2017, Vol. 32
2. 北京勘察技术工程有限公司, 北京 100192
, ZHAO Yuan-dong1 , WANG Zheng-mao2 , GAO Fei1 , ZHANG Fan1 , HUAN Heng-fei1 , GAO Tie1
2. Beijing Explo-Tech Engineering Co., Ltd, Beijing 100192, China
黑龙江白石砬子地区位于多宝山—大新屯铜金金属整装勘查区的东北部.区内发育前寒武纪变质基底和上古生界变质地层，主体出露大面积的中生代花岗质侵入岩和中酸性火山岩，区内岩石单元严格受北东向和北西向两组构造控制，局部发育受韧性剪切作用.区内矿产资源丰富，先后发现桦皮窑铅锌矿、洪业家岩金矿、洪业家砂金矿，三道湾子碲金矿(Liu et al., 2013)等.沈阳地质矿产研究所在该区进一步发现了大明山蚀变型金矿.证明该区具有很大的找矿潜力.但本区是森林浅层覆盖区，基岩出露少，沼泽地分布广，而且工作区内矿床(点)具有矿种多、类型复杂，勘探工作不足的特征.在两个已发现的矿点上，仅完成1:1万地质填图和1:5万水系沉积物和土壤化探测量，少量的槽探工程和几个浅钻.物探工作仅进行了高密度电法，瞬变电磁和2条CSAMT剖面测量.这些物探工作仅仅反映了地表浅层的信息，对矿床深部信息缺乏了解.
音频大地电磁(AMT)法是基于电磁感应原理，在地表测量音频范围内(0.1 Hz~50 kHz)相互正交的电场与磁场分量，估计视电阻率和阻抗相位，研究地下电阻率结构的一种天然源的地球物理方法.它是一种电阻率成像技术，主要利用电阻率差异来区分围岩和目标地质体.该方法缺点是在1~5 kHz频带范围内(死带)信号很弱，视电阻率和相位曲线散乱.自从20世纪70年代中叶发展的可控源音频大地电磁法(CSAMT)(Goldstein and Strangway, 1975)就是克服天然源AMT方法死带内信号弱的缺点而快速发展.然而, CSAMT方法受到物流运输困难，缺乏张量信息，较少处理分析方法，叠加影响，探测深度浅等缺点所困扰.近年来, 与CSAMT方法比较, AMT方法越来越被作为深部金属勘探的主要工具.
AMT方法从20世纪70年代起(Strangway et al., 1973; Lakanen, 1986; Livelybrooks et al., 1996; Chouteau et al., 1997; Zeng et al., 2004；Tuncer et al., 2006)就一直应用在矿产勘查中.AMT和CSAMT组合方法在寻找隐伏金属矿起到重要作用(Okaya et al., 1995; Takakura et al., 1995; 姚文等，2015).在AMT方法在内蒙古赤峰柴胡栏子隐伏金矿勘查中起重要作用(Liu et al., 2006).特别近年来，AMT法在矿产勘查(Chen et al., 2010; 林方丽等，2016)中起到关键作用.
大明山矿点已做过高密度、瞬变电磁和CSAMT剖面工作.由于工作区属于森林沼泽浅覆盖区，由于几种物探方法局限性：分辨率低，深度探测有限.因此, 布置张量AMT工作探测地下矿体的延伸和识别控矿构造，查明其深部空间分布特征，为部署钻探工作提供依据.依据矿点化探异常特征和局部构造走向，2015年，在大明山矿点部署三条AMT剖面.通过AMT数据曲线分析，使用先进的维性和地电走向分析方法，对三种数据模式进行二维非线性共轭梯度反演，对反演的电阻率模型进行分析和地质推断.AMT方法对金矿的电阻率结构进行分析，并对控矿的剪切构造深部延伸情况进行描述.
1 地质与矿产背景白石砬子地区地理上属于黑龙江省黑河市所辖区(图 1)，位于多宝山—大新屯整装勘查区的东北部，工作区面积约1200 km2.研究区内构造发育，由北东到北东东向压性-扭压性断层，北西向张性断层组成.工作区出露元古界、上古生界、中生界与新生界地层.元古界地层包括兴华渡口群(Pt1-2xh)和落马湖群.落马湖群分为嘎啦山组(Pt3g)和北宽河组(Pt3b).上古生界有泥盆系中统根里河组(D2g)和二叠纪花朵山组(P2h).中生界有白垩系龙江组(K1l)和光华组(K1g).新生界的第三系河流沉积物孙吴组(E3-N2S)和第四系的冲积物为主的亚砂土、粘土、砂砾层等.工作区内侵入岩出露面积很大，分布较广，主要有石炭世、侏罗世、白垩世侵入岩.
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图 1 黑龙江省白石砬子地区AMT布置简易地理图 黑龙江界河作为中俄分界线.AMT法工作在白框表示的大明山矿点进行的. Figure 1 The geographic map of Baishilazi region in Heilongjiang province with audio-magnetotelluric layout The Heilongjiang river is the border between China and Russia.The white rectangle denotes the Damingshan mineralization. |
大明山金矿位于北东向明镜山-小新屯断裂带的中部393高地.矿区地层(图 2)为中下元古界兴华渡口群上兴华群(Pt1-2s)，呈椭圆状北北东向漂浮在中晚侏罗世大明山花岗闪长岩体中，组成岩石包括二云片岩、二云斜长变粒岩、石榴石二云片岩、大理岩、透辉石二长片麻岩等.受后期韧性剪切作用，发生糜棱岩化，形成碎裂岩、花岗质糜棱岩、闪长质糜棱岩、超糜棱岩.
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图 2 大明山金矿点综合地质图 地质图例说明：1—第四系；2—早白垩世石英闪长玢岩；3—中侏罗世侵入体中花岗闪长岩；4—晚侏罗世英云闪长岩；5—晚石炭世糜棱岩化花岗岩；6—早中元古界兴华渡口群上兴华组；7—伟晶岩；8—花岗闪长斑岩；9—1:5万水系金异常；10—1:5万水系钼异常；11—1:1万土壤金异常；12—1:1万土壤钼异常；13—AMT剖面；14—钻孔位置. Figure 2 Comprehensive geological map of the Damingshan gold depositt Geolgoicallegends: 1—the Quaternary; 2—early-Cretaceous quartz diorite prophyrite; 3—middle-Jurassicgranitic diorite; 4—late-Jurassic quartz diorite; 5—late-Carboniferous mylonitized granite; 6—early and middle Proterozoic Xinghua Formation; 7—pegmatite dyke; 8—granitic dioritic porphyry; 9—gold anomalies in 1:50K stream measruments; 10—molybdenum anomalies in 1:50K stream measruments; 11—glod anomalies in 1:10K soil measurements; 12—molybdenum anomalies in 1:10K soil measruements; 13—AMT profile; 14—drillhole location. |
矿区侵入岩有两期，第一期为晚石炭世花岗岩，分布于矿区的中西部，受韧性剪切构造改造，形成糜棱岩化花岗岩、花岗质糜棱岩等.第二期为晚侏罗世花岗岩，未受韧性剪切构造影响，呈块状构造，分布于矿区外围，组成岩石主要为中粗粒花岗闪长岩.
地表工程和深部钻探揭露该矿有两条矿体组成，位于蚀变糜棱岩内，空间上与花岗细晶岩密切相关.蚀变类型为硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化、粘土化、绿帘石化以及钾化等.矿化有褐铁矿化、黄铁矿化、黄铜矿化等.矿石类型为蚀变岩型.矿石构造为细脉网脉状构造.
2 钻孔岩芯及电性特征电磁法勘探(如AMT)通常探测地下岩石电阻率的变化.电阻率一般与地质体相关的.在上地壳，地质体的电阻率主要与它们的流体含量、孔隙度、有效孔隙度和导电矿物含量有关(Nover et al., 2005).尽管地下岩性与电阻率没有一一对应关系，但是它们通常具有相关性.孔隙流体和裂隙度具有降低电阻率作用.电阻率由于导电的粘土矿物、石墨、金属矿化的存在而大大降低.细粒沉积物例如冲积物、页岩、泥岩通常是低阻体(几个到几百Ω·m).变质岩、未蚀变和没有裂缝的火山岩通常是中高阻的(几百到几千Ω·m).碳酸盐通常也是高阻的，但是依赖于流体含量，孔隙度和杂质等.当破裂岩石中存在流体运移和矿物蚀变，断裂带可能是低阻(几十Ω·m)(Eberhart-Phillips et al., 1995).
大明山矿点已有钻孔DL16(深度615 m)和DL17(孔深195 m)，如图 2所示.钻孔DL17在160 m深见矿，视厚度4 m，平均品位2克/吨.DL16钻孔在500 m深见矿，视厚度1 m，平均品位0.7克/吨.DL16钻孔482 m到533 m深度间隔内岩芯在表 1中描述.此段岩芯基本是糜棱岩带被花岗细晶岩、伟晶岩和闪长玢岩侵入穿插.金矿体位于韧性剪切蚀变糜棱岩内，受到花岗细晶岩、花岗伟晶岩等脉岩的穿切.
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表 1 钻孔DL16在深度间隔482 m到534 m内岩芯描述. Table 1 Geological log of hole DL16 in the depth interval 482~534 m. |
为了解研究区岩石的电阻率特征，DL16钻孔中采集119块不同深度的岩芯.标本测定采用标本架法，使用微激电仪和DJS-8接收机在实验室内测量岩芯的电阻率.在进行物性测量前，对已切割好的样品用清水浸泡使其达到饱和，测量时先对样品的尺寸大小进行测量，记录下样品的长度和横截面积.设定好仪器的相关参数后，保持样品与纱布之间接触良好，即可供电测量，测量过程中接收机自动记录采集到的一次场值U(mV)和极化率值，微机电仪则提供电流值I(mA).计算得到岩石样品的电阻率如表 2所示.
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表 2 钻孔岩芯电阻率统计表. Table 2 The statistical table of hole rock resistivity |
统计的岩芯样品都是侵入岩(花岗类)和变质岩(大理岩和糜棱岩)和蚀变岩.这些不同岩性的电阻率都在几百到几千Ω·m.然而，蚀变糜棱岩平均电阻率比花岗细晶岩、伟晶岩和闪长玢岩低几百欧姆.在大明山圈定蚀变型金矿的目标是寻找韧性剪切带内相对低阻的蚀变糜棱岩带.
3 AMT数据采集如图 2所示，在大明山金矿点布设3条N80°W向AMT剖面(LL′, MM′与NN′).剖面长度依次约为3.2 km, 3.6 km和3.4 km.LL′与MM′剖面间隔200 m，而MM′与NN′间隔400 m.AMT剖面点距80 m，在矿化点点距40 m.LL′与MM′剖面穿过出露地表的石炭纪侵入岩和兴华群变质岩，而布设NN′剖面是为了探测剪切带向南的延伸状态.数据采集使用加拿大凤凰公司的2台V8接收机，2台MTU-5A接收机和8根AMTC-30磁棒.
数据记录频带为1 Hz~10 kHz，采集时间约45 min.每个测点采集2个正交磁场分量(Hx和Hy)和2个正交电场分量(Ex和Ey).电场测量采用不极化电极罐测量，电极距长度约为60 m.Ex电场方向与磁北方向一致，Ey方向与磁东方向一致.
4 AMT数据处理和反演野外采集的时间序列数据通过加拿大凤凰公司自带的SSMT2000软件转换成频率域数据，然后计算出互功率谱值.在MTeditor软件里，通过鲁棒方法计算阻抗张量，然后以手工方式进行视电阻率和阻抗相位编辑.
4.1 曲线分析AMT视电阻率曲线反映的是地层从浅至深垂向上的电阻率变化，是进行地层电性定性划分的基础资料.分析单点曲线对认识地层、构造具有帮助作用，并且在地质解释中具有支持作用.从图 3 AMT剖面曲线看出，1~5 kHz频率死带范围(Garcia and Jones, 2002)，视电阻率曲线比较散乱，没有趋势，但是相位曲线基本没有受到影响.在1 Hz~1 kHz之间，视电阻率和相位曲线表现很连续.这些视电阻率曲线表现为K型，即电阻率从地表浅层缓慢增加，然后在10 Hz左右深度达到转折点，视电阻率开始逐渐下降，但是下降速度比上升速度快.
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图 3 AMT测量视电阻率和相位曲线图 每幅图的右上角三位数字中首位表示剖面名称，后两位代表点号. Figure 3 Apparent resistivity and impedance phase curves for AMT measurements In three letters in right corner of each panel, the leading letter denotes the profile, while the left two letters denote the station number. |
AMT数据曲线依赖地下空间的导电性质.通过分析阻抗张量曲线形态，可以定性地判断地下空间维数.在已知地下空间维数情况下，采取对应维数的MT反演算子，才能得到合理的地下模型.如果地下空间电性分布是二维的，那么一维反演就不能得到正确的电性模型.因此判断地下空间的电性分布特征是非常重要的.由于阻抗张量畸变效应，因此基于区域地下空间二维假设，阻抗张量分解方法如Bahr方法(Bahr, 1988)和GB方法(Groom and Bailey, 1989)解决了阻抗畸变问题.然而，地下空间有时并不是二维的，所以Caldwell等(2004)提出了基于三维空间假设的CBB相位张量分解法(Bibby et al., 2005).相位张量定义是φ=X-1Y，X和Y是阻抗张量的实部与虚部.做为二阶张量，相位张量可以用椭圆来表示.椭圆由三个坐标旋转不变量：主分量φmax，φmin和偏离角β确定的.φmax和φmin代表磁场和电场相位差的最大值和最小值.β(skew angle)代表相位响应的非对称性，是评价地下电性结构维数的重要参数.使用MTpy工具箱(Krieger and Peacock, 2014)做成图 4所显示的MM′剖面阻抗张量椭圆拟断面图.每个椭圆都用φmax做归一化处理，填充椭圆的颜色来表示偏离角大小.AMT数据的死带1~5 kHz的椭圆显得很凌乱，没有规则排列方向，而且偏离角很多大于10°，所以1~10 kHz数据不予考虑.从1 kHz到10 Hz, 绝大部分偏离角在6°以下，认为地下空间是二维的，因为由野外观测数据计算的偏离角包含仪器误差，采集误差，计算误差等.尽管Caldwell等提出偏离角绝对值小于3°作为二维判定的必要条件，我们这里把小于6°作为二维断定的必要条件.然而，测点72、78和90号偏离角达到15°，具有三维特征.在1 Hz~10 Hz范围, 偏离度绝对值基本上随着频率升高而减小.除偏离角之外，应该考虑阻抗张量椭圆排列方式，也就是看椭圆主分量φmax方向是否一致.大部分椭圆排列方向一致，但是在100 Hz~1 kHz范围，24、72和86号点椭圆排列方式与周围测点具有明显差别.总体上看，在5 Hz到1 kHz范围，电性结构可以看做拟二维的，因为个别测点显示三维特征.在后面的二维反演中，使用数据的频率范围主要是5 Hz~1 kHz.
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图 4 MM′剖面相位张量椭圆拟断面图 椭圆填充的颜色代表偏离角, 所有椭圆都被φmax归一化，参与计算的频率从1 Hz到10 kHz. Figure 4 The pseudo-section of phase tensor ellipses on MM′profile The color filled into the ellipse denotes the skew angle.All ellipses were normalized by their φmax. The frequency range involved in the compute is from 1 Hz to 10 kHz. |
已确定地电维性后，我们使用CBB相位张量分解法和阻抗张量旋转不变量分析(Weaver et al., 2000; Martí et al., 2009) 估计地电走向.采用5°步长，统计得到的两种方法的玫瑰图在图 5中显示.强调一下，图中零度是野外采集坐标+X方向(本次工作是磁北).相位张量方法统计的走向为85°，而阻抗旋转不变量分析统计的走向为80°.它们之间相差5°，是一个角度步长.这两种统计方法基本一致的.由于大明山矿点的侵入岩和化探异常近南北向，所以三条AMT测线布置近东西向(N80°W).由于地电走向方位角估计有90°模糊性，所以需要参考独立信息来确定.我们参照地质与化探信息，确定MM′剖面统计地电走向为N20°W.美国NOAA的国家环境信息中心网站查询研究区磁偏角是-12.03°(2015年).NN′剖面的地电走向是N10°W，LL′剖面地电走向是N18°E.
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图 5 MM′剖面地电走向的统计玫瑰图 使用阻抗变换不变量(Strike(Z))分析确定的走向角是80°；使用CBB相位张量(PZ(Azimuth)确定的走向角是85°.极坐标系统零度是当地磁北方向. Figure 5 Rose diagrams of geoelectri strike on profile MM′ The geoelectric strike from invariant analysis of impedance tensor is 80°, whitle it is 85° for CBB phase tensor approach. The zero degree is magnetic north. |
AMT数据经过阻抗旋转、编辑、手动静校正后，为反演做准备.在二维MT反演之前，首先建立一个电阻率网格模型.初始模型一般是建立一个恒定电阻率的半空间网格，单元网格横向宽度和纵向宽度按照大于1的比例因子递增的.采用的反演方法是非线性共轭梯度法(NLCG).该方法是局部最优化方法，受到初始电阻率模型的影响.电阻率模型选择应尽量接近实际的地质模型.反演试验中，设置初始模型为25, 50, 100 Ω·m的半空间模型，经过反演结果比较分析，最后选择50 Ω·m的电阻率模型.该模型的网格数为46×131.参加反演的数据频率范围为5 Hz到1 kHz.视电阻率和阻抗相位的误差选择默认的数据中自带的误差.误差底板(Error Floor)也是反演中一个重要参数.TE模式的数值选择通常比TM模式的数值大一些(Berdichevsky, 1999), 因为TE模式更容易受到浅部三维物体影响.此外，实践经验显示通常单独反演中TE模式比TM模式具有更大的均方相对误差.TE视电阻率和阻抗相位的误差门槛设为6%和2%，而TM为9%和3%.
在NLCG反演中，正则化参数τ是平衡模型拟合程度与光滑程度的参数.值如果过大，模型拟合程度很低，也就是均方根误差(RMS)很大.反之，模型程度拟合很高，但是模型光滑程度很低(Rodi and Mackie, 2001; 赵维俊等，2014).L形状的正则化trad-off曲线(Hansen，1992)用来求取最佳的正则化参数.以LL′剖面为例，通过对一系列τ值反演计算，得到的均方根误差(RMS)如图 6所示.在τ值取10时，均方根误差曲线的梯度由急变缓，所以τ的最佳取值为10.
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图 6 LL′剖面TM和TE模式AMT联合反演正则化因子τ与均方根误差(RMS)的关系图 反演迭代次数为100次.由此L型曲线看出τ=10处于陡降带变缓处，最佳τ值为10. Figure 6 The relationship plot of mean square root(RMS) error and the regularization factor (τ) for two-dimensional AMT data inversion on TM and TE modes for profile LL′ The iteration number is 100. From the L-shape curve, when τ equals to 10, the curve changes from sharply to gradually. Therefore, the optimum of τ is 10. |
尽管AMT剖面地电模型是拟二维的，考虑到一些测点违反二维假设，而且矿点侵入岩复杂，所以采用TM、TE、TE+TM三种数据反演.
5 反演模型与地质推断LL′剖面上，侏罗世粗粒花岗闪长岩(J3Dγδ)层状地表出露在10~36号点、50~74号点之间.厚度从西北向东南渐渐变薄，最厚处在西北端推测在300 m左右.石炭世糜棱岩化花岗岩(C2γδ), 仅地表出露于测线中部36~40号点.早中元古界兴华渡口群上兴华组(Pt1-2S)，地表出露于测线中部的42~50号点和76~84号点.地表 32~52号点点距40 m，为矿化带.
LL′剖面AMT二维反演电阻率模型在图 7中显示.三种数据类型反演的三种电阻率模型显示：32号点的西部具有明显的差异，32号点的东部具有总体相似的特征.在总体上，TM+TE模式电阻率模型综合了单独TM和TE模式电阻率模型.在TE模式电阻率模型18号到22号点下标高0 m之上延伸到地表，有一个几十到上百欧姆米的低阻体，而在TM模式电阻率模型中没有出现，但是在TM+TE模式电阻率模型中在标高280 m延伸到地表出现很薄的低阻层.这种在TE模式存在低阻异常，而在TM模式里不存在的现象，可能归功于旁测线(off-profile)效应(Jones and Carcia, 2003).我们主要依赖于TM模式数据反演的电阻率模型，因为TM剖面更能反映横穿地电走向的构造(Berdichevsky, 1999).LL′剖面电阻率模型以层状变化为主，从上至下大致分为三层.表层300 m以内为电阻率为从几十至几千Ω·m的地层，电阻率从上至下呈逐渐增加的趋势.从10号点到36号点，50号点至74号点，表层以中侏罗世粗粒花岗闪长岩为主.36至50号点地表出露晚石炭世糜棱岩化花岗岩和中下元古界兴华渡口群上兴华组变质岩，整体表现为低阻.70号测点侏罗世侵入岩下方低阻体中包含的高阻体推测为花岗伟晶岩脉.从62号至84号点表层低阻推测为中下元古界兴华渡口群上兴华组变质岩系，覆于中侏罗世粗粒花岗闪长岩之上.深部电阻率从几千至几十万Ω·m，推测为花岗岩类.40至60号点向下有一个明显的断层或剪切带，推测为夹在高阻花岗岩体中的低阻剪切破碎带.该剪切带倾向为NW向，视倾角约为60°，与地质槽探和钻孔的发现基本一致.断层F1与F2之间推断为剪切破碎带，可能是控矿构造.
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图 7 大明山金矿点LL′剖面AMT二维反演电阻率断面图 (a)表示TM和TE模式数据联合反演，(b)表示TM模式数据反演，(c)表示TE数据模式反演，如各幅图右下角所示.色阶表示以10为底的电阻率对数值.F1:推断断层；J3:晚侏罗世侵入岩；Pt1-2：中下元古界兴华渡口群变质岩组；C2:晚石炭糜棱岩；ρ:花岗伟晶岩. Figure 7 AMT two-dimensional inversion resistivity cross-sections for LL′profile on joint TM and TE modes(a), TM mode (b) and TE mode(c).Color bar denotes the logarithm of resistivity.F1 and F2deonte faults; J3 denotes the intrusions in the late Jurassic; Pt1-2 denotes metamorphic rock assemblages in the early and middle Proterozoic. C2 denotes the mylonite in the late Carboniferous.ρdenogtes granitic pegmatite |
MM′剖面AMT二维反演电阻率断面图在图 8中显示.侏罗世粗粒花岗闪长岩(J3Dγδ)层状地表出露在10号至36号，50号到74号点之间.厚度从西北向东南渐渐变薄，最厚处在西北端推测在300 m左右.晚石炭世糜棱岩化花岗岩(C2γδ), 仅地表出露于测线中部36~40号点.早中元古界兴华渡口群上兴华组(Pt1-2S)，地表出露于测线中部的42~50号点和76~84号点.早白垩世石英闪长玢岩(K1SδOμ)地表出露于86号点以东，以中低阻为主漂浮于花岗岩和闪长岩之上.
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图 8 大明山金矿MM′剖面AMT二维反演电阻率断面图 (a)表示TM和TE模式联合反演，(b)表示TM模式反演，(c)表示TE模式反演, 如各幅图右下角表所示.色阶表示以10为底的电阻率对数值.F1:断层；J3:晚侏罗世侵入岩；Pt1-2：中下元古界兴华渡口群变质岩组；C2:晚石炭糜棱岩；K1S:早白垩世石英闪长玢岩. Figure 8 AMT two-dimensional inversion resistivity cross-sections for MM′profile with joint TM and TE modes(a), TM mode (b) and TE mode(c).Color bar denotes the logarithm of resistivity.F1 and F2deonte faults; J3 denotes the intrusions in the late Jurassic; Pt1-2 denotes metamorphic rock assemblages in the early and middle Proterozoic. C2 denotes the mylonite in the late Carboniferous; K1S denotes quartz diorite porphyrite. |
MM′剖面电阻率模型与LL′剖面相似，层状变化较明显，从上至下大致分为三层.表层300 m以内为电阻率为从几十至上千Ω·m的地层，电阻率从上至下呈逐渐增大.从10号点至36号点，表层以中侏罗世粗粒花岗闪长岩为主.36至50号地表出露晚石炭世糜棱岩化花岗岩和中下元古界兴华渡口群上兴华组变质岩，整体表现为中阻.从50号到74号是侏罗世中酸性侵入岩.从74至86号点表层低阻推测为中下元古界兴华渡口群上兴华组变质岩系.86号点以东为以低阻为主的早白垩世石英闪长玢岩.深部电阻率从几千至几十万Ω·m，推测为花岗岩体.36至74号点下面各有一个明显的断层，推测为夹在高阻花岗岩体中的低阻剪切破碎带，该破碎带横向上变宽.与LL′剖面比较有向西南延伸趋势.破碎带上方有几十米厚高阻体推测也是中酸性侵入岩.
NN′剖面AMT二维反演电阻率模型在图 9中显示.该剖面电阻率特征与MM′和LL′剖面非常相似.表层300 m以内为电阻率为从几十至上千Ω·m的地层，电阻率从上至下呈逐渐增大，测线最东部电阻率变化较为复杂.从10号点至76号点，地表出露晚侏罗世花岗闪长岩为主，电阻率大都在1 kΩ·m以内.从76至80号点，地表出露兴华渡口群变质岩组.表层200 m为电阻率从1000至几千Ω·m的兴华渡口群上兴华组的二云片岩、二云斜长变粒岩、石榴石二云片岩、大理岩、透辉石二云片麻岩.从80号至88号点地表出露第四系和早白垩世石英闪长玢岩.表层依次为高阻第四系和低阻为主的早白垩世石英闪长玢岩.剖面标高300 m以下大面积高阻体推测为花岗岩体.34号与74号点下方各有一个明显电阻率突变带，推断为F1和F2断层.F1和F2之间低阻带明显低于LL′和MM′剖面电阻率，推测剪切破碎带从北向南延伸到NN剖面为止.与MM′和LL′剖面不同，在34~52号点之间，NN′剖面地表没有出露石炭世侵入岩和兴华渡口群上兴华组变质岩.
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图 9 大明山金矿NN′剖面AMT二维反演电阻率断面图 (a)表示TM和TE模式联合反演，(b)表示TM模式反演，(c)表示TE模式反演.色阶表示以10为底的电阻率对数值.F1:推断断层；J3:晚侏罗世侵入岩；Pt1-2：中下元古界兴华渡口群变质岩组；K1S:早白垩世石英闪长玢岩. Figure 9 AMT two-dimensional inversion resistivity cross-sections for NN′profile with joint TM and TE modes(a), TM mode (b) and TE mode(c).Color bar denotes the logarithm of resistivity.F1 and F2deonte faults; J3 denotes the intrusions in the late Jurassic; Pt1-2 denotes metamorphic rock assemblages in the early and middle Proterozoic; K1S denotes quartz diorite porphyrite |
AMT数据维数和地电走向分析主要使用基于相位张量和阻抗张量旋转不变量的方法.文中应用这两种方法得到一致地电走向.它们都是基于每个测点，每个频率的相位张量或者旋转不变量的数值统计得到的.此外，分析地电结构维性需要检查相位张量椭圆排列模式及偏离角.由于数据存在于误差，偏离角作为二维地电结构的必要条件的阈值没有定论.文中例子MM′剖面将偏离角设为小于6°.然而，该剖面中3个测点严重偏离二维情况.而且，MM′剖面的个别测点与周围测点排列方式不同.总之，我们认为这个剖面是拟二维的.考虑到不是严格二维地电结构，这里采用三种数据：TM+TE模式数据, TE模式数据，TM模式数据做了非线性共轭梯度反演得到了三种电阻率模型.参考地质矿产数据和钻孔信息，主要依赖于TM模式反演的模型，参考其他两种模型，更好地对地下电阻率模型进行了地质推测.
该剪切破碎带在地表出露为晚石炭世花岗岩和中下元古界兴华渡口群上兴华组变质岩侵入(图 2)，从地表上观察没有延伸到NN′剖面.从三条AMT剖面看出，该剪切带从北到南具有连续性.TM模式反演的电阻率模型相对TE模式更能体现剪切带的横切面低电阻率结构.从剪切带的电阻率变化看出，NN′剖面剪切带电阻率明显比LL′和MM′剖面低.而且，NN′剖面低阻异常的深度比LL′和MM′剖面浅，因此推断该剪切带从北向南，从深到浅，一直延伸到NN′结束.但是，剪切带究竟有没有延伸到NN′剖面，需要其他物探方法支撑和钻孔验证.
7 结论在森林沼泽浅覆盖的黑龙江省白石砬子地区完成了大明山蚀变型金矿点AMT探测工作，获得结果和认识如下：
(1) 大明山金矿点三条AMT反演电阻率模型特征基本一致.DL16和DL17钻孔揭露变质岩内遭受花岗细晶岩、伟晶岩脉和闪长玢岩侵入穿插.从AMT剖面探测结果看出石炭世糜棱化花岗岩和中下元古界上兴华组变质岩的剪切带下方都存在低阻剪切破碎带，在高程0 m，宽度达到800多米，走向为北北东，倾向为西北，视倾角约为40°~60°.该剪切破碎带由北向南可能延续到NN′剖面，该低阻带可能具有有找矿潜力，认为是该金矿点的控矿结构.
(2) 大明山矿点AMT工作为将来钻孔部署提供依据.在森林沼泽地浅覆盖的白石砬子地区，AMT方法可以地探测1 km以浅的蚀变性型金矿.
致谢 感谢参与野外数据采集成员，感谢审稿专家与主编的建议和评论.| [] | Bahr K. 1988. Interpretation of the magnetotelluric impedance tensor:Regional induction and local telluric distortion[J]. Journal of Geophysics, 62: 119–127. |
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