球物理模型。下面对3种地质模型分别进行二维有限差分的正演计算，研究其响应特点。

4.1 层状模型

地质模型参数如下：矿体厚度h=50 m，倾角a=30°，矿体顶点坐标为(0，0)，矿体电阻率ρ1=10Ω·m，围岩电阻率ρ2=100Ω·m，如图5所示，发射源参数如下：发射源位置S1=-100 m，S2=100 m,发射源电流I=10 A。利用二维有限差分进行网格剖分后的模型网格节点如图6所示。图7为在地面0点位置感应电压衰减曲线与不含矿体的背景场曲线对比，图7所示含有层状矿体的感应电压值要明显高于不含矿体时的背景场值，两条曲线都随着时间而衰减，但是在含有低阻矿体时衰减明显变慢。在图7中，随着观测时间的延长，两条曲线的差异逐渐增大，在时间t=0.0002 s附近，差异达到最大，相差达到4个数量级；在后期观测时间两支曲线有逐渐靠拢的趋势，差异逐渐减小，这是由于随着观测时间的延长，二次场逐渐扩散到地层深部，由上部矿体引起的响应影响逐渐减小。因此在两支曲线的感应电压值差异最大的时间点为观察异常最佳的时间点，在此早期矿体还未完全影响二次场，而晚期则反映了深部的信息，由矿体引起的响应逐渐减弱。由此看出在进行矿体勘查时，选择合适的观测时间是非常重要的，这直接影响观测的效果，而最佳观测时间往往受多方面因素的影响。图8为在最佳观测时间(t=0.000216 s)观测到的地面各点观测的感应电压值与背景场的对比曲线。

图5 层状矿体模型Fig.5 Model of laminated ore body 1-围岩；2-矿体1-wall rock; 2-orebody

图6 层状模型的二维网格剖分Fig.6 2D mesh generation of the laminate model

图7 感应电压衰减曲线对比图Fig.7 Comparison of induced voltage decline curves

图8 地面垂直感应电动势Fig.8 Induced vertical electromotive force curve on the earth

从图8中可以看出在该观测时间点上点号为100 m处所得到的感应电压值最大；在-200 m～-120 m处感应电压值为负值，这是由于接收到的垂直信号方向与线圈内的方向相反；在大号点的垂直感应电动势要比小号点的值大，这跟矿体的倾斜方向有关，由此可以判断矿体的产状要素。

4.2 透镜体模型

地质模型参数如下：矿体的长半轴a=100 m，短半轴b=50 m，倾角a=45°，矿体中心点坐标为(0，-100)，表示在地面0点的下面100 m处，矿体电阻率ρ1=10Ω·m，围岩电阻率ρ2=100Ω·m，如图9所示，发射源参数如下：发射源位置S1=-100 m，S2=100 m。发射源电流I=10 A。在模型中透镜体的形态是通过倾斜的椭圆形状控制的，利用二维有限差分进行网格剖分后的模型如图10所示。

图9 透镜体模型Fig.9 Model of lens ore body 1-矿体; 2-围岩；1-orebody; 2-wall rock

图10 透镜体的二维网格剖分Fig.10 Two-dimensional mesh generation of lens model

图11 透镜体感应电压衰减曲线对比图Fig.11 Comparison of induced voltage decline curves

图11为在地面0点位置感应电压衰减曲线与不含矿体的背景场曲线的对比,由图11可以看出含有矿体的感应电压值要明显高于不含矿体时的背景场值，两条曲线都随着时间而衰减，但是在含有低阻矿体时衰减明显变慢。并且随着观测时间的延长，两条曲线的差异逐渐增大，在时间T=0.0003 s附近差异达到最大；在0.001 s后两条曲线逐渐靠拢，差异逐渐减小，这是由于随着观测时间的延长，二次场逐渐扩散到地层深部，由上部矿体引起的响应影响逐渐减小。与图7(层状衰减曲线)对比可以看出，本模型引起的异常响应没有层状矿体模型的异常响应明显，这与矿体延伸、埋深、形态等都有关系。图12为在最佳观测时间观测到的地面各点观测的感应电压值与背景场的对比曲线，由图12可以看出在横轴0～50 m附近的地面垂直感应电动势最大，且在大于50 m的横轴上的感应电动势都为负值，说明大于50 m处感应电动势的方向发生了变化，并且在100 m处的垂直感应电动势有极值，这与矿体的形态和与发射源的相对位置有关系。

图12 地面垂直感应电动势对比图Fig.12 Induced vertical electromotive force curves on the earth

4.3 向形模型

控制矿体模型的是两条抛物线曲线，其参数分别如下：抛物线1：二次项系数a1=-0.05，一次项系数b1=0，常数项c1=100；抛物线2：二次项系数a1=-0.1，一次项系数b1=0，常数项c1=100；矿体电阻率ρ1=10Ω·m，围岩电阻率ρ2=100Ω·m，如图13所示，发射源参数如下：发射源位置S1=-100 m，S2=100 m。发射源电流I=10 A。在模型中向形矿体的形态是通过两条抛物线控制的，利用二维有限差分进行网格剖分后的模型如图14所示。图15为在地面0点位置感应电压衰减曲线与不含矿体的背景场曲线的对比，由图15可以看出在横轴0 m附近的地面垂直感应电动势最大，且在大于50 m的横轴上的感应电动势都为负值，说明大于50 m处感应电动势的方向发生了变化，并且在50～100 m处的垂直感应电动势有极值，这与矿体的形态和与发射源的相对位置有关系。

图13 向形矿体模型Fig.13 Model of syncline orebody 1-围岩；2-矿体1-wall rock; 2-orebody

图14 向形矿体的二维网格剖分Fig.14 Two-dimensional mesh generation of syncline model

图15 地面垂直感应电动势Fig.15 Induced vertical electromotive force curves on the earth

因此，通过不同模型的地面垂直感应电动势曲线的对比可以观察其响应特征，为实际应用提供一定参考依据。

5 复杂情况下的响应特点

根据实际地质情况可知，冀东地区的某些矿体有较厚的第四系覆盖层(如司家营矿区)，且矿体的深度、倾角等都会对瞬变电磁勘查产生一定的影响。下面分别讨论在较复杂地质情况下的响应特点。

5.1 低阻覆盖层下的响应特点

第四系覆盖层的电阻率特性一般表现为低阻，因此在瞬变电磁的勘查中就会形成低阻屏蔽作用，影响电磁场在铁矿体中的传播。图16为一不含低阻覆盖层的地电模型，厚板状体的电阻率为ρ1=10Ω·m，厚度为100 m，长度为400 m，顶板中心位于地面距离为200 m，发射源位置S1=-100 m，S2=100 m。发射源电流I=10 A。在实际t=0.0001 s时的地下电场等值线分布图16所示，由图16所示，电场等值线发生了显著畸变，在低阻体处及附近，电场等值线密集且梯度变大；源两侧的场分布不对称，发生的变化与异常体的赋存状态有关，这是由于低阻体可以吸引电流线集聚，在其中激发出密度大衰减慢的涡流场。因此，瞬变场对于低阻体非常敏感，有良好的分辨率。对该模型加上厚度为100 m、电阻率为10Ω·m的低阻覆盖层后，仍用0.0001 s进行观测，其电场等值线如图17所示。含低阻覆盖层后，相同观测时间的电场等值线主要分布在低阻覆盖层中，即大部分的感应涡流集中在覆盖层中，除了0等值线受低阻体影响向右偏移外，其场尚未到达低阻体；且在两层的分界面处电场等值线发生凹陷。由图16～17可以明显看出，低阻覆盖层延缓了瞬变电磁场向地下的传播。这时需要延长观测时间，使得电场可以继续向目标体传播。

图16 均匀大地中低阻体的瞬变电场Fig.16 Transient electrical field contour in uniform earth with a conductor

图17 低阻覆盖下低阻体的瞬变电场等值线Fig.17 Electrical field contour in uniform earth with a conductor and conductor

图18 覆盖层下低阻体的瞬变电场等值线Fig.18 Transient electrical field contour in uniform earth with a conductor and overburden

图18为将观测时间延长到0.0002 s时的电场的分布情况。该时间的电场分布出现了图16所示的场的变化情况，不同的是变化幅度较小，且覆盖层仍然吸收了大部分的涡流。由此可见，低阻覆盖层减小了瞬变电磁场的扩散速度,屏蔽了涡流场，导致对地质体的异常反应减弱。因此在有低阻覆盖层存在的情况下，当探测深度相同时需要更长的观测时间(牛之链，1992；方文藻等，1993；Haradak，2009)。在含有低阻覆盖层时，地面上观测到的垂直感应电动势衰减曲线与不含覆盖层的衰减曲线也是不同的，图19模型是在图5的模型上加上了厚度为100 m的低阻覆盖层。模型参数为：矿体厚度h=50 m，倾角a=30°，矿体顶点坐标为(0，0)，矿体电阻率ρ1=10Ω·m，围岩电阻率ρ2=100Ω·m。发射源参数为：发射源位置S1=-100 m，S2=100 m，发射源电流I=10 A。

图19 含低阻覆盖的地质模型Fig.19 Geological model for the uniform earth with a conductor and overburden 1-覆盖层；2-围岩；3-矿体1-overlying layer; 2-wall rock; 3-orebody

在横轴0点处接收到的垂直感应电动势衰减曲线如图20所示。与图7进行比较可以看出明显区别：不同的是在含有低阻覆盖层时，地面垂直感应电动势的值与背景场的值之间的差异比不含低阻覆盖层时差异要小，且数量级最多相差两个，且在早期观测时，两者的值基本相同，随着观测时间的延长两条曲线逐渐分开，在时间t=0.004 s时，两条曲线的差异最为明显，差异最大相差两个数量级；相同的是在晚期含有矿体的曲线也有向背景场曲线靠拢的趋势。

综上所述，低阻覆盖层对于瞬变电磁场有一定的屏蔽作用，使场的扩散速度减慢，从而相同的探测深度需要较长的观测时间，且异常响应相对减弱。因此，低阻覆盖层对于瞬变电磁的勘查精度及效果不利(闫述等，2009；薛国强等，2010)。

5.2 不同倾角板状体的响应特点

由冀东地区沉积变质型铁矿的赋存状态可知，矿体一般都以一定角度赋存于地层中，为了研究不同倾角矿体的响应规律，将矿体视为二维板状体，对板状体的响应规律进行研究。板状体模型参数为板状体厚度h=50 m，与地面的夹角为α，矿体顶点坐标为(0，0)，矿体电阻率ρ1=10Ω·m，围岩电阻率ρ2=100Ω·m。发射源参数为发射源位置S1=-100 m，S2=100 m。发射源电流I=10 A。通过二维有限差分对倾斜板状体的响应进行计算后，得到不同倾角的地面垂直感应电动势曲线，观测时间t=0.002 s，如图21所示。

图21 不同倾角板状体的地面垂直感应电动势Fig.21 Induced voltage curves of tabular ore bodies with different dip angles

图21给出了倾角分别为 10°、30°、45°、60°、80°时的感应电动势响应曲线，由图可以看出，不同倾角的板状体的响应曲线都为不对称的单峰形态，但倾角不同，响应曲线的峰值也不同，且感应电动势的值在板状体倾向一侧较另一侧要大，因此不对称的形状也不同。通过观察上述5个不同倾角的响应曲线可以看出，倾角越小，响应曲线的峰值越大，随着倾角增加，峰值逐渐减小，整体响应值也减小，在倾角大于45°以后，板状体的响应曲线形态基本相同。由不同倾角板状体的响应曲线可以看出板状体的倾斜状态对于瞬变电磁的勘查有一定影响。相同情况下，瞬变电磁对水平板状体比对垂直板状体的响应要更为明显，随着倾角的逐渐增大，响应特征逐渐减弱。这与瞬变电磁场的扩散特征有关，因为水平目标体比垂直目标体与扩散的电磁场有更好的耦合效果，因此得到的响应更为明显(陈明生等，2009)。

随着地质体的埋深越大，电磁场穿过地质体所需的时间越长，因此，二次场的最佳观测时间需要根据地质体的埋深不同而有所变化。下面根据不同深度地质体的响应曲线来研究埋深对于瞬变电磁响应的影响。二维地质模型参数为目标体的长L=50 m，宽W=50 m，中心点坐标为(0，0)，目标体电阻率ρ1=10Ω·m，围岩电阻率ρ2=100Ω·m。发射源参数为发射源位置S1=-100 m，S2=100 m，发射源电流I=10 A。

图22 不同深度异常体衰减曲线Fig.22 Induced voltage decline curves of ore bodies with different depths

图22为不同埋深地质体的瞬变电磁衰减曲线，由曲线可以看出，在含有低阻地质体的情况下，瞬变电磁的感应电动势衰减曲线高于背景场曲线，说明在含低阻体时，二次场的衰减受到延缓。这是因为二次场在低阻地质体中产生的涡旋场阻碍了二次场的衰减。并且随着地质体深度的增加，二次场的衰减速度加快，越来越接近背景场，当深度达到200 m时，衰减曲线基本与背景场一致，这时，瞬变电磁对该深度的地质体失去了探测能力。

图23是在t=0.0003 s时观测到的不同埋深度地质体的地面垂直感应电动势响应曲线。图23给出了埋藏深度分别为100 m、200 m的地质体的瞬变电磁地面垂直感应电动势曲线与背景场曲线的对比图。可以看出，含有异常体的感应电动势曲线基本都为一单峰形态，且峰值的横坐标位置与异常体位置是对应的；随着地质体埋藏深度的增加，其对异常的响应逐渐减弱，峰值逐渐减小，当埋藏深度大于200 m以后，其响应曲线基本与背景场重合，说明当地质体深度大于200 m时，此时就无法将地质体的响应从背景场中分离出来。

图23 不同深度地质体的地面垂直感应电动势曲线Fig.23 Induced voltage curves of ore bodies with different depths

图24 不同长度发射源(a,b,c,d)瞬变电磁衰减曲线Fig.24 Induced voltage decline curves of ore bodies with different lengths of loops

综上所述，瞬变电磁的勘探效果随着地质体埋深的增加而逐渐减弱，当某一深度地质体的响应值与不含地质体的背景场值接近而不具有可分辨性时，这个深度即为该状态下瞬变电磁的最大勘探深度。

5.4 发射源对探测地质体的影响

发射源的长度、电流大小直接影响瞬变电磁场的分布状态，因此对于地质体的响应特征也会产生影响。图24是不同发射源长度的衰减曲线对比，地质模型参数为地质体长L=50 m，宽W=50 m，中心点坐标为(0，0)，地质体电阻率ρ1=10Ω·m，围岩电阻率ρ2=100Ω·m。图24是发射源长度分别为400 m、300 m、200 m、100 m时，回线中心点的瞬变电磁衰减曲线与背景场的衰减曲线的对比图。从这组图可以看出，随着发射源长度即回线边长的减小，瞬变电磁对于地质体的反应越明显。在早期的观测时间里背景场的衰减曲线与含地质体的衰减曲线基本重合。随着观测时间的延长，两条曲线逐渐开始分离，可以看出含地质体的二次场的衰减速度变慢，响应值高于背景场，而且随着发射边长的缩短，与背景场的差异越明显。说明对于此模型的地质体，较短的发射边长具有较好的探测精度。

但是在实际应用中要结合多方面的因素，比如探测深度、地质体形态等。相同条件下，发射边长越小则发射磁矩越小，对于瞬变电磁场的强弱产生直接影响，因此直接影响瞬变电磁的勘查深度与精度。在实际生产中，要结合多方面因素，选择最佳的发射边长来达到最佳的勘查效果。

(3)整个生长季内，牧草中性洗涤纤维和酸性洗涤纤维含量呈先降低后升高的趋势，粗脂肪含量逐渐降低；2年平均以星星草粗蛋白产量最高，为69.73 g/m2，其次为同德老芒麦(65.79 g/m2)、垂穗披碱草(60.71 g/m2)、中华羊茅(51.00 g/m2)、青海早熟禾(41.49 g/m2)，粗蛋白产量年际变化显著。

5.5 不同电阻率的正演计算

(1) 不同围岩

围岩的电阻率大小直接影响二次场的衰减速率，因此对于地质体的响应特征也会产生影响。地质模型参数为地质体长L=50 m，宽W=50 m，中心点坐标为(0，0)，地质体电阻率ρ1=10Ω·m，围岩电阻率为ρ2。发射源参数为发射源位置S1=-100 m，S2=100 m，发射源电流I=10 A。

图25 不同电阻率围岩(a,b,c)的瞬变电磁衰减曲线Fig.25 Induced voltage decline curves with different resistance of rock

对比曲线图如25所示，图25分别给出了不同围岩电阻率的衰减曲线对比图，围岩电阻率分别为100Ω·m、200Ω·m、300Ω·m时瞬变电磁的衰减曲线，从图中可以看出随着围岩的电阻率值的增加，响应值整体变小，这是因为低阻体对于延缓二次场的衰减的作用。但是，随着围岩电阻率的增加，与地质体的电阻率差异也就越大，响应值与背景场的差异也越大，异常更加明显。

(2) 不同地质体电阻率

当围岩的电阻率值一定时，地质体电阻率值的变化也会直接影响瞬变电磁的勘探效果。图26是不同电阻率地质体的衰减曲线对比图，地质模型参数为地质体长L=50 m，宽W=50 m，中心点坐标为(0，0)，地质体电阻率为ρ1，围岩电阻率为ρ2=300Ω·m。发射源参数为发射源位置S1=-100 m，S2=100 m，发射源电流I=10 A。

图26 不同电阻率地质体下的衰减曲线Fig.26 Induced voltage decline curves of different resistance of rock

图26给出了地质体电阻率分别为10Ω·m，50Ω·m，100Ω·m，200Ω·m时的衰减曲线与背景场的衰减曲线对比图。随着地质体电阻率的逐渐增大，与围岩的电阻率差异逐渐减小，二次场的衰减速度也逐渐增大，其与背景场的差异越来越小。当地质体电阻率为200Ω·m时，其衰减曲线基本与背景场重合，这时已很难将异常体的响应从背景场中分离出来。同时，最佳观测时间也逐渐缩短，这是因为瞬变电磁场在高阻体中比在低阻体中传播速度更快。由图25和26可以看出，地质体与围岩的电阻率差异越大，所产生的瞬变电磁异常越明显。

6 应用实例

6.1 研究区概况

研究区位于滦县司家营矿区范围，地层为太古界滦县群司家营组二段、中元古界长城系大红峪组及新生界第四系。基岩露头除在北部和尚山-铁石山一带有较连续分布外，其余大面积被第四系覆盖。如图27。

司家营铁矿矿区位于河北省滦县城南，是冀东矿脉的一部分，为一特大型沉积变质型铁矿，区内矿体多呈层状或似层状，部分呈透镜状或扁豆状，层位稳定，各矿体走向近南北，倾向西，延长、延深、厚度及形态变化不等。矿石类型主要分为磁铁矿矿石，其次为赤铁矿石，矿石平均品位为TFe30%。

6.2 工作方法简介

本次工作选用瞬变电磁的中心回线的工作方法，该装置与目标体具有最佳耦合、异常幅值大、形态简单、受旁侧地质体影响小的特点。瞬变电磁仪器选用加拿大生产的V8多功能电法仪，该系统的硬件部分由V8主机、辅助接收机、发射控制器、大功率发电机、30千瓦发射机和T4发射机(TEM用)、磁棒、接收线圈等组成，并配有GPS和网络通讯系统，可以进行TEM测量。

图27 测区及外围基岩地质图Fig.27 Geological map of the survey area and its surrounding areas 1-断层; 2-地质界线; 3-黑云角闪变粒岩; 4-黑云斜长变粒岩; 5-石炭与二叠系; 6-矿体; 7-滦县群司家营组; 8 -混合片麻岩与混合花岗岩; 9-长城系; 10-寒武与奥陶纪1-fault; 2-geological boundary; 3-biotite hornblende granulite; 4-biotite plagioclase leptynite; 5-Carboniferous and Permian; 6-orebody; 7-Luanxian group Sijiaying Formation; 8-gneiss and mixed granite; 9-changcheng system;10-Cambrian and Ordovician

6.3 实际应用研究

为了验证这种方法在冀东沉积变质型铁矿勘查的有效性，中国科学院地质与地球物理研究所薛国强等在冀东司家营矿区附近的张各庄磁异常区进行了剖面长度为1 km的瞬变电磁勘查，测线布置为东西方向，东侧为大号的方向。抽取每个测点的同一时间点数据，组成0.84～4.72 ms时间段的多测道图(图28)。并根据该区地质情况建立不同矿体倾角的地球物理模型，分别进行了倾角为10°和30°的模型的正演计算，得到两个角度模型的多测道图(图29～30)，结合这三个多测道图可以推测矿体倾角约为30°。

图28 测区实际多测道图Fig.28 Actual survey multiple channels in the survey area

图29 倾斜矿体多测道图(倾角=10°)Fig.29 Multiple survey channels for a tilting ore body (angle=10°)

图30 倾斜矿体多测道图(倾角=30°)Fig.30 Multiple survey channels for a slanted ore body(angle=30°)

由图28多测道曲线可以看出在测点的东侧大号点的感应电压值要明显高于西侧小号点范围；而且随着观测时间的延长和观测道数的增加，两侧的差异逐渐增大。根据瞬变电磁的响应特点可以得出以下结论：地下板状矿体倾向方向为西侧，并且矿体没有受浅部地层或者低阻覆盖层的影响，异常响应出现在较晚期的测道。

为了更深入了解矿体的响应特征，下面分析地面垂直感应电动势的衰减曲线，实测曲线如图31。

图31 实测瞬变电磁衰减曲线Fig.31 Induced voltage decline curves

通过图31可以看出，矿体存在时的衰减曲线要明显高于背景场的值，这里的背景场的值是在不含矿地区的实测曲线所得的。并且在观测时间的中期观测的曲线分离，说明矿体不是近地表矿体，根据实际情况可知，该区被第四系覆盖，对探测时间有一定影响，说明了低阻覆盖层对于瞬变电磁场的屏蔽作用。

由该区钻孔资料得知地层145 m以上为第四系，145～336 m为长城系沉积地层，336～1500 m为混合岩与黑云变粒岩互层， 420 m所见磁铁矿体的品位30%～35%，矿体与围岩地层倾角一致，约为30°。电法勘查结果符合实际的地质钻孔资料，验证了瞬变电磁对于冀东沉积变质型铁矿模型的响应特征，证明了这种方法在该类型铁矿应用的可行性。

7 结论

(1) 在冀东地区成矿地质背景的基础上，根据冀东地区BIF型铁矿的矿体形态、产状、赋存部位、规模大小及含矿岩层和地质构造等特征，建立了层状模型、透镜体模型与向形模型三种地质模型。

(2) 应用瞬变电磁正演理论，采用时域二维有限差分的方法，将地质模型转化为可处理的地球物理模型，进行地球物理正演计算，并根据实际地质情况改变模型参数，完成瞬变电磁的时域二维正演计算，探讨了在低阻覆盖层、不同倾角、不同电阻率和不同深度等复杂情况下的瞬变电磁响应特征。并通过在司家营铁矿区的勘查实例证明了响应特征的正确性，为该类型铁矿的勘查工作提供了科学理论依据。

(3) 低阻覆盖层对于瞬变电磁场有一定的屏蔽作用，对瞬变电磁的勘查精度及效果不利；瞬变电磁对水平板状体比对垂直板状体的响应要更为明显，随着倾角的逐渐增大，响应特征逐渐减弱；勘探效果随着地质体埋深的增加而逐渐减弱，当某一深度地质体的响应值与不含地质体的背景场值接近而不具有可分辨性时，这个深度即为该状态下瞬变电磁的最大勘探深度；在实际应用中，发射边长越小则发射磁矩越小，对于瞬变电磁场的强弱产生直接影响，要结合多方面因素，选择最佳的发射边长才能达到最佳的勘查效果；随着围岩电阻率的增加，与地质体的电阻率差异也就越大，响应值与背景场的差异也越大，异常更加明显，当围岩的电阻率值一定时，地质体与围岩的电阻率差异越大，所产生的瞬变电磁异常越明显。

(4) 在冀东司家营地区进行了瞬变电磁勘查，实测曲线符合讨论模型的响应特点，验证了低阻层的屏蔽作用和角度对于勘查效果的影响，验证了模型结论的正确性。然而本文虽然完成了多种模型参数下的正演计算，但是在实际应用过程会要遇到更为复杂的地质情况，不能概括全面，在实际勘查过程中，地质体的信息还需要更多的反演计算和实际工作经验。

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Transient Electromagnetic Response of the Sedimentary-MetamorphicIron Deposit in Eastern Hebei Province, China

ZHANG Long-fei1, XU Ying-xia1, SU Yan-ping1,23, XUE Guo-qiang2

(1.DepartmentofGeology,MiningEngineeringCollege,HebeiUnitedUniversity,Tangshan，Hebei063009；2.KeyLaboratoryofMineralResources,InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029；3.UniversityofChineseAcademyofSciences，Beijing100049)

This paper presents the application of the transient electromagnetic method (TEM) to prospecting of sedimentary metamorphic iron deposits in eastern Hebei Province. Considering the geological setting and features of the orebodies in this area, three geological models are established, i.e., the laminated model, lens model and syncline model. Then, these geological models are transformed into geophysical models with different geophysical properties. A 2D forward calculation is accomplished by the time-domain finite difference method based on the geo-electric parameters. With the forward method, transient electromagnetic responses for the three models are analyzed under complex conditions such as, conductive overburden, different angles and depths, different resistance and sources. The results show that the conductive cover can screen the diffusion of the TEM field to some extent, thus lowering the exploration depth. With the increasing angle of dip angles of the ore body, the TEM response strength becomes weaker. The signal of the horizontal tabular model is stronger than that of the vertical tabular model. The exploration effect will decline with growing depth of the ore body. The emission magnetic moment determines the signal strength to a certain degree, and many factors should be taken into consideration in practice. Using the data from the TEM survey at the Sijiaying iron deposit of eastern Hebei, this article analyzes TEM response of this mine and proves the model conclusions above.

sedimentary metamorphic iron deposit, TEM, Eastern Hebei province

2014-03-14；

2014-06-02；[责任编辑]郝情情。

国土资源部公益性行业科研项目：冀东地区沉积变质型铁矿富矿控矿条件及科学基地研究(201111002 - 04)和国家重点基础研究发展计划(973计划)(2012CB416605)联合资助。

苏艳平(1985年-)，女，在读研究生，研究方向为隐伏矿定位预测与技术。E-mail: yanping_su@163.com。

许英霞(1973年-)，女，博士，副教授，研究方向为矿床矿物学。E-mail:xuyx516319@163.com。

P31

A

0495-5331(2014)04-0741-15