0 引言

火山型地热是非常重要的高温型地热资源，火山机构探测对火山型地热的开发与利用具有重要的意义^[1]。传统的火山调查与研究以地质学方法为主，并已形成了完整系统的科学体系，但对隐伏火山机构的推断往往缺乏依据；近年来，地球物理方法在隐伏火山探测和火山机构研究方面已经成为重要的探测手段^[2-3]。航空磁力测量(简称航磁)、大地电磁测深(MT)、可控源音频大地电磁测深(CSAMT)等地球物理勘探方法在火山机构探测中都已经有成功应用的先例^[4-6]，但单一方法往往只对应岩性的某些属性，勘探深度也有局限性。例如：航磁方法可以在区域范围内阐明不同岩石的磁性分布和不同磁性体的构造边界，具有较高的横向分别率，但是纵向分辨率较低，深部探测能力较弱。MT与CSAMT等电磁方法对地下电性结构有很好的成像效果，可以确定不同深度的地层及断裂分布：MT方法探测深度一般在5 km以上，可提供深部地球物理结构数据，但对异常体分辨率较低；CSAMT方法探测深度一般为2~3 km，适合高密度测量，横向与纵向分辨率都比较高，可以对浅部火山机构进行精细化成像。显然，在火山机构的地球物理勘探中，利用多种勘探手段的综合地球物理方法可以多角度多尺度地研究目标，对目标的地下结构有更全面的认识。

伊通盆地是吉林省内近几年地热开发的热点区域，主要为盆地型低温水热系统，至今没有发现高温地热系统的报道。参照东北地区新生代火山，如长白山^[7]、五大连池^[8]、阿尔山^[4]等都有丰富的地热资源，伊通盆地内同样分布多座新生代火山，且普遍含有深部橄榄岩捕掳体^[9]，极有可能存在类似的火山型地热系统。因此，查明伊通盆地内火山机构对东北地区地热资源的利用与开发具有重要意义。

横头山火山是伊通火山群中唯一具有熔岩被的火山，有相对完整的火山机构^[10]。本文选取横头山火山为研究对象，结合区域地质地球物理资料，利用以航磁、大地电磁测深、可控源音频大地电磁测深为主的综合地球物理方法对火山隐伏机构进行立体探测：使用航磁方法圈定横头山隐伏机构的平面位置；利用MT方法对横头山所处的地质构造进行探测，获得深部电性结构，并推断主要断裂所处位置，分析火山成因；使用CSAMT方法精细刻画横头山隐伏机构的空间形态及围岩属性。最终探明横头山火山隐伏机构的空间分布情况，这可对横头山火山成因有比较清晰的认识。通过对横头山火山机构的探测与研究，建立了一套以航磁、大地电磁测深、可控源音频大地电磁测深为主的隐伏火山机构立体探测体系，以为今后隐伏火山机构探测工作提供方法技术参考。

伊通盆地是郯庐断裂带东北段的新生代盆地^[11]，呈北东45°方向展布，西北面紧靠大黑山隆起，东南面为那丹哈达岭地体，属于受边界走滑断裂控制并夹持在两大断垄之间的狭长地堑，海拔较低。伊通盆地在形成前经历了多期构造旋回，基底大面积分布海西期、燕山期花岗岩^[12]。伊通盆地早在中生代已经形成，自古新世至始新世中期盆地处于右旋走滑挤压状态，使中生代沉积遭受剥蚀，侏罗纪—白垩纪地层只有零星分布，厚度为0~300 m。自新生代始新世中期开始，盆地构造活动转为右旋走滑伸展或拉伸阶段，接受第三纪沉积，厚度变化较大，一般为2 000~6 000 m。盆地地表大部分被第四系覆盖，仅在边缘零星分布少量第三系、白垩系露头(图 1)^[12-14]。

图 1 伊通盆地横头山与周边地质简图 Figure 1 Simple geological map around Hengtou Mountain in Yitong basin

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始新世中期以来，伊通盆地内火山活动十分活跃，并伴随强烈的断陷活动，在盆地沉积层不断增厚的同时，幔源物质不断上涌，形成伊通型火山群^[10]。伊通火山群主要岩性为碱性系列的玄武岩、橄榄玄武岩、玄武集块岩等，并普遍含有地幔岩“捕掳体”——幔源包体，多数火山形成于33.8~7.7 Ma^[15]。横头山火山位于伊通火山群最北端，既有清晰的火山颈，又有薄层熔岩被，是伊通火山群中唯一具有熔岩被的火山。在野外地质调查中可以看到：在薄层喷发相熔岩被下的火山颈为柱状节理发育的橄榄玄武岩；在火山岩体周边，第四纪早更新世白土山组灰白色砂砾石层高出地面，形成“腰裙”系于火山椎体腰间，在山顶或山坡上，白土山组砂砾石散落于熔岩被缝隙中。因此，推断横头山火山为早更新世末期发生的火山事件，距离现在小于0.7 Ma，与长白山玄武岩测年时间相近^[16]，具有非常高的地热开发潜力。

火山颈下延展度及隐伏岩体的空间形态、特征，以及控制岩浆活动的断裂构造研究，将借助地球物理探测来完成。

火成岩以其特有的磁场特征区别于其他岩性，如剩磁强、磁场跳跃多变等^[17]。从图 2中横头山周边ΔT航磁异常(总磁场强度异常)平面等值线图可以看出，伊通盆地表现为大黑山隆起和那丹哈达岭正磁异常场背景中相对平缓的负磁异常场，说明基底及覆盖层均表现为无磁性或弱磁性。图 2中大黑山隆起—伊通盆地—那丹哈达岭磁异常边界位置明显，由于西北缘断褶带的存在^[14], 大黑山隆起与伊通盆地间存在平缓的正负异常过渡区。

图 2 长春市横头山火山周边△T航磁异常及可控源音频大地电磁测量工作布置图 Figure 2 Map of aeromagnetic and CSAMT positions at Hengtoushan volcano, Changchun

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在横头山附近，存在梯度变化较大的低磁异常圈闭，异常值最低可以小于-200 nT，同时在低磁异常附近伴生梯度较小的高磁异常，与区域磁异常方向具有差异性；这是由于玄武岩具有较高的剩磁，在地下快速冷却过程中剩磁方向复杂，一方面抵消感磁异常值，另一方面在一定程度上改变了异常的形态。横头山火山周边异常面积(图 2中红色虚线标出)近似为2.6 km²(长约2.2 km，宽约1.2 km), 长轴方向北东，磁异常圈闭的面积略大于火山出露面积，表明横头山火山存在下伏的火山锥体。因此，利用火山岩与围岩存在明显磁性差异的特点，航磁异常可以方便快捷地圈定隐伏火山岩体的平面投影范围，并确定是否有隐伏结构的存在。

为研究横头山火山深部构造环境，布设北西向长约30 km的MT剖面，测点分别位于大黑山隆起、伊通盆地、那丹哈达岭3个二级构造单元(图 1)，其中16、17、18点在横头山及其两侧。使用凤凰公司的MTU-5卫星同步大地电磁仪，采用张量观测方式，即同时观测水平方向电场(E_x、E_y)、水平方向磁场(H_x、H_y)、垂直方向磁场(H_z)5个分量，测量点距1 km，共采集30个大地电磁数据点，采集时间大于6 h，视电阻率、相位曲线光滑连续(图 3)，有效最低频率可以达到0.01 Hz。

TE. transverse electric; TM. transverse magnetic。 图 3 研究区典型测点视电阻率、阻抗相位曲线图 Figure 3 Apparent resistivity and impedance phase curves of typical sites in the study area

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视电阻率与相位可以直观展示不同地质区块的电性特征。图 3是分别从3个二级构造单位中选取的典型测点视电阻率、相位曲线：5号点位于大黑山隆起地区，高频部分电阻率值比较平稳，频率小于1 Hz后视电阻率值升高到10 000 Ω·m以上；17号点位于伊通盆地内横头山火山附近，视电阻率值低于1 000 Ω·m；26号点位于那丹哈达岭，视电阻率变化较为复杂，整体呈现随频率降低逐渐升高的态势。图 4为使用Bahr分解的测点电性主轴方向玫瑰图，虽然主轴有所差异，但整体与伊通盆地构造走向一致，方向为北偏东25°~45°。

图 4 研究区典型测点电性主轴方向分析结果玫瑰图 Figure 4 Rose diagrams showing strike analysis results for typical sites in the study area

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采用带相位的TE和TM联合反演，比单一极化模式反演结果更可靠^[18]。图 5为采用非线性共轭梯度(NLCG)算法^[19]对TE、TM两种极化数据联合反演得到的地下2D电阻率分布特征。反演参数设置拟合最高误差为5%，反演深度为10 km，均方根误差小于5。3个二级构造单元的电性特征如下。

ρ.电阻率。 图 5 NLCG算法获得MT测线2D电性结构图 Figure 5 2D electrical structure of the MT profile obtained with NLCG code

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1) 大黑山隆起。区内1—8号测点，忽略第四系风化壳薄低阻层，总体为高阻区，但电阻率纵向变化明显分为上下两个构造层：6 000 m以上电阻率横向变化表现为厚层、直立状高低阻相间的电性结构层，电阻率为800~10 000 Ω·m；6 000 m以下为完整的高阻层，电阻率大于10 000 Ω·m。这是由于大黑山隆起带浅部志留系普遍遭受剪切变形，构造混杂，而深部火成岩相对完整，电阻率较高^[20]而造成的。

2) 伊通盆地。区内9—20号测点，位于MT剖面中段，为相对低阻区，电阻率为100~1 000 Ω·m，下延深度大，但区间电阻率纵横向分布并不均匀。结合形态特征以14号点为界可分为两个次级亚单元：①9—14测点区内电阻率纵向变化为二元构造，2 000 m以上电阻率小于1 000 Ω·m，横向呈褶皱状起伏，被地质学家定义为伊通盆地西北缘断褶带，是隆起区向凹陷区的过渡相产物，也是一段均衡补偿区。②15—20测点区内为伊通盆地凹陷区，100 < ρ < 1 000 Ω·m，低阻区域向下延伸较大，两侧电阻率梯度界面近直立，略向西倾，反映了巨厚中、新生代沉积层的产状；在凹陷区17号点(横头山附近)地下1 000 m左右存在局部相对高阻异常，其下为100 Ω·m左右低阻体。

3) 那丹哈达岭。区内21—30测点，总体上为完整的高阻区，其中：表层厚500 m左右为风化壳，电阻率小于1 000 Ω·m；深部电阻率高达10 000 Ω·m，反映了中生代花岗岩的高阻特征。

电阻率垂向梯度带或横向变化突变界面以及电阻率层的断续是识别和划定断裂的依据。在划分了二级构造单元电性特征的基础上，结合电阻率梯度变化，划分了电阻率垂向梯度界面及断裂。图 5中MT剖面电阻率横向各区间界面均为控制伊通盆地发展和演化的深大断裂，他们分别是F₁、F₂、F₃和F₄，相应测点分别为9、14、17和21号测点。各断裂描述如下：F₁，西北缘断裂，高倾角，倾向东南，是盆地边缘的调节断裂；F₂，伊通盆地主控断裂，高倾角，倾向西北，断裂东南侧形成了大南、新家堡等新生代凹陷，沿F₂断裂呈线性分布；F₃，马鞍山断裂，是盆地中央断裂之一，控制了横头山的火山活动，是盆地内幔源物质上涌通道之一；F₄，东南缘断裂，为不同方向的断裂复核、迁就形成的非线性边缘调节断裂，该断裂在MT剖面内表现为深大断裂。

MT探测结合地质资料，我们对横头山火山的形成有了如下认识。马鞍山断裂为盆地内次级断裂，其地应力的变化是由盆地整体的地应力变化引起的。古—始新世末期，大黑山地块和那丹哈达岭相对右行滑动产生的张扭应力控制着盆地的发育过程和特征^[13]，此时马鞍山断裂发育成为切割地壳的深大断裂；由于太平洋板块的俯冲，地幔物质在东北地区上涌^[21-22]，岩浆沿着断裂向地表运移。渐新世末期，区域应力场发生明显转变，大黑山地垒和那丹哈达岭发生差异滑动，区域应力场由张扭转变为压扭^[13]；从图 5中也可以看到，F₃延伸较浅，断裂底部已经闭合，横头山火山在压扭应力作用下，玄武岩岩浆由深部沿断裂挤出地表或停留在断裂中，形成独特的伊通型火山^[23-24]。根据Pei等^[22]的地震波成像，依舒地堑下仍然存在地幔上涌现象。因此，尽管横头山火山岩浆通道已经关闭，由于F₄等深大断裂存在，仍可能存在幔源热补给通道。

为查明和精细刻画横头山火山隐伏岩体的空间形态，布设了3条东西向的CSAMT剖面L1、L2、L3(剖面位置见图 2)。使用凤凰公司V8多功能电法仪，探测频率为0.5~9 600 Hz, 共44个频点，收发距大于10 km，测点距50 m。数据预处理采用凤凰公司CMT软件，反演采用NLCG算法，反演深度为2 000 m，反演拟合差小于5%。图 6为横头山附近L1线55—105号点、L2线10—60号点、L3线20—70号点地下电性结构图，图中β标注的高阻区域为推断的隐伏玄武岩体。

a. L1线；b. L2线；c. L3线；d.马鞍山断裂地震特征剖面(双阳组基底埋深1 200 m左右，据文献[12])。β.推测隐伏玄武岩体。 图 6 横头山火山附近区域CSAMT电阻率反演结果与地震特征剖面图 Figure 6 Resistivity inversion result of CSAMT data andseismic sections of the Maanshan faults in key area

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马鞍山断阶带是伊通盆地新生代以来相对稳定的次级构造单元，基本上未受火山侵入干扰，地层完整性比较好，L1反演电阻率剖面水平层状结构就是有力的证据(图 6a)，与马鞍山断裂地震特征剖面(图 6d)^[12-14]分层结构是一致的。L1剖面按照电阻率差异由深到浅可以分为5层：①反映基底上界面电阻率层，埋深1 000 m左右，1 000 Ω·m > ρ > 100 Ω·m，反映了中生代地层的古老风化壳；②始新世双阳组，100 Ω·m > ρ > 10 Ω·m，埋深600~1 000 m，层厚400 m，以湖相为主的砂泥岩沉积，厚层超低阻泥岩层是双阳组特有的湖相地层；③始新世晚期奢岭组，20 Ω·m > ρ > 10 Ω·m，埋深300~600 m，层厚300 m，河湖相砂岩、粉砂岩为主；④渐新世永吉组，ρ为50 Ω·m左右，埋深100~300 m，层厚200 m，冲洪积相砂砾岩；⑤第四系，ρ为100 Ω·m左右，分布不均匀，由砂砾岩及黄土组成。

对比L1、L2、L3电阻率剖面不难看出，在横头山附近都有高阻异常体存在，电阻率大于100 Ω·m，推测为隐伏的玄武岩。根据L1、L2、L3线中浅部高阻异常体的位置，推断沿BB’剖面(剖面位置见图 2)的玄武岩体如图 7所示分布，玄武岩体走向近北东，与横头山ΔT航磁异常等值线长轴方向一致；玄武岩体在断裂延伸方向上广泛分布，且不同局部区域深度不同，大小不一，最大延伸深度小于1 000 m。这样的分布规律与我们使用MT探测得出横头山火山机构受F₃挤压作用而形成的结论是一致的。因此，横头山火山地下隐伏火山机构为沿断裂分布的扁状岩浆冷却体。从CSAMT反演所得电性结构可以看到，横头山火山隐伏体侵入并破坏了古近系，说明横头山火山喷发年代至早不超过渐新世晚期，与野外踏勘确定的横头山喷发年代小于0.7 Ma不矛盾；火山岩体下方原本近水平状的中生代基底层发生基底凹陷(图 6a、b)，是前期活动滞留在断裂带内的橄榄玄武岩浆最后被挤入沉积盖层并溢出地表形成的。

图 7 横头山火山隐伏玄武岩体推测分布图 Figure 7 Distribution of Hengtoushan volcanic submerged basalts speculated

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推广到整个伊通盆地内，由于盆地内构造环境的变化，地应力由张扭变成挤扭，岩浆通道内的玄武岩浆受挤压力上移，侵出地表的玄武岩形成了现阶段的伊通盆地内新生代火山；在火山岩浆运移通道断裂内，还将广泛存在由于未挤出地面便已经冷却的玄武岩隐伏体。

横头山橄榄玄武岩体来自于上地幔，与周边的新生代沉积及古生代花岗岩与变质岩等存在明显的磁性差异，在航磁异常图上特征明显，地表投影面积约2.6 km²，长轴方向近北东，异常范围相对地表出露面积较大，有隐伏机构的存在。在野外踏勘基础上，结合MT、CSAMT反演电阻率剖面，对比地震勘探剖面，最终确定横头山火山形成于第四纪早更新世晚期，距今0.7 Ma左右，属第四纪火山，由浅成相岩基和喷发相熔岩组成；横头山火山的深部熔岩通道已经闭合，只在通道上部残存正在冷却的玄武岩体；火山隐伏玄武岩体沿马鞍山断裂不均匀分布，最大下延深度仅为1 000 m左右，与深部火成岩已经没有直接的接触。

通过综合地球物理方法，横头山火山隐伏地下机构的空间分布特征已基本被探明，在这个过程中：航磁方法依据火山玄武岩体与新生代沉积岩、深部及周围的花岗岩存在明显的磁性差异，确定隐伏火山的平面位置；MT方法探测火山深部机构及区域构造环境，在较大深度内了解火山机构的空间形态及推测其演化历史；CSAMT方法根据火山隐伏机构与周围岩体的电阻率差异来探测火山浅部隐伏机构，定位隐伏体位置、形态等；地震勘探方法作为有力的证据辅助地层年代划分。从而建立了一套从不同的角度、由浅及深、在空间内立体探测的地球物理探测体系，对火山隐伏机构的位置、构造环境及隐伏体形态可以获得比较清晰的认识，为伊通盆地内火山型地热系统的勘探与开发提供了参考。