地球物理学报  2017, Vol. 60 Issue (4): 1491-1510   PDF    
引用本文
郭福生, 林子瑜, 黎广荣, 等. 2017. 江西相山火山盆地地质结构研究:来自大地电磁测深及三维地质建模的证据. 地球物理学报, 60(4): 1491-1510, doi: 10.6038/cjg20170422.  
GUO F S, LIN Z Y, LI G R, et al. 2017. Study on the geological structure of Xiangshan uranium-bearing volcanic basin: evidences from magnetotelluric sounding and GOCAD modeling. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 60(4): 1491-1510, doi: 10.6038/cjg20170422.  
江西相山火山盆地地质结构研究:来自大地电磁测深及三维地质建模的证据
郭福生1,2, 林子瑜1, 黎广荣2, 邓居智3, 谢财富2, 杨海燕3, 吴志春1, 周万蓬1, 姜勇彪2, 李红星3, 方根显3     
1. 东华理工大学省部共建核资源与环境国家重点实验室培育基地, 南昌 330013;
2. 东华理工大学地球科学学院, 南昌 330013;
3. 东华理工大学地球物理与测控技术学院, 南昌 330013
收稿日期 2016-10-22, 2016-12-12 收修定稿
基金项目: 国家自然科学基金项目（41572185），中国地质调查局项目（1212011220248，1212011120836），江西省"赣鄱英才555工程"领军人才计划项目（赣才字[2012]1号）资助
作者简介: 郭福生, 男, 1962年生, 教授, 博士生导师, 主要从事区域地质与三维建模研究.E-mail:fshguo@ecit.cn
摘要: 江西省相山火山盆地是我国第一大、世界第三大火山岩型铀矿田，其西部牛头山一带铀矿勘探中发现深部有大垂幅的Pb-Zn-Ag矿化.60多年来，以该矿田为对象开展的研究取得了一系列丰硕成果，但对火山机构的认识仍不确定.我们采集了涵盖该火山盆地主要地质体的1386块钻孔岩芯标本和243块地表岩石标本，开展了电阻率、磁化率、密度等物性参数测量，并在火山盆地中施测了19条MT剖面（2条骨干剖面和17条精细剖面），对3000 m以浅主要地层、岩体和断裂带等目标地质体的三维展布特征进行了解译和三维建模.研究结果表明：（1）相山火山盆地具有变质岩-花岗岩双基底.基底变质岩系顶界面表现为南北分带（三隆间两凹）和东西分块（两垒夹一堑）的三维地质格局；南西部有加里东期花岗岩侵入，具有似层状的空间展布特征；盆地基底变质岩系与上覆火山-沉积岩盖层之间呈连续的水平低阻异常带，不整合界面清晰.（2）打鼓顶组火山岩呈似层状产出，主要分布于盆地西部；在河元背-船坑-杏树下一带识别出近东西走向厚层的流纹英安岩凹槽，相山铀矿田西部探明的主要铀矿床分布在该凹槽内或其边缘.鹅湖岭组火山岩总体形态呈蘑菇状，在盆地中部厚度较大.在相山主峰半径约2 km的范围内，发现自下而上贯通式的低阻异常，推测是鹅湖岭组碎斑熔岩喷发的通道相（火山颈相），其火山颈呈陡立管状，深部向南东倾伏，浅部向南东撒开.后期花岗斑岩呈岩墙-岩床组合状，总体构成一个向西开口的环形岩体.打鼓顶期主要岩浆通道位于相山顶-巴山之间，次岩浆通道位于河元背；鹅湖岭期火山活动主岩浆通道也位于相山顶-巴山之间，次岩浆通道位于河元背、阳家山（芙蓉山）、严坑和柏昌.（3）火山盆地中断裂构造发育，MT测量结果显示存在7条北东向、4条北西向和1条南北向格架性断裂构造（其中一条新发现的北东向断裂隐伏于白垩纪红盆之下），盆地北部发育1条弧形火山塌陷构造，表现为大规模延续的低阻异常带.
关键词: 大地电磁测深      三维地质建模      地质结构      相山铀矿田      火山盆地      江西     
Study on the geological structure of Xiangshan uranium-bearing volcanic basin: evidences from magnetotelluric sounding and GOCAD modeling
GUO Fu-Sheng1,2, LIN Zi-Yu1, LI Guang-Rong2, DENG Ju-Zhi3, XIE Cai-Fu2, YANG Hai-Yan3, WU Zhi-Chun1, ZHOU Wan-Peng1, JIANG Yong-Biao2, LI Hong-Xing3, FANG Gen-Xian3     
1. State Key Laboratory Breeding Base of Nuclear Resources and Environment, East China University of Technology, Nanchang 330013, China;
2. School of Earth Sciences, East China University of Technology, Nanchang 330013, China;
3. School of Geophysics and Measurement-control Technology, East China University of Technology, Nanchang 330013, China
Abstract: Xiangshan volcanic basin, the third largest volcanic-type uranium ore field in the world, attracts great research interests and a large amount of industry investment all the time. There is a broad consensus of opinion amongst the scientists about the basin which should be a Pb-Zn and Ag bearing "three-storeyed type" model, known as "under the uranium mineralized volcanic rocks". However, over the past 60 years and more, the geological structure of volcanic calderas is still not confirmed because of the uncertain pathways of U-Pb-Zn-Ag-bearing fluid. Based on 1386 samples of physical property measurement and 19 profiles of Magnetotelluric (MT) detection, MT sounding and GOCAD modeling were adopted to study the geological structure of volcanic calderas. The results indicate that: (1) it has double bases of Metamorphic base and Caledonian granite base in the volcanic basin. Between the basement metamorphic rocks and the overlying volcanic-sedimentary rocks there is a clear unconformity interface of low resistivity anomaly zone. (2) Daguding Formation mainly shows a stratified distribution in the west, Ehuling Formation displays a mushroom shape of low resistivity anomaly in Xiangshan Peak with a radius of almost 2 km. (3) According to the results of MT inversion, and the large scale of arc volcanic collapsed structure with low resistivity in the northern basin, seven North-East-strike, four North-West-strike and one North-South-strike faults are interpreted in the basin.
Key words: Magnetotelluric sounding      Three-dimensional geological modeling      Geological structure      Xiangshan uranium ore field      Volcanic basin      Jiangxi     
1 引言

矿产勘查走向深部已成为国际大趋势.近100多年的勘查实践表明，勘查技术的每次进步都会促使一批新矿床的发现，进而不断增大勘探深度 (Gordon, 2006).在深部探测的基础上，开展三维地质建模可以了解一个地区的结构框架，助力深部成矿预测.2001年，澳大利亚政府率先启动“玻璃地球”(Glass Earth) 计划，应用地质、地球物理和三维可视化等技术使大陆表层1000 m以浅“像玻璃一样透明”，并通过计算机网络技术为地质工作者及社会公众提供地学信息分析及决策支持服务 (Carr et al., 1999).加拿大和法国接着提出了类似的计划，把目标提高到地下3000 m以浅 (de Kemp，2000；Farquharson and Craven, 2009；Glynn et al., 2011；Russell et al., 2011).随后，其他欧美国家纷纷响应并制定了相应的规划，开展了关键技术研究，深部勘探技术和三维地质建模技术得到长足发展 (Houlding, 1994；Carr et al., 1999；Egan et al., 1999；Esterle and Carr, 2003；武强和徐华，2004；Wu et al., 2005；Graymer et al., 2005；潘懋等，2007；吴冲龙等, 2011, 2012；吕鹏等，2013).近年来，三维地质建模已经成为矿体形态描述和深部成矿预测的常规手段，其中大地电磁测深、深反射地震等地球物理勘探技术在三维地质建模中起到关键约束作用 (朴化荣, 1990；Milkereit and Green, 1992；龚晓春, 1999；Goleby et al., 2002；Malehmir et al., 2006, 2007；刘彦华等, 2008；马洪涛等, 2009；陈建平等，2014；戴清峰等, 2016).我国的三维地质调查与建模工作始于20世纪80年代，主要涉及石油、地矿、冶金、铁路等应用领域.1985年以来，我国陆续在一些造山带、含油气盆地、多金属成矿带开展了深反射地震剖面探测，试图揭示区域深部结构 (王椿镛等, 1993, 1994；张先康等, 1996, 2002；高锐等，2002；杨宝俊等, 2003；Yuan et al., 2003；董树文等，2005；朱日祥，2007；刘保金等，2009).2008年开始，中国地质调查局先后启动了长江中下游综合地球物理调查的立体地质填图应用试验和华南岩体形态圈定与研究项目，初步尝试了利用物探和钻探开展三维地质填图的方法组合技术 (祈光等，2012；Lü et al., 2013).随后于2012年启动了“三维地质调查试点”计划项目，“相山火山盆地三维地质调查”是其中14个工作项目之一.

江西省相山火山盆地面积约300 km2，是我国第一大、世界第三大火山岩型铀矿区 (Dahlkamp, 2009; OECD Nuclear Energy Agence and the International Atomic Energy Agency, 2014)，并且深部伴有Pb-Zn-Ag矿化 (李子颖等，2014；郭福生等，2015).与铀多金属矿化有关的垂向蚀变幅度达千米 (张万良，2012).该矿区研究历史有60余年，总进钻深度超过两百万米，积累了大量的基础地质资料.但随着研究的深入，争论也从未间断.争论焦点之一是含铀火山盆地的火山机构.相山盆地碎斑熔岩的产状由四周往内倾，并且火山盆地在平面上呈现近椭圆形，剖面上呈南北对称、东陡西缓的漏斗状 (方锡珩等，1982)，因此多数地质工作者认为这是一个塌陷火山盆地，碎斑熔岩主火山口位于相山主峰附近 (陈肇博等，1982；李邦达，1993；张万良，2012).该结论得到重力资料的支持，相山主峰周围10余平方公里出现明显的负异常 (邱爱金，2001)，可能指示区域内存在一个或数个古火山通道.魏祥荣和龙期华 (1996)尝试通过遥感与重力相结合探讨相山火山岩盆地的构造，然而受限于反演技术等条件，对火山通道位置及盆地基底等讨论较少.陈正乐等 (2012)通过地貌和遥感等技术对相山铀矿田火山构造特征进行了讨论，认为：(1) 该盆地中部的相山主峰及芙蓉山是两个古火山口；(2) 存在石马山等6个面积大约为10 km2的次级火山机构.本文作者周万蓬 (2015)试图通过寻找火山集块岩来确定火山通道的位置，然而受限于集块岩出露较差及岩石剥蚀程度等因素，效果不甚理想.本文采用大地电磁测深及三维地质建模方法对相山铀矿区进行深部结构研究，试图阐明：(1) 变质基底埋深情况；(2) 两套火山岩系和浅成侵入岩体的空间展布关系；(3) 断裂空间分布与深部延伸状况.

2 区域地质特征

相山火山盆地位于华夏板块湘桂赣地块北东缘乐安—抚州断隆带上，北距钦杭结合带约50 km，东距鹰潭—安远大断裂约15 km (图 1).该区遭受了扬子—加里东期、海西—印支期造山作用，燕山期处于NEE向赣杭构造火山岩带西南端与近SN向赣中南花岗岩带的交接地带，发生了强烈的构造—岩浆—成矿作用 (杨水源等，2010；毛景文等，2011；郭福生等, 2015, 2016).

图 1 研究区大地构造位置图 Fig. 1 Geotectonic position of the studied area

相山火山盆地主要出露下白垩统打鼓顶组上段流纹英安岩、鹅湖岭组上段碎斑熔岩，其次为早白垩世花岗斑岩、青白口系神山组、库里组和上施组中-浅变质岩，另有少量泥盆纪花岗岩、中泥盆统云山组滨浅海碎屑岩、上三叠统紫家冲组河湖相碎屑岩、下白垩统打鼓顶组下段及鹅湖岭组下段陆相火山碎屑沉积岩、上白垩统河口组—塘边组红层及第四系冲-洪积物、残坡积物 (图 2).区域上，基底浅变质岩系经历了南北向挤压的雪峰—加里东期构造运动 (陈世悦等，2011)，形成北东东向褶皱，由北向南分别有培坊倒转向斜、潭港—相山复式背斜和南美峰—上河向斜；断裂构造以NE向为主导，NW向断裂从属于NE向或与其构成共轭断裂，近SN向断裂形成时间较晚，常穿切NE向和NW向断裂 (林子瑜等，2013；陈正乐等，2013；胡宝群等，2015).

图 2 研究区地质简图与MT测线部署图 1.第四系；2.上白垩统红层；3.下白垩统鹅湖岭组上段中心相；4.下白垩统鹅湖岭组上段过渡相；5.下白垩统鹅湖岭组上段边缘相; 6.下白垩统鹅湖岭组下段；7.下白垩统打鼓顶组上段；8.下白垩统打鼓顶组下段；9.下泥盆统云山组；10.青白口纪变质岩；11.早白垩世粗斑黑云二长花岗斑岩；12.早泥盆世片麻状中粗粒巨斑状黑云二长花岗岩；13.早泥盆世中细粒黑云二长花岗岩；14.角度不整合界线；15.断层；16.骨干MT剖面及编号；17.精细MT剖面及编号. Fig. 2 Geological map with MT survey lines of the Xiangshan volcanic basin 1.The Quaternary sedimentary; 2. Late Cretaceous red beds; 3.Central facies of Upper member of the Ehuling Formation; 4. Transitional facies of Upper member of the Ehuling Formation; 5. Marginal facies of Upper member of Ehuling Formation; 6. Lower member of Ehuling Formation; 7. Upper member of Daguding Formation; 8. Lower member of Daguding Formation; 9. Yunshan Formation of Lower Devonian; 10. Qingbaikouian metamorphic rocks; 11. Biotite monzonitic granite-porphyry of Early Cretaceous; 12. Coarse-grained biotite monzonitic granite with gneissic texture of Early Devonian; 13. Fine-grained biotite monzonitic granite of Early Devonian; 14. Angle unconformity; 15. Fault; 16. Cross backbone-like MT survey lines; 17. Parallel fine MT survey lines.

青白口系基底变质岩系从下往上分为神山组 (Qbs)、库里组 (Qbk) 和上施组 (Qbŝŝ)，各组下段为石英片岩类，上段为千枚岩类，构成一个北东东走向的复式背斜.

打鼓顶组下段火山-沉积岩，呈断续环带状分布于盆地周边，超覆于基底变质岩之上，其厚度不大，最厚处仅50余米.因受到后期流纹英安岩、碎斑熔岩和花岗斑岩覆盖，大面积地隐伏于深部.打鼓顶组上段流纹英安岩在火山盆地的西北部呈带状、似层状出露.据钻孔资料，盆地西部和中部地下有厚层流纹英安岩，推测可能存在多个打鼓顶期火山口，导致流纹英安岩厚度变化较大.

鹅湖岭组下段火山-沉积岩，出露厚度小于37 m，呈断续分布于鹅湖岭组上段周边.在钻孔岩心常仅见几米厚，有的甚至仅几十厘米或未见及，岩层极不稳定.可见其被鹅湖岭组上段碎斑熔岩所覆盖，在地下深部延伸状况很不稳定，厚度变化大且常出现尖灭现象.鹅湖岭组上段为一套溢流-侵出相碎斑熔岩，可分为三个亚相，平面上呈环带状展布.郭福生等 (2015)根据遥感地质解译、地表流动构造统计分析、岩石磁组构测量结果表明，鹅湖岭组火山岩的主火山通道位于相山顶—巴山之间，其岩浆通道为管状；在柏昌、严坑、阳家山 (芙蓉山)、河元背可能存在次火山通道.碎斑熔岩总体上东陡西缓，其底界面局部存在隆凹现象.

上白垩统龟峰群沉积岩，总体上呈NE向展布，南东侧厚度薄而北西侧相对较厚，其底界面向北西缓倾斜延伸.

泥盆纪花岗岩为岩基状向深部延伸，因此推测在相山火山盆地之下有变质岩和花岗岩双基底.沙洲单元花岗斑岩侵入岩体，主要呈环状岩墙、岩床产出，个别呈不规则岩枝状.根据勘探剖面和采矿剖面资料，岩墙和岩床常构成复合岩体.其上部侵入于变质岩和早白垩世火山-沉积岩界面呈岩床状，向深部延伸转化为岩墙状，横断面构成“7”形或“T”形 (图 3).

图 3 沙洲单元侵入岩体深部展布和铀矿体展布 1.第四系, 2.鹅湖岭组上段, 3.打鼓顶组上段, 4.打鼓顶组下段, 5.青白口系变质岩, 6.粗斑花岗斑岩. Fig. 3 Deep extension of Shazhou intrusion and uranium mineralizations 1. Quaternary, 2. Upper member of Ehuling Formation, 3. Upper member of Daguding Formation, 4. Lower member of Daguding Formation, 5. Qingbaikouian metamorphic rocks, 6. Granitic porphyry with corse phenocryst.

盆地内断裂构造主要呈北东向、北西向.其中北东向中格田—石宜坑—芜头断裂带，为晚白垩世红盆的盆缘断裂.小陂—芜头、邹家山—石洞、南寨—庙上—布水和严坑—马口断裂带，都是相山火山盆地内规模较大的断裂，可能切割了盆地基底和盖层.野外构造分析表明盆地内的NW向断裂，为NE向断裂所派生，它和SN向断裂构造的切割深度可能限于火山-沉积岩盖层之内.

3 目标地质体物性特征
表 1 研究区内主要目标地质体特征 Table 1 The characteristics of main geological targets in Xiangshan volcanic basin
表 2 相山地区岩石物性识别特征表 Table 2 Physical properties of main rocks in Xiangshan volcanic basin

在地质体地表分布、地下展布状况和地质演化史分析的基础上，根据物探可区分度，确定了深部地质研究的主要目标地质体 (表 1).相山地区地质结构复杂，岩性变化大，加之构造发育和热液蚀变叠加影响，各类地质体物性存在很大的变异性.共测定了1629个样品的物性参数，其中岩心样品1386个，地表样品243个.在对每个测试样本进行地质甄别的基础上，统计归纳出各目标地质体物性识别特征如表 2，作为MT解译的物性参数.

变质岩总体表现为高密度、偏低磁性，其中各组下段主体为石英片岩类，表现为高阻；上段主体为泥质千枚岩类，表现为中低阻.基底加里东期花岗岩体则表现为高阻、低密度、偏高磁性特征.鹅湖岭组 (K1e) 主体为碎斑熔岩，总体表现为高阻、低密度、中等-偏高磁化率.打鼓顶组 (K1d) 主体为流纹英安岩，总体表现为中-偏低阻、中密度、偏低磁化率.

4 MT剖面特征及其反映的地下结构 4.1 MT测线布置

根据区内地质构造特征，部署了两个层次19条MT剖面 (图 2)：(1) 横跨盆地的2条大地电磁骨干剖面 (MT-GG1和MT-GG2)，以相山主峰为交汇点呈十字形格局，用以查明盆地变质基底、大型断裂等区域构造格架.测点总数86个，点距1 km，测线总长84 km，探测深度5 km.MT-GG1测线在MT-GG1-31测点以东为南东东-北西西走向，横穿相山火山盆地，在该测点以西，转为北西-南东走向，穿过玉华山火山盆地；MT-GG2呈南南西-北北东走向，纵贯相山火山盆地.(2) 覆盖全区的17条大地电磁精细剖面，用以探查主要目标地质体的深部三维形态.测点总数1134个，点距250 m，测线总长265 km，线距2 km，探测深度2.5 km.其中MT-1—MT-14和MT-J1等15条测线剖面为南东-北西走向，MT-15和MT-16两条测线为南南西-北北东向，位于测区北部，由相山火山盆地中心延伸到盆地外围.

4.2 MT数据采集与处理

以加拿大Phoenix公司生产的MTU-50A为主要装备，依据《大地电磁法勘探技术规程》(DZ/T 0173-1997) 开展了野外测量工作.通过选点、布极、观测等野外工作流程获取频率在10-3~103Hz范围内的天然电磁场.实际工作采用多站测量方式，除进行单台仪器、探头的标定、测试和参数试验等环节外，还进行了多台仪器的一致性试验等工作.在电磁噪声强的区域内，使用互参考技术，对弃点进行慎重选择.获得的测量数据总体质量较好，一类点达83.5%，二类点达13.0%.

对MT数据进行预处理，其过程包括时间序列处理、去噪处理、加时窗函数、各道信号谱分析、估算谱矩阵、分析数据、存储数据等，在处理过程中对“飞点”进行了剔除 (汤井田等, 2007, 2008；肖晓等，2011).对经过预处理的MT数据先进行定性分析，绘制单点视电阻和阻抗相位曲线图 (图 4)，然后进行一维bostick反演.由于一维反演参数较少，其非唯一性远弱于二维反演，因此只将其作为反演解释时的参考 (DeGroot and Constable, 1990；戴世坤和徐世浙, 1997).研究结果表明 (叶涛等，2013)，若直接将一维反演结果作为二维反演的初始模型，将会导致二维反演结果中深部出现挂面条现象，与地球深部结构不符，也不满足二维模型正演的底部边界条件.因此，在本工作中以实践中常用的带地形均匀半空间模型作为大地电磁二维反演的初始模型，执行带地形二维非线性共轭梯度反演 (Rodi and Mackie, 2001；柳建新等，2012).

图 4 视电阻率与相位曲线图 (a) MT-GG1线48号点；(b) MT-GG1线20号点. Fig. 4 Curves of apparent resistivity and phase (a) Measuring point of No.48 in line MT-GG1; (b) Measuring point of No.20 in line MT-GG1.

为获得最合理的反演电阻率模型，对测线资料分别取TM、TE两种模式相应的视电阻率和阻抗相位数据参与反演 (图 5).图 5中的A、B、C、D、E为由已知地质资料给出的位置标识线，其中AC之间为K2红盆范围，呈低电阻率特征；A、B、D、E为已知偏低阻构造带位置.比较图中四种模式的二维反演结果可以发现：采用TM模式视电阻率、相位+TE模式相位数据进行的二维反演，在5个标识线位置均与已知地质资料相吻合，其综合解译图如图 6所示.测区内其他测线的反演均采用这种方法.图 7为采用这种方式反演后提取的两个测点 (2号点和7号点) 的视电阻率和相位拟合曲线.从图中可以看出，在反演结果基础上获得的视电阻率和相位曲线均与原始模型的正演结果吻合良好，两测点的反演拟合差分别为1.3104和1.7807.

图 5 相山地区MT-GG1二维反演图 (a) 地质剖面图；(b) 重力模拟曲线图；(c) 磁化率剖面图；(d) TE模式二维反演图；(e) TM模式二维反演图；(f) TE+TM模式二维反演图；(g) TM电阻率+TE相位二维反演图. Fig. 5 Two-dimensional inversions of MT-GG1 in Xiangshan volcanic basin (a) Geological section; (b) Gravity simulation curves; (c) Magnetic susceptibility section; (d) Two-dimensional inversion with TE model; (e) Two-dimensional inversion with TM model; (f) Two-dimensional inversion with TE and TM models; (g) Two-dimensional inversion with the resistivity of TM model and the phase of TE model.
图 6 相山地区MT-GG1综合解译图 1.上白垩统；2.鹅湖岭组；3.打鼓顶组；4.上施组；5.库里组；6.早白垩世二长花岗斑岩；7.早泥盆世二长花岗岩. Fig. 6 Comprehensive interpretation section for the line MT-GG1 in Xiangshan volcanic basin
图 7 反演结果的视电阻率与相位拟合曲线图 (a) MT-GG1线2号点；(b) MT-GG1线7号点. Fig. 7 Fitting curves of inversion comparing to original apparent resistivity and phase data (a) Measuring point of No.2 in line MT-GG1; (b) Measuring point of No.7 in line MT-GG1.
4.3 MT骨干剖面地质-地球物理综合解译—以MT-GG1线为例

综合地质-地球物理解译的原则是：考虑地表与地下不同深度、构造、热液蚀变、不同地质体接触带中岩石物性可能存在的变化性；结合地质认识和多元信息综合分析，包括地表地质、地质体深部延展情况、钻探、坑道、重磁资料的综合分析；逐步求精的迭代反演-解译步骤，从地质认识、无约束反演到有约束反演逐步建立相山地区地质-地球物理综合模型，使其既与各类地球物理参数信息相匹配，又与基本的地质事实和地质规律相吻合.根据每一测线的地表地质图、TE模式视电阻率拟断面图、TM模式视电阻率拟断面图、MT二维反演图、重力数据2.5D反演图、磁化率断面图的综合情况，解译出各测线的地质-地球物理综合解译图.

MT-GG1呈SEE-NWW向穿越相山火山盆地中部，并于MTGG1-31测点转为NW向穿越K2红盆和玉华山火山盆地 (图 2).在测线范围内，MTGG1-55—MTGG1-51测点地表出露地质单元为基底Qbk和Qbŝ变质岩；MTGG1-51—MTGG1-44测点为玉华山火山盆地范围，地表出露地质单元为K1e火山岩和ηγπK1花岗斑岩；MTGG1-44—MTGG1-31测点为K2红盆范围，地表出露地质单元为K2沉积岩；MTGG1-31— MTGG1-7测点为相山火山盆地范围，地表出露地质单元为K1e、K1d火山岩和ηγπK1花岗斑岩；MTGG1-7测点以东，地表出露地质单元为基底Qbk变质岩.

在MT反演图上 (图 5f)，-1000 m以下的深部，存在一系列高阻体.其中MTGG1-42—MTGG1-35测点高阻体在重力上表现为低密度，解释为ηγD1花岗岩.其他高阻体鉴于重力二维剖面反演、地面地质填图和相山科学钻探结果，解释为Qbk下段变质岩 (以石英片岩类为主)；在深部高阻体之间，存在一系列低-中低阻体 (MTGG1-34、MTGG1-24—MTGG1-23、MTGG1-17—MTGG1-13、MTGG1-8—MTGG1-2等测点一带)，这些地质体被解释为Qbk上段变质岩 (以泥质千枚岩类为主)；MTGG1-51—MTGG1-42测点之间的低-中低阻地质体，根据物性和地表地质填图结果，被解释为Qbŝŝ变质岩；这些基底变质岩，构成紧闭的复式背斜样式.

在相山火山盆地范围内，特别是MTGG1-29—MTGG1-14测点之间，-800~-200 m标高以上，存在偏高阻-高阻异常地质体，鉴于物性特征分析和地表地质填图、大量勘探工程揭露结果，解释为K1e火山岩 (主体是碎斑熔岩)；K1e火山岩与基底变质岩之间存在比较连续的低阻-偏低阻异常带，基于物性特征和大量钻探结果、地质分析，解释为不整合界面及K1d火山岩 (流纹英安岩为主).

MTGG1-44—MTGG1-31测点之间的K2红盆及其与基底地层之间的不整合界面表现为低阻特征.

一系列重要的断裂构造带，如遂昌—万安构造带 (MTGG1-44测点)、F1-4a、F1-3、F3-1、F1-5，在TM模式上均表现为低阻异常带.相山火山盆地东南部-东部-东北部出露的一系列ηγπK1花岗斑岩，可能是沿F1-5构造带上侵，然后顺着火山岩盖层/变质基底之间的不整合面层侵分支的结果.遂昌—万安构造带西部MTGG1-47测点一带，在MT反演图上，表现为高-低阻梯度带，可能存在一条重要的断裂构造.玉华山火山盆地中地表出露的一系列ηγπK1花岗斑岩，可能是沿该构造带上侵分支的结果.该测线地质-地球物理综合解译图如图 6所示.

4.4 MT精细剖面地质-地球物理综合解译—以MT-10及MT-11、MT-12线为例

MT-10测线位于相山火山盆地中偏东北部.地表主要出露鹅湖岭组火山岩 (K1e)，西侧出露晚白垩世红层、上施组变质岩 (Qbŝŝ)、少量打鼓顶组火山岩 (K1d)，东侧出露小范围花岗斑岩 (ηγπK1)、库里组 (Qbk) 和上施组 (Qbŝŝ) 变质岩.

在MT反演图上 (图 8c)，火山盆地范围内整体上表现出两层一带一柱式结构特征.深部高阻地质体主要分布于-1000 m标高以下 (西北高、东南低，西部标高可达-100 m)，结合其高密度、低磁的特点，主体解释为库里组 (Qbk) 变质岩 (石英片岩类岩石为主).浅部高阻地质体主要分布于-500 m以上，是厚度大、似层状鹅湖岭组 (K1e) 火山岩的反映，特别是在MT10-62测点至MT10-43测点之间，鹅湖岭组 (K1e) 火山岩的厚度可达3000 m.在鹅湖岭组 (K1e) 火山岩与基底岩系之间 (-100~-1500 m标高)，存在比较连续的低阻带，反映不整合界面及存在偏低阻的打鼓顶组 (K1d) 火山岩.该测线上的低阻带很厚，结合重力二维剖面拟合的结果推断为打鼓顶组 (K1d) 火山岩，在MT10-66至MT10-61测点之间其最大厚度可达1500 m.MT10-94测点以西表现出向北西缓倾的低阻体，与地表出露的晚白垩世沉积岩的物性特征相对应.

图 8 相山地区MT-10, 11, 12二维反演与综合解译图 1.上白垩统；2.鹅湖岭组 (侵出相)；3.鹅湖岭组；4.打鼓顶组；5.上施组；6.库里组；7.早白垩世二长花岗斑岩.
(a) MT-12二维反演图；(b) MT-11二维反演图；(c) MT-10二维反演图；(d) MT-10地质-地球物理综合解译图. Fig. 8 Comprehensive interpretation sections of the lines MT-10, MT-11, MT-12 in Xiangshan volcanic basin (a) Two-dimensional inversion for MT-12; (b) Two-dimensional inversion for MT-11; (c) Two-dimensional inversion for MT-10; (d) Comprehensive interpretation section.

自下而上穿透式的垂向柱状低阻异常在该剖面上表现醒目.该低阻异常体在剖面深部介于MT10-58测点至MT10-50测点之间，在剖面中部位于MT10-54测点至MT10-52测点之间，浅部位于MT10-56测点至MT10-41测点之间，总体上表现为自下向上收窄，然后又向东南方向撒开的形态特征.结合其低重力、显著高磁，以及空间上穿插于鹅湖岭组火山岩中等系列特征，推断为鹅湖岭组火山岩的通道相 (火山颈相).之所以表现为低电阻率而非鹅湖岭组火山岩高电阻率特征的原因，可能与火山通道岩石遭受长期而强烈的构造活动和热液蚀变作用所致.

在该测线上，区内重要断裂构造带表现有所差异.F1-1b在MT反演图上表现为向南东陡倾的高-低阻梯度带；F1-2在TM模式图中有较弱的低阻异常对应；F1-3在TM模式图中表现为较明显的低阻异常，在MT反演图上表现为明显的向北西倾斜的高-低阻梯度带；F3-1在TM模式图中有较明显的低阻异常与之对应，而在MT反演图上没有明显表现，可能与基底抬升有关；F1-4在MT反演图上表现为不太明显的向南东陡倾的高-低阻梯度带，在TM模式图中也有比较明显的反映；F1-5在TM模式图中有明显的低阻异常与之对应，在MT反演图上表现为较明显的向北西倾斜的高-低阻梯度带.

在MT10-25、MT10-24、MT10-16测点一带，地表出露早白垩世花岗斑岩 (ηγπK1)，在下部 (-300 m标高左右) 可能连成一片，是岩浆沿着F1-5断裂构造带上侵，然后顺着火山岩盖层/变质基底之间的不整合面层侵分支的结果.

MT-11、MT-12与MT-10剖面结构相似，在相山主峰北西1 km至巴山一带出现自下而上贯通式的低阻异常，可能为鹅湖岭组碎斑熔岩喷发中心的火山颈相，由于火山通道强烈的热液蚀变作用影响，岩石的电阻率发生大幅降低.该火山通道岩石具有显著的低阻、低密度、高磁地球物理特征，在空间上向南东倾伏 (图 8).

5 三维地质模型分析

基于MT剖面综合地质-地球物理解译成果，结合地面地质、钻孔等地质资料，在GOCAD软件平台上进行了三维地质建模 (吴志春等, 2015, 2016a, 2016b)，并对模型作以下分析.

5.1 相山火山盆地双基底 (变质岩-花岗岩) 及其三维地质形态

从相山地区变质岩和花岗岩基底的三维地质模型 (图 9) 可见，白垩纪火山盆地发育于青白口系变质岩基底之上，变质岩基底地层构成一个NEE走向并向NEE倾伏的复式背斜，相山火山盆地位于该背斜核部倾伏端之上.在盆地西南部外围还有加里东期、印支期花岗岩体出露.在石宜坑—书塘—芙蓉山—浯漳一线之西南，存在青白口纪变质岩和古生代花岗岩双基底，而北部为变质岩单基底.根据主干剖面MT-GG2(探测深度-5000 m标高以上) 解释结果，基底中的古生代花岗岩具有似层状的空间展布特征，总体上由南西向北东倾伏.

图 9 相山地区变质岩/花岗岩基底三维模型 Qb.青白口系变质岩；ηγD1.早泥盆世二长花岗岩；橘红色线条为盆地边界. Fig. 9 Three-dimensional model of metamorphic/granitic basement in Xiangshan volcanic basin Qb. Qingbaikouian metamorphic rock; ηγD1. Early Devonian monzogranite; Orange-red line outlines basin boundary.

根据地表露头乐安岩体、焦坪岩体延伸情况推测基底花岗岩的时代为加里东期，但周佐民等 (2015)已根据锆石LA-ICP-MS定年结果把乐安岩体北侧的咸口花岗岩体厘定为印支期，故基底花岗岩中也可能存在印支期岩体.

5.2 盆地盖层与基底变质岩系之间不整合界面形态

在穿越相山火山盆地的9条MT剖面图上 (MT-4—MT-12)，都存在一条近于连续或断续可连的低阻-偏低阻异常带.结合大量钻孔勘探资料和地质结构分析，该异常带之上的似层状高阻-偏高阻地质体为鹅湖岭组火山岩系；下部的高阻-偏高阻或其与中-偏低阻组合，为变质岩系或变质岩系与花岗岩体的组合.近于连续或趋势上可连接的低阻-偏低阻异常带是打鼓顶组火山岩和 (或) 不整合界面存在的典型标志.

从基底顶界面/火山盆地底界面三维地质模型提取其标高等值线图，显示出该界面总体上表现为南北分带、东西分块的三维地质格局 (图 10)：(1) 南北分带：基底顶界面总体表现为北西西-南东东走向的隆起带-凹陷带相间格局，北部湖田—上谙为隆起带，中北部蔡蛟湖北—邹家山北—相山—辽里为凹陷带，中部蔡蛟湖—邹家山—马鞍山为隆起带，中南部河元背—书塘—管家垅为凹陷带，南部住溪—浯漳为隆起带.(2) 东西分块：以北东走向的F1-3(邹家山—石洞断裂) 和F1-5(严坑—马口断裂) 为界，相山地区基底顶界面在三维空间展布上表现为三大块体格局.西部块体位于F1-3以西，其基底顶界面标高总体在-700 m以上，在书塘西边与河元背东边有局部凹陷，基底顶界面可深达-1600 m标高；在邹-石断裂的北东段 (如邹家山北东一带)，基底表现为西高东低，而其南西段 (如书塘一带)，基底则表现为西低东高.东部块体位于F1-5以东，其基底顶界面标高均在-700 m以上，且相对比较平缓，没有太大的起伏.中部块体位于F1-3和F1-5之间，其基底顶界面标高主体在-700 m以下；其内的中北凹陷带基底顶界面标高多在-1000 m以下，可达-3000 m；其内的中南凹陷带基底顶界面标高亦多在-1000 m以下，可达-1800 m.

图 10 相山地区变质基底顶界面等高线及格架构造综合解译图 1.主火山颈 (深部，-3000 m)；2.主火山口 (浅表)；3.基底顶界面凹陷；4.基底分块构造；5.盖层格架构造，在相山盆地西部呈菱格状. Ⅰ.西部地垒；Ⅱ.中部地堑；Ⅲ.东部地垒. Fig. 10 Comprehensive interpretation of metamorphic basement contour and main geological structure of Xiangshan volcanic basin 1. The main volcanic neck (depth, -3000m); 2. The main crater (superficial); 3. The metamorphic basal top face of Xiangshan basin; 4. The basement regionalization structure; 5. The cover regionalization structure, which is showing diamond-shaped in the west.
Ⅰ. The western horst; Ⅱ. The central graben; Ⅲ. The eastern horst.
5.3 打鼓顶组火山岩系三维特征

三维地质模型显示，打鼓顶组火山岩底界面在邹家山东—相山主峰—马鞍山西一带凹陷，芙蓉山北、书塘西、牛头岭东几个凹陷呈串珠状，两条凹陷带总体呈北西西-南东东走向，火山岩空间上呈带状分布.

在河元背—船坑—杏树下一带，呈现一近东西走向的厚层的流纹英安岩凹槽，其东西长约12 km，南北宽约2 km，在MT9、MT7线，其厚度超过1 km，相山铀矿田西部探明的主要铀矿床分布在该凹槽内或其边缘.

5.4 鹅湖岭组火山岩系三维特征与主火山口

鹅湖岭组火山岩可以划分出喷发相 (底部的火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩等，部分原划分为边缘相的碎斑熔岩也可能属喷发成因)、溢流相 (碎斑熔岩主体)、侵入-侵出相 (即中心相的大部分)(郭福生等，2015).该组火山岩底界面在邹家山东—响石—辽里—马鞍山—芙蓉山北一圈之内深凹陷，相山西侧、芙蓉山北侧两地最深 (图 11).前者界面标高在-700 m以下，可深达-1400 m，与鹅湖岭组火山岩主火山口相对应；后者界面标高也在-700 m以下，可深达-1000 m，可能是次级火山口的反映.此外，在书塘西边，也存在一较小范围的凹陷，也可能存在次级火山口.在上述鹅湖岭组底界面凹陷区，鹅湖岭组火山岩系厚度都比较大，与900 m以上厚度等值线范围大致相同.

图 11 相山火山盆地鹅湖岭组火山岩底界面等高线图 1.主火山颈 (深部，-3000 m)；2.主火山口 (浅表). Fig. 11 Contour diagram of bottom boundary of volcanic rocks of Ehuling Formation in Xiangshan volcanic basin 1. The main volcanic neck (depth, -3000 m); 2. The main crater (superficial).

在河元背东侧、芙蓉山南侧、严坑、淮头北、游坊、上谙、马鞍山北西侧等地，还存在一些更小范围的界面凹陷，但其幅度有限，且鹅湖岭组火山岩厚度并不大，可能是古地形起伏或局部断陷所致.

相山主峰北西1 km至巴山一带，出现自下而上贯通式的低阻异常，被解释为鹅湖岭组碎斑熔岩喷发的通道相 (火山颈相)(图 12).该火山通道位于上述鹅湖岭组火山岩底界面深凹和火山岩厚度极大处，在三度空间上呈陡立管状，从深部向上逐渐收窄，总体略向南东倾伏；浅部 (-100~0 m标高) 则明显表现出向南东撒开的特点，区域扩大到以相山主峰为中心、半径约2 km的范围.

图 12 鹅湖岭组碎斑熔岩三维地质模型 左图为空间展布，K1e为鹅湖岭组，K1e(c) 为火山颈相；右图为火山颈相，粉红色属地表出露范围，蓝色属地下部分. Fig. 12 Three-dimensional geologic model of the porphyritic lava from Ehuling Formation To the left, K1e is porphyritic lava from Ehuling Formation, and K1e (c) indicates the volcanic neck phase. To the right, volcanic neck was displayed, in which pink and blue colors indicate the outcrop in surface and underground phase, respectively.
5.5 主干断裂构造的识别与盆地构造格局

识别和厘定了7条北东向、4条北西向、1条南北向主干断裂构造、1条弧形火山塌陷构造和一组北西西向基底断裂构造，表现为大规模延续的低阻异常带 (图 13).

图 13 相山盆地断裂构造模型 Fig. 13 The fault system in Xiangshan volcanic basin

北东向断裂多倾向北西，或者陡而倾向多变，多为正断层性质.F1-1a是本项研究新识别出来的格架性构造，隐伏在白垩系盆地之下.F1-5呈弧状，与浅成花岗斑岩边部有一定的吻合性，可能对花岗斑岩的侵位起着控制作用.北西向断裂将西部盖层切割成菱格状.近南北向断裂总体向东倾斜或陡立.弧形断裂构造向北倾斜，控制花岗斑岩脉，属火山塌陷构造的一部分.基底断裂呈北西西-南东东向，构成基底隆起与凹陷相间的构造格局.

上述主干断裂构造在空间格局上具有一定的层次性和分区性.在火山盆地盖层层次上，大致以南北向的F3-1断裂为界，盆地西部存在北东、北西向主干断裂构造组合，构成菱格状构造格局，而盆地东部未见此类构造格局.在火山盆地深部基底层次上，受北西西-南东东走向的基底断裂控制，形成隆凹相间的构造格局，并被北东-南西向主干断裂切割，形成更次级的构造升、降块体.

综合上述深部结构解译结果，相山火山盆地构造格局在基底层次上表现为南北成带 (三隆间两凹)、东西分块 (两垒夹一堑)，在盖层层次上呈现西部菱块分割、东部相对完整的特点 (图 10)；火山活动打鼓顶旋回表现为串珠式带状，鹅湖岭旋回表现为中心式活动特征.这些构造格架的形成，经历了基底褶皱、断裂形成与复活、火山岩浆活动等多期次构造演化 (邱爱金，2001；魏祥荣，1998；魏祥荣等，2006；陈正乐等，2011；邵飞等，2013).

火山活动晚期沿火山环 (弧) 状塌陷构造、区域断裂构造、火山岩系与基底变质岩系之间的不整合界面发生潜火山岩侵位，形成弧形分布的脉状或似层状花岗斑岩，总体上呈环形分布 (图 14).

图 14 相山盆地早白垩世粗斑花岗斑岩空间展布图 Fig. 14 Spatial distribution of coarse-grained biotite monzonitic granite-porphyry of Early Cretaceous in Xiangshan basin
6 结论与讨论

(1) 相山火山盆地变质基底与火山-侵入杂岩盖层在密度、磁性和电性参数方面皆有较明显差异，是该区最主要的物性界面.基底变质岩具有弱磁性、高密度、高 (石英片岩类) 低 (千枚岩类) 两类电阻率、高极化率和低波速的特性；碎斑熔岩、粗斑花岗斑岩具强磁性、低密度、高电阻率、低极化率和高波速的特征；流纹英安岩的物性参数介于上述两者之间.

(2) 相山火山盆地与下伏基底变质岩系之间的不整合界面，表现为近乎连续的低阻异常带.打鼓顶组火山岩表现为低阻、中密度，在火山盆地西部厚度较大，主要分布在MT5—MT12线，尤其是MT6—MT9线.在河元背—船坑—杏树下一带，流纹英安岩比较厚，呈东西向带状分布，与业已发现的主要铀矿床在空间分布上关系密切.

鹅湖岭组火山岩总体表现为高阻、低密度，主要出现在MT5—MT12线，尤其是MT6—MT10线.盆地中部鹅湖岭组厚度大，在MT10线上，厚度达到2 km.在MT10—MT11线，即相山主峰北西1 km处至巴山一带，出现自下而上贯通式的低阻异常，解释为鹅湖岭组碎斑熔岩喷发中心的火山颈相，由于火山通道强烈的热液蚀变作用影响，岩石的电阻率已大幅降低.该火山通道总体上呈陡立管状，深部向南东倾伏，浅部向南东撒开，地表半径约有2 km.

(3) 结合地表地质填图和岩性特征，在青白口纪变质基底地层中识别出上施组、库里组、神山组的展布特征，每个组均分为上下两个岩性段.总体而言，下段主体为石英片岩，表现为高阻、高密度，上段主体为千枚岩，表现为中低阻、高密度.在三维空间上，构成一个向北东东倾伏的复式背斜，相山火山盆地发育于其核部倾伏端之上.南西部有加里东期花岗岩侵入，该岩体出现在MT4-MT7线，由南西向北东倾伏.

(4) 格架性断裂构造有7条北东向、4条北西向和1条近南北向，其中在盆地北西角新识别出来的北东向主干断裂，隐伏于白垩纪红层盆地之下.盆地北部发现1条弧形火山塌陷构造.这些构造表现为一定规模、空间上延续的低阻异常带.盆地西部火山岩盖层存在北东、北西向主干断裂组合，构成菱格状构造.基底界面则表现为，两条北东向断裂夹持中部地堑块体，同时有东西走向的隆凹相间格局.

(5) 相山火山盆地流纹英安岩主要呈岩床状 (似层状)，其岩浆通道主要为串珠式带状；碎斑熔岩主要呈蘑菇状 (岩盖状)，其岩浆通道为管状；粗斑花岗斑岩主要为岩墙-岩床组合体 (横断面常构成“T”型或“7”型)，其岩浆通道主要为岩墙状.打鼓顶期主要岩浆通道位于相山顶—巴山之间，次岩浆通道位于河元背；鹅湖岭期火山活动主岩浆通道也位于相山顶—巴山之间，次岩浆通道位于河元背、阳家山 (芙蓉山)、严坑、柏昌.火山机构具有继承性和发展性.

(6) 相山铀矿田60年来的地质勘查与开采总结出“三盲”(盲构造、盲岩体、盲矿床)、“三界面”(切穿基底的断裂构造、火山塌陷构造-火山通道、鹅湖岭组/打鼓顶组组间界面) 找矿规律 (邱爱金等，2002；范洪海等，2003；林锦荣等，2014).本项研究使这些找矿地质要素的三维空间特征变得清晰起来，已探明的铀矿化与盆地内次级正负构造单元的转折部位及火山构造相联系.在火山盆地中部地堑区，次级的正负构造单元交织，断裂构造发育，打鼓顶组、鹅湖岭组火山岩厚度变化大，其转折变异部位是铀成矿的重要场所.此外，相山盆地南西侧加里东花岗岩 (乐安岩体) 的北侧，厘定出印支期富铀花岗岩体 (咸口岩体)，在两者接触带中已产有罗山铀矿床，该矿床的形成与咸口岩体有关 (周佐民等，2105).咸口印支期富铀岩体距相山矿田仅约15 km，咸口岩体可能仅仅是相山地区印支期富铀花岗岩体出露地表的一个窗口，在地下的花岗岩基底有可能存在印支期富铀花岗岩体.伴随着燕山期的火山 (次火山) 活动，富铀花岗岩中的铀作为铀源被活化、迁移、富集成矿.相山盆地西部变质岩-花岗岩双基底的鉴别，为本区铀成矿物源的研究提供了新思路.该区是否具备与白面石铀矿床 (章邦桐，2003；董晨阳，2010) 和俄罗斯红石铀矿田 (Chabiron et al., 2003) 相似的成矿地质条件，即存在变质岩与富铀花岗岩双基底、铀成矿作用与印支期富铀花岗岩有关？相山盆地矿床主要产于西部，是否与东西两地基底差异有关？这是很值得进一步研究的问题.

致谢

非常感谢“相山火山盆地三维地质调查”项目组成员的鼎力合作与奉献.侯增谦、孟祥金、李祥、余达淦、饶明辉、巫建华、张文华、李子颖、聂江涛、王健、胡荣泉、王昇、李符斌、王龙、曹寿孙、朱永刚、曾文乐、应阳根、陈凯、李芳、张树明、蒋振频、时国、刘林清、杨庆坤、陈留勤等参加了部分野外工作，室内解译和撰稿过程中得到吕庆田、于庆文、张智勇、毛晓长、卢民杰、郭坤一、翟刚毅、邢光福、程光华、张彦杰、楼法生、张芳荣、李超岭、马金清、卢清地、张万良、张赣萍、李凯明、胡宝林、陈志德、朱忠、刘燕学、田世洪、周肖华、陈荣清、张作宏、杨轮凯、吴怀春等专家指导.作者致以诚挚的谢意！

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