內蒙古雙尖子山礦集區(qū)三維電性結構及成礦意義

吳懿豪， 韓江濤,2*， 劉云鶴,2， 劉立家,2， 郭磊，管燁， 張穎慧, 李帥

1 吉林大學地球探測科學與技術學院， 長春 130026 2 自然資源部應用地球物理重點實驗室， 長春 130026 3 中國地質科學院地質研究所， 北京 100037

0 引言

雙尖子山礦集區(qū)位于內蒙古巴林左旗北部，中心地理位置為44°30′N，119°07′E，在大地構造上位于大興安嶺中南段，處于興蒙造山帶北造山帶和南造山帶的夾持部位(徐備等，2013)，成礦潛力巨大，是亞洲最大、全球第六大銀礦床(張大權等，2015).根據礦體分布情況，礦集區(qū)分為雙尖子山礦段和興隆山礦段(匡永生等，2014).礦集區(qū)位于古亞洲洋構造域與古太平洋構造域交叉疊合的部位(劉建明等，2004)，在古生代期間經歷古亞洲洋的發(fā)生、發(fā)展以及閉合，由華北克拉通北緣和西伯利亞板塊碰撞拼接控制(劉建明等，2004；Windley et al.，2007)；到中生代，受古太平洋板塊大規(guī)模俯沖以及后撤的作用，該區(qū)域發(fā)生了由擠壓構造體系逐漸向伸展構造體系的轉變(Zorin，1999；邵濟安等，1999)，引起區(qū)域強烈的多期次斷裂、巖漿活動，使得該區(qū)域地質情況復雜，并具有優(yōu)越的成礦條件.

近年來，前人依據雙尖子山礦區(qū)地表地質、礦體出露特征及鉆井資料，對礦區(qū)成礦要素進行詳盡的研究：(1)礦區(qū)主要賦礦地層為二疊紀大石寨組(陳良等，2009)；(2)區(qū)域斷裂構造發(fā)育，呈北東向、北西向及近南北向，為礦集區(qū)提供良好的賦礦空間(匡永生等，2014；王豐翔等，2016)；(3)與成礦相關的巖體主要為礦區(qū)深部晚侏羅世和早白堊世斑狀花崗巖及正長花崗巖(吳冠斌等，2014；歐陽荷根等，2016).同時前人依據礦石及與成礦相關花崗巖的地球化學結果，得到礦區(qū)的成礦機制，認為中晚侏羅世蒙古—鄂霍次克洋的閉合作用以及早白堊世古太平洋板塊俯沖及構造體制轉換作用導致軟流圈物質上涌成礦(Fan et al.，2003；Wu et al.，2007；王豐翔等，2016；顧玉超等，2017；王祥東，2017).但以上認識主要依據地球化學及鉆探結果，研究深度局限于1000 m以淺，對于礦區(qū)成礦要素的深部展布特征以及相互間的接觸關系并不明確.因此，在前人對于雙尖子山礦區(qū)深部地質特征研究不足的背景下，針對深部主要成礦要素的探測以及刻畫對于推動深部找礦具有重要意義.

地球物理勘探具有勘探深度大、分辨率高的特點，可提供礦區(qū)深部豐富的地質信息(Thomas et al.，2016；Zhao et al.，2018)，因此，在礦區(qū)內展開地球物理勘探工作對深部找礦具有重要作用.其中可控源音頻大地電磁測深法(CSAMT)是一種基于大地電磁法和音頻大地電磁法發(fā)展起來的人工源頻率域測深方法，具有抗干擾能力強、探測深度大、工作效率高等特點(何繼善，1990；石昆法，1999).近些年來，CSAMT方法在金屬礦區(qū)確定地層結構、隱伏礦體、有利成礦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，對CSAMT實測資料的反演解釋主要采用不含源的一維和二維反演得到地下電性結構，但實際地下地質情況復雜，一維、二維反演方法很難得到可靠的地電結構(Ledo，2005；林昌洪等，2011).三維反演則可以克服一維和二維反演中存在的問題，是準確描述地下探測目標全方位空間展布特征的最有效手段(Siripunvaraporn et al.，2005；Commer and Newman，2008；劉云鶴，2011)，可用于揭示礦區(qū)成礦要素深部特征.

因此，為了得到更精細的成礦要素深部展布特征，建立雙尖子山礦集區(qū)成礦模式，本次研究在雙尖子山礦集區(qū)布設了6條5 km長的CSAMT剖面(圖1)，采用CSAMT含源三維反演方法對數(shù)據進行處理，得到了地下2000 m以淺電性結構，并結合地質、物性和重磁數(shù)據對三維電性結構中的異常體進行約束和解釋，得到礦集區(qū)深部成礦要素展布特征及成礦模式，為礦集區(qū)深部找礦提供方向.

1 雙尖子山礦集區(qū)地質概況及物性特征

1.1 地質概況

雙尖子山礦集區(qū)及外圍主要由呈北東向展布的二疊系火山噴發(fā)-碎屑巖和侏羅紀火山-沉積巖系組成(吳冠斌等，2014；王豐翔等，2016；江彪等，2019).區(qū)域地層單元方面，礦集區(qū)主要出露地層為白堊系瑪尼吐組(K1mn)、白堊系滿克頭鄂博組(K1mk)、侏羅系新民組(J2x)、二疊系大石寨組(P1d)以及第四系(Q)(匡永生等，2014)；賦礦地層方面，礦集區(qū)80%的金屬礦產于二疊系地層，其中廣泛出露的大石寨組是該區(qū)域主要的銀鉛鋅賦礦層位，大石寨組總體呈北西向單斜構造產出(陳良等，2009)，大石寨組物性采集標本多由砂巖組成；斷裂構造方面，礦區(qū)內斷裂構造發(fā)育，主要發(fā)育為北西向(300°～310°)、北東向(30°～50°)和近南北向(0°～10°)，表現(xiàn)為多期構造活動特征，呈交叉網格狀，是礦集區(qū)重要的控礦構造；成礦物質來源，與礦化相關的兩期巖漿事件分別為早白堊世以及晚侏羅世巖漿活動(吳冠斌等，2014；歐陽荷根等，2016)，表現(xiàn)為中酸性巖漿侵入，與成礦有關的巖體主要包括花崗閃長巖、黑云母花崗巖、二長花崗巖等(張梅等，2011；杜青松等，2017).

1.2 巖石物性特征

巖石物性可作為地球物理結果解釋的重要依據.本文對內蒙古東南部巴林左旗地區(qū)1043塊巖石物性樣本進行密度、磁化率以及電阻率測試，獲得了主要地層及侵入巖的物性特征，為地球物理解釋工作提供依據，如表1所示.

研究區(qū)內沉積地層呈現(xiàn)為中阻、較高密度和低磁化率的物性特征；侵入巖電阻率均高于地層電阻率，密度與地層密度相似，磁化率高于地層磁化率.侵入巖和沉積地層在電阻率和磁化率方面存在明顯差異，這種差異可為研究區(qū)的地層和巖體識別提供重要的依據.

表1 區(qū)域地層及侵入巖的物性參數(shù)表Table 1 The petrophysical parameters in regional strata and intrusive rock

2 數(shù)據采集與處理

2.1 數(shù)據采集

CSAMT測線分布如圖1，6條測線平行布設，每條測線長度為5000 m，測點點距為50 m，線距為1000 m，測線覆蓋雙尖子山礦床.考慮測區(qū)地形及采礦、工業(yè)噪聲等干擾源的影響，對不同測線采用三個不同位置的發(fā)射源(源A1B1對應測線L1的發(fā)射源，源距為1.44 km，收發(fā)距為7.08 km；源A2B2對應測線L2、3的發(fā)射源，源距為1.52 km，收發(fā)距分別為8.31 km、7.31 km；源A3B3對應測線L4、5、6發(fā)射源，源距為1.45 km，收發(fā)距分別為17.08 km、16.08 km、15.08 km).CSAMT數(shù)據采集利用加拿大鳳凰公司生產的V8多功能電法測量系統(tǒng)，配備AMTC-30磁探頭和不極化電極，采用標量觀測，觀測頻率范圍為9600～1 Hz，采集平均時長為45 min，得到每個測點的視電阻率和相位.其中超過90%的CSAMT數(shù)據質量很高(圖2a和2b).對于數(shù)據質量較差的數(shù)據(圖2c)采取剔除的方式，不參與三維反演計算.

2.2 CSAMT三維反演

本次三維反演采用非結構四面體網格對初始地電模型離散化處理，并基于L-BFGS對數(shù)據進行反演計算(Broyden，1970；Fletcher，1970；Goldfarb，1970；Shanno，1970).由于相位數(shù)據整體干擾較大，本文僅對視電阻率進行反演計算，估計電磁噪聲為觀測數(shù)據振幅的10%.采集數(shù)據中大部分測點小于10 Hz的頻點突跳嚴重，質量較差，同時考慮到區(qū)域電阻率值較高，利用9600～10 Hz范圍內的數(shù)據可以揭示2000 m以淺電性結構(表2)，因此反演頻率范圍為9600～10 Hz.

由于實際地形起伏對于反演結果準確性影響較大，反演初始模型以非結構四面體網格進行剖分，可準確地擬合起伏地形的變化(George et al.，1990；劉長生，2009；吳小平等，2015).反演初始模型總體大小為100000 m×100000 m×100000 m.研究區(qū)為精細剖分區(qū)域，大小為7500 m×7500 m×5000 m，其中研究區(qū)深度500 m以上空間按四面體單元大小為100～200 m，增長率為1.4(增長率設置范圍：1.3～2；1.4可滿足精細剖分網格)進行網格剖分，深度500～5000 m空間按四面體單元大小為150～300 m，增長率為1.4進行剖分(圖3a和圖3b).發(fā)射源處按四面體單元大小為8～15 m，增長率為1.3進行加密剖分(圖3c)，減少發(fā)射源附近電磁場急劇變化引起的場源奇異性對數(shù)值模擬精度的影響(Plessix et al.，2007).反演模型共包含989309個四面體單元.研究區(qū)及擴邊地層電導率設置為500 Ωm，研究區(qū)外圍空氣電阻率設置為1×108Ωm.最終反演迭代179次，數(shù)據擬合差為3.59(圖4).圖5為三維反演后測點RMS分布情況，大部分測點的RMS在4以下，數(shù)據整體擬合情況較好.

圖2 CSAMT典型視電阻率相位曲線圖(a) 高質量數(shù)據； (b) 一般質量數(shù)據； (c) 低質量數(shù)據.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 趨膚深度計算Table 2 The calculation of skin depth

3 結果與討論

3.1 電性結構特征

圖6為最終反演后得到的三維電性模型，模型大致呈雙層結構，即縱向具有成層性.上部為厚度在100～1000 m的低阻-中阻層，電阻率小于2000 Ωm；下部為電阻率在2000～8000 Ωm的中高阻層以及大于8000 Ωm的高阻層.

根據地表地質與三維反演結果(圖6)發(fā)現(xiàn)，大石寨組、瑪尼吐組以及滿克頭鄂博組下方為中等電阻率特征，與巖石物性測試結果一致.對比雙尖子山礦集區(qū)內井ZK12-37的鉆井結果(Zhai et al.，2020)(圖7)，發(fā)現(xiàn)第四紀礫巖(-197～-147 m)和二疊紀大石寨組板巖(-147～170 m)對應淺部中低阻異常，蝕變板巖(170～319 m)對應中高阻異常，花崗斑巖(319 m以深)對應高阻異常，表明依據電阻率差異可識別與成礦有關的地質要素.

依據井ZK12-37及地表地質的約束，對L2剖面進行地質解譯(見圖7)，其中800 m以淺的中阻區(qū)推斷為沉積地層分布(主要為大石寨組，淺層存在滿克頭鄂博組、新民組)，依據地表出露的地層分布特征以及地層傾向，推測出L2測線第四紀地層、新民組、滿克頭鄂博組及大石寨組分布(圖7)；0～800 m范圍內的中高阻異常推斷為侵入巖與板巖發(fā)生絹云母化和硅化蝕變作用的反映；0 m以下的大面積高阻區(qū)推測為侵入巖(花崗斑巖)的分布特征.結合斷裂所呈現(xiàn)的低阻-中低阻條帶特征，識別出F2、F3、F4三條地表已知斷裂和一條隱伏斷裂F1(圖7).

根據此剖面的電性結果，結合井資料、地表地質資料與巖石物性測試結果，可以總結出研究區(qū)域CSAMT數(shù)據解譯原則為：淺部中阻區(qū)(800 m以淺)為沉積地層；中部中高阻區(qū)(0～800 m)為侵入巖與二疊紀大石寨組發(fā)生蝕變作用的響應；下部中高-高阻區(qū)推斷為侵入巖；剖面中低阻條帶或低阻條帶可能為斷裂分布.

圖3 測區(qū)及發(fā)射源處非結構四面體網格剖分示意圖(a) 測區(qū)網格剖分深度方向透視圖； (b) 測區(qū)網格剖分水平方向透視圖； (c) 發(fā)射源處網格剖分深度方向透視圖(以源A3B3為例).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).

圖4 數(shù)據擬合差(RMS)下降曲線Fig.4 RMS decline curve

圖5 三維反演測點RMS分布圖Fig.5 RMS distribution of data by 3D inversion

圖6 研究區(qū)CSAMT三維反演得到的電性結構體及L1—L6剖面電性結果圖6中767 m為研究區(qū)起伏地形的最低海拔，本文定義電性結果中海拔767 m為標高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.

圖7 利用井ZK12-37巖心信息對L2測線電性結果的地質解譯(井結果引自Zhai et al，2020)P1d 二疊紀大石寨組；J2x 侏羅紀新民組；K1mk 白堊紀滿克頭鄂博組；Q 第四紀.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 成礦要素展布

3.2.1 地層

500 m以淺切片(圖8c—h)主要分為低阻、中阻和中高阻區(qū).其中，大石寨組作為研究區(qū)廣泛出露的沉積地層，根據鉆井及巖石物性結果的約束，推斷低阻、中阻區(qū)主要為大石寨組的響應.根據測線切片結果可明顯發(fā)現(xiàn)，大石寨組在L1—L3測線下方呈現(xiàn)為由南東向北西厚度逐漸減薄的分布特征；而在L4—L6測線下方，大石寨組在測點0—9以及測點54—72范圍內，厚度較薄，為200 m左右，由南東到北西呈現(xiàn)為厚-薄-厚-薄的分布特征.

結合L1—L6縱向剖面結果(圖6)，研究區(qū)大石寨組主要分布在地下0～1000 m，其中在興隆山礦段南部、雙尖子山礦段東部，地層較厚，厚度范圍在400～1000 m，可為含礦熱液提供良好容礦空間.

3.2.2 斷裂

依據電性切片結果(圖8c—j)和斷裂的電性識別特征，推斷出9條北西向斷裂、2條北東向斷裂以及3條近南北向斷裂，與礦集區(qū)內主要為北西向、北東向和近南北向的斷裂分布特征一致(吳冠斌等，2014；顧玉超等，2017)，其中除了北東向的F1深斷裂外，其余斷裂均為存在于500 m以淺的淺層斷裂，同時所有斷裂均與沉積地層下方的高阻侵入巖接觸，可為含礦熱液提供上涌通道及成巖成礦空間.

在興隆山礦段，斷裂表現(xiàn)為北東向、北西向以近南北向的淺部斷裂(F2—F6).圖8b為興隆山礦段地質特征，興隆山東礦段礦脈由北西向韌性剪切帶、北東向斷裂以及南北向斷裂控制，這三類已查明斷裂位置與北西向F6、北東向F4以及近南北向F2、F3位置基本一致；北西向斷裂F6在500 m以淺的結果中傾向為南西向，該特征與王豐翔等(2016)在圖8b中E-F位置利用鉆井勘查得到該位置礦體受北西向韌性剪切帶控制呈南西向展布的特征一致.

在雙尖子山礦段，斷裂表現(xiàn)為由北東向深斷裂F1與北西向淺斷裂F13、F14組成的共軛斷裂.電性結果顯示，F(xiàn)1斷裂深度可延伸至地下2000 m，與深部高阻侵入巖連通，為深部成礦熱液上涌提供良好通道，同時F1斷裂在礦集區(qū)的剩余重力異常結果中(圖10a)顯示為一條明顯的北東向重力梯度帶，推測其可能是雙尖山子礦段內一條提供成礦物質的主要控礦斷裂.

3.2.3 巖體

圖9為礦集區(qū)三維電性結構的高阻體(>8000 Ωm)分布特征.高阻體主要分布于地表以下，在A、B、C三個區(qū)域隆起，分別對應興隆山礦段西北側、西南側以及雙尖子山礦段西部(輝綠玢巖脈和流紋巖出露范圍).根據侵入巖高阻、高磁的物性特征，并結合礦集區(qū)剩余磁異常結果(圖10b)表現(xiàn)為大面積高磁異常的特征，推斷電性結果中的高阻體分布代表了侵入巖的空間展布，表現(xiàn)為侵入巖在A、B、C三個區(qū)域具有高度侵位的特征.

井ZK12-37鉆遇到花崗斑巖的地球化學測年結果顯示，侵入巖成巖年齡為早白堊世(Zhai et al.，2020)，該結果約束了高阻隆起A區(qū)侵入巖的成巖年齡.同時電性結果中深部高阻區(qū)具有連通性，推測研究區(qū)下方高阻區(qū)應為早白堊世花崗侵入巖的響應，是雙尖子山礦集區(qū)的重要成礦物質來源(匡永生等，2014).

雙尖子山礦段內，C區(qū)對應地表出露的輝綠玢巖脈和流紋巖的范圍，在0 m切片中(圖8c)呈現(xiàn)為中低阻特征，推測是由于第四紀覆蓋引起的；在100 m以下深度切片(圖8d)，具有中高阻電性分布特征，并與深部高阻侵入巖連通.結合周圍斷裂的展布，推測輝綠玢巖脈及流紋巖的形成主要由于深部巖漿熱液通過北東向深斷裂F1上涌至淺部后，受F1斷裂和北西向淺斷裂F13、F14控制冷卻、沉淀，并在礦段西側F1、F13和F14共軛斷裂附近出露.該形成過程限制了雙尖子山礦段侵入巖的空間展布，導致侵入巖在淺部僅分布于C區(qū).

3.3 雙尖子山礦集區(qū)成礦模式

大興安嶺地區(qū)自古生代開始經歷了多重構造體制的疊加作用(劉建明等，2004；Wu et al.，2011).隨著古亞洲洋的閉合(約250 Ma)，研究區(qū)從古亞洲洋構造域逐漸轉化為古太平洋構造域(Robinson et al.，1999；Xiao et al.，2003)；在晚侏羅至早白堊世，大興安嶺南段地區(qū)逐漸轉變?yōu)殛憙壬煺沟臉嬙毂尘?Meng，2003；Zhang et al.，2010)，如圖11a所示，下地殼鎂鐵質物質受到上涌軟流圈物質的熱侵蝕，發(fā)生部分熔融形成巖漿，并沿著深大斷裂上升侵位，在上升過程攜帶了部分古老下地殼物質，形成了含礦巖漿(王豐翔等，2016； 王祥東，2017).

本文研究結果揭示了含礦巖漿侵位至雙尖子山礦集區(qū)2000 m以淺分布特征.在興隆山礦段(圖11b)，早白堊世侵入巖在礦段西北側(A區(qū))、西南側(B區(qū))高度侵位至二疊紀大石寨組下方，導致上覆大石寨組發(fā)生彎曲變形，在礦段中部-南部形成穹窿的構造特征，在穹窿構造形成過程中將在淺部形成斷裂，成為重要的導礦或容礦空間.侵入巖在此就位后，含礦巖漿析出含礦熱液流體，由于受到成礦環(huán)境改變、大氣水的參與以及與地層之間的水巖反應等因素的影響，含礦流體在淺部已存在或伴生的北東向斷裂F4、北西向斷裂F5、北西向韌性剪切帶F6以及近南北向斷裂F2、F3中沉淀(王豐翔等，2016；張志強，2018；江彪等，2019)，形成以受斷裂控制的熱液脈狀礦化礦床.

在雙尖子山礦段(圖11c)，早白堊世侵入巖通過北東向深斷裂F1在礦段西側高度侵位，在地表形成輝綠玢巖脈.由于受F1斷裂的主要控制，導致成礦熱液流體主要析出于雙尖子山礦段西側，在斷裂F1以及與北西向斷裂F13、F14的交匯處富集沉淀，最終形成雙尖子山礦段.

圖8 礦集區(qū)地質特征和電性結果水平切片對比圖(a)、(b)雙尖子山礦集區(qū)及興隆山礦段地質特征(改自吳冠斌等，2014)；(c)—(j)研究區(qū)0 m(高程767 m)、100 m、200 m、300 m、400 m、500 m、700 m以及1000 m電性結果水平切片(其中斷裂為紅色實線表示).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).

圖10 雙尖子山礦集區(qū)剩余重力異常(a)和剩余磁異常(b)Fig.10 Residual gravity anomaly (a) and residual magnetic anomaly (b) in the study area

圖11 雙尖子山礦集區(qū)成礦模式(a) 殼幔尺度雙尖子山礦集區(qū)金屬礦化模式(改自王豐翔等，2016)； (b) 興隆山礦段2000 m以淺成礦模式； (c) 雙尖子山礦段2000 m以淺成礦模式.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 結論

(1)雙尖子山礦集區(qū)控礦要素主要為：賦礦地層大石寨組、控礦構造共軛斷裂及成礦物質來源早白堊世侵入體.上覆中-低阻主要為大石寨組的反映，分布于1000 m以淺，在興隆山礦段南部以及雙尖子山礦段東部，大石寨組地層厚度較厚，具有良好的賦礦空間；在興隆山礦段，控礦斷裂埋深在500 m以淺，呈北東向、北西向及近南北向分布；在雙尖子礦段，斷裂為北東向和北西向分布，其中北東向F1深斷裂可能為雙尖子山礦段的主要控礦斷裂；礦集區(qū)深部存在大面積的高阻異常，為早白堊世侵入巖的反映.

(2)基于精細電性結構的刻畫建立了雙尖子山礦集區(qū)2000 m以淺的成礦模式，具體表現(xiàn)為：早白堊世侵入巖在興隆山礦段西北側以及西南側高度侵位，使得興隆山礦段上覆大石寨組彎曲變形，這個過程活化并伴生了淺部的斷裂，侵入巖就位后析出含礦熱液在淺部存在的北東向斷裂、北西向斷裂以及斷裂交匯處，受到成礦環(huán)境變化后沉淀，形成礦床；而在雙尖子山礦段，通過北東向深斷裂F1的主要控制，含礦流體在F1斷裂以及其與北西向斷裂的交匯處富集沉積，形成了礦體主要于西礦段分布的特征.

致謝感謝審稿專家對文章提出的寶貴建議.