張嵩松, 楊曉勇, 王光杰, 趙文廣, 王金鑫, 張 志

滁州褶沖亞帶深部地質(zhì)特征的綜合物探解譯: 對銅金礦床找礦的啟示

張嵩松1, 2, 楊曉勇1, 王光杰3, 趙文廣2, 王金鑫4, 張 志5

(1. 中國科學(xué)技術(shù)大學(xué) 地球和空間科學(xué)學(xué)院, 安徽 合肥 230001; 2. 安徽省地質(zhì)調(diào)查院, 安徽 合肥 230001; 3. 中國科學(xué)院 地質(zhì)與地球物理研究所, 北京 100029; 4. 安徽省勘查技術(shù)院, 安徽 合肥 230001; 5. 安徽省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局 327地質(zhì)隊, 安徽 合肥 230001)

滁州褶沖亞帶是位于長江中下游地區(qū)重要的銅金成礦區(qū)帶, 以西側(cè)黃破斷裂與東側(cè)滁河斷裂為邊界, 深入了解本區(qū)的深部地質(zhì)特征對于該區(qū)隱伏銅金礦床的礦產(chǎn)勘查工作具有重要意義。本文結(jié)合實測地質(zhì)剖面, 通過解譯三條與本區(qū)主要構(gòu)造方向垂直的重力、磁法和音頻大地電磁測深(AMT)綜合剖面, 提取深部構(gòu)造信息并進行解譯。地質(zhì)體深部解譯主要依據(jù)電阻率的變化、?T化極磁異常、布格重力異常的曲線特征和實測剖面進行綜合推斷, 獲得以下結(jié)論和認(rèn)識: ①黃破斷裂兩側(cè)存在較大規(guī)模的隱伏斷層, 在不同地區(qū)主斷面的深部形態(tài)和逆沖推覆距離不同; ②滁河主斷裂傾向北西, 傾角60°～70°, 形態(tài)較為穩(wěn)定, 在蘇家灣?夏閣地區(qū)除主斷裂外, 南東側(cè)還發(fā)育較大規(guī)模的反沖斷層; ③區(qū)域內(nèi)隱伏巖體頂界隱伏深度普遍在0.5～1.5 km之間, 其圍巖主要為震旦系和寒武系的碳酸鹽巖; ④黃破斷裂主斷面西側(cè)震旦紀(jì)地層內(nèi)次級斷裂較多, 地層產(chǎn)狀變化較大; 南東側(cè)深部的相對低阻特征指示深部的褶皺變形更加強烈?？傮w來說, 重力、磁法和AMT綜合剖面對該區(qū)深部構(gòu)造形態(tài)具有良好的探測效果, 結(jié)合區(qū)域成礦模型, 推斷隱伏巖體與碳酸鹽巖地層的接觸帶部位是矽卡巖型銅金礦床的有利成礦部位, 推薦以高精度重磁方法為主繼續(xù)開展找礦工作; 隱伏斷裂形成的構(gòu)造破碎帶以及其與褶皺構(gòu)造相交的部位是微細(xì)浸染型金礦的有利成礦位置, 建議先明確隱伏次級斷裂的空間位置以間接找礦。

滁州褶沖亞帶; 黃破斷裂; 滁河斷裂; 重磁勘探; 音頻大地電磁測量法(AMT); 深部地質(zhì)特征解譯; 矽卡巖型銅金礦; 微細(xì)浸染型金礦

0 引 言

滁州褶沖亞帶位于揚子地塊北東緣, 長江以北、郯廬斷裂帶以東, 西與大別(?張八嶺)?蘇魯造山帶毗鄰, 東側(cè)為和(縣)?含(山)?巢(湖)沖褶亞帶(簡稱和含巢亞帶)(圖1; 涂蔭玖等, 2001a)。該區(qū)域是震旦紀(jì)以來的坳陷區(qū), 在震旦紀(jì)?早古生代出現(xiàn)較多的次穩(wěn)定型或非穩(wěn)定型沉積。印支運動造就了該區(qū)域變形頗為強烈的臺褶帶及相伴生的斷裂構(gòu)造, 并伴有偏酸性的巖漿活動。三疊紀(jì)末, 該區(qū)域所屬的揚子準(zhǔn)地臺與中朝準(zhǔn)地臺及秦嶺褶皺系構(gòu)成了統(tǒng)一的陸塊。侏羅紀(jì)以來, 強烈的斷塊運動又使先期形成的斷裂再次活動, 造就了本區(qū)北東、北西向為主導(dǎo)的構(gòu)造格局。

1. 古近系–上白堊統(tǒng); 2. 中、下侏羅統(tǒng); 3. 三疊系?震旦系; 4. 新元古界張八嶺巖群; 5. 中元古界肥東巖群–古元古界巖闞集巖群; 6. 新近紀(jì)玄武巖; 7. 晚侏羅世?早白堊世火山巖; 8. 燕山晚期花崗巖; 9. 燕山晚期閃長巖; 10. 斷裂及編號; 11. 韌性斷層; 12. 逆掩斷層; 13. 倒轉(zhuǎn)背斜及倒轉(zhuǎn)向斜; 14. 翻卷褶皺; 15. 飛來峰; 16. 構(gòu)造窗; 17. 物探剖面。

滁州褶沖亞帶以西側(cè)的黃栗樹?破涼亭斷裂(黃破斷裂)和東側(cè)的滁河斷裂為邊界, 發(fā)育一系列傾向北西的疊瓦扇式逆沖斷層, 以及軸面與其近于平行的線狀緊閉倒轉(zhuǎn)褶皺(安徽省地礦局, 1987; 汪祥云和吳明安, 2000; 涂蔭玖等, 2001b)。前人研究表明, 黃破斷裂為巖漿活動及成礦溶液提供了有利的成礦環(huán)境和空間場所(安徽省地礦局, 1987; 徐樹桐和陳冠寶, 1987; 涂蔭玖等, 2001b); 滁河斷裂對其兩側(cè)的構(gòu)造變形強度和變形樣式也起著明顯的控制作用(安徽省地礦局, 1987; 宋傳中等, 2000; 汪祥云和吳明安, 2000; 王鑫等, 2018)。

黃破斷裂對應(yīng)著北東向的重力線性異常帶和磁異常梯度帶, 自北而南經(jīng)滁州市、全椒縣黃栗樹、巢湖市柘皋鎮(zhèn)、廬江縣城西、桐城縣孔城至太湖縣破涼亭, 長約275 km, 總體走向為35°～73°, 斷層面傾向北西(圖1)。地質(zhì)剖面上主干斷層呈疊瓦狀, 次級斷層有少量呈對沖狀(安徽省地礦局, 1987; 徐樹桐和陳冠寶, 1987; 涂蔭玖等, 2001b)。黃破斷裂西側(cè)主要為中元古界張八嶺群及震旦系, 東側(cè)主要為古生界。

滁河斷裂是根據(jù)物探資料解譯的隱伏斷裂, 地貌上呈北東向負(fù)地形, 寬約5 km。其對應(yīng)著北東向重力線性異常帶以及磁場低緩異常帶。該斷裂控制了震旦紀(jì)?寒武紀(jì)沉積巖相的分布。西側(cè)發(fā)育臺盆?大陸斜坡相硅質(zhì)巖及碳酸鹽巖; 東側(cè)發(fā)育臺地?潮坪相白云巖(安徽省地礦局, 1987; 宋傳中等, 2000; 汪祥云和吳明安, 2000; 王鑫等, 2018)。

滁州褶沖亞帶是長江中下游成礦帶重要的銅金礦成礦遠(yuǎn)景區(qū), 礦床(點)的形成主要與新元古界震旦系燈影組及古生界寒武系、奧陶系灰?guī)r以及中生代白堊紀(jì)中酸性侵入體有關(guān)(段留安等, 2012; 胡子龍等, 2014)。主要成礦作用為低溫?zé)嵋?、接觸交代以及機械沉積, 對應(yīng)形成的主要礦床類型分別為微細(xì)浸染型(似卡林型)金礦及石英脈型金銅礦、矽卡巖型金銅礦、以及與風(fēng)化作用有關(guān)的次生金礦。其中矽卡巖型金銅礦與微細(xì)浸染型金礦是本區(qū)最重要的成礦類型, 前者賦存于中酸性侵入巖與碳酸鹽巖圍巖的接觸帶, 后者主要受控于震旦系?寒武系?奧陶系碳酸鹽巖內(nèi)以及不同巖性界面附近的小型斷裂。

該區(qū)大規(guī)模的礦產(chǎn)勘查工作始于新中國成立后, 20世紀(jì)五六十年代, 勘查礦種主要為鐵、銅礦等, 先后發(fā)現(xiàn)了一批鐵銅礦床、礦點, 如瑯琊山銅礦床、黃道山銅礦床等; 七十年代發(fā)現(xiàn)了蘇家灣銅礦床等; 八九十年代及以后, 在馬廠?范水洼地區(qū)發(fā)現(xiàn)了一批金(銅)礦點、礦化點, 如范水洼、大廟山、花山等(劉建民等, 2002; 張立明等, 2008; 儲國正, 2010; 蘇蓉, 2018)。近些年來, 圍繞老礦山又有了一些新的找礦突破, 如瑯琊山銅礦床深部等(鄧吉牛, 1999; 王波華等, 2007)。

在物探方面, 自20世紀(jì)六十年代, 該區(qū)已基本完成了1∶10萬或1∶5萬航空磁測工作, 以及1∶20萬重力測量工作(安徽省地質(zhì)局325地質(zhì)隊, 1968; 歐介甫, 1992)。而后在該區(qū)北部的滁州?全椒、中部蘇家灣?柘皋?夏閣、南部廬江等地陸續(xù)開展了1∶5萬重、磁、化、遙綜合調(diào)查工作, 于重點礦區(qū)局部地段及外圍還進行了一些更大比例尺的物探找礦方法試驗(程培生等, 2013; 李洋洋和潘紀(jì)順, 2013)。近年又開展了反射地震、大地電磁(MT)剖面測量等, 但工作范圍均較小(呂慶田等, 2011, 2014; 嚴(yán)加永等, 2011; 祁光等, 2012)。

該區(qū)淺表勘查工作程度較高, 找礦目標(biāo)已經(jīng)由尋找地表礦和淺部隱伏礦轉(zhuǎn)向深部隱伏礦床, 因此明確其深部地質(zhì)特征尤其是黃破斷裂和滁河斷裂的深部構(gòu)造形態(tài)對于礦產(chǎn)勘查工作具有重要的意義。本文由北至南分別在范水洼、蘇家灣及夏閣三個地區(qū)(圖1), 通過布設(shè)與該區(qū)構(gòu)造線方向垂直的重磁、音頻大地電磁(AMT)以及實測地質(zhì)剖面提取深部構(gòu)造信息, 具體目標(biāo)為: ①了解基本構(gòu)造型式, 尤其是黃破斷裂、滁河斷裂的深部構(gòu)造形態(tài)特征; ②分析控礦因素, 推斷利于矽卡巖型銅金礦床成礦的隱伏巖漿巖及其接觸帶的空間位置, 以及與微細(xì)浸染型金礦密切相關(guān)的碳酸鹽巖地層的深部構(gòu)造樣式; ③結(jié)合區(qū)域成礦模型, 對該區(qū)域銅金礦床的找礦方向提出建議。

本文主要涉及磁法勘探、重力勘探和音頻大地電磁法。磁法勘探以巖(礦)石間的磁性差異為基礎(chǔ), 觀測和研究天然地磁場及人工磁場的變化規(guī)律; 重力勘探則以巖(礦)石間的密度差異為基礎(chǔ), 觀測和研究重力場的變化規(guī)律。兩者是研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造和地質(zhì)找礦的有效方法(董煥成, 1993; 王光杰等, 2004; 婁德波等, 2008; 盧焱等, 2008; 趙希剛等, 2008; Hinze et al., 2013; 嚴(yán)加永等, 2014, 2015; Wang et al., 2015; Ndiaye et al., 2016; Afshar et al., 2018; Zhang et al., 2019)。音頻大地電磁法利用不同頻率(本文主要為0.35～10400 Hz)電磁波趨膚深度的不同來反映地下介質(zhì)電阻率分布特征, 具有勘探深度大、工作效率高、不受高阻層屏蔽和對低阻層分辨率較高等優(yōu)點(Cagniard, 1953; Meju, 2002; Heinson et al., 2006; Queralt et al., 2007; Pospeeva, 2008)。AMT以其較深的探測深度(0～3 km), 適用于地層、構(gòu)造展布及第二空間的礦產(chǎn)資源勘查工作(Monteiro et al., 2006; 譚紅艷等, 2011; 劉春明等, 2013; 馮兵等, 2014; 姚大為等, 2015; 田占峰等, 2016; Wang et al., 2017; 康敏等, 2018; He et al., 2020)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景與地球物理特征

1.1 區(qū)域構(gòu)造

區(qū)域斷裂以NE、NW向為主。NE向或NNE向斷裂主要有: 郯廬斷裂、黃破斷裂、滁河斷裂以及滁州?夏閣斷裂。NW向斷裂主要有: 池河?烏衣斷裂、黃栗樹?全椒斷裂、古城?香泉斷裂、梁園?含山(和縣)斷裂、西山驛?裕溪口斷裂、槐林?虹橋斷裂等; 此外, 還有SN向官店?馬廠斷裂(安徽省地礦局, 1987;汪祥云和吳明安, 2000)。

一系列NE向緊密線狀倒轉(zhuǎn)褶皺和逆沖斷層共同組成滁州褶沖亞帶的基本構(gòu)造格架。褶皺軸向總體為15°～20°, 次級褶皺發(fā)育, 背斜相對狹窄, 向斜相對開闊。逆沖斷層常發(fā)育于倒轉(zhuǎn)背斜之倒轉(zhuǎn)翼, 與線形緊密同斜(倒轉(zhuǎn))背向斜相伴而生, 多以低?中等角度逆沖斷層為主, 橫斷層次之, 組合形式表現(xiàn)為一系列北西傾的疊瓦狀推覆斷層。南華系?震旦系、古生界至中三疊統(tǒng)均卷入強烈的褶皺和沖斷變形中(汪祥云和吳明安, 2000; 涂蔭玖等, 2001b)。

1.2 地 層

區(qū)域地層屬揚子地層區(qū)與華北地層區(qū)過渡帶, 總體走向北東, 與構(gòu)造線方向基本一致, 呈細(xì)帶狀分布。以寒武系分布最廣, 震旦系次之, 其次為奧陶系和志留系等。廣泛分布的碳酸鹽巖是形成矽卡巖型礦床最基本的條件之一, 與矽卡巖型礦床相關(guān)的地層主要有震旦系陡山沱組(Z2)和燈影組(Z2)、上寒武統(tǒng)瑯琊山組(?3)。而與卡林型金礦關(guān)系密切的巖石建造類型主要為臺地前緣斜坡相?開闊臺地相形成的碳質(zhì)、泥質(zhì)條帶狀灰?guī)r建造, 主要有震旦系燈影組(Z2)、寒武系楊柳崗組(?2)和瑯琊山組(?3)等(安徽省地礦局, 1987; 汪祥云和吳明安, 2000)。

1.3 巖漿巖

該區(qū)巖漿巖分布廣泛, 主要產(chǎn)出于新元古代和中生代。其中, 新元古代及更早的巖漿巖一般均已發(fā)生不同程度的變質(zhì)變形, 現(xiàn)今區(qū)內(nèi)出露的巖漿巖以中生代為主。主要巖石類型為花崗閃長巖或石英閃長巖, 侵入于奧陶系?震旦系沉積巖和西冷巖組變質(zhì)巖系中。巖漿巖的空間分布受斷裂構(gòu)造影響和控制, 巖漿活動與各種礦床的形成關(guān)系密切(安徽省地礦局, 1987; 汪祥云和吳明安, 2000)。矽卡巖型銅金礦及與巖漿巖有成因聯(lián)系的微細(xì)粒浸染型金礦是該區(qū)主要的成礦類型, 典型礦床如瑯琊山銅礦床、范水洼金礦床、蘇家灣銅礦床等(劉建民等, 2002; 吳明安, 2007; 張立明等, 2008; 段留安等, 2012; 胡子龍等, 2014)。

1.4 地球物理特征

1.4.1 物性

本次工作系統(tǒng)地收集了工作區(qū)內(nèi)及周邊主要巖礦石類型的物性參數(shù), 詳細(xì)信息見圖2。根據(jù)野外調(diào)查與實測剖面的情況, 主要地質(zhì)體可以分為3類: 分別是白堊紀(jì)侵入巖; 晚太古代?早元古代花崗片麻巖和震旦紀(jì)千枚巖類; 寒武紀(jì)碳酸鹽巖。其中侵入巖普遍具有高磁及相對高密度特征; 花崗片麻巖和千枚巖類等變質(zhì)巖普遍呈相對高磁及低密度特征; 碳酸鹽巖類則具有低磁及相對高密度特征。通過重磁曲線和實測剖面的綜合分析, 3類地質(zhì)體的重磁變化特征與其物性參數(shù)的高低基本相符。

但在電阻率方面, 綜合物探剖面所反映的淺層地質(zhì)體的電阻率特征與圖2中的物性參數(shù)差異較大, 例如圖2顯示寒武紀(jì)碳酸鹽巖地層電阻率值(10000～35000 Ω·m)相對其他地質(zhì)體明顯偏高, 而在AMT電阻率剖面中僅呈現(xiàn)相對高阻的特征(電阻率值100～600 Ω·m)。分析其原因可能在于物性參數(shù)測量所采集的巖性標(biāo)本較小, 與地質(zhì)體所處真實環(huán)境差別較大, 其測量值與實際值直接存在較大的偏差(張斌和周建國, 2015; 陸大進等, 2017)。與室內(nèi)樣品相比, 野外電法施工實測值受體積效應(yīng)、低阻層分流、含水程度等影響, 其值往往偏小。以灰?guī)r為例, 室內(nèi)標(biāo)本測定多為高阻, 但實際地質(zhì)環(huán)境中灰?guī)r破碎后由于受含水率增大導(dǎo)致電阻率值大幅降低, 而綜合剖面中的寒武紀(jì)地層恰恰是密集褶皺和破碎特別發(fā)育的塊段。所以在解譯時, 本文更側(cè)重于從電阻率定性分析的角度來解譯不同地質(zhì)體, 先明確各地質(zhì)體在淺表所反映的電阻率特征, 而后由淺入深進行深部地質(zhì)體的解譯。

1.4.2 重力異常

縱觀區(qū)內(nèi)重力場的空間分布狀態(tài), 異常強度、形態(tài)、規(guī)模等, 概況起來有以下主要特征: ①整體上表現(xiàn)為北東向成帶, 北西向成塊; 北東向呈高低異常相間排列特征; ②相鄰區(qū)(塊)之間表現(xiàn)為梯級帶(張嵩松等, 2019)。

本區(qū)重力髙異?；旧戏从沉嗽沤?、古生界的斷塊(褶皺)隆起; 重力低異常帶反映中、新生界的斷(拗)陷盆地; 重力異常梯度帶(線)則主要反映了斷塊的邊界構(gòu)造帶。同一高背景區(qū)帶中局部重力高為白云巖、大理巖、灰?guī)r等地層或背斜引起, 局部重力低則是沉積砂泥巖、變質(zhì)砂泥巖、千枚巖等地層或向斜的反映。

區(qū)內(nèi)主要礦床多分布在區(qū)域重力異常的高值帶上, 特別是重力異常的梯度帶及其附近。這些異常梯度帶多為斷裂構(gòu)造的反映, 也是構(gòu)造巖漿活動強烈的地帶。

1.4.3 航磁異常

本區(qū)的磁場特征大致與重力場特征類似: ①總體上呈NE向帶狀分布, 高低磁異常相間排列; ②磁異常延伸長、低緩、幅值一般不大于1000 nT, 局部磁異常呈串珠狀分布, 明顯受構(gòu)造控制; ③同一高值帶內(nèi)由若干個規(guī)模、強度、形態(tài)差異較大的局部異常組成, 表明其內(nèi)部構(gòu)造巖漿活動的復(fù)雜性(圖3)。

與巖漿巖關(guān)系密切的矽卡巖型和斑巖型Cu、Au礦化基本上都處于航磁異常帶上。其他一些低溫?zé)嵋盒偷V化則主要分布于微弱的地磁異常帶上(圖3)。

2 數(shù)據(jù)采集與處理方法

2.1 工作方法與測線布置

本次分別在范水洼、蘇家灣、夏閣地區(qū)開展了AMT剖面和1∶1萬重磁剖面測量工作, 剖面總體方向127°, 各AMT剖面長度略長于重磁剖面, 剖面的具體情況見表1。

2.2 數(shù)據(jù)處理

本文在重磁異常處理時采用的方法有重磁力異常平滑、剩余異常、磁力化極、濾波等。重磁數(shù)據(jù)處理采用中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心研發(fā)的重磁電數(shù)據(jù)處理“RGIS”軟件、中國地質(zhì)大學(xué)研發(fā)的“MAGS3.0”處理軟件及隨機攜帶的反演軟件, 主要用于ΔT化極及重磁異常的分離等計算。數(shù)據(jù)處理主要側(cè)重以下幾個方面:

(1) 重力地形改正

地形改正區(qū)域劃分成近區(qū)(0～20 m)、中區(qū)(20～2000 m)、遠(yuǎn)區(qū)(2～20 km)。近區(qū)地改采用臺階測量或八方位測量; 中區(qū)地改采用5 m×5 m DEM高程節(jié)點數(shù)據(jù)體進行地改; 遠(yuǎn)區(qū)地改利用RGIS高程數(shù)據(jù)庫, 改正方式采用三棱柱為剖分體進行地改。

圖2 區(qū)域主要地質(zhì)體物性參數(shù)圖(據(jù)安徽省勘查技術(shù)院, 2015)

圖3 滁州?廬江地區(qū)區(qū)域航磁化極異常圖

表1 各綜合剖面布設(shè)情況統(tǒng)計表

(2) 磁異?；瘶O

本次選取測區(qū)中心位置經(jīng)緯度計算化極參數(shù), 測線方位角127°, 地磁傾角48.37°, 地磁偏角–5.34°, 有效磁化傾角120.74°。

(3) 重磁場的濾波

實測重力異常由噪音及信號兩部分組成, 噪音為極高頻的地表密度不均勻體、觀測誤差等諸多因素引起, 通過分析頻譜分部特征, 選取合理的濾波參數(shù), 即可將其濾去, 得到信號異常, 從而提高解釋精度。

(4) 重磁異常場分離

主要包括剩余場的提取、局部場的提取等。本次采用了多種剩余異常的提取方法, 包含向上延拓求取剩余、趨勢分析法等, 比較各種不同方法得到的分離結(jié)果, 并與已有的地質(zhì)認(rèn)識和物探成果進行對比, 選取效果最佳的迭代滑動平均法分離異常。

對于AMT數(shù)據(jù)的處理則考慮了工區(qū)電磁干擾, 其主要來自礦區(qū)、公路。根據(jù)以往施工經(jīng)驗, 這類電磁干擾具有時段性特點, 即在某些時段達到高峰, 而在其他時段則較微弱, 因此, 本文將這些明顯受到干擾時段的數(shù)據(jù)剔除, 令其不參與最終阻抗張量的計算, 有效提高了數(shù)據(jù)的品質(zhì)。而后, 應(yīng)用加拿大鳳凰公司MT軟件包進行數(shù)據(jù)處理, 具體步驟如下(圖4):

(1) 曲線圓滑: 采用手工圓滑和自動圓滑相結(jié)合, 剔除異常頻點, 并盡可能地保留地質(zhì)體反映的真實信息。

(2) TE和TM識別: 根據(jù)阻抗的電性主軸方向與地質(zhì)構(gòu)造走向的對比分析和大地電磁測深理論, 結(jié)合已知地質(zhì)構(gòu)造的隆凹特征及鄰近測點相似性原則判別TE、TM極化模式。本次觀測方式為五分量(張量)AMT數(shù)據(jù)觀測, 與之相配合, 在數(shù)據(jù)處理時進行一維TE、TM、二維TEM等反演方法并比較效果。在進行不同極化模式反演前, 正確判別測點的視電阻率曲線的極化模式。

(3) 靜位移處理: 靜位移是由于地下介質(zhì)特別是淺部的局部電性不均勻引起的。本文采用空間濾波方法進行處理, 并注意地表地層分布的趨勢、構(gòu)造單元分界形成的階躍函數(shù)、高頻和低頻變化相結(jié)合等, 從而消除地表局部電性不均勻體所造成的影響。本次在平面視電阻率統(tǒng)計分析的基礎(chǔ)上采用手工校正、數(shù)值處理相結(jié)合的方法進行靜位移校正。

(4) 反演: 本次AMT剖面反演采用了多種方法, 包括一維TE、一維TM、二維(TE、TM、TEM聯(lián)合)連續(xù)介質(zhì)反演方法以及三維反演方法, 從反演剖面電性結(jié)構(gòu)特征與淺部地層對比看, 一維TE模式電性分層較好, 橫向分辨率高, 而二維TE、TM模式反演結(jié)果基本對應(yīng)一維模式的圓滑模型, 對電性分層和垂向變化均有反映。故本次AMT剖面以一維TE、二維TEM連續(xù)介質(zhì)反演剖面電性特征劃分電性層, 以一維TM反演結(jié)果確定斷層的位置和深部形態(tài)。

綜合建模反演: 結(jié)合地表地質(zhì)、重力等物探資料進行綜合反演, 確定最終地質(zhì)解釋的電性模型。資料處理和反演計算過程結(jié)合地質(zhì)等資料反復(fù)進行, 盡量得到一個客觀的地質(zhì)結(jié)果。

圖4 數(shù)據(jù)處理流程圖

3 剖面解譯

3.1 P6線

P6綜合剖面具體布設(shè)情況見圖5。從P6線重磁-AMT綜合剖面圖(圖6)可以看出, 布格重力異常曲線顯示西北端重力低, 向南東逐漸呈階梯狀增強, 中部為重力高值區(qū)(局部存在布格重力異常), 東南部逐漸降低(圖6a)。磁力異常曲線顯示, 西北端為磁異常高值區(qū), 東南端逐漸平穩(wěn), 存在局部弱磁異常(圖6a)。

根據(jù)重磁異常特征以及電阻率斷面圖(圖6), 推斷深部地質(zhì)特征如下: ①0/P6～2000/P6處重低磁高, 為晚太古代?早元古代花崗或花崗閃長片麻巖(Mgn～Xgn)及低密度的青白口系西冷組絹云母石英片巖(Qn)所致。②2000/P6～6000/P6處無明顯磁異常, 且屬于重力梯級帶及電阻率高值區(qū), 對應(yīng)深部的花崗或花崗閃長片麻巖基底(Mgn～Xgn)及淺部的震旦系細(xì)砂巖類(Z1～Z1)。③6000/P6～10000/P6處上部為高阻值區(qū)、下部為低阻值區(qū), 推測為推覆構(gòu)造, 震旦系燈影組等(Z1～Z2)沿斷裂構(gòu)造逆沖推覆于寒武系(?2～?2)之上, 造成燈影組與寒武系不同層位接觸。結(jié)合實測地質(zhì)剖面(圖6)可以看出黃破斷裂范圍較大, 上部較陡、深部傾角逐漸變緩, 但在1500 m以下又可能變?yōu)槎竷A狀。④ 10000/P6～14000/P6為重力高值區(qū), 應(yīng)為高密度的碳酸鹽巖地層隆起所致; 10000/P6點處存在一明顯局部重力低異常, 根據(jù)實測剖面情況, 此處應(yīng)為局部向斜構(gòu)造的反應(yīng); 13500/P6處深部存在電阻率高值, 且從?T化極曲線可以看出此處存在弱磁異常, 推測為隱伏的花崗閃長巖。⑤14000/P6～16000/P6處電阻率梯級帶推測為斷裂構(gòu)造。⑥16000/P6～18500/P6深部存在電阻率高值, 且相對高磁, 推測為隱伏的中酸性巖體。

1. 第四系; 2. 白堊系赤山組礫巖; 3. 奧陶系分鄉(xiāng)巖組灰?guī)r; 4. 侏羅系黃石壩組安山巖; 5. 上寒武統(tǒng)瑯琊山組灰?guī)r; 6. 中寒武統(tǒng)楊柳崗組灰?guī)r與泥灰?guī)r互層; 7. 下寒武統(tǒng)黃栗樹組硅質(zhì)頁巖; 8. 震旦系?寒武系皮園村組硅質(zhì)巖; 9. 上震旦統(tǒng)燈影組上段白云巖; 10. 上震旦統(tǒng)燈影組下段灰?guī)r; 11. 上震旦統(tǒng)陡山沱組變質(zhì)砂巖; 12. 下震旦統(tǒng)周崗組?蘇家灣組變質(zhì)粉砂巖; 13. 青白口系西冷組上段絹云母石英片巖; 14. 青白口系西冷組下段石英片巖; 15. 閃長玢巖巖脈; 16. 硅化蝕變; 17. 強變形帶; 18. 逆斷層; 19. 正斷層; 20. 不明斷層; 21. 正常地層產(chǎn)狀; 22. 倒轉(zhuǎn)地層產(chǎn)狀; 23. 片理產(chǎn)狀; 24. 金礦礦點; 25. 銅礦礦點; 26. 重磁剖面布設(shè)位置; 27. AMT剖面布設(shè)位置; 28. 點號。

1. 第四系松散土層; 2. 奧陶系灰?guī)r; 3. 寒武系瑯琊山組灰?guī)r; 4. 寒武系楊柳崗組灰?guī)r與泥巖互層; 5. 震旦系?寒武系皮園村組硅質(zhì)巖; 6. 上震旦統(tǒng)燈影組上段白云巖; 7. 上震旦統(tǒng)燈影組下段灰?guī)r; 8. 下震旦統(tǒng)蘇家灣組變質(zhì)粉砂巖; 9. 下震旦統(tǒng)周崗組變質(zhì)粉砂巖; 10. 青白口系西冷組上段絹云母石英片巖; 11. 晚太古代?早元古代片麻巖; 12. 花崗閃長巖巖體及編號; 13. 實測斷層; 14. 推測隱伏斷層; 15. 實測地層界限; 16. 推測地層界限。

3.2 P4線

P4綜合剖面具體布設(shè)情況見圖7。從P4線重磁-AMT綜合剖面圖(圖8)可以看出, 布格重力異常曲線西北端重力低, 向南東逐漸呈階梯狀增強, 中部為重力高值區(qū), 東南部逐漸降低。磁力異常曲線顯示, 西北端為磁異常高值區(qū), 東南端逐漸平穩(wěn), 存在局部弱磁異常。

1. 第四系; 2. 白堊系赤山組礫巖; 3. 泥盆系?石炭系石英砂巖或礫巖; 4. 志留系頁巖; 5. 奧陶系灰?guī)r; 6. 下寒武統(tǒng)瑯琊山組灰?guī)r; 7. 中寒武統(tǒng)楊柳崗組灰?guī)r與泥灰?guī)r互層; 8. 下寒武統(tǒng)黃栗樹組硅質(zhì)頁巖; 9. 震旦系燈影組白云巖; 10. 上震旦統(tǒng)陡山沱組變質(zhì)砂巖; 11. 下震旦統(tǒng)蘇家灣組變質(zhì)粉砂巖; 12. 青白口系西冷組絹云母石英片巖; 13. 新太古界?古元古界大橫山組斜長片麻巖; 14. 新太古界?古元古界花崗或花崗閃長片麻巖; 15. 花崗閃長巖; 16. 閃長玢巖; 17. 大理巖化; 18. 逆斷層; 19. 平移斷層; 20. 不明斷層; 21. 正常地層產(chǎn)狀; 22. 倒轉(zhuǎn)地層產(chǎn)狀; 23. 片麻理產(chǎn)狀; 24. 金礦礦點; 25. 重磁剖面布設(shè)位置; 26. AMT剖面布設(shè)位置; 27. 點號。

1. 第四系松散土層; 2. 志留系沉積碎屑巖; 3. 奧陶系灰?guī)r; 4. 寒武系瑯琊山組灰?guī)r; 5. 寒武系楊柳崗組灰?guī)r與泥巖互層; 6. 上震旦統(tǒng)燈影組灰?guī)r或白云巖; 7. 上震旦統(tǒng)陡山坨組變質(zhì)粉砂巖; 8. 下震旦統(tǒng)蘇家灣組變質(zhì)粉砂巖; 9. 新太古界?古元古界大橫山組斜長片麻巖; 10. 新太古代?古元古代花崗或花崗閃長片麻巖; 11. 花崗閃長巖巖體及編號; 12. 實測斷層; 13. 推測隱伏斷層; 14. 實測地層界限; 15. 推測地層界限。

根據(jù)重磁異常特征及電阻率斷面圖(圖8), 推斷深部地質(zhì)特征如下: ① 0/P4～2000/P4重低磁高、電阻率高, 對應(yīng)隱伏的晚太古代?早元古代花崗或花崗閃長片麻巖。② 2000/P4～4000/P4布格重力異常值明顯上升, 推斷為淺部下震旦統(tǒng)蘇家灣組變質(zhì)粉砂巖(Z1)及深部高密度的碳酸鹽巖地層(Z2～Z2)所致。③ 4000/P4～6000/P4布格重力異常值上升明顯, 推斷為高密度的碳酸鹽巖地層(Z2～Z2)及其與巖體的接觸帶。④6000/P4～8000/P4對應(yīng)明顯的磁異常梯級, 深部電阻率界面推測為黃破斷裂主斷面位置, 結(jié)合AMT電阻率斷面圖, 從淺部向深部其斷面形態(tài)呈現(xiàn)由緩變陡的特征; 其西側(cè)的電阻率高異?？赡苡苫◢忛W長巖類(γδ)所引起, 與重磁高值相吻合。⑤8000/P4～16000/P4的重力高值應(yīng)為碳酸鹽巖地層(Z2～?2～?2)所引起, 深部的構(gòu)造形變更強烈, 導(dǎo)致電阻率偏低。⑥16000/P4～18000/P4處其深部電阻率及化極異常曲線的明顯變化指示隱伏斷裂的存在, 為滁河斷裂的主斷面, 傾向北西, 傾角60°～70°。⑦ 18000/P4～20000/P4布格重力異常的逐步降低應(yīng)為第四系覆蓋加厚所引起, 電阻率變化特征指示深部可能存在巖體。⑧ 20000/P4～22000/P4存在一低阻帶, 應(yīng)為斷層所引起, 其斷面較陡, 傾向南東, 很可能是滁河斷裂的反沖斷層。⑨ 22000/P4～24000/P4測線末端電阻率高值異常推測為隱伏巖體所引起, 圍巖為中生代碳酸鹽巖及沉積碎屑巖類。

3.3 P2線

P2綜合剖面具體布設(shè)情況見圖7。從P2線重磁-AMT綜合剖面圖(圖9)可以看出, 布格重力異常曲線西北端重力低, 向南東逐漸呈階梯狀增強, 東南端為重力高值區(qū)。磁異常曲線顯示, 西北端為磁異常高值區(qū), 東南端逐漸平穩(wěn)。

根據(jù)重磁異常特征及電阻率斷面圖(圖9), 推斷深部地質(zhì)特征如下: ①0/P2～3000/P2重低磁高, 為隱伏的晚太古代?早元古代片麻巖(Mgn～Xgn或Ar2Pt1)及淺部青白口系西冷組絹云母石英片巖(Qn)所致。②3000/P2～5000/P2磁異常梯級帶明顯, 深部呈低電阻率特征, 推測為隱伏斷層。③5000/P2～11000/P2布格重力異常值逐漸升高, 推斷由震旦紀(jì)碳酸鹽巖(Z2)及與巖體的接觸帶所引起, 深部的高阻異常區(qū)可能指示隱伏的花崗閃長巖巖體。④10000/P2～12000/P2為磁異常梯級帶及重力梯級帶, 電阻率變化明顯, 應(yīng)為黃破斷裂構(gòu)造發(fā)育所引起。⑤12000/P2～17000/P2為布格重力低值區(qū)(重力異常曲線尾端顯示), 應(yīng)為第四系覆蓋加厚所引起; 深部的高阻異常推測為隱伏花崗閃長類巖體, 圍巖為震旦系和寒武系碳酸鹽巖(Z2～?2～?2)。⑥17000/P2～19000/P2電阻率變化特征明顯, 推測低阻梯級帶對應(yīng)滁河斷裂北西傾向的高角度斷層。⑦19000/P2～23000/P2深部高阻可能指示隱伏巖體。⑧23000/P2～24000/P2的高?低阻帶變化位置對應(yīng)滁河斷裂的反沖斷層, 結(jié)合地表巖石露頭, 推測其兩側(cè)為寒武系及奧陶系碳酸鹽巖(?～O)。

4 綜合推斷與討論

4.1 地質(zhì)體推斷

4.1.1 斷裂

通過綜合剖面工作對黃破斷裂、滁河斷裂及其兩側(cè)的構(gòu)造形式有了更進一步的認(rèn)識, 其深部解譯主要依據(jù)電阻率明顯的梯度變化、?T化極異常曲線的低值異常和實測剖面觀測的露頭進行綜合判斷(圖10):

黃破斷裂

前人研究認(rèn)為黃破斷裂帶主要發(fā)育于震旦系燈影組或震旦系?寒武系皮園村組與寒武系黃栗樹組的接觸界線附近。由2～5條近于平行的主干斷裂和一系列次級斷層組成寬約2.5～3 km的斷裂帶, 往南至蘇家灣附近變窄, 寬不到1 km。主干斷裂為高角度逆沖斷層, 斷面陡傾向北西, 傾角多數(shù)在70°以上, 局部形成近直立的強烈擠壓破碎帶。斷層面總體較平直, 略呈緩波狀(汪祥云和吳明安, 2000; 涂蔭玖等, 2001a, 2001b)。通過本次研究, 獲得進一步認(rèn)識, 具體為:

(1) 由北向南(范水洼至夏閣)黃破斷裂主斷面的形態(tài)不同。黃破斷裂的主斷面位置對應(yīng)重力及磁力梯級帶, 深部低阻特征明顯, 從淺部到深部其斷面存在由緩到陡的趨勢。在范水洼地區(qū), 由淺部到深部其呈現(xiàn)陡→緩→陡(70°→30°→70°)的變化特征, 北西側(cè)震旦系等地層逆沖推覆的距離較長; 在蘇家灣、夏閣地區(qū)則呈現(xiàn)緩→陡(40°→70°)的變化特征, 北西側(cè)逆沖推覆距離較短。

(2) 在范水洼地區(qū), 黃破斷裂東側(cè)約8 km處存在較大的隱伏斷層(圖3、6、11 中F3′), 傾向北西, 傾角50°～60°。從航磁異常圖(圖2)以及區(qū)域地質(zhì)圖(圖11)看, 該斷裂應(yīng)該也屬于黃破斷裂帶, 向北東方向延伸至滁州市南側(cè), 在淺層發(fā)育于寒武系和奧陶系界面處, 并且受到NWW向小型斷裂的穿切。

(3) 在蘇家灣?夏閣地區(qū), 黃破斷裂主斷面西側(cè)震旦系內(nèi)存在較大隱伏斷層(圖3、8、9、11 中F1), 距黃破斷裂主斷面(圖8、9中F2)約4～6 km, 傾向北西, 傾角60°～80°, 很可能是黃破斷裂帶另一條主要斷裂, 但其延伸未至范水洼地區(qū)。

此外, 黃破斷裂北西側(cè)的次級陡傾斷裂較發(fā)育, 導(dǎo)致地層產(chǎn)狀的劇烈變化。在范水洼地區(qū), 黃破斷裂北西側(cè)地層主要呈現(xiàn)為南東傾向的正常層序, 在靠近黃破斷裂帶主斷面約２km處, 受淺層斷裂影響而轉(zhuǎn)變?yōu)楸蔽鲀A向的倒轉(zhuǎn)層序(圖6); 在蘇家灣地區(qū), 黃破斷裂北西側(cè)震旦系呈北西傾向的倒轉(zhuǎn)層序(圖8);在夏閣地區(qū), 從黃破斷裂西側(cè)小面積的蘇家灣組露頭看, 地層層序又轉(zhuǎn)向南東傾向(圖9)。

1. 第四系松散土層; 2. 泥盆系?石炭系礫巖; 3. 志留系沉積碎屑巖; 4. 奧陶系灰?guī)r; 5. 寒武系瑯琊山組灰?guī)r; 6. 寒武系楊柳崗組灰?guī)r與泥巖互層; 7. 上震旦統(tǒng)燈影組灰?guī)r或白云巖; 8. 下震旦統(tǒng)蘇家灣組變質(zhì)粉砂巖; 9. 青白口系西冷組絹云母石英片巖; 10. 晚太古代?早元古代片麻巖; 11. 花崗閃長巖; 12. 推測隱伏斷層; 13. 實測地層界限; 14. 推測地層界限。

圖10 剖面立體對比圖

黃破斷裂南東側(cè)發(fā)育褶皺構(gòu)造發(fā)育的寒武紀(jì)碳酸鹽巖地層(?2～?2), 在淺層(500～600 m以上)呈現(xiàn)相對高阻特征(100～600 Ω·m), 而深部(500～600 m以下)則呈現(xiàn)低阻特征(<100 Ω·m), 指示其深部的褶皺變形更加強烈。

滁河斷裂

前人對滁河斷裂的產(chǎn)狀存在爭議, 在反射地震剖面中滁河斷裂呈一傾向北西的地震波組, 推斷向下進入中地殼低速層, 白堊紀(jì)盆地之下有兩條主要傾向北西的逆沖斷層, 向下收斂于統(tǒng)一的滑脫面上; 與逆沖斷層伴生的斜歪緊閉褶皺、局部同斜褶皺的軸面與逆沖斷層產(chǎn)狀一致, 皆向北西傾(安徽省地礦局, 1987; 宋傳中等, 2000; 蘇蓉, 2010)。而呂慶田等(2014)在綜合分析反射地震、MT及區(qū)域數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上認(rèn)為滁河斷裂傾向南東, 其在擠壓期或為逆沖斷裂, 在伸展階段反轉(zhuǎn)為正斷層, 而且存在區(qū)域伸展強度的變化。

本次工作通過對其AMT反演電阻率剖面圖的研究, 認(rèn)為滁河主斷裂傾向北西, 傾角50°～70°(圖8、9 中F4)。此外, 在蘇家灣?夏閣地區(qū)除主斷面外, 北西側(cè)約4～6 km處還存在一條隱伏斷裂, 斷面傾向南東, 傾角60°～70°(圖2、8、9、11中F3)。兩個斷層在布格重力異常圖上均對應(yīng)密集的重力梯級帶控制下的線性異常帶。

4.1.2 隱伏老變質(zhì)巖及巖體識別

綜合剖面所解譯的隱伏老變質(zhì)巖及巖體主要包括: 黃破斷裂西側(cè)的晚太古代?早元古代片麻巖類以及黃破斷裂東側(cè)的花崗閃長巖類。

前者包括R6-1、R4-1和R2-1(圖2、11), 其解譯依據(jù)如下: ①其電阻率相對較高(圖2), 且在剖面中明顯高于其他地質(zhì)體; ②其磁化率遠(yuǎn)高于其他地層, 在航磁異常圖(圖3)中, 三者明顯處于高值區(qū), 且?T化極異常曲線上所對應(yīng)的高磁異常也指示了深部存在高磁地質(zhì)體; ③三個高阻地質(zhì)體均位于剖面西端, 其西側(cè)均未呈閉合形態(tài), 而在區(qū)域地質(zhì)圖(圖7)中, 剖面西側(cè)出露大面積的晚太古代?早元古代片麻巖類(Mgn～Xgn或Ar2Pt1)。因此, 推斷R6-1、R4-1和R2-1為晚太古代?早元古代深變質(zhì)的片麻巖類。

在判斷隱伏花崗閃長巖巖體時, 考慮到物探解譯的多解性, 依據(jù)區(qū)域航磁重力特征、局部重磁異常、AMT反演視電阻率、深部形態(tài)、與隱伏斷層的空間關(guān)系、地表露頭情況共6個方面進行綜合分析(表2), 以求解譯結(jié)果更加符合地質(zhì)實際。本文以地表出露最多的花崗閃長巖表示深部巖體, 但實際上, 該區(qū)域的白堊紀(jì)侵入巖還包括石英閃長巖、閃長玢巖、石英二長巖等, 但由于其在磁化率和密度方面無明顯差異, 且深部電阻率方面的不確定性, 往往無法區(qū)分, 所以統(tǒng)一用花崗閃長巖表示深部巖體巖性。

1. 第四系; 2. 白堊系赤山組礫巖; 3. 奧陶系灰?guī)r; 4. 寒武系瑯琊山組與楊柳崗組泥質(zhì)灰?guī)r; 5. 震旦系燈影組白云巖; 6. 震旦系周崗組與蘇家灣組變質(zhì)粉砂巖; 7. 青白口系西冷組絹云母石英片巖; 8. 閃長巖或閃長玢巖; 9. 花崗閃長巖; 10. 斷層; 11. 正斷層; 12. 逆斷層; 13. 金礦點; 14. 銅礦點; 15. 推測的隱伏巖體空間位置及編號; 16. 推斷的隱伏斷層空間位置及編號。

4.2 對區(qū)域成礦與找礦的啟示

4.2.1 礦床成因類型

本區(qū)礦床成因類型特征見表3, 區(qū)域內(nèi)最重要的典型礦床為瑯琊山矽卡巖型銅礦床和范水洼微細(xì)浸染型金礦床等, 區(qū)域主要銅金礦點見圖11。

瑯琊山矽卡巖型銅礦床

瑯琊山矽卡巖型銅礦床與屯倉中生代火山巖盆地毗鄰。礦區(qū)內(nèi)出露地層較簡單, 主要有上震旦統(tǒng)燈影組、下寒武統(tǒng)黃栗樹組、上寒武統(tǒng)楊柳崗組及瑯琊山組。地層均呈NE-SW向延展, 上寒武統(tǒng)瑯琊山組上段的灰?guī)r出露最廣, 其上部與閃長玢巖接觸, 其接觸帶成為銅礦體的主要賦存空間。

瑯琊山銅礦床所在異常為航磁?T異常高值背景區(qū)內(nèi)的一個較突出的局部異常, 異常呈花生狀, 北東走向, 梯度較緩, 強度不大, 周圍有多處負(fù)值異常伴生?，樼鹕姐~礦床處在相對重力高異常區(qū)東翼的梯級帶上, 異常完整, 梯度寬緩, 北西走向。

礦區(qū)內(nèi)主要巖體為燕山晚期石英閃長玢巖體。該巖體出露面積1.2 km2, 沿醉翁山向斜軸部侵入, 平面上呈橢圓形, 剖面上呈漏斗狀, 巖體四周巖枝、巖脈發(fā)育, 巖體與圍巖呈波狀或齒狀接觸。巖體南西部抬起, 向北東側(cè)伏, 側(cè)伏角 50°左右。該巖體屬鈣堿性正常系列巖石, 具有高堿、富鈉、酸度較大的特點(王波華等, 2007; 張懷東等, 2014)。

表2 隱伏巖體推斷成果表

表3 區(qū)域主要礦床成因類型特征表(據(jù)王家樓等, 2010)

韌性剪切構(gòu)造帶、接觸帶構(gòu)造、裂隙構(gòu)造、捕擄體構(gòu)造構(gòu)成了瑯琊山銅礦床的主要賦礦空間。其關(guān)鍵控礦因素是S形旋扭褶皺構(gòu)造、蘑菇狀巖體形態(tài)及特定的賦礦層位(張懷東等, 2014)。

礦石的主要成分: 黃銅礦、斑銅礦、磁鐵礦, 白鈣鐵榴石、透輝石、陽起石等矽卡巖礦物, 以及方解石等碳酸鹽礦物(張懷東等, 2014)。

范水洼微細(xì)浸染型金礦床

范水洼金礦床位于黃破斷裂帶的東側(cè)(下盤中), 北西向黃栗樹–全椒斷裂與黃破斷裂的交匯處。楊梅山復(fù)式倒轉(zhuǎn)背斜南東側(cè)中的次一級陳家洼倒轉(zhuǎn)向斜的南西端; 核部由上寒武統(tǒng)瑯琊山組構(gòu)成, 兩翼由中寒武統(tǒng)楊柳崗組組成。距礦區(qū)北東方向約5 km即為黃石壩中生代火山巖盆地(王家樓等, 2010; 鄔宗玲等, 2013)。

礦區(qū)處于馬廠?黃栗樹?滁州北東向航磁異常帶中弱磁場區(qū)內(nèi), 柘皋?馬廠?黃栗樹?沙河集北東向重力高值帶與北西向全椒?黃栗樹重力高值帶的交匯處。

礦區(qū)出露的地層主要為中寒武統(tǒng)楊柳崗組和上寒武統(tǒng)瑯琊山組。賦礦地層為上寒武統(tǒng)瑯琊山組的泥質(zhì)條帶狀灰?guī)r, 賦礦巖層大多處于陳家洼次級向斜的倒轉(zhuǎn)翼。金礦體主要賦存在上寒武統(tǒng)瑯琊山組的泥質(zhì)條帶狀灰?guī)r中, 礦體基本上是順層產(chǎn)出, 走向與地層走向一致(鄔宗玲等, 2013)。

礦區(qū)內(nèi)巖漿巖不發(fā)育, 地表未見規(guī)模較大的侵入巖體, 僅局部發(fā)育有閃長玢巖和煌斑巖巖脈, 巖脈規(guī)模較小, 長小于 150 m, 寬 5～15 m不等, 所見脈巖風(fēng)化較強, 具有碳酸鹽化、綠泥石化、高嶺石化和黃鐵礦化(鄔宗玲等, 2013)。

4.2.2 區(qū)域成礦模型

矽卡巖型銅金礦床以瑯琊山銅礦為代表, 其控礦因素如下(圖12): ①滁(州)?洪(鎮(zhèn))脆韌性剪切構(gòu)造帶、接觸帶構(gòu)造、裂隙構(gòu)造、捕擄體構(gòu)造; ②上寒武統(tǒng)瑯琊山組灰?guī)r; ③白堊系中偏酸性石英閃長玢巖; ④大理巖化、矽卡巖化和鈉長石化。

該區(qū)內(nèi)的微細(xì)粒浸染狀金礦的控礦因素如下(圖12): ①震旦系?寒武系?奧陶系碳酸鹽巖; ②燕山期的中?中酸性侵入體、巖脈及隱爆角礫巖; ③包括黃破斷裂在內(nèi)的NE-NNE向斷裂, 礦(化)體主要受控于與主干斷裂相平行或呈小角度斜交的低級別復(fù)合型斷裂或?qū)娱g破碎帶; ④絹云母化、硅化、黃鐵礦化及碳酸鹽化等礦化標(biāo)志。

4.2.3 找礦方向

結(jié)合該區(qū)的矽卡巖型銅金礦的成礦模式(圖12), 可以看出綜合剖面中指示的隱伏巖體與泥質(zhì)碳酸鹽巖地層的接觸帶部位是矽卡巖型銅金礦床的有利成礦部位。本文所推測的隱伏巖體的隱伏深度普遍在0.5～1.5 km之間(表2), 規(guī)模較大, 且其圍巖主要為震旦系和寒武系碳酸鹽巖, 適于鉆探驗證。值得注意的是, 從物性參數(shù)看(圖2), 矽卡巖型黃銅礦礦石呈現(xiàn)高磁高密度特征, 而電阻率與圍巖之間差別不大。因此在進一步勘探過程中, 適宜以高精度重磁方法為主圈定礦體平面位置。

該區(qū)的微細(xì)浸染型金礦的成礦模式(圖12)顯示, 隱伏斷裂附近褶皺構(gòu)造發(fā)育的層位及其所形成的構(gòu)造破碎帶是微細(xì)浸染型金礦的有利成礦部位。黃破斷裂主斷面西側(cè)震旦系內(nèi)存在次級斷裂較多, 地層產(chǎn)狀變化較大。黃破斷裂南東側(cè)的剖面中段區(qū)域?qū)?yīng)褶皺構(gòu)造發(fā)育的寒武系碳酸鹽巖(?2～?2),深部的相對低阻特征指示褶皺變形更強烈。以上位置均具有較好的微細(xì)浸染型金礦成礦潛力。在進一步勘探過程中, 應(yīng)該以確定隱伏次級斷裂為首要目標(biāo),進而尋找受斷裂破碎帶控制的微細(xì)浸染狀金礦。

1. 寒武系瑯琊山組與楊柳崗組泥質(zhì)灰?guī)r; 2. 震旦系燈影組白云巖; 3. 震旦系周崗組與蘇家灣組變質(zhì)粉砂巖; 4. 青白口系西冷組絹云母石英片巖; 5. 晚太古代?早元古代花崗或花崗閃長片麻巖; 6. 花崗閃長巖; 7. 閃長巖或閃長玢巖; 8. 破碎帶; 9. 微細(xì)浸染型金礦床; 10. 矽卡巖型銅礦床; 11. 斷層。

5 結(jié) 論

本次開展的重磁-AMT綜合剖面工作基本查明了滁州褶沖帶基本構(gòu)造型式, 尤其是黃破斷裂、滁河斷裂及推覆構(gòu)造面的產(chǎn)狀及深部變化特征, 并對隱伏巖漿巖及與碳酸鹽巖地層的接觸帶位置進行了解譯, 取得如下認(rèn)識:

(1) 黃破斷裂的主斷面位置對應(yīng)重力及磁力梯級帶, 深部低阻特征明顯。在范水洼地區(qū), 黃破斷裂主斷面從淺部到深部其呈現(xiàn)陡→緩→陡(70°→30°→70°)的變化特征, 北西側(cè)震旦系等逆沖推覆的距離較長; 在蘇家灣、夏閣地區(qū)則呈現(xiàn)緩→陡(40°→70°)的變化特征, 逆沖推覆距離較短。在范水洼地區(qū), 黃破斷裂東側(cè)約8 km處存在較大的隱伏斷層, 傾向北西, 傾角50°～60°; 在蘇家灣?夏閣地區(qū), 黃破斷裂主斷面西側(cè)震旦系內(nèi)存在較大隱伏斷層, 距黃破斷裂主斷面約4～6 km, 傾向北西, 傾角60°～80°。

(2) 滁河主斷裂傾向北西, 傾角50°～70°, 形態(tài)較穩(wěn)定, 在蘇家灣?夏閣地區(qū)除主斷裂外, 南東側(cè)4～6 km也發(fā)育較大規(guī)模的反沖斷層, 傾角60°～70°。

(3) 推測的隱伏巖體與隱伏斷層空間關(guān)系密切, 隱伏深度普遍在0.5～1.5 km之間, 規(guī)模較大, 且其圍巖主要為震旦系和寒武系碳酸鹽巖。隱伏巖體與碳酸鹽巖地層的接觸帶部位是矽卡巖型銅金礦床的有利成礦部位, 在進一步勘探過程中, 適宜以高精度重磁方法為主尋找礦體位置。

(4) 黃破斷裂主斷面西側(cè)震旦系內(nèi)存在的次級斷裂較多, 地層產(chǎn)狀變化較大; 黃破斷裂南東側(cè)對應(yīng)褶皺構(gòu)造發(fā)育的寒武系碳酸鹽巖, 深部相對低阻特征指示褶皺變形更加強烈。隱伏斷裂形成的構(gòu)造破碎帶以及與褶皺相交的部位是微細(xì)浸染型金礦的有利成礦位置。在進一步勘探過程中, 應(yīng)該以確定隱伏次級斷裂的空間位置為首要目標(biāo)。

致謝:本文撰寫近兩年時間, 在多次修改完善過程中得到很多專家的指點, 特別感謝中國地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測中心嚴(yán)加永教授和中南大學(xué)柳建新教授認(rèn)真細(xì)致的審稿, 使本文更加完善。此外, 安徽省公益性地質(zhì)調(diào)查管理中心的項目監(jiān)管人員劉雨, 安徽省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局327地質(zhì)隊的專家張千明教授和尚世貴教授, 安徽省勘查技術(shù)院的專家趙景懷教授在資料收集和數(shù)據(jù)處理等方面提供了必要的幫助, 在此一并致以特別感謝。

安徽地質(zhì)局325地質(zhì)隊. 1968. 安徽省滁縣?來安地區(qū)磁法普查成果報告: 1–200.

安徽省地礦局. 1987. 安徽省區(qū)域地質(zhì)志. 北京: 地質(zhì)出版社: 471–584.

安徽省勘查技術(shù)院. 2015. 安徽省重要礦集區(qū)物性參數(shù)集成報告: 1–151.

程培生, 李文慶, 何柳昌, 李壯. 2013. 綜合物探在西灣鐵多金屬礦預(yù)查中的應(yīng)用效果. 物探與化探, 37(6): 1003–1007.

儲國正. 2010. 安徽金礦主要特征及找礦方向. 安徽地質(zhì), 20(4): 255–259.

鄧吉牛. 1999. 地質(zhì)資料二次開發(fā)在礦山找礦中的作用. 有色金屬礦產(chǎn)與勘查, (6): 623–626.

董煥成. 1993. 重磁勘探教程. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–234.

段留安, 楊曉勇, 孫衛(wèi)東, 孫健, 洪長春, 胡俊杰. 2012. 安徽滁縣瑯琊山一帶燕山期巖漿巖成因及區(qū)域找礦方向. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 36(2): 259–273.

馮兵, 李建國, 趙斌, 王玉, 王珺璐, 張繼鋒. 2014. 音頻大地電磁法在南嶺于都?贛縣礦集區(qū)銀坑示范區(qū)深部礦產(chǎn)資源探測中的應(yīng)用. 地質(zhì)學(xué)報, 88(4): 669–675.

胡子龍, 楊曉勇, 段留安. 2014. 皖東滁州地區(qū)燕山期巖漿巖地球化學(xué)特征與銅金成礦. 礦床地質(zhì), 33(S1): 203–204.

康敏, 康健, 秦建增. 2018. 音頻大地電磁法對隱伏構(gòu)造的識別與應(yīng)用——以河南省鄭州市老鴉陳周邊為例. 物探與化探, 42(1): 61–67.

李洋洋, 潘紀(jì)順. 2013. 震電綜合物探方法在滁州市隱伏斷裂中的應(yīng)用. 河南科技, 22(11): 183–185

劉春明, 佟鐵鋼, 何繼善. 2013. 多種電磁法在某金礦的野外勘探應(yīng)用. 中國有色金屬學(xué)報, 23(9): 106–113.

劉建民, 董樹文, 陳伯林, 董法先. 2002. 安徽全椒黃栗樹地區(qū)金和(含金)銅礦床地質(zhì)地球化學(xué)特征及礦床成因. 礦床地質(zhì), 21(S1): 635–638.

婁德波, 宋國璽, 李楠, 丁建華, 陰江寧, 鄒偉. 2008. 磁法在我國礦產(chǎn)預(yù)測中的應(yīng)用. 地球物理學(xué)進展, 23(1): 249–256.

盧焱, 李健, 白雪山, 李永占. 2008. 地面磁法在隱伏鐵礦勘查中的應(yīng)用——以河北灤平Ⅱ號鐵礦為例. 吉林大學(xué)學(xué)報(地球科學(xué)版), 38(4): 698–702.

陸大進, 薛國強, 杜東旭, 馬振軍. 2017. 安微省典型礦集區(qū)巖石各向異性電性參數(shù)測試分析. 物探與化探, 41(2): 333–340.

呂慶田, 劉振東, 湯井田, 吳明安, 嚴(yán)加永, 肖曉, SinoProbe- 03-CJ項目組. 2014. 廬樅礦集區(qū)上地殼結(jié)構(gòu)與變形: 綜合地球物理探測結(jié)果. 地質(zhì)學(xué)報, 88(4): 447–465.

呂慶田, 史大年, 湯井田, 吳明安, 常印佛, SinoProbe-03- CJ項目組. 2011. 長江中下游成礦帶及典型礦集區(qū)深部結(jié)構(gòu)探測——SinoProbe-03年度進展綜述. 地球?qū)W報, 32(3): 257–268.

歐介甫. 1992. 安徽省滁州?廬江地區(qū)航空物探(電/磁)綜合測量成果報告. 地礦部物化探研究所.

祁光, 呂慶田, 嚴(yán)加永, 吳明安, 劉彥. 2012. 先驗地質(zhì)信息約束下的三維重磁反演建模研究——以安徽泥河鐵礦為例. 地球物理學(xué)報, 55(12): 4194–4206.

宋傳中, 朱光, 王道軒, 牛漫蘭. 2000. 蘇皖境內(nèi)滁河斷裂的演化與大地構(gòu)造背景. 中國區(qū)域地質(zhì), 19(4): 367–374.

蘇蓉. 2010. 滁河斷裂特征研究及其意義. 合肥: 合肥工業(yè)大學(xué)碩士學(xué)位論文: 1–57.

蘇蓉. 2018. 皖東黃栗樹地區(qū)卡林型金礦床地質(zhì)特征及意義. 華北國土資源, (6): 39–41.

譚紅艷, 呂駿超, 劉桂香, 馬詩敏, 舒廣龍, 席振銖. 2011. EH4音頻大地電磁測深方法在鄂東南地區(qū)尋找隱伏礦體的應(yīng)用. 地質(zhì)與勘探, 47(6): 1133–1141.

田占峰, 毛星, 羅旭, 金勝, 葉高峰. 2016. 音頻大地電磁測深法在電性結(jié)構(gòu)研究中的應(yīng)用——以郯廬斷裂帶宿遷段為例. 物探與化探, 40(4): 732–736.

涂蔭玖, 劉湘培, 汪祥云, 吳明安. 2001a. 下?lián)P子北緣滁州?巢湖前陸褶皺沖斷帶研究. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 25(1): 9–26.

涂蔭玖, 劉湘培, 汪祥云, 吳明安. 2001b. 黃栗樹?廟集斷裂帶構(gòu)造特征研究. 安徽地質(zhì), 11(3): 195–205.

汪祥云, 吳明安. 2000. 安徽新類型、新地區(qū)、新礦種找礦研究(第二輪)——下?lián)P子兩側(cè)過渡帶成礦地質(zhì)背景與找礦方向研究. 安徽省地質(zhì)礦產(chǎn)局三二七地質(zhì)隊.

王波華, 張懷東, 彭海輝. 2007. 安徽省滁州市瑯琊山銅礦成礦規(guī)律與深部找礦. 安徽地質(zhì), 7(3): 174–177.

王光杰, 王謙身, 滕吉文, 齊偉威. 2004. 陰山大青山 山系特異重力場與深部構(gòu)造. 地球物理學(xué)進展, 19(3): 602–607.

王家樓, 南天文, 金能啟. 2010. 安徽省全椒縣馬廠?來安縣黃道山一帶銅金礦找礦研究報告. 華東冶金地質(zhì)勘查局811地質(zhì)隊.

王鑫, 張景發(fā), 李進田. 2018. 多源遙感與重力數(shù)據(jù)下的滁河斷裂空間展布及構(gòu)造特征//中國地震局地殼應(yīng)力研究所. 地殼構(gòu)造與地殼應(yīng)力文集. 北京: 地質(zhì)出版社: 126–135.

鄔宗玲, 盛勇, 黃博. 2013. 安徽省全椒縣范水洼地區(qū)金礦普查地質(zhì)報告. 安徽省地球物理地球化學(xué)勘查技術(shù)院.

吳明安. 2007. 安徽省全椒縣范水洼金礦床地質(zhì)特征研究. 合肥工業(yè)大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版), 30(9): 1139–1143.

徐樹桐, 陳冠寶. 1987. 安徽省主要構(gòu)造要素的變形和演化. 海洋出版社: 1–145.

嚴(yán)加永, 呂慶田, 陳明春, 鄧震, 祁光, 張坤, 劉振東, 汪杰, 劉彥. 2015. 基于重磁場多尺度邊緣檢測的地質(zhì)構(gòu)造信息識別與提取——以銅陵礦集區(qū)為例. 地球物理學(xué)報, 58(12): 4450–4464.

嚴(yán)加永, 呂慶田, 孟貴祥, 趙金花, 鄧震, 劉彥. 2011. 基于重磁多尺度邊緣檢測的長江中下游成礦帶構(gòu)造格架研究. 地質(zhì)學(xué)報, 85(5): 900–914.

嚴(yán)加永, 呂慶田, 吳明安, 陳向斌, 張昆, 祁光. 2014. 安徽沙溪銅礦區(qū)域重磁三維反演與找礦啟示. 地質(zhì)學(xué)報, 88(4): 507–518.

姚大為, 朱威, 王大勇, 王剛, 張振宇. 2015. 音頻大地電磁法在武山外圍深部勘查中的應(yīng)用. 物探與化探, 39(1): 100–103.

張斌, 周建國. 2015. 巖石電阻率的實驗研究. CT理論與應(yīng)用研究, 24(2): 239–249.

張懷東, 王波華, 王廷輝. 2014. 安徽省滁州市瑯琊山銅、鉬礦床深部普查地質(zhì)報告. 安徽省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局313地質(zhì)隊.

張立明, 劉青, 朱琨, 韓成林. 2008. 安徽黃栗樹地區(qū)構(gòu)造特征及對金礦的控制作用. 云南地質(zhì), 27(2): 156– 162.

張嵩松, 趙文廣, 王金鑫, 張志, 謝杰. 2019. 滁州?廬江地區(qū)隱伏銅金多金屬礦遠(yuǎn)景調(diào)查報告. 合肥: 安徽省地質(zhì)調(diào)查院.

趙希剛, 吳漢寧, 柏冠軍, 王靖華. 2008. 重磁異常解釋斷裂構(gòu)造的處理方法及圖示技術(shù). 地球物理學(xué)進展, 23(2): 414–421.

Afshar A G, Moradzadeh A, Riahi M. 2018. Application of magnetic and gravity methods to the exploration of sodium sulfate deposits, case study: Garmab mine, Semnan, Iran., 159: 586–596.

Cagniard L. 1953. Basic theory of the magnetotelluric method of geophysical prospection., 18: 605–635.

Hinze W, Von F R, Saad A. 2013. Gravity and Magnetic Exploration: Principles, Practices, and Applications. New York: Cambridge University Press.

He G L, Kang H M, Wang G J, Xiao T J, Yang X Y. 2020. Application of audiomagnetotellurics to delineate an iron deposit in the Liguo area, eastern China., 5(2): 83–92.

Heinson G S, Direen N G, Gill R M. 2006. Magnetotelluric evidence for a deep-crustal mineralizing system beneaththe Olympic dam iron oxide copper-gold deposit, southern Australia., 34(7): 573–576.

Meju M. 2002. Geoelectromagnetic exploration for natural resources: Models, case studies and challenges., 23(2–3): 133–206.

Monteiro S F A, Trota A, Soares A, Luzio R, Louren?o N, Matos L, Almeida E, Gaspar J L, Miranda J M. 2006. An audio-magnetotelluric investigation in Terceira Island (Azores)., 59(4): 314– 323.

Ndiaye M, Ngom P M, Gorin G, Villeneuve M, Sartori M, Medou J. 2016. A new interpretation of the deep-part of Senegal-Mauritanian Basin in the Diourbel-Thies area by integrating seismic, magnetic, gravimetric and borehole data: Implication for petroleum exploration., 121: 330–341.

Pospeeva E. 2008. Application of medium-scale magnetotelluric sounding to identify deep criteria for promising areas for kimberlite exploration., 2(3): 205–217.

Queralt P, Jones A, Ledo J. 2007. Electromagnetic imaging of a complex ore body: 3D forward modeling, sensitivity tests, and down-mine measurements., 72(2): 85–95.

Wang J, Meng X H, Chen Z X, Liu G F, Zheng Y M, Wang J, Zhang S, Zhang X D, Zheng W Q. 2015. Lithologic mapping test for gravity and magnetic anomalies: A case study of gravity-magnetic anomaly profile in the eastern segment of the China-Mongolia border., 117: 23–31.

Wang N, Zhao S S, Hui J, Qin Q M. 2017. Three-dimensional audio-magnetotelluric sounding in monitoring coalbed methane reservoirs., 138: 198–209.

Zhang M H, Qiao J H, Zhao G X, Lan X Y. 2019. Regional gravity survey and application in oil and gas exploration in China., 2(3): 382–390.

Deep Geological Features of Chuzhou Fold-trust Sub-belt and the Enlightenment to the Prospecting of Copper-gold Deposits:Inference from Comprehensive Magnetic-Gravity-AMT

ZHANG Songsong1, 2, YANG Xiaoyong1, WANG Guangjie3, ZHAO Wenguang2, WANG Jinxin4, ZHANG Zhi5

(1. School of Earth and Space Sciences, China University of Science and Technology, Hefei 230001,Anhui, China; 2. Geological Survey of Anhui Province, Hefei 230001,Anhui, China; 3.Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029,China; 4. Geological Exploration Technology Institute of Anhui Province,Hefei 230001,Anhui, China; 5. No.327 Team of Bureau of Geology and Mineral Exploration of Anhui Province, Hefei 230001,Anhui, China)

The Chuzhou fold thrust sub-belt is an important Cu-Au metallogenic zone in the Middle-Lower Yangtze Metallogenic Belt, which is bounded by the Huangpo fault in the west and the Chuhe fault in the east. A thorough understanding of the geological characteristics of this area will shed light on the exploration of concealed Cu-Au deposits. Combined with the geological background, the deep geological structures were inferred through interpretation of three gravity-magnetic-AMT composite profiles perpendicular to the mainly NE trend structures in this area. The deep geological bodies are interpreted mainly on the basis of the changes of resistivity, characteristics of reduction-to-the-pole of magnetic anomalies and bouguer gravity anomalies, as well as the features of outcrops.

Macroscopically, the Huangpo fault has a relatively long nappe distance and dip angles varying from 70°, to 30° and then to 70° from shallow to deep. Interestingly, a large concealed fault is detected about 8 km to the east the main fault, which is NW inclining with a dipping angle of 50° – 60°. In the Sujiawan-Xiage area, however, the Huangpo fault dips 40°– 70° from shallow to deep, with a relatively short nappe distance. On its west side, a large concealed fault develops within the Cambrian strata, NW inclining with a dipping angle of 60° – 80°. The Chuhe fault mainly dives NW direction with a dip angle of 50° – 70°. In the Sujiawan-Xiage area, particularly, at a distance of 4 – 6 km to the SE of its main fault section, there is a concealed fault dipping SE with a dip angle of 60° – 70°.

The buried depth of the intrusive rock masses is generally between 0.5 km and 1.5 km, with the Sinian and Cambrian carbonate strata as the main wall rocks. The developing subordinate faults within the Sinian strata, on the west side of the main section of the Huangpo fault, led to the significant occurrence changes of the strata. On the other hand, fold structures developed in the Cambrian carbonate strata on the southeast side of the Huangpo fault, in particular, are characterized by intensive folding deformation in the deep part as exhibited by the relatively low resistance.

In general, the magnetic-gravity-AMT integrated profile has a good detection efficacy on deep geological structures in this area, and high-precision gravity and magnetic methods are recommended for future exploration. Combined with the regional metallogenic model, following favorable ore-forming zones can be inferred: 1) the contact zones between the concealed intrusive rock masses and wall rocks are favorable for skarn copper-gold deposits prospecting; 2) the fracture zones as well as in-between faults and fold-developed strata are favorable for searching of fine disseminated gold deposits.

Chuzhou fold-trust sub-belt; Huang-Po fault; Chuhe fault; magnetic-gravity; AMT (Audio-frequency Magnetotellurics) detection; deep geological structures; skarn copper-gold deposit; fine disseminated gold deposit

P612

A

1001-1552(2022)04-0710-018

10.16539/j.ddgzyckx.2022.04.003

2021-01-16;

2022-02-22

國家重點研發(fā)計劃項目(2016YFC0600404)、國家自然科學(xué)基金項目(41673040)、安徽省公益性地質(zhì)項目(2014-g-6)和安徽省重點研究與開發(fā)計劃項目(2022I07020010)聯(lián)合資助。

張嵩松(1986–), 男, 博士研究生, 主要從事礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查工作。E-mail: zss2087@163.com