0 引言
近些年来,随着能源短缺问题日益加剧以及环境问题的日益严重,地热能作为一种绿色可再生能源已被广泛使用,不同地区所处的构造活动带及断块边界常常控制着地热资源的形成与分布。银川盆地位于鄂尔多斯西缘构造带上,属于鄂尔多斯块体西部边界组成部分[1-2],受到青藏高原、阿拉善和鄂尔多斯3个地块共同作用,与相邻贺兰山构造单元在形成和时空演化上具有密切的关系[3],一直以来都是地学研究的热点地区之一,已有研究揭示其具有独特的地热结构。自新生代以来,银川盆地沿边界断裂发生多期沉降,东边界黄河断裂向下切穿至地壳至莫霍面以下,使莫霍面发生明显错断[4-5],有研究认为鄂尔多斯西北缘深部存在幔源物质顺着缝合带上涌侵蚀并改造了鄂尔多斯西北缘的岩石圈,造成了鄂尔多斯西北缘的岩石圈减薄并且有助于银川断陷盆地的形成[6-7],这一动力学过程使得银川盆地具有了较大地热异常,盆地内赋存有大量中低温地热资源,盆地东缘更是处于异常高值区[8]。因此,围绕银川盆地东缘开展地热勘探工作对于该区域地热资源开发利用具有重要现实意义。
大地电磁测深方法作为地球物理探测中的一项重要手段,在确定地热资源的分布范围以及地热系统的关键要素等方面均发挥了巨大作用,其具有探测范围广、深度大、对高导体敏感等特点[9⇓-11]。针对银川盆地东缘地热研究,朱怀亮等[12]采用MT二维反演结果初步查明了银川盆地东缘天山海世界附近浅部地下电性结构、地层岩性分布特征以及隐伏断裂位置和产状,该研究成果为在银川盆地东缘利用大地电磁测深探测地热资源指明了方向,但是由于其工作范围限制和探测深度较浅,现有研究对于黄河断裂控制银川盆地东缘地热资源的认识不够全面。因此,有必要进一步开展针对银川盆地东缘电性结构的探测工作。本文在前人研究基础上,在银川盆地东缘布设了4条大地电磁测深测线,获得银川盆地东缘10 km以浅地下二维电性结构,结合区域地质、钻孔、重力、微动测线、测井资料等对研究区地层、构造进行了综合解释,进而探讨了研究区地热勘探有利方向。
1 区域地质概况
银川盆地北起正谊关断裂(F6),南至青铜峡牛首山—罗山断裂(F1,亦称青铜峡—固原断裂),其展布受到盆地东西两侧近NNE向4条切割基底断裂所控制,分别为贺兰山东麓断裂(F2)、芦花台断裂(F3)、银川断裂(F4)及黄河断裂(F5),F2~F5这4条断裂在深部均归并到黄河断裂[13-14]。研究区位于银川盆地东缘,大地构造位置为银川盆地与鄂尔多斯地块接触带(图1)。黄河断裂作为上述两大构造单元的分界断裂贯穿整个研究区,除在灵武地区出露外,基本处于隐伏状态。研究区地表主要为新生界覆盖(图2),前新生代地层出露非常有限。从银川盆地内及东缘已施工的地热井来看,盆地内新生界以砂泥岩互层为主,热储层为古近系、新近系砂岩,盖层第四系泥岩、黏土,盆地东缘地层由老到新依次为奥陶系、石炭—二叠系、白垩系、古近系、新近系、第四系,热储层为奥陶系,盖层为石炭—二叠系与新生界。
图1
图1
研究区区域位置及大地电磁测线位置
1—正断层;2—逆断层;3—平移断层;4—地名;5—MT测线;6—黄河;AB—阿拉善地块;YCB—银川盆地;OB—鄂尔多斯地块;TP—青藏高原;蓝色框代表研究区
Fig.1
Location of the study area and magnetotelluric survey lines
1—normal fault;2—reverse fault;3—strike slip fault;4—place name;5—MT line;6—Yellow River; AB—Alashan Block;YCB—Yinchuan Basin;OB—Ordos Block;TP—Qinghai-Tibet plateau;the blue box represents the research area
图2
图2
研究区地质图及大地电磁测点位置
1—第四系;2—新近系;3—地质推断断裂;4—MT测点;5—典型MT测点;6—地名;7—地热孔;YCB—银川盆地;OB—鄂尔多斯地块
Fig.2
Geological map and location map of magnetotelluric survey points in the study area
1 —Quaternary;2—Neogene; 3—geological inference fault;4—MT site;5—typical MT site;6—place name;7—geothermal pore;YCB—Yinchuan Basin;OB—Ordos Block
2 研究方法
2.1 数据采集与处理
本次研究工作共布设4条MT测线,总长度73.6 km,方位角105°~113°,共71个MT测点,平均点距约1 km(见图2)。采集仪器使用加拿大凤凰地球物理公司V8型大地电磁测深仪,采用四分量测量方式(Ex,Ey,Hx,Hy),大地电磁测线所经过的银川盆地区域电磁干扰较为严重,各测点的野外数据记录时间达到8 h以上, 个别点达到10 h。利用SSMT2000软件对所采集数据的原始时间序列经快速傅里叶变换、功率谱筛选、“Robust”估计等处理,取得高质量的阻抗张量信息。MT数据有效频率范围为320~0.001 Hz,测线典型测点视电阻率、相位曲线见图3。银川盆地整体视电阻率值在几10 Ω·m以下,各个测点两种极化模式较为一致,随着频率增加视电阻率减小,最低到几Ω·m,之后又缓慢增加,且最低频视电阻率维持在10 Ω·m以下,说明银川盆地在一定范围内具有低阻特征,对应银川盆地沉积巨厚新生界。鄂尔多斯地块内测点的视电阻率曲线在纵向上形态呈多层特征,整体上视电阻率值高于银川盆地,视电阻率随频率增加先减小再增大,尤其在0.1 Hz以后视电阻率曲线有明显抬升,且不同测点之间视电阻率曲线抬升的幅度存在差异,反映出基底构造隆升程度的不同,另外局部测深点如L2线126号、L4线118号等表现为较强的各向异性,说明鄂尔多斯西缘具有较强烈的构造形变。
图3
图3
典型测点视电阻率和相位曲线
红色曲线—XY模式;蓝色曲线—YX模式
Fig.3
Apparent resistivity and impedance phase curve diagram of typical sites
red lines—XY mode;blue lines—YX mode
2.2 区域电性走向和维性分析
为了使MT二维反演结果更为可靠,一般需要在反演之前对数据进行阻抗张量分析,以获取区域电性主轴方位。经过多年研究,现已出现了多种阻抗张量分解技术(Swift、Bahr、GB、CBB、CCZ等)[15⇓⇓-18],其中CCZ分解技术考虑到噪声干扰,能够较好地消除电场局部畸变影响,以便开展构造维性分析[19]。本文首先采用CCZ分解技术对L1~L4测线进行构造维性分析。以L1测线为例,基于CCZ分解技术的维性成像结果见图4。如图所示,L1测线整体二维性强,主要集中在中低频(1~0.01 Hz)段,一维性强区域集中在中高频(>1 Hz)段,低频部分(0.01~0.001 Hz)及178~182号点浅部三维性较强。
图4
图4
L1线构造维性分布云图
a—一维偏离度(S1D);b—二维偏离度(S2D);c—二维有效因子(e2D)
Fig.4
The cloud maps of dimensionality for L1 line
a—1D skew;b—2D skew;c—2D effective fator
图5给出了沿L1测线电性主轴统计成像结果,其中玫瑰图显示L1测线电性主轴方位在15°和 105°附近(结合区域地质构造排除90°模糊性);频率分布云图显示该电性主轴主要分布在1~0.01 Hz 频带附近;测点分布云图则显示电性主轴集中在15°方向附近,在测点170~181之间最为显著,推断主要为黄河断裂构造显示。其余测线电性主轴分析结果与L1测线相似,这里不再赘述。
图5
图5
L1测线电性主轴统计成像结果
a—统计玫瑰图;b—频率分布云图;c—测点分布云图
Fig.5
Statistical images of geo-electrical strikes for L1 line
a—rose diagram;b—frequency-based cloud diagram;c—site-based diagram
2.3 二维反演
二维反演采用基于非线性共轭梯度算法,将实测数据导入到大地电磁可视化系统(MT Pioneer)中,反演过程中分别使用TM、TE、TM+TE模式,结合蔡军涛等[20]对大地电磁反演极化模式研究认为对于MT实测数据,应优先考虑采用 TM 模式数据进行二维反演。本文通过对比分析,认为二维TM模式反演结果更符合实际地质情况。以L1测线为例,反演参数为:TM模式数据门限误差为2%,正则化因子tau为30,初始均匀半空间模型电阻率为100 Ω·m,反演频段为320~0.001 Hz,迭代次数为100。整体来看,L1测线实测数据和反演模型拟合较好(图6),初步证实了二维反演模型的可靠性。L1~L4测线最终反演拟合差分别为 2.91%、3.05%、3.01%、3.41%。
图6
图6
TM模式视电阻率与相位的原始数据(a、c)响应数据(b、d)拟断面
Fig.6
TM mode apparent resistivity and phase raw data (a、c) and response data (b、d) pseudo cross-sectional
3 电性结构分析
如图7所示,电阻率模型总体具“纵向分层、横向分块”的特点。横向上看,4条测线小号点下方均出现了电性梯度带,向下延伸超过10 km,应为黄河断裂(F5)反映;以黄河断裂为界,4条测线由西向东均穿过银川盆地和鄂尔多斯地块两大构造单元。银川盆地纵向上表现为4层电性结构,第一电性层电阻率值在10~40 Ω·m之间,为中阻层,第二电性层电阻率值小于20 Ω·m,为中低阻层,第三电性层电阻率值大于20~40 Ω·m,为中阻层,底部电性层电阻率值大于40 Ω·m,为中高阻层。鄂尔多斯地块整体纵向上呈电阻率值递增的层状特征,随深度增加基底高阻特征显著,其第一电性层的电阻率值小于10 Ω·m,局部夹杂着一些薄层状高阻体,第二电性层电阻率值小于20 Ω·m,为中低阻电性层,第三电性层电阻率值在20~60 Ω·m,为中阻电性层,第四电性层电阻率值大于60 Ω·m,为中高阻电性层。黄河断裂以东向大号点过渡区存在几处电性不连续,可能与局部断裂构造有关;另外在L1、L4测线中部地下2 km附近以浅存在明显的相对低阻区,该低阻区在横向上有多个测点显示,可能与局部构造引起的地层破碎充水有关(图8)。
图7
图7
MT二维反演电性结构模型
Fig.7
Electrical structure model from 2D inversion of MT data along profiles
图8
图8
研究区地层综合解释成果
a—L1线;b—L2线;c—L3线;d—L4线
Fig.8
Comprehensive interpretation results of strata in the research area
a—L1 line;b—L2 line;c—L3 line;d—L4 line
4 综合地质解释
MT对于深大断裂反映较为明显,但是由于地球物理本身多解性,造成MT单一资料对于局部地层划分、断裂精细解释存在着局限性,因此,结合其他区域地质资料开展综合研究对于解决上述问题尤为重要。前人研究认为银川盆地经历中生代挤压、隆升、剥蚀和新生代伸展、断陷2个主要演化阶段,形成了现今研究区西部为伸展—走滑构造、东部为挤压构造的模式,分别对应盆地东缘黄河断层和发育于鄂尔多斯地块内一系列西冲东倾断层及相关褶皱[21-22]。据此,本次研究工作收集了前人开展的微动、CSAMT、区域重力等资料,对 MT 反演解释结果起到了很好的约束、验证作用,有效地提高了地层划分、构造解释精度。在此基础上结合钻孔揭露情况对研究区地热勘探方向进行了探讨。
4.1 地层划分
银川盆地内发育巨厚新生界,区域上钻孔揭示其直接不整合于奥陶系或更老地层之上,由浅至深依次为第四系、新近系、古近系连续沉积。第四系岩性以粉细砂夹黏性土为主,底部为含砾石粗砂层,沉积厚度在100~400 m之间,MT整体电性特征为中阻,电阻率值一般在10~40 Ω·m,局部电阻呈高阻特征,比如L1测线162和168号点、L2测线100号点,可能是含砾石粗砂层沉积厚度增加所致,CSAMT测线上为中低阻,电阻率值小于20 Ω·m,微动测线上为连续低速层(小于800 m/s)。新近系岩性为粉细砂岩和黏土岩互层,横向连续性好,沉积厚度比较稳定,在2 000 m左右,MT、CSAMT电性特征上同为中低阻,电阻率值小于20 Ω·m,微动测线上表现为连续中低速层(800~1 500 m/s)。古近系岩性为砂岩、粉砂岩、泥岩互层,沉积厚度与新近系相当,MT、CSAMT电性特征同为中阻,电阻率值在20~40 Ω·m之间,微动测线上表现为连续中速层(1 500~1 800 m/s)。研究区内银川盆地基底未见有钻孔揭露,MT电性上具中高阻特征,电阻率值大于40 Ω·m,CSAMT及微动测线由于探测深度有限,对于该地层没有显示。
黄河断裂以东进入鄂尔多斯地块,根据研究区内地热井和周边矿区勘探孔揭露,地层从老到新依次为奥陶系、石炭系、二叠系、白垩系、古近系、新近系和第四系。第四系岩性不同于盆地内,主要以黄土、风积沙为主,底部为砾石层,沉积厚度变化较大,MT、CSAMT整体电性特征为低阻,电阻率值一般在小于10 Ω·m,局部电阻呈层状高阻特征,可能与沉积不连续有关,微动测线上反映与银川盆地内一致,为连续低速层(小于800 m/s)。新近系和古近系岩性主要为粉砂岩,但沉积厚度明显减小,由西向东逐渐减薄,SN方向上由薄变厚再减薄,地层厚度在300~1 700 m,MT、CSAMT电性特征同为中低阻,电阻率值小于20 Ω·m,微动测线上表现为连续中低速层(800~1 500 m/s)。白垩系—石炭系岩性主要为砂岩、粉砂岩、泥岩、页岩,整体地层电阻率高于上覆新近系和古近系,MT、CSAMT电性特征同为中阻,电阻率值在20~60 Ω·m,微动测线上表现为连续中高速层(1 500~1 800 m/s)。奥陶—寒武系岩性主要为灰岩、泥灰岩,受区域构造活动影响,地层起伏较大,顶界面在500~2 000 m,MT电性特征呈中高阻,电阻率值在60~400 Ω·m,CSAMT电性特征为中阻,电阻率值在20~60 Ω·m,这两种方法在深部上电阻率值存在一定差异,主要是因为CSAMT对于深部地质体的识别效果有限;在微动测线上该地层表现为高速层(大于1 800 m/s);另外,该地层在局部表现为相对低阻,测井曲线(图9)也显示进入奥陶系地层后视电阻率值迅速减小,测井电阻率曲线与相邻MT测点反演电阻率曲线对应较好,自然伽马呈中低放射性曲线特征,局部为中高伽马曲线特征,声波曲线局部有高异常,因此推断局部奥陶系表现为相对低阻电性特征主要是受断裂构造影响地层破碎充水所致。
图9
图9
DRT-03孔测井综合解释成果
Fig.9
Comprehensive interpretation results of DRT-03 well logging
4.2 断裂体系识别
根据前人研究可知,银川盆地东缘处在挤压构造环境向伸展—走滑构造环境过渡变化的区域,其构造成因机制比较复杂,地表又为覆盖区,仅仅依靠单一地球物理勘探技术难以全面认识区域断裂构造,因此为了厘清研究区断裂体系,本文利用了区域1:5万重力小波分析结果,结合MT二维反演结果进一步厘定研究区断裂构造(见图10)。
图10
图10
研究区断裂综合解释成果
a—研究区重力异常;b—L1线;c—L2线;d—L3线;e—L4线
Fig.10
Comprehensive interpretation results of faults in the research area
a—gravity anomaly in the research area;b—L1 line;c—L2 line;d—L3 line;e—L4 line
黄河断裂为银川盆地与鄂尔多斯地块的分界断裂,在重力平面上表现为高、低异常条带呈N或NE向相间展布,反映出黄河断裂后缘次级断裂发育(F5-1~F5-6),其与主断裂(F5)呈斜交归并,对应着黄河断裂在平面上呈“羽列式”的展布特征[23]。MT测线显示,黄河断裂主干断裂分别对应L1、L2、L3、L4测线172、112、108、100号点附近下方,均表现为明显的EW向变化电性梯度带,应为倾向WN、倾角约70°的正断层,向下延伸超过10 km,且从不同MT测线上看,断裂产状具有很高的一致性;黄河断裂次生断裂(F5-1~F5-6)在MT测线上表现为局部电性不连续,其发育程度随着远离主断裂不断变弱,对应为下切地层深度的减小。CSAMT测线上黄河断裂及其后缘次级断裂也表现为EW向变化电性梯度带。微动测线上黄河断裂及其后缘次级断裂表现为横向波速不连续。
黄河断裂系以东地下发育一系列东倾逆断层(F9、F10),大多呈隐伏状,在重力平面上断层上盘对应着一系列N或NE向展布连续高异常条带,MT测线上表现为高阻基底隆起,电阻率值最高达到了400 Ω·m。
4.3 地热勘探方向探讨
根据水热系统分析的观点,从不同地区水热系统赋存的地热地质背景、源通盖储条件分析来看,环鄂尔多斯盆地(包括鄂尔多斯西缘的银川盆地、北缘的河套盆地、南缘的渭河盆地和东缘的太原、临汾盆地等)均属于传导型水热系统[24]。银川盆地东缘水热系统作为银川盆地水热系统的子系统是以地壳热传导通过岩石加热基底为主,以局部热对流为辅的热循环系统,该地热系统形成需具备3个条件:① 黄河断裂系作为导热、导水通道;② 发育良好的奥陶系灰岩裂隙系统;③ 厚度大、面积广且分布稳定的区域性沉积盖层[9]。从上述3个条件入手,结合4.1、4.2节关于地层划分、断裂体系解释情况进一步分析可知:研究区地热资源主要为古生界岩溶型热储,上覆的石炭—二叠系、白垩系及新生界泥岩、页岩为良好的盖层。重力小波分析结果反映出研究区奥陶系热储和盖层的分布明显受黄河断裂后缘次级断裂控制,重力高值异常(G1、G2)对应着基底奥陶系上隆。大地电磁测深的测线近一步揭示了不同部位断裂构造与热储流体分布的差异性,显然L1、L4测线中部埋深2 km左右在局部反映基底隆起的高阻异常带上发现了一定范围的相对低阻异常,很可能是构造破碎带引起的局部富水,其中L1线已被钻孔验证,DRT-03钻孔揭露热储层为奥陶系地层,岩性主要为灰岩,局部为泥灰岩,揭露顶板埋深 790.95 m,揭露厚度为 919.05 m,裂隙发育段占总揭露厚度的23.28%,裂隙率为 6.75%~16.13%,渗透率为 0.62~108.51 μm2,地热井自流量为1 200 m3/d,水温 60.5 ℃,井口压力为 0.46 MPa[25],而另外两条测线上(L2、L3)相近位置并未发现有相似的电阻率异常,这一定程度上反映了鄂尔多斯西缘盆地奥陶系富水热储一般分布规律,即受断裂构造控制,热储裂隙、溶隙、溶洞发育程度不同,富水性不均,在构造带附近,岩溶、裂隙发育,富水性较好,远离构造带则反之[26]。
综上分析认为,研究区具有较大的地热资源勘探潜力,综合地球物理解释显示研究区内黄河断裂后缘次级断裂发育部位,断裂构造兼具一定走向与下切深度,容易形成地下热水循环与对流的有利通道,是良好的导水、导热构造,且这两个区域寒武—奥陶系明显上隆,因此,下一步围绕该区域周边开展详细地热勘探可能具有更好的经济开发效益。
5 结论
本文使用了4条横穿银川盆地东缘的大地电磁测线数据进行二维反演计算, 获得了该地区上地壳尺度的二维测线电性结构信息,综合地质、地球物理资料分析认为:
1)研究区二维电性结构具有明显的纵向分层、横向分块的特征,寒武—奥陶系热储具有中高阻电性特征,上覆盖层由浅至深为第四系、新近系、古近系、白垩系、二叠系、石炭系,具有低阻—中阻电性特征。大地电磁资料二维反演结果与微动、CSAMT资料的对比具有较好的一致性。
2)黄河断裂具有明显的电性梯度带特征,其后缘次级断裂下切至奥陶系基底,使得本来具中高阻特征的基底破碎充水,形成局部相对低阻,可能是下一步地热勘探的有利区。
3)围绕研究区地热资源开展大地电磁测深具有一定的效果,尤其电阻率参数对于地热流体具有较好的响应,但是鉴于地球物理方法存在多解性的问题,采用单一方法的地热勘探仍具有很大的风险,因此,建议后续地热勘探工作中采用综合地球物理方法,比如大地电磁、微动及重力的方法组合,能有效提高地层划分、断裂解释的精度,从而达到降低风险的目的。
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DOI:10.6038/cjg2019M0204
[本文引用: 1]
2016年1月21日01时13分在青海省海北州门源县发生了M<sub>S</sub>6.4地震，震中位置位于青藏高原东北缘地区祁连造山带内的祁连—海原断裂带冷龙岭断裂部分附近，震源深度约11.4 km，震源机制解显示该次地震为一次纯逆冲型地震.我们于2015年7—8月期间完成了跨过祁连造山带紧邻穿过2016年1月21日青海门源M<sub>S</sub>6.4地震震中区的大地电磁探测剖面（DKLB-M）和古浪地震大地电磁加密测量剖面（HYFP）.本文对所采集到的数据进行了先进的数据处理和反演工作，获得了二维电性结构图.结合青藏高原东北缘地区最新获得的相对于欧亚板块2009—2015年GPS速度场分布特征，1月21日门源M<sub>S</sub>6.4地震主震与余震分布特征以及其他地质与地球物理资料等，探讨了门源M<sub>S</sub>6.4地震的发震断裂，断裂带空间展布、延伸位置，分析了门源M<sub>S</sub>6.4地震孕震环境与地震动力学背景等以及祁连山地区深部构造特征等相关问题.所获结论如下：2016年门源M<sub>S</sub>6.4地震震源区下存在较宽的SW向低阻体，推测冷龙岭断裂下方可能形成了明显的力学强度软弱区，这种力学强度软弱区的存在反映了介质的力学性质并促进了地震蠕动、滑移和发生；冷龙岭北侧断裂可能对门源M<sub>S</sub>6.4地震主震和余震的发生起控制作用，而该断裂为冷龙岭断裂在青藏高原北东向拓展过程中产生的伴生断裂，表现出逆冲特征；现今水准场、重力场、GPS速度场分布特征以及大地电磁探测结果均表明祁连—海原断裂带冷龙岭断裂部分为青藏高原东北缘地区最为明显的一条边界断裂，受控于青藏高原北东向拓展和阿拉善地块的阻挡作用，冷龙岭断裂附近目前正处于青藏高原北东向拓展作用最强烈、构造转化最剧烈的地区，这种动力学环境可能是门源M<sub>S</sub>6.4地震发生的最主要原因，与1927年古浪M<sub>S</sub>8.0地震和1954年民勤M<sub>S</sub>7.0地震相似，2016年门源M<sub>S</sub>6.4地震的发生同样是青藏高原北东向拓展过程中的一次地震事件.
The hidden seismogenic structure and dynamic environment of the 21 January Menyuan,Qinghai,MS6.4 earthquake derived from magnetotelluric imaging
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