内蒙古双尖子山矿集区三维电性结构及成矿意义

吴懿豪， 韩江涛,2*， 刘云鹤,2， 刘立家,2， 郭磊，管烨， 张颖慧, 李帅

1 吉林大学地球探测科学与技术学院， 长春 130026 2 自然资源部应用地球物理重点实验室， 长春 130026 3 中国地质科学院地质研究所， 北京 100037

0 引言

双尖子山矿集区位于内蒙古巴林左旗北部，中心地理位置为44°30′N，119°07′E，在大地构造上位于大兴安岭中南段，处于兴蒙造山带北造山带和南造山带的夹持部位(徐备等，2013)，成矿潜力巨大，是亚洲最大、全球第六大银矿床(张大权等，2015).根据矿体分布情况，矿集区分为双尖子山矿段和兴隆山矿段(匡永生等，2014).矿集区位于古亚洲洋构造域与古太平洋构造域交叉叠合的部位(刘建明等，2004)，在古生代期间经历古亚洲洋的发生、发展以及闭合，由华北克拉通北缘和西伯利亚板块碰撞拼接控制(刘建明等，2004；Windley et al.，2007)；到中生代，受古太平洋板块大规模俯冲以及后撤的作用，该区域发生了由挤压构造体系逐渐向伸展构造体系的转变(Zorin，1999；邵济安等，1999)，引起区域强烈的多期次断裂、岩浆活动，使得该区域地质情况复杂，并具有优越的成矿条件.

近年来，前人依据双尖子山矿区地表地质、矿体出露特征及钻井资料，对矿区成矿要素进行详尽的研究：(1)矿区主要赋矿地层为二叠纪大石寨组(陈良等，2009)；(2)区域断裂构造发育，呈北东向、北西向及近南北向，为矿集区提供良好的赋矿空间(匡永生等，2014；王丰翔等，2016)；(3)与成矿相关的岩体主要为矿区深部晚侏罗世和早白垩世斑状花岗岩及正长花岗岩(吴冠斌等，2014；欧阳荷根等，2016).同时前人依据矿石及与成矿相关花岗岩的地球化学结果，得到矿区的成矿机制，认为中晚侏罗世蒙古—鄂霍次克洋的闭合作用以及早白垩世古太平洋板块俯冲及构造体制转换作用导致软流圈物质上涌成矿(Fan et al.，2003；Wu et al.，2007；王丰翔等，2016；顾玉超等，2017；王祥东，2017).但以上认识主要依据地球化学及钻探结果，研究深度局限于1000 m以浅，对于矿区成矿要素的深部展布特征以及相互间的接触关系并不明确.因此，在前人对于双尖子山矿区深部地质特征研究不足的背景下，针对深部主要成矿要素的探测以及刻画对于推动深部找矿具有重要意义.

地球物理勘探具有勘探深度大、分辨率高的特点，可提供矿区深部丰富的地质信息(Thomas et al.，2016；Zhao et al.，2018)，因此，在矿区内展开地球物理勘探工作对深部找矿具有重要作用.其中可控源音频大地电磁测深法(CSAMT)是一种基于大地电磁法和音频大地电磁法发展起来的人工源频率域测深方法，具有抗干扰能力强、探测深度大、工作效率高等特点(何继善，1990；石昆法，1999).近些年来，CSAMT方法在金属矿区确定地层结构、隐伏矿体、有利成矿位置等方面取得了卓越的成效(于昌明等，1998；Hu et al.，2013；Guo et al.，2019；Zhang et al.，2020).目前，对CSAMT实测资料的反演解释主要采用不含源的一维和二维反演得到地下电性结构，但实际地下地质情况复杂，一维、二维反演方法很难得到可靠的地电结构(Ledo，2005；林昌洪等，2011).三维反演则可以克服一维和二维反演中存在的问题，是准确描述地下探测目标全方位空间展布特征的最有效手段(Siripunvaraporn et al.，2005；Commer and Newman，2008；刘云鹤，2011)，可用于揭示矿区成矿要素深部特征.

因此，为了得到更精细的成矿要素深部展布特征，建立双尖子山矿集区成矿模式，本次研究在双尖子山矿集区布设了6条5 km长的CSAMT剖面(图1)，采用CSAMT含源三维反演方法对数据进行处理，得到了地下2000 m以浅电性结构，并结合地质、物性和重磁数据对三维电性结构中的异常体进行约束和解释，得到矿集区深部成矿要素展布特征及成矿模式，为矿集区深部找矿提供方向.

1 双尖子山矿集区地质概况及物性特征

1.1 地质概况

双尖子山矿集区及外围主要由呈北东向展布的二叠系火山喷发-碎屑岩和侏罗纪火山-沉积岩系组成(吴冠斌等，2014；王丰翔等，2016；江彪等，2019).区域地层单元方面，矿集区主要出露地层为白垩系玛尼吐组(K1mn)、白垩系满克头鄂博组(K1mk)、侏罗系新民组(J2x)、二叠系大石寨组(P1d)以及第四系(Q)(匡永生等，2014)；赋矿地层方面，矿集区80%的金属矿产于二叠系地层，其中广泛出露的大石寨组是该区域主要的银铅锌赋矿层位，大石寨组总体呈北西向单斜构造产出(陈良等，2009)，大石寨组物性采集标本多由砂岩组成；断裂构造方面，矿区内断裂构造发育，主要发育为北西向(300°～310°)、北东向(30°～50°)和近南北向(0°～10°)，表现为多期构造活动特征，呈交叉网格状，是矿集区重要的控矿构造；成矿物质来源，与矿化相关的两期岩浆事件分别为早白垩世以及晚侏罗世岩浆活动(吴冠斌等，2014；欧阳荷根等，2016)，表现为中酸性岩浆侵入，与成矿有关的岩体主要包括花岗闪长岩、黑云母花岗岩、二长花岗岩等(张梅等，2011；杜青松等，2017).

1.2 岩石物性特征

岩石物性可作为地球物理结果解释的重要依据.本文对内蒙古东南部巴林左旗地区1043块岩石物性样本进行密度、磁化率以及电阻率测试，获得了主要地层及侵入岩的物性特征，为地球物理解释工作提供依据，如表1所示.

研究区内沉积地层呈现为中阻、较高密度和低磁化率的物性特征；侵入岩电阻率均高于地层电阻率，密度与地层密度相似，磁化率高于地层磁化率.侵入岩和沉积地层在电阻率和磁化率方面存在明显差异，这种差异可为研究区的地层和岩体识别提供重要的依据.

表1 区域地层及侵入岩的物性参数表Table 1 The petrophysical parameters in regional strata and intrusive rock

2 数据采集与处理

2.1 数据采集

CSAMT测线分布如图1，6条测线平行布设，每条测线长度为5000 m，测点点距为50 m，线距为1000 m，测线覆盖双尖子山矿床.考虑测区地形及采矿、工业噪声等干扰源的影响，对不同测线采用三个不同位置的发射源(源A1B1对应测线L1的发射源，源距为1.44 km，收发距为7.08 km；源A2B2对应测线L2、3的发射源，源距为1.52 km，收发距分别为8.31 km、7.31 km；源A3B3对应测线L4、5、6发射源，源距为1.45 km，收发距分别为17.08 km、16.08 km、15.08 km).CSAMT数据采集利用加拿大凤凰公司生产的V8多功能电法测量系统，配备AMTC-30磁探头和不极化电极，采用标量观测，观测频率范围为9600～1 Hz，采集平均时长为45 min，得到每个测点的视电阻率和相位.其中超过90%的CSAMT数据质量很高(图2a和2b).对于数据质量较差的数据(图2c)采取剔除的方式，不参与三维反演计算.

2.2 CSAMT三维反演

本次三维反演采用非结构四面体网格对初始地电模型离散化处理，并基于L-BFGS对数据进行反演计算(Broyden，1970；Fletcher，1970；Goldfarb，1970；Shanno，1970).由于相位数据整体干扰较大，本文仅对视电阻率进行反演计算，估计电磁噪声为观测数据振幅的10%.采集数据中大部分测点小于10 Hz的频点突跳严重，质量较差，同时考虑到区域电阻率值较高，利用9600～10 Hz范围内的数据可以揭示2000 m以浅电性结构(表2)，因此反演频率范围为9600～10 Hz.

由于实际地形起伏对于反演结果准确性影响较大，反演初始模型以非结构四面体网格进行剖分，可准确地拟合起伏地形的变化(George et al.，1990；刘长生，2009；吴小平等，2015).反演初始模型总体大小为100000 m×100000 m×100000 m.研究区为精细剖分区域，大小为7500 m×7500 m×5000 m，其中研究区深度500 m以上空间按四面体单元大小为100～200 m，增长率为1.4(增长率设置范围：1.3～2；1.4可满足精细剖分网格)进行网格剖分，深度500～5000 m空间按四面体单元大小为150～300 m，增长率为1.4进行剖分(图3a和图3b).发射源处按四面体单元大小为8～15 m，增长率为1.3进行加密剖分(图3c)，减少发射源附近电磁场急剧变化引起的场源奇异性对数值模拟精度的影响(Plessix et al.，2007).反演模型共包含989309个四面体单元.研究区及扩边地层电导率设置为500 Ωm，研究区外围空气电阻率设置为1×108Ωm.最终反演迭代179次，数据拟合差为3.59(图4).图5为三维反演后测点RMS分布情况，大部分测点的RMS在4以下，数据整体拟合情况较好.

图2 CSAMT典型视电阻率相位曲线图(a) 高质量数据； (b) 一般质量数据； (c) 低质量数据.Fig.2 Typical apparent resistivity and phase curves at CSAMT sites(a) High quality data; (b) Medium quality data; (c) Low quality data.

表2 趋肤深度计算Table 2 The calculation of skin depth

3 结果与讨论

3.1 电性结构特征

图6为最终反演后得到的三维电性模型，模型大致呈双层结构，即纵向具有成层性.上部为厚度在100～1000 m的低阻-中阻层，电阻率小于2000 Ωm；下部为电阻率在2000～8000 Ωm的中高阻层以及大于8000 Ωm的高阻层.

根据地表地质与三维反演结果(图6)发现，大石寨组、玛尼吐组以及满克头鄂博组下方为中等电阻率特征，与岩石物性测试结果一致.对比双尖子山矿集区内井ZK12-37的钻井结果(Zhai et al.，2020)(图7)，发现第四纪砾岩(-197～-147 m)和二叠纪大石寨组板岩(-147～170 m)对应浅部中低阻异常，蚀变板岩(170～319 m)对应中高阻异常，花岗斑岩(319 m以深)对应高阻异常，表明依据电阻率差异可识别与成矿有关的地质要素.

依据井ZK12-37及地表地质的约束，对L2剖面进行地质解译(见图7)，其中800 m以浅的中阻区推断为沉积地层分布(主要为大石寨组，浅层存在满克头鄂博组、新民组)，依据地表出露的地层分布特征以及地层倾向，推测出L2测线第四纪地层、新民组、满克头鄂博组及大石寨组分布(图7)；0～800 m范围内的中高阻异常推断为侵入岩与板岩发生绢云母化和硅化蚀变作用的反映；0 m以下的大面积高阻区推测为侵入岩(花岗斑岩)的分布特征.结合断裂所呈现的低阻-中低阻条带特征，识别出F2、F3、F4三条地表已知断裂和一条隐伏断裂F1(图7).

根据此剖面的电性结果，结合井资料、地表地质资料与岩石物性测试结果，可以总结出研究区域CSAMT数据解译原则为：浅部中阻区(800 m以浅)为沉积地层；中部中高阻区(0～800 m)为侵入岩与二叠纪大石寨组发生蚀变作用的响应；下部中高-高阻区推断为侵入岩；剖面中低阻条带或低阻条带可能为断裂分布.

图3 测区及发射源处非结构四面体网格剖分示意图(a) 测区网格剖分深度方向透视图； (b) 测区网格剖分水平方向透视图； (c) 发射源处网格剖分深度方向透视图(以源A3B3为例).Fig.3 View of the unstructured tetrahedral mesh below the survey line(a) View of mesh in depth direction in the study area; (b) View of mesh in horizontal direction in the study area; (c) Local view of mesh in depth direction (like at the A3B3 emission source).

图4 数据拟合差(RMS)下降曲线Fig.4 RMS decline curve

图5 三维反演测点RMS分布图Fig.5 RMS distribution of data by 3D inversion

图6 研究区CSAMT三维反演得到的电性结构体及L1—L6剖面电性结果图6中767 m为研究区起伏地形的最低海拔，本文定义电性结果中海拔767 m为标高0 m.Fig.6 Electrical structure and L1—L6 profile electrical results obtained by 3D inversion in the study areaIn Fig.6, in the case that the lowest elevation is 767 m in the study area, we define the altitude of 767 m as the altitude of 0 m.

图7 利用井ZK12-37岩心信息对L2测线电性结果的地质解译(井结果引自Zhai et al，2020)P1d 二叠纪大石寨组；J2x 侏罗纪新民组；K1mk 白垩纪满克头鄂博组；Q 第四纪.Fig.7 Geological interpretation of the electrical result at Line 2 using core information at well ZK12-37 (modified after Zhai et al., 2020)P1d, Dashizhai group of Permian; J2x, Xinmin group of Jurassic; K1mk, Manketouebo group of Cretaceous; Q, The Quaternary sedimentary.

3.2 成矿要素展布

3.2.1 地层

500 m以浅切片(图8c—h)主要分为低阻、中阻和中高阻区.其中，大石寨组作为研究区广泛出露的沉积地层，根据钻井及岩石物性结果的约束，推断低阻、中阻区主要为大石寨组的响应.根据测线切片结果可明显发现，大石寨组在L1—L3测线下方呈现为由南东向北西厚度逐渐减薄的分布特征；而在L4—L6测线下方，大石寨组在测点0—9以及测点54—72范围内，厚度较薄，为200 m左右，由南东到北西呈现为厚-薄-厚-薄的分布特征.

结合L1—L6纵向剖面结果(图6)，研究区大石寨组主要分布在地下0～1000 m，其中在兴隆山矿段南部、双尖子山矿段东部，地层较厚，厚度范围在400～1000 m，可为含矿热液提供良好容矿空间.

3.2.2 断裂

依据电性切片结果(图8c—j)和断裂的电性识别特征，推断出9条北西向断裂、2条北东向断裂以及3条近南北向断裂，与矿集区内主要为北西向、北东向和近南北向的断裂分布特征一致(吴冠斌等，2014；顾玉超等，2017)，其中除了北东向的F1深断裂外，其余断裂均为存在于500 m以浅的浅层断裂，同时所有断裂均与沉积地层下方的高阻侵入岩接触，可为含矿热液提供上涌通道及成岩成矿空间.

在兴隆山矿段，断裂表现为北东向、北西向以近南北向的浅部断裂(F2—F6).图8b为兴隆山矿段地质特征，兴隆山东矿段矿脉由北西向韧性剪切带、北东向断裂以及南北向断裂控制，这三类已查明断裂位置与北西向F6、北东向F4以及近南北向F2、F3位置基本一致；北西向断裂F6在500 m以浅的结果中倾向为南西向，该特征与王丰翔等(2016)在图8b中E-F位置利用钻井勘查得到该位置矿体受北西向韧性剪切带控制呈南西向展布的特征一致.

在双尖子山矿段，断裂表现为由北东向深断裂F1与北西向浅断裂F13、F14组成的共轭断裂.电性结果显示，F1断裂深度可延伸至地下2000 m，与深部高阻侵入岩连通，为深部成矿热液上涌提供良好通道，同时F1断裂在矿集区的剩余重力异常结果中(图10a)显示为一条明显的北东向重力梯度带，推测其可能是双尖山子矿段内一条提供成矿物质的主要控矿断裂.

3.2.3 岩体

图9为矿集区三维电性结构的高阻体(>8000 Ωm)分布特征.高阻体主要分布于地表以下，在A、B、C三个区域隆起，分别对应兴隆山矿段西北侧、西南侧以及双尖子山矿段西部(辉绿玢岩脉和流纹岩出露范围).根据侵入岩高阻、高磁的物性特征，并结合矿集区剩余磁异常结果(图10b)表现为大面积高磁异常的特征，推断电性结果中的高阻体分布代表了侵入岩的空间展布，表现为侵入岩在A、B、C三个区域具有高度侵位的特征.

井ZK12-37钻遇到花岗斑岩的地球化学测年结果显示，侵入岩成岩年龄为早白垩世(Zhai et al.，2020)，该结果约束了高阻隆起A区侵入岩的成岩年龄.同时电性结果中深部高阻区具有连通性，推测研究区下方高阻区应为早白垩世花岗侵入岩的响应，是双尖子山矿集区的重要成矿物质来源(匡永生等，2014).

双尖子山矿段内，C区对应地表出露的辉绿玢岩脉和流纹岩的范围，在0 m切片中(图8c)呈现为中低阻特征，推测是由于第四纪覆盖引起的；在100 m以下深度切片(图8d)，具有中高阻电性分布特征，并与深部高阻侵入岩连通.结合周围断裂的展布，推测辉绿玢岩脉及流纹岩的形成主要由于深部岩浆热液通过北东向深断裂F1上涌至浅部后，受F1断裂和北西向浅断裂F13、F14控制冷却、沉淀，并在矿段西侧F1、F13和F14共轭断裂附近出露.该形成过程限制了双尖子山矿段侵入岩的空间展布，导致侵入岩在浅部仅分布于C区.

3.3 双尖子山矿集区成矿模式

大兴安岭地区自古生代开始经历了多重构造体制的叠加作用(刘建明等，2004；Wu et al.，2011).随着古亚洲洋的闭合(约250 Ma)，研究区从古亚洲洋构造域逐渐转化为古太平洋构造域(Robinson et al.，1999；Xiao et al.，2003)；在晚侏罗至早白垩世，大兴安岭南段地区逐渐转变为陆内伸展的构造背景(Meng，2003；Zhang et al.，2010)，如图11a所示，下地壳镁铁质物质受到上涌软流圈物质的热侵蚀，发生部分熔融形成岩浆，并沿着深大断裂上升侵位，在上升过程携带了部分古老下地壳物质，形成了含矿岩浆(王丰翔等，2016； 王祥东，2017).

本文研究结果揭示了含矿岩浆侵位至双尖子山矿集区2000 m以浅分布特征.在兴隆山矿段(图11b)，早白垩世侵入岩在矿段西北侧(A区)、西南侧(B区)高度侵位至二叠纪大石寨组下方，导致上覆大石寨组发生弯曲变形，在矿段中部-南部形成穹窿的构造特征，在穹窿构造形成过程中将在浅部形成断裂，成为重要的导矿或容矿空间.侵入岩在此就位后，含矿岩浆析出含矿热液流体，由于受到成矿环境改变、大气水的参与以及与地层之间的水岩反应等因素的影响，含矿流体在浅部已存在或伴生的北东向断裂F4、北西向断裂F5、北西向韧性剪切带F6以及近南北向断裂F2、F3中沉淀(王丰翔等，2016；张志强，2018；江彪等，2019)，形成以受断裂控制的热液脉状矿化矿床.

在双尖子山矿段(图11c)，早白垩世侵入岩通过北东向深断裂F1在矿段西侧高度侵位，在地表形成辉绿玢岩脉.由于受F1断裂的主要控制，导致成矿热液流体主要析出于双尖子山矿段西侧，在断裂F1以及与北西向断裂F13、F14的交汇处富集沉淀，最终形成双尖子山矿段.

图8 矿集区地质特征和电性结果水平切片对比图(a)、(b)双尖子山矿集区及兴隆山矿段地质特征(改自吴冠斌等，2014)；(c)—(j)研究区0 m(高程767 m)、100 m、200 m、300 m、400 m、500 m、700 m以及1000 m电性结果水平切片(其中断裂为红色实线表示).Fig.8 Geological features of the study area and horizontal slices of electrical results(a) , (b) Geological features of Shuangjianzishan ore-concentration area and Xinglongshan ore-section (modified after Wu et al., 2014); (c)—(j) Horizontal slices of electrical results at 0m (767 m), 100 m, 200 m, 300 m, 400 m, 500 m, 700 m, and 1000 m (the faults are indicated by red full lines).

图10 双尖子山矿集区剩余重力异常(a)和剩余磁异常(b)Fig.10 Residual gravity anomaly (a) and residual magnetic anomaly (b) in the study area

图11 双尖子山矿集区成矿模式(a) 壳幔尺度双尖子山矿集区金属矿化模式(改自王丰翔等，2016)； (b) 兴隆山矿段2000 m以浅成矿模式； (c) 双尖子山矿段2000 m以浅成矿模式.Fig.11 Mineralization model of Shuangjianzishan ore-concentration area(a) Mineralization model in Shuangjianzishan ore-concentration area in crust-mantle scale (modified after Wang et al., 2016); (b) Metallogenic model in Xinglongshan mine section above 2000 m; (c) Metallogenic model in Shuangjianzishan mine section above 2000 m.

4 结论

(1)双尖子山矿集区控矿要素主要为：赋矿地层大石寨组、控矿构造共轭断裂及成矿物质来源早白垩世侵入体.上覆中-低阻主要为大石寨组的反映，分布于1000 m以浅，在兴隆山矿段南部以及双尖子山矿段东部，大石寨组地层厚度较厚，具有良好的赋矿空间；在兴隆山矿段，控矿断裂埋深在500 m以浅，呈北东向、北西向及近南北向分布；在双尖子矿段，断裂为北东向和北西向分布，其中北东向F1深断裂可能为双尖子山矿段的主要控矿断裂；矿集区深部存在大面积的高阻异常，为早白垩世侵入岩的反映.

(2)基于精细电性结构的刻画建立了双尖子山矿集区2000 m以浅的成矿模式，具体表现为：早白垩世侵入岩在兴隆山矿段西北侧以及西南侧高度侵位，使得兴隆山矿段上覆大石寨组弯曲变形，这个过程活化并伴生了浅部的断裂，侵入岩就位后析出含矿热液在浅部存在的北东向断裂、北西向断裂以及断裂交汇处，受到成矿环境变化后沉淀，形成矿床；而在双尖子山矿段，通过北东向深断裂F1的主要控制，含矿流体在F1断裂以及其与北西向断裂的交汇处富集沉积，形成了矿体主要于西矿段分布的特征.

致谢感谢审稿专家对文章提出的宝贵建议.