2016, Vol. 31
2. 东华理工大学地球科学学院, 南昌 330013
3. 东华理工大学江西省数字国土重点实验室, 南昌 330013
4. 江西省核工业261大队, 鹰潭 344400
5. 江西应用技术职业学院立达科技开发总公司, 赣州 341000
2. College of Earth Sciences, East China University of Techology, Nanchang 330013, China
3. Jiangxi Province Key Lab for Digital Land, East China University of Techology, Nanchang 330013, China
4. Geologic Party No. 261, Yingtan 334400, China
5. Technology Development Corporation of Lida Jiangxi College of Applied Technology, Ganzhou 341000, China
盆地是一个巨大的矿藏“聚宝盆”.在盆地中往往蕴藏着丰富的油气资源、铅、锌、铀、金等热液金属矿床(张桂林等，2002；杨辉等，2006；匡立春等，2007；邹才能等，2008；杨昔林等，2011；徐庆胜等，2014)，如本文所研究的区域—江西相山铀矿田就是目前我国规模最大的火山岩型铀矿开采基地.盆地中的矿床往往受基底与深部地质结构(如基底深大断裂、岩性界面的起伏等)共同控制，它们不仅制约着盆地的形成和发展，同时还控制着盆地内部的沉积与构造(刘光鼎等，1996).因此从某种意义上来说，探明了盆地的基底和深部地质结构也就间接的为深部矿床的勘探指明了方向.
随着矿床的勘探深度不断加大，勘探目标地质体周围的地质环境也比以前更加复杂.地球物理联合反演已成地球物理工作的一个重要发展趋势，联合反演可以弥补单一地球物理方法的不足之处，做到“扬长避短”.重磁方法在盆地的研究中，其在水平方向上的高分辨率能够提供地壳深部结构信息(刘光鼎等，1996).因此重磁往往与电法、地震等进行综合物探勘查(邓荣来等，2002；陈洁等，2007；于鹏等，2008；刘建利等，2013).地球物理数据的获得通常是花费了巨大的人力和物力，故应当对已有的地球物理资料加以充分利用，充分挖掘出其中所隐藏的重要信息.本文旨在尝试利用已有的重磁资料，通过Oasis montaj平台生成3D重磁反演地球物理模型，并对模型进行切片获得与实测CSAMT剖面大小位置一致的密度切片和磁化率切片，将二者作为CSAMT地质解译过程中的辅助条件，综合解译研究区内的深部地质结构.
1 地质背景相山火山盆地坐落于扬子板块与华夏板块所夹持的湘桂赣地块北东缘，位于赣杭火山构造火山岩带的西段.东距鹰潭—安远大断裂带约16 km，北距江绍缝合带约40 km，遂川—德兴深大断裂从盆地西北角切过.盆地内的地层主要由基底和盖层两部分组成.基底地层为新元古界青白口系变质岩，岩性主要有千枚岩、二云石英片岩、变沉凝灰岩和变质砂岩等绿片岩相低级区域变质岩.盖层地层则由下白垩统的打鼓顶组与鹅湖岭组组成，打鼓顶组岩性主要为流纹英安岩、砂岩等；鹅湖岭组岩性主要为碎斑熔岩、凝灰岩等.侵入岩主要为早白垩世火山—侵入杂岩体以及少量的早泥盆世花岗斑岩呈环状分布在盆地四周.盆地西北角则被晚白垩世红层所覆盖(图 1).
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图 1 相山火山盆地地质简图(据东华理工大学，2013① Qhl—联圩组；K2—晚白垩世红层；K1e2a—含变质岩角砾碎斑熔岩K1e2b—碎斑熔岩；K1e2c—含花岗质团块碎斑熔岩；K1e1—鹅湖岭组火山沉积岩；K1d2—打鼓顶组流纹英安岩；K1d1—打鼓顶组火山沉积岩；T3zj—紫家冲组砂岩、砾岩；D3C1y—云山组砂岩、砾岩；Qb—青白口纪变质岩；ηγπK1S—早白垩世二长花岗斑岩；ηγT2D—中三叠世二长花岗岩；ηγD1T—早泥盆世二长花岗岩；ηγD1L—早泥盆世二长花岗岩；ηγD1J—早泥盆世二长花岗岩；14—CSAMT测线. Figure 1 Geologic Sketch Map of Xiangshan Volcano Basin Qhl—Quaternary residual; K2—sandstone of the Upper Cretaceous; K1e2a—crushed lava including metamorphic breccias; K1e2b—crushed lava; K1e2c—crushed lava including ganitic masses; K1e1—sandstone and tuff of Ehuling Formation; K1d2—rhyodacite of Daguding Formatin; K1d1—sandstone and tuff of Daguding Formatin; T3zj—sandstone and conglomerate of Zijiachong Formation; D3C1y— sandstone and conglomerate of Yunshan Formation; Qb—metamorphic of Qingbaikou System; ηγπK1S—Early Cretaceous monzonite granitic porphyry; ηγT2D—Middle Triassic monzonite granitic porphyry; ηγD1T—Early Devonian monzonite granitic porphyry; ηγD1L— Early Devonian monzonite granitic porphyry; ηγD1J—Early Devonian monzonite granitic porphyry; 14—CSAMT line. |
①东华理工大学，1 5万陀上幅区域地质调查报告，2013，有修改)
相山火山盆地在经历了扬子—加里东、海西—印支、燕山及喜马拉雅四个构造旋回后，形成了除一系列的褶皱构造和断裂构造外，还有一些火山机构环形断裂.受区域性断裂遂川—德兴深大断裂的影响，研究区内形成了一系列的断裂构造，其中以北东向断裂为主，其次为北西向断裂，在北东向断裂与北西向断裂的两侧又发育了一些南北向、近东西向的次生断裂.这些次生断裂为相山铀矿田的容矿构造之一.
2 地球物理特征岩(矿)石的物性是地质与地球物理之间的纽带，通过统计所采集的地表样品与岩芯样品的物性参数，得到研究区主体岩性的磁化率、密度和电阻率特征(表 1).磁性特征总体表现为弱磁性，几十到几百个单位，相比之下，盖层的火山岩—次火山岩的磁化率要比基底变质岩的磁化率高，且盖层呈现出杂磁性的特点.密度特征表现为年代越久远的地层其密度值越大，基底变质岩的密度最大，与碎斑熔岩、流纹英安岩之间的密度差异值分别为0.14 g/cm3和0.08 g/cm3，因此盖层与基底之间可形成明显的密度界面.电性特征总体变现为碎斑熔岩、未蚀变花岗斑岩为高阻，变质岩为中阻，蚀变花岗斑岩与流纹英安岩为低阻的特征.碎斑熔岩、与未蚀变花岗斑岩可与流纹英安岩、变质岩之间形成明显的电阻率差异界面.
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表 1 相山火山盆地岩石物性特征统计表① Table 1 Table of Rock Physical Property in Xiangshan Volcano Basin |
①东华理工大学地质调查研究院.2015. 相山火山盆地三维地质调查总结报告[R].
3 工作方法和数据处理本次在石洞地区选取了一条CSAMT测线(图 1)，测线方位角为132°，剖面长4500 m，测点点距50 m，设置测点90个.采集频率范围0.125～9600 Hz，避开50 Hz及其倍频频点.供电极距AB为1780 m，收发距约为13 km，供电电流为11 A，有效勘探深度达2000 m.
野外数据采集工作采用加拿大Phoenix公司产V8多功能电法仪和三洋T30发电机开展可控源音频大地电磁测量工作.本次CSAMT测量水平方向电场(MN)平行于场源(AB)，水平磁场垂直于场源布设.接收电极为不极化电极，接地电阻一般控制在2000 Ω之内.接收仪布置在一个电极排列的中间，严格接地.磁棒垂直于MN，布置在测量电偶极子排列的中间，为了最大限度地减少因风引起的震动产生的噪声，均把磁棒水平埋入地下20 cm以下，用水平尺保持其水平，用森林罗盘仪使磁棒严格垂直场源AB的轴线，误差小于1°.
为控制观测数据的质量，在测线上观测了三个质量观测点，分别为14~48、14~73和14~74.利用均方相对误差来衡量野外观测数据的质量，均方相对误差计算公式为
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式中：n—检查观测的频点数；i—频点号(i=1，2，3，…，n)；Ai—第i个频点的原始观测的视电阻率或相位；A′i—第i个频点的检查观测的视电阻率或相应.
以质量观测点14-48为例，通过上述公式计算得到视电阻率和阻抗相位的相对均方误差分别为4.24%和4.66%，均小于5%，说明观测数据的质量达到了规范所要求的精度.
野外观测数据首先采用仪器的配套软件CMT Pro进行数据预处理，这一过程包括电极点位坐标偏差校正、曲线自动圆滑、跳点处理、两端坏频段截断处理、坏测点曲线废弃删除等.再利用崔先文研发的CSAMT-SW软件进行反演，反演方法为CSAMT拟二维反演法.随后，利用Surfer绘图软件绘制电阻率断面图，最后结合已有的地质资料绘制推断地质剖面图.
重力数据为1 5万地面观测数据，磁法数据为1 2.5万地面高精度磁测数据，二者的覆盖范围基本包含了整个相山盆地.通过将不同的反演方法所得到的反演结果与已有的地质资料对比，发现解析延拓法所得到的结果更符合实际地质情况.因此本文采用该法并借助于加拿大Geosoft公司研发的Oasis montaj软件求取异常值进行3D反演，重磁数据反演均采用同一个剖分网格，网格大小为125 m×125 m×65.5 m(长×宽×高)，将地下3 km范围内半空间划分为226×144×66=2147904个网格单元进行反演计算，最终得到了3D重磁反演地球物理模型(图 2和图 3)，模型中的颜色由暗到亮分别代表着密度和磁化率由低值向高值增长.再按照CSAMT勘探剖面的坐标对3D重磁反演地球物理模型进行切片，分别获取与CSAMT剖面大小一致，坐标位置一致的密度切片(图 5)和磁化率切片(图 6).
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图 2 3D重力反演地球物理模型 Figure 2 Geophysical Model of 3D Gravity Inversion |
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图 3 3D磁法反演地球物理模型 Figure 3 Geophysical Model of 3D Magnetic Inversion |
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图 4 14线CSAMT二维电阻率反演断面图 红色虚线—推测断层；黑色虚线—推测岩性界面 Figure 4 The 2D inversion resistivity section of Controlled Source Audio Magnetotelluric Method of Line 14 |
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图 5 密度切片 Figure 5 Slice of Density |
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图 6 磁化率切片 Figure 6 Slice of Susceptibility |
经过二维电阻率反演，并将剖面最上层的第四系白化掉，得到最终的二维反演电阻率断面图(图 4).由该反演断面图可看到，该地区的地层电性特征呈一“夹心”模式(王峰等，2016)，表现为上、下部中高阻层夹中间低阻层.推断与上部中高阻异常带相对应的地层应为鹅湖岭组，与中间低阻异常带相对应的地层应为打鼓顶组，底部大范围中高阻异常带应为基底变质岩所造成的.鹅湖岭组和打鼓顶组的岩性界面埋深在200～-400 m之间，界面在剖面的南北侧形态变化较强烈.鹅湖岭组和变质岩的岩性界面埋深位于-200 m左右，岩性接触界面长度约有400 m.打鼓顶组与基地变质岩的岩性界面最大埋深约-800 m，埋深最浅处约为-200 m，该界面总体呈现为一凹凸相间的形态特征，且在200～600 m处界面缺失.该剖面中打鼓顶组和基底的岩性界面埋深由北西向南东逐渐变浅，推断此种现象可能是由于基底受到了抬升作用所造成的.
此外，根据电阻率剖面上的电阻率异常带，并参考实际地质资料，在平距大致200 m、900 m、2500 m、2800 m和4000 m处共推断出了5条断裂，前4条依次分别是小陂—芜头断裂、牛头岭—石洞断裂和邹—石断裂，这4条断裂的大致倾向均为西倾，倾角在80°左右.邹—石断裂和牛头岭石洞断裂的切割深度较小陂—芜头更深.在测线的东段，根据低阻电阻率变异带向上凸起的特征，据此推测出了1条隐伏断裂F.该断裂倾向西倾，倾角陡直.
从14线密度切片(图 5)和磁化率切片(图 6)中可以看到：在横向上，重磁反演的结果均显示出分块性，表现为高密度体与低密度体互相夹持或是高磁化率区域与低磁化率区域相间；然而在纵向上，密度值和磁化率值等值线变化平缓，区分不出地层的界面，二者的纵向分辨率不及其在横向上的分辨率.造成这种结果的原因主要有两个：(1)重磁勘探的数据精度不够高，点线距较大，使得所采集的数据不足以反映地下地质体在纵向上产生的位场信息；(2)这也间接的说明了重磁法在横向上的分辨率要高于其在纵向上的分辨率.基于上述原因，本文中的密度切片和磁化率切片的地质解译仅为CSAMT的地质解译提供一个参考，最终还是以CSAMT解译成果为基准.
在密度切片(图 5)中，根据横向上相间的高低密度体，共划分出了5条断裂，依次分别为Fa1、Fa2、Fa3、Fa4和Fa5，分别在平距约600 m、900 m、1900 m、2750 m和4100 m处.其中，Fa2、Fa4和Fa5与CSAMT电阻率剖面中牛头岭—石洞断裂、邹—石断裂带和断裂F的位置相差不大.断裂Fa1与小陂—芜头断裂大致对应，但限于重力数据的精度，所划分的位置与CSAMT剖面上的相差较大.
在磁化率切片(图 6)中，依据横向上高低磁性体的分布特征，共划分出了3条断裂，依次分别为Fb1、Fb2和Fb3，分别在平距约1000 m、2600 m和3900 m处.通过综合电阻率剖面、密度切片和磁化率切片可以看出，断裂Fb1、Fa2和电阻率剖面所解译的牛头岭—石洞断裂位置相对应，断裂Fb2、Fa4和电阻率剖面解译的邹—石断裂的位置相对应，推测隐伏断裂F则与Fb3、Fa5的位置相对应.而密度切片中的断裂Fa3在电阻率剖面和磁化率切片中均未有相对应的断裂，故将其舍弃之.
综合重磁和CSAMT的地球物理解译成果，并充分结合实际地质资料，得到14线的推断地质剖面图(图 7).从推断地质剖面上可以清晰的看到相山火山盆地的岩性界面埋深及其形态特征.其中，打鼓顶组的岩体在剖面平距大约200～600 m处消失.考虑到相山火山盆地在早白垩纪遭受的两次亚旋回的火山的活动(夏林圻等，1992；沈锋等，1995).第一火山亚旋回岩浆活动主要以喷溢为主，形成了打鼓顶组的岩层；第二火山亚旋回岩浆活动主要为爆发和溢流，这期间喷溢出了大量的岩浆，形成了后来的鹅湖岭组岩层.同时这也从侧面反映了在两个亚旋回之间的时间里，打鼓顶组岩层先经历了剥蚀风化等物理化学的破坏作用，随后又遭受了大规模岩浆活动的侵蚀等地质破坏作用，最终导致了其岩层厚度被削薄.
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图 7 14线地质推断解译剖面 1 —鹅湖岭组碎斑熔岩；2—打鼓顶组流纹英安岩；3—青白口系变质岩；4—断层. Figure 7 The Cross Sectional View of Geological InferenceandInterpretation for Line 14 1 —crushed lava of Ehuling Formation；2—rhyodacite ofDagudingFormatin；3—metamorphic of Qingbaikou System；4—fault. |
根据三种方法的反演剖面可以看出，牛头岭—石洞断裂与邹—石断裂的切割深度都较大.邹—石断裂在密度、磁化率和电阻率三条剖面上均产生了异常带，说明邹—石断裂的规模较大.在平距大约4000 m的这一范围内，在密度切片、磁化率切片和电阻率反演断面上均存有一处异常带，据此推测该处或许存在一未知的断层F，该断层产状陡直，切割深度达基底变质岩，具体还有待进一步的地质查证.
5 结 论 5.1石洞地区的岩层从上到下主要为鹅湖岭组碎斑熔岩、打鼓顶组流纹英安岩和基底变质岩.碎斑熔岩表现为厚层状覆盖于流纹英安岩之上，流纹英安岩由于遭受剥蚀、侵蚀等作用，岩层厚度被削薄.基底变质岩表现为巨厚层状，未见底.该地区断层发育，不仅被主干构造邹—石构造穿过，还有次级的小陂—芜头和牛头岭—石洞断裂，这些断裂的切割深度都达基底.此外，在测线的东端还有可能发育一未查明的断裂.研究区内岩层的组间界面形态在某些地段变化强烈，尤其是断层穿过的位置，这些位置多是容矿、成矿的有利地方，在后来的成矿作用中起着重要的作用.
5.2本文通过利用密度切片和磁化率切片辅助CSAMT进行地质解译，结果不仅说明了充分利用3D重磁反演地球物理模型可以为CSAMT的地质解译提供一个参考，使得最终的地质解译成果更经得起推敲；还能让已有的地球物理资料得到更充分的利用，降低地质工作的勘探成本.
致谢 感谢审稿专家对本文的耐心指导以及编辑部的大力支持！| [] | Chen J, Wen N, Chen B Y .2007. Joint inversion of gravity-magnetic-electrical-seismic combination survey:Progress and prospect[J]. Progress in Geophysics (in Chinese), 22 (5) : 1427–1438. DOI:10.3969/j.issn.1004-2903.2007.05.013 |
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