区域航磁异常特征

1. 区域航磁异常特征

熊盛青等(2001)对青藏高原中南部地区岩矿石所测磁性参数见表1-7。
表1-7 青藏高原中南部地区岩矿石磁性特征统计


(据熊盛青等，2001)
从表1-7可以看出，本区岩矿石的磁性有以下特点:
1)各类沉积岩磁性较弱，一般不会引起磁异常。
2)部分变质岩有磁性，可以引起磁异常。
3)各类侵入岩磁性较强，将是引起磁异常的主要因素，但部分花岗岩(中酸性岩)由于磁性弱将无异常反映。中酸性侵入岩显示出两种不同的磁性特征，部分花岗岩磁性较弱，花岗闪长岩、闪长岩一般具有一定磁性，有的较强。
4)基性—超基性岩具有最强的磁性，并且由于其往往呈带状分布，故将引起宽带状强磁异常。个别基性岩具强磁性，多数为弱磁性。超基性岩一般磁性很强，剩磁一般大于感磁，并且感磁弱的岩石具剩磁较强的特点，表明超基性岩具有最强的磁性。
5)火山岩广泛分布区由于磁性不均匀，产生杂乱的磁异常场。
6)铬铁矿磁化率中等，虽有磁性，但由于其往往产于超基性岩体中，故不易与超基性岩区分，但超基性岩体异常可为间接寻找铬铁矿提供线索。
根据1969～1972年和1998～1999年两次航磁成果，熊盛青等(2001)认为高原基底属弱磁性，不存在大范围太古宇强磁性结晶基底。雅鲁藏布江航磁异常带是由北、南两条异常带平行构成的规模巨大的航磁异常带，自西向东，呈北西—北西西—东西向展布，异常带南北宽20～60km，全长约1400km，一般强度为200～300nT，梯度变化为20～30nT/km。南北两带之间相距25～30km，北边正磁异常带可一直往西延伸至国境外，总体呈北西西走向，形成略为向南凸出的弧形异常带;而南边正磁异常带向西至萨噶已基本消失，向东延伸可达曲松、朗县。在上延5km航磁异常图中，南北两条正磁异常带有明显反映，上延至10km和20km后南边正磁异常带已无显示，而北边正磁异常带仍有明显反映，说明引起南边磁异常带的磁性体向下延深较为有限，引起北边正磁异常带的磁性体则有较大的延深。熊盛青等(2001)认为雅鲁藏布江航磁异常带可能主要由蛇绿岩所引起，北带是一条规模更大的蛇绿岩带，可能是早期侵位的蛇绿岩带，被后期的花岗岩和其他地层所掩覆，并提出了新特提斯洋可能存在两次成洋、两次闭合的演化过程。
王希斌等(1987)对雅鲁藏布江蛇绿岩带地表出露的各个蛇绿岩体进行了详细研究，指出该岩带东西段之间在蛇绿岩岩石组合类型、地幔岩熔融残余类型、蛇绿岩形变等方面存在着较大差别。结合航磁特征分析，这种差别与其说是同一条蛇绿岩带东西方向上发生的变化，不如说是反映了北、南两条蛇绿岩带的存在，可能更为合理。即地质上通常所称的雅鲁藏布江蛇绿岩带西段(桑桑-大竹卡段)蛇绿岩与东段(泽当-罗布萨段)蛇绿岩，它们并不处在同一条航磁异常带上，而是分别位于雅鲁藏布江异常带的南、北带上，相当于航磁推测的南岩带的中段和北岩带的东段，进一步印证了北、南两条蛇绿岩带的存在，它们共同构成了雅鲁藏布江缝合带。
航磁成果表明，喜马拉雅山北坡一带，自札达向东经普兰、仲巴、萨嘎、定日一线，以平静磁异常为主，梯度变化为5～10nT/km。在札达、普兰一带，大部分为强度达20～30nT的平静正磁异常，偶见有强度达100nT以上的局部磁异常。由普兰向东则逐渐过渡为平静的负磁异常，磁异常强度为－20～－150nT;且越向东负值越大，而局部异常更为稀少，强度也较弱，为20～50nT。在冈底斯山至念青唐古拉山一带，分布着强度较大、正负剧烈变化的北西向磁异常，形成一系列正负相间的串珠状磁异常条带，梯度变化达30～50nT/km，磁异常一般强度为－100～200nT，最大强度可达1200nT以上，表明雅鲁藏布江缝合带两侧具不同的构造环境。

2. 航磁异常特征

航磁（ΔT）化极异常的整体特征表现为盆地内为低值区，盆地外为高值区，特别是在大兴安岭地区具有区域性分布的杂乱高磁异常，反映出大兴安岭地区构造与岩性的复杂性，盆地区由于中－新生界的覆盖使异常特征受到压制和掩盖，以低磁性为特点。根据1～40km深度区间上延不同高度后航磁（ΔZa）的化极异常特点对比分析，上延7～10km后区域性的浅部磁性异常基本消失。因此，可以将上延7km后的航磁场作为研究区的区域航磁异常特征。上延1km后的磁性异常特征显示，虽然在大兴安岭地区仍有区域性分布的杂乱高磁异常，但强度已经明显减弱，在此背景上更为突显的是几条串珠状分布的高磁异常带，这些高磁异常带出现的位置基本上与地质上所确定的赤峰-开源断裂、嫩江-开鲁断裂、嘉荫-牡丹江断裂、贺根山断裂和同江-密山断裂的位置相对应。上延7km后，除区域性的杂乱高磁异常基本消失外，沿贺根山断裂和同江密山断裂一线分布的高磁异常也基本消失，这些特征说明，区域性分布的杂乱高磁异常主要是浅部岩性的反映，而串珠状高磁异常带因其深度相对较大，出现的位置不仅与重力梯度密集带的位置相一致，而且与地质上所确定的重要断裂带的位置也基本对应，因此，它们更可能反映了与深断裂活动有关的高磁性体特征。

3. 地磁异常的介绍

[地磁异常] geomagnetic abnormity： 又称“磁力异常”。简称“磁异常”。地磁场的理论分布是有变化的。而实际上测得的地球磁场强度和理论磁场强度是有区别的，这种区别称地磁异常。

4. 航磁△T异常特征

在航磁(△T)异常图上,铝土矿分布区主要位于豫北正负磁场区及豫中开阔平静负磁场区,整体上可划分为北、西、中、南四个异常区。
5.1.2.1北异常区
本异常区主要分布于黄河以北地区,以正磁异常为主,梯度平缓,幅值变化不大,一般在100~200nT之间,具有明显近东西向展布趋势。在上述异常上有局部异常叠加,以正磁异常为主,幅值200~400nT,异常形态多为浑圆状,规模较大。负异常稍有发育,规模及幅值都很小。异常等值线大致近东西向展布,局部呈北东东向,稀疏、圆滑,显示了地质体展布特征及其磁性的稳定变化。
在黄河南侧渑池—郑州一带断续发育的磁场继承了北异常区的磁场特征,自西向东相继发育了浑圆状的渑池、新安及巩义等异常,但异常幅值已经明显降低。位于该异常带上的异常排列及等值线表现了东西向与北东东向叠加,指示该位置地质环境与北异常区的相似性。
从地质资料分析,上述宽缓的正磁异常背景主要由前寒武地层引起;其中宽缓的局部异常与磁性基底突起相关,部分高幅值跳跃局部异常(如济源西部)由熊耳群火山岩中的磁性矿物不均匀分布引起。
5.1.2.2西异常区
本异常区位于三门峡—宜阳之间,主要表现为正负伴生的线形异常带,长约80km,宽10~15km。南部为正磁异常带,在0~50nT的背景上叠加了多个线形局部异常,正、负磁异常均有,幅值一般30~200nT。北侧为一条平行发育的规则负异常带,幅值-200~-300nT。该正、负线形异常带主要与熊耳群地层对应,系由马家河组地层引起。正磁异常带中的局部异常说明铁磁性物质在该地层中不均匀分布。
5.1.2.3中异常区
本异常区北界大致为义马—郑州一线,南界位于宜阳—平顶山一线以北;该区以正、负磁场发育大致对等为主要特征。其中的正磁异常主要发育在新密—伊川—汝州—襄城圈定的区域,异常主体偏向北西端,主要集中于颍阳、大金店附近,等值线向南东东散开,形成50~100nT正磁异常背景,控制了次级局部异常的发育。次级局部异常以正异常居多,正、负异常均有发育,幅值一般为50~100nT,个别在200nT以上(长葛—灵井一带),显示了场源性质的变化。局部异常形态以浑圆状为主;部分强磁异常横向紧闭,长轴较大;负磁异常一般伴生正磁异常发育。异常展布整体上具有北西西走向,等值线圆滑、开阔,指示了区域背景的稳定性;部分高梯度局部异常指示了局部场源与异常背景的差异性。
本区正磁异常(背景)主要由太古宇登封群变质岩系及其磁性不均匀引起;东部发育的带状局部异常多由铁矿及基性岩-超基性岩体引起。
5.1.2.4南异常区
该异常区位于工作区南侧宜阳—平顶山一线,主要表现为一条渐次增高的负磁梯级带,形态不一、走向各异的局部异常在其上发育。其中位于汝阳北、宝丰及平顶山西的浑圆状低缓正磁异常系由前寒武纪地层的局部凸起引起;发育在大营附近的线形局部异常主要与该区发育的火山岩的(玄武岩)有关;其他大面积发育的低磁带则主要指示了中、新生代的无磁性沉积。

5. 　区域航磁异常特征概述

由图2-2可以看出，塔里木盆地航磁异常可划分以下几个区：
2.2.1　北纬40°以北的变化平缓的负异常区
该区的磁场强度在—120～—200nT之间，对比地质图，在盆地北缘阿克苏至柯坪地区已广泛出露元古宇浅变质岩系及古生界。元古宇浅变质岩系主要为一套绿色片岩类，经物性测定其磁化率均低于20×10-5，表明是一套非磁性层或弱磁性层。北纬40°以北的平缓负异常区，主要反映出元古界为无磁性或弱磁性的浅变质岩系。较厚的古生界不过是使区域负异常变得更加平缓而已。
2.2.2　北纬40。以南的大面积正异常区
该区实质被北东向构造分割为若干条北东走向正、负相间的磁异常带。它们的共同特征是幅度不大、变化宽缓，正异常带的强度大致在100～200nT。异常带的走向不仅与阿尔金山的前寒武系地层平行，还与侵入到这套地层中的太古宇花岗片麻岩类（γ1-2）的走向也一致（张用夏，1979）。该区出露的太古宇结晶杂岩系均深度变质，其磁化率皆大于1000×10-5。显然，这些正异常带是具有较强磁性的太古宇深部岩相构造带的反映。负异常带的强度大致在—30～—150nT。其所对应的出露区如罗布庄罗北一井，在井下2229～2340m处见到前寒武系变质灰岩层，可与阿尔金山出露区对比，属元古宙，磁化率为（3～10）×10-5，属弱磁性层。因此相对较低的负异常条带为变质程度较浅、岩浆活动不发育的元古宇浅变质岩相构造带的反映。这种正、负相间排列的条带异常，也不排斥是结晶基底中发育的复背斜构造和复向斜构造在磁异常上的显示。
2.2.3　盆地中央纬向正异常带
大致为一条分布在北纬39°～40°的东西向正异常带。全长1200km，宽约40～50km。在西段，正异常带的强度一般为50～150nT，局部高达300nT，在平缓磁异常的背景上叠加有窄小的异常或线性异常。在东段，正异常的强度一般为100～200nT，局部达300nT以上，同样有局部异常叠加。对于该高磁异常带的性质和成因目前认识分歧较大，在本文中的4.4节中将详加讨论。

图2-2　塔里木盆地及天山地区航磁△T及Ⅰ、Ⅳ、Ⅴ条带域分布图

6. 地磁场结构和磁异常

在地面上观测所得到的地磁场T可以看作是各种不同成分的磁场之总和（见表4.1.1）。按其来源和变化规律不同，可将地磁场分为两部分：一是主要来源于固体地球内部的稳定磁场Ts；二是主要起因于固体地球外部的变化磁场δT。把稳定磁场和变化磁场分解为起源于地球内、外的内源场和外源场；内源场又分为中心偶极子磁场T0、非偶极子磁场Tm（也称为大陆磁场或世界异常）。地壳内的岩石、矿物在基本磁场磁化作用下所产生的磁场称之为地壳磁场（又称异常场或磁异常Ta）；磁异常分布范围一般在数千米或数十千米者，称为局部异常（Ta′），达数百或数千千米者，称为区域磁场（Ta″）。中心偶极子磁场T0和非偶极子磁场Tm之和称为地球基本磁场。
表4.1.1 地磁场构成


综上所述，地球磁场的构成可用下式表示：

环境地球物理学概论

式中外源稳定磁场Tsc，因数量级极小，通常可被忽略。
按研究地磁场的目的不同，可将地磁场分为正常地磁场（正常场）和磁异常（异常场）两部分。通常情况下，正常场和异常场是相对的概念，正常磁场是磁异常（即所要研究的磁场）的背景场或基准场。如研究大陆磁异常，则将中心偶极子场作为正常地磁场；研究地壳磁场时，以中心偶极子场和大陆磁场之和为其正常场，可见正常场的选择是根据所研究磁异常的要求而确定的。