2012, Vol. 55
2. 中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室,北京 100037;
3. 安徽省地质调查院,合肥 230088
2. MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037,China;
3. Anhui Geological Survey, Hefei 230088,China
从区域三维建模(简称:3D 建模)应用于深部成矿预测，到矿区三维建模应用于矿山开发设计及储量计算，三维建模在矿产勘探､开发的不同阶段都具有十分重要的意义.随着浅地表矿床发现的难度越来越大，资源勘查的深度越来越深，3D 建模技术在深部找矿中作用更加明显.近年来，随着建模技术日益成熟及3D 建模软件功能日益强大，3D 建模已经广泛应用于深部成矿预测和矿体形态的精细结构刻画，并取得了很好的应用效果，如Martin 等(2007)使用多学科的数据构建出加拿大Noranda矿区3D地质模型，并基于矿床模型建立了一系列定性和定量预测准则，在3D 模型空间中预测深部找矿目标.，经钻探验证，获得了厚52.7m､Cu品位3.57%的矿体(West Ansil矿体)，被认为是加拿大近25年来最重要的找矿发现.Malehmir等(2009)通过集成地质､岩石物性数据､反射地震和位场数据，建立了瑞典Kristineberg矿区3D 地质模型，全面评价了该区金矿的成矿潜力.Wang 等(2011)在河南栾川矿集区，通过地质､构造､钻孔和重磁数据建立了该区的3D 地质模型，结合分形和神经网络成矿预测技术，定量预测了斑岩-矽卡岩型Mo矿､热液脉型Pb-Zn-Ag 矿的区域成矿潜力.
重､磁反演模拟是获得地下结构的有效方法，然而，由于重磁反演的多解性，不加约束的反演很难获得与实际地质情况一致的3D 模型[1].为了减少反演过程的多解性，通常的作法是在反演过程中尽可能加入先验地质､构造､岩石物性､钻孔数据和其它地球物理解释信息.反演理论和建模实例都表明，在大量先验信息的约束下，重､磁反演可以获得可靠的､与地质情况相符的3D 地质模型[1-4].为了减少反演的多解性，有学者还尝试同时使用重力和磁力数据进行反演建模[5-7]，取得很好的地质效果.
泥河铁矿位于安徽省庐枞矿集区北西侧，是近年发现的深度大于700 m 的大型“玢岩型"铁(硫)矿床.正是由于泥河铁矿､罗河深部矿体的发现，庐枞地区的深部找矿工作再次引起大家的关注，并被列为国家重点勘查区之一.庐枞矿集区深部寻找“玢岩型"铁(硫)矿床，当前急需要解决两个关键问题，一是如何区分矿体与非矿体重磁异常;二是深化对“玢岩型"铁矿的成矿与控矿模式的认识.地质约束下的重､磁反演实际上提供了一种深化认识异常性质､精细解剖异常的重要手段，同时还给出矿体与围岩的3D 空间关系.因此，建立典型“玢岩型"铁(硫)的3D 结构模型无论对于矿区深部(外围)和区域找矿，还是对研究“玢岩型"铁矿的成矿模式都有重要的意义.本文以泥河铁矿为例，给出了在先验地质､物性和钻孔数据约束下的建模流程和建模结果，并对结果的地质和深部找矿意义进行了讨论.
2 地质概况 2.1 区域地质庐枞矿集区位于长江中下游成矿带的中部，主体为庐枞火山岩盆地，是我国东部重要的铁､硫､铜多金属资源基地.构造上，庐枞盆地位于长江中下游断坳带内，华北板块和扬子板块对接带的大别造山带东侧，西邻郯庐断裂带，是长江中下游最重要的中生代火山岩盆地(图 1)[8-12].盆地地层属于下扬子地层分区，出露地层主要有第四系､白垩系､侏罗系､三叠系､二叠系､石炭系､泥盆系和志留系，总厚度在6000m 以上.
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图 1 庐枞矿集区地质简图及泥河铁矿区位置（据安徽地调院U2010修编） Fig. 1 Simplified geologic map of Luzong Ore District with the location of NiheOre Deposit(after Anhui geological survey,2010) |
庐枞矿集区中生代发生了剧烈的构造岩浆活动，形成了大量以中酸性岩石为主的侵入体和陆相火山岩系.火山岩自下而上可分为龙门院旋回､砖桥旋回､双庙旋回和浮山旋回.在空间上4个旋回大致呈同心环状分布，由老到新从盆地北部､东部和南部向盆地西部及中心地区依次分布.各旋回之间均为喷发不整合接触.火山岩类由熔岩､碎屑熔岩､火山碎屑岩及次火山岩组成，但各个旋回之间略有差别，其中龙门院旋回以玄武粗安岩为主，伴有少量粗面玄武岩､粗安岩和安山岩.砖桥旋回主要以粗安岩､玄武粗安岩为主，伴有少量粗面岩.双庙旋回则以粗面玄武岩为主，同时出现少量玄武粗安岩和粗面岩.浮山旋回主要为粗面岩类，上部出现少量碱性粗面岩和含似长石碱玄岩[12].庐枞盆地内有大量侵入岩体，其形成过程与该区域内的火山喷发､岩浆侵入活动有着密切的联系.侵入活动大体上分为以闪长玢岩为主的燕山早期和以正长玢岩为主的燕山晚期这两个阶段.侵入岩按不同源区来源可分为两个岩浆系列:
(1) 与火山岩来源一致的源自地幔属于橄榄玄(安)粗岩系的次火山岩或侵入岩系列;
(2) 源自玄武质下地壳的具有埃达克质特征的钙碱性侵入岩系列[13].
按照岩体岩性主要分为三种:
(1) 二长岩体，主要分布在盆地的北部，出露面积较大的岩体有巴家滩岩体､龙桥岩体和罗岭岩体等;
(2) 正长岩体，出露面积较大的岩体有土地山岩体､凤凰山岩体等;
(3) 花岗岩，出露面积较大的岩体有城山岩体､花山岩体和黄梅尖岩体等.庐枞地区的火山岩-次火山岩-侵入岩系列与成矿关系密切[12-15].
庐枞矿集区矿产资源丰富，是一个由铁､铜､铀､硫､铅锌､金和明矾石等多种矿床构成的矿集区.盆地内矿床类型主要有:
(1) 与龙门院旋回有关的次火山热液型Pb､Zn矿床;
(2) 与砖桥旋回有关的玢岩型铁矿床和中温热液型铜金矿床;
(3) 与正长岩类侵入岩有关的铁氧化物-铜-金(铀)矿床.主要矿床有:包括罗河､龙桥和泥河等大型铁矿床､岳山中型铅锌银矿床､井边石门庵､天头山和拔茅山等小型铜金矿床以及矾山等大型明矾石矿床.此外还有马口､杨桥､吴桥和3440､34 等铁-铜-金-铀多金属矿床(点)[16-17].
庐枞盆地构造主要为断裂构造，控制边界深大断裂由北侧起顺时针依次为陈坡湖—黄姑闸—芜湖县断裂(NW 向)､襄安镇—大通镇断裂近(SN 向)､沿江深大断裂(NEE 向)､罗河—裴岗—练潭断裂(NNE 向)[14].盆地内的断裂构造是发育与边界断裂一致的深大断裂和近东西向､南北向2 组共轭断裂，构成独特的网络状断裂构造体系.北东向断裂构造是盆地的主干断裂，控制了火山岩坳陷区的形成､演化和基底的性质.火山岩区西侧边界断裂罗河—缺口断裂和中央的黄屯—枞阳断裂是两条最重要的断裂，罗河—缺口断裂不仅是火山坳陷岩区的西部边界断裂，还可能控制坳陷区形态､岩浆喷发顺序及演化格局;黄屯—枞阳断裂控制基底的分布形态，并对晚期的岩浆活动和成矿作用具有重要控制作用[18].
2.2 矿床地质泥河矿区位于庐枞矿集区西北部，罗河—黄屯成矿带上，罗河铁矿东北侧3.5km 处，如图 1和2中黑线框所示.矿区地表主要被第四系所覆盖(图 2)，钻孔钻遇的地层为下白垩统砖桥组､下白垩统双庙组以及杨湾组.地表地层产状平缓，走向北东20~40°，向北西倾斜，倾角10~15°，往深部地层产状有起伏变化.砖桥组岩性主要为含角砾凝灰岩､沉角砾凝灰岩､沉火山碎屑岩､凝灰质粉砂岩､黑云母粗安岩和辉石粗安岩等，常发育不同程度的硅化､黄铁矿化和硬石膏化.双庙组分为上下两个岩性段:下段均为火山碎屑岩及沉火山碎屑岩，呈喷发不整合覆盖在砖桥组层位之上;上段以熔岩为主，夹少量火山碎屑岩.杨湾组主要岩性为砂砾岩，与下伏双庙组火山岩地层呈沉积不整合接触[10].
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图 2 泥河铁矿区地质简图 Fig. 2 Simplified geological map of Nihe Ore Deposit |
根据钻孔资料，矿区褶皱不发育，总体构成一个向北西倾斜的单斜构造.断裂､裂隙发育，产状较陡，倾角一般在40~70°之间，区域性罗河—缺口断裂从矿区西部穿过.矿床由2部分组成，南西部分主体为磁铁矿体，总体呈厚层状､透镜状产出，由多层矿体上下迭置而成，走向呈北东向展布，倾向北西，倾角15~30°;北东部分主体为黄铁矿，由多层矿体组成，向南东倾斜.矿体总长度约900m，宽度达400m，矿体埋藏深度在655~1065m 之间.矿体赋存于闪长玢岩的顶部，闪长玢岩侵入于砖桥组火山岩内，形成向上突起的穹隆，矿体在穹窿处相对厚大，品位也较高.矿体主要矿物为磁铁矿､黄铁矿[19].
3 三维反演建模 3.1 建模工作流程建立三维模型需要集成大量地质､钻孔､岩性和其它地球物理资料，合理的建模流程可以取得事半功倍的效果，并可以供他人借鉴，或应用到其它地区的建模中.已有很多学者提出过地质信息约束下的3D 建模流程[6, 20]，虽然不同学者提出的建模流程细节上各有差别，但基本上都包括三个部分，即初始模型的构建､2D/3D 重磁反演模拟和3D 显示与地质解释.其中，2D/3D 重磁模拟在建模过程中起着至关重要的作用，它是对初始模型的进一步优化，并最终提供模型的物性和几何参数的空间分布.原理上，联合使用重､磁数据进行反演可以明显减少反演的多解性，Williams(2008)通过实际例子验证了联合使用地表､地下地质和地球物理约束可以获得可靠的反演结果.
目前，2D/3D 重磁反演模拟主要有离散体(Discrete)､表面体(Surface)和网格(Voxels)反演模拟法，每一种方法有其自身的优势和劣势[21-27].方法的选择取决于建模的目标和现有地质约束的类型.网格反演(或称广义物性反演)方法很容易获得模型的物性分布，而且模型产生的理论异常与实测异常的细节吻合也较好，但是很难加入地质构造方面的先验约束，模拟结果仅能反映地质体的宏观分布，细节上与实际差距较大;表面体模拟方法可以很好模拟地质体的构造信息，但位场拟合误差较大;离散体模拟方法可以给出上述两种方法的“折衷"结果，既可以很好反映地质信息，又可使观测场与理论场的拟合误差较小.该方法的最大优势是可以方便地加入先验地质､构造等信息，如地层倾向､断层和矿化体等[23]，还可以最大限度发挥地质学家的经验和对区域地质的理解.
本文使用离散体模拟方法，总体思路是用2.5D的剖面地质体拼合构建3D 模型.本方法可最大限度地利用物性数据和钻孔地质信息，使用的建模流程如图 2，主要包括建模区域定义､先验地质信息处理､2D 地质模型构建､2.5D/3D 反演模拟､可视化与解释等步骤[6, 28-29].
3.1.1 建模区域定义根据研究目标，首先要确定建模区域的范围(水平范围和深度)，然后确定2D 剖面的间距，一般情况2D 剖面间距与矿区勘探剖面间距相同.
3.1.2 先验地质信息处理主要包括对地表岩性单元或地质单元进行简化，钻孔数据､年代学数据收集，岩石物性测量，岩性与物性对应关系分析，重磁数据预处理(如编辑､网格化､滤波和局部场分离等)和地震剖面解释等.对构造地质､岩性变化复杂的地区对岩性单元进行适当简化尤其重要，可以降低反演模拟的难度.钻孔信息提供深部主要地层单元的边界深度，一般在重磁反演中作为重要的约束，保持不变.区域场和局部异常分离在这个环节中非常重要，分离出的局部异常将作为考量模型是否合理的依据.
3.1.3 2D 地质模型构建根据步骤(1)确定的剖面间距，通过对已有地质､钻孔资料分析的基础上，依次推断､绘制建模区域的所有2D 地质剖面.每条2D 剖面由若干紧密关联的模型体(地质体)构成，大致反映对剖面穿过区域的地层､构造､岩体和矿体空间分布的认识.对矿区熟悉的地质学家的认识和对区域地质的理解在创建2D 地质剖面时十分重要，随后的反演模拟实际上是对初始模型的修正和完善.
3.1.4 2.5D/3D 反演模拟本步骤主要包括2.5D和3D重磁反演模拟.2.5D重磁模拟的初始模型来自步骤(3)的2D 地质模型，假设每个模型体沿走向足够长(长度由沿走向的坐标y1 和y2 定义)，截面为任意形态的多面体，且满足2.5D 重磁异常计算的近似条件.然后，对每一个模型体赋予初始密度和磁化率强度，使用人机交互“试错法(trial-and-error)"对2D 剖面上的模型进行修改，直到获得合理的地质模型和满意的数据拟合为止[21].模型体的物性和空间形态的修改范围由物性数据和地质合理性决定.按照上述方法完成建模区所有2D 剖面的重磁模拟，然后，将每条2D剖面的模型走向长度y1 和y2 缩短为剖面间距，按照剖面的空间顺序依次将2.5D 模型拼合成3D 模型.最后，计算3D 模型的理论异常，并与实际异常对比，拟合误差较大的地方，返回到2D 剖面进行修改.此时，虽然是在2D 剖面上进行模型修改，但计算的异常是所有3D 模型的异常.对所有拟合误差较大的地方进行模型修改，直到获得满意的结果为止.在整个模拟过程中，物性与岩性的对应关系保持不变.(图 3)
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图 3 三维地质建模工作流程 Fig. 3 The work flow for constructing the 3D geological model |
最后一步是将3D 模型输出到3D 可视化平台(如，Encom PATM )开展空间分析.如果是区域3D建模，可以提取深部成矿信息，结合成矿模型开展深部成矿预测.如果是矿区3D 建模，可以全面分析控矿地层､矿体和岩体的空间关系，建立成矿模式;还可以进行储量计算､矿山设计和预测深部或边部矿体等.
3.2 位场数据处理和物性研究 3.2.1 位场数据处理重力数据使用1∶5万高精度数据，对数据进行20m×20m 的网格化和圆滑处理.磁法数据为1∶1万地面实测数据，并对数据进行了25 m×25 m 的网格化和化极及圆滑处理.反演使用的实测数据应该是反映建模空间区域内地质体的局部异常，位场分离十分重要.位场分离的方法有很多[30-34]，如上下延拓､非线性滤波､匹配滤波､趋势分析[23, 30]和3D反演分离法[30]，但还没有哪一种方法适应所有地区和位场特点.在实际应用中，一般要考虑异常的频谱特征和空间分布特征，选择多种方法进行试验，如果两种或两种以上方法获得相近的结果，则认为分离较为合理.本研究中重力异常具有很强的区域异常，建模区域总体位于区域梯度带上，经反复试验，使用二阶趋势法分离区域与局部异常.由于火山岩盆地的基底为无磁性的海相沉积，磁异常主要为矿体和火山岩地层引起，区域异常不明显，因此不需要进行位场分离，只对异常进行了高频去噪处理.根据钻孔岩性，泥河铁矿体深度在700 m 以上.为了重点拟合矿体异常，减少浅部火山岩体的干扰，在进行位场分离后，分别将重力异常延拓100 m､磁异常延拓150m 的结果作为实际异常进行模拟(如图 6a､b)，拟合误差也分别用相应高度的理论与实际异常的均方差来评估.
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图 6 位场模拟对比图 (a)、（b)为观测重磁异常；（c)、（d)为模型正演重磁异常；（e)和（f)分别为模型正演重磁异常和观测异常的差值. Fig. 6 Comparison between the observed and calculate field responses from the 3D forward modeling (a)、(b)are the observed gravity and magnetic anomaly； (c)、(d)are the calculated gravity and magnetic anomaly；(e)and(Dare the data differences between observed and calculated 3Dgravity and magnetic responses respectively |
对泥河矿区19个钻孔进行了系统采样，共计进行了882件岩矿样品的密度和磁化率测量工作.密度测量由本研究完成，磁性测量由中国地质大学古地磁实验室完成.定性分析矿区钻孔物性可以看出矿区地层与矿体之间密度差异明显，密度差异在2.50g/cm3到2.70g/cm3 之间(图 4a，b)，地层密度变化较小.火山岩地层磁化率变化明显，双庙组上段地层磁化率相对较高，均值在0.0284(SI)左右(图 4a，b)，双庙组上段以熔岩为主，磁性主要由安山岩引起.深度超过600m 后，密度明显增大，异常值集中在700~1100m 之间，最大值可达4.92g/cm3，平均密度为3.08g/cm3.磁化率也显著增加，矿体重､磁物性呈正相关，同高现象明显(图 4c).矿体附近的围岩密度､磁化率也相对较大，存在一定程度的蚀变和矿化.
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图 4 钻孔取样密度、磁化率随深度变化图 (a)钻孔ZK0901物性-深度变化图；（b)钻孔ZK1004物性-深度变化图；（c)全部样本物性-深度变化图. Fig. 4 The density and magnetic susceptibility variation with depth (a,b)Physical properties of boreholes (ZK0901 and ZK1004) variation with depth； (c) Physicai properties of aii samples variation with depth. |
为了定量研究岩矿石的物性，我们对物性测量值按照岩性进行了统计分析，求取每一种岩性的物性均值和变化范围，以便反演模拟中使用.采用求取置信区间的方法来确定地层及岩矿体模型的物性参数变化范围，根据样本数量分为两种情况进行计算:
(1) 样本较多时，在可信度上的置信区间为
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(1) |
(2) 样本较少时，则计算置信度为密度变化范围公式为
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(2) |
其中为${\bar{x}}$样品均值;σ 为样本标准误差;n为样本数;Zα/2 为标准正态分布的侧分位点;t(n-1)，α/2 是t分布中自由度为且单侧值为的t值.
利用公式(1)､(2)求取置信度为98%时的样本置信区间，作为反演时模型体密度､磁化率的变化范围，结果如表 1所示.
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表 1 泥河矿区岩矿石物性表 Table 1 Rock and Ore physical properties of the study area |
首先定义建模区域，并将其划分为一系列的地质剖面.根据研究目标，确定建模区域地表面积5.6km2(2.8km×2.0km)，深度范围地下0m~1200m.将研究区划分为28条平行的地质剖面，剖面间距100m，方向北偏西40°(图 2).然后根据地表地质图和钻孔信息建立二维地质剖面.由于研究区地表大部分被第四系覆盖，地表地质图所提供的地质信息有限，二维剖面的建立主要依据由安徽地调院提供的钻孔资料.在研究区布置的28 条剖面中，有8 条剖面拥有钻孔资料，钻孔深度均大于1000 m，为确定地质体倾向､地层界面和岩(矿)体几何形态，提供了重要依据.根据钻孔信息，将此8 条剖面作为基准剖面，建立较为精细的2D 初始模型.其它地质信息相对较少的剖面则以此为基础，结合地质专家对于该区域的地质认知加以推断获得.
2.5D/3D重磁模拟使用软件Encom ModelVision ProTM(MV)，该软件使用离散体建模方法，利用不同的模型体表示不同的地质单元，每个模型体都有其固定的密度和磁化率值，对于不同区域物性差异较大的地质单元，则可将其划分为多个相连的模型体，并分别赋予相应物性值.本研究的位场模拟分为两个步骤:
(1) 对所建立的28 条剖面分别进行单剖面的2.5D重磁模拟.参照所建立的剖面分别为每条剖面建立2.5D 初始地质模型，并根据表 1 对地层和矿体赋予相应密度值(即将初始模型转化为密度模型)，反复调节剖面模型的几何形态和密度值(在表 1所限定的范围内调整密度)，直到模型正演重力曲线与实测重力曲线形态吻合.再将密度模型赋予相应磁化率，同时参考重力和磁法曲线进行模型修改，直到拟合均方误差均达到要求(图 5).在修改过程中，由钻孔和地质资料确定的地质体深度范围作为约束条件，不得改变.为降低边界影响，沿垂直走向方向将2.5D 模型向两侧各延伸2km，扩大建模范围.
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图 5 部分2.5D剖面（图 2中LinelO、Line12、Line16和Line20)重磁位场拟合图 Fig. 5 Selected profiles (10,12，16 and 20 in Fig. 2) showing the 2.5D joint gravity and magnetic modeling |
(2) 3D 重磁模拟.按照上述方法完成各条剖面的模型建立及修改工作，然后将所有模型走向长度调整为测线距离100 m，最后将所有模型整理合并(如图 7a)，作为3D 建模的初始模型，并进行三维环境下的正演模拟.对误差明显的剖面做进一步精细调节，此时对任何一个模型体的修改都将影响到全区任意一点的模型正演理论值.反复调节，完成3D重磁模拟.最终三维模型正演计算异常和实测重磁异常普遍拟合较好.重力拟合均方误差为0.044mGal远小于观测误差(图 6e)，磁法拟合误差18.49nT，略大于观测误差，从图 6f中可以看出部分区域磁测异常拟合程度相对较差，主要原因是研究区为火山岩地层，侵入岩以辉石闪长玢岩和脉岩为主，受矿化和蚀变作用改造，很多岩体都具有一定的磁性，且分布较为复杂，而建模使用的是物性均匀分布的平滑模型体，这对该区域的磁法解释造成了一定的困难.
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图 7 (a)整体模型(抽稀后);(b)矿体模型以及重力(中)和磁法(上)异常图;(c)､(d)矿体与地层俯视､平视图粉红色表示为主要成分为磁铁矿的矿体,浅黄色部分为主要成分为黄铁矿的矿体,淡蓝色为石膏矿. Fig. 7 (a)The final 3D geological model (sparseslices) ;(b) The final 3D geologic model consisting of sparse slices with magnetic (top) and gravity (middle) anomalies.(c)､(d) The bird view of 3D geologic model,showing major ore and strata. The light yellow is iron pyrite,The pink is magnetite iron ore. |
模型建立完成后，将建模结果使用三维可视化软件显示，可以全方位展示建模细节，有针对性的从不同角度观测模型，了解所关注地质体的形态､空间位置以及其与周围地层或者岩体之间的关系.
按照以上工作流程得到了既符合地质认知又可以拟合实测地球物理数据的3D 模型体.尽管存在一定的局限性，但是该结果已经充分展示了该方法可行性.它在解决地质问题方面的有效性和能力是其它方法无法达到的.
4 模型解释与地质意义 4.1 地质模型刻画的矿体三维形态和展布特征泥河矿区内主要矿体为磁铁矿､黄铁矿以及石膏矿.从模型可以看出矿体整体呈北东向展布，总体变化较为平缓，延伸至东北部时矿体稍有抬升.磁铁矿以及黄铁矿的含量较高，石膏矿含量较少，其中磁铁矿主要位于研究区的西南部，黄铁矿主要集中在矿区的东北部，中部少量的石膏矿，黄铁矿和石膏矿埋深相对于磁铁矿较浅.西南部除了在相对较浅处含有少量似层状黄铁矿外，主要为规模较大的透镜状矿体，其主要成分为磁铁矿，其中有小块的黄铁矿矿体包含于磁铁矿中.透镜状矿体赋存深度大致在地下600~1100 m 范围内，中部主要为石膏矿，也含有似层状或透镜状黄铁矿，或者磁铁矿及黄铁矿共生矿体.研究区东北部矿体以垂直方向上的两层黄铁矿为主，上层矿体体积较小，呈层状分布，矿体西南部宽度较小，东北部较大，平均宽度约为245m，埋深约为600m，平均厚度40m.下层矿体体积较大，呈透镜状，埋深在800~1050m，最大宽度约为680m.
4.2 三维模型揭示的控矿特征研究区内地层由上至下主要为第四系盖层(Q)､白垩统杨湾组(K1y)､白垩统双庙组(K1sh)和统砖桥组(K1zh).较浅层的黄铁矿和石膏矿多位于砖桥组上段地层中，体积较小，多呈层状似层状分布，特征较为复杂.主要矿体集中在砖桥组下段侵入岩中，侵入岩主要为辉石闪长玢岩和脉岩，辉石闪长玢岩体侵位于砖桥组下段火山岩地层中.侵入体顶面形成隆起，矿区南西部呈钟状隆起，在矿区北东部呈宽缓隆起[13].从3D 模型可以看出矿体走向与隆起的长轴方向近似一致，磁铁矿体主要分布在西南部钟状隆起的顶部和上部，且其形态变化特征也与其围岩(闪长玢岩)的隆起及变化特征相一致，硫铁矿体主要分布于东北部的宽缓隆起部分，在深度上位于侵入岩体与地层边界附近.
4.3 分析得出新认识通过以上的分析发现:
(1) 泥河铁矿铁矿体主要赋存于闪长玢岩顶部和砖桥组下段的火山岩中，只有小部分黄铁矿赋予于砖桥组上段，多为层状分布，没有显著的成矿构造特征.因此，砖桥组下段是寻找矿体的地层标志.
(2) 泥河矿体的主要成矿母岩及赋矿围岩是闪长玢岩，其侵位于地层中，在侵入岩顶面形成穹状隆起，而矿体走向与隆起的长轴方向是一致，说明矿体与辉石闪长玢岩类次火山岩关系密切.结合成矿规律可知，矿体受接触带的这种穹状隆起构造控制，因此闪长玢岩穹状构造是矿区最重要的控矿构造，也是找矿的重要构造标志.
(3) 对比模型正演理论异常和实测异常，可知重力和磁法的拟合程度均良好(图 6)，尤其重力异常拟合误差仅为0.044 mGal.根据模型实验，假设在研究区内存在一个中心深度1500m，走向长500m，宽度500m，深度范围300m 的板状体，其密度和磁化率与区内磁铁矿体近似，对模型体正演，其理论重力异常高值可达0.20mGal，理论磁异常高值为29nT，均远大于建模拟合误差.因此推断研究区边部不存在新的矿体，深部2000 m 范围内存在新矿体的可能性极低.
5 结论与讨论本研究采用重磁三维反演建模技术，在地质､钻孔数据的约束下建立了安徽泥河铁矿区的3D 精细地质结构模型.通过对模型的分析，可以得到以下结论和认识:
(1) 通过对建模结果的分析，深化了对该研究区0~1200m 深度范围内的3D 地质结构的认识，进一步了解了泥河地区矿体的形态及其与地层和围岩之间的空间关系，并以此为依据给出了泥河地区找矿的地层标志和构造标志，这对认识“玢岩型"铁矿的成矿模式和在长江中下游地区寻找“玢岩型铁矿"的工作具有重要参考和指导意义.
(2) 模型重磁模拟结果与实测重磁异常基本拟合，说明了该研究区内已经没有盲矿体存在，为进一步的找矿工作提供指导借鉴.这对该矿区或者类似矿区的深､边部找矿工作意义重大，具有广阔的应用前景.
(3) 泥河矿区3D 地质模型的给出，说明了文中应用的反演方法和提出的流程可以在精细剖析重磁异常的同时，充分利用已知地质信息，得到可靠性较高的3D 地质模型，这为其它地区开展类似工作提供参考借鉴.
(4) 该建模方法利用局部重磁异常数据作为衡量模型可靠性的重要指标，因此，位场分离结果对于模型的建立具有一定影响，但目前还没有有效的位场分离手段，需要进一步加强研究.
(5) 在反演过程中需要人为引导反演，因此研究人员对于地质信息的认识和推断能力具有不可忽视的作用，对于模型的合理性以及反演时间都有一定的影响.
致谢安徽地调院提供了泥河矿区重磁实测数据､勘探线剖面和钻孔资料，为模型建立奠定了基础.磁性测量由中国地质大学(北京)古地磁实验室完成，研究期间得深部探测中心的大力支持和帮助，两位匿名审稿人提出了富有建设性的意见，在此表示衷心的感谢.
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