都兰白石崖M20地区火山岩的地质－地球物理特征

杨立功，刘继顺，尹利君，刘卫明，3，刘文恒

（1.中南大学有色金属成矿预测教育部重点实验室，湖南 长沙410083；2.中南大学地球科学与信息物理学院，湖南 长沙410083；3.江西理工大学资源与环境工程学院，江西 赣州341000）

青海省都兰县白石崖矿田是柴达木盆地东缘矽卡岩型铁多金属成矿区的重要组成单元，矿田中的各矿床主要沿下拉木松杂岩体西侧分布，赋存于晚三叠纪～早侏罗纪中酸性火山－侵入杂岩与石炭系碳酸盐岩－碎屑岩地层的接触部位。控矿构造按岩浆活动形式分为：侵入岩接触带、火山岩接触带＋断裂＋爆破角砾岩筒和火山机构＋中央岩株［2］三种，特别是后两种控矿模式最具代表性的M18和M20矿床的资源量，占据了查明资源的70%以上［1］，显示了火山－侵入岩浆活动对矿床控制的重要作用。然而，强烈的剥蚀夷平化作用，导致山间谷地充满了第四系洪积物和风成沙，严重的影响了对火山岩及火山机构的直接观察。为此，根据该区火山岩、岩浆岩和地层的地球物理特征，进行了物探面积性高精度磁测和剖面性Eh4高频大地电磁测深测量。依照地球物理数据的多级处理和反演结果，按区内岩浆的活动规律，确定了火山－侵入岩浆活动机构及其产出岩石的空间分布状况，在指导深部隐伏矿体的勘探工作中，取得了良好的效果。

1 火成岩地质特征

研究区处于柴达木地块东南缘，鄂拉山隆起带西侧，系秦祁昆仑三大构造体系的汇合处的三叠纪鄂拉山火山－岩浆弧弧前增生楔［4］部位。所发育的印支晚期～燕山早期的侵入岩及晚三叠纪的火山岩是西秦岭地块向柴达木地块下俯冲，发生陆内碰撞，形成深成壳源重熔岩浆，在短期强烈挤压的陆内造山作用下，形成深成侵入体侵位于同期喷发岩之中的岩浆弧（带）［3］。

1.1 火成岩分布特征

1.1.1 区域分布特征

鄂拉山岩浆弧总体上呈北北西向分布，连接柴北缘、东昆仑和西秦岭三个构造体系。东侧以晚三叠世鄂拉山组陆相火山岩为主，西侧以广泛发育与火山活动同期的深成侵入岩为特征。岩浆侵位和火山岩分布受地表浅层断裂制约，北段沿柴北缘东西EW向断裂分布，在大海滩、查查香卡等地发育有大规模的侵入体和火山岩；南段则受NW、NNW向构造控制，沿哇洪山－柯柯赛－英德尔断裂系分布，在下拉木松、哈拉郭勒发育有大型侵入杂岩体和大量的中酸性火山岩，并伴随有铁多金属矿床产出。研究区中的火山岩及岩浆岩便是受NW、NNW向构造控制的岩浆活动产物，属鄂拉山岩浆弧－柯柯赛序列－下拉木松单元。

1.1.2 研究区分布特征

研究区位于北西－南东向的白石崖背斜核部东侧。南西侧出露印支晚期～燕山早期的中酸性－酸性侵入岩和三叠纪鄂拉山组中酸性－酸性火山岩，自南东向北西，侵入岩出露逐渐消失，在北西段仅在覆盖区中见有少量火山岩；北东侧主要出露以厚层状大理岩为主，生物碎屑灰岩次之的石炭纪白石崖组沉积岩地层，自南东向北西，逐渐被第四纪砂土层所掩埋。

1.2 岩浆活动规律

带内岩浆活动为印支晚期～燕山早期，侵入岩和火山岩均有发育。早期以侵入为主，总体上受北西向和北北西向区域断裂控制，各单元岩体具有同心环状特点，发育以长英质为主的中酸性岩体，主要为石英闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩，规模从岩基、岩株至岩脉不等；中期则以强烈的陆相裂隙－－中心式火山喷发为主，发育安山质、英安质和流纹质系列的火山角砾岩、集块岩和熔岩等；晚期岩浆活动明显减弱，由火山喷发－喷溢向浅成－超浅成侵入转变，岩性也由中酸性转变为酸性，并沿NW和NNW向断裂带发生花岗质岩株侵入，形成的火山岩为流纹岩，脉岩为二长花岗岩、石英正长岩和钾长花岗岩。

1.3 火成岩岩石学特征

区内侵入岩主要为灰白色－灰红色中粒花岗闪长岩和肉红色中细粒二长花岗岩。其中，灰白色－灰红色中粒花岗闪长岩为中细粒花岗结构，块状构造，主矿物斜长石、钾长石、石英、角闪石和黑云母，副矿物为磁铁矿、褐帘石、磷灰石、榍石和锆石。肉红色中细粒二长花岗岩为中粒花岗结构，块状构造，主矿物为斜长石、钾长石、石英和黑云母，副矿物为磷灰石、锆石和褐帘石。

火山岩以英安质和流纹质火山岩为主，发育英安质含火山集块角砾岩、英安质晶屑熔结凝灰岩、流纹质凝灰熔岩、英安岩和流纹岩，多为凝灰角砾熔岩结构，块状构造，所见的碎屑主要为长英质晶屑、岩屑、玻屑，填隙物或胶结物通常由火山灰、熔岩和隐晶－微粒质的长英质物质组成，各岩类、岩相间界线清楚。

1.4 岩石化学与地球化学特征

岩石化学参数及CIPW标准矿物计算表明：印支期柯柯赛序列侵入岩为高钾、铝过饱和、钙碱性中酸性岩浆岩；区内三叠纪火山岩的岩石化学特征同样显示出：其为高钾、富铝的钙碱性安山岩－流纹岩火山岩系列。根据二者产出时间及岩石化学特征可以认为侵入岩与火山岩均属于同一岩浆活动的产物，为地壳重熔型同源岩浆演化的产物。

微量元素分析结果表明：与世界同类岩性相比，这套中酸性岩浆岩富集Cu、Pb、Sn、Co、Ni、Cr等亲铁亲硫元素，强不相容元素Rb、Th相对亏损，Ba轻度富集，Ta、Nb、Ce、Sm、Hf、Y、Yb亏损。反映出岩浆演化过程中结晶分异，使得岩体早期富集亲铁元素，晚期富集亲石元素［2］，预示了早中期岩浆活动具有良好铁多金属矿物的成矿条件［5］。

2 火山岩的地球物理特征

表1为工作区数年岩矿石及地下水测定的感应磁化率和电阻率的统计整理结果［6－7］，反映了区内岩矿石及相关环境物质的电、磁特征。

表1 研究区内岩矿石及地下水的物性参数测定一览表

2.1 岩石磁性特征

1）沉积岩系灰岩、砂岩、大理岩无磁性。

2）中酸性火山岩系为微磁－弱磁。其中，流纹质的岩石磁性低于100×10－64πSI，显示微磁性；英安质岩石磁性为184～525×10－64πSI，属弱磁性。当火山岩其大面积出露时，可产生到数－数十纳特的弱磁异常。

3）中酸性侵入岩的磁性，为微磁－弱磁。钾长花岗岩磁性为120×10－64πSI；花岗闪长岩磁性相对偏高，为467×10－64πSI，可产生数十到上百纳特（nT）的磁异常。

4）磁铁矿石和铁多金属矿石为强磁性，平均磁化率为55738～67832×10－64πSI，可产生强烈的磁异常，当其于地表，规模较大时，可产生上万纳特的异常。

5）经蚀变和风化后的英安质构造碎裂岩，无磁性。

6）区内感／剩磁比Q大于5，可忽略剩磁作用［1］。

总体上讲，各岩石磁性的强弱与岩石中铁磁矿物的含量成正比，感磁的大小反应了铁磁性矿物在岩石中的体积含量。岩矿石磁性特征表明，岩浆活动产生的侵入岩和火山岩相对沉积岩系可产生弱磁异常，其中，中酸性岩石磁性又略强于酸性岩石；区内的铁及铁多金属矿体则可产生强度较大的磁异常。

2.2 岩石电阻率特征

1）岩浆活动产生的中酸性侵入岩和火山岩，电阻率较高，多在7000～9000Ω·M，仅结构松散的火山集块岩相对偏低，为4688Ω·M。

2）沉积岩系中的大理岩与石英砂岩，电阻率较高，分别为6573Ω·M和9061Ω·M；而生物灰岩则较低，为1967Ω·Μ。

3）磁铁矿和铁多金属矿矿石电阻率最低，仅为57Ω·Μ和399Ω·Μ。

4）与构造环境有关的碎裂岩和地下水电阻率较低，分别为67Ω·Μ和944Ω·Μ。

电阻率的变化反应了岩石电阻率与其中导电性矿物含量和含水度成反比的关系，同时反应了区内地下水为中高盐碱度的特征。

综合上述，岩石及地下水物性的来看：①金属矿体具有（高磁，低阻）；②中酸性侵入岩具有（微磁－－弱磁，高阻）；③火山岩具有（微磁—弱磁，中高阻）；④沉积岩（无磁）；⑤富水构造环境为（无磁，低阻），这为本区利用磁法和电法工作确定岩矿石及构造分布奠定了地球物理基础。

3 地球物理异常分布及解释

3.1 磁法平面异常分布及解释

由研究区垂直化极磁异常的平面分布图知：在测区北东部Ⅰ区，三叠纪火山岩与石炭纪大理岩的接触带上，获得了两个走向NW的异常区（Ⅰ－1和Ⅰ－2），共计6片强磁异常。异常与浅部已知隐伏矽卡岩型磁铁矿体对应较好，为矿体感应磁场的反映；在测区南西部Ⅱ区，三叠纪火山岩分布区，获得了多处以低值为中心，总体走向NW的封闭低缓磁异常，经向上延拓后，异常消失，反映了火山岩磁性物质多集中于近地表浅部。

基于区内成矿与火山—岩浆活动有关，为了解其深部分布，对磁法化极数据使用了小波多尺度分解变换，将异常分解到多尺度空间中，获取其不同尺度、深度磁场的空间分布［8］。在图1小波多尺度分解的差分细节中可以看出，随着分解阶数的增高，在研究区A、B处，出现了两个形态分别为环状和椭圆状的低值负磁异常中心。

图1 小波多尺度分解差分平面等值线图

按区内岩浆活动早期中酸性岩浆侵入，中期喷发，晚期喷溢和酸性岩浆侵入的特点，依据各岩性磁性参数推定：闭合负磁异常由火山活动机构引起。结合垂向二导和小波对角线细节影像分析［9］，获得了图2中火山机构的平面空间位置A、B和控制岩浆分布的NW向构造F。

3.2 剖面地球电、磁异常分布及解释

由于存在强磁性铁多金属矿体，因此在磁性体反演中，使用了强磁异常拟合和剩余异常拟合的二级反演。在反演断面中，两条剖面自南西向北东具有相同的物性结构特征：①磁性体在水平方向上，按弱磁—无磁（或微磁）—弱磁—强磁—无磁分布；在垂直方向上，深部强磁体消失；②电性在水平方向上，剖面中部存在一处低阻带，在垂直方向上深部电阻率逐渐变高。

图2 火山机构平面分布图

综合考虑岩矿石及地下水的物性参数，按照岩浆活动活动规律和区内岩石分布情况推测：弱磁体为中酸性火山岩所致；无磁（微磁）体为酸性岩浆岩和沉积岩所致；高磁体为含多金属的磁铁矿体所致；大规模的低阻体为火山岩＋富水火山构造所致，小规模的低阻由铁多金属矿体所致；中高阻则反映了区内完整岩石的电性特征。从而推定了火山活动机构及岩矿石的断面分布状况（图3）。

图3 火山机构空间分布地质剖面图

为突出反应界面电性变化情况，抑制层状低阻叠加干扰，对电性剖面数据使用了Laplace二导［10］和Salter行侦变换，较为准确的获得了地电断面。

经验证，在A区剖面的D段见到了英安岩，E、F点见铁多金属矿体，在G点见到了花岗闪长岩；在B剖面的D段见到了流纹质火山碎屑熔岩，E段见到了英安岩，F点见到了花岗闪长岩。

3.3 地球物理异常形成机理

岩浆活动早期，在其冷凝过程中，其中磁铁矿的温度，从其居里温度以上降至居里以下时，在地磁场的作用下，矿物中形成磁畴，并呈定向排列，产生宏观磁性。所形成的磁场强度与磁铁矿的含量成正比，分散在岩浆岩中时，形成了弱磁性；在成矿作用下富集于接触带时，形成强磁性铁矿体。

同时，以长英为主的成岩物质，在高温高压的封闭成岩环境下，形成了结构紧密的高电阻率岩体。从而产生了早期的弱磁、高阻花岗闪长岩。

岩浆活动中期，强烈喷发的作用，使得中酸性岩浆喷至地表，岩浆冷凝固结后形成弱磁性的英安岩。由于此时形成的岩石出露地表，其压力温度较低，形成的岩石较为松散，密度低，在饱和水状态下，电阻率低于同类侵入岩。

岩浆活动晚期，岩浆逐渐由溢流相转为侵入相，形成晚期的中心岩株结构，同时由于岩浆分异作用，岩石中铁磁性矿物逐渐减少，形成火山通道中的无磁（微磁）的流纹岩和未喷发的花岗斑岩，同时电阻率也随硅质的升高和铁磁性物质的减少而升高。与此同时，由于岩浆期后热液沿火山机构的蚀变活动，对火山通道中的岩石产生了退磁作用使得火山通道形成了无磁区。

岩浆活动结束后，对磁性矿物的表生氧化作用，也对火山机构中的岩石起到了退磁。

整个岩浆活动中，岩浆侵入时的膨胀挤压和冷凝时的固结收缩，使得岩浆活动通道和边缘产生了一个构造边，活动结束后，在地下水充盈的情况下，其电阻率主要由地下水电阻率决定［11］，形成低阻。

因此，在整个岩浆活动结束后，于火山通道上形成了纵向发育可达到1000m的以低磁、低阻为主要地球物理特征的管状火山熔岩区；同时，在火山活动通道底部形成了以微磁、高阻为主要地球物理特征的冠状中心岩株。形成如图4所示的理想空间地质——地球物理模型。

4 结论

研究区火山－侵入杂岩是鄂拉山岩浆弧＼柯柯赛序列＼下拉木松中粒二长花岗岩单元的组成部分，印支～燕山期岩浆活动后，随着青藏高原的整体抬升，区内形成的火山－岩浆环境基本无重大改变。因此，本次研究所确定的线性串珠状负磁闭合异常的平面垂直磁场特征和浅部低磁、低阻，深部低磁、高阻的柱状电、磁综合剖面特征，反映了区内岩浆活动产生的火山岩和火山机构的空间分布特征及地球物理特征。所形成的理想地质——地球物理模型具有一定的代表性，可用于研究本区及邻区的岩浆活动机构的空间分布状况，指导区内的成矿地质背景研究和找矿勘探，并为本区填制火山——岩浆岩的三维立体图奠定基础。

另外，鉴于该区侵入岩及火山岩磁性为弱磁性，产生的异常幅度较小，同时，区内存在有强磁性的铁多金属矿体。因此，在资料整理过程中，弱信息的提取、分辨是整个数据处理的关键，宜采用异常分离、小波分析和求导的处理方案［12］，避免弱信息提取过程中传递误差的放大，以及不适定问题的产生。

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