2016, Vol. 31
珲春市位于吉林省最东端，图们江下游，隶属于延边朝鲜族自治州，是中国唯一地处中俄朝三国交界的边境窗口城市，与俄罗斯、朝鲜山水相连，与韩国、日本隔海相望(百度百科).2012年4月，国务院批准在珲春市成立“中国图们江区域(珲春)国际合作示范区”.珲春市参与国家“一带一路”建设.可见珲春地区在经济和政治上地位是举足轻重的，因此研究珲春地区的地质情况为经济服务显得非常必要.近年来，一些文献(王举，2003；郭晓东和赵海卿，2014)研究珲春地区的水文地质和环境地质.珲春地区的古近系低煤阶煤层气已经开发(王有智，2015).珲春地区二叠系油气地质调查已经起步(张凯文，2013;董清水等，2013).然而关于珲春地区的公开发表的地质和物探文献很少.为更好服务于珲春地区水文地质、环境地质、煤田地质、油气地质，在中国地质调查局珲春市幅、板石幅1：5万区域环境地质调查项目和珲春国际合作示范区地面塌陷调查项目支持下，2014年，我们在珲春市南部的敬信盆地进行了大地电磁(MT)测深工作.大地电磁测深(Simpson et al.，2005)是一种被动源电磁测深方法.它利用在地表测量随着时间变化的电场和磁场来推断地下电阻率分布的电磁方法，在油气勘探(Vozoff，1972)、矿产勘查(Livelybrooks et al.，1996)、地热勘查(Stanley et al.，1977)和地壳深部探测中(Patro et al.，2005; Kelbert et al.，2008)得到广泛应用.
本文首先介绍工作区地质概况，然后介绍MT工作的野外布置，采集参数等情况.本文重点讨论了阻抗极化图在不同的维性特征下的轨迹特征.通过基于GB张量分解和CBB相位张量分解的多测点-多频点统计分析得到了地电走向.同时，本文对视电阻率曲线和相位进行了定性的地电特征分析，对倾子振幅和相位的拟断面图进行探讨式的分析.本文讨论了正则化参数、底板误差参数、电阻率异常的敏感度验证、反演后拟断面图拟合误差等.本文采用非线性共轭梯度法(NLCG)(Rodi and Mackie，2001)，对TE和TM模式联合反演，得到一个合理的电阻率模型.结合研究区水文钻井和地质资料，首次提供古近系敬信盆地的基底情况，识别了盆地的深断裂带，提供了敬信盆地作为裂谷型盆地的依据.
1 地质背景敬信盆地位于珲春市南部，地处图们江下游中、俄、朝三国交界地带.中朝圈河口岸位于盆地南部.盆地南距日本海约30 km，东距俄罗斯海湾约5 km.盆地西临图们江，北、东、南三面为低山丘陵环绕，盆地内地面低平，泡塘遍地(王举，2003).
珲春地区大地构造位置处于阴山-天山东西向构造带的北亚区，牡丹岭-盘岭构造岩浆岩带与新华夏系老爷岭、长白山第二隆起带的交汇处的东端.敬信地区三叠系岩浆活动，在盆地四周出露，主要是中酸性侵入岩，岩性以二长花岗岩、花岗闪长岩为主，少量闪长岩.自渐新世末到第四纪初期，一直处于缓慢上升阶段，上升运动导致本区缺失新近系和早、中更新统，同时发生轴向北东的褶皱运动.
敬信盆地周围是三叠纪中酸性侵入岩组成的低山丘陵和古近系沉积岩组成的波状台地.盆地中部被第四系沉积物所覆盖.古近系珲春组是含煤地层(郭双兴和杨学林，1997；王有智，2015)，是一套以泥岩为主，夹杂粉砂岩、砂岩.珲春组煤层具有层数多、单层薄的特征.在敬信镇南面，二叠系中统解放村组在地表有少量出露.解放村组是包含中、粗颗粒砂岩、中砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、砂岩、板岩组成的一套巨厚的韵律层(张凯文，2013).
敬信盆地地形低平，由四周向中部倾斜，地下水向盆地中心汇集(王举，2003；郭晓东与赵海卿，2014).盆地内地下水的主要补给来源是大气降水，上下孔隙承压水主要靠孔隙潜水越流补给.潜水层与上下承压水之间岩性较细，所以它们之间联系很弱.孔隙潜水极其缓慢地向图们江径流；承压水以缓慢越流形式顶托排泄到图们江；图们江最后流向日本海.
2 MT测量 2.1 MT数据采集大地电磁剖面测量方向从北到南，如图 2所示.采用加拿大凤凰公司一台V8-6R MTU-A记录仪采集五分量和一台RXU-3E采集电道二分量数据.Ex电场方向与磁北方向一致，Ey方向与磁东方向一致.大地电磁设计点距为1 km.野外记录有效频率带宽为0.01 Hz到320 Hz.电偶极距离约为100 m.每一测站采集时间保证在8小时以上.本次共采集12点，南北横穿敬信盆地.
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图 1 敬信盆地的地理位置图.粉色方框表示研究区域即敬信盆地 Figure 1 Geographic location of the Jingxin Basin. Pink rectangle indicates it |
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图 2 大地电磁测深实际采集点位图 Figure 2 MT acqusition station location map |
本研究使用凤凰公司自带的SSMT2000软件处理野外采集数据.它把时间序列数据变换成频率域的数据，然后计算出阻抗估计值.再经过MTeditor软件评价阻抗估计，计算视电阻率、阻抗相位和倾子张量.
2.2 地电走向分析MT数据曲线依赖地下空间的导电性质.地下空间电性分布在一维，二维或者三维的情况下，阻抗张量曲线形态是不同的.通过分析阻抗张量曲线形态，可以定性和定量地判断地下空间维数.在已知地下空间维数情况下，采取对应维数的MT反演算子，才能得到合理的地下模型.如果地下空间电性分布是二维的，那么一维反演就不能得到正确的电性模型.因此分析判断地下空间的电性分布特征是非常重要的.阻抗极化图是一种直观的表达.它是用来刻画阻抗张量Zxy和Zxx的振幅随着旋转角度变化而变化.当Zxy旋转到某角度达到极大值时，通常该方向被认为是流动电流达到最大值，因此该方向就是地电走向.如果Zxy轨迹是圆，Zxx的振幅忽略不计，那么地电结构是一维的；如果Zxy轨迹是椭圆，Zxx的振幅很小，那么地电结构是二维的.其他的情况，例如Zxy或者Zxx的轨迹振幅都比较大，或者轨迹类似于玫瑰花瓣的，地电结构是三维的.
图 3从(a)，(b)，(c)到(d)显示中心频率为100 Hz，10 Hz，1 Hz 到0.1 Hz的阻抗极化图.中心频率为100 Hz和10 Hz的两个极化剖面从03到13测点显示明显的一维特征，因为Zxy轨迹基本是圆，Zxx轨迹振幅很小忽略不计.但是北部02和南部11明显具有二维性质，因为Zxy轨迹是椭圆，且Zxx轨迹是很小椭圆.中心频率从1 Hz到0.1 Hz，03测点到13测点明显具有二维的特征，而02测点和11测点明显具有三维特征.注意测点05、06和12在中心频率1 Hz情况下具有一维特征.一些文献(Simpson and Bahr，2005)指出MT在“死带”(dead band)频率范围内，信号强度低质量较差.因为0.1～1 Hz属于MT信号“死带”范围内，所以0.1～1 Hz的阻抗极化图可靠性弱些.维数特征通常随着频率降低(深度增加)而变得更复杂.从整体考虑，地下结构可以看做二维的.
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图 3 阻抗张量Zxx和Zxy的极化图 (a)，(b)，(c)和(d)分别是100 Hz，10 Hz，1 Hz，0.1 Hz.黑色代表Zxy；红色代表Zxx. Figure 3 Impedance tensor polarization diagrams of MT data acquired in Jingxin Basin (a)，(b)，(c)和(d)represent center frequency 100 Hz，10 Hz，1 Hz，0.1 Hz，respectively. The black denotes the Zxy; while the red denotes the Zxx. |
阻抗极化图能够直观性指示地电结构，但是阻抗张量畸变时，极化图得到的地电结构就可能出现偏差.为解决上述问题，阻抗张量分解方法如GB方法(Groom and Bailey，1989)，Bahr方法(Bahr，1988)，CBB相位张量分解法(Caldwell et al.，2004;Bibby et al.，2005)依次出现.它们都是按照单测点单频率的分解结果采用确定式进行分析的.由于环境噪声和构造维性的影响，分解结果不稳定，很难提取出一致的电性走向.因此基于GB方法的多测点-多频点分解算法(McNeice and Jones，2001)利用最优化技术提取占优的电性走向.此外，方位角枚举法拟合单频点张量分解得到的相位，使用多测点-多频点统计分析技术(陈小斌等，2014)，提取出一致性的地电主轴方位.这两种多点-多频的方法采用统计玫瑰图的表达形式在图 4给出.所有测点在0.1～100 Hz频率范围内参与计算. 从图 4a和b可以看出，这两种方法计算出的电性主轴达到高度一致，方位角70°或者-20°.我们单位在研究区采集了4条重力剖面.从重力布格异常结果推断盆地走向为北东向.2014年5月，在美国网站查到当地磁偏角-9.94°，因为采集数据时磁北作为+X方向，所以地电结构的走向约为N60E.所有测点的阻抗张量都顺时针旋转到地电走向上.
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图 4 基于阻抗张量分解的多测点-多频点的电性主轴统计玫瑰图 (a)为CBB相位张量分解方法；(b)为GB张量分解方法.数据的取值范围为0.1 Hz到100 Hz.所有的测点参与了计算. Figure 4 Statistic rose diagrams of geoelectric strike based on multi-station，multi-frequency impedance tensor decompositions (a)Based on CBB phase tensor decomposition;(b)Based on GB tensor decomposition. |
MT视电阻率曲线反映的是地层从浅至深垂向上的电阻率变化，是进行地层电性划分的基础资料(刘建利等，2011).分析单点曲线对认识地层、构造具有帮助作用，并且在地质解释中具有支持作用.所有测点中，02到07测点视电阻率特征基本相似，基本是向斜(凹陷)型.从图 5可见，古近系厚沉积地层视电阻率曲线在300~20 Hz出现低阻曲线标志层.5 Hz以后曲线开始抬升，暗示着基底的出现.测点10到11明显感觉到地层电阻率剧烈变化.特别是测点13到11，TM和TE模式曲线上下调换，明显指示剧烈地质构造变化.
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图 5 敬信盆地MT典型视电阻率和阻抗相位曲线从左到右如图上所标示的测点07，10，13和11. 四测点是按照坐标从北到南的顺序排列的，它们都是经过旋转后的.红色代表TE模式，蓝色代表TM模式 Figure 5 Typical apparent resistivity and impedance phase curves of MT data in Jingxin Basin.From left to right are 07，10，13 and 11 station as marked in upper left corner. The data is arranged from north to sourth，and are rotated.The red denotes TE mode，while the blue denotes TM mode |
倾子张量是能够指示地层横向电性变化的一个重要参数，它表示垂直磁场和水平磁场的相互关系.倾子振幅反映观测剖面横向电阻率变化，而倾向角表示局部构造的走向(吴頔等，2012；邓居智等，2015).倾子异常虽然能很好地反映构造的电性水平非均匀性，但由于倾子异常值很小，且容易受到环境噪声的干扰，因而信噪比很低.一般认为利用倾子资料进行定量解释很困难，多用于对研究地质的维度分析和构造解释(胡文宝等，1997).本次采集的垂直磁场分量质量比较好，信噪比较高，因此有必要探讨倾子在指示地层电性横向上的作用.
为显示整个剖面的视电阻率和阻抗相位变化，拟断面图对地层电性划分和地质结构识别带来一定的帮助(余年等，2007).图 6可以看出，新生界古近系敬信盆地的基底深度大约在1 Hz附近，大于1 Hz是代表沉积地层的低阻区.从TM模式拟断面图(图 6a)可以推断盆地的沉积中心在北部03点附近，盆地的基底向南抬升.该盆地的轮廓也从倾子振幅的蓝色区域(小于0.2)中体现出来(图 7a).测点07到09的深部(低频)出现很窄的黄色条带(倾子振幅约0.8)可能暗示深部存在断裂.目前，倾子相位没有统一的规律可遵循.但是，从图 7b中测点11，相位从浅部到深部显示低高循环的模式，暗示地下构造复杂.
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图 6 敬信盆地MT剖面 (a)TM模式视电阻率(上)和阻抗相位(下)拟断面图；(b)TE模式视电阻率(上)和阻抗相位(下)拟断面图. Figure 6 Apparent resistivity(upper)and impedance phase(lower)pseudo-sections of the TM(a)and the TE(b)modes for MT data in the Jingxin Basin |
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图 7 敬信盆地MT剖面 (a)倾子振幅和(b)倾子相位的拟断面图.倾子振幅是无量纲，所以(a)中右边的色阶上没有标示 Figure 7 Tipper amplitude(a)and tipper phase(b) pseudo-sections for MT data in Jingxin Basin |
MT数据经过阻抗旋转、编辑、手动静校正后，为反演做准备.在二维MT反演之前，首先建立一个电阻率网格模型.初始模型一般是建立一个恒定电阻率的半空间网格，单元网格横向宽度和纵向宽度按照大于1的比例因子递增的.采用的反演方法是非线性共轭梯度法(NLCG).该方法是局部最优化方法，受到初始电阻率模型的影响(叶涛等，2013).反演中选择的电阻率模型应尽量接近实际的地质模型.反演试验中，设置初始模型为10，40，80，160 的半空间模型，经过反演结果比较分析，最后选择10的电阻率模型.该模型的网格数为46×131.参加反演的数据频率范围为0.1 Hz到100 Hz. 视电阻率和阻抗相位的误差选择默认的数据中自带的误差.误差底板(Error Floor)也是反演中一个重要参数.TE模式的数值选择通常比TM模式的数值大一些(Berdichevsky，1999;Share et al.，2014)，因为TE模式更容易受到浅部三维物体影响.此外，实践经验显示通常单独反演中TE模式比TM模式具有更大的均方相对误差.TE视电阻率和阻抗相位的误差门槛设为10%和5%，而TM为6%和3%.这是初始的迭代过程中使用的数值.由于敬信盆地采集的MT数据质量高，在后续迭代中可以减小误差门槛值，得到的电阻率模型更接近实际(赵维俊等，2014).
在NLCG反演中，正则化参数作用是平衡模型拟合程度与光滑程度的参数.值如果过大，模型拟合程度很低，也就是均方根误差(RMS)很大.反之，模型程度拟合很高，但是模型光滑程度很低(Rodi and Mackie，2001;赵维俊等，2014).L形状的正则化trad-off曲线(Hansen，1992)用来求取最佳的正则化参数.通过对一系列 值反演计算，最后选择正则化参数为40.
由于MT剖面的地下模型是二维的，所以采用TE和TM联合模式反演.使用上面提到的参数，经过迭代100次，总均方根误差为2.688%，得到图 8显示的电阻率断面模型.
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图 8 敬信盆地MT剖面TE和TM模式联合共轭梯度 光滑反演后的电阻率断面模型.初始电阻率为10的半空间模型，正则化参数为40.地表上三角形表示采集点位置，旁边数字表示测点序号 Figure 8 Smooth NLCG MT inverted resistivity model in the Jingxin Basin. Initial model is of 10 half-space. Regularization parameter is 40.Triangles on the surface respresent acquisition station as marked with two digits |
为了解反演电阻率模型拟合误差情况，需要比较原始的和计算的视电阻率和相位曲线.TE模式和TM模式的拟断面图比较如图 9和图 10所示.从整体上看，TE和TM模式的视电阻率和相位拟合的相当好，异常形态非常相似.然而，测点11的TE和TM模式拟合误差最大，达到4.41%.可能是该点地下模型是三维的，与二维反演的假设：地下模型是二维的，相矛盾.这点能从图 3中阻抗张量极化图中得到佐证.此外，TM模式测点10的视电阻率和阻抗相位拟合误差稍微大些.尽管有个别点均方根误差大些，但是跟所有测点均方根误差2.68%相比较，还是可以接受的.
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图 9 这四幅图都是TE模式.从上到下为原始的视电阻率，计算的视电阻率，原始相位曲线和计算相位曲线. 垂直的黑色虚线是原始的数据点 Figure 9 From upper to bottom are original apparent resistivity，calculated apparent resistivity，original phase curves and calculated phase curves for TE mode of MT data |
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图 10 这四幅图都是TM模式.从上到下为原始的视电阻率，计算的视电阻率，原始相位曲线和计算相位曲线. 垂直的黑色虚线是原始的数据点 Figure 10 From upper to bottom are original apparent resistivity，calculated apparent resistivity，original phase curves and calculated phase curves for TM mode of MT data |
为了增强对图 8中电阻率模型的信心，把测点07到测点10之间深断裂带的电阻率用高电阻率替代，替代后的模型在图 11中显示.用这个模型作为初始模型，保持参数相同，进行光滑NLCG反演，观察再次反演后的电阻率模型有没有出现图 8中所示的深断裂带.在反演过程中，迭代60次左右，程序由于误差不能收敛而退出.把正则化参数从40变换到30后，再迭代100次后得到图 12中的电阻率模型，RMS误差达到2.65%，比图 8中的反演误差小.从图 12电阻率模型再现了图 8中的深断裂带，由此提高了该断裂带存在的可能性.本实验属于敏感度测试，增强深部断裂带存在的可靠程度.
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图 11 用高阻替换图 8断裂带低阻后的电阻率模型，也是再次反演的初始模型 Figure 11 A resistivity model afer replacement of the low-resistivity fault zone in Figure 8. It is also the starting model for inversion again |
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图 12 图 11的电阻率模型反演100次后得到的电阻率模型 Figure 12 Taking the model in Figure 11 as the initial model，a resistivity model was obtained after 100 iterations |
MT反演后的电阻率模型从浅到深，电阻率逐渐加大.北部低阻区比较厚，南部低阻区比较薄.整个低阻区呈现向斜状.横向电阻率发展比较连续，然而在测点07和10之间深部存在突变区域，横向上比周围的电阻率低.
在MT剖面地质解释上，主要参考了敬信盆地地质资料和钻井资料.在敬信盆地有一些水文、煤田钻孔存在，深度一般小于500 m，通常没有穿透珲春组地层.综合考虑各种资料，推断地质断面图如图 13所示.古近系盆地基底在北边最深达到1.9 km左右，基底向南抬升，在盆地南边珲春组地层出露地表.珲春组地层的下部是二叠纪解放村组(董清水等，2013).该地层是海陆交互碎屑沉积岩系，主要由砂岩，细砂岩，粉砂岩和泥岩组成，电阻率呈现中阻特征.解放村组下面的粉红色至白色的大片高阻，应该是侵入岩的特征.根据盆地四周出现大量三叠纪中酸性侵入岩，所以推断为三叠纪侵入岩(图 13中T3所示).侵入岩中间的断裂带被两条虚线(断裂线F)所控制.该断裂带向下延伸，远远超出7 km深度，向上淹没在二叠纪地层中.该断裂带暗示敬信盆地由于张力拉伸而形成裂谷盆地.此外，珲春盆地基底古生界解放村组存在暗色泥岩，具有一定的油气勘探前景(董清水等，2013).而从敬信盆地MT剖面看出，珲春组地层下面不具有低电阻率特征，因此敬信盆地古生界具有一定厚度的低阻泥岩的可能性小一些.
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图 13 基于图 8中电阻率模型做出的地质推断断面图 Eh+Q：古近系珲春组地层和第四纪地层；P2j:二叠纪 解放村组地层；T3:三叠纪侵入岩；F:断裂. Figure 13 Geological section infered from resistivity model in Figure 8 Eh+Q: Paleogene Hunchun Formation and Quaternary Formation; P2j: Permian Jiefangchun Formation; T3:Triassic intrusion; F: fault. |
3.1 本文详细描述在吉林省珲春地区的敬信盆地进行大地电磁测深的整个过程.由于采集垂直磁场分量质量高，本文对倾子振幅和倾子相位拟断面图进行试探性的分析.采用GB分解和CBB相位张量分解的多测点-多频点统计方法，确定电性主轴方位角.然后利用不同参数进行MT反演试验，用原始拟断面和计算出的拟断面进行比较，敏感度实验等来增强MT二维反演结果的可靠性.
3.2 结合本区钻井资料、地质资料，对MT反演后的电阻率模型进行了地质推断.本文刻画了古近系敬信盆地的基底埋深和向斜形态，识别了深部断裂带，推测敬信盆地为裂谷型盆地，具有很厚的古近系沉积物.建议将来增加MT剖面数量，对敬信盆地深部结构能更进一步的了解.
致谢 感谢中国地质调查局的项目资助和审稿人及主编的建议.| [1] | Bahr K.1988. Interpretation of the magnetotelluric impedance tensor: Regional induction and local telluric distortion[J]. Journal of Geophysics, 62 (2) : 119–127. |
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