伊通盆地橫頭山火山機構綜合地球物理探測

王 坤，曾昭發，張良懷，李 靜，鹿 琪，張建民

1.吉林大學地球探測科學與技術學院，長春 130026 2.國土資源部應用地球物理重點實驗室，長春 130026 3.吉林省地震局，長春 130022

0 引言

火山型地熱是非常重要的高溫型地熱資源，火山機構探測對火山型地熱的開發與利用具有重要的意義[1]。傳統的火山調查與研究以地質學方法為主，并已形成了完整系統的科學體系，但對隱伏火山機構的推斷往往缺乏依據；近年來，地球物理方法在隱伏火山探測和火山機構研究方面已經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構探測中都已經有成功應用的先例[4-6]，但單一方法往往只對應巖性的某些屬性，勘探深度也有局限性。例如：航磁方法可以在區域范圍內闡明不同巖石的磁性分布和不同磁性體的構造邊界，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構有很好的成像效果，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構數據，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，可以對淺部火山機構進行精細化成像。顯然，在火山機構的地球物理勘探中，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，對目標的地下結構有更全面的認識。

伊通盆地是吉林省內近幾年地熱開發的熱點區域，主要為盆地型低溫水熱系統，至今沒有發現高溫地熱系統的報道。參照東北地區新生代火山，如長白山[7]、五大連池[8]、阿爾山[4]等都有豐富的地熱資源，伊通盆地內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熱系統。因此，查明伊通盆地內火山機構對東北地區地熱資源的利用與開發具有重要意義。

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構[10]。本文選取橫頭山火山為研究對象，結合區域地質地球物理資料，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構進行立體探測：使用航磁方法圈定橫頭山隱伏機構的平面位置；利用MT方法對橫頭山所處的地質構造進行探測，獲得深部電性結構，并推斷主要斷裂所處位置，分析火山成因；使用CSAMT方法精細刻畫橫頭山隱伏機構的空間形態及圍巖屬性。最終探明橫頭山火山隱伏機構的空間分布情況，這可對橫頭山火山成因有比較清晰的認識。通過對橫頭山火山機構的探測與研究，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構立體探測體系，以為今后隱伏火山機構探測工作提供方法技術參考。

1 伊通橫頭山區域地質及火山概況

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歷了多期構造旋回，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形成，自古新世至始新世中期盆地處于右旋走滑擠壓狀態，使中生代沉積遭受剝蝕，侏羅紀—白堊紀地層只有零星分布，厚度為0～300 m。自新生代始新世中期開始，盆地構造活動轉為右旋走滑伸展或拉伸階段，接受第三紀沉積，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，伊通盆地內火山活動十分活躍，并伴隨強烈的斷陷活動，在盆地沉積層不斷增厚的同時，幔源物質不斷上涌，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。在野外地質調查中可以看到：在薄層噴發相熔巖被下的火山頸為柱狀節理發育的橄欖玄武巖；在火山巖體周邊，第四紀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生的火山事件，距離現在小于0.7 Ma，與長白山玄武巖測年時間相近[16]，具有非常高的地熱開發潛力。

火山頸下延展度及隱伏巖體的空間形態、特征，以及控制巖漿活動的斷裂構造研究，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造環境

2.1 橫頭山火山機構航磁異常特征

火成巖以其特有的磁場特征區別于其他巖性，如剩磁強、磁場跳躍多變等[17]。從圖2中橫頭山周邊ΔT航磁異常(總磁場強度異常)平面等值線圖可以看出，伊通盆地表現為大黑山隆起和那丹哈達嶺正磁異常場背景中相對平緩的負磁異常場，說明基底及覆蓋層均表現為無磁性或弱磁性。圖2中大黑山隆起—伊通盆地—那丹哈達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異常過渡區。

圖1 伊通盆地橫頭山與周邊地質簡圖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，同時在低磁異常附近伴生梯度較小的高磁異常，與區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。橫頭山火山周邊異常面積(圖2中紅色虛線標出)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，航磁異常可以方便快捷地圈定隱伏火山巖體的平面投影范圍，并確定是否有隱伏結構的存在。

2.2 MT方法探測橫頭山火山構造環境

為研究橫頭山火山深部構造環境，布設北西向長約30 km的MT剖面，測點分別位于大黑山隆起、伊通盆地、那丹哈達嶺3個二級構造單元(圖1)，其中16、17、18點在橫頭山及其兩側。使用鳳凰公司的MTU-5衛星同步大地電磁儀，采用張量觀測方式，即同時觀測水平方向電場(Ex、Ey)、水平方向磁場(Hx、Hy)、垂直方向磁場(Hz)5個分量，測量點距1 km，共采集30個大地電磁數據點，采集時間大于6 h，視電阻率、相位曲線光滑連續(圖3)，有效最低頻率可以達到0.01 Hz。

2.2.1 曲線分析與電性構造方向

視電阻率與相位可以直觀展示不同地質區塊的電性特征。圖3是分別從3個二級構造單位中選取的典型測點視電阻率、相位曲線：5號點位于大黑山隆起地區，高頻部分電阻率值比較平穩，頻率小于1 Hz后視電阻率值升高到10 000·m以上；17號點位于伊通盆地內橫頭山火山附近，視電阻率值低于1 000·m；26號點位于那丹哈達嶺，視電阻率變化較為復雜，整體呈現隨頻率降低逐漸升高的態勢。圖4為使用Bahr分解的測點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造走向一致，方向為北偏東25°～45°。

2.2.2 數據反演與電性結構地質解釋

采用帶相位的TE和TM聯合反演，比單一極化模式反演結果更可靠[18]。圖5為采用非線性共軛梯度(NLCG)算法[19]對TE、TM兩種極化數據聯合反演得到的地下2D電阻率分布特征。反演參數設置擬合最高誤差為5%，反演深度為10 km，均方根誤差小于5。3個二級構造單元的電性特征如下。

1)大黑山隆起。區內1—8號測點，忽略第四系風化殼薄低阻層，總體為高阻區，但電阻率縱向變化明顯分為上下兩個構造層：6 000 m以上電阻率橫向變化表現為厚層、直立狀高低阻相間的電性結構層，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。區內9—20號測點，位于MT剖面中段，為相對低阻區，電阻率為100～1 000·m，下延深度大，但區間電阻率縱橫向分布并不均勻。結合形態特征以14號點為界可分為兩個次級亞單元：①9—14測點區內電阻率縱向變化為二元構造，2 000 m以上電阻率小于1 000·m，橫向呈褶皺狀起伏，被地質學家定義為伊通盆地西北緣斷褶帶，是隆起區向凹陷區的過渡相產物，也是一段均衡補償區。②15—20測點區內為伊通盆地凹陷區，100<ρ<1 000·m，低阻區域向下延伸較大，兩側電阻率梯度界面近直立，略向西傾，反映了巨厚中、新生代沉積層的產狀；在凹陷區17號點(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)那丹哈達嶺。區內21—30測點，總體上為完整的高阻區，其中：表層厚500 m左右為風化殼，電阻率小于1 000·m；深部電阻率高達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 研究區典型測點視電阻率、阻抗相位曲線圖Fig.3 Apparent resistivity and impedance phase curves of typical sites in the study area

圖4 研究區典型測點電性主軸方向分析結果玫瑰圖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電性結構圖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是識別和劃定斷裂的依據。在劃分了二級構造單元電性特征的基礎上，結合電阻率梯度變化，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間界面均為控制伊通盆地發展和演化的深大斷裂，他們分別是F1、F2、F3和F4，相應測點分別為9、14、17和21號測點。各斷裂描述如下：F1，西北緣斷裂，高傾角，傾向東南，是盆地邊緣的調節斷裂；F2，伊通盆地主控斷裂，高傾角，傾向西北，斷裂東南側形成了大南、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，是盆地內幔源物質上涌通道之一；F4，東南緣斷裂，為不同方向的斷裂復核、遷就形成的非線性邊緣調節斷裂，該斷裂在MT剖面內表現為深大斷裂。

2.2.3 橫頭山火山形成過程分析

MT探測結合地質資料，我們對橫頭山火山的形成有了如下認識。馬鞍山斷裂為盆地內次級斷裂，其地應力的變化是由盆地整體的地應力變化引起的。古—始新世末期，大黑山地塊和那丹哈達嶺相對右行滑動產生的張扭應力控制著盆地的發育過程和特征[13]，此時馬鞍山斷裂發育成為切割地殼的深大斷裂；由于太平洋板塊的俯沖，地幔物質在東北地區上涌[21-22]，巖漿沿著斷裂向地表運移。漸新世末期，區域應力場發生明顯轉變，大黑山地壘和那丹哈達嶺發生差異滑動，區域應力場由張扭轉變為壓扭[13]；從圖5中也可以看到，F3延伸較淺，斷裂底部已經閉合，橫頭山火山在壓扭應力作用下，玄武巖巖漿由深部沿斷裂擠出地表或停留在斷裂中，形成獨特的伊通型火山[23-24]。根據Pei等[22]的地震波成像，依舒地塹下仍然存在地幔上涌現象。因此，盡管橫頭山火山巖漿通道已經關閉，由于F4等深大斷裂存在，仍可能存在幔源熱補給通道。

2.3 CSAMT方法探測火山隱伏結構空間形態

為查明和精細刻畫橫頭山火山隱伏巖體的空間形態，布設了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個頻點，收發距大于10 km，測點距50 m。數據預處理采用鳳凰公司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、L2線10—60號點、L3線20—70號點地下電性結構圖，圖中標注的高阻區域為推斷的隱伏玄武巖體。

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，據文獻[12])。β.推測隱伏玄武巖體。圖6 橫頭山火山附近區域CSAMT電阻率反演結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定的次級構造單元，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構就是有力的證據(圖6a)，與馬鞍山斷裂地震特征剖面(圖6d)[12-14]分層結構是一致的。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。這樣的分布規律與我們使用MT探測得出橫頭山火山機構受F3擠壓作用而形成的結論是一致的。因此，橫頭山火山地下隱伏火山機構為沿斷裂分布的扁狀巖漿冷卻體。從CSAMT反演所得電性結構可以看到，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生基底凹陷(圖6a、b)，是前期活動滯留在斷裂帶內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

推廣到整個伊通盆地內，由于盆地內構造環境的變化，地應力由張扭變成擠扭，巖漿通道內的玄武巖漿受擠壓力上移，侵出地表的玄武巖形成了現階段的伊通盆地內新生代火山；在火山巖漿運移通道斷裂內，還將廣泛存在由于未擠出地面便已經冷卻的玄武巖隱伏體。

3 結論

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，有隱伏機構的存在。在野外踏勘基礎上，結合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早更新世晚期，距今0.7 Ma左右，屬第四紀火山，由淺成相巖基和噴發相熔巖組成；橫頭山火山的深部熔巖通道已經閉合，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構的空間分布特征已基本被探明，在這個過程中：航磁方法依據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構及區域構造環境，在較大深度內了解火山機構的空間形態及推測其演化歷史；CSAMT方法根據火山隱伏機構與周圍巖體的電阻率差異來探測火山淺部隱伏機構，定位隱伏體位置、形態等；地震勘探方法作為有力的證據輔助地層年代劃分。從而建立了一套從不同的角度、由淺及深、在空間內立體探測的地球物理探測體系，對火山隱伏機構的位置、構造環境及隱伏體形態可以獲得比較清晰的認識，為伊通盆地內火山型地熱系統的勘探與開發提供了參考。