根據(jù)斯特金湖火山雜巖二維曲線地震反射數(shù)據(jù)解析淺層三維構(gòu)造

1、根據(jù)斯特金湖火山雜巖二維曲線地震反射數(shù)據(jù)解析淺層三維構(gòu)造 原著：Mladen R.Nedimovic And Gordon F.west摘要：在理論上，通過(guò)處理二維反射道數(shù)據(jù)為三維數(shù)據(jù)陣列，從二維曲線地震反射數(shù)據(jù)中可以獲得部分三維構(gòu)造的信息。但是，這種潛在的用途很少，甚至是很少被完全開(kāi)發(fā)出來(lái)。本文我們?yōu)榱搜芯咳S構(gòu)造對(duì)來(lái)自加拿大安大略湖北西部的斯特金湖太古代綠巖層的高分辨率二維曲線的礦場(chǎng)勘探數(shù)據(jù)應(yīng)用了新設(shè)計(jì)的程序。另外根據(jù)該區(qū)近20年采礦活動(dòng)所積累的地質(zhì)數(shù)據(jù)的分析結(jié)果我們進(jìn)行了仔細(xì)檢查。該區(qū)表現(xiàn)出很高的反射率，甚至在使用標(biāo)準(zhǔn)的二維數(shù)據(jù)處理方法時(shí)也是這樣。但是因?yàn)樵搮^(qū)剖面的地層傾角明顯較陡，以及

2、多數(shù)可識(shí)別的接觸界面不直接位于處理和采集測(cè)線之下，所以特殊數(shù)據(jù)處理過(guò)程還是很必要的。 盡管因?yàn)榍€數(shù)據(jù)集的局限性而在建構(gòu)的圖像中存在一定數(shù)量的背景噪聲，但是大量的反射事件仍相當(dāng)清楚地表現(xiàn)在三維成像中。采集和處理測(cè)線的走向?yàn)楸睎|-南西向，所觀察到的大量反射事件的走向?yàn)榻鼥|西向，傾向?yàn)楸?。在較上部的1.5KM處，這些反射事件可以很好地與預(yù)期的鐵鎂-長(zhǎng)英質(zhì)火山巖層相對(duì)比，而在里昂湖，巨厚的火山成因銅-鋅硫化物礦床的附近，它們與鉆探信息很好地吻合。三維處理剖面成功地成像出里昂湖沉積物內(nèi)的控礦逆沖斷層、火山錐內(nèi)部的接觸關(guān)系（包括貝德曼灣次火山侵入雜巖的頂部）和火山巖地層中的褶皺構(gòu)造。結(jié)果表明有限偏移的簡(jiǎn)

3、單三維地震勘探和地層傾角的排列對(duì)于在這種類型的地質(zhì)環(huán)境下成像構(gòu)造是具備條件的。簡(jiǎn)介 在過(guò)去的二十年期間，地震反射方法已經(jīng)從相對(duì)簡(jiǎn)單且連續(xù)巖性界面的成圖發(fā)展到了在一定的波長(zhǎng)-相關(guān)分辨率限度內(nèi)對(duì)幾乎任何復(fù)雜的幾何形狀的巖體物理性質(zhì)成像的常規(guī)方法。許多方法上的改善對(duì)這一進(jìn)展起到了作用，例如較好的礦場(chǎng)設(shè)備和高級(jí)的成像再建技術(shù)。但是，這種進(jìn)展主要來(lái)自于所謂的三維地震勘探技術(shù)。在三維勘探方法中，震源點(diǎn)分布在整個(gè)研究區(qū)而且每一個(gè)震源都由一個(gè)大的、成片分布的陣列檢波器來(lái)接受地震波。與標(biāo)準(zhǔn)的二維地震方法截然不同的這種分布，震源和檢波點(diǎn)沿著獨(dú)立的剖面定位。三維地震勘探在對(duì)復(fù)雜的沉積構(gòu)造進(jìn)行油氣勘探具有顯著的效果。

4、在結(jié)晶的火成巖-變質(zhì)巖地層中，三維地震勘探數(shù)據(jù)也帶來(lái)了構(gòu)造成像方面的成功經(jīng)驗(yàn)（例如，Milkereit等，2000；Pretorius等，2000）。在這樣的研究對(duì)象中，不同巖性變化的物理性質(zhì)差別與沉積盆地的巖性差別通常要弱而且?guī)r性接觸關(guān)系的幾何形狀更為復(fù)雜。 在礦產(chǎn)勘探中，地球物理方法如磁法、重力、電法和電磁技術(shù)已經(jīng)證明他們是非常有效的。但是，這些方法的空間分辨率和探測(cè)能力方面隨著深度的增加會(huì)逐漸的降低。新興的三維地震勘探對(duì)于在深度方面改善分辨率的能力是令人振奮的，不過(guò)其成本偏高。因此在使用二維數(shù)據(jù)采集方法時(shí)如果決定使用某些改善的技術(shù)則對(duì)于降低成本來(lái)說(shuō)是關(guān)鍵的。二維地震勘探技術(shù)至少在地殼范圍

5、內(nèi)，在結(jié)晶的陸殼上對(duì)大深度、大尺度構(gòu)造提供了某些信息（例如，Clowes等，1999）。 本文的目的是說(shuō)明通常對(duì)高質(zhì)量成像具有明顯不利影響的二維勘探的某個(gè)領(lǐng)域在一般情況下如何能夠轉(zhuǎn)變?yōu)橛欣蛩?，尤其是在處理傾角較大的復(fù)雜構(gòu)造時(shí)。該領(lǐng)域在因?yàn)檎鹪春蜋z波器的位置與彎曲的探測(cè)剖面一致并且?guī)r性界面不是平面（二維）而失敗的標(biāo)準(zhǔn)二維成像方法中稱作“曲線問(wèn)題”。如果數(shù)據(jù)采集測(cè)線足夠的彎曲，那么這種探測(cè)就可以認(rèn)為是窄幅的三維地震勘探，它是存在不規(guī)則數(shù)據(jù)密度的平均剖面，這樣一來(lái)，對(duì)此我們就可以應(yīng)用三維成像技術(shù)，盡管還存在某些重要的限制條件。 作為一個(gè)例子，我們說(shuō)明一下在加拿大安大略北西于1997年由偌蘭達(dá)公司所

6、做的工作，它是根據(jù)高分辨率二維曲線地震反射勘探所得到的結(jié)果。該反射數(shù)據(jù)覆蓋了陡峭的北南傾向的南斯特金湖太古代變質(zhì)火山巖層序。該層序包含許多小的、多金屬的火山成因的巨厚硫化物堆積。該勘探以試驗(yàn)的目的與成為西部?jī)?yōu)質(zhì)橫剖面一部分的地殼深度的地震反射勘探一起被進(jìn)行，在附近用巖石探針記錄。該數(shù)據(jù)以高分辨率進(jìn)行記錄，40米的激發(fā)距離，20米的接收距離，而且高頻反射特征在激發(fā)記錄中可以觀察到。但是，最初嘗試構(gòu)造成像是通過(guò)使用二維處理方法，尤其在時(shí)間上小于0.5秒（1.5公里的穿透深度），因?yàn)榍€問(wèn)題而不成功。 一些研究者講到了在二維地震數(shù)據(jù)處理中的曲線問(wèn)題，某些研究者甚至嘗試從曲線數(shù)據(jù)中提取三維構(gòu)造信息。但

7、是，該方法依然大量地保留著數(shù)據(jù)成像的標(biāo)準(zhǔn)二維方法。在該方法中選擇了平坦的或直線的處理以及障礙線（因地形特征而不得不彎曲前行的測(cè)線，即文中所說(shuō)的曲線問(wèn)題。）的處理，如果數(shù)據(jù)道是沿著障礙線采集，那么這些數(shù)據(jù)道就被封閉處理。令人遺憾的是該方法每當(dāng)反射地質(zhì)構(gòu)造較大（傾角大于15）和/或可變的組成部分橫向傾斜（橫跨探測(cè)測(cè)線傾斜）以及在實(shí)際的震源和檢波器位置處，對(duì)于所選擇的處理測(cè)線在側(cè)向上繞過(guò)若干地震波長(zhǎng)的時(shí)候，這種方法是無(wú)效的。 近來(lái)，我們提出了兩個(gè)可選的對(duì)更準(zhǔn)確地從二維曲線勘探數(shù)據(jù)中提取局部三維構(gòu)造信息的過(guò)程。第一個(gè)過(guò)程我們稱為“適應(yīng)橫傾疊加”。該過(guò)程的最終結(jié)果是在相應(yīng)的橫傾彩圖上繪制出的適應(yīng)的橫傾剖

8、面（成像或疊加）。因?yàn)樗窃谀硞€(gè)疊加（平均）反射地震信號(hào)來(lái)自相同的界面區(qū)域時(shí)分析局部橫傾反射波而構(gòu)成的，所以適應(yīng)橫傾剖面是優(yōu)于標(biāo)準(zhǔn)二維疊加剖面的二維地震成像。標(biāo)準(zhǔn)的二維剖面是假設(shè)反射波不橫過(guò)地震測(cè)線傾斜的條件下處理成的。稱為“三維后疊偏移”的地震處理通過(guò)適應(yīng)橫傾疊加方法可以被用于確定成像的反射事件位置為它們的實(shí)際界面位置。在第二個(gè)過(guò)程中，原始的數(shù)據(jù)道被直接前疊偏移成三維的信息值。這種方法與第一種過(guò)程相比，具有較大的實(shí)際成像潛力，但是在計(jì)算上非常復(fù)雜而且浪費(fèi)時(shí)間。 盡管上述提到的兩個(gè)處理過(guò)程存在積極的意義，但是所提到的這兩種方法都不能克服任何陣列三維地震勘探的基本限制：第一，震源和檢波器所在的位

9、置必須在聯(lián)絡(luò)測(cè)線的方向上充分地布置以預(yù)防反射點(diǎn)位置上的信息的不確定性；第二，沒(méi)有完全的界面覆蓋，數(shù)據(jù)集可能測(cè)量不到被要求從所有可能的反射界面上獲得斯涅爾定律反射的檢波器的位置和震源信息。如果沒(méi)有完全的界面覆蓋，那么沒(méi)有被測(cè)線接收到的反射波將無(wú)法看到。我們認(rèn)為，第一個(gè)問(wèn)題是“測(cè)網(wǎng)密度”問(wèn)題，第二個(gè)問(wèn)題是“測(cè)量角限制”問(wèn)題。 在本文中，我們說(shuō)明了所提到的方法是如何在斯特金湖地震剖面之下和附近反射波三維成像的。因?yàn)榻?jīng)濟(jì)上的要求，我們把大量的工作重點(diǎn)放在了地殼最感興趣的部分，大約是探區(qū)較上部的深度。首先，我們研究了P波速度構(gòu)造，然后生成了適應(yīng)橫傾疊加剖面。大范圍的速度變化趨勢(shì)較小，在距離地表9公里處，

10、速度僅每秒增加幾百米。這個(gè)適應(yīng)橫傾疊加剖面揭示大多數(shù)成像構(gòu)造不在處理和采集測(cè)線之下，這樣一來(lái)就要求應(yīng)用專業(yè)的三維成像過(guò)程到曲線數(shù)據(jù)中。此外，該適應(yīng)橫傾疊加剖面在大約1.5公里（0.5s）處沒(méi)有成像，主要被用于大范圍的地質(zhì)解釋和設(shè)計(jì)后來(lái)應(yīng)用的三維前疊偏移剖面的輸出值?？碧絽^(qū)的地質(zhì)概況 斯特金湖綠巖帶是位于加拿大太古代一級(jí)巖石區(qū)中900公里長(zhǎng)、150公里寬的瓦比貢花崗巖-綠巖二級(jí)分區(qū)中部的許多變形的變質(zhì)火山巖的一部分（圖1）。地震勘探測(cè)線曲折地穿越南斯特金湖巖層帶的中部（圖2）。該區(qū)具有較低的地形特征而且大部分被冰川沉積物覆蓋，其厚度大部分小于10米。由于冰川作用，基巖大部分未風(fēng)化。地質(zhì)圖根據(jù)少量

11、的露頭、大量的探井和其它探礦工作的資料繪制而成。 瓦比貢二級(jí)分區(qū)中部的綠巖帶具有不規(guī)則的圖形輪廓包圍在大量似花崗巖和片麻巖之中，這兩者看起來(lái)包含和侵入了綠巖帶。侵入的雜巖體主要由奧長(zhǎng)花崗巖和花崗閃長(zhǎng)巖構(gòu)成。綠巖帶幾乎具有均勻的低到中等的變質(zhì)程度。進(jìn)一步劃分三級(jí)區(qū)域可以由似花崗巖來(lái)進(jìn)行。在瓦比貢中部的某些區(qū)域，這些似花崗巖和片麻巖表現(xiàn)出構(gòu)成3000Ma老綠巖帶之下的基底雜巖，其中的一部分在成巖和年代地層上與火山作用相關(guān)，并且大部分為后火山作用期，在邊緣和內(nèi)部都表現(xiàn)出上地殼的成分。某些基底片麻巖體地質(zhì)年代大于3075Ma，在瓦比貢二級(jí)分區(qū)中是最老的巖層之一。 根據(jù)巖性和地理分布，斯特金湖綠巖地層序

12、列被細(xì)分為由幾個(gè)火山作用旋回組成的四個(gè)組合，這些旋回可進(jìn)一步地細(xì)分為組。所有的旋回都含有巖性組合相似的雙峰模式。下部單元是鐵鎂質(zhì)到中性的變質(zhì)火山巖，上部組合是長(zhǎng)英質(zhì)到中性的變質(zhì)火山巖。旋回和組合邊界由火山作用間歇期物質(zhì)、巖性變化和/或沉積間歇期來(lái)區(qū)分。組合中的變質(zhì)沉積巖幾乎都是碎屑巖（例如砂巖、泥巖、礫巖）和少量的化學(xué)巖（例如燧石、硫化物）。一定數(shù)量的次火山巖質(zhì)輝長(zhǎng)巖和超鐵鎂質(zhì)巖通常侵入到下部鐵鎂質(zhì)變質(zhì)火山巖中，而在長(zhǎng)英質(zhì)到中性的火山碎屑巖和碎屑變質(zhì)沉積巖中也廣泛地發(fā)現(xiàn)有相同的侵入物質(zhì)。變質(zhì)火山巖和變質(zhì)沉積巖、鐵鎂質(zhì)和超鐵鎂質(zhì)侵入巖以及淺層的侵入巖都發(fā)生了從綠片巖到低程度閃巖的變質(zhì)作用。南斯特

13、金湖組合 南北斯特金湖巖石組合構(gòu)成向斜構(gòu)造的兩個(gè)相對(duì)的翼部，該向斜的軸向?yàn)闁|-北東向，位于斯特金湖北岸的南部。但是兩個(gè)組合的變質(zhì)火山巖之間的地層對(duì)比是不可能的。南斯特金湖組合的地層厚度超過(guò)9000米。富蘭克林等（1977）劃分這套火山巖地層為三個(gè)火山噴發(fā)旋回，這三個(gè)旋回都完全或部分地被斯特金地震測(cè)線所概括（圖3）。從最老的到最新的地層（例如，從地震測(cè)線的南西到北東），分別是旋回1、旋回2和旋回3。所有這三個(gè)火山巖旋回的地層構(gòu)成近似傾向于北部的陡峭單斜。下部?jī)蓚€(gè)旋回（1和2）的區(qū)域邊界是主逆沖斷層（圖3）。旋回1 旋回1被Trowell（1983）劃分為五個(gè)組（A、B、C、D和E），又被Mort

14、on等人重新解釋為由前火山口火山巖和斯特金湖破火山口雜巖體組成。前火山口火山巖（圖3中的A組）是較大的陸地-水下火山盾的一部分，該火山盾是由厚層的玄武巖質(zhì)熔巖流、火山渣-凝灰錐和碎屑流和少量的流紋巖質(zhì)熔巖流夾層及火成碎屑空落堆積物組成。斯特金湖破火山口雜巖體（圖3中的B、C、D和E）被細(xì)分為五個(gè)火山巖序列。巨厚的到層理狀的火成碎屑流和杰克博德湖序列的空落堆積物覆蓋在前火山口火山巖之上。這些隱晶質(zhì)的火山灰的厚度為50-300米。高水位的湖相層序被表示為兩個(gè)單元，80到900米左右的厚度。分選較差的中礫和巨礫角礫巖堆積直接地覆蓋在前火山口火山巖或杰克博德湖火成碎屑巖地層單元之上。它們是由塊狀和火山

15、礫級(jí)別的鐵鎂質(zhì)和長(zhǎng)英質(zhì)火山巖組成。50到350米厚的火山灰流凝灰?guī)r堆積主要是由石英-晶體-富流紋巖和浮石-富英安巖組成。臺(tái)菱湖序列的一些60到400米厚的水下碎屑流堆積和層狀的外碎屑巖覆蓋在高水位的湖相層序中。在局部，碎屑流堆積物和相關(guān)的沉積巖被英安質(zhì)火山灰凝灰?guī)r和英安質(zhì)到安山質(zhì)熔巖流所分割。碎屑流堆積物主要是由前火山口鐵鎂質(zhì)火山巖和高水位湖相層序（火山灰流凝灰?guī)r碎屑）組成。長(zhǎng)英質(zhì)火山灰凝灰?guī)r為隱晶質(zhì)和細(xì)粒成分，而熔巖流的原生構(gòu)造從巨厚的塊狀到杏仁體和角礫巖化都存在。在黑水湖的東部，邁特比序列的火山灰流凝灰?guī)r直接地覆蓋在臺(tái)菱湖序列之上。很明顯，它們都是成層良好的富石英-晶體流，厚度為150-1

16、200米。它們表示在破火山口之內(nèi)非常巨大的噴發(fā)事件。破火山口火山作用晚期由L序列的巖層所表示，礦物成分是從石英、石英-斜長(zhǎng)石含火成碎屑堆積物到斜長(zhǎng)石-顯晶質(zhì)熔巖流，而包含沉積層序在內(nèi)的主要穹窿存在含鐵地層。這個(gè)序列為250-1200米厚。旋回2 旋回2由四個(gè)組組成，它們是F、G、H和I。F組表現(xiàn)為互層的塊狀到杏仁狀的玄武巖質(zhì)-安山巖質(zhì)席狀熔巖流和可能與侵入體同層位的碎屑巖。G組由細(xì)粒的結(jié)晶石英斑巖、巨厚的同類長(zhǎng)英質(zhì)變質(zhì)火山巖組成。H組由互層的鐵鎂質(zhì)到中性熔巖流組成，含有少量的凝灰?guī)r和長(zhǎng)英質(zhì)碎屑巖。I組地層的巖石是碎屑變質(zhì)沉積巖，被解釋為表示重要的火山作用間歇期。這種觀點(diǎn)進(jìn)一步地得到了稀有元素、

17、主要元素和所選的痕量元素?cái)?shù)據(jù)以及后面的U-Pb鋯石年齡數(shù)據(jù)的支持。在化學(xué)上，下部?jī)蓚€(gè)旋回（1和2）的長(zhǎng)英質(zhì)變質(zhì)火山巖相互間非常類似，與上部旋回（3）的化學(xué)成分明顯地不同。在地質(zhì)年代上，表現(xiàn)出火山旋回1和2的長(zhǎng)英質(zhì)變質(zhì)火山巖具有幾乎相同的地質(zhì)年代（2735.51.5Ma），比旋回3（2717.9Ma左右）的長(zhǎng)英質(zhì)變質(zhì)火山巖的年齡明顯老。旋回3 旋回3由五個(gè)組構(gòu)成：分別是J、K、L、M和N。J組由塊狀、枕狀和杏仁狀的鐵鎂質(zhì)熔巖流組成。K組由玄武質(zhì)、碳質(zhì)和硫化物泥巖組成。L組的中性到長(zhǎng)英質(zhì)碎屑巖在成因上屬于外碎屑巖。M組由塊狀、枕狀和杏仁狀的含結(jié)晶良好長(zhǎng)石斑晶的鐵鎂質(zhì)火山熔巖流組成。N組覆蓋在南斯特

18、金湖組合之上而且由碎屑變質(zhì)沉積巖（碎屑流、礫巖、厚層的層狀玄武質(zhì)粉砂巖和含鐵地層）組成。相關(guān)介紹 因?yàn)槟纤固亟鸷M合中的地層向北傾斜，所以位于它的底部的所有構(gòu)造也可能朝向北部而且可能根據(jù)這個(gè)勘探測(cè)線成像。這些可能包括諸如變質(zhì)火山巖和侵入巖之間的南部接觸帶，以及在某種程度上與侵入巖體一致的接觸面。這些侵入巖體界面的擴(kuò)展為幾個(gè)不同的地質(zhì)單元（圖3）表示：它們是貝德曼灣深層巖體、貝爾湖堿性雜巖和南部的花崗質(zhì)雜巖。貝德曼灣深層巖體 貝德曼灣深層巖體處于火山旋回1的前火山口巖之內(nèi)，其形態(tài)為可變的塊狀、葉狀和剪切狀。它的邊界被局部強(qiáng)烈的角礫巖化所表示。在形態(tài)上、巖石組成上和形成時(shí)間上不同的這個(gè)侵入體中識(shí)別

19、出五個(gè)不同的巖漿相帶，但是它們都向北部陡峭地傾斜。貝德曼灣侵入體的所有相帶都經(jīng)歷了區(qū)域變質(zhì)作用中的高級(jí)綠片巖變質(zhì)和低級(jí)的閃巖變質(zhì)。貝德曼灣侵入體的大部分，包括在圖3中所示的部分，是由細(xì)到中粒的黑云母奧長(zhǎng)花崗巖組成。這部分侵入巖體的非常相似的化學(xué)組成和上覆的前兩個(gè)火山作用旋回的長(zhǎng)英質(zhì)巖層都表明它們是同源巖漿的。U-Pb測(cè)年數(shù)據(jù)把這部分侵入雜巖的形成年代定在了至少2733.8Ma左右，僅在數(shù)據(jù)上比前兩個(gè)火山旋回的變質(zhì)火山巖的年齡年輕（2735.51.5Ma）。南部花崗質(zhì)雜巖 貝爾湖地區(qū)的南部花崗質(zhì)雜巖是由被花崗閃長(zhǎng)巖-奧長(zhǎng)花崗巖廣泛侵入的鐵鎂質(zhì)（閃巖類）變質(zhì)火山巖組成，該侵入巖構(gòu)成均勻的席狀。遠(yuǎn)離

20、貝爾湖地區(qū)，花崗閃長(zhǎng)巖-奧長(zhǎng)花崗巖相變?yōu)閺?qiáng)烈的葉狀、帶狀或片麻狀，僅局部含有少量的閃巖捕擄體。貝爾湖堿性雜巖 該區(qū)最新的巖漿活動(dòng)可能是貝爾湖堿性雜巖的侵入作用，它主要由等粒和斑狀的二長(zhǎng)巖、正長(zhǎng)巖和閃長(zhǎng)巖組成。該橢圓形的巖體侵入到南部花崗質(zhì)雜巖中。這兩個(gè)侵入體之間的接觸部位可見(jiàn)它們的冷凝、斷裂和漸變作用。侵入角礫巖局部沿著巖體的邊緣存在，并且它們的接觸帶在深度上可以推測(cè)。探礦活動(dòng) 盡管對(duì)黃金的勘探歷史較長(zhǎng)，但是在斯特金湖綠巖帶發(fā)現(xiàn)的經(jīng)濟(jì)上有價(jià)值的礦床是大量的多種基本金屬硫化物。從1969-1972年的短時(shí)間內(nèi)，在南斯特金湖組合中發(fā)現(xiàn)了幾個(gè)富鋅-銅礦床。在這些發(fā)現(xiàn)中地球物理勘探扮演者主要的角色。在

21、1969年進(jìn)行的航空磁測(cè)獲得的磁異常被后來(lái)的許多地面地球物理勘探所證實(shí)（例如：感應(yīng)極化、電磁、磁法和重力）。大量的有前景的異常體被鉆井所揭示。 所有礦床（圖3）都位于火山巖旋回1的碎屑長(zhǎng)英質(zhì)變質(zhì)火山巖之內(nèi)或其頂部。若干位作者認(rèn)為貝德曼灣深層巖體在硫化物礦床的形成上扮演者重要的角色。稀土元素和其它痕量元素的特征在次火山巖巖床的一部分和上覆的含礦長(zhǎng)英質(zhì)變質(zhì)火山巖中是相似的。這種相似性表明這種巖床可能存在向旋回1提供長(zhǎng)英質(zhì)火山作用的巖漿房或者存在在這些地層中進(jìn)行熱對(duì)流的熱源。 第一個(gè)和被發(fā)現(xiàn)的最大的礦床是邁特比礦床（1966）。弗蘭克林等人發(fā)表了它含有11.4Mt，其中含8.28%的Zn、0.74%

22、的Cu、0.85%的Pb、104.0g/t的Ag和0.2g/t的金。最小的發(fā)現(xiàn)是F組中的礦床，為0.34Mt，其中含9.51%的Zn、0.64%的Cu、0.64%的Pb、60.4g/t的Ag和0.2g/t的金。斯特金湖礦床也發(fā)現(xiàn)在1970年，為2.07Mt，其中含9.17%的Zn、2.55%的Cu、1.21%的Pb、164.2g/t的Ag和0.6g/t的金。里昂湖礦床發(fā)現(xiàn)于1971年，為3.94Mt，其中含6.53%的Zn、1.24%的Cu、0.63%的Pb、141.5g/t的Ag和0.6g/t的金。 F組地層、邁特比、里昂湖和克里克帶礦床由偌蘭達(dá)有限公司進(jìn)行的勘探，而斯特金湖火山成因的巨厚硫

23、化物礦床是由福爾肯布里奇銅有限公司進(jìn)行的勘探。斯特金湖、F組和邁特比礦床分別在1981、1984和1988年被廢棄，而里昂湖和克里克帶礦床的生產(chǎn)在1991年停止。在斯特金湖高分辨率地震反射剖面得到（1997）的時(shí)候，所有的探礦活動(dòng)都已經(jīng)終止。采集地震數(shù)據(jù)的目的是分析揭示深部構(gòu)造關(guān)系的可行性并在這個(gè)重要的基本金屬富集帶探查更深部的礦床目標(biāo)。探測(cè)參數(shù)和數(shù)據(jù)處理 斯特金湖測(cè)線地震反射數(shù)據(jù)是采用固定記錄寬度采集的，7.84KM長(zhǎng)，其中有393個(gè)活動(dòng)的檢波器組，間隔為20米?？偣?82個(gè)激發(fā)震源（鉆至基巖的鉆孔中裝有0.5公斤的炸藥）每隔40米沿剖面激發(fā)。在每一次激發(fā)之后，垂直的地面震動(dòng)被所有的檢波器采

24、集到，速率為1ms，持續(xù)達(dá)3s。在記錄中震源產(chǎn)生的信號(hào)的帶寬很大，為幾赫茲到大于300赫茲。數(shù)據(jù)具有非常好的質(zhì)量而且具有較高的信噪比。地面波沒(méi)有嚴(yán)重的問(wèn)題。數(shù)據(jù)根據(jù)West(1999,2000)等人編寫(xiě)的程序進(jìn)行處理。處理流程的摘要表示在附錄A中。結(jié)果和解釋速度構(gòu)造 地震反射數(shù)據(jù)以時(shí)間來(lái)記錄。地震數(shù)據(jù)的處理、所獲得的圖像向深度剖面的轉(zhuǎn)換以及通過(guò)前疊偏移所進(jìn)行的特定深度的成像都要求研究區(qū)波速的良好認(rèn)識(shí)。斯特金湖測(cè)線的P-波速度模型是根據(jù)測(cè)井和地震數(shù)據(jù)確定的。在鉆孔243和245中進(jìn)行了密集采樣（0.5米）并獲得數(shù)據(jù)集。除了P-波速度以外，鉆孔中也測(cè)量了密度值。用于本研究的P-波反射成像直接依賴于

25、巖性界面處波阻抗的明顯變化（波阻抗為密度與P-波速度的乘積）。一般情況下，較大的波阻抗變化具有較強(qiáng)的反射波。密度和P-波速度測(cè)井?dāng)?shù)據(jù)和波阻抗的計(jì)算結(jié)果及巖性記錄一起被表示在圖4中。鉆孔243位于地震測(cè)線北西約1KM處，鉆孔245則在測(cè)線之上（圖3）。鉆孔向南傾斜，測(cè)井段的深度分別為1200米和600米。 圖4中表示P-波速度的測(cè)井曲線在連續(xù)的測(cè)量值之間可能變化達(dá)每秒幾百米，盡管這些變化中的一部分可能是測(cè)量誤差，但是這些誤差的主要成分是由于所鉆穿巖層之內(nèi)巖性的局部變化，在這種類型的火山巖層序中，巖性是多種多樣的且具有良好發(fā)育的典型層狀特征。鉆穿的大部分巖層是長(zhǎng)英質(zhì)巖石（例如，流紋質(zhì)熔巖流、凝灰?guī)r

26、、集塊巖、角礫巖、流紋質(zhì)英安巖和英安質(zhì)熔巖流和凝灰?guī)r、半花崗巖巖墻），含有少量的中性組分（安山巖）。這些巖性之間的較大速度變化引起波阻抗的強(qiáng)烈變化（圖4），進(jìn)而在原始地震數(shù)據(jù)的頂部形成反射能量。 鉆孔243的速度測(cè)井表現(xiàn)出一種輕微的反向速度-深度變化趨勢(shì)（隨著深度的增加，速度變?。?。應(yīng)用于速度數(shù)據(jù)的統(tǒng)計(jì)分析表明所有測(cè)量點(diǎn)的75%以上位于400米/秒的差值范圍內(nèi)。鉆孔上部600米為5.8-6.2公里/秒，下部600米為5.6-6.0米/秒。鉆孔245的速度測(cè)井在某種程度上表現(xiàn)出較大的差值。但是，和鉆孔245上部數(shù)據(jù)一樣，整個(gè)600米的深度范圍內(nèi)60%以上的測(cè)量點(diǎn)數(shù)據(jù)位于5.8-6.2公里/秒的速

27、度窗口之內(nèi)。 兩個(gè)鉆孔的密度測(cè)井曲線（圖4）顯示值的范圍都是從2.65到2.90g/cm3，都預(yù)測(cè)為低孔隙度的原生長(zhǎng)英質(zhì)到鐵鎂質(zhì)巖層。和速度一樣，兩個(gè)鉆孔的密度隨深度通常有輕微的降低。這種變化傾向在1000米以下發(fā)生反轉(zhuǎn)。兩個(gè)鉆孔（圖4）的簡(jiǎn)單巖心描述都沒(méi)有表現(xiàn)出任何巖性上的系統(tǒng)變化，但是這種巖性在速度和密度上都隨深度有系統(tǒng)性的微小降低。既然這兩個(gè)測(cè)井值與巖性無(wú)關(guān)，那么它們與什么相關(guān)呢？一百米以下的地層很有可能與局部的礦物組成和/或巖性互層的程度和類型相關(guān)（例如，層的數(shù)量和厚度）。 地震數(shù)據(jù)中的折射和反射波的旅行時(shí)間都被用于獲得來(lái)自于地震數(shù)據(jù)的P-波的速度。最初的震源波被采集以預(yù)測(cè)近地表的速度

28、構(gòu)造，而反射波被用于分析以預(yù)測(cè)較深部同相軸的速度。從最先到達(dá)的數(shù)據(jù)所獲得的結(jié)果表示在圖5中。它們顯示為幾米厚而且是松散冰川堆積物的慢速層（1km/s），這種層狀物覆蓋在速度為5.6-6.2km/s的基巖之上。折射波的解釋模式通常與測(cè)井結(jié)果相一致，但是表現(xiàn)出在最上部幾百米的基巖有輕微的低速，這可能是由于某些風(fēng)化殼的殘余物或近地表的斷裂引起。但是，這種輕微降低的上部基巖的折射速度也可能是由于火山巖層的陡峭傾斜相一致的速度的系統(tǒng)性側(cè)向變化的誤差引起。 根據(jù)來(lái)自于結(jié)晶巖的反射波旅行時(shí)間準(zhǔn)確地確定速度構(gòu)造是困難的，因?yàn)檠刂p向時(shí)間路徑（標(biāo)準(zhǔn)的反射波旅行路徑）的信號(hào)的準(zhǔn)確聚焦很少被觀測(cè)到。損失的聚焦被認(rèn)為

29、是由于反射界面的復(fù)雜形狀和二維曲線數(shù)據(jù)的采集。僅簡(jiǎn)單的P-波速度模型能夠從斯特金湖測(cè)線數(shù)據(jù)中提取出來(lái)。6.0公里/秒的速度表征達(dá)到幾公里深度的巖石。在較大的深度上，速度會(huì)變得明顯增高，在7到8km的深度上逐漸達(dá)到6.3到6.5km/s。從更大深度的反射數(shù)據(jù)中或深淺地層的反射數(shù)據(jù)中不能夠獲得可靠的速度預(yù)測(cè)值。最適橫傾疊加 斯特金湖地震測(cè)線數(shù)據(jù)的最適橫傾疊加剖面顯示在圖6a中。在該剖面上反射能量遍布。最晚記錄的反射（1.5-3.0s，相當(dāng)于4-9公里）是更強(qiáng)的反射事件。它在圖6a上不明顯的原因是若干振幅的疊加過(guò)程改變了地震數(shù)據(jù)。大量的反射事件表現(xiàn)為沿測(cè)線的次水平狀態(tài)或者向北東方向傾斜而且它們表現(xiàn)出

30、向北西方向的橫傾。因此，許多成像的反射波位于采集和處理測(cè)線的南部或南東部并且向北或北東部?jī)A斜。反射事件的特征在整個(gè)剖面上都有變化，因此為了討論的目的，該剖面被分為3個(gè)區(qū)域（圖6a）。區(qū)域之間的界限不是很清晰，因此并不總能清楚地定義這些區(qū)域。在最深的區(qū)域，反射事件為明顯的次水平狀態(tài)。中部區(qū)域含有上超特征，和不連續(xù)的水平反射并且在傾斜事件占主導(dǎo)的地方存在明顯的北東向傾斜的反射事件。在最淺部的區(qū)域含有許多明顯的傾斜反射事件，但是緩慢的傾斜特征占主導(dǎo)地位。不過(guò)，在0.5s以上的區(qū)域和在剖面兩端的幾百米深度之內(nèi)，成像的質(zhì)量很低。我們認(rèn)為以下原因是重要的：橫傾的變化、剖面上反射事件的相互混合，地震波不可能

31、實(shí)際地透射到地下深部。 深部反射事件的任何地質(zhì)解釋自然是推測(cè)性的。在2.5s（7.5公里）處或其下部的明顯水平或看起來(lái)有些傾斜的反射能夠大概地勾勒出基底片麻巖的頂部或被許多次水平的巖體侵入的較大基巖。我們認(rèn)為出現(xiàn)在圖6a中的被標(biāo)為A、B、C和D的這四組反射是與圖3地質(zhì)圖的南部出現(xiàn)的侵入巖地層單元相關(guān)的。在它們的界面處和靠近界面處，這些類巖床狀侵入體以楔形接觸而且是成因不同的、發(fā)育良好的層狀，并且可解釋為陡峭地向北傾斜。A、B、C和D的反射波存在平行北東向主測(cè)線和北西向聯(lián)絡(luò)測(cè)線的兩種強(qiáng)反射組成；即，它們?cè)谠撈拭嫔鲜亲疃傅谋眱A反射事件。在推測(cè)界面時(shí)，A、B、C和D反射波在貝德曼灣深成巖侵入體、貝爾

32、湖堿性雜巖和南部花崗質(zhì)雜巖體存在的位置同相軸相互交叉。這種現(xiàn)象在下面的三維偏移剖面中可以確認(rèn)，相同的反射波組在三維成像數(shù)據(jù)體中表示它們真實(shí)的地下界面位置。地質(zhì)圖中的綠巖顯示被這些年輕的侵入體侵入和推向一邊，這些侵入巖體的反射波大致具有一致的特征而且與綠巖相一致，但是它們與基巖構(gòu)造存在不一致的關(guān)系。 與其它的綠巖帶巖石相同，斯特金湖的變質(zhì)火山巖存在陡峭的地層傾斜。因?yàn)樵搮^(qū)域的大多數(shù)基巖被冰川成因的第四系所覆蓋，所以大多數(shù)完整的基巖傾斜信息來(lái)自于礦床勘探和開(kāi)采的區(qū)域。邁特比采礦區(qū)的地層，傾斜的角度是在65到85之間。在里昂湖礦床區(qū)域，在北和北南采礦剖面中地層的傾角在50到70之間。因?yàn)榻佑|帶的走向

33、是在95到120的方位角之間，所以實(shí)際的構(gòu)造傾斜會(huì)稍大。斯特金礦床地層剖面可以由傾斜范圍從50到90的Severin（1982）標(biāo)準(zhǔn)剖面所表示。從較大的基巖露頭到里昂湖礦床南部的1500米，巖層的傾角為80。這種在較淺深度范圍的陡峭傾斜在應(yīng)用最終乘積為疊加的二維剖面時(shí)超出了現(xiàn)代反射波法能夠成像的范圍。這種情況在較上部的深度處（即：0.35s）沒(méi)有陡峭的反射波同相軸成像的最適橫傾疊加剖面中得到了證實(shí)。在較大的深度（大約大于1.5公里，約等于0.5s），成像確信是可靠的。 我們認(rèn)為在圖6a中定義的區(qū)域記錄的是研究區(qū)上地殼的主要組成部分。區(qū)域與預(yù)測(cè)有最大深度為2.73.0公里的綠巖相符合。在早些時(shí)候

34、所做的重力勘探也指定綠巖的最大深度在3.0公里左右。這兩種勘探結(jié)果完全一致。區(qū)域被認(rèn)為是由與貝德曼灣深層巖體、南部花崗質(zhì)雜巖、貝爾湖堿性雜巖緊密相關(guān)的侵入巖體組成，或者表示它們的根界面。區(qū)域是基底雜巖，其成像僅限于其頂部。偏移成像 地震處理過(guò)程中對(duì)陡峭傾斜的反射波成像能力最強(qiáng)的是三維前疊偏移成像。這個(gè)過(guò)程要求大量的中央處理器處理能力，這對(duì)于最快的工作站也是很大的挑戰(zhàn)。為了減少偏移運(yùn)行時(shí)間，我們減小了所希望的原始輸出立方體的尺寸為9.7km6.0km6.0km（長(zhǎng)度寬度深度；圖7），而且在所有三個(gè)方向上設(shè)置18米的采樣間隔.。為了預(yù)防混淆（因采樣間隔較大而產(chǎn)生的信號(hào)失真），我們僅偏移信號(hào)到90赫

35、茲。偏移運(yùn)行時(shí)間的進(jìn)一步減小是通過(guò)共中心點(diǎn)道集輸入數(shù)據(jù)道的部分疊加來(lái)完成的。因?yàn)椴糠织B加，來(lái)自于最上部地層陡峭傾斜界面的反射沒(méi)有預(yù)期被很好地處理。圖6b表示原始輸出立方體中主要反射事件的切片成像和等值面。等值面的成像為彩色，振幅不變的界面被標(biāo)上了陰影（在我們提出的例子中，是強(qiáng)的負(fù)波振幅）。切片成像是地震波振幅顯示為彩色或灰度的橫切面。兩者都是從三維成像體中提取出來(lái)的。 許多來(lái)自于北東-南西處理及采集測(cè)線（北東-南西向）的成像反射事件向南偏移，它們顯示為東西走向和向北傾斜（圖6b和8），最強(qiáng)的反射事件組合被標(biāo)定位A、B、C和D并且與圖6a中的最適橫傾疊加剖面的相同標(biāo)號(hào)的反射事件相符。這兩種途徑產(chǎn)

36、生相互一致的結(jié)果。此外，反射波組A、B、C和D的位置和形態(tài)對(duì)于想象三維立方體是更容易的（圖6b），該圖進(jìn)一步澄清了與圖3和圖7中表示的侵入巖地層單元的緊密關(guān)系。 盡管我們對(duì)偏移部分地疊加數(shù)據(jù)保留意見(jiàn)，但是我們能夠在原始數(shù)據(jù)體的較淺部位觀察到兩組反射事件。其一是貝德曼灣深層侵入巖體和綠巖之間的接觸帶處的陡峭傾斜反射構(gòu)造；其二是緊靠經(jīng)濟(jì)上有價(jià)值區(qū)域的北傾構(gòu)造。對(duì)疊加數(shù)據(jù)的保留意見(jiàn)導(dǎo)致我們?cè)谟涗浶盘?hào)的全頻率范圍內(nèi)（到300赫茲）設(shè)計(jì)兩個(gè)較小的輸出數(shù)據(jù)體（圖7、9和圖10中的詳情1和詳情2），原始的道能夠被提取。為了預(yù)防信號(hào)的混淆，我們?cè)O(shè)置了更密的輸出網(wǎng)格（5米）。但是，因?yàn)槲覀儍H對(duì)非常淺的構(gòu)造感興趣

37、，所以可以控制輸入數(shù)據(jù)間隔時(shí)間為1秒，補(bǔ)償為1公里。 我們也對(duì)靠近處理測(cè)線（聯(lián)絡(luò)測(cè)線補(bǔ)償為750米）的研究區(qū)頂部1.5公里剖面進(jìn)行了重復(fù)運(yùn)算以獲得我們所說(shuō)的近地表數(shù)據(jù)立方體（其概略在圖7中表示）。因?yàn)檫@個(gè)成像體非常大，所以我們?cè)O(shè)置輸出網(wǎng)格的采樣間隔為10米，而且僅能夠偏移信號(hào)到165赫茲。像在詳情1和詳情2數(shù)據(jù)體的偏移那樣，沒(méi)有部分疊加被應(yīng)用到輸入道中，旅行時(shí)間被限制在1秒，補(bǔ)償為1公里。近地表數(shù)據(jù)體： 在處理測(cè)線56公里之下，許多反射波是可視的（圖6c）。這些反射波向北傾斜并位于大約大于0.5公里的深度上。所觀察到的反射波與特定界面的地質(zhì)關(guān)系的直接對(duì)比是困難的，這是因?yàn)榉瓷洳ǖ纳疃群头瓷洳ǔ?/p>

38、像部分分布不是很廣。但是，根據(jù)反射波映射的界面，它們很可能生成于B組中性變質(zhì)火山巖之內(nèi)或者是火山巖旋回1中的A組和B組之間的界限上。詳情1數(shù)據(jù)體部分地疊加了該數(shù)據(jù)體（圖7）。 該非常大的圓弧形反射很有可能是經(jīng)過(guò)了加工或者有些夸大。在這部分探區(qū)中的記錄測(cè)線過(guò)于直，這就允許在空間上反射波被準(zhǔn)確地定位。該弧形反射的真正反射區(qū)域是靠近其它北傾反射事件的。詳情1數(shù)據(jù)體：圖9表示被詳情1數(shù)據(jù)體（圖11a）所包圍的地表區(qū)域。在其中可以觀察到北傾的（方位角為5）強(qiáng)的厚層反射帶。根據(jù)成像體反射帶的位置和地表地質(zhì)的詳細(xì)資料，我們確認(rèn)這些反射產(chǎn)生于巖性復(fù)雜的前火山口火山巖。該帶內(nèi)的最強(qiáng)反射很可能存在于鐵鎂質(zhì)和長(zhǎng)英質(zhì)

39、熔巖流互層之間的界線上。在較深處，前火山口反射事件更強(qiáng)而且坡度較緩，它們形成較厚的反射帶。 在前火山口火山巖體和貝德曼灣深成侵入巖體之間的邊界也表現(xiàn)的很清晰。在圖11a中，它表現(xiàn)為在反射波振幅上的突然降低，而且它們非常陡峭地向北傾斜并映射到綠巖和侵入巖之間的接觸界面上。貝德曼灣深成侵入巖體的反射事件比綠巖弱且陡。形成于貝德曼灣深成侵入巖體之內(nèi)的相對(duì)弱和陡峭的反射和較上部400米的前火山口火山巖不一定是巖性的影響，這些反射變?nèi)醯脑蚩赡苁且驗(yàn)樵诜浅\的陡峭反射事件中地震方法對(duì)于完全成像的能力不足，或者是因?yàn)榻嵌鹊南拗啤?直接覆蓋前火山口變質(zhì)火山巖的是高水位湖相層序中的中礫角礫巖地層單元。因?yàn)樵撝?/p>

40、礫角礫巖地層單元是一套分選較差的堆積物，它由塊狀的、火山礫級(jí)的鐵鎂質(zhì)和長(zhǎng)英質(zhì)火山巖碎屑組成，所以它分散了反射能量。因此在圖11a中成像切片的北部上端，中礫的角礫巖地層單元表現(xiàn)出較弱的和不連續(xù)的亞平行反射事件。詳情2數(shù)據(jù)體：幾個(gè)基本金屬的巨厚硫化物礦床發(fā)現(xiàn)于南斯特金湖組合中，對(duì)于用地震反射剖面成像來(lái)說(shuō)僅里昂湖礦床附近的構(gòu)造表現(xiàn)得足夠好。因此，詳情2成像數(shù)據(jù)體近似地位于該礦床的中部（圖10）。圖11b和c分別表示深度在1公里之上和之下的結(jié)果。 圖11b表示方位角為23的通過(guò)里昂湖礦床的垂直成像切片。盡管因?yàn)槠七^(guò)程和采集方式的錯(cuò)誤而產(chǎn)生較大的背景噪聲，但是在界面的100米之內(nèi)，分布廣泛的一套陡峭北

41、傾反射仍清晰可見(jiàn)。盡管反射振幅和反射特征的變化不是很明顯，但是我們能夠識(shí)別出三個(gè)明顯的反射波組，把它們標(biāo)定為A、B和C。 B組反射事件是最連續(xù)的。該組地層巖性決定的低反射波的位置和界面映射與火山巖旋回1和火山巖旋回2之間的界面相一致。在橫截面區(qū)域，該邊界可以由上覆的里昂湖安山巖中的玄武-安山巖地層和下覆的L層序的火成碎屑巖之間的接觸面所表示。旋回1和旋回2的邊界也是巨厚的硫化物礦床的位置，根據(jù)富蘭克林等人的研究成果，它是由高應(yīng)力帶所清楚表示的逆沖斷層，其斷層上盤最厚（100米）。斷層、礦床和圍巖在后來(lái)發(fā)生了波狀傾斜-平坦構(gòu)造的深刻變形，所以區(qū)域的向北傾斜在局部是不一致的。隨著深度的增加，斷層非

42、常平緩地因地層的傾斜而消失。 因地層原因產(chǎn)生的較強(qiáng)和中等反射事件（B組）看起來(lái)可能是由于所觀察到的以下巖層的互層引起，它們是巨厚塊狀到杏仁狀的玄武-安山質(zhì)泛流、枕狀熔巖流、玻璃質(zhì)碎屑巖和F組斷層上盤的火山渣巖。B組事件的傾角在0.7公里以下緩慢地變平，但是仍然接近于來(lái)自于鉆探的50到55的傾角范圍。 A組反射波的界面映射可與上述的里昂湖玄武-安山質(zhì)熔巖流和其上覆的沼澤湖層序中的巨厚長(zhǎng)英質(zhì)噴出巖之間的接觸帶很好地對(duì)比。在頂部500米深度，A組反射事件近似傾斜60。在其下部，反射波事件的傾角減緩到45，然后再次降低到35。隨著深度的增加，構(gòu)造傾角減緩，像反射波組A和B的幾何形狀所暗示的那樣，這種減

43、緩可能是因?yàn)閰^(qū)域的褶皺所引起，而且它與在界面上所觀察到的斷層上盤單元的明顯增厚相一致。 成像切片南段的C組事件也是陡峭地傾斜（55）。它們的界面映射可很好地與L序列（圖10）中的火成碎屑巖單元c相對(duì)比，該單元在成像切片南西大約200米處有露頭。在該區(qū)域（單元c之內(nèi)），火成碎屑堆積物與單元d的熔巖流、火山碎屑沉積物和碎屑流堆積物互層。該互層可能是引起C組反射事件的原因。 在圖11b的成像切片上C組和B組之間的區(qū)域產(chǎn)生最弱的和最不連續(xù)的反射。它映射到L序列的單元d和單元e的界面上（圖10）。這些單元不是同質(zhì)的，而且低反射率的原因不明顯。可能是巖性界面粗糙散射了反射波的能量所致。 圖11c顯示出成像數(shù)據(jù)體中的最強(qiáng)反射事件。在偏移數(shù)據(jù)體（13001600米）的最深部，它們位于里昂湖礦床的西部，傾向?yàn)閷捑彽谋?北東向（5-25），走向?yàn)?20，在區(qū)域的褶皺構(gòu)造中可以標(biāo)出平緩的地帶。其它的較弱反射組和通常較陡的反射（20-40）在成像切片中以綠色的虛線表示。根據(jù)它們的映射關(guān)系，它們可能與閃長(zhǎng)巖侵入