赵国泽 江钊 刘国栋 汤吉 刘铁胜 詹艳
（国家地震局地质研究所，北京 100029）
摘要 大地电磁阻抗张量分解技术和快速二维自动反演方法（RRI）被较好地应用于最新观测的资料解释当中。穿越华北北部地区几个主要构造单元的山西阳高—河北容城剖面的二维电性结构显示，地壳近表层的电性结构与已知的地质资料有很好的一致性，中下地壳存在低电阻率带，但在横向上具有明显的不均一性。上地幔存在高导电带，且由东南向西北方向逐渐变深，上地幔高导电带深度变化最剧烈的地段与我国东部巨型重力异常高梯度带相对应。在两个已知地震的震源区附近电性变化明显，显示出特殊的电性结构特征。
关键词 MT阻抗张量分解 2-D反演 电阻率分布 地震
1 引言
最近在华北北部北京及京西北地区沿7条剖面在96个测点上进行了大地电磁观测。该区是我国地震最活跃的地区之一。三个地震活动带在这里交汇，分别为：近北西向张（家口）－渤（海）地震带、近北东向的河北平原地震带以及山西地震带。自有历史记载以来，该区域共发生5.0级以上地震达30多次。
研究区位于华北地台的北部[1]，其中又可分为四个次级构造单元。研究区内以张－渤地震构造带为界，以北为燕山隆起带；以南由西向东分别为山西断陷盆地、太行山隆起、河北新生代平原盆地，构造走向大致为北东方向。除河北平原盆地以外，区内有多个小型山间盆地存在。
本文介绍了跨越该区南部三个构造单元的山西阳高－河北容城近北西向剖面（Ⅰ）和延庆-怀来盆地内的近东西向剖面（Ⅱ）的大地电磁观测和解释结果（图1）。剖面I全长约252km，沿测线布置19个测点，1989年10月19日阳高6.1级地震发生在该剖面附近（测点104与测点105之间）。剖面Ⅱ的长度约70km，包括17个测点，1720年沙城7.0级地震发生在该剖面附近。
采用阻抗张量分解技术[2,3]对各测点的观测资料进行了分析，发现一些测点的观测资料受到近地表局部电流畸变的影响，通过使用分解技术处理之后，获得了反映区域构造的视电阻率、相位、走向以及二维偏离度参数，表明沿测线方向的电性结构可以用二维模型进行模拟。之后，对分解后的观测资料使用了快速二维自动反演技术（RRI）[4]对两条剖面的资料做了二维反演，得到了沿剖面较为合理的地壳上地幔结构。在此基础上，对震源区的电性结构进行了分析和讨论。
图1 大地电磁测线和测点位置图
1—城镇；2—断层或推测断层；3—盆地边界；4—MT测线和测点；5—地震震中。①桑干河断裂；②蔚县-延庆断裂；③上黄旗-乌龙沟断裂；④紫荆关断裂；⑤太行山山前断裂
2 阻抗张量分解技术的应用
Cagniard[5]提出了一维各向同性电导率分布的阻抗计算方法，这时用标量阻抗即可对地电结构进行解释。Swift[6]针对二维电导率分布条件，提出用主轴方向角、二维偏离度等参数表示观测的大地电磁资料性质。当二维偏离度数值较小时，用主轴方向的阻抗对地电结构进行解释。但是，大量的观测资料表明，当近地表存在小尺度的局部异常体，且局部异常体的尺度小于电磁波的趋肤深度时，则会使大地电磁视电阻率曲线发生严重的畸变，通常称为局部电流畸变[7～11]。在这种情况下，即使深部区域异常是二维的，也难以用二维模型直接对观测资料进行解释。
阻抗张量分解技术[2,3,12～14]的出现，提出了解决这一问题的新途径。实际观测的大地电磁资料可视为区域一维、二维或三维异常响应与近地表局部异常响应的叠加。以区域二维异常为例，在区域异常坐标系（x′，y′）中，阻抗张量表示为：
第30届国际地质大会论文集 第20卷 地球物理
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其中，A代表局部畸变张量，张量元素为与频率无关的实数。Z2代表未受局部畸变影响的区域二维异常的阻抗张量。由（1）式可见，阻抗张量每一列的两个元素具有相同的相位。
在任意坐标系（x,y）中，不失一般性，设x,y分别指向北和东，阻抗张量各元素分别是Z∥和Z⊥的线性组合，即
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其中R、RT分别代表旋转矩阵及其转置。确定相对于（x′，y′）坐标系的旋转角α1的条件是Zxx与Zyx、Zxy与Zyy都具有相同的相位。一旦求出旋角α1，即可知道区域异常的主轴方向。为了区别于Swift转角，称α1为相位灵敏的主轴方向角，又称为Bαhr第一转角。利用阻抗张量元素的信息和旋转不变量关系，可求出反映区域异常三维程度的参数，即相位灵敏的二维偏离度（S2），而用S1表示常规的Swift二维偏离度[6]。
有时，当对阻抗张量进行分解之后，其中某一列两个元素的相位较一致，而另一列两个元素的相位有较大差别，Bαhr[3]提出了改进的分解技术，即在两列元素上分别加上和减去相同的相位，进而求出改进的区域异常主轴方向角α2，或称为Bαhr第二转角。
图2 测点106的二维偏离度（a）和电性主轴方向角（b）
S1，α分别表示常规的二维偏离度和主轴方向角；S2、α1、α2分别表示相位灵敏的二维偏离度、主轴方向角及改进的主轴方向角
阻抗张量分解技术被较好的应用于华北北部地区的大地电磁资料处理。图2表示了剖面I的106号测点的常规Swift二维偏离度与相位灵敏二维偏离度（a图）以及Swift转角与相位灵敏主轴方向角（b图）的对比。可见，在周期大于10s时，常规二维偏离度（S1）较大，最大可达0.7以上，但在阻抗张量分解之后，二维偏离度（S2）一般小于0.35，说明该测点资料受到了局部电流畸变的影响，但区域异常可以用二维近似。常规的Swift区域异常的主轴方向角α与相位灵敏的主轴方向角α1和α2有一定差别。当周期大于10s时，α为40°左右，而α1在20°附近变化；当周期小于10s时，主轴方向角较分散，可能表明较浅层与深部的电导率差异。
图3给出了测点106在阻抗张量分解前（a图）和分解后（b图）的视电阻率和相位资料的对比。由图可见，分解之前，大于10s的长周期的yx方向视电阻率急剧下降，而相位趋近于90°，而分解后的视电阻率和相位较为合理。
图3 测点106的视电阻率和相位资料在分解前（a）和分解后（b）的对比
*和○分别代表xy及yx方向的曲线
图4为沿剖面Ⅰ的二维偏离度对比。上图为Swift二维偏离度，下图为相位灵敏二维偏离度。可见，沿剖面S1值较大且变化剧烈，最大值可接近于1。而相位灵敏的二维偏离度一般较小，多数在0.3以下，且沿剖面变化较平缓。说明沿剖面的区域异常可以用二维模型来近似。
在求出了区域异常主轴方向之后，结合已知的地质构造走向及磁感应矢量分析，可确定每个测点的TE和TM极化方向。如测点106，由地质资料和感应矢量得知该测点地下构造走向为SEE方向，所以xy方向曲线代表TM极化，yx方向曲线代表TE极化。
3 大地电磁资料的二维反演
大地电磁二维反演方法先后提出了多种[15～20]，最近由Smith和Booker[4]提出的快速二维反演方法（RRI）有了较大的发展。RRI方法具有计算速度快、占用计算机内存小的优点，可以在386及其以上的PC机上运行。该方法利用与一维反演相似的技术计算每个测点下的电导率扰动值，二维波动方程中电磁场的横向梯度在反演迭代中由前一次计算得到各节点的场近似值。于是每次迭代只需一次正演计算即可求出资料的残差和模型内的场值，主要内存量用于存储模型参数和每个节点的场值。该方法适于计算具有较多测点的复杂模型。
图4 剖面Ⅰ阻抗张量分解前（a）和分解后（b）的二维偏离度
将RRI方法应用于本文介绍的两条剖面的反演解释中。输入资料是经张量分解之后沿电性主轴方向的TE和TM极化的视电阻率和相位资料。对于某些测点视电阻率曲线上可能存在的静位移现象，在反演中通过控制畸变参数对静位移进行自动校正，从而使视电阻率和相位资料都达到较好的拟合。一般情况下，对一条剖面的反演，首先分别对TE和TM极化的资料进行反演，初步得到沿剖面的电性分布，并确定使反演稳定收敛的某些控制参数的变化范围。然后，对TE和TM极化的资料进行联合反演，最终得到合理的二维模型。
图5为沿剖面Ⅰ观测的TE和TM两种极化方式的视电阻率和相位拟断面图。图6是对剖面I进行联合二维反演后得到的模型响应断面图。由图可见，反演模型响应和观测资料之间有较好的一致性，这表明所得到的模型有较好的可信性。图7为联合反演得到的剖面Ⅰ的二维电性分布模型。
4 地壳上地幔电性结构
剖面Ⅰ的二维电性结构向我们提供了关于地壳上地幔结构的一些新的信息和认识，这些信息和认识包括：
图5 剖面I视电阻率（a）、（b）和相位（c）、（d）拟断面图
a、c:TE极化；b、d:TM极化。视电阻率断面图中数字单位为Ω·m；相位图中的数字的单位为（°）
图6 I剖面进行二维反演（RRI）后得到的模型响应说明同图5
图7 由RRI反演得到的剖面I二维电导率分布模型
图中的数字为模型电阻率的对数
（1）地表附近相对低阻带与具有一定厚度的新生代沉积盖层的山间盆地或平原区相对应，如测点102及附近的表层低阻带与阳高盆地对应，测点104—105的低阻带与阳原盆地对应，测点107—108与蔚县盆地对应，测点115及其以东与河北平原盆地对应。此外，在测点118附近可见容城凸起的高阻基底，而测点109—701的近地表高阻带（电阻率大于1000Ω·m）则与紫荆关岩浆带相对应。
（2）沿剖面在中下地壳存在断断续续的低阻带，其底界深度具有由北西向南东逐渐变浅的趋势，这一特征与该区莫霍界面埋深由北西约40km向东南过渡到35km左右的趋势一致。根据电性分布特征，可将该剖面分为三段，即在测点108及其以西，壳内低阻带较发育且内部结构较复杂；测点109—114之间壳内低阻带发育不明显；测点115以东为整体相对低阻区，壳内低阻带埋藏较浅，并有向上地壳发展的趋势。这一结果表明在新生代盆地区壳内低阻层较为发育，而在山区壳内低阻层的发育程度较低。
（3）低阻带之下为一高阻带，也具有北西深南东浅的变化趋势。高阻带之下为上地幔低阻带，可能与上地幔软流层相对应。该低阻带深度在河北平原区小于100km，向北西到山西断陷可达150km或更深。
（4）在测点105和106之间地壳内的电性边界大致与桑干河断裂对应；测点108和109之间的电性边界反映了蔚县-延庆断裂的存在；测点701与111之间电性差异边界可能与紫荆关-灵山断裂带相对应；测点114与115之间的电性边界反映了太行山山前深断裂的存在，并成为本剖面规模最大的电性差异带。测点110附近的乌龙沟断裂在剖面上反映不明显，可能是由于断裂两侧同为高阻体不易分辨所致。
（5）测点701—114区段内出现上地幔低阻带深度变浅的突变带，这一现象恰与地表测量的穿过我国东部的巨型重力异常高梯度带对应，再次证明上地幔结构的变化是引起区域重力异常分布的重要因素[21]。
上述结果与由地震方法得到的速度分布结构可以进行较好的对比。例如，在桑干河断裂以西，中地壳和下地壳分别存在低速带；在蔚县－延庆断裂和紫荆关断裂之间，壳内无低速带存在，与这里无低阻带的结果一致；紫荆关断裂以东到太行山山前断裂之间低速带埋藏较深，与这里低阻带较深的分布特征一致；而在太行山山前断裂以东，地壳浅部有低速沉积存在。与已知的地热资料对比，尽管本区的地热资料分布稀疏不均，仍可看出总的趋势是在蔚县盆地热流密度值较高，可达60mW/m2，高于本区的平均值，而这里上地壳内明显发育着低阻带。
5 已知震源区附近的电性分布特征
1989年10月19日阳高6.1级地震和1720年沙城7.0级地震分别发生在剖面I和剖面Ⅱ附近。
由图7可见，在震源区附近地壳低阻带较发育，并且整个低阻区由几个规模较小的低阻体组成。震源区正好位于西北侧的高阻带与东南侧的高导电体的边界附近，两侧电阻率有明显的差异。但是根据地质资料，这里两侧的基底岩性是相同的，即同为太古宇桑干群。说明地壳内的电导率分布特征与地震的活动性可能有一定关系。
图8 剖面Ⅱ的二维电导率分布模型及沙城7.0级地震（1720年）的位置
1720年沙城7.0级地震发生在剖面Ⅱ附近，如图8所示。由图可见，在近地表出现的低阻带，正好与该剖面所处的延庆-怀来盆地的表层沉积盖层相对应。沿剖面的上地壳为相对高阻层，只是在测点309附近电阻率较低，而这里地温参数比其它地区高，热流密度值可达60mW/m2。在中上地壳出现的电阻率上高下低的边界，可能与盆地内发育的拆离层对应。而在拆离带之下，有一个相对孤立的低阻体。拆离层的东端与紫荆关断裂和蔚县-延庆断裂相交，以东的中下地壳为相对高阻，以西则为相对低阻。沙城地震正好发生在三条断裂的交汇处。
总之，两个地震震源区附近的电性结构表明，在震源区附近或周围往往有低阻带存在，且电导率分布较复杂，变化较大。震源区往往对应着电性发生横向变化的边界。
6 结论
本文对山西阳高—河北容城剖面（Ⅰ）和延庆—怀来盆地近东西向剖面（Ⅱ）的大地电磁资料，使用了阻抗张量分解技术进行了分析，证明沿两条剖面的区域异常电性结构可用二维模型近似，并求出了区域异常的走向，确定了TE和TM极化的视电阻率和相位资料。而后采用了快速二维反演方法，对两条剖面的两种极化方式的资料进行了联合反演，从而求出置信度高的地下电阻率分布模型。
跨越山西断陷盆地、太行山隆起和河北平原新生代盆地的剖面I的电性结果表明，中下地壳存在断续发育的低阻带，并沿横向有明显的不均一性。上地幔低阻带由东南向西北逐渐变深。在东南段深度小于100km，而在西北段深度大于150km。与我国东部巨型重力异常高梯度带对应的深部，是上地幔低阻带由南东向北西陡然变深的过渡带，为重力异常梯度带的成因解释提供了新的证据。
通过对沿两条剖面的阳高地震和沙城地震震源区附近的电性结构的分析表明，在震源区附近往往有低阻带存在，并且震源区往往对应于电性发生变化的边界。尽管低阻带的成因在不同地区、不同构造环境下可能有所不同，但这一电性分布特征毕竟为我们提供了研究震源区深部构造的可靠依据。
致谢 本项研究得到国家“八五”科技攻关项目（859070203）和国家地震局攻关项目（850203）的共同资助，并部分得到国家自然科学基金的资助。作者感谢J.Booker教授和K.Bahr博士所提供的程序以及在资料分析过程中进行的有益讨论，感谢刘光鼎教授在本文撰写过程中所给予的指导和鼓励，同时还感谢本所其他参与了野外大地电磁测深工作的同事们。
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