下扬子地区中古界地质结构与深部构造的综合地球物理研究成果

研究区主要位于我国苏皖两省的下扬子地块，北接华北板块，南邻华南板块，油气资源和金属矿资源比较丰富，经济十分发达，在我国具有十分重要的战略地位。本实例是根据同济大学完成的中石化前瞻性课题“下扬子区地质结构、深部构造与动力学”进行改写。

课题的主要研究任务是通过地质地球物理的综合研究，了解下扬子区的三维地质结构和构造特征，重点揭示中、古生界残留盆地的分布范围及地质特征，研究盆地基底和深部岩石圈结构，为深入开展下扬子区的基础地质和资源勘探提供基础资料。

11.2.1 地质地球物理概况

1）地质概况

下扬子工区南部皖南及浙北出露古生界和前古生界，北部江苏省境内除连云港、盱眙、宁镇及苏锡等地区有零星老地层出露，大面积被第四系所覆盖。根据周边区域地质情况及探井的资料，下扬子区在构造演化上经历了晋宁运动以前的地台基底形成阶段，地台基底为一套由深至浅变质岩系，时代为太古代至元古代。

晋宁运动—印支运动为地台盖层发育阶段，发育了厚达万米的震旦系—三叠系海相为主的碳酸盐岩和碎屑岩，其中分为两大套。第一套盖层，震旦系—志留系。下段为澄江砂岩和南沱冰碛层；中段，震旦系上部至奥陶系，主要为浅海相碳酸盐岩；上段，上奥陶系至志留系为笔石页岩和泥质页岩建造。这其中发生多期构造运动，较为重要的是广西运动，它使下扬子上升隆起，缺失上志留统和中下泥盆统。第二套盖层，泥盆系至下中三叠统。下段，泥盆系五通组—下石炭统高骊山组为滨海相的砂岩、泥岩；中段，下石炭统和州组—下二叠统栖霞组为台地相碳酸盐岩；上段，下二叠统孤峰组—上二叠统主要为滨海相的碎屑岩。下三叠统青龙组—中三叠统周冲村组是富含膏盐的泻湖相碳酸盐建造，显然代表海水逐步退出的海退型沉积。

晚三叠世以来，进入大陆边缘活动发展阶段，地台原有的构造面貌经历了十分强烈的改造。主要构造运动有三次，第一次为印支运动，使本区抬起基本成陆，形成当前褶皱构造的雏形；第二次为燕山运动，这是古生代以来本区所遭受的最强烈的一次构造运动，发生大规模的逆掩和逆冲，形成盖层褶皱断裂带，并伴有中酸性为主的强烈岩浆运动，随着后期构造应力场的变化，发育了苏北盆地；第三次为喜马拉雅运动，本区为上升隆起带，使下第三系、上第三系改造为残留盆地。

（1）基底。下扬子区基底以海州—泗阳断裂为界分南北两种类型。以北为太古界—下元古界（胶东群为区域中深变质岩系），以南为中元古界海州群（锦屏组、云台组）、张八岭群为区域浅变质岩系。

（2）沉积盖层。根据江苏省地矿局及其他研究者的研究成果，可以总结出下扬子区中古生界和上元古生界震旦系地层分布情况，具体如表11．1所示。

表11.1 下扬子区地层简表

（续表）

（3）周边地质背景。

（A）郯城—庐江断裂带。郯城—庐江断裂带（简称郯—庐断裂带）一直被认为是中国东部最重要的一条NNE向断裂带。该断裂带中生代以来的活动对包括下扬子区在内的我国东部地质构造格局具有重要的制约作用。

（B）大别山造山带。20世纪70年代以来，随着板块构造学说在中国的普及、深入发展，扬子板块和华北板块碰撞拼接的问题越来越受中外地学研究者的重视。与本项目研究区西侧毗邻的大别山地区因此成为地学研究的热点地区。70年代以来，对大别山地质研究的突破主要表现在两方面。一方面，大别山区变质岩中发现大量的古生代动物化石以及沉积相、沉积物源分析否定了传统的“淮阳古陆”的存在；另一方面，含柯石英和金刚石的榴辉石的大量发现，使这一地区成为全球规模最大的超高压变质岩带，变质岩系的多期褶皱和构造序列以及韧性剪切带的研究、横贯大别山的深部地球物理探测的开展，使大部分研究者相信，大别山是华北与扬子两大板块之间的碰撞造山带。

（C）张八岭构造带和苏鲁造山带。苏鲁造山带是指位于郯庐断裂以东，南、北分别被嘉山—响水断裂和五莲—青岛断裂所围限的广大地区。在中国大地构造区划中被划为华北地台之胶辽台隆中的一个亚级构造单元，称之为胶南隆起。20世纪90年代以来，随着一些专题研究工作的开展，特别是榴辉岩等超高压变质岩的发现，使得苏鲁造山带与大别山造山带一起，成为国内外研究中国东部南北陆块碰撞造山的研究热点。

2）岩石物性

岩石物性是指岩石密度、磁性、速度、电阻率等参数。它们是引起各种地球物理异常的基本前提，是地质与地球物理之间联系的纽带。岩石物性研究程度直接关系到各种地球物理方法处理和解释的合理性、可靠性及准确性。本次岩石物性研究以收集、整理、分析前人工作成果为主。下扬子区陆区与海区岩石物性总体特点相似，此处主要列出该地区陆区的岩石物性情况进行说明。

（1）岩石密度。从综合篇中的密度统计分析表明，岩石密度参数变化有以下特点：

（A）同一岩性的岩石密度随着地层时代由新到老变化，岩石密度增加，如新生代碎屑岩的岩石密度低于中生代，而中生代的碎屑岩的密度小于古生代，与正常沉积岩的岩石密度变化规律是一致的。

（B）岩石密度值大或小，主要取决于组成岩石的性质，碳酸盐岩的岩石密度通常大于碎屑岩。

（C）苏北盆地内存在5个主要密度界面。

（D）针对本次项目的地质任务，研究区存在两个重要密度界面：一是印支面上下；二是前志留面（即加里东面）、奥陶系灰岩顶面上下。由于存在上述两个界面密度差，这样为利用重力资料来反演上述两个界面深度提供物性保证及可能。

（2）岩石磁性。

（A）由综合篇中岩石磁化率参数统计显示，从震旦系至第三系除上侏罗统火山岩、火山碎屑岩及苏北盆地下第三系局部玄武岩具有磁性之外，大多数沉积岩均属于无磁或弱磁性。下扬子区浅部磁异常可能由第三系火山岩及晚侏罗统火山岩和火山碎屑岩引起。

（B）本区侵入岩具有中等至强磁性，一般辉长岩、辉长辉绿岩等属于强磁性基性—超基性岩类，闪长岩、闪长玢岩、石英闪长岩属于中等磁性岩类，花岗岩属于酸性岩，为弱磁性岩类。总之，侵入岩类的磁性变化较大，与侵入岩的岩性及所含磁性矿物多少有直接关系。研究区内局部磁异常绝大多数是由岩体引起的。

（3）岩石电阻率。综合电阻率统计资料，本区可划分为3个大构造层，5个大电性层。

第一构造层是印支面以上Q～T2陆相砂泥岩沉积，它与第一电性层对应，该电性层中第四系电阻率为3～30Ω·m，第三系为7～40Ω·m，当夹有玄武岩时可增大到70～120Ω·m，中生界电阻率为10～50Ω·m，当火山岩发育时，电阻率值会有所增大。第一电性层的测井平均电阻率为8～40Ω·m，由N4井旁MT测点反演的该电性层平均电阻率为6Ω·m。在坳陷部位该层平均厚度达数千米，电阻率值会很低，可达10Ω·m或更低。在隆起区，该电性层中部分地层缺失，同时岩性变粗，电阻率升高，有时可达100Ω·m。

第二构造层是印支面以下的中古生界海相沉积盖层。按岩性 电性关系，可划分为三个电性标志层，即第二～第四电性层。

第二电性层是由三叠系，二叠系和石炭系的碳酸盐岩地层组成，是区内稳定的高阻层，电阻率平均值为200～1000Ω·m变化范围。该高阻层中夹有一低阻层，其地层包括下二叠统孤峰组、堰桥组的碎屑岩和煤层，上二叠统龙潭组煤系地层及大隆组碎屑岩。上二叠统大隆组电阻率为10～25Ω·m，龙潭组电阻率为5～15Ω·m，下二叠统孤峰组电阻率为1～6Ω·m，其平均电阻率为8～15Ω·m。研究该套低阻层，对查明龙潭组煤系在工区范围内分布和埋深，寻找煤成气均具有较大的意义。

第三电性层是由泥盆系、志留系及上奥陶统的五峰组的海相碎屑岩组成。N4井厚达2202m，电阻率常见值为10～30Ω·m；苏174井厚度为999m，由于地层中砂质成分较多（即石英细砂岩、中砂岩等），电阻率要稍高些，为100～300Ω·m。该电性层总体表现为相对低阻，电阻率在40～400Ω·m。该低阻层的底面基本上与前志留面一致，在很大程度上反映古生界构造面貌特征，是处理解释的重点之一。

第四电性层是由奥陶系、寒武系和震旦系海相碳酸盐岩组成，其岩性为灰岩、白云岩等。电阻率在1000～2000Ω·m，是工区的第二高阻层，全区呈稳定分布。

第三构造层是地台基底构造层，相当于中元古界，呈现为相对低阻，是属于第五电性层。其下的深变质岩系电阻率值为数百至数千欧姆·米。

（4）岩石速度。据前人成果，本区地层按波速差异由新至老可划分为7个速度层：

第一速度层，为新生界陆相碎屑岩，层速度为1700～2940m/s。

第二速度层，为中生界陆相碎屑岩夹火山岩系，层速度为3460～5400m/s；其中上侏罗统火山岩系层速度变化范围为3800～4330m/s。

第三速度层，由三叠系下统至震旦系灯影组组成，岩石以灰岩、海相砂页岩、石英砂岩为主，海陆交互相砂泥岩为辅。本速度层主要为高速，层速度为4800～6240m/s。

第四速度层，由上震旦系陡山沱组至下元古界组成，为一套酸性绿片岩相一角闪岩相浅变质岩系，层速度为5700～6000m/s。

第五速度层，由太古界组成，为一套中 酸性角闪岩相 麻粒岩相深层变质岩系，层速度为6300m/s。

第六速度层，即壳内低速 高导层，层速度相对第五速度层低，为5900～6000m/s。

第七速度层，上部为一套中 基性麻粒岩相变质岩系和橄榄岩化层，下部为一套以二辉橄榄岩为主夹杂部分榴辉岩（莫霍面至岩石圈底界），层速度为8000～8200m/s。

11.2.2 研究思路和关键技术

1）研究思路

根据深部的预期目标和研究内容，以活动论的构造历史观和“深部控制浅部、区域制约局部”原则作为指导思想，以构造特征研究作为主线，采用地质与地球物理、地震与非地震勘探、定性分析与定量模拟、正演与反演、基干测线与区域面积相结合的综合手段，开展本课题的研究。总体技术路线如图11．1所示。

图11.1 总体技术路线框图

在技术方法上要体现以下几点：

（1）充分利用其他科技工作者长期积累的实际资料和研究成果，建立相应的地质-地球物理初始模型，以此作为新的研究起点，明确研究重点，使之既有继承性又有创新性。

（2）充分应用以往和最新的地质和重、磁、电、震等多种地球物理资料，采用信息分离和联合反演的综合物探方法技术，通过6条基干剖面和6条重要剖面的综合地球物理资料处理和解释，由线到面，建立和完善主要构造样式和地质-物理模型，充分揭示中、古生界的地质结构和深构造。

（3）充分收集和运用天然地震资料与研究成果、深地震反射资料、大地电磁测深资料、重磁场和地温场资料等，运用层析成像和联合反演等新技术综合研究下扬子区岩石圈的速度结构、电性结构和热结构，结合其他课题组的热演化和应力场的研究成果，综合分析岩石圈的流变结构和层块结构，探讨岩石圈和基底对中、古生界残留盆地的控制和改造。

2）关键技术

针对下扬子区中、古生界目标进一步展开了关键地球物理技术的研究：①研究采用了针对中深层目标的常规处理加叠前时间偏移的处理方法，对部分地震资料进行了重新处理；②在以往研制的MT全频段偏移成像方法基础上研究提高了中深层分辨率的大地电磁梯度成像技术和提取局部异常的大地电磁分频反演技术，针对7条MT测线进行了相应处理，取得了明显的地质效果；③研制了断裂与火成岩的重磁提取与判别系统，对下扬子区的重磁资料进行处理，为解释提供了新的处理手段；④研制了物性随机分布的共网格型的重、磁与地震、MT与地震的联合反演方法，在南黄海与下扬子陆区得到了应用。

（1）下扬子地区中古生界地震资料重新处理。关于下扬子区中古生界海相盆地，目前普遍的认识是具有良好的早期资源物质基础与成藏条件，但由于后期活动性强、埋深大、演化程度高、遭受多期构造叠加与改造，地震剖面上中古生界反射成像质量很差，给下扬子区中古生界海相油气勘探带来了很大困难。

根据下扬子区中古生界埋藏深，地震反射信噪比低的特点，研究确定地震资料重复处理的重点在于提高地震资料信噪比，主要的处理技术包括叠前去噪、叠前时间偏移与速度分析以及叠后去噪等，其中叠前时间偏移研究了基于波场变换的叠前时间偏移处理新方法。运用这些技术，完成了研究区9条测线近600km二维地震数据常规重新试验处理与叠前时间偏移处理工作，通过叠前去噪、偏移速度分析、叠后去噪等技术手段，处理中以不追求中深层的分辨率、强调中深层反射资料的信噪比为前提，部分重新处理剖面与老资料相比中深层信噪比有一定的提高，可以与其他非地震地球物理资料配合开展综合解释。

（2）MT资料精细处理与成像技术。利用MT资料可以配合地震解释地下电性结构来研究中古生界的地质结构，但是鉴于地球物理资料解释的多解性以及MT和联合反演等处理解释工作的难点，在MT资料定量反演处理上，除了使用连续介质反演等传统反演方法外，还必须研究MT的精细处理和成像技术，这里主要包括改进和研制的带地形二维MT模拟退火反演方法、纵向分辨率较高的全频段大地电磁偏移成像反演技术及梯度成像技术。

一般而言，MT资料难以反映复杂精细构造的问题。针对此问题，在已有全频段偏移成像的基础上又研究了梯度成像技术。梯度成像方法并不是通常所指的对大地电磁测深曲线在时间或频率域的微分处理，而是建立在全频段偏移成像已获得地下电性随深度较精细分布的基础上，将反演的电阻率断面沿深度方向求导数或取梯度形迹，通过计算导数和归一化处理，突出电性在纵向上变化，达到提高中深层分辨率的目的。

而改进和研制的带地形二维MT模拟退火反演方法继承了全局优化算法的优点，保证了反演结果得到的基本上是全局的最优解。同时，改进的算法减少了计算时间，提高了计算效率，一定程度上克服了传统一般模拟退火算法计算效率低的缺点，使其向实用阶段迈出了一大步。

这些技术的应用在MT资料的精细处理方面获得了明显的效果，其中，对研究区全部测线进行了MT偏移成像和梯度成像处理，与常规连续介质反演结果对比后发现，梯度成像结果清晰表现了上下电性层的对比及其形态变化。同时利用带地形二维MT模拟退火反演技术给出了各电性层的数值和纵横向变化情况。这些都为得到下扬子地区中古生界精细电性构造提供了技术支持。

（3）断裂和火成岩的重磁异常提取和判别方法。常见的断裂和火成岩在重磁异常中表现是多种多样的。大部分断裂与火成岩表现为台阶异常、板状体异常以及呈串珠状分布的三度体异常；有的断裂是反映出异常的错断、扭曲和突变，还有的是大面积区域特征场的差异等，断裂与火成岩在重磁异常中表现为异常的突变，在重磁异常的灰阶图上表现为图像的边缘，断裂在重磁数据等值线图像中更多表现为等值线梯度带或线性突变带，而火成岩则在重磁异常中主要表现为形状各异的局部异常。从这个角度出发，采用模式识别的方法，根据断裂与火成岩的重磁异常的特征推断出工区内主要的断裂和火成岩位置与分布状况是可行的。因此，将断裂和火成岩识别过程分成4步：位场数据的预处理、断裂和火成岩特征的增强与提取、分类器设计和分类结果评价。

采用上述方法对下扬子区重磁异常进行了处理与研究，如前所述的研究范围实际上包括了南黄海的下扬子区，对于这个研究区断裂与火成岩的研究，有助于认识海陆构造之间的连接关系。本次研究主要是对于布格重力异常和磁力化极异常应用上述的断裂与火成岩的重磁提取和识别系统进行了研究，对比现有的地质、物探成果，证明了方法有效性，最后综合了多种资料获得了下扬子地区的断裂与火成岩分布图。

（4）物性随机分布的重、磁、电、震的联合反演。结合下扬子地区地质任务的需要，对现在的联合反演技术进行了改进。在模型建立上，实现了不同物性（速度、电阻率、密度）共网格单元的建模，统一了多种地球物理方法的建模方式，考虑了结合MT有限元正演过程以及矩形体单元重力正演方法，通过改进地震走时正演方法，并利用改进的模拟退火算法提高了计算效率，克服了以往方法的局限，可适应横向剧烈变化的复杂模型，在此基础上实现了地震-MT以及重力-MT的同步联合反演，进一步拓展了方法的适用性。同时考虑了在地质、地震、钻井、物性等先验信息的约束下，引入正则化思想，开展了重磁电震联合反演研究，以提高反演稳定性和精度并减少多解性，提高了多种地球物理资料联合反演解决复杂地质问题的能力。

这种基于物性随机分布模型的联合反演由于模型参数个数往往大于观测数据个数，应尽可能利用物性资料和先验信息，使反演结果更可靠。因此它适合于在综合多种先验信息条件下，或对最终解估计有初步认识的基础上展开建模，给出模型参数的初始选择空间，通过模拟退火算法来反演并最终锁定最优解的空间，以减少反问题的多解性并提高反演精度。

11.2.3 综合地球物理研究成果

1）地球物理的基础成果

同济大学与江苏油田分公司及上海海洋油气分公司通力合作，利用多年积累的资料编拼了全区1∶50万布格重力异常图和磁力ΔT异常图，同时，本次研究又收集利用了更大范围的下扬子及邻区数字地形图、卫星重力异常图和磁力异常图，为研究本区重磁场特征、地质特征和进一步资料处理及反演打下了坚实基础；收集整理了区内长期以来尤其是近十多年内在下扬子陆区7100点的MT（EMAP）的电法资料，在联片整理和处理的基础上获得了陆区不同深度地下电性分布图，为配合地震进行剖面及平面上中、古生界的地层结构研究提供了十分重要的基础资料；收集了19条地震测线偏移数据和28条测线的原始地震数据以及有关地震解释成果。上述这些完整而丰富的资料为课题研究打下了坚实的基础。

（1）重力场特征。鉴于研究目的需要，重点分析布格重力异常特征。研究区布格重力异常总体特征显示为西低东高，即陆区低、海区高，这也是海陆布格异常的一般特点，场值变化在－80×10－5～60×10－5m/s2。在走向上总体以北东向为主，少数及局部是北西、东西和近南北向（图11．2）。

图11.2 下扬子区重力异常分区图

（2）磁力场特征。本区ΔT异常明显地分东西两区，以北北东郯庐断裂异常带为界，西部华北板块以近东西、北西异常为主，东部下扬子地区明显地呈现一个以苏北东部、南黄海异常低缓平静区为中心的环状异常图，其周边异常多呈北东和北东东向，局部异常发育（图11．3）。

图11.3 下扬子区磁力ΔT异常分区图

（3）电磁场特征。研究选择的基干剖面一般有大地电磁测深资料，其中G118线由南往北穿过了南京—南通中古生代沉降区、苏北—南黄海中古生代稳定区、苏鲁造山带东段等构造单元；G78线由南往北穿过了江南隆起区、南京—南通中古生代沉降区、苏北—南黄海中古生代稳定区、苏鲁造山带东段、郯庐断裂带及华北板块等构造单元；G44线由南往北穿过了南京—南通中古生代沉降区、苏北—南黄海中古生代稳定区、苏鲁造山带东段等构造单元；06MT JSY线（8线）通过了芜湖—句容中古生代亚稳定区、南京—南通中古生代沉降区、苏鲁造山带南段、郯庐断裂带及华北板块等构造单元；FND1大剖面线南起浙江省诸暨市东南60km处，北西走向至肥东西北近20km处，由南向北穿越4个一级构造单元：华夏地块、大别造山带、下扬子地块、华北板块，各一级构造单元内可以进一步划分为次级构造单元。从图11．4与图11．5可以看到下扬子地区浅部和深部的视电阻率分布状况。

图11.4 地下5km视电阻率切片图（单位：Ω·m）

图11.5 地下30km视电阻率切片图（单位：Ω·m）

（4）地震波特征。对苏北盆地的部分区域地震测线进行了详细的解释，发现下扬子地区三叠纪末期的主要构造样式为逆冲推覆构造，北部边缘的向南逆冲幅度大，影响的范围也大，而南部边缘的向北逆冲幅度小。因此下扬子地区南北两侧的对冲是不对称的（图11．6）。断裂的发育主要为北北东向和北东向，与主要构造边界（北侧的响水滁河断裂和南侧的江绍断裂）近于平行。过去5Ma以来的火山活动似乎主要发育在盆地南侧。中新生代以来的张裂活动可能主要沿着早期的逆冲断裂而发育。逆冲断裂的倾角自浅至深越来越缓，深部接近水平并且可能汇聚到深部不整合面（剖面81 84G78）。但是关于这一不整合面所代表的年龄尚难以判断，可能代表加里东运动所形成的不整合面。

图11.6 苏北盆地部分近南北向地震测线解释剖面

2）断裂和火成岩分布研究

（1）断裂。依据布格重力异常、磁力异常、磁力化极异常、重磁不同方向导数异常、不同高度延拓异常及不同阶次小波变换。断裂推断解释时以重力为主，磁力为辅。本次在断裂推断解释时选择重力上延3km异常和重力断裂识别图为主要图件，并结合其他重磁图件，对断裂的地表露头，断裂两侧出露地层及岩浆岩分布，作为确定断裂最主要依据。推断解释断裂45条，并对每条断裂给予编号及命名（图11．7）。

图11.7 下扬子地区主要断裂分布图(www.xing528.com)

根据断裂的规模大小、切割地层深度、对沉积盖层及岩浆活动作用、地球物理场特征，可以将断层划分为4级：Ⅰ级、Ⅱ级、Ⅲ级、Ⅳ级。

Ⅰ级断裂：规模大、延伸长、切割深，可以深至岩石圈，形成时间早，多期活动，对沉积和岩浆活动有直接控制作用，重磁场上有明显标志，是划分一级构造单元和体系的边界断裂。

Ⅱ级断裂：规模、延伸及深度较大，可以切穿沉积盖层深入基底之下，对沉积和岩浆活动具有一定控制作用，地球物理场有较明显标志，可以作为一级构造单元或块体内次级构造单元。

Ⅲ级断裂：规模、延伸及切割深度都小于上述两级断裂，地球物理场有一定显示。

Ⅳ级断裂：规模、延伸及切割深度有限，对沉积盖层及岩浆活动作用不明显，地球物理场上有反映。

依据四级断裂的划分标准，其中Ⅰ级断裂11条、Ⅱ级断裂21条、Ⅲ级断裂10条、Ⅳ级断裂3条。具体如表11．2所示。

表11.2 下扬子区主要断裂统计表

（续表）

（2）火成岩。根据以上重磁异常处理图件，选择磁力化极垂向二次导数异常、磁力小波变换三阶细节异常、重力上延2km垂向二次导数异常、重力小波变换三阶细节异常以及地表火成岩露头资料，进行综合分析判断，本区共推断圈定火成岩331个，其陆区230个，海域101个，侵入岩体312个，喷出岩19个（图11．8）。

下扬子及邻区地表出露火成岩显示，火成岩主要活动时期为燕山期，包括侏罗纪岩体和白垩纪岩体，岩性既有侵入岩，也有喷出岩。燕山期喷出岩发育于浙江省境内，地表广泛分布中生代火成岩，仅仅上侏罗统黄尖组火山岩，累计最大厚度大于4389．5m，其岩性主要为安山岩、英安岩、熔结凝灰岩、流纹质凝灰熔岩。燕山期侵入岩有花岗岩、二长花岗岩、正长岩、石英二长岩、闪长岩、石英闪长岩等。

图11.8 下扬子地区火成岩分布图

苏北地区火成岩分布大体呈西南和东南两个区：在西南火成岩区发育有金湖、高邮、来安、天长、扬中等岩体。该区火成岩的发育受到了金湖—高邮北西向断裂的控制，在磁力化极上延图上，北西向断裂十分明显，并伴有金湖、高邮、天长呈圆形或椭圆形磁异常，异常强度达数百纳特。依据天长地表花岗岩露头分析，推测它们多属中酸性侵入岩体，经定量计算，埋深在3km左右。而东南火成岩区，受北东向断层控制，发育有海安、大丰两个椭圆形磁异常，其磁异常幅值在数百纳特，推测为中酸性岩体。

苏皖南地区岩浆活动比较频繁而且强烈，可分为6个岩体发育区：

庐枞火成岩区，该区北起庐江南至怀宁以西。区内主要发育以凝灰岩、安山岩为主的中、酸性火山岩与以花岗斑岩、正长斑岩、次流纹斑岩为主的中性侵入岩。火山岩磁异常表现为在负磁异常背景上的跳跃正、负异常或者在正磁异常背景上的异常扭曲带，而侵入岩主要表现为正磁异常，异常值为600～900nT。

宁芜火成岩区，该区北起南京市经芜湖、繁昌至青阳。区内发育着以凝灰岩、粗面岩、安山岩等为主的中、酸性火山岩和以花岗斑岩、石英闪长玢岩、石英二长岩为主的中性侵入岩，局部有基性火山岩。其磁异常特征与庐枞地区相似，仅是异常更加杂乱，梯度变化更大。溧水火成岩区，该区北起句容，南至宣城。区内除个别地区有侵入岩体外，绝大部分地区发育着上侏罗统火山岩，部分地区已出露地表，其岩性主要有安山质熔岩、凝灰质角砾岩、粗面岩等。侵入岩在北部湖—熟地区推测以石英闪长玢岩为主，南部高淳地区推测以花岗闪长岩为主。火山岩在磁异常平面图上主要表现为正磁异常背景上的降低磁场。侵入岩在磁异常平面图上反映为升高正磁异常，异常强度为200～400nT。

溧阳火成岩区，该区北起溧阳，南至郎溪。区内除个别地区有侵入岩体以外，绝大部分地区发育着上侏罗统火山岩，局部出露地表，岩性主要有安山岩、火山角砾岩、流纹岩等。侵入岩主要在本区南部，岩性主要有花岗斑岩与花岗闪长岩。它们在磁异常图上的特征与溧水地区相似。

金坛—常州火成岩区，该区包括天王寺、金坛、丹阳、隔湖、长荡湖、常州、江阴等地区。区内主要发育着中、酸性上侏罗统火山岩和面积不大的侵入岩。该区磁异常表现为在负背景场上出现诸多的正、负异常，它们呈线性、条带状或串珠状排列。异常幅值一般在一百至数十纳特。

无锡—宜兴火成岩区，该区面积较大，包括无锡、苏州、宜兴、吴兴等地区。据江苏省区域地质志所示，本区主要发育着以石英二长岩、钾长花岗岩、花岗闪长玢岩为主的侵入岩体。在吴江南、苏州等部分地区也发育着中、酸性上侏罗统火山岩。在磁异常平面图上，侵入岩主要表现为团块与条带状正磁异常，异常幅值一般在200nT左右，最大可达500nT。而火山岩主要表现形式为正磁异常背景上的降低异常区。

3）中古生界地质结构研究

对于中古生界的地质结构研究，本课题完成了三个主要界面的研究工作，包括：印支—早燕山面深度图、加里东面（前志留面）深度图、基底面深度图以及中生界厚度图、上古生界厚度图和下古生界厚度图，这里仅对三个主要界面以及下古生界厚度进行说明。

（1）印支—早燕山面。江苏地区所指印支—早燕山面，相当于地震剖面上的Tg反射面，它反映中生界的底界面，下面简称为印支面。印支面其上地层可以包含第四系、第三系、白垩系、侏罗系、上三叠统，由于不同地区地层保存情况差异，导致印支面以上地层在不同地区可以是不同地层与下伏古生界相接触。因此，印支面既是一个构造界面，同时也是一个侵蚀面，后期遭受了强烈的改造。苏北盆地内不同坳陷、不同凸起、不同断块印支面深度差异很大。如淮安凸起上N参1井，完钻井深3804．04m，井底地层为上震旦统灯影组，上覆地层有第四系、上第三系、白垩系浦口组、下寒武统幕府山组，此井印支面深度为3143．0m，印支面上覆地层为浦口组与下伏寒武系相接。与其相邻建湖隆起上宝1井，完钻井深653．48m，井底地层寒武系，上覆地层有第四系、上第三系，印支面深度为346．0m，上第三系与寒武系直接相接。盐城凹陷内苏104井，完钻井深3683．1m，井底地层为侏罗系，上覆地层有第四系、第三系，印支面深度大于3683．1m。高邮凹陷内苏167井，完钻井深3061．13m，井底白垩系浦口组，上覆地层有第四系、第三系，印支面深度大于3061．13m。

从上述钻孔资料不难看出，研究区内印支面深度变化极为复杂，是受到综合因素作用之下形成目前结果。因此，采用单一种方法编制印支面深度就存在很大难度，必须采用综合地球物理方法，根据不同地区资料情况，选择主次，编拼出研究区印支面图。对陆内印支面，依据不同地区的物探资料与地质资料的情况，分别利用不同资料编制和反演了印支构造界面。江苏南部，主要根据电法和钻井成果，并重点参考了部分地震资料，用重力反演印支面的深度。在苏北地区，以钻井资料作控制，重点利用了地震资料，同时结合典型MT剖面和面积MT勘探成果资料，局部地区补充了重力资料反演结果。南陵—溧水研究区印支面是指侏罗系底界，相当于地震的Tg反射面。这里印支面的确定以MT资料为主，在南陵盆地和无为盆地分布区结合地震资料的成果，区内唯一一个深钻—N参4井资料作为控制，同时重力资料所反演印支面深度也可以对MT资料作为参考，相互验证，进一步提高对印支面解释精度及可靠程度。由于地球物理资料揭示的是物性界面，在印支面已不存在，但有前中三叠统和新生界分布的地区，其分界面仍会具有印支面的物性特征（高阻、明显密度界面、地震强反射界面）。在缺乏钻井和地质资料控制、地震反射结构地质属性又不清晰的地区，由地球物理资料揭示的印支面表达的是前中三叠统与上覆地层的分界面。海区印支面，由于地震及钻井资料有限，主要是依据地球物理资料揭示的物性界面来反演印支面深度，因为由岩石物性资料显示，印支面上、下地层之间存在一个密度界面，印支面以上岩石密度值为2．5×103～2．55×103kg/m3，以下为2．60×103～2．69×103kg/m3，其密度差为0．10×103～0．14×103kg/m3。用钻井资料控制、反演印支面深度，并结合地震资料作适当修改。因此，陆区印支面精度相对高于海区，陆区本次选取了54口钻井资料及地震剖面，同时又有4个地区面积测量MT资料，6条基干剖面和4条重要剖面的MT资料，而海区已知资料极为有限。印支—早燕山面深度图如图11．9所示。

图11.9 下扬子区印支—早燕山面深度图

（2）加里东面。加里东面是指下古生界奥陶系碳酸盐岩顶面，即前志留面。加里东面上下地层之间存在明显的物性差异，包括岩石密度、岩石电性及波阻抗等。该面以上志留系为一套海相碎屑岩，岩石物性为低密度、低速、低电阻，而下伏奥陶系，乃至寒武系以碳酸盐岩为主，为高密度、高速、高电阻。界面上、下存在明显的物性差异，因此可以用重力、电性及地震等方法求取加里东面深度。

陆区加里东面深度资料来源于三个方面：一是MT面积勘探区块，包括涟阜地区、黄桥—如皋—通州地区、大丰—盐城地区、南陵—溧水地区，以及基干剖面和重要剖面，利用地震及钻井资料作控制，通过MT资料的反演及解释获取加里东面深度。加里东面以上志留系及泥盆系为低阻电性层，而下伏寒武系—奥陶系碳酸盐岩为高阻电性层，MT资料能较为准确地确定志留系底面或寒武系—奥陶系顶面的位置。二是利用重力方法，根据已知的印支面深度和物性，从总的重力异常中消除印支面以上的重力效应和深部区域背景场，获得剩余重力异常并反演下古生界碳酸盐岩顶面（前志留系面）。三是已知资料较少的地区，利用重磁资料结合少量地震、电法和钻井资料作控制，进行反演。缺少印支面地区，则主要利用重力异常上延10km减去上延20km的差值场，这个差值场可以近似认为与下古生界碳酸盐岩顶面相当，然后利用谱分析方法和频率域密度界面迭代反演计算其深度。这在没有许多已知资料情况下不失为一个较为实用的方法。

海域里面资料欠缺，无电法资料，地震及钻井资料极为有限，只能依靠重力方法，在有限的地震及钻井资料作控制，反演加里东面深度，其精度远低于陆区。加里东面深度图如图11．10所示。

（3）基底。基底面指的是磁性基底面的顶界面深度。下扬子区北部磁性基底岩系为胶东群，南部为大别山群，它们均为区域中深变质岩系，以片麻岩类为主，时代为太古代—下元古代。上覆为中、上元古界浅变质岩系，以千枚岩、石英砂岩、大理岩为主，磁性较弱。据岩石物性资料统计，太古界朐山片麻岩类属于中等磁性，磁化率在（340～1592）×4π× 10－6，中元古界锦屏组及云台组磁性属于弱偏中，磁化率在（12～677）×4π×10－6，张八岭群属于弱磁性，磁化率小于80×4π×10－6。浅变质岩系的大理岩、千枚岩、石英岩磁性很弱，属于弱磁或无磁性，磁化率小于8×4π×10－6。因此，下扬子区引起区域性磁性地层为太古界—下元古界的地层。由太古界与元古界存在明显的磁性差异，这样就可以利用地球物理方法来反演磁性界面深度。

下扬子区采用矩谱法反演磁性基底面（即基底面）深度（图11．11）。研究区磁性岩石有火成岩和深变质岩。因此，除了盖层中的火成岩能引起浅部局部磁异常外，磁性基底和侵入岩是造成本区磁异常的主要因素。为了消除浅部火山岩和火成岩的影响，用来反演的磁数据主要利用了磁力化极异常小波三阶逼近及磁力化极上延10km的异常。反演方法采用切线法、谱分析法等。磁界面迭代反演时取的平均深度为10km，磁化强度为0．65～0．8A/m。对反演结果的利用选择时，又参考了印支—早燕山面、加里东面的资料，最后用5条基干MT剖面解释结果及4个面积MT勘探区块的高阻结晶基底面解释结果又进行了一定的修改。

由下扬子区基底面深度所示，研究区的基底面分布非常广泛，除了地表局部地区出露前震旦系的地层外，其他地区均存在磁性基底层。其埋深总体趋势为西浅东深、南浅北深。依据基底面深度的深、浅及其展布可以划分为4个区，即西部区、南部区、中部区及北部区。

图11.10 下扬子区加里东面深度图

图11.11 下扬子区基底深度图

（4）下古生界厚度图。下古生界厚度是从磁性基底深度中减去加里东面深度而获得的。必须指出，这个下古生界厚度中不仅仅是下古生界奥陶系及寒武系厚度，同时还包含震旦系及元古界无磁性的浅变质岩系厚度。因为磁性基底深度是通过地球物理反演方法求取磁性层顶界面深度的，而下扬子区主要磁性层是太古界，上覆元古界为弱磁性地层，因此用磁性基底深度减去加里东面深度中既有下古生界厚度，同时还包含元古界变质岩厚度。求得下古生界厚度远大于实际下古生界的地层厚度。下古生界残留厚度图如图11．12所示。

图11.12 下扬子区下古生界残留厚度图

4）深部结构

关于深部构造的研究是在前人研究工作基础上，利用近些年来新采集和收集的地球物理观测资料，应用层析成像和各种反演方法，研究下扬子及邻区的速度结构、电性结构和热结构，综合各种资料揭示地壳分界面、居里等温面、莫霍面和岩石圈底界面等深度资料，并就岩石圈结构对下扬子中古生界盆地的控制与改造作用进行了初步探讨。

（1）地壳分界面的确定与分布特征。对于下扬子地区的地壳分层，一般认为应分为上、中、下三层，如朱介寿等在其新著《中国华南及东海地区岩石圈三维结构及演化》一书中曾讨论到下扬子地块（F速度区域）的速度结构特征，并指出：下扬子地块区域，地壳厚度在32～33km，近地表约5km的深度范围内有一速度随深度快速增长的表层，向下深度增加减缓，到11km深度左右速度接近6．0km/s，在11km以下直到壳底速度增加的趋势较稳定，在20km的深度附近有可能出现速度倒转的低速层。该地区的上、中、下地层厚度均为11km左右。

结合本次在下扬子区的86个台站下方的S波速度结构，可以得到两类的速度结构：①典型的具有低速层的地壳结构，发现多数台站其低速层顶界在14～22km，这大致反映了中、上地壳的厚度；②部分台站下方地壳内部速度基本上是递增的，没有明显的低速层。

根据大多数台站下方速度曲线（图11．13为例）确定的上中地壳与下地壳分界面作为控制条件，并结合9条MT剖面的深电性结构中以高导面划分出中上地壳与下地壳分界面，将两者数据融合，将地震台站点多面广而MT资料线长点密的两者优势相结合，给出了本区地壳分界面的深度图（图11．14）。

图11.13 台站下方60km内S波速度结构及地壳分界面、莫霍面深度图

C—上中地壳与下地壳分界面；M—莫霍面

从地壳分界面图可以看出，全区分界面起伏不大，相比较而言，在华北板块，中上地层较厚，均在18km以上；大别造山带、郯庐造山带与华夏地块上中地壳厚度中等，大部分在18～20km；下扬子地块中上地层厚度最小。在下扬子地块内部，又可以划分为三个区，西面南黄海区厚度最小，为14～18km；下扬子陆区则比较复杂，发现不少局部厚度变化区，呈北西向有规则排列，变化幅度在4～6km；江南隆起西南部厚度明显减小。

（2）居里等温面的确定与分布特征。居里等温面是地球内部的一个温度界面，在此界面以下，由于温度升高，矿物岩石的铁磁性会转变为顺磁性，所以居里等温面一般也代表了磁性体的下界面。显然，居里等温面的研究对确定深部磁体结构和了解深部热状态及结构有重要意义，但是影响居里等温面深度的因素非常多，包括地表热流、地热梯度、岩石生热率、地幔热流、断裂活动、岩石物性组成等，所以由单一参数估计得到的居里等温面往往存在较多不确定性。另外，无论上述不同参数发生怎样的变化，磁性界面的起伏总是在磁异常数据中有所反映，所以通过磁异常数据的反演获得居里等温面是一种常用的方法。

磁异常数据反映了深部磁异常体的埋深、磁化率以及几何形状等信息，通过对磁异常数据的处理和解释，可以有效地揭示构造基底的起伏特征和断裂分布。根据研究的科学目的或磁异常特征的不同，可以采取很多不同的技术和方法进行磁异常数据的处理和反演，譬如可以通过欧拉反褶积来推算磁源体的埋深和大致的几何形状，或者通过数值正反演获得深部磁化率的信息，或者根据等效理论计算假定的固定厚度磁源体的等效磁化率等。通过分析化极磁异常数据的径向平均振幅谱，反演计算这一地区的居里等温面深度，即磁源体的底界深度。

图11.14 下扬子区地壳分界面深度图

通过对磁异常的反演，给出了下扬子及邻区的区域居里等温面深度图（图11．15），从该图可以看出，在苏北—南黄海中古生代稳定区居里等温面深度最大，可达30～36km，而下扬子陆区内部的芜湖—句容中古生代亚稳定区也是一个居里面相对较深的区域；周边区域明显抬升；江山—绍兴断裂则对应为居里等温面的梯度带；江南隆起区则属于居里等温面相对较浅的区域，郯庐断裂的北段则也表现为一个居里等温面的梯度带，但南段不甚明显。

图11.15 下扬子区居里等温面深度图

（3）莫霍面的确定与分布特征。莫霍面由于具有明显的速度差与密度差，容易通过地震资料和重力资料反演得到。通过下扬子区86个台站的S波速度结构较清楚地确定了陆区的莫霍面，由于海区缺少台站，以地震资料确定的莫霍面深度为控制，对上延20km的布格重力异常进行约束反演，给出了比较细致的全区莫霍面深度图（图11．16）。

图11.16 下扬子区莫霍面深度图

从莫霍面深度图可以看出以下几点：

（A）从西到东，莫霍面深度由深变浅，反映了由陆及海，地壳厚度变薄的总体趋势。

（B）郯庐断裂为明显的莫霍面梯度带，江山绍兴断裂也为一个莫霍面深度的梯度带，但仅表现在陆区，海区不明显；但华北板块与大别造山带的边界断裂（兴安断裂）是一个明显的梯度带。

（C）下扬子地块内部，除了东部偏浅及江南隆起偏深外，大部分地区莫霍面深度在30～33km，区内莫霍面深度起伏不大，说明地壳相对稳定，接近于均衡状态。

（D）下扬子地块内莫霍面等深线走向主要为北东向和北北东向，但在沿长江一带出现北西向展布特点，在周至一带出现了近东西向的梯度带，正好位于江南隆起区的北界。

上述特征说明了莫霍面深度图既保留了中古生代的构造特征，也反映了中生代以来构造活动的改造作用。

（4）岩石圈底界面的确定与岩石圈厚度分布特征。根据现有资料，确定岩石圈底界面主要有三种方法：一是利用热结构研究，用温度场确定岩石圈底界，即可确定热岩石圈厚度；二是利用天然地震资料反演得到的速度分界面，即求得岩石圈高速层底界面，这用下扬子区86个台站中的大部分资料可以确定；三是利用长周期的MT资料反演得到软流圈高导层的顶界。考虑到本区热流资料相对较少，以及求解热传导方程中地热参数的难以确定，所以选用后两种方法求取的岩石圈底界面深度作为主要依据，再用热岩石圈厚度进行融合全面求取了岩石圈底界面深度图（图11．17）。

图11.17 下扬子区岩石圈底界面深度图

从图11．17可以分析岩石圈厚度的分布特征：

（A）全区岩石圈厚度在64～100km，总体是下扬子地块相对较厚，而周边较薄。

（B）江山绍兴断裂是岩石圈厚度变化的梯度带，但郯庐断裂仅表现在北段有梯度带出现。

（C）在下扬子区地块内，苏北—南黄海中古生代稳定区是岩石圈厚度最大区，且出现了两条北西向的深度加大异常带；但在江南隆起区的怀玉山构造带则是北东向的厚度变浅区。

11.2.4 结论与认识

鉴于下扬子区中古生界地质与地球物理条件复杂，物性变化大，必须进一步加强岩石物性规律的研究和关键地球物理技术的攻关。本次研究通过深浅结合，应用“区域控制局部、深部控制浅部”思想开展深浅结合的研究对盆地研究十分必要。针对下扬子中古生界目标展开了关键地球物理技术进一步研究，取得了一定进展。研究采用了针对中深层目标的常规处理加叠前时间偏移的处理方法，对部分地震资料进行了重新处理；研制了断裂与火成岩的重磁提取与判别系统，对下扬子全区的重磁资料进行处理，为解释提供了新的处理手段；在以往研制的MT全频段偏移成像方法基础上研究了提高中深层分辨率的大地电磁梯度成像技术和提取局部异常的大地电磁分频反演技术，针对10条MT测线进行了相应处理，取得了明显的地质效果；研制了物性随机分布的共网格型的重、磁与地震、MT与地震的联合反演方法，在下扬子区得到了应用。

这次以下扬子区的地震观测台网的远震资料为基础、用接收函数反演地壳与下地幔机构，对下扬子及邻区地震观测资料用层析成像方法反演岩石圈速度结构，再结合重力、MT、人工源地震测深和地热场资料分别求取了地壳分界面、居里等温面、莫霍面和岩石圈厚度，探讨了它们的分布特征及对中古生界残留盆地的改造作用。

综合地质地球物理研究给出了下扬子区主要断裂与火成岩分布图，确定断裂45条，圈定火成岩331个，在全面揭示海陆连片的断裂、火成岩分布以及突出反映中古生界的构造格架方面有了新的进展。

综合前人的研究，认为下扬子地区海相中古生界的主要构造样式是在印支期以来的三期构造改造以后形成的。

（1）晚印支—早燕山期南北挤压逆冲推覆不对称对冲构造样式。下扬子地块北缘以苏北—南黄海稳定块向北作用陆内俯冲（A型俯冲）下插苏鲁造山带为主体构造，而苏鲁造山带则呈现了向南冲递冲推覆构造，表现为叠瓦式递冲断层以及伴生的曳引褶皱，其前缘抵达建湖隆起。下扬子地块南缘则以江南造山侧向挤压造成前缘（浙北—苏南）的盖层滑脱（逆冲断层伴生的曳引褶皱）为其主体构造，其前锋也向北推进到周至断裂一带，并形成了沿江不对称对冲构造格局。

（2）中燕山期NNE走滑构造的样式。郯庐断裂系自印支期启动以来在燕山期左旋走滑构造达到高峰，这一时期的规模巨大的走滑旋扭构造作用形成了拉分盆地和旋扭挤压共同作用下的花状和半花状构造以及旋扭拉张作用下的铲状正断层和半地堑的断陷构造。

（3）燕山晚期—喜山期伸张构造样式。这一时期郯庐断裂系从左行转为右行，下扬子中古生代早期构造也由挤压性质转变为伸展构造，喜山晚期时呈现构造反转。

以地质为基础，采用地震和重磁电综合反演与解释、基干剖面与平面相结合，反演了本区的印支—早燕山面、加里东面（前志留面）和基底面，并在此基础上求取了全区中生界、上古生界和下古生界厚度图，进一步认识了它们的分布特点，为构造区划和油气勘探提供了重要依据。

利用磁异常反演确定了磁性基底面的深度，认为它主要反映了该区区域性磁性层—太古界—下元古界的深变质岩，采用反演视磁化率和视密度分布的方法，结合地质讨论了其物质组成，认为全区按基底属性可分为5个区：宿迁—千里岩太古界—下元古界变质岩区、连云港元古界变质岩区、南黄海太古界及元古界变质岩区、苏浙皖—勿南沙元古界变质岩区和九岭元古界变质岩区，其中南黄海太古界及元古界变质岩区埋深大、厚度变化小、宽缓构造、断裂不发育、岩浆活动弱，推断为一个稳定地块，为研究确定“南黄海陆核”提供了新的依据。

在研究工作基础上，以区域构造演化、区域断裂分布、基底结构特征、中古生界残留厚度分布与构造特征、中生代以来构造活动的改造作用和地球物理场特征为依据进行了构造区划，共划分了华北板块、大别造山带、苏鲁造山带、下扬子地块和华夏地块等5个一级构造单元，进一步对大别造山带划分为北淮阳断陷区和大别超高压变质区，对苏鲁造山带划分为鲁东构造区和郯庐构造区，对下扬子地块则划分为苏北—南黄海中古生代稳定区，芜湖—句容中古生代亚稳定区，南京—南通中古生代沉降区和江南隆起区，这个构造区划与前人有所不同，突出了中古生界构造区划，对基础地质与油气勘探具有参考价值。

从下扬子区磁力ΔT异常图、化极磁力异常图以及上延不同和小波变换后的磁力异常图首先发现在北纬32°30′～35°30′、东经118°00′～123°00′范围内有一个走向北东近似椭圆的宽缓的低值磁异常区，它与周围由串珠状磁力高形成的环状异常带形成鲜明的对照。

从磁异常特征结合地质综合分析，这个椭圆的宽缓磁力低反映了磁性基底埋藏深和岩浆活动不发育的明显特点。结合该区海相下构造层顶面深度和磁性基底深度图深度偏深的特点，以及苏北东部及南黄海北部坳陷中古生界沉积厚的特点，可以认为这个区域具有基底埋深大、岩浆活动不强烈和中古生界沉积厚度大的特点，推断它是一个中古生界沉积厚、受燕山期以来岩浆活动与构造运动相对较弱的一个稳定地块，在构造区划上属苏北—南黄海中古生代稳定区，应该在下一步勘探工作中作为重点研究。