伊通盆地橫頭山火山機(jī)構(gòu)綜合地球物理探測

王 坤，曾昭發(fā)，張良懷，李 靜，鹿 琪，張建民

1.吉林大學(xué)地球探測科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，長春 130026 2.國土資源部應(yīng)用地球物理重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，長春 130026 3.吉林省地震局，長春 130022

0 引言

火山型地?zé)崾欠浅Ｖ匾母邷匦偷責(zé)豳Y源，火山機(jī)構(gòu)探測對火山型地?zé)岬拈_發(fā)與利用具有重要的意義[1]。傳統(tǒng)的火山調(diào)查與研究以地質(zhì)學(xué)方法為主，并已形成了完整系統(tǒng)的科學(xué)體系，但對隱伏火山機(jī)構(gòu)的推斷往往缺乏依據(jù)；近年來，地球物理方法在隱伏火山探測和火山機(jī)構(gòu)研究方面已經(jīng)成為重要的探測手段[2-3]。航空磁力測量(簡稱航磁)、大地電磁測深(MT)、可控源音頻大地電磁測深(CSAMT)等地球物理勘探方法在火山機(jī)構(gòu)探測中都已經(jīng)有成功應(yīng)用的先例[4-6]，但單一方法往往只對應(yīng)巖性的某些屬性，勘探深度也有局限性。例如：航磁方法可以在區(qū)域范圍內(nèi)闡明不同巖石的磁性分布和不同磁性體的構(gòu)造邊界，具有較高的橫向分別率，但是縱向分辨率較低，深部探測能力較弱。MT與CSAMT等電磁方法對地下電性結(jié)構(gòu)有很好的成像效果，可以確定不同深度的地層及斷裂分布：MT方法探測深度一般在5 km以上，可提供深部地球物理結(jié)構(gòu)數(shù)據(jù)，但對異常體分辨率較低；CSAMT方法探測深度一般為2～3 km，適合高密度測量，橫向與縱向分辨率都比較高，可以對淺部火山機(jī)構(gòu)進(jìn)行精細(xì)化成像。顯然，在火山機(jī)構(gòu)的地球物理勘探中，利用多種勘探手段的綜合地球物理方法可以多角度多尺度地研究目標(biāo)，對目標(biāo)的地下結(jié)構(gòu)有更全面的認(rèn)識。

伊通盆地是吉林省內(nèi)近幾年地?zé)衢_發(fā)的熱點(diǎn)區(qū)域，主要為盆地型低溫水熱系統(tǒng)，至今沒有發(fā)現(xiàn)高溫地?zé)嵯到y(tǒng)的報(bào)道。參照東北地區(qū)新生代火山，如長白山[7]、五大連池[8]、阿爾山[4]等都有豐富的地?zé)豳Y源，伊通盆地內(nèi)同樣分布多座新生代火山，且普遍含有深部橄欖巖捕擄體[9]，極有可能存在類似的火山型地?zé)嵯到y(tǒng)。因此，查明伊通盆地內(nèi)火山機(jī)構(gòu)對東北地區(qū)地?zé)豳Y源的利用與開發(fā)具有重要意義。

橫頭山火山是伊通火山群中唯一具有熔巖被的火山，有相對完整的火山機(jī)構(gòu)[10]。本文選取橫頭山火山為研究對象，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)地球物理資料，利用以航磁、大地電磁測深、可控源音頻大地電磁測深為主的綜合地球物理方法對火山隱伏機(jī)構(gòu)進(jìn)行立體探測：使用航磁方法圈定橫頭山隱伏機(jī)構(gòu)的平面位置；利用MT方法對橫頭山所處的地質(zhì)構(gòu)造進(jìn)行探測，獲得深部電性結(jié)構(gòu)，并推斷主要斷裂所處位置，分析火山成因；使用CSAMT方法精細(xì)刻畫橫頭山隱伏機(jī)構(gòu)的空間形態(tài)及圍巖屬性。最終探明橫頭山火山隱伏機(jī)構(gòu)的空間分布情況，這可對橫頭山火山成因有比較清晰的認(rèn)識。通過對橫頭山火山機(jī)構(gòu)的探測與研究，建立了一套以航磁、大地電磁測深、可控源音頻大地電磁測深為主的隱伏火山機(jī)構(gòu)立體探測體系，以為今后隱伏火山機(jī)構(gòu)探測工作提供方法技術(shù)參考。

1 伊通橫頭山區(qū)域地質(zhì)及火山概況

伊通盆地是郯廬斷裂帶東北段的新生代盆地[11]，呈北東45°方向展布，西北面緊靠大黑山隆起，東南面為那丹哈達(dá)嶺地體，屬于受邊界走滑斷裂控制并夾持在兩大斷壟之間的狹長地塹，海拔較低。伊通盆地在形成前經(jīng)歷了多期構(gòu)造旋回，基底大面積分布海西期、燕山期花崗巖[12]。伊通盆地早在中生代已經(jīng)形成，自古新世至始新世中期盆地處于右旋走滑擠壓狀態(tài)，使中生代沉積遭受剝蝕，侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)地層只有零星分布，厚度為0～300 m。自新生代始新世中期開始，盆地構(gòu)造活動(dòng)轉(zhuǎn)為右旋走滑伸展或拉伸階段，接受第三紀(jì)沉積，厚度變化較大，一般為2 000～6 000 m。盆地地表大部分被第四系覆蓋，僅在邊緣零星分布少量第三系、白堊系露頭(圖1)[12-14]。

始新世中期以來，伊通盆地內(nèi)火山活動(dòng)十分活躍，并伴隨強(qiáng)烈的斷陷活動(dòng)，在盆地沉積層不斷增厚的同時(shí)，幔源物質(zhì)不斷上涌，形成伊通型火山群[10]。伊通火山群主要巖性為堿性系列的玄武巖、橄欖玄武巖、玄武集塊巖等，并普遍含有地幔巖“捕擄體”——幔源包體，多數(shù)火山形成于33.8～7.7 Ma[15]。橫頭山火山位于伊通火山群最北端，既有清晰的火山頸，又有薄層熔巖被，是伊通火山群中唯一具有熔巖被的火山。在野外地質(zhì)調(diào)查中可以看到：在薄層噴發(fā)相熔巖被下的火山頸為柱狀節(jié)理發(fā)育的橄欖玄武巖；在火山巖體周邊，第四紀(jì)早更新世白土山組灰白色砂礫石層高出地面，形成“腰裙”系于火山椎體腰間，在山頂或山坡上，白土山組砂礫石散落于熔巖被縫隙中。因此，推斷橫頭山火山為早更新世末期發(fā)生的火山事件，距離現(xiàn)在小于0.7 Ma，與長白山玄武巖測年時(shí)間相近[16]，具有非常高的地?zé)衢_發(fā)潛力。

火山頸下延展度及隱伏巖體的空間形態(tài)、特征，以及控制巖漿活動(dòng)的斷裂構(gòu)造研究，將借助地球物理探測來完成。

2 橫頭山火山地球物理探測與構(gòu)造環(huán)境

2.1 橫頭山火山機(jī)構(gòu)航磁異常特征

火成巖以其特有的磁場特征區(qū)別于其他巖性，如剩磁強(qiáng)、磁場跳躍多變等[17]。從圖2中橫頭山周邊ΔT航磁異常(總磁場強(qiáng)度異常)平面等值線圖可以看出，伊通盆地表現(xiàn)為大黑山隆起和那丹哈達(dá)嶺正磁異常場背景中相對平緩的負(fù)磁異常場，說明基底及覆蓋層均表現(xiàn)為無磁性或弱磁性。圖2中大黑山隆起—伊通盆地—那丹哈達(dá)嶺磁異常邊界位置明顯，由于西北緣斷褶帶的存在[14], 大黑山隆起與伊通盆地間存在平緩的正負(fù)異常過渡區(qū)。

圖1 伊通盆地橫頭山與周邊地質(zhì)簡圖Fig.1 Simple geological map around Hengtou Mountain in Yitong basin

圖2 長春市橫頭山火山周邊△T航磁異常及可控源音頻大地電磁測量工作布置圖Fig.2 Map of aeromagnetic and CSAMT positions at Hengtoushan volcano, Changchun

在橫頭山附近，存在梯度變化較大的低磁異常圈閉，異常值最低可以小于-200 nT，同時(shí)在低磁異常附近伴生梯度較小的高磁異常，與區(qū)域磁異常方向具有差異性；這是由于玄武巖具有較高的剩磁，在地下快速冷卻過程中剩磁方向復(fù)雜，一方面抵消感磁異常值，另一方面在一定程度上改變了異常的形態(tài)。橫頭山火山周邊異常面積(圖2中紅色虛線標(biāo)出)近似為2.6 km2(長約2.2 km，寬約1.2 km),長軸方向北東，磁異常圈閉的面積略大于火山出露面積，表明橫頭山火山存在下伏的火山錐體。因此，利用火山巖與圍巖存在明顯磁性差異的特點(diǎn)，航磁異?？梢苑奖憧旖莸厝Χ[伏火山巖體的平面投影范圍，并確定是否有隱伏結(jié)構(gòu)的存在。

2.2 MT方法探測橫頭山火山構(gòu)造環(huán)境

為研究橫頭山火山深部構(gòu)造環(huán)境，布設(shè)北西向長約30 km的MT剖面，測點(diǎn)分別位于大黑山隆起、伊通盆地、那丹哈達(dá)嶺3個(gè)二級構(gòu)造單元(圖1)，其中16、17、18點(diǎn)在橫頭山及其兩側(cè)。使用鳳凰公司的MTU-5衛(wèi)星同步大地電磁儀，采用張量觀測方式，即同時(shí)觀測水平方向電場(Ex、Ey)、水平方向磁場(Hx、Hy)、垂直方向磁場(Hz)5個(gè)分量，測量點(diǎn)距1 km，共采集30個(gè)大地電磁數(shù)據(jù)點(diǎn)，采集時(shí)間大于6 h，視電阻率、相位曲線光滑連續(xù)(圖3)，有效最低頻率可以達(dá)到0.01 Hz。

2.2.1 曲線分析與電性構(gòu)造方向

視電阻率與相位可以直觀展示不同地質(zhì)區(qū)塊的電性特征。圖3是分別從3個(gè)二級構(gòu)造單位中選取的典型測點(diǎn)視電阻率、相位曲線：5號點(diǎn)位于大黑山隆起地區(qū)，高頻部分電阻率值比較平穩(wěn)，頻率小于1 Hz后視電阻率值升高到10 000·m以上；17號點(diǎn)位于伊通盆地內(nèi)橫頭山火山附近，視電阻率值低于1 000·m；26號點(diǎn)位于那丹哈達(dá)嶺，視電阻率變化較為復(fù)雜，整體呈現(xiàn)隨頻率降低逐漸升高的態(tài)勢。圖4為使用Bahr分解的測點(diǎn)電性主軸方向玫瑰圖，雖然主軸有所差異，但整體與伊通盆地構(gòu)造走向一致，方向?yàn)楸逼珫|25°～45°。

2.2.2 數(shù)據(jù)反演與電性結(jié)構(gòu)地質(zhì)解釋

采用帶相位的TE和TM聯(lián)合反演，比單一極化模式反演結(jié)果更可靠[18]。圖5為采用非線性共軛梯度(NLCG)算法[19]對TE、TM兩種極化數(shù)據(jù)聯(lián)合反演得到的地下2D電阻率分布特征。反演參數(shù)設(shè)置擬合最高誤差為5%，反演深度為10 km，均方根誤差小于5。3個(gè)二級構(gòu)造單元的電性特征如下。

1)大黑山隆起。區(qū)內(nèi)1—8號測點(diǎn)，忽略第四系風(fēng)化殼薄低阻層，總體為高阻區(qū)，但電阻率縱向變化明顯分為上下兩個(gè)構(gòu)造層：6 000 m以上電阻率橫向變化表現(xiàn)為厚層、直立狀高低阻相間的電性結(jié)構(gòu)層，電阻率為800～10 000·m；6 000 m以下為完整的高阻層，電阻率大于10 000·m。這是由于大黑山隆起帶淺部志留系普遍遭受剪切變形，構(gòu)造混雜，而深部火成巖相對完整，電阻率較高[20]而造成的。

2)伊通盆地。區(qū)內(nèi)9—20號測點(diǎn)，位于MT剖面中段，為相對低阻區(qū)，電阻率為100～1 000·m，下延深度大，但區(qū)間電阻率縱橫向分布并不均勻。結(jié)合形態(tài)特征以14號點(diǎn)為界可分為兩個(gè)次級亞單元：①9—14測點(diǎn)區(qū)內(nèi)電阻率縱向變化為二元構(gòu)造，2 000 m以上電阻率小于1 000·m，橫向呈褶皺狀起伏，被地質(zhì)學(xué)家定義為伊通盆地西北緣斷褶帶，是隆起區(qū)向凹陷區(qū)的過渡相產(chǎn)物，也是一段均衡補(bǔ)償區(qū)。②15—20測點(diǎn)區(qū)內(nèi)為伊通盆地凹陷區(qū)，100<ρ<1 000·m，低阻區(qū)域向下延伸較大，兩側(cè)電阻率梯度界面近直立，略向西傾，反映了巨厚中、新生代沉積層的產(chǎn)狀；在凹陷區(qū)17號點(diǎn)(橫頭山附近)地下1 000 m左右存在局部相對高阻異常，其下為100·m左右低阻體。

3)那丹哈達(dá)嶺。區(qū)內(nèi)21—30測點(diǎn)，總體上為完整的高阻區(qū)，其中：表層厚500 m左右為風(fēng)化殼，電阻率小于1 000·m；深部電阻率高達(dá)10 000·m，反映了中生代花崗巖的高阻特征。

TE. transverse electric；TM. transverse magnetic。圖3 研究區(qū)典型測點(diǎn)視電阻率、阻抗相位曲線圖Fig.3 Apparent resistivity and impedance phase curves of typical sites in the study area

圖4 研究區(qū)典型測點(diǎn)電性主軸方向分析結(jié)果玫瑰圖Fig.4 Rose diagrams showing strike analysis results for typical sites in the study area

ρ.電阻率。圖5 NLCG算法獲得MT測線2D電性結(jié)構(gòu)圖Fig.5 2D electrical structure of the MT profile obtained with NLCG code

電阻率垂向梯度帶或橫向變化突變界面以及電阻率層的斷續(xù)是識別和劃定斷裂的依據(jù)。在劃分了二級構(gòu)造單元電性特征的基礎(chǔ)上，結(jié)合電阻率梯度變化，劃分了電阻率垂向梯度界面及斷裂。圖5中MT剖面電阻率橫向各區(qū)間界面均為控制伊通盆地發(fā)展和演化的深大斷裂，他們分別是F1、F2、F3和F4，相應(yīng)測點(diǎn)分別為9、14、17和21號測點(diǎn)。各斷裂描述如下：F1，西北緣斷裂，高傾角，傾向東南，是盆地邊緣的調(diào)節(jié)斷裂；F2，伊通盆地主控?cái)嗔?，高傾角，傾向西北，斷裂東南側(cè)形成了大南、新家堡等新生代凹陷，沿F2斷裂呈線性分布；F3，馬鞍山斷裂，是盆地中央斷裂之一，控制了橫頭山的火山活動(dòng)，是盆地內(nèi)幔源物質(zhì)上涌通道之一；F4，東南緣斷裂，為不同方向的斷裂復(fù)核、遷就形成的非線性邊緣調(diào)節(jié)斷裂，該斷裂在MT剖面內(nèi)表現(xiàn)為深大斷裂。

2.2.3 橫頭山火山形成過程分析

MT探測結(jié)合地質(zhì)資料，我們對橫頭山火山的形成有了如下認(rèn)識。馬鞍山斷裂為盆地內(nèi)次級斷裂，其地應(yīng)力的變化是由盆地整體的地應(yīng)力變化引起的。古—始新世末期，大黑山地塊和那丹哈達(dá)嶺相對右行滑動(dòng)產(chǎn)生的張扭應(yīng)力控制著盆地的發(fā)育過程和特征[13]，此時(shí)馬鞍山斷裂發(fā)育成為切割地殼的深大斷裂；由于太平洋板塊的俯沖，地幔物質(zhì)在東北地區(qū)上涌[21-22]，巖漿沿著斷裂向地表運(yùn)移。漸新世末期，區(qū)域應(yīng)力場發(fā)生明顯轉(zhuǎn)變，大黑山地壘和那丹哈達(dá)嶺發(fā)生差異滑動(dòng)，區(qū)域應(yīng)力場由張扭轉(zhuǎn)變?yōu)閴号13]；從圖5中也可以看到，F(xiàn)3延伸較淺，斷裂底部已經(jīng)閉合，橫頭山火山在壓扭應(yīng)力作用下，玄武巖巖漿由深部沿?cái)嗔褦D出地表或停留在斷裂中，形成獨(dú)特的伊通型火山[23-24]。根據(jù)Pei等[22]的地震波成像，依舒地塹下仍然存在地幔上涌現(xiàn)象。因此，盡管橫頭山火山巖漿通道已經(jīng)關(guān)閉，由于F4等深大斷裂存在，仍可能存在幔源熱補(bǔ)給通道。

2.3 CSAMT方法探測火山隱伏結(jié)構(gòu)空間形態(tài)

為查明和精細(xì)刻畫橫頭山火山隱伏巖體的空間形態(tài)，布設(shè)了3條東西向的CSAMT剖面L1、L2、L3(剖面位置見圖2)。使用鳳凰公司V8多功能電法儀，探測頻率為0.5～9 600 Hz,共44個(gè)頻點(diǎn)，收發(fā)距大于10 km，測點(diǎn)距50 m。數(shù)據(jù)預(yù)處理采用鳳凰公司CMT軟件，反演采用NLCG算法，反演深度為2 000 m，反演擬合差小于5%。圖6為橫頭山附近L1線55—105號點(diǎn)、L2線10—60號點(diǎn)、L3線20—70號點(diǎn)地下電性結(jié)構(gòu)圖，圖中標(biāo)注的高阻區(qū)域?yàn)橥茢嗟碾[伏玄武巖體。

a. L1線；b. L2線；c. L3線；d. 馬鞍山斷裂地震特征剖面(雙陽組基底埋深1 200 m左右，據(jù)文獻(xiàn)[12])。β.推測隱伏玄武巖體。圖6 橫頭山火山附近區(qū)域CSAMT電阻率反演結(jié)果與地震特征剖面圖Fig.6 Resistivity inversion result of CSAMT data andseismic sections of the Maanshan faults in key area

馬鞍山斷階帶是伊通盆地新生代以來相對穩(wěn)定的次級構(gòu)造單元，基本上未受火山侵入干擾，地層完整性比較好，L1反演電阻率剖面水平層狀結(jié)構(gòu)就是有力的證據(jù)(圖6a)，與馬鞍山斷裂地震特征剖面(圖6d)[12-14]分層結(jié)構(gòu)是一致的。L1剖面按照電阻率差異由深到淺可以分為5層：①反映基底上界面電阻率層，埋深1 000 m左右，1 000·m>ρ>100·m，反映了中生代地層的古老風(fēng)化殼；②始新世雙陽組，100·m>ρ>10·m，埋深600～1 000 m，層厚400 m，以湖相為主的砂泥巖沉積，厚層超低阻泥巖層是雙陽組特有的湖相地層；③始新世晚期奢嶺組，20·m>ρ>10·m，埋深300～600 m，層厚300 m，河湖相砂巖、粉砂巖為主；④漸新世永吉組，ρ為50·m左右，埋深100～300 m，層厚200 m，沖洪積相砂礫巖；⑤第四系，ρ為100·m左右，分布不均勻，由砂礫巖及黃土組成。

對比L1、L2、L3電阻率剖面不難看出，在橫頭山附近都有高阻異常體存在，電阻率大于100 Ω·m，推測為隱伏的玄武巖。根據(jù)L1、L2、L3線中淺部高阻異常體的位置，推斷沿BB’剖面(剖面位置見圖2)的玄武巖體如圖7所示分布，玄武巖體走向近北東，與橫頭山T航磁異常等值線長軸方向一致；玄武巖體在斷裂延伸方向上廣泛分布，且不同局部區(qū)域深度不同，大小不一，最大延伸深度小于1 000 m。這樣的分布規(guī)律與我們使用MT探測得出橫頭山火山機(jī)構(gòu)受F3擠壓作用而形成的結(jié)論是一致的。因此，橫頭山火山地下隱伏火山機(jī)構(gòu)為沿?cái)嗔逊植嫉谋鉅顜r漿冷卻體。從CSAMT反演所得電性結(jié)構(gòu)可以看到，橫頭山火山隱伏體侵入并破壞了古近系，說明橫頭山火山噴發(fā)年代至早不超過漸新世晚期，與野外踏勘確定的橫頭山噴發(fā)年代小于0.7 Ma不矛盾；火山巖體下方原本近水平狀的中生代基底層發(fā)生基底凹陷(圖6a、b)，是前期活動(dòng)滯留在斷裂帶內(nèi)的橄欖玄武巖漿最后被擠入沉積蓋層并溢出地表形成的。

圖7 橫頭山火山隱伏玄武巖體推測分布圖Fig.7 Distribution of Hengtoushan volcanic submerged basalts speculated

推廣到整個(gè)伊通盆地內(nèi)，由于盆地內(nèi)構(gòu)造環(huán)境的變化，地應(yīng)力由張扭變成擠扭，巖漿通道內(nèi)的玄武巖漿受擠壓力上移，侵出地表的玄武巖形成了現(xiàn)階段的伊通盆地內(nèi)新生代火山；在火山巖漿運(yùn)移通道斷裂內(nèi)，還將廣泛存在由于未擠出地面便已經(jīng)冷卻的玄武巖隱伏體。

3 結(jié)論

橫頭山橄欖玄武巖體來自于上地幔，與周邊的新生代沉積及古生代花崗巖與變質(zhì)巖等存在明顯的磁性差異，在航磁異常圖上特征明顯，地表投影面積約2.6 km2，長軸方向近北東，異常范圍相對地表出露面積較大，有隱伏機(jī)構(gòu)的存在。在野外踏勘基礎(chǔ)上，結(jié)合MT、CSAMT反演電阻率剖面，對比地震勘探剖面，最終確定橫頭山火山形成于第四紀(jì)早更新世晚期，距今0.7 Ma左右，屬第四紀(jì)火山，由淺成相巖基和噴發(fā)相熔巖組成；橫頭山火山的深部熔巖通道已經(jīng)閉合，只在通道上部殘存正在冷卻的玄武巖體；火山隱伏玄武巖體沿馬鞍山斷裂不均勻分布，最大下延深度僅為1 000 m左右，與深部火成巖已經(jīng)沒有直接的接觸。

通過綜合地球物理方法，橫頭山火山隱伏地下機(jī)構(gòu)的空間分布特征已基本被探明，在這個(gè)過程中：航磁方法依據(jù)火山玄武巖體與新生代沉積巖、深部及周圍的花崗巖存在明顯的磁性差異，確定隱伏火山的平面位置；MT方法探測火山深部機(jī)構(gòu)及區(qū)域構(gòu)造環(huán)境，在較大深度內(nèi)了解火山機(jī)構(gòu)的空間形態(tài)及推測其演化歷史；CSAMT方法根據(jù)火山隱伏機(jī)構(gòu)與周圍巖體的電阻率差異來探測火山淺部隱伏機(jī)構(gòu)，定位隱伏體位置、形態(tài)等；地震勘探方法作為有力的證據(jù)輔助地層年代劃分。從而建立了一套從不同的角度、由淺及深、在空間內(nèi)立體探測的地球物理探測體系，對火山隱伏機(jī)構(gòu)的位置、構(gòu)造環(huán)境及隱伏體形態(tài)可以獲得比較清晰的認(rèn)識，為伊通盆地內(nèi)火山型地?zé)嵯到y(tǒng)的勘探與開發(fā)提供了參考。