赣杭构造带中段岩石圈电性结构研究

2022-06-29方吉琦邓居智严加永

高校地质学报 2022年3期

方吉琦，邓居智*，陈辉，余辉，严加永

1.东华理工大学地球物理与测控技术学院，南昌 330199；

2.中国地质科学院地球深部探测中心，北京 100037

赣杭构造带（简称赣杭带）是从赣中往北东延伸至浙江杭州湾的一条火山岩带，在大地构造上位于扬子板块与华夏板块于新元古代碰撞拼接所形成的结合地带（余心起等，2006）。带内发育一系列火山岩盆地，其中部分盆地产有火山岩型铀矿，如相山、盛源、大桥坞和大洲盆地，是中国一条非常重要的火山岩型铀多金属矿成矿带（杨水源，2013）。其中赣杭带中段发育盛源盆地，是该成矿带内一个重要的产铀盆地。盆地内分布一系列火山—侵入杂岩，根据火山喷发旋回、地层层序与接触关系，可以将盆地内的火山岩划分为打鼓顶组和鹅湖岭组，其中打鼓顶组主要由熔结凝灰岩、结晶凝灰岩和粗面安山岩组成，鹅湖岭组由熔结凝灰岩、结晶凝灰岩和粗面岩组成（张万良，2000）。由锆石U-Pb测年可得，打鼓顶组凝灰岩年龄约为137.5 Ma，鹅湖岭组凝灰岩的形成年龄约为136.1 Ma，这两组岩石属于早白垩世时期火山活动的产物（舒珣等，2015）。这些赣杭带中段火山—侵入杂岩被认为是早白垩世伸展环境下沿着原有鹰潭—安远基底大断裂触发的大规模中酸性岩浆喷发和侵入的结果（沈俊，1994）。然而，导致这种大规模中酸性岩浆活动的地球动力学背景仍然存在诸多争议，主要存在以下三个不同的模式：（1）活动大陆边缘构造—岩浆作用模式（Jahn et al., 1990;Lapierre et al.,1997; Meng et al., 2012）；（2）阿尔卑斯型内陆碰撞模式（Hsü et al., 1988, 1990）；（3）大陆伸展—裂谷模式（Gilder et al., 1996; Li, 2000）。此外，赣杭带作为华南壳幔相互作用和岩浆混合作用的重点研究区，由于缺乏深部结构信息，前人提出的Izanagi板块俯冲后撤模式仍然不够完善（Shu et al., 2017）。因此，在赣杭带中段开展深部结构探测，有助于揭示该地区的构造—岩浆演化过程。

大地电磁测深法（Magnetotelluric Sounding，简称MT）是一种利用天然电磁场进行勘探的地球物理方法（Tikhonov，1950），它具有探测深度大，不易受高阻层屏蔽，对低电阻率反应灵敏等优点，已经被广泛应用于深部结构研究（董树文等，2012; Meqbel et al., 2014; Dong et al., 2016; 王绪本等，2017）和矿产及地热勘查（邓居智等，2015; Mohan et al., 2017; 余辉等，2019; Deng et al., 2020）。因此，本文对赣杭带中段MT数据进行重新处理反演获取研究区的电性结构，结合已有资料查明深部构造信息和构造—岩浆演化与深部地球物理、地质结构之间联系，揭示火山盆地形成的地球动力学背景。

1 地质构造概况

赣杭带位于华南地区东北部，其大地构造位置上处于扬子板块和华夏板块的结合部（如图1所示），全长600余km，宽度大约有50~80 km。该带是中国东南部早白垩世一条重要的火山—侵入杂岩带，沿线分布着众多火山盆地、火山穹隆（图2）。白垩纪晚期，受拉张作用影响，在带内沉积了一系列红色碎屑岩（张星蒲等，1999）。江山—绍兴断裂（简称江绍断裂）是带内一条主要深大断裂，该断裂自新元古代以来处于长期活动状态，制约着中国东南部的构造和演化（陈娟，2016）。江绍断裂带在燕山期活动尤其强烈，以逆冲活动为主、兼有走滑活动，并常被NNE向断裂所切割。在断裂带内产生了一系列压性和压扭性断裂，但断裂展布断断续续、衔接性差（张国伟等，2013）。断裂带内，燕山构造运动中所形成的断层，与早期形成的初性剪切带具有近一致的构造线方向，但以脆性断裂为主。大规模的岩浆活动，并在早白垩世达到顶峰，其岩性主要由碱性、中酸性熔岩和中酸性次火山岩组成（李献华等，2007；蒋少涌等，2008）。赣杭带西北侧是扬子板块与华夏板块的碰撞缝合带—江南造山带，带内分布着一系列新元古代时期发育的前寒武纪基底，并发育一系列北东向逆冲断裂（如图2所示）；其东南侧紧邻武夷山隆起带，地表出露的岩石以白垩纪的花岗岩和火山岩为主。

图1 华南主要地质情况和赣杭构造带位置（修改自Cao et al.2020）Fig.1 Main geological conditions in South China and the location of the Gan Hang tectonic Belt (modified after Cao et al.2020)

图2 研究区构造位置和大地电磁测点分布Fig.2 Structures and distribution of magnetotelluric stations in the study area

盛源盆地位于赣杭构造带中段，是赣杭带四大火山岩铀矿田之一（郑师雄等，2020）。盆地内火山岩系主体不整合在震旦系变质岩上，东北部少部分火山岩系不整合在下侏罗统含煤碎屑岩系之上，中部被下白垩统巨厚的红色碎屑岩系不整合覆盖（余心起等，2005）。盆地内火山岩系地层总厚度超过1 km，产状上表现为从盆地边部向盆地中心倾斜，与铀矿化联系紧密。

2 大地电磁数据来源、处理与分析

2.1 数据来源

本文MT数据中的S01:S05点来自中国地质调查局江南造山带项目，S06-S21点来自SinoProbe项目。MT剖面以近NW方向横穿武夷隆起带、赣杭带中段和江南造山带，剖面全长约四百公里，共计25个测点（如图2所示）。沿剖面分布的主要构造单元可细分为九岭—高台山隆起、萍乡—乐平坳陷、官帽山隆起、赣杭构造带、饶南坳陷、闽西北隆起。MT数据采集采用的仪器是MTU-5宽频大地电磁仪，每个测点的采集时间不少于20 h，同时采集MT阻抗张量的五分量（电场水平分量Ex、Ey和磁场三分量Hx、Hy、Hz）。在野外时间序列数据的基础上，通过傅氏变换将时间域信号转换到频率域，经过互参考技术、Robust阻抗估计和功率谱挑选后，获得了320~0.001 Hz频率范围内质量较高的MT阻抗张量数据。

2.2 维性分析

在进行反演之前，对于构造复杂的区域，详细分析剖面下方地下介质的维性十分重要（陈乐寿等，1990）。由于相位张量不受地表不均匀电性分布的畸变影响，且在不需要假设地下维性的前提下获得区域阻抗信息（Caldwell et al., 2004）。因此，本文采用相位张量分解对剖面上各测点的大地电磁数据进行维性分析。如图3所示，本文给出了剖面下方各测点的相位张量椭圆分布情况，图上横坐标表示测点相对距离，纵坐标表示频率变化，其中空白部分是剔除的飞点。在图3a中，椭圆内充填的颜色代表了相位张量最小值的变化，该参数能够反映地下电性变化特征。图上椭圆颜色由红色到蓝色渐变过程指示地下电性由低阻区进入高阻区。从图中颜色变化可以看出，东南段上半部分（武夷山隆起带）以高阻为主；上半部分中段（赣杭构造带）电阻率值相对较低，可能与白垩纪红盆地的位置有关；西北段（江南造山带）电阻率普遍偏低，可能是因为江南断裂导致地下水充填造成的。图3b中椭圆填充的颜色代表了二维偏离度的分布情况，深红和深蓝色表示二维偏离度绝对值较大的区域。研究表明，二维偏离度的绝对值小于5并且在一段频率内保持不变时，指示地下结构为非三维结构，反之则表明地下电性具有三维特征（Caldwell et al.,2004; Booker, 2014）。此外，相位椭圆的形状也能指示地下电性的维性特征，当椭圆形状近似圆形时，表明地下电性结构接近一维结构；当椭圆形状近似“针状”时，表明地下结构越复杂。由图中可以看出，除江南造山带低频部分出现较大的二维偏离度以外，大部分数据的二维偏离度落在-5和5之间（黄色和青色），表明地下结构虽然存在局部的明显三维特性，但仍然以二维为主，因此，本文使用的MT数据适合做二维反演。

图3 全测点全频率相位张量椭圆分布图Fig.3 Ellipse distribution of full-frequency phase tensor at all measured points

2.3 构造走向分析

根据阻抗张量分析的结果，我们按不同频段和区域统计了相位张量椭圆主轴的方向，得到了测线下方导电介质的电性主轴方位，并推断出剖面下方不同区域的构造走向（如图4a，b所示）。从图中可以看出，江南造山带和武夷山隆起带浅部电性走向较为离散，难以获得较为一致的主轴方向，而赣杭带中段的椭圆主轴方向统计结果表明，该地区从浅部到深部的电性走向方向均趋于一致，其中，浅部统计得到的电性走向大致为北偏东45°，深部得到的电性走向大致为北偏东60°，该方向与区域深断裂—江绍断裂的走向趋于一致。结合区域地质资料，我们将剖面所经过地区的地下电性主轴方位确定为北偏东60°。由于野外观测装置为正南北观测，因此我们对位于赣杭带中段的大地电磁数据进行主轴旋转，以满足二维结构的理论假设。采用这样获得的两组线性无关的极化模式数据进行反演，其结果可以更加突出地质结构沿走向和倾向的变化特征（胡祥云等， 2017）。

图4 相位张量主轴统计图Fig.4 Statistical diagram of the phase tensor spindle

3 大地电磁数据二维反演

3.1 二维反演计算

采用非线性共轭梯度法（Rodi and Mackie,2001）对MT数据进行二维反演试算。通过对TE和TM模式数据及其组合进行反演试算，结果表明TE模式和TE+TM模式数据反演拟合效果较差。前人研究结果表明，采用TE模式数据进行反演时，需要满足较为严格的二维近似程度，而采用TM模式数据反演则不容易受到三维高导异常体畸变效应影响，反演结果中假异常会显著减少（蔡军涛等，2010）。从本文的相位张量分析结果中可以发现（如图3a所示），赣杭带西侧的江南造山带和东侧的武夷隆起带深部均存在较大范围的高导体，且江南造山带深部表现出明显的三维特征。因此，本文最终确定选用TM模式数据进行二维反演以获得可靠的地下电性结构分布。在最终反演试算中，将初始模型为100 Ω·m的均匀半空间，TM模式的视电阻率和相位误差都设置成10%。在此基础之上，选用不同的正则化因子（τ）进行多次反演试算。试算迭代结果如图5a所示，图上纵坐标为反演拟合差（RMS），横坐标为模型粗糙（Roughness），二者的折中曲线（L曲线）整体趋势表明较小的正则化因子反演结果可以获得更粗糙的模型和理想的拟合差，而大的正则化因子反演结果可以获得更圆滑的模型。从图中还可以发现，当正则化因子τ=3时，反演结果既能达到理想的拟合差，又能获得粗糙度适中的模型。因此本文最后确定使用τ=3的反演模型作为最终的反演结果，此时的RMS=1.04。图5b给出了各测点的RMS值，从中可以发现，大部分测点的RMS都能达到目标拟合差1的收敛要求。在反演迭代过程中图6显示了剖面上所有TM模式观测数据和反演模型响应的视电阻率与相位对比情况，可以看出，实测数据和模型响应数据相差无几。由此可见，本文获得的二维反演模型可以满足实测数据所反应的地下电性分布特征。

图5 反演迭代过程中RMS随粗糙度、测点、迭代次数变化折线图Fig.5 RMS variations with roughness, measurement points and iteration times during inversion iteration

图6 TM模式视电阻率和相位断面图与反演模型响应对比图Fig.6 The apparent resistivity and phase profile of the TM model compared with the response of the inversion model

3.2 二维反演结果

图7为MT二维反演结果，总体来看，研究区地下电性结构具有明显的分带和分层特性。其中，九岭—高台山隆起带和饶南坳陷东南缘以及赣杭构造带中东部在剖面下方的地壳内具有明显的电性梯度带分布特征，如图中C1、C4和C5所示。除这些高导的条带状异常外，沿剖面方向，地下地壳以高阻特征分布为主，呈不连续分布，电阻率数值可达上万欧姆米。其中，九岭—高台山隆起带下的壳内高阻特征延伸相对较浅，约15~25 km左右，而官帽山隆起及赣杭带下方的高阻异常向下延伸较大，可达到40~60 km的深度（如图7中R2和R3所示），超过了该地区的平均地壳厚度约32 km，如图7中虚线表示的Moho面所示（数据来源于Crust 1.0模型）。在深度大于40 km的深部，剖面东侧的闽西北隆起下方，存在一个连续分布高导特征，如图7中C5所示，其阻值约为1 Ω·m，该高导特征所反映的地下电性分布特征与相位张量分析揭示的岩石圈电性分布特征相吻合。

图7 MT二维反演电阻率断面图Fig.7 Resistivity section of the 2D MT inversion

3.3 模型评估

为了评估反演模型对深部电性异常的灵敏性，采用替换特定电性异常后重新反演的方式来进行对比验证，分别测试了反演模型中高导特征C2、C3和C5在深部的灵敏性，即分别将C2、C3和C5的阻值替换背景电阻率100 Ω·m后重新进行反演试算，最终的反演结果如图8b、8c和8d所示。从中不难发现，将这三处的低电阻率值替换成背景电阻率之后，最终反演迭代的RMS值均没有较大变化。此外，三次反演试算都未能恢复出C2、C3和C5的几何形态和阻值。其中，C5高导体上下边界恢复较好；虽然C2在深部有所恢复，但其顶界面的埋深以及深部延伸情况与前次反演结果存在较大差异。图9给出了异常体上方各测点的拟合情况，其中散点表示实测的视电阻率和相位，实线表示初始反演模型响应曲线，虚线表示测试模型响应曲线。从中可以发现，替换阻值的测试反演模型响应的曲线与初始模型响应曲线相差不大，并且都能较好地拟合实测的视电阻率和相位曲线。由此可见，初始模型对高导C2和C3在深部的灵敏性反映较差，对C5在深部的灵敏性反映较好，造成这种现象的原因很可能与剖面西侧深部信息不完整有关。因此本文后续解释过程中将重点关注剖面西侧80 km以浅和剖面东侧100km以浅的电性分布特征。

图8 导体灵敏度测试结果Fig.8 Results of conductor sensitivity tests

图9 C2、C3和C5模型电阻率和相位响应曲线Fig.9 Resistivity and phase response curves of C2, C3, and C5 models

4 讨论

4.1 赣杭带中段电性结构特征

覆盖地表的第四纪常常较为松散，其电阻率往往呈现低电阻特性。一般来讲，上地壳以花岗岩发育为主，中地壳表现为从花岗岩过渡到闪长质岩，下地壳以玄武岩和变质玄武岩为主，在大地电磁勘探数据处理的结果中常表现为中高阻特征。研究区经过多个阶段多个时期的构造活动，断裂构造广泛发育。这些错综复杂的构运活动往往会导致岩层破碎并呈块状分布。由于浅地表受大气降水、风化等作用比较强烈，因此地层接触和断裂处均会显示出明显的低阻异常（谢志平等，1994）。基于二维反演结果，划分成出F1、F2、F3断裂构造。在赣杭带下方高导体一直由地表延伸到地下33 km左右，其地表出露位置与江绍断裂所处大地构造位置吻合，因此，推断F2为江绍断裂带在深部的延伸。中三叠世末，区域上发生了印支构造运动，江绍断裂带才再次表现出明显的构造活动，随之而来的燕山期造山运动，使中阶段Izanagi板块向陆缘俯冲，到了燕山期晚期Izanagi板块俯冲速度变缓，使深部热扰动变得更加剧烈（Muller et al.,2008, Liu et al., 2017, 李三忠等，2019），于是就有闽西北隆起段的软流圈物质沿着挤压破碎的岩石圈断裂向上运移，形成了赣杭带红层盆地及其高导特性，如反演结果上C4所示（图8）。而江绍断裂带作为两大块体的分界带，东侧为华夏块体，岩性多为片状分布的元古宙绿片岩一角闪岩相区域变质岩，经受了多期区域动力—热流变质作用。在闽西北隆起范围上表现为带状有间断的高阻体，厚度大约有20 km。二维反演结果反映江绍断裂带东侧的断裂F3推断为饶南坳陷和闽西北的分界线。江绍断裂带西北侧为江南造山带，是由新元古代早期未变质—低变质的岛弧火山—沉积岩系、前陆磨拉石盆地环境下形成的火山—沉积岩系及震旦系至下三叠系巨厚的海相沉积岩。在官帽山隆起和赣杭带西侧下方存在两大块明显的低导体则可能是为扬子板块克拉通的大致位置；在九岭—高台山隆起和萍乡—乐平坳陷结合部位存在南西向高导延续体，推测为江南断裂带F1。从图10来看，揭示F2断裂的高导特征切穿Moho面特征不明显，但F2断裂空间上与江绍断裂带位置重合，后者是一条跨岩石圈的古老缝合带（Xu et al., 2019），因此，根据F2的倾向特征（向东南方向下倾）推测该断裂能够切穿Moho面与软流圈的高导异常联通。F2断裂裂隙内富含的水溶液很可能是产生高导特征的主要原因，而这种高导在深部消失（地壳以下）可能与上地幔高温高压作用对水的消耗有关。此外，盛源盆地粗面安山岩的地球化学研究表明其具有幔源特征，揭示赣杭带中段岩浆活动存在幔源物质的参与（Shu et al., 2017），因此，我们推断F2断裂与深部软流圈的联通很可能为幔源物质的输送提供了有利通道。软流圈上涌过程中对赣杭带深部的变质岩进行重熔，为中酸性岩浆的形成提供了物质来源。由于地壳和上地幔的物质组成和构造活动复杂多样，在实际的地球物理勘探中对资料结果的解释不能单独依靠地层物质组成来进行解释还需要结合各方面的地质资料来进行综合解释（董树文等，2014；高山等，1999）。

图10 研究区岩石圈二维电性结构模型及构造解释图Fig.10 The two-dimensional electrical structural model and its tectonic interpretation of the lithosphere in the study area

4.2 火山—侵入杂岩的深部成因

基于前文建立的研究区岩石圈二维电性结构模型，本文探讨了形成赣杭带中段火山—侵入杂岩的深部成因。自晚侏罗世始，中国东部整体处于板块多向汇聚的动力学背景下，形成了赣杭带的构造格局（余心起等，2006）。白垩世早期，赣杭带进入主伸展阶段，增厚的下地壳和岩石圈地幔发生拆沉，软流圈上涌引发了白垩世火山活动和大规模的岩浆侵入（邓家瑞等，1997）。高导的江绍断裂向东南方向下倾，在深部与武夷隆起带深部高导沟通，控制着镁铁质岩浆上涌并在壳幔边界处与下地壳发生混合作用，为深部物质侵入提供了上升通道。武夷隆起带下方的高导揭示了深部热物质上升的可能性，很大程度上记录了华南东部软流圈上涌的过程。其构造成因与华南地区同期Izanagi板块俯冲后撤联系紧密，这一动力学背景产生的岩石圈伸展环境，为软流圈热物质上涌提供了空间。其后续发生在壳幔边界的底侵作用，重熔了早期形成的变质岩基底，为赣杭带中段的中酸性火山—侵入杂岩的形成提供了物质来源。综上所述，江绍断裂的构造演化，软流圈物质的上涌可能就是形成赣杭带红盆和盛源盆地最主要的成因。