新疆和田南部地区岩石磁化率变化特征研究
侯征1,2, 于长春1, 吴彦旺1, 熊盛青1, 郭鸿军3, 贾琦3
1.中国国土资源航空物探遥感中心,北京 100083
2.河北地质大学勘查技术与工程学院,河北 石家庄 050031
3.天津华北地质勘查局,天津 300170

作者简介:侯征(1980-),男,内蒙古呼和浩特人,讲师,主要从事航磁资料处理与解释及地球物理非线性联合反演研究.E-mail:hou_zheng@163.com

摘要

为配合新疆和田南部地区1∶ 5万航磁调查工作,掌握该区岩石磁性特征,填补这一地区缺少岩石磁化率资料空白,2013—2015年在该地区开展了区域性岩石磁化率调查工作,完成331处物性点测量,获得有效体积磁化率数据10 256个,采集岩石样品270块。对实测资料进行了详细地分类统计,进一步分析发现该区岩石磁化率主要受岩石中矿物成分、结构以及岩石时空分布影响。中、酸性侵入岩磁化率主要由岩石中黑云母的含量决定,黑云母对中、酸性侵入岩磁化率的贡献要高于其他超顺磁性矿物的贡献。对于相同岩性的岩石磁化率具有沿深大断裂分布的磁化率值高,沿次级断裂分布的磁化率值相对低的空间分布特点和早古生代中、酸性侵入岩磁化率高于晚古生代中、酸性侵入岩的时间分布特点。研究结果为航磁资料解释、地质找矿、构造演化研究提供了重要依据。

关键词: 和田南部地区; 西昆仑; 磁化率; 航磁
中图分类号:P631 文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2016)05-0481-13
Research of the Rock Magnetic Susceptibility Characteristics in Southern Hotan Region in Xinjiang
Hou Zheng1,2, Yu Changchun1, Wu Yanwang1, Xiong Shengqing1, Guo Hongjun3, Jia Qi3
1.China Aero Geophysical Survey and Remote Sensing Center for Land and Resources, Beijing 100083, China
2.School of Exploration Technology and Engineering, Hebei GEO University, Shijiazhuang 050031, China
3.Tianjin North China Geological Exploration Bureau, Tianjin 300170, China

First author:Hou Zheng(1980-),male, Hohhot City, Inner Mongolia, Lecturer. Research areas include the aeromagnetic data processing and interpretation, geophysical nonlinear joint inversion.E-mail:hou_zheng@163.com

Abstract

In order to cooperate with 1∶ 50000 aeromagnetic survey work, master the rock magnetic characteristics and fill in the material blank of rock magnetic susceptibility data in southern Hotan Region in Xinjiang, we carried out regional rock magnetic susceptibility investigation work in the region from 2013 to 2015 years, completed properties measurement work of 331 points, obtained 10 256 effective volume magnetic susceptibility data and collected 270 pieces of rock samples. According to classified statistics in detail for the measured data and further analysis, we found that the magnetic susceptibility of this region rocks was mainly influenced by the mineral composition of rocks, structure and space-temporal distribution. The magnetic susceptibility of acid or medium-acid intrusive rocks was mainly decided by the content of the biotite in rocks, and the contribution of biotite to the magnetic susceptibility of acid or medium-acid intrusive rocks was higher than other super paramagnetic minerals. The magnetic susceptibility of the same lithology rocks was high along the distribution of deep fault, and was relatively low along the secondary fracture distribution. The magnetic susceptibility of acid or medium-acid intrusive rocks in early Paleozoic was higher than the magnetic susceptibility of acid or medium-acid intrusive rocks in the late Paleozoic. This research work can provide an important basis for the aeromagnetic data interpretation, geological prospecting and tectonic evolution research.

Keyword: Southern of Hotan district; West Kunlun; Magnetic susceptibility; Aeromagnetic.
1 引 言

西昆仑地区是我国重要的多金属成矿带之一[1]。新疆和田南部地区位于西昆仑中东部, 地处青藏高原北部、塔里木盆地南缘, 东起新疆和田市民丰县苦牙克, 西至皮山县杜瓦镇, 东西跨度约500 km。由于自然条件限制, 该区地质工作程度相对较低, 基础地质工作主要以各种低精度测量为主, 矿产资源调查评价亦仅限于交通相对有利的局部地段。所完成的研究工作主要有1∶ 25万区域地质调查、部分1∶ 5万矿产地质调查及1∶ 50万、1∶ 25万和1∶ 20万水系沉积物测量等基础地质、地球化学及局部大比例尺的矿产地质调查工作[2~4]。地球物理工作也只是在局部地区开展过地面高精度磁测和激电测量[5], 缺少系统物性测定工作, 只是陈超[6]在西昆仑弧形构造带不同部位的炮江沟、柯克亚、克里阳和克依克甲4个剖面采集了部分新生代样品, 进行了磁组构和古地磁测试。岩石的磁化率测量工作在该区尚属空白。岩石的磁化率不但与岩石中磁性矿物的种类和含量有关, 还受磁性颗粒的粒度、化学成分、含量、氧化物状态以及所处的温度、压力等条件影响[7]。岩石磁化率是由多种因素共同作用的结果, 其中包含了丰富的地质和地球物理信息。郝天珧等[8]在2009年利用岩石磁化率和剩余磁化强度资料对南海航磁数据进行了反演, 获得南海海域磁性基底分布。William[9]研究了岩石磁化率的各项异性特征, 并建立了相应理论模型。赵翔宇等[10]通过研究粒径分布对磁铁矿磁化率变温曲线的影响发现, 磁体矿粒径分布能够影响磁化率及解阻温度。这些研究工作为磁化率在各方向应用研究提供了借鉴, 可见岩石磁化率研究工作在地质[11]、石油[12]、矿产勘查[13]、气候变化和环境评估[14, 15]、考古[16]等领域均可发挥重要作用。

为此中国国土资源航空物探遥感中心“ 新疆和田东三县1∶ 5万航磁调查” 项目组深入研究区, 对区内各类岩石的磁化率进行了野外测定, 测量物性点331处, 获得有效磁化率数据10 256个。采集岩石样品270块, 委托河北省地矿局区调研究所进行磨片, 并全部进行了镜下岩矿鉴定和显微照相工作。在此基础上, 本文重点探讨新疆和田南部地区岩石磁化率变化特征及规律, 分析引起岩石磁化率存在较大差异的原因, 从而为该区航磁资料解释、地质与构造演化推断、矿产资源调查提供可靠的基础资料。

2 研究区地质背景与磁化率测定
2.1 地质背景

研究区处于古亚洲与特提斯两大构造域的结合部位, 以康西瓦大断裂为界, 北部属古亚洲构造域, 南部属特提斯构造域。古亚洲构造域在本区内包括塔里木陆块和昆仑造山带, 特提斯构造域主要包括可可西里— 巴颜喀拉褶断带(图1)。地层区横跨2个地层大区, 即塔里木— 南疆地层大区和华南地层大区。由于西昆仑— 喀喇昆仑造山带占据了研究区大面积区域, 导致区内地层虽然从古元古界— 新生界基本均有不同程度的出露, 但其多以构造岩片产出, 类型多样, 变质、变形层次深浅不一, 既有深变质的构造— 岩石地层, 也有浅变质和未变质的岩石地层, 有多期强变形的岩石地层, 也有弱变形、未变形的地层, 甚至还有大量未固结的新生代地层。形成环境复杂多样, 有深海、浅海及陆相地层。成因上有变质地层、沉积地层以及火山岩地层等。区内岩浆岩广泛分布, 其中侵入岩占绝对优势, 主要分布于西昆仑— 喀喇昆仑造山带内, 沿几条蛇绿岩混杂岩, 其时空成因与区内蛇绿构造混杂岩带密切相关。火山岩时代跨度较大, 从古元古代到第四纪均有出露, 但大多数火山岩主要呈层状夹于相应地层中, 且单层规模较小, 变质变形强烈。变质岩在本区分布广泛且类型复杂。同时, 不同时代的地质体多以断层相接触, 而且由于其所处大地构造位置的差异和所经历变形变质事件的不同, 导致不同构造单元的不同地质体变质程度、变质作用类型和历史都有所差异。变质岩按变质岩石类型有区域变质岩、动力变质岩和接触变质岩, 且以区域变质岩大面积出露为主。西昆仑经过长期的构造演化, 形成了复杂的地形特征和多样的构造行迹。主要表现为断裂构造。这些断裂主要分布在各块体或地质单元的分界线上, 呈近东西向分布。大的断裂带有柯岗深大断裂带、库地— 其曼于特构造混杂岩带、蒙古包— 普守早古生代蛇绿构造混杂岩带、康西瓦— 苏巴什结合带和库牙克断裂。

图1 研究区所处大地构造单元位置示意图[17]
I.古亚洲构造域; I1.塔里木陆块; I1-1.塔里木盆地; I1-2.铁克里克断隆带; I1-3.柯岗晚古生代裂谷带; I2.昆仑造山带; I2-1.北昆仑(北祁漫塔格)早古生代岩浆弧带; I2-2.库地— 其曼于特早古生代结合带; I2-3.中昆仑微地块; I2-4.乌妥— 诺木洪— 柳什塔格中新元古— 早古生代蛇绿构造混杂岩带; I2-5.昆南早古生代增生楔杂岩带; Ⅱ .昆南— 羌塘缝合系; Ⅱ 1.康西瓦— 木孜塔格— 阿尼玛卿晚古生代结合带; Ⅱ 2.可可西里— 巴颜喀拉中生代浊积盆地褶断带; Ⅱ 3.郭扎错— 西金乌兰— 金沙江晚古生代缝合带; Ⅱ 4.北羌塘— 唐古拉地块; Ⅱ 5.龙木错— 双湖晚古生代结合带; Ⅱ 6.南羌塘地块; Ⅲ . 冈瓦纳大陆; Ⅲ 1.斑公湖— 怒江结合带
Fig.1 Location map of West Kunlun and its adjacent areas in which tectonic unit[17]
I.Paleo-Asian tectonic; I1.Tarim landmass; I1-1.Tarim Basin; I1-2.Tiklik fault uplift zone; I1-3.Kogan late Paleozoic rift zone; I2.The Kunlun orogenic belt; I2-1.North Kunlun (north Qi Tager) early Paleozoic magmatic arc belt; I2-2.Kudi-Qimanyute early Paleozoic junction; I2-3.Micro-massif of Kunlun; I2-4.Wutuo-Nuomuhong-Liushitage Meso-Neoproterozoic-early palaeozoic ophiolite tectonic melange belt; I2-5.Southern Kunlunearly Paleozoic accretionary wedge of mixed rock zone; Ⅱ .South Kunlun-Qingtang suture zone; Ⅱ 1.KSTB-Muztag-ANEMAQEN late Paleozoic junctional zone; Ⅱ 2.Hoh Xil-Bayan Har Mesozoic turbidite basin fold fault belt; Ⅱ 3.Guozhacuo-Xijir Ulan-Jinsha riverlate Paleozoic suture zone; Ⅱ 4.North Qiangtang-Tangula plot; Ⅱ 5.Longmu Co-Shuanghu late Paleozoic belt; Ⅱ 6.South Qiangtang massif; Ⅲ .Gondwanaland; Ⅲ 1.Bangonghu-Nujiang juncture zone

2.2 磁化率测定

岩石磁化率野外露头测量, 使用中国国土资源航空物探遥感中心开发的ZH-1型磁化率仪, 共测量物性点331处, 获得有效磁化率数据10 256个(图2)。经野外岩石磁化率测定后, 对磁化率有显著性差异的同种和不同种岩石进行系统采样。采集了变质岩、沉积岩、岩浆岩三大类岩石样品共270块, 制成薄片或光片后利用偏光显微镜进行岩矿鉴定, 重点研究岩石中矿物组成、粒度大小、分布状况(结构)、含量及经历的次生变化等, 在岩石准确定名基础上准确统计所有组成矿物的体积含量, 该工作由河北省地矿局区调研究所完成。

图2 研究区岩石磁化率实测路线图Fig.2 Magnetic susceptibility of rocks in the study area measuring line

3 研究区岩石磁化率特征

表1为研究区岩石磁化率分类统计结果, 分别列出了火山岩、侵入岩、沉积岩和变质岩各类岩石的磁化率值分布情况, 其特征表现为:

火山岩分布范围较广, 有糜棱岩化玄武岩、杏仁状强蚀变橄榄玄武岩、变质玄武岩、碎裂状玄武岩、变基性火山岩、变质安山玄武岩、变安山岩、硅化变酸性火山岩、英安岩等, 时代多为晚古生代, 主要以玄武岩为主。从实测结果来看, 晚古生代二叠纪的玄武岩, 磁化率变化比较大, 磁化率最低为8.7× 10-5 SI, 最高达6 520× 10-5 SI, 总体磁化率值偏高, 多大于1 000× 10-5 SI。酸性火山岩、安山岩、变安山岩、变英安岩等这类火山岩磁性相比玄武岩较低, 表现为弱磁性或中等磁性, 磁化率在20× 10-5~800× 10-5 SI变化。

侵入岩从超基性到酸性均有分布, 时代从震旦纪到二叠纪, 以石炭纪和二叠纪最为发育, 同种侵入岩磁化率变化范围较大。基性、超基性侵入岩主要时代为晚古生代, 其中部分辉绿岩、辉长岩表现为弱磁性, 其余表现为强磁性特征, 磁化率变化范围为1 140.5× 10-5~22 429× 10-5 SI。中、酸性侵入岩磁性较基性、超基性侵入岩要弱, 变化范围为0~7 224× 10-5 SI。总体来看, 侵入岩磁化率特征为基性、超基性岩磁性最强, 中性岩类磁性次之, 酸性岩类磁性较弱, 且各类岩石磁化率存在明显差异。沉积岩主要分布在研究区的北部, 主要岩性有砂岩、砂质砾岩、灰岩、结晶灰岩、白云质灰岩、大理岩化灰岩、亮晶砂屑生屑灰岩、硅质泥岩等, 通常表现为无磁性。大部分磁化率变化范围为10-5~35× 10-5 SI。上古生界石炭系阿羌岩组变质砂岩磁化率较高, 其中有3个物性点磁化率均值依次为55.9× 10-5, 359.1× 10-5和399.4× 10-5 SI, 远远高于其他沉积岩。

表1 研究区岩石磁化率统计表 Table 1 The results of rock magnetic susceptibility

变质岩中具有一定磁性强度的有古元古界埃连卡特岩群中二云斜长片麻岩、米兰岩群中黑云角闪斜长片麻岩、中元古界长城系卡羌岩群石榴黑云母片岩、寒武— 奥陶系库拉甫河岩群中的绿帘阳起方解石脉、上古生界石炭系阿羌岩组中部分绢云绿泥片岩、绿泥石片岩、绿泥石英片岩、绢云石英片岩等。

通过对本区实测三大岩类磁化率结果分析可知, 侵入岩和火山岩具有中等或较高的磁化率值; 变质岩表现为较弱或中等磁化率值; 沉积岩磁化率较弱, 基本无明显磁性。每一类岩石均存在不同的磁化率差异特征, 主要表现在以下3个方面:①不同岩性的岩石磁化率存在差异。如基性— 超基性岩中蛇纹石化橄榄岩、蛇纹岩磁性最高; 辉石岩、辉长岩、辉绿岩次之; 橄榄辉石角闪石岩和辉绿玢岩最低。②不同时代相同岩性磁化率具有差异。如石炭— 二叠纪的蛇纹石化橄榄岩磁化率均值为19 260× 10-5 SI, 而石炭纪的蛇纹石化橄榄岩磁化率均值为6 134× 10-5 SI; 中性侵入岩中, 石炭纪的闪长岩磁化率最高, 均值达到1 016× 10-5 SI, 二叠纪和石炭— 二叠纪闪长岩磁化率较为接近, 分别为858× 10-5和804× 10-5 SI; 志留纪的闪长岩磁性相对较低, 均值为386× 10-5 SI。③不同地区相同时代相同岩性磁化率具有差异。如塔木齐的石炭— 二叠纪花岗岩表现为中等强度的磁性特征, 磁化率均值为544× 10-5 SI; 而位于包斯塘的石炭— 二叠纪花岗岩则无明显磁性, 磁化率均值仅为6× 10-5 SI。

本区这种岩石磁化率变化差异较大的特点, 对利用岩石磁化率进行航磁资料解释以及解决各种地质问题, 提出了挑战, 因此有必要对引起这一差异的原因进行分析, 为合理选择磁化率值的进一步研究提供理论依据[18]

4 研究区磁化率差异分析

利用公式M=κ × HM=χ × H可以建立磁化强度M与外加磁场H间的联系, 其中系数就是磁化率, κ 为体积磁化率, χ 为质量磁化率。κ 是无量纲参数, SI单位制用SI(κ )标明; CGSM单位制中, 用CGSM(κ )标明, 是SI下的4π 倍, 即1CGSM(κ )=4π SI(κ )。χ κ 与密度(ρ )的比值, 即χ =κ /ρ , 单位为m3/kg。该定义是针对直流场测量的。

在交流场中, 由于磁化强度M和外加磁场H相位不同, 会出现实磁化率(χ ')和虚磁化率(χ ″), 其表达式为:

χ '= χ01+ω2τ2(1)

χ ″=ω τ χ01+ω2τ2(2)

式中:χ 0是平衡状态下的磁化率, ω 是观测频率, τ 是弛豫时间[19]

τ (T)0exp[ μ0VMsHK2kT(1-H0HK)2] (3)

式中:τ 0=1× 10-9s, k=1.38× 10-23J/K, T是绝对温度, MsHK分别是饱和磁化强度和微观矫顽力, H0是测量的外加场, μ 0为真空中的磁导率, V为交流场的电压。

将公式(3)分别代入公式(1)和(2), 可写成公式(4)和(5)的形式:

χ '= χ01+ω2{τ0exp[μ0VMsHK2kT(1-H0HK)2]}2(4)

χ ″=ω τ χ01+ω2{τ0exp[μ0VMsHK2kT(1-H0HK)2]}2(5)

可见, 影响χ 'χ ″的参数有ω , T, Ms(受磁性离子的占位以及超交换作用的强弱影响), HK(受密度、取向度和晶界分布影响)和 H020。因此我们对研究区岩性磁化率差异分析可分为与观测频率等有关的测量差异分析, 与饱和磁化强度和微观矫顽力等有关的岩石矿物成分和结构差异分析, 与绝对温度、外部磁场、压力等对岩石磁化率影响有关的岩石空间分布和时间分布差异分析。

4.1 测量因素对磁化率差异影响分析

野外测量采用的是中国国土资源航空物探遥感中心研制的ZH-1磁化率仪, 该仪器测定值为体积磁化率。仪器测量原理是将参数相近的上、下2个探头串联起来对称地置于交流激励磁化场中, 在无外界干扰的情况下, 通过调节相对位置, 使得上、下探头产生的感应电压大小相等、方向相反, 探头产生的总感应电压Δ V为零, 其下探头的磁通量为ϕ 0。当标本靠近下探头时, 假定上探头离标本很远, 可以忽略不计, 标本产生的磁通量(ϕ 1)变化量相对下探头为Δ ϕ =ϕ 10, 则测量线圈测得的电信号可用Vϕ t来表示, 将磁通量变化量可展开为:

Δ ϕ =ϕ 10=μ NHS-NHS=NHS(μ -1) =κ NHS (6)

则:

V=Δ ϕ /Δ t=κ NHS/Δ t (7)

式中:μ 是磁导率, N是下探头线圈的匝数, H是初级线圈的磁化场, κ 是体积磁化率, S是探头线圈的有效截面积, Δ t是激励频率的函数。对于某一仪器而言, 激励磁化场的频率是固定的, N, H, S是常数, 所以信号电压直接和κ 成正比, 测量该信号电压就可获得相应样品的磁化率值[21]

由上述仪器测量原理分析可知, 该仪器利用交流激励磁化场的频率是固定的, 所以观测值不受频率变化影响, 在测量过程中产生误差的因素包括以下几个方面:①仪器内的元件相对于探头发生了位移; ②测量处与探头测试面之间接触的程度; ③每次测量位置的不同; ④零点校正不准; ⑤环境温度的变化会引起测量值小范围的变化; ⑥样品的导电性影响测量精度。这些因素可以通过改变测量策略进行改善。

4.2 岩石矿物成分及结构对磁化率差异影响分析

4.2.1 火山岩磁化率差异特征

火山岩是由岩浆喷出地面时快速冷凝固结形成的, 由于冷却不均匀, 因此磁化率离散性大。本次研究所测火山岩类型主要为玄武岩, 磁化率变化范围为12× 10-5~15 360× 10-5 SI, 多为中磁性和强磁性, 少量弱磁性和极强磁性。

本区玄武岩具有斑状结构— 基质间粒结构、块状构造和杏仁状构造。斑晶和基质成分为辉石、斜长石、橄榄石及一些镁铁质矿物。实测结果表明, 图3a, b虽然均为杏仁状强蚀变橄榄玄武岩, 但磁化率值却存在明显差异。图3a的玄武岩由斑晶和基质组成, 斑晶由橄榄石假像组成, 基质由斜长石、辉石假像、橄榄石假像组成, 杏仁体呈椭圆状、圆状, 杂乱分布, 占矿物成分的55%~60%, 其内被碳酸盐填充。图3b的玄武岩由斑晶和基质组成, 斑晶由斜长石、橄榄石假像组成, 基质由斜长石、辉石、橄榄石假像、玻璃质组成, 杏仁体呈云朵状、椭圆状, 杂乱分布, 占矿物成分的10%, 填充物为碳酸盐、绿泥石。通过对比发现, 二者具有相似的基质成分, 但气孔的发育程度及填充物不同。可见玄武岩中, 当基质成分相同时, 气孔大量发育的玄武岩磁化率要低于气孔不发育或少量发育的玄武岩, 这是因为气孔影响了岩石中磁性矿物的体积含量, 导致磁化率值降低。另外气孔中填充绿泥石的玄武岩比填充石英等无磁性矿物的玄武岩磁化率要高。当玄武岩中的橄榄石发生伊丁石化、绿泥石化, 会使橄榄石释放出铁质氧化物, 引起磁化率突然增高, 达到强磁性, 如图3c所示的变质玄武岩。因此火山岩的磁化率变化主要受其矿物成分因素中橄榄石、辉石、磁铁矿和含铁矿物含量以及结构构造中气孔发育情况及填充物质影响。

4.2.2 侵入岩磁化率差异特征

图4是利用野外实测的105个侵入岩物性点平均磁化率值所做的磁化率频率分布直方图, 表明本区侵入岩具有较宽的磁化率变化范围, 展布于0~22 429× 10-5 SI。在0~50× 10-5和100× 10-5~1 000× 10-5 SI较集中, 呈双峰式分布特征。本区基性、超基性侵入岩磁化率明显高于中、酸性侵入岩, 是因为基性、超基性岩受蛇纹石化后, 辉石被分解形成蛇纹石和磁铁矿, 使得磁化率值剧烈变化, 与中、酸性侵入岩相比, 具有更高的磁化率值。而本区中、酸性侵入岩由于其矿物成分及含量不同, 较基性、超基性侵入岩具有更宽的磁化率分布特征, 规律也更为复杂, 为此我们对中、酸性侵入岩的磁化率特征开展进一步研究。

表2表3为研究区部分中、酸性侵入岩矿物成分和矿物粒度统计表。由表2可以看出, 本区中、酸性侵入岩主要矿物成分为斜长石、石英、黑云母, 不同类型的中、酸性侵入岩还含有其他成分, 如钾长石、方解石、白云母、角闪石、辉石等。从统计结果来看, 石英闪长岩磁化率值最低, 为0.5× 10-5 SI, 细粒英云闪长岩磁化率最高, 达到1 790.6× 10-5 SI, 两者矿物含量最明显的差异是黑云母含量。通过对其他几种闪长岩磁化率值与黑云母含量关系对比发现, 中、酸性侵入岩磁化率值具有随黑云母含量增加而增大的变化特征。

Ali等[22]通过对花岗岩磁化率研究发现, 岩石磁化率与各种矿物磁化率之间存在线性加和的关系, 矿物的磁化率决定了整块岩石磁化率的大小。中、酸性侵入岩所含矿物中, 包含有逆磁性矿物、弱顺磁性矿物和强顺磁性矿物。其中石英、方解石为逆磁性矿物, 斜长石、钾长石、白云母为弱顺磁性矿物, 黑云母、角闪石和辉石属于强顺磁性矿物。逆磁性矿物对中、酸性侵入岩磁化率无明显贡献, 所以中、酸性侵入岩磁化率主要由其中的黑云母、角闪石和辉石等强顺磁矿物决定。

图3 研究区各类岩石矿物组成显微照片(磁化率单位:10-5 SI)
(a)杏仁状强蚀变橄榄玄武岩, κ =21.1; (b)杏仁状强蚀变橄榄玄武岩, κ =759.3; (c)变质玄武岩, κ =2 243.0; (d)角闪闪长岩, κ =15.4; (e)角闪闪长岩, κ =414.2; (f)中粒英云闪长岩, κ =24.7; (g)细粒英云闪长岩, κ =1 790.6; (h)亮晶含藻团块藻屑灰岩, κ =0; (i)细中粒长石石英砂岩, κ =12.7; (j)不等粒岩屑砂岩, κ =32.6; (k)细砂岩, κ =359.1; (l)绢云钙质千枚岩, κ =1.3; (m)绿泥石英岩, κ =32.8; (n)斜长角闪岩, κ =117.4; (o)绿帘黑云斜长片麻岩, κ =507.3
Fig.3 Photo plate mineral composition and polarizing microscope pictures of different rocks in study area (unit:10-5 SI)
(a) Almond-shaped strong alteration olivine basalt, κ =21.1; (b) Almond-shaped strong alteration olivine basalt, κ =759.3; (c)Metabasalt, κ =2 243.0; (d)Hornblende diorite, κ =15.4; (e)Hornblende diorite, κ =414.2; (f)Medium grain tonalite, κ =24.7; (g)Fine grain tonalite, κ =1 790.6; (h)Sparry alga-gobbet limestone, κ =0; (i)Fine-medium grain feldspathic quartz sandstone, κ =12.7; (j)Seriate lithic sandstone, κ =32.6; (k)Packsand, κ =359.1; (l)Sericite calcium phyllite, κ =1.3; (m)Chlorite quartzite, κ =32.8; (n)Amphibolite, κ =117.4; (o)Green biotite plagioclase gneiss, κ =507.3

表2 研究区中、酸性侵入岩矿物成分统计表 Table 2 Statistical results ofintermediate and acid intrusive rock mineral composition of study area
表3 研究区中、酸性侵入岩矿物粒度统计表 Table 3 Statistical results of intermediate and acid intrusive rock grain size of study area

图4 研究区侵入岩磁化率频率分布直方图Fig.4 Distribution histogram of frequency of bulk magnetic susceptibility of intrusive rocks in study area

Rochette[23]对顺磁性物质的磁化率和样品所含离子间的关系进行了研究, 他发现其中Fe2+, Fe3+以及Mn2+对顺磁磁化率贡献最大, 并给出了经验公式:

κ = ρ1000(25.2× Fe2++33.4× Fe3++33.8× Mn2+)μ (8)

式中:ρ 为密度(kg/m3), μ 为磁导率(H/m), 离子含量单位为重量百分比, 磁化率单位为SI。

可见黑云母、角闪石和辉石等强顺磁矿物所提供的Fe2+, Fe3+等离子决定了中、酸性侵入岩的磁化率值大小。

在此基础上, 分析表2发现, 3号角闪闪长岩(图3d)与9号角闪闪长岩(图3e)具有相似矿物组成, 但磁化率值相差20多倍。二者矿物成分对比结果表明, 9号角闪闪长岩中黑云母含量由5%增加到10%~15%, 角闪石含量由45%~50%降至35%, 是引起磁化率发生明显增大的主要原因, 说明该区黑云母所提供Fe2+, Fe3+比角闪石多, 也反映了本区黑云母对闪长岩磁化率的贡献高于角闪石的贡献。

中粒英云闪长岩与细粒英云闪长岩磁化率同样存在较大差异, 中粒英云闪长岩磁化率为24.7× 10-5 SI, 细粒英云闪长岩磁化率为399.1× 10-5 SI。二者具有相同的矿物组成, 钾长石和石英含量不同, 而钾长石和石英含量对磁化率无明显贡献, 因此二者差别主要在于粒度大小(图3f, g)。细粒英云闪长岩磁化率高于中粒英云闪长岩磁化率, 其原因为黑云母中Ti, Fe2+及Fe3+的含量变化会引起黑云母磁化率的变化, 其中Ti可分解形成针状金红石、细粒钛铁矿、磁铁矿和榍石, 这些变化使得黑云母磁化率具有较大差异。随着磁铁矿的粒径增长, 颗粒的磁畴状态分为单畴、假单畴和多畴。当磁铁矿颗粒大小为0.5~1 μ m时, 具有单畴结构, 磁化方向均匀且相同时磁性超强[24]。当矿物粒度减小, 具有单畴结构的磁铁矿颗粒逐渐增多, 导致磁化率明显增高。

根据上述分析可知, 影响本区中、酸性侵入岩磁化率的主要因素为岩石中黑云母含量和矿物粒度大小, 黑云母含量越高、矿物粒度越小, 磁化率值越高。

4.2.3 沉积岩磁化率差异特征

本次共测得59个沉积岩物性点, 岩石类型有灰岩、石英砂岩、砂砾岩、含砾粗砂岩、中细粒砂岩、细砂岩、泥岩等。总体表现为无磁性, 磁化率小于10× 10-5 SI的沉积岩占总体的54%, 磁化率为10× 10-5~100× 10-5 SI的沉积岩占42%, 而磁化率大于100× 10-5 SI的只有4%。

图3h为亮晶含藻团块藻屑灰岩, 主要成分为生物碎屑、藻团块以及填充物, 其中填充物为亮晶方解石。其矿物各组分均无磁性, 因此亮晶含藻团块藻屑灰岩无磁性。图3i为细中粒长石石英砂岩, 岩石成分与含砂屑细砂岩相似, 其中长石轻高岭土化、绢云母化, 岩屑成分可见变质粉砂岩, 另有少量黑云母、白云母零散分布。填隙物由黏土质杂基、钙质胶结物、硅质胶结物组成。黏土质已变为鳞片状绢云母、绿泥石等。钙质胶结物为方解石, 可见少数褐铁矿化。该岩石磁化率为12.7× 10-5 SI, 其微弱的磁性是由岩石中黑云母、绿泥石化及褐铁矿化引起, 但由于含量偏低, 因此引起磁化率变化差异不大。图3j为不等粒岩屑砂岩, 其中岩屑含量占到了60%~65%。岩屑成分可见黏土岩、绢云板岩、变质砂岩、安山岩、流纹岩等, 另见少量黑云母、白云母零星分布。填隙物由黏土质杂基、钙质胶结物组成。黏土质已变为鳞片状绢云母、绿泥石等。钙质胶结物为方解石, 呈裂隙状分布。该岩石磁化率值为32.6× 10-5 SI, 较前几种沉积岩磁化率有了明显提高, 主要是其岩屑百分含量增高, 其中安山岩、黑云母含量的增多引起了磁化率值的增大。图3k为细砂岩, 岩石由陆源砂和新生矿物构成。陆源砂中无含磁性矿物, 新生矿物主要为雏晶黑云母、绢云母、绿泥石, 三者相互混杂呈线痕状分布, 局部绿泥石化。该岩石磁化率为359.1× 10-5 SI, 磁化率明显高于其他沉积岩, 主要是由新生矿物中黑云母、绿泥石化引起的。

通过对上述不同类型的沉积岩矿物含量及磁化率值分析可知, 对于灰岩、泥岩、石英砂岩等以生物碎屑、泥质、黏土矿物、石英为主的沉积岩, 因所含矿物成分无磁性, 所以表现为较低的磁化率值。长石石英砂岩、不等粒岩屑砂岩、细砂岩的磁化率受到岩石中少量黑云母、绿泥石化影响, 磁化率值要高于灰岩和泥岩, 属于弱磁性岩石。上述结果表明, 当沉积岩中含有少量的黑云母和绿泥石等强顺磁性矿物, 其磁化率贡献也是明显的。

4.2.4 变质岩磁化率差异特征

本区共测得变质岩物性点124个, 所测类型有千枚岩、石英片岩、大理岩化白云岩、绿泥片岩、变粒岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩等。图5为变质岩磁化率频率分布直方图, 变质岩的磁化率具有很大的变化范围, 为0.2× 10-5~4 135.7× 10-5 SI, 但总体表现为无磁性或弱磁性, 磁化率值为0~50× 10-5 SI的变质岩占到所测变质岩总数的76%。

图3l为绢云钙质千枚岩, 岩石由白云石、方解石、绢云母和石英组成, 其中白云石和方解石含量占60%, 绢云母含量30%, 石英含量10%。该变质岩原岩为无磁性的沉积岩, 因此表现出无磁性特征, 磁化率仅为1.3× 10-5 SI。图3m为绿泥石英岩, 岩石由石英、斜长石、方解石、绿泥石、白云母、黑云母组成。石英含量为65%, 斜长石含量5%~10%, 零星可见绢云母化, 方解石含量为5%, 局部褐铁矿化, 部分粒内包嵌石英、长石等颗粒, 总体定向分布。绿泥石、黑云母和白云母含量占20%~25%, 其中以绿泥石为主, 黑云母和白云母次之, 黑云母局部绿泥石化和白云母化。岩石中顺磁性矿物的增加, 引起了磁化率值增大, 该绿泥石英岩磁化率为32.8× 10-5 SI。图3n为斜长角闪岩, 岩石由角闪石、斜长石、石英、白云母组成。角闪石含量为60%, 斜长石含量为30%, 强黝帘石化、绢云母化等。石英含量为5%~10%, 白云母含量为1%~5%。岩内还可见少量铁质填充的裂纹。斜长角闪岩的磁化率为117.4× 10-5 SI, 表现为中等磁性, 这是由于变质岩中角闪石的含量明显增加的原因。图3o为绿帘黑云斜长片麻岩, 岩石由石英(15%~20%)、斜长岩(50%)、钾长石(5%)、方解石(少量)、黑云母(15%~20%)、白云母(5%)和绿帘石(5%)组成。其中斜长石黏土化、绢云母化以及绿帘石化, 部分粒内包嵌黑云母颗粒。黑云母和白云母呈微鳞片状、叶片状, 可见绿泥石化、白云母化、绿帘石化。绿帘黑云斜长片麻岩表现出较高的磁性特征, 磁化率为507.3× 10-5 SI, 引起其升高的原因为岩石中黑云母等矿物的大量发育, 及蚀变释放出游离的铁而形成磁铁矿等铁磁性矿物, 引起磁化率的大幅升高[25]

通过对变质岩磁化率特征分析可知, 由于沉积岩为原岩的副变质岩的矿物成分中含顺磁性物质和铁磁性物质较少, 磁性一般较弱; 以岩浆岩为原岩的正变质岩, 其中黑云母、角闪石等强顺磁性矿物含量明显增加, 磁化率较副变质岩高。对于弱磁性的变质岩, 由于其中的铁镁硅酸盐矿物(如黑云母、角闪石、绿泥石)原始结晶形态比磁铁矿原始结晶尺寸大, 且在岩石中含量远大于磁铁矿, 因此磁化率主要受黑云母、角闪石、绿泥石等强顺磁性矿物含量影响, 在后期变质过程中, 黑云母、角闪石经蚀变析出游离的铁离子后, 形成磁铁矿等铁磁性矿物, 岩石磁化率发生明显增高, 其磁化率主要由铁磁性矿物决定, 通常新生矿物量越高, 磁化率变化越大[26]

图5 研究区变质岩磁化率频率分布直方图Fig.5 Distribution histogram of frequency of bulk magnetic susceptibility of metamorphic rocks in study area

4.3 研究区岩石空间分布和时间分布对磁化率差异影响分析

4.3.1 岩石磁化率空间分布差异特征

研究区内岩石磁化率总体呈中部相对高, 东、西部相对低的分布特征(图6)。磁化率均值高于1 000× 10-5 SI的强磁性岩矿石, 主要沿库地— 其曼于特早古生代结合带分布, 在博斯坦乡南、阿羌乡东部和叶亦克东部分布较集中。根据踏勘结果及地质资料, 博斯坦乡南部地区磁化率高值区主要由晚古生代二叠纪蛇纹岩、辉长岩等基性— 超基性岩以及磁铁矿引起。阿羌乡东部地区磁化率高值区由晚古生代二叠纪闪长岩及变基性阿羌火山岩引起。叶亦克东部苦阿附近的高磁化率物性点是由石炭— 二叠纪辉绿岩、石炭— 二叠纪花岗岩、奥陶纪黑云二长花岗岩引起。磁化率为500× 10-5~1 000 × 10-5 SI的岩石主要分布在阿羌一带, 根据地面踏勘结果, 主要由阿羌火山岩中的玄武岩引起。研究区西部磁化率偏低, 多集中在0~100× 10-5 SI, 主要以变质岩为主, 岩性较复杂, 即有滹沱系的变粒岩、绿泥石英岩、二云长石石英岩、千枚岩、片麻岩等老变质岩, 又有石炭系、二叠系的石英砂岩、砂质砾岩、灰岩等沉积岩。这一区域的侵入岩分布相对较少, 仅在西南角有花岗岩体出露, 由于通行条件差, 未能获取该处磁化率数据。另外区内零星分布的一些中酸性侵入岩磁化率偏低, 通常小于100× 10-5SI。

通过对磁化率分布特征分析发现, 沿库地— 其曼于特早古生代结合带分布的各类侵入岩总体表现出较强的磁化率值特征, 这一区域侵入岩多为深源产物, 其中, 奥陶纪的花岗岩属于碰撞后抬升— 造山晚期花岗岩类, 石炭— 二叠纪花岗岩属于扩张构造背景地幔成因, 均形成于较高的温压环境, 较其他地区相同类型侵入岩, 表现出较强的磁化率特征。分析其原因, 为深源物质在较高温压环境下, 磁性矿物转化活动变得更加活跃, 导致磁性发生显著变化。

图6 研究区岩矿石平均磁化率分布图Fig.6 Location map showing average rock magnetic susceptibility in study area

4.3.2 岩石磁化率时间分布差异特征

研究区内中、酸性侵入岩磁化率具有较明显的时代差异特征。酸性侵入岩中, 晚古生代石炭— 二叠纪花岗岩、黑云二长花岗岩磁性较弱, 变化范围为16.7× 10-5~72.9× 10-5 SI。早古生代奥陶纪花岗岩、黑云二长花岗岩磁性较强, 变化范围为291.6× 10-5~1 480.7× 10-5 SI。中、酸性侵入岩中, 晚古生代二叠纪的花岗闪长岩磁性要普遍低于早古生代志留纪花岗闪长岩。晚古生代的花岗闪长岩岩体主要有二叠纪皮什盖岩体、奇阿勒克岩体, 磁化率从12.3× 10-5 SI变化到51.8× 10-5 SI, 表现为弱磁性。早古生代志留纪阿拉雷克岩体中的花岗闪长岩, 磁化率在66.4× 10-5~625.6× 10-5 SI变化, 表现为中等磁性。闪长岩类的中性侵入岩磁化率变化范围较大, 从0.4× 10-5 SI变化到3 473.5× 10-5 SI, 虽然本次测量中, 磁化率最高的闪长岩为晚古生代二叠纪皮什盖岩体, 磁化率达到3 473.5× 10-5 SI。但总体来看, 早古生代的闪长岩磁化率要高于晚古生代。根据上述特征规律分析, 本区早古生代中、酸性侵入岩磁化率要高于晚古生代。

5 结 论

通过本研究工作, 填补了区内缺少全面、系统的岩石磁化率研究的空白, 对该区岩石磁化率特征有了较全面的认识。其特征表现为不同岩性的岩石磁化率存在明显差异; 不同时代相同岩性磁化率具有明显差异; 不同地区相同时代相同岩性磁化率具有明显差异。引起差异主要原因为岩石中矿物成分和结构以及岩石的时空分布因素。

岩石中超顺磁、铁磁性矿物含量越高, 岩石磁化率越高。中、酸性侵入岩磁化率值主要受黑云母含量因素决定, 黑云母对磁化率的贡献要高于角闪石。沉积岩中含少量黑云母和绿泥石等强顺磁性矿物, 对沉积岩的磁化率贡献也是明显的。变质岩变质初期磁化率主要受强顺磁性矿物含量影响, 后期变质过程中, 主要由铁磁性矿物决定, 通常新生矿物量越高, 磁化率值越高。中、酸性侵入岩中超顺磁矿物粒度越小, 磁化率越高, 火山岩中气孔发育越多, 磁化率越低。对于相同岩性的岩石, 磁化率具有沿深大断裂分布磁化率高, 沿次级断裂分布相对低的空间分布特点和早古生代的中、酸性侵入岩磁化率要高于晚古生代中、酸性侵入岩的时间分布特点。

The authors have declared that no competing interests exist.

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