0 引言

庐江—枞阳矿集区位于长江中下游成矿带的中东部，以陆相火山岩盆地为中心，内赋有大型铁矿、铜矿及一系列中小型铅锌、铜、铜金矿等.研究发现，庐枞火山岩盆地内的铁矿床成矿作用主要发生在中生代早白垩世砖桥火山喷发旋回，大型铁矿床通常赋存在白垩系下统砖桥组火山岩或同期侵入体的内外接触带中(周涛发等，2011).从庐江县的矾山到枞阳县的将军庙(矾山—将军庙)广泛分布着砖桥旋回的火山岩层和同时期的侵入岩，岩石蚀变和矿化类型也非常丰富，看似具备非常好的成矿条件.然而，除马鞭山铁矿以及龙桥铁矿之外，该地区仅分布有杨山、阳山洼、小矾山、钟山、何家小岭等中小型铁矿床以及零星分布的明矾石矿床，一直未曾发现如罗河、泥河和小包庄等大型铁矿床.董树文等(2010)认为，这些大型铁矿可能受控于区域性大断裂——罗河—缺口断裂.由于该断裂属于基底断裂，被后期盖层所覆盖，而在火山岩盆地内部是否存在罗河—缺口断裂的控岩控矿分支断裂仍然未知.因此，为了揭示矾山—将军庙地区的地下地质结构以指导找矿，需要借助地球物理工具探测深部地质体分布尤其是隐伏的控岩、控矿构造的展布特征与规律.

常用的勘探方法有地震勘探、重力勘探、磁法勘探和电磁法勘探等(Nabighian, 1988; 高锐等, 2010; 张林成等, 2017; Ren et al., 2017a, b, 2018)，其中音频大地电磁法(Audio-magnetotellurics，简称AMT)作为一种被动源电磁法一直以来以其高效、低成本的优势被应用于中深部(0~2000 m)的固体矿产勘查中，尤其频繁应用于矿田尺度的结构探测与成矿靶区(Farquharson and Craven, 2009; Ren et al., 2013, 2014; 任政勇等, 2017；Li et al., 2017).在过去的十几年中，随着技术的快速发展，大地电磁数据的二维反演与解释方法成为主流，如Occam反演(Wannamaker et al., 1986)，REBOCC反演(Siripunvaraporn and Egbert, 2007)，Bayesian反演(Uchida, 1993)，NLCG反演(Rodi and Mackie, 2001)和RRI反演(Smith and Booker, 1991)等，使得大地电磁数据获得了更加准确的认知并被广泛应用.但是在大地电磁数据解释过程中所遇到的挑战，如视电阻率曲线的静态位移、阻抗张量的畸变以及在二维反演前二维构造走向的确定、极化模式的选取等，大大制约了二维数据反演手段在电性复杂地区的应用.进入21世纪，随着高性能计算机的普遍应用，三维反演已广泛应用于大地电磁数据解释之中.与油气田和部分层控金属矿田不同，火山岩盆地内广泛分布的浅部侵入岩以及矿体都增加了地下电性的三维性.前人用实测数据进行了二维反演与三维反演的对比，发现当实际数据显示出强三维性时，如果继续使用二维反演将无法得到可靠的结果，甚至导致错误的结论(Parker, 1980).

因此，为了揭示庐枞火山岩盆地结构以指导成矿靶区优选，对庐枞矿集区矾山—将军庙地区进行了三维AMT勘探，在对数据进行Rophlus校正和相位张量维性分析(Caldwell et al., 2004)的基础上，采用模块化三维并行反演代码ModEM(Egbert et al., 2012; Kelbert et al., 2014)对数据进行了三维反演，得到了可靠的地下三维电性模型，最后结合地质和其他地球物理等综合数据对三维电性结构及电性异常体进行了解释和讨论.

1 地质与地球物理背景 1.1 地质背景

庐枞矿集区构造上位于扬子板块的北缘、大别造山带前陆褶皱带内，通过庐江—滁州褶皱带往西与张八岭褶皱带相连，向南东延伸为怀宁—枞阳—巢湖—含山褶皱带，东西边界分别为隐伏的“长江深断裂带”(常印佛等，1991)和郯—庐断裂带，如图 1所示，整体上表现为一个楔形构造带.庐枞矿集区整体包含庐枞火山岩盆地及相邻区域.

庐枞矿集区的地层从志留系到第四系均有分布，其中，志留系至三叠系中统地层主要出露于庐枞火山岩盆地周边，而庐枞火山岩盆地内部主要由晚侏罗世-早白垩世陆相火山岩地层覆盖.火山岩的直接基底地层为包含侏罗系中统罗岭组的早期褶皱基底，侏罗系下统龙门院组火山岩及上伏地层角度不整合于其上(任启江等，1991)，详见图 2.根据古生物与同位素年代学证据(周涛发等，2008)，火山活动至少从晚侏罗世开始，火山岩从老到新可划分为4个旋回，依次为晚侏罗世龙门院旋回，早白垩世砖桥、双庙和浮山旋回，在空间上4个旋回大致呈同心环状分布，自边缘向中心依次出露龙门院组、砖桥组、双庙组和浮山组，各组之间均为喷发不整合接触.

研究区内侵入岩分布广泛，侵入岩体规模大小悬殊，计有各类侵入岩体40余个，重要的侵入岩体有：沙溪岩体、黄屯岩体、巴家滩岩体、毛王庙岩体、巴坛岩体、矾山—石马滩岩体、大缸窑岩体、黄梅尖岩体、城山岩体和枞阳岩体等(周涛发等，2010).此外矿集区内还发育大量超浅成岩体，它们主要侵入于火山岩系中，少数侵入于前火山岩系地层中，大多呈岩墙、岩床、岩枝、岩瘤、岩株及不规则体等产出.岩体的分布主要受深部隐伏断裂的控制，其次则受火山岩的原生环状、放射状等断裂控制.

庐枞矿集区内断裂构造比较发育，主要有两类：一是基底断裂，二是火山岩盆地内部火成岩中的断裂.基底断裂主要为火山岩盆地的边界断裂和控岩断裂，均已被火山岩系及后期地层所覆盖.边界断裂控制了火山岩盆地的形态，而火山岩盆地内部的控岩断裂则可能已被岩浆活动所“焊接”，只能综合已有地质地球物理资料推断(Lü et al., 2013).这些主要断裂可分两组，NW向到近E-W向以及NE向，但区内是否存在由近E-W向与近S-N向共轭状网格状构造尚需进一步研究证实.火山岩盆地内火山机构与相关的断裂构造也非常发育，从晚侏罗世到早白垩世的四期(龙门院、砖桥、双庙、浮山)火山活动均有相应的不同类型、不同级次的火山机构及其伴随的火山构造，典型的火山机构有浮山破火山口、七家山破火山口、矾山—小岭侵入穹隆等.

庐枞火山岩盆地内产出一系列与岩浆岩有关的铁、铜、金、铅、锌、铀矿床，单个矿床的地质特征、成因及成矿模式已有较多的研究工作，矿床类型主要包括3类：Ⅰ热液脉型铅锌矿床，如岳山铅锌矿床；Ⅱ玢岩型铁矿床，包括4类玢岩型铁矿床：①龙桥式铁矿床; ②罗河式铁矿床；③泥河式铁矿床; ④盘石岭式铁矿床；Ⅲ热液脉型(及高硫型)铜成矿系列，如井边铜矿床、拔茅山铜矿床和矾山明矾石矿床.

1.2 地球物理背景

近年来，在庐枞矿集区开展了一系列地球物理研究，逐步揭开了庐枞矿集区深部与庐枞火山岩盆地浅层的结构特征.董树文等(2009;2010)对庐枞矿集区进行了反射地震勘探，对庐枞矿集区的Moho面以及火山岩盆地基底与盖层特征进行了识别.高锐等(2010)通过反射地震剖面进一步分析了庐枞火山岩盆地内典型铁矿床与深部构造尤其是断裂特征的关系.张季生等(2010)在反射地震与大地电磁探测结果的约束下，对庐枞火山岩盆地及外围重、磁场特征进行了定性和定量分析.随后吕庆田等(2010)在国家深部探测计划资助下，对整个庐枞矿集区系统地进行了多方法、多尺度的综合探测，如大地电磁、可控源、地震、重磁等.Chen等(2012)对矿集区内的沙溪斑岩铜矿使用音频大地电磁进行了三维建模，杨振威等(2013)则将频谱激电探测应用于沙溪斑岩铜矿对矿集区的结构与形成做了综述.尚世贵等(2014)对罗河—小包庄西侧、南侧重磁低缓异常进行研究.本文即在此基础上对庐枞矿集区矾山—将军庙地区的地质结构进行了精细研究.

2 AMT数据处理与反演 2.1 数据采集

三维AMT探测分布如图 2所示，测点点距200 m，线距1000 m，以近似10条平行剖面的方式布置了三维观测网，覆盖了整个矾山—将军庙地区.AMT数据采集采用加拿大凤凰公司生产的V5-2000五分量大地电磁仪，配备非极化电极和AMTC-30磁探头.采用张量测量的方式，每个测点分别测量2个相互正交的水平电场分量和磁场分量，观测频率范围为10000~0.35 Hz，单站采集时间在1个小时.

2.2 Rophlus处理

众所周知，AMT数据处理时必须面对天然场“死频带”问题，而“死频带”内阻抗视电阻率、相位数据的严重畸变会导致错误的反演结果.因此，在反演前必须进行相应的校正.死频带频段范围一般为5000~1000 Hz，对应地表浅部的电性信息.在此，利用课题组已开发的Rhoplus方法进行AMT数据死频带的校正，保证数据质量.

Rhoplus方法是在Dplus的基础上发展起来的.Parker(1980)，Parker和Whaler(1981)提出了Dplus反演方法，并由Parker和Booker(1996)进一步发展完善，提出了直接反演视电阻率和相位参数的Rhoplus方法.2014年，汤井田课题组将其应用到长江中下游成矿带AMT数据死频带的校正中，详细介绍了Rhoplus的原理、适用性及校正效果等(谭洁，2014；周聪等，2015；周聪，2016).

Rhoplus方法的适用性需从两方面考虑.其一，是地电维性条件.Parker和Booker(1996)指出，其适用条件是一维及二维TM模式.因此，应用本方法前，对所需处理的AMT数据进行维性判别是必要的.其二，是原始数据质量.一般的，只要“死频带”前后相邻频段具有一定频率的高质量数据，就可得到合理的处理数据；或者阻抗视电阻率、相位有一条曲线质量较高，也可恢复出较为合理的结果.

图 3为测区部分测点死频带数据经Rhoplus校正前后的对比图，图中实线为校正后的测深曲线，从图中可以看出，经Rhoplus校正，死频带数据得到了很好的改善，保证了参与反演的数据质量.

2.3 相位张量分析

相位张量具有不受局部电性畸变影响的特性(Caldwell et al., 2004)，保留了区域构造信息，提供了一种确定阻抗张量在各个周期上的维性特征的方法，同时在二维情况下还可确定电导率结构的区域构造走向.相位张量的图像可用椭圆表示，如图 4所示.

图 4中虚线为笛卡尔坐标系下的电性主轴方向，α为构造走向角，Φ_max和Φ_min为半长轴和半短轴，代表磁场和电场之间的最大和最小相位差，方向则指示对应深度范围的最大电导率梯度方向，角β为电性主轴方向相对于该方向的偏离角.对于任意周期的λ、α以及β，维性均可参照以下准则来评定(Bibby et al., 2005)：(1) λ≈ 0 (通常＜0.1), β≈0时为1维；(2) β≈0(通常＜3°), λ≠0(通常＞0.1)且α-β为常数时为二维；(3)β≠0(通常＞3°)或β≈ 0, λ≠0, 但α-β为非常数时为三维，β值越大说明电性三维性越强.

图 5给出了测线line-18的相位张量分析图.相位张量椭圆走向(长轴方向)指示了感应电流的主要流向并反映了地下介质的横向电性变化，其中圆形或近圆形椭圆指示地下所对应的深度为一维结构.相位张量椭圆填充色代表相位张量偏离角β并指示区域电性结构三维程度.近圆形的相位张量和较小β值指示浅部为近一维电性结构，这与浅部较均匀的火山岩物性相一致.随着测深周期增长，β值变大，深部为三维构造，反映的是不规则的隐伏岩体与火山岩盖层之间的接触界面或者矿化蚀变区域，因此需要应用三维反演方法进行解释.

2.4 三维反演

采用ModEM三维反演代码(Egbert et al., 2012; Kerbert et al., 2014)对AMT数据进行了反演，该反演方法基于标准的最小构造非线性共轭梯度算法.为减少低质量数据的影响，使反演结果更真实可靠，反演中舍弃了数据质量评价中质量不合格的测深点，选取10000~1 Hz频段总计24个频点数据进行Z_xy和Z_yx模式的联合反演.具体反演频率为：8800、6000、4400、2600、1800、1300、780、530、390 Hz、265、194、115、79、57、33、22.5、16.2、11.2、8.1、4.7 Hz、3.4、2.34、1.41、1.02 Hz.

为减少网格数量、提高反演速度，同时也为了消除反演数据中未包含对角线元素(Z_xx和Z_yy)的影响(Kiyan et al., 2014)，对网格进行了45°的顺时针旋转.水平方向网格间隔为100 m，垂直扩展因子为1.2，为保证2000 m的有效反演深度，设计深度为5000 m. x、y、z三个方向网格剖分数分别为137，123，30.初始反演模型为100 Ωm的均匀半空间.最终反演迭代84次，数据拟合差为3.7.

从典型测点曲线拟合效果(图 6、7)来看，在Egbert_error的控制下，除了少量低频点的拟合效果欠佳外，大部分数据都得到了很好的拟合，绝大多数测点的rms均小于4，意味着模型对于原始数据的拟合是合理的，反演的结果是可靠的.

从图 8可以看出，三维电性模型呈双层电性结构，即纵向成层，但横向无明显构造分段现象.上部为厚度500~1000 m的低阻层，电阻率在100 Ωm以内，下部为大于1000 Ωm的高阻层，界面则起伏不定，近地表局部存在高阻体，甚至位于低阻或高导体之上.位于line-16与line-18之间存在一个电阻率小于1 Ωm的高导体，立体范围不超过1 km³.需要说明的是，未受测点控制的模型外围区域基本保留了反演初始模型的数值，在以下的解释之中将不予考虑.

3 地质解释

本次AMT工作旨在探测庐枞矿集区地下2000 m以浅介质的电性信息，着重揭示火山岩地层的厚度、侵入岩的分布及产状、断裂构造(容矿构造或破破构造)以及矿体异常区域，为深部矿产勘查的靶区圈定提供依据.为了尽可能地压制地下电性结构的多解性，解释过程中以庐枞矿集区岩石原位露头及标本的电性测量数据和地表地质、钻孔数据、不同类型地质体产出规律与电导率结构的相似性进行了相互约束.

3.1 剖面电性结构与地质体分布

野外地表地质调查、钻孔岩心和采矿均揭示了庐枞火山岩盆地表层的基本结构特征.在火山岩盆地中部区域，地下2000 m范围内，火山岩盆地均由上覆的火山岩盖层与下伏的侵入岩组成.通过识别不同地点的火山岩厚度，从而可以推断下伏侵入岩的埋深与分布情况.从图 9三维反演结果的地下介质电性结构切片明显可以看出的是火山岩区呈浅部低阻深部高阻的双层电性结构，且不同地段浅部的低阻层(＜100 Ωm)厚度是变化的，且在这些低阻层之中分布有局部的高阻体(＞1000 Ωm)，而低阻层与火山岩地层的关系可通过三维反演结果的剖面切片电性特征逐个分析.

line-06从北西至南东分别穿过分布着早白垩世砖桥组中段地层和同期同质侵入体(辉石粗安玢岩)的牛头山、分布着早白垩世双庙组中段地层的双庙、早白垩世砖桥组上段地层的洪家院子和巴家滩岩体(辉石二长岩)出露区(如图 2).图 9中，line-06电性结构呈现出上述四段区域的过渡结构，双庙组地层出露区的低阻层厚度明显大于其他三段，可以推测低阻层的厚度与火山岩厚度的正相关性，因为无论区域上砖桥组火山岩的分布还是双庙组地层中的钻孔岩心都说明位于该段双庙组地层下方存在砖桥组地层，而在巴家滩岩体段，除了未受测点控制的局部区域外，整段剖面从上至下都是高阻，低阻层的缺失恰恰反映了火山岩地层的缺失，其他两段的低阻层厚度则介于上述二者之间，并且其中还穿插着位置较浅甚至延伸至地表的局部高阻体，这个特征正好对应了地表出露的超浅成侵入体(辉石粗安玢岩体)与厚度不大的火山岩地层的组合.

与line-06相似，line-08和line-10也穿过三段不同的地层分布区域，不同的是后者的南东段未包含巴家滩岩体(图 2).因此，line-10的结构大致呈“两隆夹一凹”的特征——中段的火山岩厚度大，两头的厚度薄.同样，剖面两端位置较浅的高阻体反映了地表广泛分布的超浅成侵入体.line-12和line-14则几乎完全位于砖桥组地层出露区，但更多超浅成侵入体的随机分布让剖面浅层的电性结构呈现分段现象，低阻层的分布被高阻体截断而变得不如line-06和line-10那么连续.

line-16，18，20，22，24已经靠近庐枞火山岩盆地的边部，出露的火山岩地层为砖桥组下段(图 2).这部分剖面的电性结构基本延续了上述剖面的规律，但存在显著差异的是line-18和line-22.图 9中line-18中部存在厚度明显大于其他剖面和本剖面其他分段的高导体，高导体的上方则由厚度不大的层状高阻体所覆盖.line-22则具有相对更高的高阻体顶面，剖面首段几乎从深部抵达到地表的中高阻体分别反映了矾山(石英)正长斑岩体，而尾段高阻体对应了黄演冲辉石粗安玢岩体群；剖面中段较薄的低阻层意味着该段具有较薄的火山岩厚度，这从图 10a可以看出，该段在整个研究区域内正处于高阻体隆升轴的中心，高阻体挤占了大部分空间.

line-28，30位于庐枞火山岩盆地的北缘，地层从中侏罗世罗岭组下段、晚侏罗世龙门院组到早白垩世砖桥组下段均有出露(图 2).除了近表的导电的浅覆盖外，罗岭组及下伏的地层贡献了中高阻的背景，而龙门院组和砖桥组仍保留了较大的低阻厚度(约500 m).从罗岭组地层区过渡到龙门院组地层区存在明显的电性梯度带，可以预示着在浅部沉积不整合接触关系的下方可能隐含着断裂接触关系.

电导率大小是地下介质电输运性质连通性的反映，火山岩地层更易导电并非仅仅因为其暴露于地表的时间过长而产生了足够的裂隙并被风化，更是由于相对于侵入岩，其经常含有碎屑岩夹层以及典型的易于储存导电介质的火山岩气孔构造.上述这些综合因素贡献了火山岩地层的大部分导电性，但是仍不能忽略大范围的岩石矿化蚀变对电导率的影响.庐枞火山岩盆地内矿床中所包含的矿化、蚀变通常发生在侵入接触的内外带附近或直接赋存在火山岩地层中，较少发生在侵入体的内部，当蚀变类型是硅化等高阻蚀变时将进一步扩大对高阻侵入体范围的估计，反之，当蚀变类型是含水蚀变等低阻蚀变时则将扩大对火山岩厚度的估计.因此，将高、低阻界面对于划分火山岩地层与下伏侵入体的大致界线仍是可参考的.

尽管火山岩地层下伏的高阻体的分布规律与侵入体并不一定存在直接对应关系，但是对于整个研究区域尺度而言，大于1000 Ωm的高阻体至少能在一定程度上描述大部分侵入岩体的分布规律.从图 8a中可以看出，大于1000 Ωm高阻体的隆起范围显著地反映了与大部分超浅成侵入岩如辉石粗安玢岩出露区的正相关关系，预示着这类超浅成岩的确不同于普通的火山熔岩而具有原地性和有根性(深部连接着中浅成侵入体).但同时需要注意的是，还存在一种由不同性质岩体的侵入时间顺序以及岩体含矿性带来的不确定性.因此，利用电导率讨论具体位置的侵入体分布和形态时仍需根据实际地质情况进行分析.

3.2 高导体与成矿的关系

对三维反演模型进行电阻率门槛值设定得到了地下高导体(0~10 Ωm)与高阻体(＞1000 Ωm)的分布图(如图 10a).高导体主要散布在近地表，薄层部分可能对应了地表第四系沉积物或火成岩的风化层，但少部分厚度较大的高导体反映了火山岩地层的导电性质，成因如前所述.

从图 10a中可以看出，line-18中部存在一个明显的高导体，这个高导体则正好位于密集分布测点正下方，平面范围约为1 km²，厚度大约500 m，上覆约200 m厚的高阻层(详见图 11).该高导体地理上位于钟子山，高导体的中点与何家小岭硫铁矿、钟山铁矿(何家大岭铁矿)直线距离都约为1000 m，而最近则不足500 m.尽管该段地表岩性是下白垩统砖桥组粗安岩和火山碎屑岩(凝灰岩、安山角砾岩)，但蚀变类型丰富，如蚀变范围广的硅化、次生石英岩化以及局部的高岭石化(钾化).根据露头的物性测量(汤井田等，2014)，正是这套厚度较大的火山碎屑岩因发生了次生石英岩化而贡献了近地表的高阻层.何家小岭硫铁矿、钟山铁矿区内火山构造为爆破角砾岩筒构造，成矿热液在爆破角砾岩筒构造中进行充填交代形成何家大岭铁矿床、硫铁矿床.该区域的古火山机构被重力数据所识别(兰学毅等，2012)，小岭地区正是处于重、磁凹地的相对隆起区域，这与泥河铁矿的重、磁特征是非常相似的.由于火山喷发中心往往因多次喷发而形成多个次级火山机构，后期的岩浆灌入便形成如何家小岭和钟山铁矿控矿类型的隐爆角砾筒，从而有助于含矿流体的运移、卸载并沉淀.因此，位于小岭下方的高导异常体代表古火山机构或矿体存在的可能性最大，因为即便不存在含矿热液的沉淀，当时广泛的硅质蚀变流体(次生石英岩化)充填作用造成了火山机构中的角砾岩充分胶结，用现代导电流体较难解释.然而，为什么在矾山—将军庙地区仅存在这一处高导体，是不是意味着整个研究区域内仅此一处古火山？我们认为不是，区域内有理由存在多处古火山.首先不是每一个古火山都能赋存高导流体或者金属矿产，其次古火山机构也较易被硅质流体和侵入体所充填而无法呈现高电导率，另外，受AMT测点分布的影响，可能有些高导体未被AMT数据所揭示，而受AMT测点控制的含矿古火山机构可能由于(1)矿石的结构、构造(如浸染状矿石)；(2)流体的连通性不好；(3)矿石规模较小和太分散(尺度小于其产出深度所对应的AMT频率的分辨率)等原因未能显示出高导特征.

4 结论

(1) 利用模块化三维反演并行代码ModEM开展了庐枞矿集区实测数据的三维反演，获得了一个典型的具有双层结构特征的火山岩盆地三维地下电性模型.

(2) 通过三维反演模型电性结构分析与讨论，对低阻火山岩地层厚度、高阻侵入岩的深部分布特征以及高导异常体成因的进行了初步判断.近地表低阻层所代表的火山岩地层通常小于500 m，牛头山—巴家滩和黄寅冲一带高阻隆起区可以代表深部侵入体的分布范围.

(3) 小岭地区高导体的存在与钟山铁矿、何家小岭铁矿可相比较，对应着另一个次一级火山机构所形成的爆破角砾岩筒型的铁矿床.

致谢

感谢参加庐枞矿集区AMT数据采集及处理的全体成员；特别感谢Oregon University的Gary Egbert教授慷慨提供三维反演代码ModEM.