Constrained Inversion of Audio Magnetotelluric for Identifying Strata: A Case Study in Hami Basin
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摘要: 覆盖区地质填图是新时期地质填图的重要方向.音频大地电磁法（AMT）是覆盖区地质填图的重要地球物理方法之一，可以为地层和基岩面的刻画提供电性参数的约束.然而，常规的AMT反演无法精确刻画电性异常体的边界，且当缺乏其他地质与地球物理资料约束时，难以进行地质解译.针对此问题，基于数值模拟结果的可行性，利用哈密烟墩戈壁覆盖区的4条实测AMT剖面探讨了AMT约束反演在地层识别中的应用效果.相位张量分析指示研究区浅部（> 1 Hz）电性结构表现为二维特征，深部受三维结构影响；浅部为低阻，深部电阻率逐渐升高.采用不加约束二维反演获得了4条剖面的地下（< 3 km）电性结构.基于研究区的重力异常、地震解译结果、物性和钻孔资料，在二维反演结果上初步划分了渐新统-中新统和侏罗系地层的底界面；进而以这两个界面建立先验模型，并根据物性资料设置电阻率变化范围，进行AMT约束反演，获得了更优化的反演结果以及清晰可靠的渐新统-中新统和侏罗系的底界面.结果显示，研究区渐新统-中新统地层电阻率值略小于10 Ω•m，其底界面平均埋深为120 m；侏罗系电阻率值为10~100Ω•m，其底界面最深可达2 km.基岩面（侏罗系底界面）埋深整体上呈现为东南深、西北浅，这指示哈密烟墩地区中生代以来的沉积中心在东南部；此外，侏罗系地层与下伏的古生界地层存在角度不整合.研究表明，哈密烟墩地区新生代以来可能受到了近南北向应力挤压，在研究区中部形成近东西或北东东向的侏罗系隆凹相间的构造地貌格局.而渐新统-中新统地层底部的不整合面可能反映了后期褶皱构造的影响，这种隆凹作用相伴的褶皱构造可能具有同沉积性质.Abstract: Geological mapping on covered area is a crucial research of new geological mapping. Audio magnetotelluric (AMT) is one of effective geophysical methods for geological mapping on covered area, which can provide the constraint of electrical parameters for depicting strata and bedrocks. However, conventional AMT inversion cannot accurately describe the boundaries of electrical anomalies, and it is difficult to perform geological interpretation when there is no other geological and geophysical data constraints. Based on the feasibility of numerical simulation results and four AMT profiles in the Gobi desert area of Hami Yandun, it tries to investigate the availability of constrained AMT inversion in strata identification. Phase tensor analyses indicate that the shallow (< 1 Hz) electrical structure is mainly two-dimensional (2D), while the deep is affected by 3D structure. The resistivity is low in the shallow and gradually increases in the deep. The underground electrical structures of four profiles were obtained by 2D unconstrained inversion. Based on gravity anomalies, seismic interpretation results, physical properties of rocks and borehole data in the research area, the bottom interfaces of Oligocene-Miocene and Jurassic strata were preliminarily divided from the 2D inversion results. Furthermore, a prior model was established using the two interfaces, where the resistivity change ranges were set according to physical property data. Then, constrained AMT inversion was carried out. The better inversion results and the clear and reliable bottom interfaces of Oligocene-Miocene and Jurassic were obtained. Research results show that the resistivity of Oligocene-Miocene stratum is slightly smaller than 10 Ω•m and the bottom interface is shallow with an average depth of 120 m. The resistivity of Jurassic stratum is about 10-100 Ω•m and the bottom interface is deep up to 2 km. The buried depth of bedrock surface (Jurassic bottom interface) is deep in the southeast but shallow in the northwest, which indicates that the sedimentary center since Mesozoic is in the southeast of Hami Yandun area. Moreover, an angular unconformity exists between Jurassic and underlying Paleozoic strata. The study supports that Hami Yandun area may go through the extrusion from nearly NS compression stress since Cenozoic, resulting in the morphotectonic pattern of Jurassic uplift and depression with nearly EW or NEE direction in the central part. Besides, the angular unconformity beneath the Oligocene-Miocene strata may reflect the influence of later fold structure. This kind of fold structure along with uplift and depression might have the synsedimentary property.
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0. 引言
近年来，三维地质填图和建模已成为描绘地质信息的重要手段.三维地质填图的目标是揭示深部地质结构，而深部地质结构约束的好坏直接关系到三维地质建模的效果（王国灿等，2015；郁军建等，2015）.结合地表地质资料、地球物理和钻探数据，可以得到具有一定置信水平的、从地表到特定深度的三维地质结构.但在特殊的戈壁荒漠覆盖区少有此类工作进展，其主要挑战来自于如何利用有效的地球物理方法刻画地层和基岩面的三维形态（Liu et al.，2020）.
前人在戈壁荒漠覆盖区已尝试使用了多种地球物理方法进行地质填图工作，如重力和航磁（Xiao and Wang，2017）、遥感（Sternberg and Paillou，2015）、地震（张灯亮等，2006）.遥感数据和重磁资料可以识别大尺度的地质构造和岩性分布，但垂向分辨率不足；地震的分层效果较好，但施工难度大、成本高.在戈壁荒漠覆盖区，音频大地电磁法（AMT）是研究浅地表电性结构最有效的方法之一，具有一定的垂向分辨率以及较低的施工难度和成本，已成为覆盖区三维地质填图的重要地球物理方法（Liu et al.，2020；陈超等，2021）.在戈壁荒漠覆盖区，沉积层一般表现为低阻而基岩表现为高阻（Liu et al.，2020），因而由AMT反演所获得的地下电阻率结构可以为地层和基岩面的刻画提供电性约束.
常规的音频大地电磁反演假设连续场分布，对介质分界面不太敏感，一般将反演所获得模型的电阻率梯度最大处当作分界面.尖锐边界反演（Portniaguine and Zhdanov，1999；De Groot‒Hedlin and Constable，2004；周思杰和黄清华，2018）可以获得较清楚的电性分界面，然而在实际地层识别应用中，如果缺乏地质与其他地球物理资料约束，将无法评价反演结果的可靠性.音频大地电磁约束反演通过研究区已有的地球物理资料和地质资料等获得局部介质属性参数（如局部地层厚度，电阻率的上下限等），在反演过程中施加约束，从而可以获得可靠的反演结果.关于大地电磁法约束反演研究，前人已经取得一些成果（Kim et al.，1999；Musil et al.，2003；Jegen et al.，2009），但在覆盖区地层识别中的应用研究相对较少.
本文基于哈密盆地烟墩地区4条AMT剖面，首先通过相位张量分析获得了地下结构的维数性和电性特征；进而采用二维不加约束反演方法得到了4条剖面的地下电阻率结构，再结合重力、物性、钻孔以及地震资料初步划分中生代地层；在此基础上进行了AMT约束反演，获得更优化的反演结果以及中新生代地层界面，并讨论了其地质意义.
1. 音频大地电磁约束反演
本文音频大地电磁约束反演采用Key（2016）开发的MARE2DEM系统，其包含的Mamba2D程序可建立约束反演所需的先验模型.Mamba2D程序具有友好的操作界面，可以根据不加约束的AMT反演结果以及已有的其他地质地球物理资料（如重力、地震、物性、钻孔等），很方便地勾勒出电性边界，并对各区块设定电阻率变化范围，限制反演过程中为拟合数据而产生虚假的电性结构，从而进行约束反演.该系统的正演部分采用面向目标的自适应有限元算法，具体参考Key（2016）.反演部分目标函数为：
$$ \begin{array}{l} U = {\left\| {Rm} \right\|^2} + ||P(m - {m_{\rm{*}}})|{|^2} + {\lambda ^{ - 1}}\left\| {W(d - } \right.\\ \;\;\;\;\;\;F(m))|{|^2}, \end{array}$$ (1) 式中：右边第1项是模型的粗糙度，m为模型参数，R为粗糙度算子；第2项是模型偏差，P为加权矩阵，m*为预设模型；第3项是数据拟合，F（m）为模型m正演所得数据，d为实测数据，W为数据标准差，λ为拉格朗日乘子.模型粗糙度算子R使得反演稳定，通过提供模型变化的度量，使其最小化来引导反演远离产生的虚假结构.对于非结构化网格的粗糙度算子为：
$$ \left|\right|R\left(m\right)|{|}^{2}=\sum \limits_{i=1}^{m}{A}_{i}\left[\sum \limits_{j=1}^{N\left(i\right)}{w}_{j}{\left(\frac{\mathrm{\Delta }{m}_{ij}}{\mathrm{\Delta }{r}_{ij}}\right)}^{2}\right] , $$ (2) 式中：Ai是参数i的面积，N（i）为共享一个顶点的所有参数（i）的集合.
$$ \begin{array}{l}\mathrm{\Delta }{m}_{ij}={m}_{i}-{m}_{j}\\ {w}_{j}=\frac{{A}_{j}}{{\sum }_{k=1}^{N\left(i\right)}{A}_{k}}\\ \mathrm{\Delta }{r}_{ij}=\sqrt{{\left(\frac{{y}_{i}-{y}_{j}}{{w}_{hv}}\right)}^{2}+({z}_{i}-{z}_{j}{)}^{2}}\end{array} , $$ (3) 式中：当whv > 1时，减小水平趋势，结果为更大的水平梯度和相应的垂向粗糙度惩罚权，使得反演更倾向于增强水平平滑性.相反，当whv < 1，导致更小的水平平滑和增强垂直平滑性.
本文设计了含电性起伏分界面的理论模型（图 1a），起伏分界面上部为低阻（10 Ω•m），下部为相对高阻（100 Ω•m），起伏分界面最深处为1 300 m，横向长度近10 km.采用MARE2DEM进行正演，采样间距为500 m，测点数为41；采样频率范围为1 000~0.014 9 Hz，频点数为37.对正演数据添加5%的高斯随机噪声，并对此数据进行不加约束反演，其中视电阻率数据加入5%误差，相位数据加入1.425°误差，反演结果如图 1b所示.不加约束反演结果表明电性起伏分界面附近出现电性信息的变化，从浅到深表现为电阻率逐渐增大的过渡带，但无法很好地圈定电性起伏分界面的具体位置.因此，进一步选择进行约束反演，参考不加约束反演结果及先验信息在分界面附近划分电阻率过渡带，过渡带包含部分上部低阻及下部相对高阻介质，初始电阻率为10 Ω•m，变化范围为5~120 Ω•m，约束反演结果见图 1c.结果表明约束反演获得了更为清晰可靠的电阻率分界面，且拟合差从2.58降低至1.00，这说明约束反演在电性起伏分界面的识别中具有良好的可行性.
图 1 起伏界面数值模型反演结果a. 正演理论模型；b. 不加约束反演，拟合差为2.58；c. 约束反演，拟合差为1.00；图中黑色三角为大地电磁测点，黑色线条为电性起伏界面Fig. 1. Inversion results of numerical model on undulating interface2. 哈密盆地烟墩地区AMT数据采集、处理与分析
2.1 研究区地质地球物理特征
东天山位于中亚增生型造山带的南缘，是中亚成矿域的重要组成部分，区域构造格局复杂（韩宝福等，2006；Charvet et al.，2011；Xiao et al.，2021）.哈密盆地位于吐鲁番‒哈密山间坳陷东段，是东天山较大的一个封闭式山间断陷盆地，南北分别以觉罗塔格山和哈尔里克山为界（图 2）.哈密盆地南北两侧高，中间低洼，由东北向西南倾斜，平均海拔600 m左右，中心多低于200 m（李文铅，2005）.哈密盆地东缘烟墩地区新生界覆盖层面积约占工作区总面积的90%，是典型的戈壁荒漠覆盖区，主要构造线方向为NEE，研究表明区块内存在两条隐伏断裂，分别为吐哈盆地南缘断裂以及大草滩断裂（曹锐等，2016；王国灿等，2020）.该区域1∶50 000的地面布格重力异常结果（图 3）显示西北方重力异常大、东南方异常小，且存在一条北东‒南西向的异常梯度带.西北方重力高值区反映古生代基岩面较浅，东部存在的由西向东逐渐扩张的重力低值区，推测为中‒新生代沉积凹陷所致.由重力异常图可知，中‒新生代沉积有受到NEE两组断裂控制的迹象，且地层起伏可能呈现出西北浅、东南深的分布特征.
图 2 东天山区域（a）及哈密盆地研究区（b）Fig. 2. Overview of the East Tianshan (a) and research region of Hami basin (b)
图 3 烟墩研究区测线、测点分布底图为该区域布格重力异常图；黑色实心点为AMT测点；黄色实心点为典型测点；蓝线为地震测线；ZKY11和ZKY12为地震测线上的两个钻孔Fig. 3. Survey lines and sites distribution in the research region烟墩地区的主要地层包括第四系、渐新统‒中新统、侏罗系以及泥盆系（基岩）.第四系，电阻率一般为高阻，平均厚度小于2 m.渐新统‒中新统地层分布较广，主要为一套湖相红层沉积，岩性为砂质泥岩、泥质砂岩夹砾岩和少量砾岩，因富含盐碱的泥质成分而表现为低阻，平均电阻率小于20 Ω·m.侏罗系主要由砂岩组成，物性测试显示其电阻率高于渐新统‒中新统地层，平均电阻率略大于100 Ω•m.侏罗系下伏地层主要以泥盆系大南湖组为主，其岩性主要为灰色闪长玢岩、花岗斑岩以及二长花岗岩等，电阻率远高于上覆地层，普遍在1 000 Ω•m以上.岩石电阻率按地层划分的统计结果如表 1所示.
表 1 烟墩地区岩石电阻率按地层划分的统计结果Table Supplementary Table Statistic results of rock resistivity by stratification in Yandun area系/统 地层代号 岩性 电阻率统计级别 渐新统‒中新统 E3N1 泥质砂岩 低阻（< 20 Ω•m） 侏罗系 J 砂岩 中阻（> 100 Ω•m） 泥盆系 D 闪长玢岩/花岗岩 高阻（> 1 000 Ω•m） 2.2 数据采集与处理
基于研究区重力布格异常中的北东‒南西向的异常梯度带和NEE的构造线方向，布设3条垂直于该梯度带的北西‒南东向AMT测线以及1条南北向AMT测线，测点距500 m，共107个测点（图 3）.此次野外数据采集投入了4台德国Metronix生产的全频带大地电磁仪GMS-07e，每个测点保证观测时间大于1 h，获得了4通道（Ex，Ey，Bx，By）的时间序列.为保证数据的质量，采集过程距离测线2 km的范围均无高压线、道路等干扰源，避免了明显的人文干扰.利用Mapros软件，采用人工时间序列选样、Robust估计（Egbert and Booker，1986）、远参考处理（Gamble et al.，1979）等技术进行数据处理，得到了1 000~0.015 Hz频段的阻抗张量（Z），进而获得了该频段的视电阻率和相位.典型测点的视电阻率和相位曲线如图 4所示.从图 4中可以看出，视电阻率和相位曲线连续性较好，各频点数据的标准差较小，说明了较好的数据质量.
2.3 数据分析
相位张量分析可以有效地消除浅层电性不均匀体的影响，获得可靠的地下结构维数性和电性特征，进而确定最合适的建模和反演的方法（Caldwell et al.，2004；Booker，2014；刘营等，2020）.4条剖面的相位张量椭圆如图 5所示，在高频段（> 500 Hz），相位张量的杂乱无章可能是由低信噪比的AMT高频“死带”造成（Garcia and Jones，2002）.在10 Hz以上，4条剖面的相位张量椭圆近似为圆，扭曲角小于6°，可以近似认为是一维/二维结构.在10~0.1 Hz范围内，电性主轴方向基本为北西45°，而0.1 Hz以下，在剖面3、4电性主轴方向转变为北东向45°.低频部分（< 0.1 Hz）扭曲角基本大于6°，说明低频数据受到三维结构的强烈影响.综上，相位张量分析表明研究区地下电性结构浅部呈现二维特征，而深部呈现三维特征.
图 6为213.64 Hz、62.15 Hz、2.84 Hz和0.61 Hz四个频率的相位张量椭圆平面分布图.浅部（213.64 Hz），相位张量椭圆近似为圆，相位φmin的数值近45°，指示浅部沉积地层近似为一维结构.随着频率减小（62.15 Hz），研究区的西北部φmin明显减小，指示电阻率由低阻变为高阻，而这表明研究区的东南部可能存在沉积凹陷.φmin和φmax于2.84 Hz频率切片显示出相当典型的特点：φmin变小指示电阻率由低阻变为高阻；1、2、3号剖面中除个别测点外，φmax近平行于剖面，而4号剖面中，φmax近垂直于剖面.随着频率继续减小（0.61 Hz），相位张量椭圆形态变得复杂，不再具有统一的空间规律.
图 6 213.64 Hz (a)、62.15 Hz (b)、2.84 Hz (c)和0.61 Hz (d)四个频率的相位张量椭圆平面图Fig. 6. Phase tensor ellipses for 213.64 Hz (a), 62.15 Hz (b), 2.84 Hz (c) and 0.61 Hz (d)3. 哈密盆地烟墩地区中新生代地层识别
本文地层识别的整体思路（图 7）：首先，对实测AMT数据进行二维不加约束反演，获得初步的电阻率模型；进而，结合已有的重力、地震、钻孔以及物性等资料，从AMT反演结果中初步划分地层界面；最后，进行AMT二维约束反演，以获得更优化的电阻率模型以及界面划分，实现地层识别.其中，约束反演的具体思路为：（1）利用初步识别出的界面、地震和钻孔资料设置地层纵向界面的深度变化范围，利用重力异常划分电阻率块体的横向边界，并根据物性资料和二维反演结果来圈定块体电阻率的变化范围，从而完成先验模型的建立，然后进行约束反演.（2）对约束反演结果进行评价，相比无约束反演，若电性界面更加清晰、与其他地质地球物理资料相吻合且拟合差减小，则实测数据得到较好的恢复，获得了更优化的界面；如果拟合差没有减小、电性界面不清晰，说明设定的先验模型不准确，着重修改拟合差较大处的界面深度变化范围，再次做约束反演，直到获得优化的可靠界面深度.
图 7 地层识别和提取分布流程Fig. 7. Flowchart of formation identification and extraction distribution3.1 哈密烟墩地区中生代地层界面的初步识别
3.1.1 AMT二维不加约束反演
相位张量分析揭示烟墩地区浅部（> 1 Hz）呈现中低阻，结构为二维；而深部呈现为高阻，结构为三维.因而，采用二维反演可以获得浅部低阻沉积地层结构以及高阻基岩面结构，而这也是三维地质填图迫切需要的部分.另外，中高频段（> 1 Hz）的平均视电阻率为40 Ω•m，对应的趋肤深度约为3 km，因此二维反演聚焦于浅部3 km以上的电性结构.结合戈壁荒漠的构造特征和维数性分析结果，采用TE+TM模式进行二维反演，可能更接近于真实电性结构（Liu et al.，2020）.
本文采用MARE2DEM程序（Key，2016）对TE+TM模式数据进行二维反演，其中视电阻率数据加入10%误差，相位数据加入2.85°误差.为了提高表层反演结果的精度，对不同深度范围内的非结构化网格大小进行设置，将反演目标区域沿垂向方向在2 m、10 m、50 m、500 m、3 000 m处划分不同层.4条剖面的最终拟合差分别为3.30（15次迭代）、2.93（18次迭代）、3.37（22次迭代）和2.72（14次迭代），反演结果如图 8所示.为评估反演结果的可靠性，对剖面1的实测和反演预测的TE、TM模式视电阻率相位进行比对（图 9），可以看出实测数据中主要的异常在模型响应中得到了较好的恢复.
图 8 AMT剖面的二维反演结果蓝线和黑线分别表示初步解译的渐新统‒中新统底界面和侏罗系底界面Fig. 8. Two-dimensional inversion results of AMT profiles
图 9 剖面1实测（上）与反演预测（下）的TE、TM模式视电阻率相位拟断面图Fig. 9. Pseudo section diagrams of the apparent resistivity phase in TE and TM modes of profile 3 observed (top) and inversion prediction values (bottom)3.1.2 地层界面的初步解译
烟墩研究区通过布置了多个钻孔，获得了区域内渐新统‒中新统底界面（侏罗系顶界面）的埋深（图 10），该界面沿AMT测线表现为中间深两边浅.此外，研究区还布设了一条浅反射地震剖面（图 3），剖面长度为11 km.通过数据处理得到了地震成像结果（图 11）.结合两个钻孔（ZKY211、ZKY212）资料，从地震成像结果可以划分出4个地层（第四系、渐新统‒中新统、侏罗系和泥盆系）.第四系（Q）埋深约为5~50 m，南厚北薄；渐新统‒中新统（E3N1）埋深约为70~170 m，呈现南北薄、中部厚，地层倾角约为5°，近水平地层；侏罗系（J）埋深约为200~900 m，具有南厚北薄的特点；泥盆系（D，基岩）埋深变化较大，南深北浅，其中J与D不整合接触.地震深度剖面上的2条断层（F1、F2），均为正断层，倾角约为35°.
图 10 研究区钻孔揭示的渐新统‒中新统底界面埋深黑点为AMT测点，蓝线为地震测点，红十字代表研究区内的钻孔点位Fig. 10. Buried depth of the bottom interface of Oligocene-Miocene stratum from boreholes in the research area
图 11 研究区地震剖面解译图ZKY211和ZKY212为地震剖面上的两个钻孔；淡蓝色线代表第四系和渐新统‒中新统地层；绿线和深蓝色线代表侏罗系地层内部分界面；紫线代表侏罗系地层的底界面；黄三角和红三角分别代表两个钻孔下方渐新统‒中新统和侏罗系地层的底界面；Q.第四系；E3N1.渐新统‒中新统；J2t.中侏罗统头屯河组；J2x.中侏罗统西山窑组；D.泥盆系Fig. 11. Seismic imaging results in the research area地震剖面（图 11）划分了渐新统‒中新统底界面（淡蓝色线）和侏罗系底界面（紫色线）.在钻孔ZKY211处，渐新统‒中新统和侏罗系的底界面埋深分别为152 m和660 m；而在钻孔ZKY212处，两个地层的底界面埋深分别为224 m和711 m.两个黄色三角（渐新统‒中新统底界面）的深度值对应于AMT剖面3的10 Ω•m电阻率等值线，而两个红色三角（侏罗系底界面）的深度值对应于100 Ω•m电阻率等值线.使用这两个电阻率值的等值线并结合前述的区域重力异常（图 3）和岩石物性资料，可初步划分出4条剖面上的渐新统‒中新统和侏罗系底界面（图 8）.其中，4条剖面的渐新统‒中新统底界面埋深在空间变化趋势上与钻孔相对应，但并不是完全和钻孔结果一致，这可能是由AMT浅层分辨率不足而引起.
3.2 AMT二维约束反演
通过收集研究区的地球物理资料（地震、重力、物性等）和地质资料等可以获取地层属性的空间变化规律，作为先验信息加入到AMT约束反演中（Kim et al.，1999；Musil et al.，2003）.以剖面1为例，将图 8中剖面1反演结果加载为底图，并描出初步划分的两个界面；以区域钻孔资料（图 10）为约束，可给予两个界面一定的深度变化范围.第1层区块大致对应第四系和渐新统‒中新统地层，根据物性资料，设置自由电阻率范围为0.1~20 Ω•m，修改初始电阻率为10 Ω•m；第2层区块大致对应侏罗系地层，自由电阻率设定为10~100 Ω•m；第3层区块大致对应古生代地层，自由电阻率设定为500~100 000 Ω•m.其他反演参数设置与不加约束的反演一致，先验模型如图 12所示.剖面1约束反演迭代了16次，与不加约束反演相比，拟合差降到了3.19.反演结果的电阻率块体边界及地层界面更为清晰（图 13）：在剖面3 km处出现的低阻体，对应着一条切穿基岩的深大断裂，它可能控制了沉积盆地的边界；剖面东南深达1.5 km的低阻层，指示了中生代以来的沉积凹陷，与重力异常特征（图 3）相符合.采用相同的方法，获得了其他剖面的约束反演结果（图 13）.与不加约束反演相比，4条剖面约束反演的拟合差都有一定的降低，电性界面也更加清晰.最终确定的渐新统‒中新统和侏罗系的底界面埋深如图 14所示.
图 14 渐新统‒中新统（a）和侏罗系（b）底界面埋深的平面分布图及凹陷的平面分布图中圆圈填充颜色指示约束反演得到的渐新统‒中新统地层底界面埋深，红十字代表钻孔点位及下方的渐新统‒中新统地层底界面埋深，蓝色椭圆区域是划分的凹陷区域Fig. 14. Depth distributions of the bottom interfaces of Oligocene-Miocene (a) and Jurassic (b), the distribution of depressions in the research area4. 哈密盆地烟墩地区中新生代地层分布特征及其地质意义
哈密盆地烟墩地区渐新统‒中新统底界面埋深浅，平均为120 m；侏罗系底界面埋深呈现东南深、西北浅，最深可达2 km，指示中生代以来的沉积中心可能在研究区的东南部.
新生界覆盖层在研究区内具有特殊的空间分布规律，总体上表现为东南厚、西北薄的近NEE走向的带状展布，同时向南向北亦有减薄特征（图 14a）.该NEE走向的新生界沉积带，可能反映的是新生代以来形成的一个NEE走向的凹陷带.该凹陷带南北两侧形成倾向凹陷带中心的线性斜坡，与凹陷带的走向整体一致.结合钻孔揭示的渐新统‒中新统地层底界面埋深信息（图 10），推断该凹陷带的北侧还发育有次一级的凹陷.具体划分出的凹陷带的平面分布如图 14a所示.
此外，侏罗系底界面埋深的空间分布规律指示侏罗系地层与下伏古生界地层角度不整合，可能存在NEE或NE走向的舒缓背斜和向斜褶皱构造（图 15）.这些褶皱构造分布与新生界沉积厚度的空间变化总体上具有很好的空间对应关系（图 14，图 15）：S1向斜大致对应该主凹陷带的中心，北侧的S2向斜大致对应主凹陷带北侧的次级凹陷；S1和S2向斜之间有背斜A1发育，与新生代覆盖层厚度有良好对应.这些对应关系可能指示烟墩地区新生代以来受到近南北向挤压应力体系（Hetzel et al.，2004；李文铅，2005），在研究区中部形成近NEE走向的侏罗系隆凹相间的构造地貌格局.而渐新统‒中新统地层总体是在盆地凹陷背景下的沉积响应，其下方的不整合面反映了后期褶皱构造的影响（杨震等，2015；曹锐等，2016），这种隆凹作用相伴的褶皱构造很可能具有同沉积性质（陶明信，2010）.
图 15 研究区大地电磁剖面揭示的侏罗系厚度分布趋势与褶皱构造Fig. 15. Thickness distribution and fold structure of the Jurassic strata revealed by magnetotelluric in the research area5. 结论
本文基于哈密烟墩戈壁覆盖区的4条实测AMT剖面，结合研究区的重力异常、地震解译结果、物性和钻孔资料进行了AMT约束反演，获得了研究区渐新统‒中新统和侏罗系地层的底界面埋深分布，并讨论了其地质意义.
（1）初步形成了一套AMT方法识别和定量提取地层界面的技术方案.首先，对实测AMT数据进行不加约束反演，获得初步的电阻率模型；进而，结合已有的重力、地震、钻孔以及物性等资料，从不加约束反演结果中初步划分地层界面；最后，进行AMT约束反演，以获得更优化的电阻率模型以及界面划分，实现地层识别.
（2）哈密烟墩地区侏罗系底界面（基岩面）埋深呈现东南深西北浅，而这揭示中生代以来烟墩地区的沉积中心在东南部.
（3）哈密烟墩地区新生代以来可能受到近南北向应力体系的挤压，在研究区中部形成近NEE走向的侏罗系隆凹相间的构造地貌格局.渐新统‒中新统地层底部的不整合面反映了后期褶皱构造的影响，这种隆凹作用相伴的褶皱构造可能具有同沉积性质.
致谢: 感谢中国地质大学（武汉）地球物理与空间信息学院张星宇、刘鹏宇等在采集大地电磁数据中所付出的艰辛劳动！ -
图 1 起伏界面数值模型反演结果
a. 正演理论模型；b. 不加约束反演，拟合差为2.58；c. 约束反演，拟合差为1.00；图中黑色三角为大地电磁测点，黑色线条为电性起伏界面
Fig. 1. Inversion results of numerical model on undulating interface
图 2 东天山区域（a）及哈密盆地研究区（b）
Fig. 2. Overview of the East Tianshan (a) and research region of Hami basin (b)
图 3 烟墩研究区测线、测点分布
底图为该区域布格重力异常图；黑色实心点为AMT测点；黄色实心点为典型测点；蓝线为地震测线；ZKY11和ZKY12为地震测线上的两个钻孔
Fig. 3. Survey lines and sites distribution in the research region
图 6 213.64 Hz (a)、62.15 Hz (b)、2.84 Hz (c)和0.61 Hz (d)四个频率的相位张量椭圆平面图
Fig. 6. Phase tensor ellipses for 213.64 Hz (a), 62.15 Hz (b), 2.84 Hz (c) and 0.61 Hz (d)
图 7 地层识别和提取分布流程
Fig. 7. Flowchart of formation identification and extraction distribution
图 8 AMT剖面的二维反演结果
蓝线和黑线分别表示初步解译的渐新统‒中新统底界面和侏罗系底界面
Fig. 8. Two-dimensional inversion results of AMT profiles
图 9 剖面1实测（上）与反演预测（下）的TE、TM模式视电阻率相位拟断面图
Fig. 9. Pseudo section diagrams of the apparent resistivity phase in TE and TM modes of profile 3 observed (top) and inversion prediction values (bottom)
图 10 研究区钻孔揭示的渐新统‒中新统底界面埋深
黑点为AMT测点，蓝线为地震测点，红十字代表研究区内的钻孔点位
Fig. 10. Buried depth of the bottom interface of Oligocene-Miocene stratum from boreholes in the research area
图 11 研究区地震剖面解译图
ZKY211和ZKY212为地震剖面上的两个钻孔；淡蓝色线代表第四系和渐新统‒中新统地层；绿线和深蓝色线代表侏罗系地层内部分界面；紫线代表侏罗系地层的底界面；黄三角和红三角分别代表两个钻孔下方渐新统‒中新统和侏罗系地层的底界面；Q.第四系；E3N1.渐新统‒中新统；J2t.中侏罗统头屯河组；J2x.中侏罗统西山窑组；D.泥盆系
Fig. 11. Seismic imaging results in the research area
图 14 渐新统‒中新统（a）和侏罗系（b）底界面埋深的平面分布图及凹陷的平面分布
图中圆圈填充颜色指示约束反演得到的渐新统‒中新统地层底界面埋深，红十字代表钻孔点位及下方的渐新统‒中新统地层底界面埋深，蓝色椭圆区域是划分的凹陷区域
Fig. 14. Depth distributions of the bottom interfaces of Oligocene-Miocene (a) and Jurassic (b), the distribution of depressions in the research area
图 15 研究区大地电磁剖面揭示的侏罗系厚度分布趋势与褶皱构造
Fig. 15. Thickness distribution and fold structure of the Jurassic strata revealed by magnetotelluric in the research area
表 1 烟墩地区岩石电阻率按地层划分的统计结果
Table 1. Statistic results of rock resistivity by stratification in Yandun area
系/统 地层代号 岩性 电阻率统计级别 渐新统‒中新统 E3N1 泥质砂岩 低阻（< 20 Ω•m） 侏罗系 J 砂岩 中阻（> 100 Ω•m） 泥盆系 D 闪长玢岩/花岗岩 高阻（> 1 000 Ω•m） 
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