淮南-溧阳大地电磁剖面与地质结构分析*

强建科 王显莹 汤井田 潘伟 张钱江

中南大学地球科学与信息物理学院，有色金属成矿预测教育部重点实验室，长沙 410083

1 引言

长江中下游矿集区是我国东部铁、铜、金等多金属矿产的重要基地，包含了7个大中型矿区，分别为南京-镇江矿区、南京-芜湖矿区、铜陵矿区、庐江-枞阳矿区、安庆-贵池矿区、九江-瑞金矿区和鄂东南矿区(王大勇，2010)。经过半个多世纪的勘探和开采，区内资源储量大幅下降，接替资源不明。早在20世纪90年代，有专家就预测长江中下游成矿带深部可能还存在更多的金属矿产储量(常印佛等，1996;赵文津，2008)。2004年国家启动危机矿山接替资源找矿计划，在全国取得了可喜的深部找矿效果(吕古贤等，2006*吕古贤, 郑大瑜, 朱裕生等. 2006. 我国主要金属危机矿山资源潜力战略调查与评价. 十五地质行业获奖成果汇编, 161-162)，在长江中下游老矿山也开展了许多工作，如安徽月山铁铜矿(袁学诚等，2005)、铜陵凤凰山矿区(柳建新，2006)和大冶铁矿(刘天佑等，2007)等找矿活动，为矿山增加了许多地质储量。

为了进一步加快深部矿产资源探测研究，拓展深部找矿空间，实现深部找矿突破。2008年科技部启动了《深部探测技术与实验研究(SinoProbe)》专项，其目标之一就是研究长江中下游成矿带深部地壳、岩石圈的电性结构、地质构造和物质组成，以期找到与成矿机理关联的深部物质来源(董树文等，2009)。为此，布置了一条长约300km的宽频大地电磁长剖面，用来研究该区大地构造及深部电性特征。在过去，该地区曾经进行过较多的地球物理工作，特别是以油气勘探为目的的工作居多，如研究无为盆地所做的跨长江反射地震和大地电磁等(斯春松和温祥泉，1999)；还有合肥盆地以及周边地区所做的重力、磁法、地震以及大地电磁工作(李云平等，2006；曹忠祥，2007)。吕庆田等(2007)在铜陵矿集区开展了反射地震探测成矿构造的试验等。这些物探工作，主要研究浅部地质构造问题，探测深度约5～10km，而要了解深部地质构造的电性特征，则需要开展超低频大地电磁工作。

图1 淮南-溧阳MT剖面点位分布图TLF-郯庐断裂;SDF-寿县-定远断裂;CHF-滁河断裂;MSF-茅山东侧断裂;JNF-江南断裂Fig.1 Location of MT profiles along the transect from Huainan to LiyangTLF-Tan-lu fault; SDF-Shouxian-Dingyuan Fault; CHF-Chuhe Fault; MSF-Maoshan Fault; JNF-Jiangnan Fault

2 地质概况及岩石电性特征

2.1 地质概况

淮南-溧阳大地电磁测深剖面横跨华北板块和扬子板块两大构造单元，北起安徽省淮南地区，沿东南方向延伸到江苏省溧阳市一带，基本垂直区内构造走向(北东向)，剖面经过了合肥盆地、张八岭隆起带、滁州-全椒盆地、马鞍山矿集区、溧阳盆地、江南隆起等多个次级地质构造单元(见图1)。

长江中下游成矿带属于扬子陆块北东缘的一部分, 而扬子陆块本身又由两个前寒武纪陆核组成: 即太古-古元古(约1800Ma)的扬子陆块和古元古-中元古的华夏陆块，二者在晚中元古-早新元古时期(晋宁运动)碰撞拼贴在一起, 后期又经历了郯庐断裂带的左旋平移、陆内伸展及岩浆活动(董树文, 1991；朱光等，1995，2001；吴根耀等，2003)。

自震旦纪之后，该地区形成了统一盖层, 震旦纪-志留纪为稳定的陆表海碳酸盐岩→碎屑岩相沉积, 加里东运动隆起成陆, 缺失下-中泥盆统; 海西期沉积了上泥盆统-下三叠统的碎屑岩、碳酸盐岩和海陆交互含煤系建造, 其间剧烈的升降运动形成了多个平行不整合面, 造成下石炭统部分地层缺失, 而在上石炭统底部形成块状硫化物层, 在二叠系形成孤峰和大隆组深水硅质岩。上侏罗统-下白垩统为燕山期大规模构造-岩浆活动形成的一套钙碱性-碱性火山岩、火山碎屑岩建造, 指示本区进入陆内伸展构造环境。伴随燕山期多次强烈的构造-岩浆-成矿活动, 形成长江中下游成矿带现今的主体面貌, 其成矿作用呈现“层控”和“多位一体”的规律(常印佛等, 1996; 叶舟等，2006；吕庆田等，2007；周涛发等, 2008)。

张旗等(2001)认为长江中下游成矿带的岩浆活动与古太平洋板块的俯冲没有关系, 而与大陆岩石圈的拆沉、软流圈物质上隆有关。董树文等(2007)提出晚侏罗纪东亚板块汇聚构造造成岩石圈加厚, 早白垩纪垮塌伸展引发岩浆火山作用, 伴有大规模成矿作用。

2.2 岩矿石的电性特征

岩矿石的物理性质往往与其成分、结构以及形成的地质年代和环境紧密相关，因此可以依据这些物理属性推测划分地质单元。一般来说，粘土、泥质粉沙岩、黑云母粗面斑岩、泥炭质页岩等，这些岩矿石相对空隙度较大，在地下湿润环境下表现为低电阻率，常常分布在第四系、第三系、白垩系和志留系里面。其中第四系、第三系地层电阻率一般约为10～60Ω·m，白垩系和志留系地层电阻率要稍大一些，一般约50～150Ω·m。

图2 铜陵地区岩矿石标本电阻率统计S1g-志留纪高家边组;S2f-志留纪坟头组;S3m-志留纪茅山组;D3w-泥盆纪五通组;C2h-石炭纪黄龙组;C3c-石炭纪船山组;P1g-二叠纪孤峰组;P2l-二叠纪龙潭组;P2d-二叠纪大隆组;T1y-三叠纪殷坑组;T1h-三叠纪和龙山组;T1n-三叠纪南陵湖组;T2d-三叠纪东马鞍山组;T2y-三叠纪月山组;K1k-白垩纪蝌蚪山组;K1c-白垩纪赤沙组Fig.2 The rock and ore resistivity in Tongling areaS1g-Gaojiabian Fm. of Silurian; S2f-Fentou Fm. of Silurian; S3m-Maoshan Fm. of Silurian; D3w-Wutong Fm. of Devonian; C2h-Huanglong Fm. of Carboniferous; C3c-Chuanshan Fm. of Carboniferous; P1g-Gufeng Fm. of Permian; P2l-Longtan Fm. of Permian; P2d-Dalong Fm. of Permian; T1y-Yinkeng Fm. of Triassic; T1h-Helongshan Fm. of Triassic; T1n-Nanlinghu Fm. of Triassic; T2d-Dongma'anshan Fm. of Triassic; T2y-Yueshan Fm. of Triassic; K1k-Kedoushan Fm. of Cretaceous; K1c-Chisha Fm. of Cretaceous

而有些岩矿石相对致密，孔隙度较小，导电性也较差，表现为高电阻率，如石灰岩、砂岩、页岩、石英砂岩、石英闪长岩、花岗闪长岩等，常分布在三叠系、二叠系、石炭系、泥盆系、奥陶系、寒武系，以及侵入岩体中，电阻率一般约为500～5000Ω·m。但炭质、泥质石灰岩、砂岩电阻率为次高，一般约为100～300Ω·m左右。

图2是长江中下游成矿带中铜陵地区岩矿石标本实测结果，横坐标为不同地层的岩石标本，纵轴为室内测试的电阻率值，可以清楚看到，志留系、二叠系和白垩系的岩石标本平均电阻率相对要低很多，而泥盆系、石炭系和三叠系地层中岩石的平均电阻率值较高，特别是那些完整的石灰岩或火山岩体。值得注意的是岩矿石电阻率由于其成分不同差异很大，比如石灰岩大部分是高电阻率，但如果含有泥质、炭质成分，或湿润情况下，则该灰岩即使完整没有裂隙，整体表现为低电阻率。因此，在实际电性测试中，相应地层一定要有足够量的岩石标本、而且尽量采集新鲜岩面，只有这样才能得出较客观的电性结论。

3 数据采集、处理及反演

野外数据采集使用了4套加拿大凤凰公司的V5-2000多功能电法仪器，其频率范围为320～0.00055Hz，扩展频率达到0.0001Hz，全频段40个频点，扩展后为44个频点，同时观测Ex、Ey、Hx、Hy、Hz五个分量。现场进行了168h连续观测试验，一次性完成了仪器一致性试验、最佳采集时间试验、区域电磁干扰测试等工作。试验表明，4套大地电磁仪器性能稳定，可以同时工作，最佳采集时间约为24h即可满足任务需要。总共采集71点数据，一级点占95.8%，二级点占4.2%，数据质量真实可靠。在马鞍山矿集区有矿山近场源干扰，少数测点数据受到影响。

数据处理采用戴世坤编制的商业软件Geo_GMES(V4.1)，该平台功能齐全，从数据圆滑、极化模式识别、静校正，直到一维、二维反演、地电模型解释和成果图件输出等都可完成。

3.1 阻抗张量极化图

为了分析沿剖面地质体的电阻率各向异性特征，即三维特性，我们研究了阻抗张量极化图。一般认为，在一维构造中，阻抗张量极化图|Zxx|表现为一个点，|Zxy|则为以|Z|为半径的圆。对于二维构造，|Zxx|为两组不对称“8字形”花瓣，两条对称轴分别为走向方向和垂直走向方向；|Zxy|则为椭圆或“8字形”。轴对称三维结构的阻抗张量极化图中|Zxx|为两组接近对称的“8字形”花瓣，|Zxy|为“8字形”。当区域结构为不对称三维时，|Zxx|和|Zxy|的极坐标图均为中部呈不同凹陷的倾斜“8”字型。因此，利用张量阻抗极坐标图，可以定性地了解地下介质的维数特征和电阻率各向异性特征。

图3 淮南-溧阳剖面阻抗张量极化图Fig.3 Impedance tensor polarization along the transect from Huainan to Liyang

沿剖面选取不同地质构造单元中测点的三个频率120Hz、0.141Hz、0.00146Hz的极化图(图3)，Zxx为绿色曲线，Zxy为红色曲线。从图中可以看出，合肥盆地(125、117、101号测点)中， 高频和中频部分Zxx阻抗极化图退化为一个点或小“8字形”，而阻抗Zxy几乎成圆型。这说明在浅部和中部，地下介质呈现一维或近似一维特性，电阻率各向异性没有或很小。但在低频部分，阻抗Zxx和Zxy都呈现“单8字形”，说明深部介质呈二维特性。

在张八岭隆起带(91、87号测点)，高频的阻抗极化图显示为近似二维特征。但在中频和低频部分，阻抗Zxx呈“不对称双8字”，Zxy呈“单8字”，反映该地区介质为三维特征，而且沿构造走向和垂直走向介质不均匀。在滁州-全椒盆地(79号测点)，地表介质呈现出一维特性，而中频部分，地下结构为二维或呈弱三维特性。在低频部分，阻抗Zxx和Zxy都呈“8”字型，地下已是三维介质。

马鞍山矿集区内(宁芜火山岩盆地)(63号测点)、溧阳-南陵拉分盆地内(39、31号测点)，浅部介质均呈弱二维特性，而随着深度越大，地下介质越复杂，结构维数越高。在江南造山带(25、15号测点)在地表已成二维构造，中深部呈三维特性。

综上所述，阻抗张量极化图显示，在张八岭隆起、马鞍山矿集带、江南隆起带之下，中深部二维、三维构造发育，电阻率各向异性明显，说明这些地区经历了复杂的地质活动。

3.2 二维反演及地质解释

二维反演方法采用连续介质法(戴世坤和徐世浙，1997)(GMES软件平台)，其初始模型采用了一维反演结果，这种反演方法的特点是速度较快、反演结果稳定可靠。

二维反演及解释结果见图4，图4a反映了10km以内的浅部地质与电性特征，反演结果与盆地、隆起带和几个主要的断裂位置吻合较好，如合肥盆地以北的寿县-定远断裂SDF(测点123～119之间)、郯庐断裂带TLF(测点101～93之间)、苏鲁造山断裂带SLF(测点85～81之间)、滁河断裂CHF(测点73～71之间)、茅山断裂MSF(测点37～35之间)和江南断裂JNF(测点29～27之间)。以上断裂在大地构造的文献中虽有介绍(常印佛等，1996；李云平等，2006)，但有些断裂被第四纪覆盖，具体位置不确定，本次MT工作定量确定了这些断裂比较准确的空间位置。

图4 二维反演及地质解释(a)-浅部二维反演结果(0～10km); (b)-浅部地质解释; (c)-深部二维反演结果(0～50km);(d)-深部地质解释Fig.4 Section of 2D EM inversion and geological interpretation(a)-2D inversion results in depth 10km up; (b)-shallow geological model; (c)-2D inversion results in depth 50km up; (d)-deep geological model

对于沉积盆地内的岩矿石来说，其电性特征多为低电阻率，如合肥盆地、滁州-全椒盆地和溧阳盆地。合肥盆地规模较大(测点121～93)，全区被第四纪覆盖，厚度约0～300m不等，电阻率大约10～30Ω·m左右，其下为巨厚的中生代白垩纪和侏罗纪地层，以泥岩、沙岩为主，厚度达3000～6000m不等，对应电阻率较低，大约10～50Ω·m左右。最下层为元古代的基底，电阻率约为500～3000Ω·m。滁州-全椒盆地规模相对较小(测点79～65)浅部为白垩纪和志留纪，以泥岩、沙岩为主，厚度达2000～3000m不等，由于泥沙岩孔隙度大，电性特征表现为低电阻率，在20～90Ω·m之间变化。下伏地层为奥陶-寒武纪的灰岩，为高电阻率特征，电阻率约500～5000Ω·m左右。

溧阳盆地(也叫溧水南陵拉分盆地)(测点45～27)位于横山东南约5～55km之间，电性分布差异较大，电阻率约10～500Ω·m之间，盆地中有两个明显凹陷区，一个在45点附近，沉积厚度约1800m左右，此区域与西横山组对应，西横山组主要出露于溧水盆地的横山以西地区, 是一套以砂岩、砾岩为主，兼泥岩、泥灰岩的陆相碎屑沉积, 厚度大于1660m。另一个沉积最深部位在测点31和33之间，厚度约5000m。该盆地发育始于中侏罗世象山期的后期, 主体沉积为晚侏罗世早期的西横山组, 盆地演化后期为火山岩所充填, 至晚白垩世初结束。在溧水地区充填了上侏罗统西横山组的沉积岩和龙王山组、大王山组以及下白垩统娘娘山组的火山岩, 在南陵地区表现为一套厚达4607m 的中基性中酸性火山岩及火山碎屑沉积岩。

宁芜火山岩盆地(马鞍山矿集区)(测点63～47)主要地层以中生代的白垩纪、侏罗纪和三叠纪为主，其中有多处火山岩出露，地层电阻率沿横纵向变化较大，岩矿石导电性差异明显，总体表现为高电阻率特征，从500Ω·m到2000Ω·m之间变化。

隆起带电性特征最明显，由于基岩埋深浅或出露，其导电性较差，电阻率很大。如张八岭隆起带(测点91～81)出露了许多前寒武纪的古老变质岩地层，产状平缓，也有寒武-奥陶及火成岩露头，地层产状陡立，说明地质活动复杂多变。以上地层和岩石由于致密而导电性较差，其电阻率值较高，从1000～5000Ω·m不等。

江南隆起位于测点21～11之间，地壳上升剥蚀严重，大面积出现石炭纪和奥陶纪地层，石灰岩分布较广，电阻率很高，大约300～5000Ω·m左右。江南断裂位于19和21号测点之间。

图4b是50km以内深部大尺度地质与电性分布。就整体而言，上地壳(0～12km)电性差异较大，以中高电阻率为主，断陷盆地电阻率较低，火山岩侵入区电阻率很高。合肥盆地上地壳的电性底界面与地震勘探解释结果吻合较好(李云平等，2006)。对于下地壳(12～33km)来说，电性呈现两段特征，西段长约100km(测点129～89)呈现10～20Ω·m的低电阻率，可能与沉积岩矿化含水有关；东段长约200km呈现500～5000Ω·m的高电阻率，估计与侵入岩体有关。

在西段深度约36km处存在一个由低阻到高阻的电性界面，而在东段深度约32km处存在一个由高阻到低阻的电性界面，而这个电性界面与该地区的莫霍面深度基本相当，因此我们称这个电性界面为“电性莫霍面”，即“E-Moho”(Jones, 2013; Shietal., 2013)。但在MT剖面中段，由于岩浆活动，电莫霍面不是很明显。由西段电莫霍面比东段的要低一些，我们可以推断华北板块与扬子板块碰撞后，形成张八岭隆起带，并伴随火山活动。

4 讨论

4.1 火山岩电性特征与成矿带关系

大中型矿床往往与火山岩的活动密不可分，或者说如果找到火山岩的分布，就有可能找到有工业价值的矿床。但是，在不同的地质历史时期都有火山活动，由于喷发环境不同，会形成不同的矿产。如大别-苏鲁造山带(张八岭隆起带)，源于印支期扬子板块和华北板块的陆-陆碰撞，经历了超高压变质作用，且处于持续抬升过程，因此形成的矿产以非金属和金矿床为主，少见其他有色金属矿产。岩石主要以石英砂岩、角闪斜长片麻岩和条痕状黑云钾长混合岩为主，电阻率很高。如岫岩县的岫岩玉石、山东招远的大型富金矿、蒙阴金刚石原生矿、吕乐蓝晶石、江苏东海水晶、云母、红宝石、金红石、蛇纹石等(刘玉强，2004；肖骑彬等，2007；郑大中和郑若锋，2009；薛林家等，2010)。糜棱岩同位素年龄证实，郯庐断裂带是早白垩世晚期形成的，晚于张八岭隆起，曾经受到东亚大陆边缘左旋剪切力的作用，使大别-苏鲁造山带发生左旋平移断裂(朱光等，1995)。在郯庐断裂带发现较多的柯石英，柯石英被认为是来自地球深处的物质，是地壳运动留下来的记录，用它可研究超高压变质作用和板块碰撞作用。

长江中下游成矿带位于扬子板块以内，在燕山期发生伸展、褶皱，并发生大规模岩浆侵入活动，携带的大量热液在白垩、侏罗和三叠地层中逐渐冷却并发生矿化作用，变质作用相对较弱，这种环境有利于各种金属离子迁移和交代，最终形成以铁、铜、银为主的“一盖多层”多金属矿带(常印佛等，1996)。对于大多数矿化带而言，电性特征多为低电阻率。

4.2 中下地壳低电阻率分析

在上面的反演结果中，合肥盆地中下地壳电性特征为大片低电阻率物质，这一现象与人们长期认为古老结晶基底应为高电阻率的想法矛盾。其实，类似的下地壳低电阻率还有很多地方，如西藏羌塘盆地(张胜业等，1996)、洞庭湖凹陷(魏文博等，1996)、鄂尔多斯断陷盆地(赵国泽等，2010)等。一般来说，造成低电阻率的原因大概有三种情况：导电矿物(如导电矿物或石墨等)、高温熔融岩浆和含盐流体。对于合肥盆地下地壳存在导电矿物的可能性较小，一是没有来自下地壳的相关导电岩矿石证据，二是低阻体规模太大(厚度约20km、长度约100km)。如果假设由部分熔融岩浆引起，但合肥盆地地热资料表明该地区地温梯度平均27.5℃/km(陈刚等，2004)，以此估算，中下地壳温度为275～550℃，岩石电阻率约为100～1000Ω·m之间(魏文博等，2006)，显然，低阻层难以用部分熔融解释。

岩石物理学的研究表明，在下地壳温度400～500℃左右，花岗岩和辉长岩在湿润和干燥情况下，二者的电阻率相差3～4个数量级(图5)，因此，认为下地壳存在一定的孔隙与水(或盐水)就可以较好地解释低阻体的问题(Jones, 1992)。1987～1994年德国完成了超深科学钻孔(孔深9101m)证实，在超过8000 m深处仍有大量卤水、9000m深处岩石有孔隙、有水和气体流动，而且地温梯度增加也比预计的要快(蔡学林，1992)。尽管钻探深度还不到中下地壳，但其结果提供了我们向下推断解释的依据。

图5 花岗岩和辉长岩在干燥和湿润条件下电阻率随温度的变化(据Shankland and Ander, 1983)Fig.5 Log electrical resistivity versus reciprocal temperature for dry granite and gabbro compared to their wet counterparts (after Shankland and Ander, 1983)

因此我们认为合肥盆地中下地壳存在一定矿化度的水及二氧化碳，这些水和气体来源于岩石在高温高压下的变质作用(Rumble, 1989)。

对于火山岩盆地的下地壳来说，同样适合上述解释，只是相同深度的电阻率略大于合肥沉积盆地，主要原因是火山岩的侵入、变质作用，使上地壳增厚，导致整体火山岩盆地电阻率偏高。

4.3 马鞍山矿集区电性特征与其他地球物理结果对比

淮南-溧阳大剖面同时开展了多种物探方法，如大地电磁、重力、深反射地震、宽频天然地震等(叶舟等，2006；Jiangetal.，2013；徐涛等，2014；江国明等，2014;张永谦等，2014)，比较解释结果，基本结论一致。

在重力剖面上，合肥盆地区段表现出一个较明显的低重力异常，这个重力异常与大地电磁大片的低电阻率异常对应，一方面说明该区段在上地壳范围内存在低密度的沉积物；另一方面也说明此区段上地幔埋深较大。从郯庐断裂向东南直到太湖边上约150km范围内，重力值持续增加，浅部反映了高密度、高电阻率火成岩的存在，从深部来看，宽缓的重力抬升异常表明上地幔隆起，此结论与大地电磁反映的电莫霍面是一致的。

在合肥盆地、马鞍山矿集区等区段，深反射地震解释结果与大地电磁结果对应较好，但在滁州-全椒盆地，广角地震结果显示的低速范围与合肥盆地相当，但大地电磁和重力的结果表明，滁州-全椒盆地东西向和纵深向规模不是很大。

5 结论

通过对淮南-溧阳大地电磁测深剖面的研究，得到以下几点认识：

(1)该地区上地壳深度约为10～12km，表现为相对高电阻率特征，约50～5000Ω·m；合肥盆地中下地壳为大片的低电阻率(约10～20Ω·m)，推测中下地壳存在孔隙、且含少量盐度的高温结晶水气。宁芜盆地和溧阳盆地中下地壳电阻率较高，原因是大面积火山岩侵入使得综合导电性变差。

(2)区内在深度约30～38km处存在一电性界面，与该地区莫霍面的深度相当，称为“电莫霍面”(E-Moho)，呈现“西深东浅”的特征，推测华北板块与扬子板块碰撞后，形成张八岭隆起带，并伴随火山活动。扬子板块一侧在燕山期发生伸展运动，导致岩浆侵入活动。

(3)中深部电阻率各向异性明显，张八岭隆起和宁芜火山岩盆地横纵向电性差异很大，整体表现为高电阻率，纵向电阻率分层不明显，横向对火山岩体反映灵敏，常常表现出很大的电阻率。

(4)张八岭的火山活动属于晋宁-印支期碰撞挤压类型，具有超高压变质作用，形成的矿资产多为非金属和金矿床有关，而宁芜火山岩盆地是燕山期多期次火山侵入的结果，岩浆和热液上涌，热液与沉积围岩矿化作用强烈，形成的矿产与铁、铜、银等多金属矿床有关。

致谢在本项目研究中，中国地质研究院的吕庆田、史大年、严加永、赵金花等以及中国科学研究院地质与地球物理研究所的徐涛博士提供了一些建议和参考资料；中国地质大学的江国明教授提出了许多宝贵的意见；戴世坤教授提供了最新的二维反演软件；还有一些研究生做了诸多数据整理工作；在此一并表示衷心的感谢！

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