江西相山铀矿田古火山口探讨

江西相山铀矿田古火山口探讨
GUO Fusheng;WANG Zhe;YANG Qingkun;LI Guangrong;ZHOU Wanpeng;ZHANG Yuntao;YING Yanggen;LIU Linqing;WU Zhichun;YANG Haiyan;LI Jianfeng
【摘要】江西相山火山盆地发育我国第一大、世界第三大火山岩型铀矿田,盆地盖层主要为早白垩世流纹英安岩和碎斑熔岩,这两套火山岩亦是研究区内主要的赋矿
岩石,与铀多金属矿化有关的垂向蚀变幅度达千米.近年来,相山铀矿田地质勘查取得了令人瞩目的进展,然而对于矿床的成因及产状等方面仍存在争论,部分原因在于,对流纹英安岩和碎斑熔岩的火山机构研究不够深入.通过对相山矿田的遥感地质解译、碎斑熔岩流动构造测量、磁化率各向异性(AMS)及大地电磁测量(MT)等研究,获得
火山通道位置.相山火山盆地流动构造不发育,根据火山集块岩、熔岩中出露的变质
岩捕掳体及其长轴统计,结合AMS数据,指示鹅湖岭期碎斑熔岩主火山口位于相山顶,河元背、严坑、柏昌和如意亭为4个次级火山口,而书塘地区可能是打鼓顶期流纹英安岩的火山通道所在.这些推测的火山口在遥感影像上得到环形、放射状构造
的印证.相山火山盆地19条MT剖面显示:盆地基底变质岩系与上覆火山岩盖层之
间呈连续的水平低阻异常带,不整合界面清晰;打鼓顶组火山岩呈似层状产出,主要分布于盆地西部,并在河元背-船坑-杏树下一带识别出近东西走向的厚层流纹英安岩
凹槽;鹅湖岭组火山岩总体呈蘑菇状,中心位置(相山主峰)发育自下而上贯通式的低
阻异常,推测为鹅湖岭组碎斑熔岩喷发的通道相(火山颈相).综合研究表明,相山地区
打鼓顶期主要火山通道位于相山顶或其西侧书塘地区,可能存在河元背次级岩浆通道;鹅湖岭期火山活动主岩浆通道位于相山顶,次岩浆通道位于河元背、阳家山、严
坑和柏昌,岩浆通道具有继承性和发展性.
【期刊名称】《大地构造与成矿学》
【年(卷),期】2019(043)003
【总页数】14页(P528-541)
【关键词】相山火山盆地;古火山口;流动构造;磁组构;大地电磁测深
【作者】GUO Fusheng;WANG Zhe;YANG Qingkun;LI Guangrong;ZHOU Wanpeng;ZHANG Yuntao;YING Yanggen;LIU Linqing;WU Zhichun;YANG Haiyan;LI Jianfeng
【作者单位】
【正文语种】中文
【中图分类】P613
江西相山火山盆地发育我国第一大、世界第三大火山岩型铀矿田, 吸引了大量的勘探投资及科学研究。

该盆地呈椭圆形, 火山岩出露面积300余平方千米, 盖层主体为早白垩世的流纹英安岩、碎斑熔岩以及花岗斑岩, 与铀矿化有关的蚀变垂幅达千米(李邦达, 1993; 陈正乐等, 2011, 2015; 张万良, 2015; 郭福生等, 2015)。

近年来, 矿田地质勘查取得了令人瞩目的成绩, 一批新矿床与矿产地被发现, 老矿床规模亦不断扩大。

钻孔资料显示, 铀矿化岩石的下部存在达工业标准的Pb-Zn-Ag矿脉带, 如河元背等矿床。

这些矿床勘探程度相对较高, 显示铀多金属矿化发育在呈火山颈状的火山岩中, 指示火山通道与矿化可能存在联系。

此外, 在河元背‒船坑‒杏树下一带识别出近EW走向的厚层流纹英安岩凹槽, 且相山铀矿田西部已探明的主要铀矿床都分布在该凹槽内或其边缘(谢国发等, 2015)。

随着研究的不断深入, 争论也从未间断: ①盆地是否有多个火山口, 流纹英安岩与碎斑熔岩是否通过相同的火山
通道往上运移物质？②赋矿部位常为断裂与火山岩层交汇处, 但它是否受火山口及塌陷火山构造控制？其争论的焦点之一在于盆地火山通道的位置。

为此, 笔者通过对流纹英安岩及碎斑熔岩等进行磁组构、MT测量、遥感解译、地表流动构造测量等研究, 以期对相山铀矿田古火山机构有更深入的了解。

相山火山盆地位于华夏板块湘桂赣地块北东缘乐安‒抚州断隆带上, 北距钦杭结合带约50 km, 东距鹰潭‒安远大断裂约15 km(图1)。

该区遭受了扬子‒加里东期、海西‒印支期造山作用, 燕山期处于NEE向赣杭构造火山岩带西南端与近SN向赣中南花岗岩带的交接地带, 发生了强烈的构造‒岩浆‒成矿作用(杨水源等, 2010; 毛景文等, 2011; 毛建仁等, 2013;郭福生等, 2015, 2016)。

区域上, 基底浅变质岩系经历了南北向挤压的雪峰‒加里东期构造运动(Shu et al., 2015), 形成一系列NEE向褶皱, 断裂构造以NE向为主导, NW向断裂从属于NE 向或与其构成共轭断裂, 近SN向断裂形成时间较晚, 常穿切NE向和NW向断裂(林子瑜等, 2013; 胡宝群等, 2015)。

盆地盖层主要为流纹英安岩和碎斑熔岩。

流纹英安岩呈条带状, 主要分布于盆地的西北部, 其中部和下部夹紫红色薄层凝灰质粉砂岩、砂页岩, 上部常见熔岩集块岩或熔岩角砾岩, 其集块、角砾成分与胶结物的成分一致, 均为流纹英安质, 是矿田内主要赋矿矿石之一。

碎斑熔岩几乎遍布整个盆地, 分为边缘亚相、过渡亚相和中心亚相(表1)。

该区火山活动具有明显的旋回性和多阶段性特征(吴仁贵, 1999; 吴仁贵等, 2003), 具体可分为两个亚旋回, 第一亚旋回为熔结凝灰岩、流纹英安岩构成的打鼓顶组及侵入其中的流纹英安斑岩(141~ 135 Ma), 第二亚旋回为熔结凝灰岩、碎斑熔岩构成的鹅湖岭组及侵入其中的沙洲单元粗斑花岗斑岩(135~132 Ma), 分别构成了喷发‒溢流(侵出)‒侵入的完整岩浆产出过程, 体现了两个亚旋回由强到弱的火山活动过程(杨水源, 2013; 郭福生等, 2015)。

相山铀矿田火山构造包括火山基底隆起、火山喷发盆地和火山塌陷构造。

变质基底存在戴坊‒崇仁、宜黄‒招携两个火山基底隆起。

火山喷发盆地为一轴向近东西向的椭圆形盆地, 长达25 km, 宽近16 km, 中心位于相山主峰一带, 主要由鹅湖岭组组成, 打鼓顶组出露较少。

火山塌陷构造主要分布于盆地的东部、北部和西部, 表现为火山层间滑动和断块塌陷构造, 已有研究表明火山塌陷构造与铀矿化的关系较为密切, 其与断裂构造复合处都是铀矿床形成的有利部位。

岩浆在流动过程中造成变质岩捕掳体或者长石等矿物呈现一定规律的分布, 即其扁平面与岩浆流面一致, 其长轴与岩浆流动方向平行, 因此碎斑熔岩中的捕掳体或者长石在平面上应呈放射状分布, 交点位置是火山口的所在位置(陶奎元, 1992)。

野外勘查发现具有定向性的构造要素包括: 浆屑、流纹、捕掳体、晶屑和花岗质“团块”等(图2)。

碎斑熔岩的流面不发育, 构成流线的主要要素为长柱状变质岩捕虏体及钾长石碎斑。

捕虏体形态及大小变化较大, 多数为棱角状、浑圆状, 其长轴可达30 cm, 长宽比变化较大, 反映岩浆的快速流动。

相对于碎斑熔岩来说, 流纹英安岩的流动构造较为发育, 包括流面及流线。

流面为岩浆流动过程中含铁物质析出形成, 可见细小的板条状高温长石呈定向排列; 流线构造则为长石斑晶定向排列。

本次研究主要对碎斑熔岩中发育的长条状变质岩捕掳体和长石的长轴进行测量, 由于受野外露头、植被、水系、风化等条件的制约, 共得到产状数据点164个。

为了对流线产状进行更合理科学的统计分析, 对测量点的分布情况进行分区处理。

分区依据是: ①线状构造(变质岩捕掳体和长石)的走向在整个研究区内较杂乱, 但在局部具有一定的方向指示性; ②火山通道不具唯一性, 同时熔岩流动方向受当时的地形影响而变得更为复杂; ③测量点分布不均匀, 盆地内部较多, 边缘较少, 所以分区单元在盆地内部用小圆, 边缘用大圆。

对碎斑熔岩分布区划分出20个区, 其中2~10号为大圆, 1号和11~20号为小圆(图3)。

通过Dips软件对20个区内的产状进行统计分析, 共作出18个走向玫瑰花图, 其
中1号和3号圆因数据不足而没有成图。

从图中可看出, 盆地边缘大圆和靠外侧的小圆玫瑰花图走向明显指向相山火山盆地中央(图3), 表明主火山口的位置可能在盆地中央。

(1) 火山口(H1)分析。

11号圆玫瑰花图走向近EW向, 19号圆走向NE-NNE向, 18号圆走向近NS向, 11-18-19号圆外围(即9、10、2、12、13、20、17号圆)玫瑰花图走向均较明显的指向11-18-19号圆中心。

因此H1在走向玫瑰花图上具备构成一个火山口的条件。

11-18-19号圆中心出露的岩石为碎斑熔岩中心相, 向外依次为碎斑熔岩过渡相和边缘相, 造成三个亚相的岩石学特征不同主要是由于岩石冷凝的速率不同, 即中心相碎斑熔岩热量散失慢, 基质结晶时间长, 粒度大。

因此从岩石学的角度, H1也具备构成火山口的条件。

11-18-19号圆中心处于相山‒巴山‒脑似上之间, 周边海拔高, 高山林立, 作为一个火山塌陷盆地, 相山顶北西侧约2 km处在地形上也具备构成火山口的条件。

(2) 火山口(H2)分析。

5号圆玫瑰花图走向近NE向, 14号圆走向杂乱主要呈NE 向和NW向(有可能NE向产状指向H1火山口, NW向产状指向另外一个火山口), 15号圆走向近NS向。

5-14-15中心可能构成一个火山口, 虽然在玫瑰花图走向上特征不太明显, 但还是有一定的指示作用。

5-14-15圆中心处于芙蓉山‒小芙蓉山‒凤山中间, 在地形上具备构成火山口的条件, 推测5-14-15中心阳家山处为一火山口(H2)。

(3) 火山口(H3)分析。

6号圆玫瑰花图走向近NS向, 7号圆走向近SSE向, 15号圆走向近NS向, 16号圆走向比较杂乱, 呈SE向和SW向(推测SE指向H1火山口, SW向产状指向另一个火山口)。

6-7-15-16号圆玫瑰花图对火山口有一定的指示作用, 推测其间的河元背(H3)为一火山口。

在河元背北侧和西侧断续出露呈环状分布的早白垩世晚期花岗斑岩岩墙、岩脉, 为该处火山口提供了重要佐证。

在ALOS影像上, 相山火山盆地的环形构造特别醒目, 组合方式极为复杂。

根据组
合方式不同, 可分为主体环形构造和次级环形构造(图4)。

主体环长轴约23.7 km、短轴17.6 km, 具有多圈层结构, 可以分为外环、中环和
内环三圈结构。

从外环到内环呈偏心式展布, 即中环和内环向外环北侧、北东侧靠拢, 向西、向南逐渐撒开(图4)。

从地质结构来看, 内环具有典型的环状和放射状特征, 是环状和放射状断裂在遥感图像上的表现, 反映了碎斑熔岩喷溢的主体通道。

主体环圈层的偏心结构, 一方面反映了碎斑熔岩喷溢的总体方向, 即大量碎斑熔岩
从内环涌出后, 总体向外环西部、西南部方向喷溢; 另一方面说明, 随着大量碎斑熔岩岩浆的喷出, 深部岩浆房空虚, 在上部大量碎斑熔岩的重力作用下, 沿着主体环圈层各边界发生大规模的、不同程度的火山塌陷, 形成偏心式塌陷构造, 即破火山构造。

打鼓顶期主要发育流纹英安岩, 该类岩石的环形构造影像多以单个近圆形的色调异常和地貌异常为特征, 个别具有放射状和环状断裂影像特征。

其规模普遍较小, 直
径为1.1~1.9 km。

出露的地层主要由打鼓顶组流纹英安岩以及平行不整合于其上的鹅湖岭组火山碎屑岩组成。

据此推测, 这类环形构造影像为隐伏半隐伏火山通道。

属于这类环形构造的有石宜坑、济河口、堆头、如意亭等4个环形构造(图4)。

值得注意的是, 这四个环形构造中均见有火山集块岩。

但实际上, 在环与环之间或多
或少也见有火山集块岩或火山角砾岩, 有时还见有隐爆角砾岩。

这种现象说明, 该
期的火山活动可能呈带状分布。

从这四个环形构造大致呈东西向展布的特点可以说明, 该区深部可能存在与此相对应的隐伏大断裂, 4个环形构造则相当于在这条深大断裂带上的4个火山口。

鹅湖岭期主要为碎斑熔岩, 该岩石的环形构造多以双层圆形或椭圆地貌异常为主,
色调异常次之, 放射状断裂影像特征明显。

其规模普遍较大, 直径为1.7~3.5 km。

地貌异常主要表现为: 内环一般为圆形负地形, 外环一般为圆形或椭圆形山体, 个别为近圆形的斜坡地形。

环内出露地层主要为鹅湖岭组碎斑熔岩。

在外环边界上及其
附近常有花岗斑岩岩墙、岩脉、岩枝出露, 环内局部地段常常见有火山集块岩。

据此推测, 这类环形构造影像为相山主体火山机构的次级火山通道。

该类环形构造共有4个, 分布于河元背、阳家山、严坑和柏昌(图4)。

在相山火山盆地设计了16条磁组构采样线路、93个采样点, 用便携式汽油钻机采集了920个岩心, 其中流纹英安岩435个, 碎斑熔岩485个(图1)。

为了避免富含磁性的磁铁矿脉体等对磁罗盘测量的影响, 使用太阳罗盘对磁罗盘读数进行校正。

取出的岩心在实验室经过加工制作成直径2.5 cm、高2.2 cm的标准样品以供进
一步测试。

所有岩心样品的磁化率各向异性测量及磁化率‒温度测量均在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成, 测量仪器为捷克Agico公司生产的KLY-3S 卡帕桥磁化率仪。

部分样品送到中国科学院地质与地球物理研究所进行磁滞回线测量, 所用仪器为MicroMag3900振动样品磁力仪。

磁化率各向异性数据使用Agico公司Anisoft42软件进行Fisher统计。

在测试过程中, 为了验证仪器的稳定, 对其中10个采样点的岩心样品进行了重复测试。

为了确定磁化率的载体, 进行了磁滞回线与K-T曲线(磁化率‒温度)测量(图5)。

在加热过程中, K-T曲线在310 ℃时下降明显, 表明样品中可能存在磁赤铁矿或者磁黄铁矿, 在580 ℃处的下降表明磁铁矿(磁铁矿的居里温度约为575~585 ℃)的存在。

K-T曲线测试结果表明, 相山火山盆地中流纹英安岩主要的携磁矿物为磁铁矿和磁赤铁矿(或者磁黄铁矿), 含部分硫化物及钛铁矿物; 碎斑熔岩的携磁矿物基本为磁铁矿, 可能含有少量硫化物及钛铁矿物。

磁滞回线结果表明, 流纹英安岩和碎斑熔岩的磁滞回线(图5c、d)均表现出铁磁性矿物的磁性特征, 多数样品都有着相对低的Hc及Mrs/Ms值(0.07~ 0.5)(表2), 指示流纹英安岩和碎斑熔岩中的磁铁矿在粒径分布上以PSD(假单畴)到MD(多畴)为主, 但部分样品中含有SP(超顺磁)颗粒。

本次研究表明, 碎斑熔岩有高平均磁化率(Km), 多数集中在1000~3000; 多数的样品都表现出扁平的磁化率量值椭球体(图6)。

磁化率各向异性度(Pj)均小于1.1, 并且随着磁化率的增加并没有明显增加的趋势, 说明后期构造作用对岩石磁组构影响不大。

研究区的流纹英安岩以湖溪为界, 分为东西两部分(图7)。

东部的流纹英安岩绝大多数表现出低角度或者近水平NW-SE方向的磁线理, 西部的流纹英安岩则表现出NNE-SSW方向的磁线理, 可能反映其主火山口位于邹家山铀矿床南侧的书塘附近, 但是并不排除位于相山顶的可能性, 因为书塘以东相山顶以西的地表之下存在大面积流纹英安岩。

打鼓顶期还可能存在河元背次火山口。

碎斑熔岩的磁线理方向变化较大, 可能与多个火山口或者当时地形有关。

从相山顶到湖溪镇的大面积碎斑熔岩的磁线理呈现NWW-SEE向, 游坊‒响石一线的碎斑熔岩的磁线理为近NE-SW向, 反映出岩浆流动中心为相山顶。

大体上可以看出, 鹅湖岭期火山活动主火山通道位于相山顶, 次火山通道位于柏昌、严坑、河元背、如意亭。

在大量岩石物性参数测量的基础上, 在火山盆地中布置了19条MT剖面(2条骨干剖面和17条精细剖面), 揭示出2000 m以浅主要地层、岩体和断裂带等目标地质体的三维展布特征(郭福生等, 2017)。

总体上来看, 基底变质岩表现为高密度、偏低磁性, 其中各组下段主体为石英片岩类, 表现为高阻; 上段主体为千枚岩类, 表现为中低阻。

基底加里东期花岗岩体则表现为高阻、低密度、偏高磁性特征。

打鼓顶组(K1d)主体为流纹英安岩, 表现为中‒偏低阻、中密度、偏低磁化率。

鹅湖岭组(K1e)主体为碎斑熔岩, 表现为高阻、低密度、中等‒偏高磁化率。

多数MT反演剖面显示火山盆地范围内整体上表现出两层一带一柱式结构特征。

深部高阻地质体, 主要分布于–1000 m标高以下, 结合其高密度、低磁的特点, 主体解释为基底变质岩(石英片岩类岩石为主)。

浅部高阻地质体, 主要分布于–500 m以上, 是厚度大、似层状鹅湖岭组(K1e)火山岩的反映, 部分地段厚度可达2000 m。

在鹅湖岭组火山岩(K1e)与基底岩系之间(–100~–1500 m标高), 存在比较连续的
低阻带, 反映不整合界面及存在偏低阻的打鼓顶组火山岩(K1d)(图8)。

在相山顶附近MT-10、11、12等3条剖面自下而上呈现出穿透式的垂向柱状低
阻异常带。

低阻带总体上表现为自下向上收窄, 然后又向东南方向撒开的形态特征。

结合其低重力、显著高磁, 以及空间上穿插于鹅湖岭组火山岩等特征, 推断为鹅湖
岭组火山岩的通道相(火山颈相)。

之所以表现为低电阻率而非鹅湖岭组火山岩高电阻率特征的原因, 可能是火山通道岩石遭受长期而强烈的构造活动和热液蚀变作用所致。

区内重要断裂构造带在MT反演结果中也得到反映, 常表现为陡倾的高‒低阻梯度带, 在TM模式图中有低阻异常对应。

鹅湖岭组碎斑熔岩的产状由四周往内倾, 并且火山盆地在平面上呈现近椭圆形, 剖
面上呈南北对称、东陡西缓的漏斗状(方锡珩, 1982), 因此多数地质工作者认为这
是一个塌陷火山盆地, 碎斑熔岩主火山口位于相山主峰附近(李邦达, 1993; 张万良, 2012; 周万蓬等, 2015)。

该结论得到重力资料的支持, 相山主峰周围10余平方千
米出现明显的负异常(邱爱金, 2001), 指示相山顶区域内存在一个或数个巨型的古
火山通道。

魏祥荣和龙期华(1996)尝试通过遥感与重力相结合探讨相山火山岩盆
地的构造, 然而对火山通道位置的讨论较少。

陈正乐等(2011, 2015)通过地貌分析、遥感技术等对相山铀矿田火山构造特征进行了讨论, 认为: ①该盆地中部的相山主
峰及芙蓉山是两个古火山口; ②存在石马山等6个面积大约为10 km2的次级火山机构。

笔者综合野外流动构造要素、遥感解译、AMS及MT数据等, 对相山古火
山口位置进行了探讨。

碎斑熔岩中的捕掳体(基底变质岩、打鼓顶组砂岩、其他火
成岩岩块)自边缘相到中心相呈减少的趋势, 花岗质“团块”仅在中心相中出现。

此外, 火山集块岩由于其形成过程的特殊性, 多分布于火山口附近或充填于火山口中, 集块大小不一、分选性差, 被岩浆物质胶结。

火山集块岩主要出露在相山顶、柏昌等十余处。

Thomson et al. (2008)的研究表明火山集块岩多分布于火山口附近或
充填于火山口中。

周万逢(2015)曾试图统计火山集块岩的出露位置, 与磁组构、
MT等研究成果有一致之处, 但受限于火山集块岩的出露情况, 此研究方法存在一定的局限性。

但这些野外地质要素对火山口位置的判断依然可以提供约束(图9、10)。

野外流动构造要素的测量显示, 在相山顶、阳家山和河元背存在三个古火山口, 其
中相山顶的古火山口几乎得到前人与本研究所有数据的支持。

在ALOS影像上, 相山火山盆地以其醒目、具有复杂结构的环形影像特征突显于图像中, 其组合方式极为复杂, 呈现出大环套小环, 环中还有多个次级小环的组合方式。

如此复杂环形影
像很可能是与多个古火山口有关, 可从中解译出9个疑似火山口, 部分解译结果可
能受到了后期岩石的出露、地形等的影响, 导致其解译结果与磁组构、MT存在一
定的差异。

无论是流纹英安岩还是碎斑熔岩, 其磁化率各向异性度(Pj)并没有随着磁化率值(Km)的增加而增加, 并且Pj值多数集中在1.01~1.04之间, 反映熔岩磁组构未受到后期构造作用的破坏。

为了检验磁组构数据中磁线理反映的地质意义, 在邹家山矿床北侧约400 m处布置磁组构采样点, 该采样点流面发育, 经过流面校正后, 磁化率各
向异性数据指示熔岩流呈现NW-SE向流动(图11), 与野外观测相符。

碎斑熔岩的
磁线理方向变化较大, 这种变化很可能与多个火山口及其分布位置有关。

从相山顶到湖溪镇大面积碎斑熔岩的磁线理呈现NWW-SEE向, 游坊‒响石线路的碎斑熔岩的磁线理为近NE-SW向, 这指示相山顶为一火山口; 如意亭南侧500~1500 m地区的碎斑熔岩13个采样点的磁线理呈环状, 亦指示火山口的存在; 由于地表植被覆盖的关系, 相山顶东侧、南侧的柏昌及严坑地区的碎斑熔岩的采样点较少, 但从已
有采样点的磁线理来看, 它们呈近环状, 推断该两处亦存在火山口。

对于MT结果, 在目标地质体的解译过程中, 也充分考虑了地质体在地下深部与地
表浅部的物性差异, 以及地质单元尺度与物探点距之间的关系。

总体上, 解译质量
是比较高的, 具体不同目标地质体的解译可信度分析如下: 下白垩统火山岩系与青
白口系变质岩系之间的不整合界面具有比较典型的电性特征, 表现为近乎连续的低阻异常带, 其上下地质单元在密度上存在比较显著的差异, 该界面的解译具有较高的可信度。

上白垩统沉积岩系岩性和地质结构比较简单, 物性上表现为低阻特征, 其解译的可信度较高。

下白垩统鹅湖岭组与打鼓顶组火山岩系电性上具有一定差异, 前者主体表现为高阻, 后者主体表现为偏低阻, 两者基本上能够加以区分; 但是鹅湖岭组火山颈相也具有偏低阻特征, 这主要是从地质结构和物性分析的基础上区分出来的; 火山岩系岩性和地质结构很复杂, 其解译总体上与已知地质勘探事实吻合, 但也存在一些不确定性。

早白垩世花岗斑岩多呈缓倾(相山盆地南部和东部)或陡倾(相山盆地北部和西部)脉状, 沿着断裂构造或地质单元界面侵入, 总体上其厚度远远小于物探测量点距, 尽管其样本表现为高阻, 但在物探剖面上, 其电性特征并不表现为高阻, 而是表现为断裂构造或界面所具有的低阻特征, 该目标地质体的解译多依赖地质分析, 具有很大程度的推断性。

基底变质岩系在电性上表现出高阻(石英片岩类)和低阻(千枚岩类), 在重力上表现为高密度, 其解译总体上是可靠的; 侵入其中的晚古生代花岗岩电性上表现为高阻与低密度, 在电性上不能与石英片岩类变质岩系区分, 该目标地质体的解译多依据重力二维反演并结合地质结构分析, 其解译结果存在一些不确定性, 可信度有待进一步提高。

北东向、南北向区域性主干断裂在不同剖面均表现为一定规模的连续的低阻异常带, 结合地表地质图和勘探资料加以厘定, 其可信度较高; 而北西向构造与物探剖面方向基本一致, 主要由地质分析来确定, 推测性较大。

综上, 相山火山盆地打鼓顶期流纹英安岩火山口位于相山顶或其西侧(书塘附近), 次火山口位于河元背。

鹅湖岭期碎斑熔岩的主火山口也位于相山顶附近, 其周围分别有河元背、阳家山、严坑、柏昌等4个规模相对较小的次火山口(图11)。

火山机构具有继承性和发展性。

致谢: 感谢中国地质科学院地质力学研究所陈正乐研究员、核工业270研究所张万。