音频大地电磁三维反演在江西丰城地热勘查中的应用

覃田赐， 邓居智， 陈 辉，余 辉

(核资源与环境国家重点实验室，南昌 330013)

江西丰城市圳头地热处在江西南北两大构造单元扬子地块和华南地块结合带南侧，其北有宜丰—景德镇大断裂，南有丰城—婺源大断裂，地质构造复杂，地热资源储量丰富，地热田区域构造上大致位于萍乐坳陷带中段，华夏系构造和松湖旋卷构造的复合部位，热储兼有层状和带状，分布范围广。地热水赋存于二叠系茅口组、栖霞组灰岩岩溶裂隙中，出露于大斜村—万家村背斜南翼岩溶化灰岩形成的单斜岩溶自流盆地。前人在江西丰城市圳头地区的地热开展了部分地质和地球物理勘查工作。夏中智等[1]按构造成因进行分类，认为丰城市圳头地区为隆起断裂型地热资源，区域分布碳酸岩类，地热水温度受断裂带控制，属断裂带型地热；蓝泽鸾等[2]、陈姝霓等[3]利用非线性共轭梯度(nonlinear conjugate gradient，NLCG)二维反演方法对该地区音频大地电磁(audio-frequency magnetotelluric, AMT)测深数据进行二维反演，得到了该区的二维电性结构，结合地质和水文资料，初步查明了该区地下控热构造及地热温泉分布特征。然而，由于该区受两组交互交叉断裂构造控制形成三维地质结构特征，且二维电性结构一方面难以全面反映地下结构分布特征，另一方面受三维地质结构影响易产生畸变或假异常特征，为此急需获取准确有效的三维电性结构，为地热温泉的形成及分析特征提供技术支撑。

近年来，大地电磁(magnetotelluric，MT)数据处理已逐步从二维转向三维，越来越多的实测数据三维反演实例已取得良好效果[4-7]。Uchida[8]采用MT三维反演方法在日本西南部和印度尼西亚东部对地热田进行了研究，反演结果表明在复杂的地质环境中进行地热勘探及其他应用的三维解释的必要性；Heise等[9]对新西兰北岛中部的陶波火山区建立MT三维反演模型来研究地热系统的深层结构，得出地热场近地表低电阻率是由高温、盐水和火山岩的热液蚀变相结合引起；Newman等[10]在美国Coso地热田东部和南部侧面采集MT数据，利用三维建模和成像方法，显示出该方法为地热井的选址提供了有用信息；Farquharson等[11]对Athabasca盆地的McArthur River铀矿区采集的MT数据进行三维反演，得到的电阻率模型主要特征与已知的地质特征相对应，铀矿床所在的石墨基底断层也得到充分体现；Arnason等[12]结合瞬变电磁法和大地电磁法对冰岛西南部Hengill地区的观测数据进行联合反演，揭示了在100～240 ℃的温度下反射导电蚀变矿物的浅电阻率层，描绘了深度为3～10 km的深导体，该导体与地热系统的热源密切相关；Zhdanov[13]对墨西哥湾Gemini勘探区斯克里普斯海洋研究所(Scripps Institution of Oceanography, SIO)采集的MT数据进行三维反演，反演结果揭示了深部电性结构，通过与地震数据的比较得到了证实，最终表明利用该方法可以较精确地绘制地下电性结构；Maris等[14]也在Coso地热区开展了MT三维反演研究，获取了地下电阻率结构、岩石特征、断层分布以及地热场中的流体通道；Ghaedrahmati等[15]使用WSINV3DMT反演代码来模拟和解释在伊朗阿尔比勒Sabalan地热田收集的MT数据，证实了对于地形复杂区域，利用MT数据三维反演能够更好地解释地热资源和相关结构；Yang等[16]利用3D电磁反演系统ModEM对在中国准噶尔西部采集的AMT数据进行反演，绘制了该区域侵入岩体及其周围地区的电阻率结构；Beka等[17]利用在斯瓦尔巴特群岛中部采集的MT数据进行3D反演，良好地反映了地下3D特征和周围的视电阻率结构，增加了该方法在高热流地区寻找地热资源的可行性；Erhan等[18]以地热区的合成和现场数据为例，通过二维和三维MT数据反演结果进行比较，证明了3D反演方法的优越性，在地热勘探中更为有效。Gailler等[19]通过对MT测深数据进行3D反演，揭示了富尔奈斯火山西部地下岩石圈的复杂电阻率结构，证明了该方法能够对主要的浅层结构和较深层结构成像的能力；Hersir等[20]在Reykjanes半岛的Krysuvik高温地热区通过建立3种不同的初始模型进行三维反演，使用静态偏移来校正MT数据，可以获得更为可靠、详细的结果。

因此，在前期AMT数据二维反演及解释基础上，利用现有成熟的开源MODEM大地电磁软件对该AMT数据进行三维反演[21-23]，获取地下三维电性结构信息，探测该地区与液体和岩层相关的地下电性分布特征，查明地下地热存储条件及控热构造，为该区地热资源勘查提供参考。

1 地质地球物理特征

1.1 地质特征

1为第四系上更新统残坡积层；2为第四系全新统冲积层；3为下二叠茅口组上段硅质岩；4为下第三系新余群砂岩、页岩、砾岩； 5为上泥盆统五通组石英、砾岩、砂岩、页岩；6为河流；7为断层；8为测点；9为推测断层；10为地质剖面 图1 圳头地区区域地质图与AMT测线布置图[24]Fig.1 Regional geological map of the Zhentou district and AMT profiles[24]

研究区及邻区出露地层主要有第四系、第三系、下侏罗系、上三叠系、二叠系和泥盆系(图1)。主要发育有侵蚀单斜低丘陵地形、山麓斜坡堆积地形、侵蚀残丘垄岗地形和河谷堆积地形。岩性和厚度变化较大，岩性主要为黏土、砂(砾)等洪(冲)积物。测区范围内主要为第四系所覆盖，断裂构造发育，大致存在北东、北西和南北向3组断裂，这3组断裂和雷王岭-尖古岭背斜是该区较为明显的构造形迹。雷王岭-尖古岭背斜是区内唯一的褶皱构造，轴向30°～40°，核部为板溪群浅变质岩。由于受断裂影响，背斜两翼地层不对称，南东翼为二叠系，北西翼为泥盆系。北西向断裂规模较小，延伸短，断裂面起伏不平，该组断裂错断北东向断裂。南北向断裂带宽大小不一，大者约3 m，断裂带有角砾岩、糜棱岩、断裂面凹凸不平，以张扭性断裂呈现。北东向断裂断层带中有挤压的扁豆状岩体、断层角砾岩等，该组断裂规模大，延伸长，经多次构造活动，以压扭性断裂呈现。区内构造格局是受南北向挤压应力或南北向的应力场作用的结果，在燕山期形成了以北东走向的压扭性和北西走向的张扭性两组断裂为主的华夏系构造。而后受喜山运动的影响，产生松湖旋卷帚状构造，形成了松湖旋涡和石岗-尖古岭帚状构造。由于受松湖旋卷构造的影响，华夏系构造的北东端(尖古岭一带)的构造线发生偏转，使走向北东45°的华夏系构造线向北偏转18°～30°，而华夏系构造与帚状构造为重接关系[2]。

1.2 地球物理特征

根据研究区主要地层岩性电性参数统计资料对该地区的电性界面进行分析(表1)，其中，第四系表土层黏土类电阻率为30～60 Ω·m，分布范围广，但横向厚度极不均匀，不构成勘探的主要电性层。而下第三系-白垩系红层综合电阻率为20～50 Ω·m，为该区主要电性层，其电阻率随构造区的不同和岩石颗粒的粗细有幅度不大的变化，在断面上可形成大面积低阻异常，属江西省红盆标志性层位。二叠系下统-泥盆系电阻率为700～3 000 Ω·m，异常相对复杂，为本次勘探目标层位，往往形成高、低相间的异常面貌。双桥山群电阻率为230～1 500 Ω·m，呈高阻异常特征，往往形成红层基底，在该区北部地表有零星出露。第三系、白垩系均为碎屑岩类，电阻率差异不明显，各时代灰岩及变质岩系均呈高阻。

表1 研究区主要地层岩性电性参数统计[2-3]Table 1 The statistical of main stratigraphic lithologic and electrical parameters of the study area[2-3]

注：表中括号内的数值为标本块数。

1.3 地热特征

地下水按含水层岩性、水文地质条件、地下水动力特征等可分为松散岩类孔隙水、下第三系新余群孔隙水裂隙含水岩组、基岩裂隙水、岩溶裂隙水和相对隔水层，根据井泉调查，水井绝大部分开挖于全新统冲积层，泉水主要出露于全新统冲积层、二叠系栖霞阶与茅口阶灰岩和五通组砂砾岩之中。区内之所以能形成温泉，有其独特的地质环境，北东向断裂具有近期活动的痕迹，存在未固结成岩的断层泥和松散的断层角砾岩。在-800 m以下的沉积岩内或红层基底，存在侵入岩体的可能，为热水的形成提供了热能。地热水属深部循环对流型裂隙溶洞温水，地热田兼有层状热储和带状热储特征，彼此存在成生关系，地质构造条件复杂多样。

在地形地貌、地质构造有利的部位，地下水局部相对较为富集。该区共发现温泉4处(表2)，均出露于大斜村—万家村背斜南翼，标高为29.80～31.99 m的一级阶地覆盖型或埋藏型岩溶区。构造对水热活动的控制作用明显，水热活动区沿断裂呈带状分布。下伏地层为岩溶化茅口组灰岩(P1m2)，呈洞穴状，米筛状，上升泉涌出，涌水处泥沙翻滚，并有气体(泡)逸出，流量为0.102～37.38 L/s。由于地表水体的掺和，温泉出露的水温为24～27 ℃，温度较低。经调查，25号温泉已建成较大型的水产养殖场，26号温泉已扩泉为城镇供水水源。

表2 温泉出露特征Table 2 The feature tableof exposed hot spring

2 AMT数据采集和处理

在勘查区内共部署了4条AMT测线，测线总长度3.6 km，点距为40 m，总测点数为94个，测线两两相交，以“井”字形布设，分别为2条西南向测线L5、L6和2条东北向测线L7、L8，方向均与主要构造(断裂)的走向垂直或平行。测区内地形简单，地势平坦开阔，为典型的平原地区，平均海拔高度为30～230 m，相对高度为180～200 m。本次测量工作使用加拿大凤凰地球物理公司生产的大地电磁仪(MTU-5A)采集AMT数据，数据采集时间不少于0.5 h，观测频率范围为0.1～10 kHz。

由于AMT数据采集观测的是天然场源，仪器设备噪声、高压电线和大功率矿山机电等影响较为显著，数据易受到干扰，可采取增加测量时间达到压制随机噪声的效果，部分处于高背景噪声环境下的测点测量时间设为1～2.5 h。为了得到接近实际的反演结果，必须严格操作，有效地避免或抑制干扰，提高原始数据质量。首先对整理好的数据进行预处理，去除受到干扰较大的坏点和“飞点”数据，然后使用SSMT2000软件将电场和磁场信息转化为阻抗数据。由于地形不平或存在浅层不均匀介质，会使得某测点视电阻率曲线发生平移，为了消除地表局部不均匀体影响，需要对数据进行处理校正。对于相邻频点出现非正常跳跃、曲线尾支快速上升或下降以及畸变较大的数据，采用trEMisSIS软件根据曲线特征对数据进行平滑处理，消除畸变影响，获得高质量的阻抗数据。最后将上述处理后的数据采用NLCG进行三维反演，通过使用Tecpolt软件得到最终的反演结果图。

3 AMT数据三维反演

AMT三维反演方法众多，主要有共轭梯度法[25]、非线性共轭梯度法[26]、拟线性近似反演[27]、快速松弛反演[28]、贝叶斯统计反演[29]、人工神经网络反演[30]等。采用成熟的大地电磁三维反演程序(MODEM)，选取非线性共轭梯度法(NLCG)进行三维反演。该算法具有拟牛顿法收敛速度快和最速下降法程序简单的优点，已广泛应用于实际反演问题[31-35]。

此次反演数据集选用非对角阻抗(Zxy、Zyx)数据，共计94个测点。在反演运算中水平方向采取等距剖分，间距为20 m，向外扩展10个网格个数，延拓因子为1.2，共计80×88个单元格；垂直方向以指数延拓剖分，第一层厚度为5 m，向下延拓10层，延拓因子为1.08，共计66层。故整个反演网格大小为80×88×66，共计464 640个单元格。三维反演初始模型电阻率设置为100 Ω·m，初始正则化因子λ选为10。由于测区范围内地形最大高差为200 m，平均海拔较低，地形影响较小，故在反演过程中未考虑地形，将其近似作为平地形处理。

图3所示为测区内L5、L6、L7、L8这4条测线AMT实测数据和反演模型响应结果拟断面对比。从图中可以看出，各条测线XY模式和YX模式中的视电阻率及相位特征并不一致，尤其在测区中段，存在明显三维电性特征。另外，无论是XY极化模式还是YX极化模式，除个别测点存在较小的数值拟合偏差外，视电阻率响应结果反映的高低阻异常位置整体上与观测数据揭示情况基本一致，在异常的区域位置均反映良好；相位响应结果大体上也能与观测数据趋同，均能与观测数据达到较高的一致性。

图2 基于NLCG的AMT三维反演RMS和 目标函数衰减曲线Fig.2 Attenuation curve of RMS and cost function of the three-dimensional inversion of AMT data

4 深部控热构造分布特征分析

图4 圳头地区L5线和L6线AMT测线三维反演结果Fig.4 Three-dimensional inversion results of for L5 and L6 AMT survey lines in Zhentou district

1为第四系全新统冲积层；2为第四系中更新统残坡积层；3为第三系新余群中段；4为下二叠统茅口阶上段；5为上三叠统- 下侏罗系统安源群、下二叠统茅口阶下段；6为下二叠统茅口阶中段、下二叠统栖霞阶；7为砂岩；8为炭质页岩；9为硅质岩； 10为含燧石灰岩；11为炭质灰岩；12为断层及断层破碎带；13为溶洞及充填物；14为等温线；15为钻孔、编号、编号、孔深(m)； 16为层界线；17为不整合地质界线；18为地层倾向、倾角；19为地热水流向；20为温泉 图5 圳头地区I—I′地质剖面图[24]Fig.5 I-I′ geological profiles of the Zhen-tou area[24]

图6所示为丰城市圳头地区L7线和L8线AMT测线三维反演结果，L7、L8测线呈东北向，与I—I′地质剖面垂直，分别交于L5测线08、15号点和L6测线11、18号点。纵观两个剖面，共存在7个异常电性区块，分别位于浅部(>-200 m)长条状区域(R6、R7、R8)、小范围区域(R9、R10)和中深部区域(C4、C5)。长条状区域呈现高阻异常，电阻率呈中间低两边高的趋势，其中在R7位置最低，电阻率约为320 Ω·m，R8位置达到最高，电阻率约为1 000 Ω·m，厚度可达150 m。结合I—I′地质剖面和地质背景资料，小范围区域(R9、R10)为第三系新余群中段砂岩和砾岩(Exn2)反映，长条状区域(R6、R7、R8)为下二叠系茅口阶上段硅质岩(P1m3)和下二叠系茅口阶下段页岩(P1m1)反映，在中间位置存在F6断裂，断裂中存在岩溶水，经岩溶发育将高阻体溶蚀，形成溶蚀破碎带。在中深部区域(C4、C5)呈现低阻异常，由F6断裂引起，F6断裂呈北西向，与F5断裂近似垂直相交，规模较小，延伸短，但受宽度较大的F4、F5断裂共同影响，在断裂带和断裂带复合部位，岩溶尤其发育，发育标高10～60 m，0 m以上近地表的开口溶洞多为泥砂充填。断层带温度异常均不显著，但随深度的增加，高温区往F5靠近，F5断层两侧为二叠系灰岩和硅质岩，结合物探资料，F5上盘有宽达100～200 m的岩溶低阻带，视电阻率ρs与温泉出露处的ρs基本一致，水温沿断裂带变化均不显著，均低于25 ℃。说明水温的变化受F5控制，越靠近F5断裂地下水温度越高，温泉沿断裂呈带状分布，温泉点几乎全处于断裂的交叉复合部位，可见F5为该区地热水的控热构造，断裂带成为地下水循环通道。地下地质构造复杂，岩溶发育程度受标高和断裂的控制，两者又不可截然分开，于是便形成了彼此连通的岩溶热储网络系统，富水性较好，地下水随岩溶裂隙活动，形成深循环对流型地热水。但沿断裂深循环带来的热能相对渺小，对地下水的升温贡献甚微，同时，热储又缺失盖层，只成为27～30 ℃温水。因此在岩溶自流盆地内，水温提高的可能性较小。

图6 圳头地区L7线和L8线AMT测线三维反演结果Fig.6 Three-dimensional inversion results for L7 and L8 AMT survey lines in Zhentou district

综合以上分析解译可得，区内地热活动沿断裂活动带分布，并作为水热资源在断裂带的交叉复合部位形成温泉点。断裂既是该区域的导热构造又是导水构造，控制地下水温变化，在地下水的形成和分布中起主导作用。

5 深部地热特征探讨

研究区为隐伏单斜岩溶自流盆地，组成盆地的可溶岩为茅口组(P1m)灰岩和栖霞组(P1g)灰岩，岩溶发育程度受标高和断裂构造的控制，形成彼此连通性十分密切的岩溶网络系统，组成独立水文地质单元，区内温泉F5沿断裂带出露。通过钻孔揭露，愈靠近F5断裂带水温愈高，说明地下热水的类型为深循环对流型断裂带裂隙溶洞热水。由于本区岩溶发育受构造和标高的控制，连通性之好，水量之大，沿断裂带深循环带来的热能凸显渺小，对地下水的升温贡献甚微，且本区为覆盖型岩溶区，热储又缺失盖层，所以热水流量大，温度低，仅27～30 ℃。经勘查认为在岩溶自流盆地内，水温提高的可能性较小。因此，本区热储兼有层位和带状特征，彼此存在成生关系，其形态之复杂，难于控制。基于本区热水属深循环裂隙溶洞水，在自流盆地内覆盖型岩溶区热水温度难以提高，则根据本区地质构造的特点，有望在断陷盆地内寻找传导型埋藏型裂隙溶洞热水。本地热水水质类型为低矿化重碳酸钙型淡水，水质符合饮用水标准，可用于饮用、养殖和农灌。根据《地热资源地质勘查规范，(GB/T 11615—2010)》[36]，采用解析法在给定压力允许下降值范围内计算了地热水资源的可开采量，并用历年泉水最低流量值作为可采量的方法做比较，验证确定本区地热水可采量为4 222.36 m3/d，水温25.9～30.5 ℃，与泉流量总和法可开采量4 034.53 m3/d，水温30 ℃基本吻合。以30 ℃计，日产能2 516.69 kW，年产能1.32×108MJ为探明的储量级别。热水分布区为单斜岩溶自流盆地，埋藏浅，根据本区地热水水文地质条件，地热水可采用掘井及开挖扩泉法进行开采。

6 结论

在前期AMT数据二维反演基础上，采用ModEM三维大地电磁反演程序中的NLCG算法对经过去噪处理后的数据进行三维反演，通过实测数据和反演模型响应的拟合对比对反演结果进行评价，利用反演得到的测深剖面切片对地下深部结构特征进行分析解释，得到以下两点认识。

(1)研究区域断裂带为地下水的循环通道，且连通性良好，裂隙及溶洞中地下水较多，为地热水的形成提供了丰富的补给来源。

(2)查明了该区地热系统的地质、构造控热以及地下水运移特征，成功划分出热储层结构和热流通道，为地热系统的形成和演化研究提供了直观的电磁证据。