音頻大地電磁三維反演在江西豐城地熱勘查中的應用

覃田賜， 鄧居智， 陳 輝，余 輝

(核資源與環境國家重點實驗室，南昌 330013)

江西豐城市圳頭地熱處在江西南北兩大構造單元揚子地塊和華南地塊結合帶南側，其北有宜豐—景德鎮大斷裂，南有豐城—婺源大斷裂，地質構造復雜，地熱資源儲量豐富，地熱田區域構造上大致位于萍樂坳陷帶中段，華夏系構造和松湖旋卷構造的復合部位，熱儲兼有層狀和帶狀，分布范圍廣。地熱水賦存于二疊系茅口組、棲霞組灰巖巖溶裂隙中，出露于大斜村—萬家村背斜南翼巖溶化灰巖形成的單斜巖溶自流盆地。前人在江西豐城市圳頭地區的地熱開展了部分地質和地球物理勘查工作。夏中智等[1]按構造成因進行分類，認為豐城市圳頭地區為隆起斷裂型地熱資源，區域分布碳酸巖類，地熱水溫度受斷裂帶控制，屬斷裂帶型地熱；藍澤鸞等[2]、陳姝霓等[3]利用非線性共軛梯度(nonlinear conjugate gradient，NLCG)二維反演方法對該地區音頻大地電磁(audio-frequency magnetotelluric, AMT)測深數據進行二維反演，得到了該區的二維電性結構，結合地質和水文資料，初步查明了該區地下控熱構造及地熱溫泉分布特征。然而，由于該區受兩組交互交叉斷裂構造控制形成三維地質結構特征，且二維電性結構一方面難以全面反映地下結構分布特征，另一方面受三維地質結構影響易產生畸變或假異常特征，為此急需獲取準確有效的三維電性結構，為地熱溫泉的形成及分析特征提供技術支撐。

近年來，大地電磁(magnetotelluric，MT)數據處理已逐步從二維轉向三維，越來越多的實測數據三維反演實例已取得良好效果[4-7]。Uchida[8]采用MT三維反演方法在日本西南部和印度尼西亞東部對地熱田進行了研究，反演結果表明在復雜的地質環境中進行地熱勘探及其他應用的三維解釋的必要性；Heise等[9]對新西蘭北島中部的陶波火山區建立MT三維反演模型來研究地熱系統的深層結構，得出地熱場近地表低電阻率是由高溫、鹽水和火山巖的熱液蝕變相結合引起；Newman等[10]在美國Coso地熱田東部和南部側面采集MT數據，利用三維建模和成像方法，顯示出該方法為地熱井的選址提供了有用信息；Farquharson等[11]對Athabasca盆地的McArthur River鈾礦區采集的MT數據進行三維反演，得到的電阻率模型主要特征與已知的地質特征相對應，鈾礦床所在的石墨基底斷層也得到充分體現；Arnason等[12]結合瞬變電磁法和大地電磁法對冰島西南部Hengill地區的觀測數據進行聯合反演，揭示了在100～240 ℃的溫度下反射導電蝕變礦物的淺電阻率層，描繪了深度為3～10 km的深導體，該導體與地熱系統的熱源密切相關；Zhdanov[13]對墨西哥灣Gemini勘探區斯克里普斯海洋研究所(Scripps Institution of Oceanography, SIO)采集的MT數據進行三維反演，反演結果揭示了深部電性結構，通過與地震數據的比較得到了證實，最終表明利用該方法可以較精確地繪制地下電性結構；Maris等[14]也在Coso地熱區開展了MT三維反演研究，獲取了地下電阻率結構、巖石特征、斷層分布以及地熱場中的流體通道；Ghaedrahmati等[15]使用WSINV3DMT反演代碼來模擬和解釋在伊朗阿爾比勒Sabalan地熱田收集的MT數據，證實了對于地形復雜區域，利用MT數據三維反演能夠更好地解釋地熱資源和相關結構；Yang等[16]利用3D電磁反演系統ModEM對在中國準噶爾西部采集的AMT數據進行反演，繪制了該區域侵入巖體及其周圍地區的電阻率結構；Beka等[17]利用在斯瓦爾巴特群島中部采集的MT數據進行3D反演，良好地反映了地下3D特征和周圍的視電阻率結構，增加了該方法在高熱流地區尋找地熱資源的可行性；Erhan等[18]以地熱區的合成和現場數據為例，通過二維和三維MT數據反演結果進行比較，證明了3D反演方法的優越性，在地熱勘探中更為有效。Gailler等[19]通過對MT測深數據進行3D反演，揭示了富爾奈斯火山西部地下巖石圈的復雜電阻率結構，證明了該方法能夠對主要的淺層結構和較深層結構成像的能力；Hersir等[20]在Reykjanes半島的Krysuvik高溫地熱區通過建立3種不同的初始模型進行三維反演，使用靜態偏移來校正MT數據，可以獲得更為可靠、詳細的結果。

因此，在前期AMT數據二維反演及解釋基礎上，利用現有成熟的開源MODEM大地電磁軟件對該AMT數據進行三維反演[21-23]，獲取地下三維電性結構信息，探測該地區與液體和巖層相關的地下電性分布特征，查明地下地熱存儲條件及控熱構造，為該區地熱資源勘查提供參考。

1 地質地球物理特征

1.1 地質特征

1為第四系上更新統殘坡積層；2為第四系全新統沖積層；3為下二疊茅口組上段硅質巖；4為下第三系新余群砂巖、頁巖、礫巖； 5為上泥盆統五通組石英、礫巖、砂巖、頁巖；6為河流；7為斷層；8為測點；9為推測斷層；10為地質剖面 圖1 圳頭地區區域地質圖與AMT測線布置圖[24]Fig.1 Regional geological map of the Zhentou district and AMT profiles[24]

研究區及鄰區出露地層主要有第四系、第三系、下侏羅系、上三疊系、二疊系和泥盆系(圖1)。主要發育有侵蝕單斜低丘陵地形、山麓斜坡堆積地形、侵蝕殘丘壟崗地形和河谷堆積地形。巖性和厚度變化較大，巖性主要為黏土、砂(礫)等洪(沖)積物。測區范圍內主要為第四系所覆蓋，斷裂構造發育，大致存在北東、北西和南北向3組斷裂，這3組斷裂和雷王嶺-尖古嶺背斜是該區較為明顯的構造形跡。雷王嶺-尖古嶺背斜是區內唯一的褶皺構造，軸向30°～40°，核部為板溪群淺變質巖。由于受斷裂影響，背斜兩翼地層不對稱，南東翼為二疊系，北西翼為泥盆系。北西向斷裂規模較小，延伸短，斷裂面起伏不平，該組斷裂錯斷北東向斷裂。南北向斷裂帶寬大小不一，大者約3 m，斷裂帶有角礫巖、糜棱巖、斷裂面凹凸不平，以張扭性斷裂呈現。北東向斷裂斷層帶中有擠壓的扁豆狀巖體、斷層角礫巖等，該組斷裂規模大，延伸長，經多次構造活動，以壓扭性斷裂呈現。區內構造格局是受南北向擠壓應力或南北向的應力場作用的結果，在燕山期形成了以北東走向的壓扭性和北西走向的張扭性兩組斷裂為主的華夏系構造。而后受喜山運動的影響，產生松湖旋卷帚狀構造，形成了松湖旋渦和石崗-尖古嶺帚狀構造。由于受松湖旋卷構造的影響，華夏系構造的北東端(尖古嶺一帶)的構造線發生偏轉，使走向北東45°的華夏系構造線向北偏轉18°～30°，而華夏系構造與帚狀構造為重接關系[2]。

1.2 地球物理特征

根據研究區主要地層巖性電性參數統計資料對該地區的電性界面進行分析(表1)，其中，第四系表土層黏土類電阻率為30～60 Ω·m，分布范圍廣，但橫向厚度極不均勻，不構成勘探的主要電性層。而下第三系-白堊系紅層綜合電阻率為20～50 Ω·m，為該區主要電性層，其電阻率隨構造區的不同和巖石顆粒的粗細有幅度不大的變化，在斷面上可形成大面積低阻異常，屬江西省紅盆標志性層位。二疊系下統-泥盆系電阻率為700～3 000 Ω·m，異常相對復雜，為本次勘探目標層位，往往形成高、低相間的異常面貌。雙橋山群電阻率為230～1 500 Ω·m，呈高阻異常特征，往往形成紅層基底，在該區北部地表有零星出露。第三系、白堊系均為碎屑巖類，電阻率差異不明顯，各時代灰巖及變質巖系均呈高阻。

表1 研究區主要地層巖性電性參數統計[2-3]Table 1 The statistical of main stratigraphic lithologic and electrical parameters of the study area[2-3]

注：表中括號內的數值為標本塊數。

1.3 地熱特征

地下水按含水層巖性、水文地質條件、地下水動力特征等可分為松散巖類孔隙水、下第三系新余群孔隙水裂隙含水巖組、基巖裂隙水、巖溶裂隙水和相對隔水層，根據井泉調查，水井絕大部分開挖于全新統沖積層，泉水主要出露于全新統沖積層、二疊系棲霞階與茅口階灰巖和五通組砂礫巖之中。區內之所以能形成溫泉，有其獨特的地質環境，北東向斷裂具有近期活動的痕跡，存在未固結成巖的斷層泥和松散的斷層角礫巖。在-800 m以下的沉積巖內或紅層基底，存在侵入巖體的可能，為熱水的形成提供了熱能。地熱水屬深部循環對流型裂隙溶洞溫水，地熱田兼有層狀熱儲和帶狀熱儲特征，彼此存在成生關系，地質構造條件復雜多樣。

在地形地貌、地質構造有利的部位，地下水局部相對較為富集。該區共發現溫泉4處(表2)，均出露于大斜村—萬家村背斜南翼，標高為29.80～31.99 m的一級階地覆蓋型或埋藏型巖溶區。構造對水熱活動的控制作用明顯，水熱活動區沿斷裂呈帶狀分布。下伏地層為巖溶化茅口組灰巖(P1m2)，呈洞穴狀，米篩狀，上升泉涌出，涌水處泥沙翻滾，并有氣體(泡)逸出，流量為0.102～37.38 L/s。由于地表水體的摻和，溫泉出露的水溫為24～27 ℃，溫度較低。經調查，25號溫泉已建成較大型的水產養殖場，26號溫泉已擴泉為城鎮供水水源。

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

2 AMT數據采集和處理

在勘查區內共部署了4條AMT測線，測線總長度3.6 km，點距為40 m，總測點數為94個，測線兩兩相交，以“井”字形布設，分別為2條西南向測線L5、L6和2條東北向測線L7、L8，方向均與主要構造(斷裂)的走向垂直或平行。測區內地形簡單，地勢平坦開闊，為典型的平原地區，平均海拔高度為30～230 m，相對高度為180～200 m。本次測量工作使用加拿大鳳凰地球物理公司生產的大地電磁儀(MTU-5A)采集AMT數據，數據采集時間不少于0.5 h，觀測頻率范圍為0.1～10 kHz。

由于AMT數據采集觀測的是天然場源，儀器設備噪聲、高壓電線和大功率礦山機電等影響較為顯著，數據易受到干擾，可采取增加測量時間達到壓制隨機噪聲的效果，部分處于高背景噪聲環境下的測點測量時間設為1～2.5 h。為了得到接近實際的反演結果，必須嚴格操作，有效地避免或抑制干擾，提高原始數據質量。首先對整理好的數據進行預處理，去除受到干擾較大的壞點和“飛點”數據，然后使用SSMT2000軟件將電場和磁場信息轉化為阻抗數據。由于地形不平或存在淺層不均勻介質，會使得某測點視電阻率曲線發生平移，為了消除地表局部不均勻體影響，需要對數據進行處理校正。對于相鄰頻點出現非正常跳躍、曲線尾支快速上升或下降以及畸變較大的數據，采用trEMisSIS軟件根據曲線特征對數據進行平滑處理，消除畸變影響，獲得高質量的阻抗數據。最后將上述處理后的數據采用NLCG進行三維反演，通過使用Tecpolt軟件得到最終的反演結果圖。

3 AMT數據三維反演

AMT三維反演方法眾多，主要有共軛梯度法[25]、非線性共軛梯度法[26]、擬線性近似反演[27]、快速松弛反演[28]、貝葉斯統計反演[29]、人工神經網絡反演[30]等。采用成熟的大地電磁三維反演程序(MODEM)，選取非線性共軛梯度法(NLCG)進行三維反演。該算法具有擬牛頓法收斂速度快和最速下降法程序簡單的優點，已廣泛應用于實際反演問題[31-35]。

此次反演數據集選用非對角阻抗(Zxy、Zyx)數據，共計94個測點。在反演運算中水平方向采取等距剖分，間距為20 m，向外擴展10個網格個數，延拓因子為1.2，共計80×88個單元格；垂直方向以指數延拓剖分，第一層厚度為5 m，向下延拓10層，延拓因子為1.08，共計66層。故整個反演網格大小為80×88×66，共計464 640個單元格。三維反演初始模型電阻率設置為100 Ω·m，初始正則化因子λ選為10。由于測區范圍內地形最大高差為200 m，平均海拔較低，地形影響較小，故在反演過程中未考慮地形，將其近似作為平地形處理。

圖3所示為測區內L5、L6、L7、L8這4條測線AMT實測數據和反演模型響應結果擬斷面對比。從圖中可以看出，各條測線XY模式和YX模式中的視電阻率及相位特征并不一致，尤其在測區中段，存在明顯三維電性特征。另外，無論是XY極化模式還是YX極化模式，除個別測點存在較小的數值擬合偏差外，視電阻率響應結果反映的高低阻異常位置整體上與觀測數據揭示情況基本一致，在異常的區域位置均反映良好；相位響應結果大體上也能與觀測數據趨同，均能與觀測數據達到較高的一致性。

圖2 基于NLCG的AMT三維反演RMS和 目標函數衰減曲線Fig.2 Attenuation curve of RMS and cost function of the three-dimensional inversion of AMT data

4 深部控熱構造分布特征分析

圖4 圳頭地區L5線和L6線AMT測線三維反演結果Fig.4 Three-dimensional inversion results of for L5 and L6 AMT survey lines in Zhentou district

1為第四系全新統沖積層；2為第四系中更新統殘坡積層；3為第三系新余群中段；4為下二疊統茅口階上段；5為上三疊統- 下侏羅系統安源群、下二疊統茅口階下段；6為下二疊統茅口階中段、下二疊統棲霞階；7為砂巖；8為炭質頁巖；9為硅質巖； 10為含燧石灰巖；11為炭質灰巖；12為斷層及斷層破碎帶；13為溶洞及充填物；14為等溫線；15為鉆孔、編號、編號、孔深(m)； 16為層界線；17為不整合地質界線；18為地層傾向、傾角；19為地熱水流向；20為溫泉 圖5 圳頭地區I—I′地質剖面圖[24]Fig.5 I-I′ geological profiles of the Zhen-tou area[24]

圖6所示為豐城市圳頭地區L7線和L8線AMT測線三維反演結果，L7、L8測線呈東北向，與I—I′地質剖面垂直，分別交于L5測線08、15號點和L6測線11、18號點。縱觀兩個剖面，共存在7個異常電性區塊，分別位于淺部(>-200 m)長條狀區域(R6、R7、R8)、小范圍區域(R9、R10)和中深部區域(C4、C5)。長條狀區域呈現高阻異常，電阻率呈中間低兩邊高的趨勢，其中在R7位置最低，電阻率約為320 Ω·m，R8位置達到最高，電阻率約為1 000 Ω·m，厚度可達150 m。結合I—I′地質剖面和地質背景資料，小范圍區域(R9、R10)為第三系新余群中段砂巖和礫巖(Exn2)反映，長條狀區域(R6、R7、R8)為下二疊系茅口階上段硅質巖(P1m3)和下二疊系茅口階下段頁巖(P1m1)反映，在中間位置存在F6斷裂，斷裂中存在巖溶水，經巖溶發育將高阻體溶蝕，形成溶蝕破碎帶。在中深部區域(C4、C5)呈現低阻異常，由F6斷裂引起，F6斷裂呈北西向，與F5斷裂近似垂直相交，規模較小，延伸短，但受寬度較大的F4、F5斷裂共同影響，在斷裂帶和斷裂帶復合部位，巖溶尤其發育，發育標高10～60 m，0 m以上近地表的開口溶洞多為泥砂充填。斷層帶溫度異常均不顯著，但隨深度的增加，高溫區往F5靠近，F5斷層兩側為二疊系灰巖和硅質巖，結合物探資料，F5上盤有寬達100～200 m的巖溶低阻帶，視電阻率ρs與溫泉出露處的ρs基本一致，水溫沿斷裂帶變化均不顯著，均低于25 ℃。說明水溫的變化受F5控制，越靠近F5斷裂地下水溫度越高，溫泉沿斷裂呈帶狀分布，溫泉點幾乎全處于斷裂的交叉復合部位，可見F5為該區地熱水的控熱構造，斷裂帶成為地下水循環通道。地下地質構造復雜，巖溶發育程度受標高和斷裂的控制，兩者又不可截然分開，于是便形成了彼此連通的巖溶熱儲網絡系統，富水性較好，地下水隨巖溶裂隙活動，形成深循環對流型地熱水。但沿斷裂深循環帶來的熱能相對渺小，對地下水的升溫貢獻甚微，同時，熱儲又缺失蓋層，只成為27～30 ℃溫水。因此在巖溶自流盆地內，水溫提高的可能性較小。

圖6 圳頭地區L7線和L8線AMT測線三維反演結果Fig.6 Three-dimensional inversion results for L7 and L8 AMT survey lines in Zhentou district

綜合以上分析解譯可得，區內地熱活動沿斷裂活動帶分布，并作為水熱資源在斷裂帶的交叉復合部位形成溫泉點。斷裂既是該區域的導熱構造又是導水構造，控制地下水溫變化，在地下水的形成和分布中起主導作用。

5 深部地熱特征探討

研究區為隱伏單斜巖溶自流盆地，組成盆地的可溶巖為茅口組(P1m)灰巖和棲霞組(P1g)灰巖，巖溶發育程度受標高和斷裂構造的控制，形成彼此連通性十分密切的巖溶網絡系統，組成獨立水文地質單元，區內溫泉F5沿斷裂帶出露。通過鉆孔揭露，愈靠近F5斷裂帶水溫愈高，說明地下熱水的類型為深循環對流型斷裂帶裂隙溶洞熱水。由于本區巖溶發育受構造和標高的控制，連通性之好，水量之大，沿斷裂帶深循環帶來的熱能凸顯渺小，對地下水的升溫貢獻甚微，且本區為覆蓋型巖溶區，熱儲又缺失蓋層，所以熱水流量大，溫度低，僅27～30 ℃。經勘查認為在巖溶自流盆地內，水溫提高的可能性較小。因此，本區熱儲兼有層位和帶狀特征，彼此存在成生關系，其形態之復雜，難于控制。基于本區熱水屬深循環裂隙溶洞水，在自流盆地內覆蓋型巖溶區熱水溫度難以提高，則根據本區地質構造的特點，有望在斷陷盆地內尋找傳導型埋藏型裂隙溶洞熱水。本地熱水水質類型為低礦化重碳酸鈣型淡水，水質符合飲用水標準，可用于飲用、養殖和農灌。根據《地熱資源地質勘查規范，(GB/T 11615—2010)》[36]，采用解析法在給定壓力允許下降值范圍內計算了地熱水資源的可開采量，并用歷年泉水最低流量值作為可采量的方法做比較，驗證確定本區地熱水可采量為4 222.36 m3/d，水溫25.9～30.5 ℃，與泉流量總和法可開采量4 034.53 m3/d，水溫30 ℃基本吻合。以30 ℃計，日產能2 516.69 kW，年產能1.32×108MJ為探明的儲量級別。熱水分布區為單斜巖溶自流盆地，埋藏淺，根據本區地熱水水文地質條件，地熱水可采用掘井及開挖擴泉法進行開采。

6 結論

在前期AMT數據二維反演基礎上，采用ModEM三維大地電磁反演程序中的NLCG算法對經過去噪處理后的數據進行三維反演，通過實測數據和反演模型響應的擬合對比對反演結果進行評價，利用反演得到的測深剖面切片對地下深部結構特征進行分析解釋，得到以下兩點認識。

(1)研究區域斷裂帶為地下水的循環通道，且連通性良好，裂隙及溶洞中地下水較多，為地熱水的形成提供了豐富的補給來源。

(2)查明了該區地熱系統的地質、構造控熱以及地下水運移特征，成功劃分出熱儲層結構和熱流通道，為地熱系統的形成和演化研究提供了直觀的電磁證據。