兩種不同的測深方法在深部地熱勘查中的應用效果

李 廣，李春偉，王國鈞，楊富強

( 1.湖南省核工業地質局三一一大隊，湖南 長沙 410100；2.新疆維吾爾自治區有色地質勘查局地球物理探礦隊，新疆 烏魯木齊 830011；3.福建省核工業二九四大隊，福建 福州 350000；4.廣西壯族自治區地球物理勘察院，廣西 柳州 545005 )

0 引言

地球物理勘查是地熱資源勘查的重要手段之一，國內外同行在斷裂破碎帶對流型和斷陷盆地傳導型[1]的地熱資源勘探中，已經成功運用激電電阻率測深和CSAMT等多種綜合物探方法，并取得了顯著的勘探成果[1-10]。由于地下熱水能夠使巖層電阻率降低[2，9]，以往地熱資源調查中激電電阻率法一直是應用廣泛且快速有效的方法[5，8]，在美國、墨西哥、日本、新西蘭、澳大利亞、意大利、冰島等許多國家地熱田勘查時，均應用了電阻率法并都取得了良好的地質效果[4，9，11]。雖然激電測深中淺部極距密，連續采集的豐富信息對中淺部的地質體在水平方向具有很強的分辨率，但隨著地熱資源開發利用，勘探深度也越來越大(大于2000 m)[1]，加之諸多干擾因素的存在，地表觀測到由地熱異常引起的電阻率差異越來越小或異常無法辨認，激電測深對中深部地質體的分辨率和有效性明顯降低[9]，由于儀器及方法自身原因，常規電法已經難以滿足深部地熱勘探的需求。而CSAMT法利用人工源，具有場源信號強、抗干擾能力強、勘探深度大、勘探環境適應范圍寬及工作效率高的特點[3，12-14]，既不受高阻層的屏蔽，又對中深部良導體有較高的分辨力的特點，在國內外大多數開發地熱的國家取得了十分滿意的勘探成果[1，3-4，8-9，12-15]。雖然CSAMT法對深度達2000 m以上的隱伏構造和巖體有較高的分辨率和較大的勘探深度[1，12，15-16]，但CSAMT法高頻點采集的數據稀少，對中淺部的地質體分辨率偏低。另外由于方法固有的局限性及熱儲的復雜地質特征，高阻圍巖與低阻目標體規模差異大，受體積效應影響，致使反演結果對地下分層的界限、厚度及阻值大小的確定存在一定程度上的困難[9，12，16]。因此，在地熱勘查中選用具有不同勘探深度和抗干擾能力的測深方法，由淺入深地探測不同成因的地熱資源也顯得愈發重要[8，10，16]。

本文以兩種成熟應用的測深方法在平江縣南江鎮龍泉灣地區探測與地下熱水有成因關系的隱伏斷裂、花崗巖構造破碎帶及熱儲體的空間分布為實例，利用激電測深資料對CSAMT中淺部數據進行補充修正解釋并做綜合反演，充分利用了兩種方法的優點，探討兩種測深法在探測不同深度地質體的應用效果，較好地解決了不同深度的熱儲構造特征及基巖起伏形態，分析了兩種方法聯合應用的利弊，為今后在地熱勘查方法選用提供了依據。

1 研究區地質概況

1.1 地層、構造、巖漿巖

工作區為花崗巖出露區(圖1)，地層只有少量第四系(Q)，主要為黏土、砂、礫松散沖積物。

圖1 工作區地質簡圖

1.2 水文地質

工作區地下水類型劃分為兩種：①第四系孔隙潛水，中等富水性，區內分布較廣，以大氣降水補給為主，區內河流、溪溝是地下水的主要排泄通道。②花崗巖基巖裂隙水，水量弱至中等，由于花崗巖風化程度不一，導致其含水性有差異。以大氣降水補給為主，地下水以裂隙含水為主，地下水一般沿構造裂隙運移，地下水循環深度不大，流向為垂直或斜交附近沖溝，以泉的形式排泄。兩種類型地下水動態隨降水量變化明顯，雨季流量大，枯季流量小。

1.3 地下熱水

本區熱儲為花崗巖構造破碎帶熱儲(圖1)。區內大面積出露燕山期花崗巖，巖漿余熱為地下水提供熱源，深部循環水將熱量帶到地表。區內斷裂構造發育，擠壓破碎強烈，具有良好的空隙性，是導水、導熱的構造，為良好的水熱交換通道。地下熱水的補給源主要是大氣降水，其通過地表構造、裂隙向下滲入，沿裂隙、構造進行深部循環，在有利部位以泉的形式排泄于地表。區內F1斷層上盤已出露3處溫泉，有熱水涌出，水溫為28℃。

1.4 地球物理特征

巖石和水的電阻率均與溫度有密切的關系，由于巖漿侵入，地層溫度升高，當水的溫度高或巖石孔隙、裂隙中充填有熱水時，電阻率會明顯降低。溫度越高，溶解能力增強，隨之水礦化度增高，離子活性增加，電阻率降低；隨著礦化度增高，極化率升高，地下熱水的礦化度往往比普通水要高，這就造成了普通水和地下熱水不同的電阻率差異(表1)。

表1 工作區巖石電性參數

工作區大部分為第四系松散沖積物所覆蓋，電阻率最低，但厚度較薄；斷裂構造、破碎帶等含水構造顯示為低電阻率特征，視含水構造帶規模、深度大小及含水性影響，電阻率變化較大；花崗巖為本區電阻率最高的巖石。含熱水斷層破碎帶與覆蓋層、花崗巖的電阻率差異達5倍以上，為激電測深和電磁法工作提供了地球物理前提。

2 工作方法

先施工激電測深，采用SQ-3C輕便型雙頻道數字激電儀，高頻為4 Hz，低頻為4/13 Hz，觀測幅頻率Fs和電祖率ρs。采用對稱四極裝置，供電極距AB最小20 m，最大1200 m，按20 m等間隔遞增；接收極距最小為10 m，最大為40 m。

CSAMT測深使用GDP-32多功能電法儀，采用赤道偶極裝置進行標量測量，供電極距AB=1000 m，收發距r=7500 m，頻率范圍為0.125～9600 Hz，測量極距MN=20 m或40 m，測點距為20 m或40 m。資料處理采用二維圓滑模型反演軟件(SCS 2D)進行，利用激電測深成果為CSAMT資料中淺部校正提供地電模型，將反演電阻率斷面進行地質解釋。激電測深和CSAMT剖面同點位布設在圈閉的地溫場高異常區。

3 資料解釋及測深效果對比

3.1 已知熱泉的電阻率模型

圖2 0線CSAMT測深及地質解釋綜合斷面

反演電阻率橫向變化較大，中西部表層低阻層較厚，東南側逐漸變薄，乃至基巖出露，特別是在400點出現電阻率橫向間斷現象，與花崗巖體中的斷裂破碎帶界限一致，電阻率特征明顯表現出花崗巖構造破碎帶熱儲的電性特征。沿斷面分別在150點、360點附近出現清晰的電阻率橫向變化帶，推斷為地下熱水上涌充填巖石空隙而造成的低阻區，分別由斷層F2、F1引起，其中F1斷距較大。F2略傾向NW，延深約450 m；F1近乎直立，延深大于1000 m，320～360點間700 m深處的相對低阻區為斷裂破碎帶充滿熱水后形成的熱儲反映。較寬的低阻異常在縱向上連續性好，說明F1斷層附近存在一定規模的斷裂破碎帶，是地熱上涌的通道和儲熱場所。溫泉Q03出露點位于低阻異常中心的西側，有熱水涌出，說明了斷面內低阻異常能夠直接反映熱儲位置。

由于斷面內電阻率縱向分層特征也非常明顯，根據電阻率特征很容易就可區分出第四系蓋層、不同風化程度的二(黑)云母二長花崗巖界線。圖2斷面圖中400點以東出現淺覆蓋的高阻區，反映了其深部存在基底隆起構造。經ZK01鉆孔驗證顯示孔深502 m處水溫達44.5℃，涌水量為1200 m3/d，CSAMT測深資料的地質推斷結果與實際情況基本一致。

3.2 利用電測深曲線確定花崗巖和斷裂構造的特征

2線100點花崗巖電測深曲線特征為A型(圖3)，局部因巖石裂隙發育，電阻率略有降低，使曲線局部呈H型。依據電測深曲線得出強風化花崗巖巖體頂板埋深為13～20 m，視電阻率一般大于600 Ω·m。淺表覆蓋層及強風化層的幅頻率稍高，達到2%，隨深度增大幅頻率略有降低，變化較小；當AB極距繼續加大時，曲線尾支沿45°角上升，預示著240 m以下的花崗巖較為完整。

2線160點斷裂構造電測深曲線類型為K型(圖3)，電性上可分為三層，分別對應低阻覆蓋層、中低阻裂隙發育帶、破碎帶富熱水低阻層，至深部電阻率持續減小，視電阻率大部分小于200 Ω·m，兩條曲線反映的視電阻率差值近3倍，形成了鮮明的對比。通過電測深曲線反算出該區第四系厚度為50～100 m。中淺部裂隙發育帶的幅頻率Fs>2%，中深部幅頻率Fs減小后略有增長，穩定在2%±，說明破碎帶的中深部礦化度偏高，低電阻率、中低幅頻率預示著深部熱水溫度增高。

圖3 花崗巖與斷裂構造測深曲線圖

3.3 兩種測深方法解決地質問題效果對比

2線為第四系所覆蓋(圖4)，兩種測深斷面電阻率異常宏觀上基本相似，可分為三層。電阻率小于300 Ω·m的低阻層較穩定，厚12～30 m，東南部低阻層較厚，與第四系覆蓋層吻合較好；其下層在縱向上電阻率逐漸增大，與風化程度不同的二(黑)云母二長花崗巖有較好的對應關系；阻值300～800 Ω·m的中高電阻率層厚約240 m，為花崗巖巖體頂界面。整體看基巖頂界面平緩，中部基底略有隆起的趨勢。

圖4 2線激電測深斷面及CSAMT反演電阻率綜合圖

沿斷面在50點均出現明顯的電阻率橫向梯度變化帶，在180點出現較寬大的間斷現象，縱向延伸大，異常連續，認為低阻區與地下熱水上涌充填巖石空隙密切相關，故均推測低阻異常為斷層F2、F1的反映，與遙感推測的斷層特征吻合。其中，F2斷層近乎直立，延深大于300 m，低阻異常較窄，預示著斷距較小，為壓性斷層；且幅頻率Fs均小于2%，礦化度偏低，不利于地下熱水的富集、運移；180點處的F1斷層出現較寬的低阻異常(均小于400 Ω·m)，斷距約50 m，推測其為張性斷層；對應幅頻率Fs值較高，一般大于2%，最高達4.3%；低阻異常體略微傾向NW(傾角80°～90°)；淺部寬度達50 m，至中深部200 m以下寬度仍有35 m，低電阻率、高幅頻率Fs異常在縱向上連續性好，延深大于900 m，深部未見封閉，且位于地溫場高異常區，說明F1礦化度較高，裂隙較發育，充填物少，存在含熱水的連續性較好的深斷裂破碎帶。因此，該斷面140點～180點之間小于400 Ω·m的范圍是地下熱水的中心和上涌通道，此處即為本區地熱勘探的重點異常區。

兩種測深結果顯示(圖4)，雖然異常形態整體上相似，均發現了兩處縱向延深較大的低阻異常，與溫泉Q01出露28.8℃熱水的特征吻合，證明反演的電阻率剖面是真實的；但自地表至300 m深度激電測深電阻率和CSAMT測深反演電阻率斷面在地質體橫向和縱向分辨能力上有著較大的差異。在本次工作參數前提下，以激電測深最大有效勘探深度作為分界線，認為兩種測深的臨界點深度為300 m。依據花崗巖、斷裂構造的物性特征和電阻率斷面建立了兩種測深方法的推斷模型(圖5)，并在剖面上低阻異常中心西側布置ZK201驗證分析，在孔內發現了比較連續的破碎帶，在210～250 m深度發現了低溫熱水，說明低阻異常與地下熱儲有直接的對應關系，利用低阻異常能夠指明熱儲位置及空間特征。

圖5 兩種測深地質推斷圖

通過成果對比發現激電測深在中淺部分辨率高，反映不同地質體的界線清晰，異常細節豐富。在0號點和220號點存在兩處明顯的低阻異常，推測為隱伏次級小斷層，而在CSAMT斷面中這兩條斷層的異常沒有顯示。經過激電測深校正過的CSAMT反演電阻率對深部電性結構的變化反映明顯，不僅能準確反映儲熱斷層產狀和熱儲體的空間分布，也可以基本看清花崗巖基底的起伏形態，還能劃分出風化程度不同的巖體界線，兩種方法在龍泉灣地熱勘查中相互輔助，均得到了較好的應用效果。

另外，區內多條平行布設的測深斷面圖中均出現橫向上突變、縱向上延深較大的低阻異常區(圖1)，把這些異常中心連接起來，即可勾畫出隱伏斷層F2、F1的走向。區內多處溫泉出露點均沿F1展布，說明在地下熱水等溫線與視電阻率低阻區一致性時，F1具有尋找斷裂破碎帶對流型地熱資源的潛力。

4 結論

在地熱勘查中選擇適應勘查目標要求的方法才能達到設計的工作目的。本文依據激電測深和CSAMT測深兩種方法的優點進行綜合分析，相互驗證，既節約了成本，又提高了勘查手段的觀測、解釋精度，減少了單一方法多解性的不足。本實例著重從抗干擾能力、電阻率分辨率、探測深度及解決地質問題效果方面對兩種方法作了對比。

1)在人文干擾較強的區域開展激電測深將會受到較大的影響，造成測深曲線扭曲變形，有用異常被掩蓋甚至無法識別；而CSAMT法采用大功率發射源，采樣頻率中濾去了各種工業電干擾，抗干擾能力強于激電電法。

2)激電測深斷面對中淺部陡立低阻體反映特別明顯，橫向電阻率變化梯度帶界線更加清晰，反映的斷層位置更準確；但縱向分辨率較差，對于地層分層、劃分巖體界線較困難。同時，幅頻率參數的大小與地下水礦化度呈正相關關系，可以間接判斷含熱水的斷層破碎帶溫度的變化情況，從多參數分析熱儲構造特征。而CSAMT測深由于高頻采樣點稀疏，反映中淺部地質體的信息量比較匱乏，反演電阻率中淺部低阻異常、中深部反映基巖的高阻區會有較為明顯的放大現象，不同性質的地質體橫向變化界線不是很清晰，給斷層位置和巖體邊界判斷帶來一定誤差。但CSAMT法縱向分辨率好，反演電阻率能較為準確地反映基巖起伏形態、劃分地層和巖體界線，且勘探深度大，中深部采集到的豐富信息能夠解決深部構造特征的問題。

3)激電測深中淺部勘探深度基本與最大供電極距的1/4對應，能夠有效解決淺層300 m以內的地質問題，兩種方法的臨界深度為300 m。激電測深在低阻區施工具有一定的困難，隨著供電極距的增大，勘探深度不會隨之增大。低阻覆蓋層雖然對電磁波的吸收也會造成CSAMT法勘探深度降低，但仍能在深部地熱勘探中獲得較好的地質效果。

4)由于兩種方法具有不同的分辨能力、抗干擾能力和勘探深度，所獲取的數據從不同角度均對地下隱伏巖體和斷裂構造有較好的認識。在本文實例中優先使用方法成熟、價格低廉的激電測深查明淺部儲熱構造特征，為下部深層勘探提供可借鑒的經驗，其成果也能為CSAMT資料中淺部校正提供地電模型，提高反演的精度；反過來，利用CSAMT反演電阻率的特征對激電測深斷面深度進行校正，達到了取長補短的效果。通過激電測深斷面可以驗證CSAMT反演電阻率是否可靠，為中深部地質解釋提供了依據。實例中兩種測深解譯成果都與實際地質情況吻合，說明兩種方法對地熱勘查是有效的。