宁芜火山岩盆地及邻区上地壳电性结构研究
2015-05-12张昆严加永吕庆田赵金花
张昆， 严加永， 吕庆田， 赵金花
1 中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部成矿作用和资源评价重点实验室， 北京 1000372 中国科学院地质与地球物理研究所， 北京 1000293 中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所， 河北廊坊 065000
宁芜火山岩盆地及邻区上地壳电性结构研究
张昆1,2， 严加永1， 吕庆田3， 赵金花1
1 中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部成矿作用和资源评价重点实验室， 北京 1000372 中国科学院地质与地球物理研究所， 北京 1000293 中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所， 河北廊坊 065000
为了较全面、客观地认识宁芜矿集区上地壳电性结构，研究“玢岩铁矿”成矿规律与深部地球物理、地质结构的对应关系，为探索深部“第二找矿空间”提供物性参数，我们完成了6条宽频大地电磁测深剖面.通过分析各剖面电性成像结果，讨论了“长江断裂带”与矿集区成矿的关系，并且认为围岩、岩浆及其上侵通道是区内矿床的控矿因素.此外，结合姑山铁矿床的位置以及铁矿床成矿规律判断宁芜火山岩盆地南部低阻条带为矿集区姑山火山-岩浆旋回的岩浆（导矿）通道，而盆地东部邻区的倾斜“叠瓦状”电性特征说明该区在经历了印支期褶皱构造运动后发育了逆冲推覆构造.
宁芜火山岩盆地； 宽频大地电磁测深； 上地壳； 电性结构
1 引言
随着我国经济的快速发展，资源消耗量日益增加，资源储备渐显不足，加大国内资源勘探开发，提高国内矿产资源的保障程度成为当务之急（杨振威，2013）.因此，勘探开发深部矿产资源，具有十分重要的意义.而向深部追踪地表已经发现的控矿构造，探讨成矿深部控制条件是开展深部找矿的突破口（Milkereit and Green,1992;Weckmann et al.,2007;Malehmir et al.,2009）.
美国的COCORP计划运用多道地震反射剖面探测大陆岩石圈结构，确定了阿帕拉契亚造山带大规模推覆构造，进而在落基山逆冲断层下发现一系列油气田（Jones and Craven,1990; Wen and Unsworth,2006）.加拿大实施的Lithoprobe探测计划（Milkereit and Green, 1992）中萨德伯里的高分辨率反射地震剖面发现火成杂岩体底深10 km、推断出控矿部位、圈定了深部矿体，显示出铜、镍矿化与火成杂岩体的密切关系（King,1996）.澳大利亚“玻璃地球”计划开展了成矿带地壳精细结构探测，通过大地电磁测深在奥林匹克坝矿区及其边界完成的工作，结合人工源地震层析成像结果分析认为低阻带是深至壳内的深断裂, 为含矿热液的运移通道，该发现为深部找矿工作指明了方向.中国的SinoProbe计划运用深反射地震和大地电磁测深等勘探方法探测了大陆岩石圈结构，其中通过庐枞矿集区的地球物理资料，发现矿集区由“两坳一隆”构成，存在“三横六竖”的断裂系统，并且为深部岩浆活动的主要通道，提出综合运用反射地震、大地电磁等方法可以更好地进行复杂地区的结构构造研究（吕庆田等，2014）.国内外相关研究表明，地球物理勘探方法是研究矿区深部结构和控矿因素、开展深部找矿的重要技术手段.
在经历了燕山期强烈的构造-岩浆-成矿活动后，长江中下游成矿带（宁芜研究项目编写组, 1978；董树文等，2007）形成于扬子块体的北缘、华北和扬子块体的边界处（张昆等，2014）.成矿带包含的宁镇、宁芜、铜陵、庐枞、安庆—贵池、九瑞、鄂东南7个矿集区具有相似的地质构造背景，因此，常印佛等提出长江中下游成矿带深部可能存在第二成矿带（常印佛等，1991），深部找矿潜力巨大，2013年初庐江小包庄铁矿普查单孔于1300～1800 m中见500 m厚铁矿，证明了深部找矿的广阔前景.
宁芜盆地为坳陷型矿集区（翟裕生等，1992；蒋其胜等，2008），发现各类铁矿床30多处，大型矿床有梅山铁矿、凹山铁矿、姑山铁矿等铁矿床（常印佛等，1991；杜建国和马晓红，2011；杜建国和常丹燕，2011）.宁芜研究项目小组通过对宁芜矿集区铁矿床地质特征、成矿流体特征系统研究，提出了“玢岩铁矿”理论，建立了成矿模式（宁芜研究项目编写组, 1978）.20世纪90年代以来，地质工作者对宁芜矿集区及与成矿有关的岩浆岩和矿床开展了地球化学、岩石学、成矿年代学和成矿大地构造背景研究，取得了重大进展，但应用地球物理方法对矿集区深部结构的探测工作开展的较少（杨振威，2013）.
为了了解宁芜矿集区的深部物性结构，研究“玢岩铁矿”成矿规律与深部地球物理、地质结构的对应关系，为探索深部“第二找矿空间”提供重要的物性参数，我们在宁芜矿集区及邻区开展了地球物理勘探工作，进行了大地电磁测深实验，并得到了上地壳（0～10 km）深度范围内的电性结构.
2 数据采集
数据采集使用加拿大凤凰公司的V5-2000大地电磁测深系统，共有6套仪器同时采集.为获得更为丰富的地电信息，每个测点的数据采集时长不少于18 h.采集频段为320～0.001 Hz，点距400～800 m，共使用测点280个.为获取野外高质量的数据，在采集时采用了必要的措施，部分实际测点坐标偏离了设计坐标.
2.1 剖面部署
马鞍山和繁昌地区大地电磁测深数据采集工作始于2011年3月中旬，至2012年5月底结束，共布设6条大地电磁剖面，测区主要位于安徽省境内，如图1所示.在宁-芜盆地中部由北西向东南布置全椒—禄口剖面线（1线），横跨全椒县、石杨镇、江宁镇南部，直至禄口以北；由南西向北东布置姑山—江宁剖面线（2线），位于石桥镇西侧姑山（使用时测点有删减）；由北西向东南布置试刀山—石臼湖剖面线（3线），横跨巢湖市北部试刀山、长江以及当涂县南部，直至石臼湖南（使用时测点有删减）；由北西向东南布置三山—许镇剖面线（4线），横跨芜湖市南部地区（使用时测点有删减）；由北西向东南布置向阳镇—乌溪镇剖面线（5线），横跨芜湖市北部地区（使用时测点有删减）；由北东向南西布置凤凰山—石桥镇剖面线（6线），纵穿铜陵市西侧凤凰山、茗山山区和繁昌县，延伸至石桥镇西（各剖面线数据在进行反演时测点有删减）（张昆等，2014）.
2.2 数据质量与典型曲线
衡量MT数据质量的标准有两条，即数据误差和测深曲线的连续性.按照此标准挑选实际使用数据，视电阻率方差和阻抗相位方差小于20%的（频点）数据，同时视电阻率和阻抗相位随频率变化的规律性明确、曲线形态清晰（魏文博等，2009）的（测点）数据予以使用.使用的典型数据曲线如图2所示，基本满足曲线连续性要求，数据测点位置如图1所示.此外，所用数据经过去噪处理（删除不连续或者误差较大的飞点），视电阻率绝对误差（绝对误差：极值与平均值差的绝对值）小于0.06 Ωm，阻抗相位绝对误差小于0.7°，参数-频率曲线出现间断.
图1 区域地质图（张昆等，2014）
图2 典型MT测点曲线示意图
3 数据处理和反演
本次大地电磁测深的目标为反映上地壳（0～10 km）范围内电性结构，数据处理和解释流程包括傅里叶变换、互（远）参考计算、功率谱挑选、视参数的计算与遴选、电性主轴分析、静位移校正和反演等.
3.1 互参考
大地电磁观测信号中的噪声包含相关噪声和不相关噪声.利用多组数据的频谱统计值可以抑制不相关噪声，但对相关噪声的抑制并不明显，互（远）参考处理是一种消除局部相关噪声的有效方法.通过同一天内同时测量的、电磁干扰相对较弱的同测区测点数据进行互参考处理后，数据质量有进一步提高.图3为未经互参考处理（a）和经过处理后（b）的视电阻率和相位曲线的对比图.
3.2 功率谱挑选
大地电磁测深各个频点的视电阻率和阻抗相位数据是利用多组功率谱的统计平均值得到，由于野外数据采集时间长，部分时段的功率谱可能受到强噪声干扰，从而影响频点的响应值，进而使视电阻率和相位曲线发生畸变（杨振威，2013）.数据处理时，对参加统计计算的功率谱进行挑选，以提高数据质量.图4为未经功率谱挑选和经过挑选处理对比图.
图3 互参考效果对比图：红色为TE模式曲线，绿色为TM模式曲线（杨振威，2013）
图4 功率谱挑选效果对比图：红色为TE模式曲线，绿色为TM模式曲线（杨振威，2013）
3.3 拟合去噪及静位移校正
野外采集数据经过前期处理得到视电阻率和阻抗相位后，需要进行飞点去除和静位移校正处理.图5所示视电阻率和阻抗相位曲线为本次使用的原始数据（未经去噪和静校正等处理）示例（如图5a所示），虽然低频出现个别飞点，并且两种模式的视电阻率曲线出现微弱的分离现象，但曲线整体上较为平滑，属于较高质量的数据，通过拟合去噪（张昆，2012）和首支重合与空间滤波联合静位移校正（张昆和严加永，2012）处理一并消除飞点和静位移现象（如图5b所示）.
3.4 电性主轴分析
选择野外采集的大地电磁数据全部频点进行主轴分析，高频部分如图6所示，低频部分如图7所示.通过电性主轴可以定性判断剖面的区域构造走向.
图6—7是根据阻抗张量分解得出的测线地下导电介质电性主轴方位分布.可以看出1线电性主轴方向主要为30°～60°（北东-南西向）和120°～150°（北西-南东向）；2线中频电性主轴方向主要为30°～45°（北东-南西向）和120°～135°（北西-南东向）；3线西部区域地下介质相互正交的两个电性主轴方位大约为60°（北东东-南西西向）和150°（北北西-南南东向），而在东部区域大约为30°～60°（北东-南西向）和120°～150°（北西-南东向）；4线全频电性主轴方向主要为15°～45°（北东-南西向）和105°～135°（北西-南东向）；5线全频电性主轴主方向为60°（北东-南西向）和150°（北西-南东向）；6线全频电性主轴方向由东北起点至西南终点由80°（近东-西向）和170°（近北-南向）过渡到0°（近北-南向）和90°（近东-西向）转而又向80°（近东-西向）和170°（近北-南向）过渡.
图5 数据处理效果对比（张昆等，2014）
图6 测区高频（100～1 Hz）电性主轴方向（张昆等，2014）
图7 测区低频（1～0.01 Hz）电性主轴方向（张昆等，2014）
区域存在三个主要断裂系统：北东-北北东向、近北西向和近东西向断裂（宁芜研究项目编写组，1978；翁世劼和黄海，1983；林刚和许德如，2010；张昆等，2014）.因此，2线和6线主要用于研究北西向和近东西向构造分布，1、3、4、5线主要用于研究北东向构造分布.把坐标系旋转到电性主轴方位上，并定义构造走向为X轴，进行MT数据方向转换.此时，可以计算出该方向角两个模式的视电阻率和阻抗相位的频率响应.其中，XY模式即为电场平行极化（TE）模式，YX为磁场平行极化（TM）模式.
3.5 数据反演
电磁资料的反演和解释是工作中的最重要的组成部分.反演的目的就是将所观测的电磁场资料转换成电性结构模型，解决地质任务.当前，大地电磁测深数据的反演计算主要使用一维和二维反演方法，很多二维反演方法已广泛应用于生产实践，国内外对实测大地电磁资料进行二维反演常用的方法有：Constable等提出的奥克姆反演法（OCCAM）（DeGroot-Hedlin and Constable, 1990），用线性化高斯-牛顿方法得到约束函数的最小值；Smith等提出的快速松弛反演法（RRI）（Smith and Booker, 1991），用计算近似灵敏度矩阵来搜索约束函数的最小值；Siripunvaraporn和Egbert在OCCAM算法的基础上，提出了REBOCC（Siripunvaraporn and Egbert, 2000）法，将数值计算从模型域转化为数值域，提高了计算效率；Rodi和Mackie提出的非线性共轭梯度方法（NLCG）（Rodi and Mackie, 2001）避免了雅可比矩阵和海森矩阵的计算，具有较快的反演速度和良好的拟合精度的特点.对MT资料进行去噪和静位移校正等处理后，采用上述四种反演方法进行计算，综合考虑反演拟合差、模型光滑度以及地质资料等因素，最终选择NLCG法在所得到的电阻率模型基础上不断修改初始模型和反演参数，通过反复试验得到最终的解释结果.
图8 2线（a）、3线（b）反演拟合差示意图
反演使用TM模式数据，初始模型为带地形的均匀半空间，背景电阻率值为100 Ωm.剖分网格，网格横向边界长度大于测线10倍，纵向深度大于目标深度10倍.正则化因子设为10～15（1、3、6线为15；2、4、5线为10），值越大则模型越趋于光滑.图8为TM模式数据反演拟合差示意图，图9为3线反演响应与数据对比图，最终1至6线反演拟合差分别为3.21、5.37、3.71、2.96、3.88、4.95，可见数据拟合情况较为理想.
图9是采用非线性共轭梯度法对L3线TM模式的数据进行宽频二维反演（深度10 km剖面）的拟合结果.由上而下依次为TM模式实测视电阻率拟断面、实测阻抗相位拟断面、TM模式反演模型理论计算视电阻率拟断面和阻抗相位拟断面.比较实测和理论计算的资料，可以看出两者十分相似，单个数据拟合最大均方根误差（拟合差，RMS）小于±5，全部测点的平均RMS小于2.5.但反演响应与数据仍存在一定的差异，视电阻率剖面中距起点约40～60 km处的反演响应表现出低频高阻异常，约为300～400 Ωm（实测数据相对低，约为100～200 Ωm），而相位剖面中距起点约0～20 km处的反演响应表现出低频高相位异常，大于50°（实测数据相对低，约为20°），反演着重于拟合高频数据（>0.01 Hz）是造成这种结果的主要原因.其他测线的单点最大反演拟合差均小于±5.
4 区域岩石电阻率性质
宁芜火山岩盆地及临区地层电阻率性质如表1所示.碎屑岩、砂岩、页岩以及次生石英岩等地层电阻率值较低；火山岩、灰岩电阻率值较高，但是受破碎构造影响，其变化范围较大；侵入岩处于强压环境，内部致密，因此电阻率较高（张昆等，2014）.
5 剖面电性结构
图10—15是采用非线性共轭梯度法（NLCG）对所有MT测线TM模式二维反演模型，剖面揭示了-10 km以浅的地下电性结构.图中横轴表示测线，纵轴表示测深，等值线值是电阻率值取对数，剖面颜色从蓝、绿到黄、红表示电阻率由高到低变化.
5.1 全椒—禄口剖面（1线）
1线TM模式反演模型如图10所示，从全椒到禄口，上地壳电性结构具有横向分块的特征，剖面-10 km以浅（上地壳）存在3组低阻条带和3个高阻块体，低阻条带分别位于剖面9～17 km、45～51 km和108～112 km，产状近直立，电阻率不大于10 Ωm，向下延伸超过-10 km.高阻块体分别位于剖面20～40 km、52～80 km、90～100 km，顶界埋深浅，底界向下延伸超过-5 km，电阻率大于1000 Ωm.
图10 1线大地电磁TM模式二维反演剖面
图11 2线大地电磁TM模式二维反演剖面
图12 3线大地电磁TM模式二维反演剖面
图13 4线大地电磁TM模式二维反演剖面
图14 5线大地电磁TM模式二维反演剖面
图15 6线大地电磁TM模式二维反演剖面
表1 下扬子地区壳-幔电性层及电性特征（陈沪生等，1999；张昆等，2014）
1线近垂直穿过滁河断裂、长江和扬子地台，由电阻率的高低分布特征可以清楚地看出电性构造单元与地质构造单元有较好的对应关系：全椒盆地表现为低电阻率区、马鞍山成矿带表现为高电阻率区.几个主要的已知断裂也很好地对应低阻条带部位，如滁河断裂（G1）、长江断裂（G2）、茅山断裂（G3）.根据梁峰等（2014）发表的长江以东地区地震资料解释结果（梁峰等，2014），长江断裂（G2）和茅山断裂（G3）的位置和深度与地震结果基本相符，但地震资料显示长江断裂的倾向为北西向，倾角近垂直，而MT结果倾向为南东，倾角近垂直；MT结果中推测的茅山断裂为地震资料推测的方山—南陵断裂的一部分.
全椒盆地浅部为白垩纪和志留纪，地层以泥岩、沙岩为主，厚度达2000～3000 m不等，由于泥沙岩孔隙度大，电性特征表现为低电阻率，在20～100 Ωm之间变化；深部以高阻体为主，电阻率超过1000 Ωm.
马鞍山隆起带（宁芜矿集区）：地层沿横纵向变化较大，岩矿石导电性差异明显，总体表现为高电阻率特征，在1000～10000 Ωm之间变化.
5.2 姑山—江宁剖面（2线）
图11为2线TM模式反演模型，剖面电性结构相对简单，具有横向分块的电性结构特征.剖面从南到北，整体上呈现低-高-低的结构特点.剖面南段姑山附近有一倾向南、向上延伸至浅部的低阻带，电阻率值约30 Ωm左右，深部5～8 km出现低阻异常体；剖面中部小丹阳附近存在略向南倾的高阻体，电阻率值由浅至深逐渐增大，向深部（-10 km以下）延伸，内部涵括低阻体（剖面34～42 km、深度0～3 km）和倾斜低阻条带（剖面17～26 km、深度4～10 km）.剖面北端江宁区附近存在浅部低阻区域（剖面45～50 km，深度0～2 km），电阻率值约为20～200 Ωm，江宁区存在深部低阻条带，产状近于直立.
测线横跨宁芜火山岩盆地，出露的地层包括新生代的第四系，中生代的白垩系、侏罗系、三叠系沉积砂岩和页岩.马鞍山地区（宁芜矿集区）花岗岩主要产于中段，南起青山、四合山，北至施山，东迄南山、陶村、围屏山，西达宁芜铁路沿线，在地面有出露，呈小型岩体产出，在深部连成一片，总体呈橄榄形，南北向长度可达35 km，花岗岩体顶界南北较低，中间较高，中段辉长闪长玢岩体常见被花岗岩类侵入和吞蚀变现象（宁芜研究项目编写组, 1978）.小丹阳及以南区域发现倾斜低阻条带，可能与小丹阳深断裂有关.但由中段高阻体是侵入岩体的电性显示，岩体与下伏三叠、石炭等高阻地层不能区分，因此发育厚度不能确定.
根据梁锋等（2014）发表的长江以东地区地震资料解释结果（梁锋等，2014），护河断裂（G1）和盆中断裂（G2）的位置、深度和倾向与地震结果基本相符，推测的小丹阳深断裂与地震解释结果中的基底断裂对应一致.
总体来看，宁芜矿集区南部姑山附近存在略向南倾的高导体向下延伸且逐渐增大，推测是深断裂，姑山矿田的形成可能与该深断裂有关.矿集区北部梅山矿田的控制因素可能与南部低阻体相同.
5.3 试刀山—当涂剖面（3线）
3线TM模式反演电阻率模型如图12所示，剖面西段和中段存在拱形深部高阻异常体，电阻率值超过1000 Ωm，剖面东段存在深部大范围的块状高阻异常体，电阻率大于8000 Ωm.剖面中段和东段存多条低阻条带，发育深度大，向深部延伸至-10 km，倾角很大，电阻率值小于10 Ωm.沿剖面可以划分出多个电性低阻条带，分别推测为断裂带（G1-G5），产状近直立，发育深度大.根据梁锋等（2014）发表的长江以东地区地震资料解释结果（梁锋等，2014），当涂断裂（G5）的位置、倾向和深度与地震结果中推测的白象山—姑山断裂对应一致（由于地震剖面长度限制，解释结果中只包含此断裂）.剖面中段和东段地壳浅表存在大范围低阻覆盖层，电阻率在10～100 Ωm之间.
测线横跨巢湖冲褶体、长江和宁芜火山岩盆地南部，出露的地层包括新生代的第四系，中生代的侏罗系、三叠系和古生代各时期地层，西部主要以沉积泥岩、砂岩、页岩和灰岩为主，东部主要为第四系沉积层和三叠系-侏罗系的海相碳酸盐岩沉积.西侧古生代地层的背斜褶皱构造明显，属于区域半汤复背斜的次级褶皱（李三忠等，2009）.东侧三叠系和侏罗纪为背斜褶皱构造，分布于宁芜盆地边缘，出露面积较少.
测线基本可以以G2和G4为界分为三段，即巢湖冲褶体段、长江段和宁芜盆地段.巢湖冲褶体：剖面0～22 km处的拱形深部高阻体（电阻率大于200 Ωm）推测为寒武-三叠系的碳酸盐岩，其上覆（G1右侧）东侧浅部高阻体为寒武、奥陶系灰岩，高阻体两侧的浅部低阻覆盖层（深度小于5 km，电阻率20～100 Ωm）推测为志留、二叠、三叠系的页岩和砂岩.电性结构总体表现为拱形结构，与该区背斜褶皱构造对应一致.长江段：剖面在32～39 km、51～55 km处的深部高阻体（电阻率大于200 Ωm）推测为三叠系的碳酸盐岩，高阻体的浅部低阻覆盖层（深度小于5 km，电阻率10～100 Ωm）推测为三叠、侏罗、白垩系的页岩、砂岩和新生代沉积地层，高阻体中间及两侧深部低阻条带（深度大于5 km）推测为深断裂带.宁芜盆地：剖面62～80 km处的高阻体（电阻率大于8000 Ωm）推测为白垩系的岩浆岩以及早期（三叠系、石炭系）灰岩和白云岩，岩体与地层不能区分，地表未出露，高阻体内夹有低阻条带（深度大于5 km，电阻率20 Ωm）推测为岩浆岩内部断裂带（岩浆通道）；剖面88～98 km处的高阻体（电阻率300～2000 Ωm）推测为三叠系及早期的灰岩和膏盐地层；两高阻体间的深部低阻条带（深度大于10 km）为贯穿宁芜盆地东侧的隐伏深断裂带.
综合以上分析，巢湖及其东部地区主要为沉积地层经历构造运动后的电性分布；长江东侧的宁芜火山岩盆地主要表现为高阻特征，是岩浆岩的典型反映，并且其内部和东侧的低阻断裂带反映明显.
5.4 三山—许镇（4线剖面）
4线TM模式反演模型如图13所示，测线所经区域地层多为第四系覆盖，剖面电性结构也较简单，具有浅部低阻、深部高阻的层状电性结构特征.剖面浅部呈低阻，电阻率不大于100 Ωm，剖面西段低阻区域发育深度较浅，东段低阻区域底界发育深度大于-4000 m；电阻率值大于1000 Ωm；深部高阻体呈“鞍”状，剖面西段高阻体上界埋深较小，大于-2000 m，东段高阻体上界较深，大于-4000 m.
剖面15～35 km浅部低阻体层状电性特征明显，由左至右，厚度逐渐加大，至南陵县附近，厚度约为5 km，推测是宣南盆地的电性反映，剖面15 km处存在一电性梯度带，深度由西向东逐渐增大，倾向东，向下延伸超过10 km，推测为断裂构造（G），其将宣南盆地和宁芜盆地分隔.
测线主体位于长江西侧（MT剖面），出露的地层主要为第四系覆盖层，西部南侧出露有白垩系花岗岩和花岗闪长岩，南北两侧出露小面积三叠、二叠系的页岩和砂岩；测线以东出露白垩、侏罗和志留系沉积砂岩.
测线基本可以以G为界分为两段，即岩浆岩段和沉积岩段.岩浆岩段：剖面0～15 km处的深部高阻体（电阻率大于200 Ωm，绿色和蓝色）推测为白垩系的岩浆岩和早期（三叠系、石炭系）灰岩和白云岩，岩体与地层不能区分，其上覆低阻层（电阻率小于100 Ωm）推测为白垩系的砂岩.沉积岩段：剖面22～30 km处的深部高阻体（电阻率大于200 Ωm，绿色和蓝色，深度大于4 km）推测为三叠系灰岩，其上覆低阻层（电阻率小于100 Ωm）推测为白垩、侏罗、三叠系的砂岩和页岩.
5.5 向阳镇—乌溪镇剖面（5线）
图14为5线平面位置及TM模式反演模型，测线地表多为第四系地层覆盖，剖面电性结构较复杂，高低阻分块（带）明显，剖面浅表电阻率值整体偏低，以中部高阻体为界，剖面西段和东段电性结构较相似，具有很强的可比性.
剖面西段电阻率值整体较高，大于300 Ωm，长江附近存在电性低阻条带，其两侧电阻率值较高，局部大于1000 Ωm，深部存在西倾低阻体，电阻率值小于50 Ωm，发育深度大，向上延伸至浅部.剖面中部发育高阻体，近于直立，上隆至浅部，电阻率值大于1000 Ωm，该高阻体东侧有一条带状低阻体，倾向南东.剖面东段浅部存在一块状低阻区域，底界-4 km左右，深部为倾斜状次高阻层，电阻率200～600 Ωm.
剖面中的3个电性梯度带，推测为断裂带的电性反映：G1为长江断裂存在的电性证据；G2为火山岩盆地南段深断裂；G3为方山—小丹阳断裂的电性反映.
测线跨过长江和宁芜火山岩盆地南部，向东延伸至乌溪镇，出露的地层主要为新生代第四系沉积.测线北侧出露小面积侏罗系和三叠系页岩和砂岩.
测线基本可以以G2和G3为界分为三段，即长江段、宁芜盆地段和沉积地层段，长江段与沉积地层段电性结构十分相似，推测为受岩浆活动影响的同一套沉积地层.长江段：剖面0～15 km处的深部高阻层（电阻率大于200 Ωm）推测为石炭-三叠系灰岩，其上覆浅部低阻层为侏罗、白垩系砂岩和第四系沉积层.宁芜盆地段：剖面17～27 km处的深部高阻层（电阻率200～8000 Ωm）推测为白垩系岩浆岩和早期（三叠系、石炭系）灰岩和白云岩，岩体与地层不能区分，其上覆浅部低阻层为白垩系砂岩和第四系沉积层，其西侧与长江段东侧的深部低阻条带（G2）推测为长江深断裂，并向西延伸至下地壳，成为岩浆上侵的通道.沉积地层段：剖面33～51 km处的高阻层（电阻率大于200 Ωm）推测为石炭-三叠系灰岩，其上覆浅部低阻层为侏罗、白垩系砂岩（石臼湖盆地）和第四系沉积层，其西侧与宁芜盆地段东侧的深部低阻条带（G3）为隐伏深断裂，并向东延伸至下地壳，成为岩浆上侵的通道.
5.6 凤凰山—石桥镇剖面（6线）
6线TM模式反演模型如图15所示，剖面电性结构较复杂，沿剖面方向上地壳电性结构具有横向分块的特点，剖面北段（剖面0～40 km）以高阻体为主，电阻率值大于1000 Ωm.剖面20 km处存在一近直立低阻体，底界深度在7 km左右，向上延伸至约2 km，电阻率小于100 Ωm.剖面30 km处低阻体较小，发育深度浅，底界约2 km.剖面中段繁昌附近（剖面45 km处）出现块状低阻体，底界约8 km，向南上延至地表，电阻率小于50 Ωm.剖面60～70 km处低阻体较大，南北向长度近10 km，发育深度也较深，底界深度达10 km，向上延伸至近地表.剖面90 km处发育“月牙形”似层状低阻体，深度在-3000 m左右，与2、3线不同的是，低阻体发育深度相对较浅，主要分布在上地壳，未向下延伸至中下地壳.
测线沿长江以东穿过芜湖、繁昌盆地和铜陵，出露的地层主要为新生代第四系沉积，白垩系岩浆岩，白垩系、三叠系和二叠系沉积的砂岩和页岩.测线南侧出露大面积花岗岩.
测线基本可以以G4为界分为两段，即岩浆岩段和沉积岩段.岩浆岩段：剖面0～65 km处的深部高阻体（电阻率200～10000 Ωm）推测为白垩系的岩浆岩和早期（三叠系、石炭系）灰岩和白云岩，岩体与地层不能区分，其上覆低阻层（电阻率小于100 Ωm）推测为白垩系的砂岩和页岩，其中G1推测为隐伏的深断裂，为岩浆活动提供了通道.沉积岩段：剖面66～92 km处的深部高阻体（电阻率大于200 Ωm，深度大于2 km）推测为三叠系灰岩，其上覆低阻层（电阻率小于100 Ωm）推测为白垩、侏罗、二叠、三叠系的砂岩和页岩，推测钟鸣断裂和铜陵隆起之间存在一个范围约为10 km的沉积盆地，厚度约8 km.
一般认为，火山岩具有中阻的电性特征，繁昌地下1～3 km的次高阻体是繁昌盆地火山岩的电性反映，其两侧的电性梯度带可能是繁昌火山岩盆地边界，盆地南北宽近8 km.
钟鸣附近存在倾向南的巨型低阻体，南北向宽度超过10 km，地质上已知的钟鸣—南陵和铜陵—戴家汇断裂也由此穿过，两条断裂可能同属一条断裂带（G4）.
整体来看，沿剖面存在多个电性梯度带，是上地壳一系列断裂构造的电性反映，显示铜陵—繁昌—芜湖一线剖面发育多组断裂带（G1、G2、G3、G4），表明铜陵—芜湖上地壳受南北向构造应力场强烈挤压而形成的复杂构造变形.
6 讨论
6.1 断裂带与矿集区成矿的关系
由图16（b、c）可见，马鞍山中南部地区出现了多处近垂直的低阻体，主要分为近北西和南东倾向、近南北走向的深大主异常带（延伸>10 km）和北东-南西走向的次级异常带.在前人工作成果（唐永成等，1998；陈沪生等，1999）的基础上，根据大地电磁测深电阻率模型推测图16中G1-G9、G11、G21、G31、G41、G51、G61、G71是区域构造运动背景下的断裂带，在地质图中推测了断裂的延伸范围，推测断裂带的形成与当时壳幔物质的状态可能有很大联系.
由图16可知，G1-G9、G51、G61为大地电磁测深剖面反映出的测区主要断裂带，断裂带的深度范围相对较大，延伸达到上地壳深度.G2和G3位于长江西侧，为隐伏断层，顶部埋深相对较大，推测为该区早期构造运动产生的深断裂，为后期的岩将活动提供了通道，是后期浅表构造发育的产生条件之一， G4和G5位于长江东侧的宁芜火山岩盆地内，很可能向北延伸至宁芜火山岩盆地东北部，向南分别与G7和G8连接，是后期岩浆活动的通道.
图16 马鞍山及邻区断裂带推断示意图
张昆等（2014）根据宁芜矿集区65 km的MT二维反演结果（张昆等，2014）和地热资料（马振东和单光祥，1997；唐永成等，1998；陈沪生和张永鸿，1999），推测下地壳-上地幔存在的深部低阻层为与含水流体有关的局部“熔融层”或“含水剪切带”.此外，根据前人工作成果（唐永成等，1998；陈沪生和张永鸿，1999；张昆等，2014）发现莫霍面呈波状，且深度相对较浅，推测该地区为上地幔隆起区.因此，区域内深大断裂带很可能与上地幔隆起有关，并且影响着沿江地区火山岩盆地的形成.
长江断裂带以及沿江断裂带与其所在的次级构造单元相匹配，形成了次级成矿带（沿江成矿带），该区域岩浆-成矿活动十分广泛.燕山期强烈块断变动时期断陷块段中的火山活动是主要金属矿床的主要控制因素之一，断裂带与上覆侏罗纪、白垩纪的沉积岩形成的套叠关系，造成了复杂网格状构造和环状构造的相互切割，并且为岩浆提供了有力的通道，为成岩、成矿作用提供了必要条件，导致源于深部的岩浆沿深断裂上侵，在基底构造层和岩性层的拆离带形成了多层次岩浆房，并向盖层浅部断裂与其他方向断裂交汇（G4，G5），形成了侵入接触构造系统的雏形.在引起围岩热变质作用的同时，蚀变带、矿化带、成矿带开始发育.
6.2 控矿因素与构造过程分析
马鞍山—繁昌地区大型矿床分布由图17a所示，其中位于1线和3线附近的大小矿床主要分布在火山岩盆地内部及边界.由图17b和17d可见，矿床与地下高阻体比邻，位于高阻体的正上方，并且以深断裂带为界；由图17c和图17e可见，大型矿床分别位于岩浆岩侵入体（浅火山侵入体）顶部与围岩的接触带附近.
因此，围岩、岩浆及其上侵通道是区内矿床的控矿因素.推测白垩纪的大规模岩浆活动是成矿的必要条件之一，而岩浆活动的通道则是该时期由于区域拉张应力条件产生的深断裂带（G4，G5），储集在壳幔边界的岩浆（赵文津，2008）通过深断裂带侵入到上地壳，随后通过与基地断裂交切和复合的浅部断裂系统侵入到地壳浅表，与围岩相互作用成矿.其中上地幔隆起是幔源岩浆富集、运移的动力（赵文津，2008），三叠纪以前的褶皱构造是后期断裂构造大规模发育的基础，白垩纪的拉张应力是浅部交错断裂系统发育的条件，深部岩浆通道推测为G4-G5、G61、G71.
图17 马鞍山及邻区矿点、地质剖面示意图
通过控矿因素的推断，我们认为一个较为合理的构造运动过程是：晚三叠纪以前的沉积地层在挤压应力作用下产生大规模褶皱构造；在晚三叠纪-晚侏罗纪，构造应力在巢湖冲褶体达到平衡，于是出现了一个平衡的挤压支撑点（如图18b所示）（张昆等，2014），而在这一区域下地壳底部和上地幔内的强烈挤压作用下，在地壳深部生成一些高压、超高压矿物，随着物质上侵进入地壳（赵文津，2008），此时上地幔已经开始向上隆起，随即产生局部熔融（与深部地下水有关）；在白垩纪太平洋板块向扬子板块俯冲过程中，从深部上来的基性岩浆储集在研究区的壳幔边界处，与地壳物质作用形成高钾钙碱性岩浆和含矿溶液（赵文津，2008），岩浆和含矿溶液的“流通性”较好，以本期发育或发展形成的深大断裂带（受控于板块运动产生的拉张应力和上地幔隆起）为通道，进入地壳上层和浅表，与围岩发生作用而成矿（如图18c所示）.
6.3 火山岩盆地东侧的逆冲推覆
由图19可见，3线剖面85～100 km处的中深部（2～7 km）和5线剖面35～50 km处电性结构特征呈倾斜“叠瓦状”分布，分别以3线剖面83 km和5线剖面30 km处深断裂为界与宁芜火山岩盆地分开，倾斜地层由西向东分别为高-低-高阻电性特征，推测为区内石炭-二叠-三叠系地层.该区受印支期构造运动影响，在挤压应力背景下，三叠系之前的地层褶皱构造十分发育，形成大规模背斜、向斜构造.而由深部电性结构特征分析，该区在褶皱构造发育晚期，同样是在挤压应力作用下，于背斜构造东翼发育了逆冲推覆构造，使沉积地层发生顺层错断，并最终形成“叠瓦状”分布，在经历了该区西侧白垩系岩浆活动以及该区内部的侏罗-第四系构造运动以及地层沉积之后形成了目前的电性分布结构.
6.4 火山岩盆地内部的岩浆通道
马鞍山（宁芜火山岩盆地）东南部地下电性结构如图19所示，3线剖面约75 km处对应地表姑山铁矿床（钟-姑背斜东翼）.矿体位于辉石闪长玢岩与三叠系砂页岩与白垩系姑山组火山岩接触部位.根据稀土组成模式和火山岩的物质含量表明（刘湘培等，1988；唐永成等，1998），原始岩浆可能来源于上地幔，并且在岩浆演化过程中发生了强烈的分异作用.
由图19可见，3线剖面72～77 km处的条状低阻体的存在（推测的深断裂G5）验证了幔源岩浆上侵成岩的可能性，是深部岩浆通道之一，属于白垩系大规模岩浆活动形成的破碎带，与姑山火山-岩浆旋回有直接关系.由电性分布关系推测，白垩系早期的岩浆活动改变了宁芜盆地南部的地下构造，上侵-喷发形成的岩浆岩和火山岩与该区深部石炭-三叠系高阻灰岩一并形成了低阻体两侧的及浅部的高阻岩块，而后期的岩浆以G5破碎断裂带为通道，改造了高阻岩块，形成了姑山火山-岩浆旋回和姑山铁矿床.6.5 “多层楼”成矿规律的深部地球物理证据从区域分布看,长江中下游成矿带的矿床主要集中分布于三个层位,表现出典型的层控“多层楼”成矿规律（刘湘培等, 1988; 刘湘培,1989;常印佛等,1991） .这三个主要控矿层位分别是泥盆系五通组至石炭系黄龙组灰岩（常印佛等,1991） ，属于隆起类矿集区（常印佛和刘学圭，1983；常印佛等，1991）；三叠系中、下统盐层（常印佛等,1991），属于隆坳过渡带类矿集区（翟裕生等，1992；蒋其胜等，2008）；白垩系火山岩地层（楼亚儿和杜杨松，2006；范裕等，2008；周涛发等， 2011）属于坳陷类矿集区（翟裕生等，1992；蒋其胜等，2008）.
图18 构造应力推断图（b和c引自张昆等，2014）
图19 岩浆通道和逆冲推覆构造示意图
测区属于上述第三类坳陷区火山岩系控矿，矿体深度一般小于500m（林刚和许德如，2010）.前人工作成果认为每一类矿集区的深部都存在巨大的找矿潜力（常印佛等,1991;吕庆田等,2007），那么按照成矿“缺位”预测的原则（吕庆田等，2007）,在第三类矿集区（宁芜） 之下应该存在第二类矿集区（鄂东南式）.目前在宁芜矿集区已经发现了产于黄马青组下部及青龙群灰岩与辉长闪长岩接触带中的矿床（鄂东南式） ,如宁芜盆地的凤凰山等铁矿（常印佛等,1991）.
在此基础上林刚和许德如（2010）提出了“丰”字型成矿模式，中间的“竖”代表岩浆通道,出头部分为火山机构;上面一“横”为火山岩与基底地层的界面,中间一“横”为黄马青组与周冲村组（膏盐层） 的界面,下面一“横”为泥盆系与石炭系的界面（林刚和许德如，2010），而中间和下面一“横”深度大于500 m.
此外，以往的研究认为地表成群出露的小岩体可能是深部大岩体顶面的突起部分或分支，大岩体可能为总体产状比较平缓的似层状地质体，靠近岩浆通道的岩体厚度可能不止800 m（宁芜研究项目编写组，1978），位于白垩系火山岩和基地地层之间的岩体侵入深度达到3 km（林刚等，2010）.
测区内宁芜段发现的地下高阻异常体及其内部的低阻条带（图17b和d、图19）为上述推测提供了地球物理（通过大地电磁测深得到的电性结果）证据.因为宁芜盆地是在宁芜平缓向斜（西倾单斜）背景下，受断裂和岩浆活动控制形成的.地层倾角较小、比较平缓，石炭、二叠、三叠系均有较厚的砂、页岩沉积地层发育，在深度不超过2 km（林刚和许德如，2010）的富水地区应表现为低阻特征，而反演电阻率模型中宁芜盆地地下未出现低阻层，因此本文认为高阻异常体即为深部大岩体，其电阻率值（大于10000 Ωm）远大于同测线其他区域的灰岩（大于100 Ωm）沉积地层，而内部低阻条带为火山岩盆地内部的岩浆通道，是“丰”字一“竖”向上地壳深部的延伸.
因此，这一深部大岩体很可能在深度0.5～2 km范围内与三叠高盐层和泥盆-石碳系灰岩等控矿地层相互作用，形成矿体，埋藏于火山岩系控矿地层之下.
但值得注意的是，由图10和12中剖面80 km处的深部高阻异常体电阻率值的变化（减小）判断，高阻异常体的延伸深度不一定大于10 km，其深部很可能是变质岩基底或者高压应力状态下的沉积地层表现出的高阻异常.
7 结论
通过马鞍山地区大地电磁测深数据的处理和解释，取得了以下结论和认识：
（1） 宁芜盆地地下深部的高阻异常体和内部低阻条带为“多层楼”成矿规律提供了深部岩浆来源和构造运动过程的电性证据.
（2） 通过数据处理和多种反演方法试验，选择NLCG方法的TM模式反演结果作为六条测线最终的电阻率模型解释对象，对所有六条MT剖面进行了地球物理解释和地质解译.发现穿过1线的滁河断裂和长江断裂具有明显的低阻电性特征，马鞍山隆起呈现高阻的电性特征；2线剖面电性结构相对简单，以火山岩和深部三叠系灰岩表现出的高阻特征为主；3线电性结构复杂，推测多条近直立的低阻条带为断裂带，认为剖面东段的低阻体与2线南端的低阻体是同一异常体的电性反映；4线剖面具有层状的电性结构特征；5线电性结构以中断火山岩盆地为界，呈对称层状分布；6线电性结构复杂，芜湖附近电阻率整体偏高，繁昌盆地深部存在团块状低阻体.
（3） 讨论了“长江断裂带”与矿集区成矿的关系，认为长江深大断裂带不仅存在，而且是多条深、浅断裂带的组合，并影响着沿江地区火山岩盆地的形成.长江断裂带与其所在的次级构造单元相匹配，与上覆沉积岩形成的套叠关系，为岩浆提供了有力的通道，并与盖层浅部断裂交汇，形成了侵入接触构造系统.
（4） 依据MT电阻率模型和地质剖面推测围岩、岩浆及其上侵通道是区内矿床的控矿因素:白垩纪的大规模岩浆活动是成矿的必要条件之一，该时期发育的深断裂带是岩浆活动的通道.此外，通过控矿因素的推断，推测了马鞍山—繁昌地区的构造运动过程.
（5） 由测区宁芜火山岩盆地南部深部低阻条带的电性特征、姑山铁矿床的位置以及铁矿床成矿规律判断该低阻条带为矿集区姑山火山-岩浆旋回的岩浆（导矿）通道；由测区东南部（宁芜火山岩盆地以东）倾斜“叠瓦状”分布的电性特征分析，该区在经历了印支期褶皱构造运动后发育了逆冲推覆构造.
（6） 宁芜盆地地下深部的高阻异常体和内部低阻条带为“多层楼”成矿规律提供了深部岩浆来源和构造运动过程的电性证据.
致谢 感谢项目组成员在野外和室内工作中做出的巨大贡献，感谢杨震威博士所做的前期工作，感谢评审专家对文本给予的建议和帮助.
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（本文编辑 胡素芳）
The study of upper crust electrical structure in Ningwu and adjacent area
ZHANG Kun1,2, YAN Jia-Yong1, LÜ Qing-Tian3, ZHAO Jin-Hua1
1InstituteofMineralResourcesChineseAcademyofGeologicalSciences,MLRKeyLaboratoryofMetallogenyandMineralAssessment,Beijing100037,China2InstitudeofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China3InstituteofGeophysicalandGeochemicalExplorationAcademyofGeologicalSciences,LangfangHebei065000,China
In order to understand the deep electrical structure of upper crust more comprehensively and objectively in Ningwu ore district, and study the corresponding relationship between metallogenic regularity of “Porphyrite iron ore” and geophysics and geology structure, and provide physical parameters for the exploration of deep “second prospecting space”, we completed 6 broadband magnetotelluric profiles in Ningwu ore district and its southern region.Data of 280 stations were used in the process, inversion and interpretation. Several new technology improved by us were used in data process such as data fitting denoise and joint static shift correction methods. Then we find that the main structural direction is northeast and northwest by the analysis of strike direction, so the inversion models of line 1, 3, 4, 5 reflect the NE-trending structure, and models of line 2 and 6 reflect NW.Then we discuss the relationship of “Yangtze River Fault” and ore-forming.We consider that Yangtze River Fault belt is existed and combined by several deep and shallow faults. The surrounding rock, magma and intrusion channels are the controlling factors in the region deposit,and the tectonic movement process of Ma'anshan-Fanchang area is deduced by their relationship reflected in inversion models. We estimate that the low resistivity band in south Ningwu basin was the magma channel for Gushan volcano-magmatic cycle combining with the location and metallogenic regularity of Gushan iron ore. The inclined “imbricated” structure shows that thrust nappe structure was developed after the fold tectonic movement in Indosinian. And the high resistivity anomaly bodies and low resistivity layers in deep underground of Ningwu Basin are the electrical evidence for the “Multi story building” metallogenic regularity theory.
Ningwu volcanic basins； Broadband magnetotelluric sounding; Upper crust； Electrical structure
“十二五”国家科技支撑计划项目“宁芜矿集区深部控矿结构3D探测与深部勘查技术集成与示范（2011BAB04B01）”（2011-2015），国家深部探测专项第三项目（SinoProb-03），山东三山岛北东浅海区深部矿产远景调查（12120114053301）（2014-2015），地质矿产勘查标准的研制与修订——制定《深部矿产远景调查技术要求（试行）项目联合资助.
张昆，博士，中国地质科学院矿产资源研究所，从事综合地球物理勘探工作和电磁法理论算法研究工作. E-mail：zhangkun1010@163.com
10.6038/cjg20151214.
10.6038/cjg20151214
P313,P631
2015-05-16，2015-11-14收修定稿
张昆， 严加永， 吕庆田等. 2015. 宁芜火山岩盆地及邻区上地壳电性结构研究.地球物理学报，58（12）:4505-4521,
Zhang K, Yan J Y, Lü Q T, et al. 2015. The study of upper crust electrical structure in Ningwu and adjacent area.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4505-4521,doi:10.6038/cjg20151214.
