四川江油马角坝地区飞仙关组磁异常地质因素讨论

李 军,李 霞,陈喻溪,简兴祥,张 兵,陈进超

(1.成都理工大学 地球物理学院,成都 610059;2.地球勘探与信息技术教育部重点实验室(成都理工大学),成都 610059)

马角坝地区位于龙门山中北段前山带的边缘,志留系、泥盆系在该地区大面积存在,并且石炭系、二叠系、三叠系也分布广泛,其岩性以碳酸盐岩为主。其中志留系以大套泥页岩为主,上三叠统须家河组出露大套碎屑岩系,而下三叠统飞仙关组则主要由海相紫红、暗紫色页岩、泥岩以及砂岩所组成［1］。此外,川西北地区的飞仙关组与下伏的上二叠统大隆组整合接触,可以分为上、下两段。其中下段为灰色及浅灰色中-厚层粉-细晶灰岩,夹圆柱状灰岩、鲕粒灰岩、砾屑灰岩、生屑灰岩及少量泥质灰岩;上段为大套紫红色、暗红色钙质粉砂质泥页岩夹薄层生屑灰岩。冯增昭等［2］提出台地盆地环境包含了四川盆地以及中国南方的早三叠世飞仙关期。也有学者提出,飞仙关期有着与长兴期的台槽相间基本相似的沉积格局,并指出早期在飞仙关期发生海退,且渐渐充填晚二叠世的深水海槽区,到飞仙关中后期则形成了浅水碳酸盐沉积区,并一直表现出稳定的沉积相［3］。

自20世纪60年代开始在川北地区飞仙关组进行油气勘探,并且取得了比较好的成果,其中近年的普光气田更是在飞仙关组显示出巨大的油气勘探潜力。丰富的油气资源也在不断促进对飞仙关组的深入研究,尤其在川东北部飞仙关组中的白云岩形成原因以及分布的研究更为详细,并且二叠系、三叠系的沉积环境、沉积相以及大区域的构造、古生物的研究［4-7］等均有长足进展。

众所周知,四川盆地中西部存在大规模形态规则、连续性好且具有明显北东走向的航磁异常。一般认为该异常反映了前震旦纪结晶基底分布和基底下伏的基性岩体［8-10］;但是,关于该大规模磁异常的地质起源及动力机制尚不明确。四川盆地覆盖数千米至十余千米的水平沉积盖层,除飞仙关组泥页岩外,几乎不具有磁性。比较共性的观点是,在新元古代,全球Rodinia超级大陆及华南板块区域的伸展背景下,四川盆地西缘发育大陆裂谷伸展构造,在四川盆地西南缘出露有大量的岩浆岩,包括中酸性侵入体、基性侵入岩和喷出的玄武岩及相应火山岩地层［11-13］。但这一伸展构造是否影响到盆地内部,在震旦纪之前盆地是否发育伸展构造,以及这一伸展构造对后期盆地西缘的构造演化和岩浆事件的继承影响作用,仍是值得探索的问题。特别是晚二叠世大火成岩省的岩浆事件在盆地的磁异常的形成、改造和对盖层的热演化作用,其研究结果对于四川盆地超深层天然气成藏理论具有重要指导意义。

最近几年,在四川盆地的东北部飞仙关组中发现天然气资源,并且通过研究表明该天然气中有较高含量的H2S及CO2,这可以作为证明发育热化学硫酸盐还原作用(TSR)存在的重要依据。但由于地表主要覆盖巨厚的中新生代地层,少见火成岩和对应的岩浆事件及热源证据［14］,导致上述两种介质对于碳酸盐溶解的机制依旧存在争议。

近年来我们在成都理工大学的马角坝实习基地指导学生高精度磁法实习中,测量发现有较强的磁异常出现在勘探地质路线中,经分析圈定区域为飞仙关组的紫红色泥岩区。赵亚博等［15］根据航磁结果认为,在地表所出现的很厚的飞仙关组可能与四川北部的江油地区所显示的北东向正磁异常相对应。但我们通过磁异常特征分析和物性测试发现,马角坝地质剖面的实测磁异常并不能与飞仙关组红色泥页岩相匹配。那么这一磁异常是否可能对应了某个阶段的岩浆热事件呢?

本文试图利用改进的L0范数约束反演算法,对在马角坝区域实测的平面磁测数据和两条高精度磁剖面数据进行磁性参数的聚焦反演,结合现有地质认识和区域地球物理特征,尝试解析该区强磁异常的可能地质事件和地质因素,为进一步深化实习地质路线的深部地质认识和盆地区域油气构造赋存规律提供新的认识。

1 地质地球物理背景

研究区地处四川盆地西北缘,紧邻米仓山推覆体前缘以及龙门山造山带、松潘-甘孜褶皱带(图1),保存了印支期华北板块与华南板块相碰撞拼合的构造演化证据［16-17］。四川盆地在震旦纪-三叠纪末,其整体都处在被动大陆的边缘环境中,碳酸盐岩夹碎屑岩为其主要沉积,并且在西北造山带的作用下全区褶皱上升为陆地。研究区作为松潘-甘孜褶皱带和扬子地台之间的过渡带,在印支运动期表现十分强烈,其古生界和三叠系发生了强烈变形。区内地层中的众多北东向断裂和褶皱构造都是在西北向东南推挤作用下形成的,呈叠瓦状(图1-C)。

图1 马角坝地区地质构造简图Fig.1 Geological structure sketch map of MajiaobaL1.田家祠堂-老鹰咀磁测剖面;L2.陈家卡子-水库包磁测剖面

在松潘-甘孜褶皱带向扬子地台过渡的龙门山构造带中北段前缘的马角坝地区,其区域重力异常表现为过渡区带北东向的梯级特征(图2-A),表明了龙门山构造带东西两侧的岩石圈结构差异。西侧负重力异常反映了其巨厚的中生代沉积和莫霍面的拗陷;东侧四川盆地高重力异常,主要为坚硬的古陆核和相对较浅的莫霍面的响应。航磁异常整体与重力异常分布相似,呈北东走向,正负异常相间呈现(图2-B)。龙门山构造带西侧的弱正磁异常为中生代弱变质基底响应,东侧四川盆地腹地的南充一线为较强北东向正异常,主要为该带结晶基底的响应。介于龙门山构造带和南充强磁异常之间的川西拗陷负磁异常带,反映了其巨厚的沉积盖层。值得一提的是沿龙门山构造带存在局部圈闭的重磁异常正异常,过去一般认为是龙门山推覆上来的康定杂岩体;但随着深部地球物理研究的深入,发现这些圈闭异常可能为深数千米的残留基性块体或侵入岩体引起［18-19］。近年来在马角坝西北部唐王寨-仰天窝发现了长达数百米至几千米的与峨眉地幔柱有关的北东向辉绿岩脉［20］,从区域重磁异常特征来看,该辉绿岩脉可能有沿龙门山断裂带向北延伸的趋势。

图2 马角坝地区区域重磁异常图Fig.2 Regional gravity and magnetic anomaly map of Majiaoba area(A)区域重力异常;(B)区域磁异常

2 磁异常L0约束聚焦反演方法

在磁异常三维物性反演中,为获得有效稳定的解,对目标函数进行约束和改进,其反演效果与所加入的约束项和改进方式密切相关,不同的约束算法都有着不同的约束效果,例如L0范数、L1范数和L2范数对反演约束效果就不尽相同。Peng G.等［21］研究了Lp范数(0

2.1 基于改进的L0约束的聚焦算法原理

位场数据的逆问题通常是不适定的,解非唯一且不稳定,本文通过Tikhonov正则约束来实现其稳定解［23］,其目标函数为

Pμ(m)=φ(m)+μL(m)

(1)

式中：μ为正则化参数;L(m)为模型目标函数;φ(m)为失配函数,用以评估实测和预测磁幅数据之间的差异,表达式为

(2)

式中：dobs为观测磁异常数据;dpre为预测磁异常数据,通过线性计算求得

dpre=Gm

(3)

式中：G为正演核向量;m为求解模型向量。

数据加权函数(Wd)表达式为

Wd=diag(diag(GTG)1/2)

(4)

对模型目标函数L(m),本文选择L0范数作为其最小支撑稳定函数。但实际上L0范数在向量mi为0时不可导,在计算中则采用以下形式近似代替

(5)

式中：β为聚焦因子。

以基于L2范数的模型目标函数形式重新对模型目标函数L(m)表达

(6)

式中：Wm为模型加权函数;Wβ为对角矩阵,其表达式为

Wβ=(m2+β2)-1/2

(7)

模型加权函数Wm表达式为

Wm=diag(diag(GTG)1/2)

(8)

为方便计算,将Tikhonov目标函数写在加权模型参数空间中

(9)

式中：mw、Gw、dw为加权模型参数,可分别表达为

mw=WβWmm

(10)

Gw=WdGWm-1Wβ-1

(11)

dw=Wddobs

(12)

采用迭代正则化共轭梯度(RCG)方法计算最优解,以找到反问题的结果,梯度方向则需要计算目标函数Pμ(mw)对加权密度mw的一阶导数

(13)

本文推导过程充分考虑了参数变量m的存在,因此结果合理。求解模型向量

(14)

聚集因子为趋近于0的极小值,若有物性参数mi也趋近于0,则对角矩阵Wβ=(m2+β2)1/2中的分母趋近于0,从而导致该点反演结果发散。为得到稳定、聚焦的反演结果,本文加入一个不为0的背景磁化强度s。此时异常体的磁化强度由mc变为mc+s,解决了在计算中出现分母趋近于0的情况,也就不会存在发散的反演结果。在反演中其上下限参数需在原基础上加上背景磁化强度,将最终的反演结果减去背景磁化强度则得到真实的异常地质体剩余磁化强度。

2.2 模型试验

为证实上述算法的可行性,本文设计了一个“Y”形岩脉模型,设计磁化强度为1 A/m,左右分别向下延伸至200 m、400 m,模型顶部深度为50 m(图3-A),计算区域为1 km×1 km,计算节点数为 21×21×10=4410,节点距为50 m,获得计算的磁场数据(图3-B)。为了使合成模型能够更好地检验方法的实用性,我们在所建模型中加入5%的噪声污染(图3-C),以期模型数据接近实际测量的情况。将地面观测的每个数据对应放置于地下剖分网格上表面的中心位置,在反演时加入的计算区域背景磁场强度(H)为1 A/m,以克服聚焦因子选择敏感和当某一块体物性参数趋于0而导致反演结果发散的问题,最后通过共轭梯度计算得到反演结果(图3-D)。从反演得到的水平切片(z=100 m;图3-E)和垂直切片(y=500 m,x=600 m;图3-F、G)结果来看,合成的多源异常在地表以下不同深度的重建是可以接受的,反演切片与模型的真实位置和磁性参数均比较接近。

图3 模型正反演结果图Fig.3 Model forward and inversion results(A)三维模型示意图;(B)磁模型正演结果;(C)磁模型加噪后正演结果;(D)磁模型反演结果三维图;(E)磁模型反演截面;(F)磁模型反演xz剖面;(G)磁模型反演yz剖面

3 实测数据分析与反演

3.1 磁测异常特征

成都理工大学马角坝实习基地的实测地质剖面自北西向东南横跨志留系-侏罗系沉积岩。实习区无岩浆岩、变质岩。沉积岩和松散沉积物为主要出露岩石,以碳酸盐岩为主,碎屑岩次之。其中碳酸盐岩的磁化率较低(表1),测试范围均在(0～20)×10-5SI之间,表现为典型的沉积岩弱磁性特征;飞仙关组红色泥页岩的磁化率大多在(50～100)×10-5SI之间,剩余磁化强度为0.01～0.1 A/m,有一定的磁性,这与姜枚等［24］古地磁测试的飞仙关组有较强磁性一致。实习区所观测到的岩层及已知的主要断层都与山体延伸的方向一致,呈北东-南西方向。并且区域断裂构造发育,共识别出8条断层,自北西→南东为：雁门坝断层(F1)、白岩山断层(F2)、小白岩山断层(F3)、滚柴坡断层(F4)、中梁山断层(F5)、漆树沟断层(F6)、李家湾断层(F7)、白鹤土断层(F8)。

表1 地质路线典型岩性磁性参数测试结果Table 1 Test results for magnetic parameters of typical lithologies of geological route

我们通过实测获得了马角坝实习区磁异常数据(图4)。为了获得测区磁异常更精细的深部结构,还针对磁测区典型地质剖面完成了两条高精度磁测地质剖面的精测数据(图5)。其中测区磁异常范围涵盖F2到F4断裂,两条高精度磁测测线(L1、L2)垂直于构造走向,主要跨过F2至F4断裂,分别以泥盆系、二叠系和三叠系的部分地层为经过区域(图1,图4)。

图4 马角坝测区磁异常平面图Fig.4 Plan of magnetic anomaly in Majiaoba survey areaL1、L2为高精度磁测剖面

图5 测线地质剖面磁异常及对应地质剖面图Fig.5 Magnetic anomaly of geodetic profile and its corresponding geological sections

总体来看,磁异常主要集中在飞仙关组上段的红色泥页岩区间,呈北东走向(图4),异常强度最大可以达到800 nT,异常宽度与地层宽度接近,并且断层处异常均有较明显的磁异常变化和形成异常的梯级带。从异常特征来看,测线经过的泥盆系沙窝子组、观雾山组以及二叠系吴家坪组等碳酸盐岩(白云岩与灰岩)区均表现出非常弱的磁异常(图5),而磁异常主要出现在F2断层南侧飞仙关组上段、F3断裂两侧的飞仙关组下段和上段、F4断层南侧的飞仙关组上段泥页岩区,其中下段灰岩磁异常较弱。

3.2 实测数据反演

利用上述聚焦算法对马角坝测区平面磁异常数据进行三维反演,反演网格节点数为4 851个(21×21×11),节点单元的大小为70 m×60 m×30 m,经250次迭代得到三维反演结果(图6)。同时,我们还对典型地质剖面的精测磁异常进行了拟三维反演：剖面L1(图1-C)测线长为1 km,反演节点数为4 961个(41×11×11),其中节点单元的大小为25 m×30 m×30 m;剖面L2 (图1-C)测线长为720 m,反演节点数为4 851个(21×21×11),其中节点单元的大小为36 m×9 m×30 m,经250次迭代得到剖面磁异常反演结果(图7)。

图6 马角坝测区磁测数据反演结果Fig.6 The inversion results of magnetic data in Majiaoba survey area

图7 马角坝高精度磁测剖面磁异常反演结果Fig.7 Inversion result of magnetic anomaly of Majiaoba high precision magnetic survey section

通过反演结果(图6,图7)可以看出异常源的磁化强度最大可达6 A/m,远比测区碳酸盐岩和泥页岩测试的磁化强度大,接近常见的超基性或基性岩体,其成像结构均呈孤立体,没有明显倾向,深度均大于50 m,向下延伸深度较大。从平面三维成像结构上看(图6),高磁化强度基本沿飞仙关组上段的红色泥页岩呈北东向展布,大多以局部圈闭异常赋存,控制了飞仙关组上段的红色泥页岩的分布。从精测剖面成像结果来看(图7),无论是成像的强度或成像的形态,都揭示了测区强磁异常并非由地表大面积出露的红色泥页岩引起。

4 磁异常地质因素讨论

根据地层区划分,马角坝地区的地层应该归于扬子地层区中的上扬子地层分区。现今已知的是上扬子区可以分为强磁性层、中-弱磁性层,其中强磁性层包括下元古界深变质岩系以及二叠系玄武岩,中-弱磁性层则以中上元古界浅变质岩系为主。从航磁异常来看,马角坝地区及马角坝断裂向北有明显的磁异常(图2)。另外,通过实测数据我们发现马角坝地区飞仙关组上段红色泥页岩有一定的磁性;姜枚等［24］在四川盆地东部三叠系也发现飞仙关组有较强磁性;而赵亚博等［15］认为在川北江油附近出现的北东向正磁异常可能与地表出现很厚的飞仙关组对应。但结合岩性参数测试(表1)和反演计算结果(图6,图7)可以推断,马角坝磁异常虽然主要存在于飞仙关组上段紫色泥页岩中,但可能还存在深部的地质因素。

从晚古生代持续到中三叠纪,扬子地台西缘在地幔上隆的影响下发生了裂陷,期间裂陷活动不断发展,并且到二叠纪达到高潮,该事件被称为“峨眉地裂运动”［25］。自晚泥盆世以来,扬子西南-西北缘存在多期不同的岩浆事件,处于马角坝西北侧的唐王寨-仰天窝向斜泥盆系中出现了大量辉绿岩脉的侵入,但其形成时代及构造背景仍缺少研究报道［14］,这可能与辉绿岩精确测龄难度较大有关。特别是在龙门山构造带宝兴以北地区尚未发现峨眉山玄武质岩浆岩［26］,且该地区离峨眉山地幔柱中心的距离大于700 km,其辉绿岩与晚二叠世峨眉山玄武岩之间是否具有亲缘性,峨眉山基性岩浆活动是否影响到扬子块体西北缘地区仍存在疑问。

从已有文献报道来看,扬子西缘除了晚二叠世早期的峨眉山大火成岩省事件外［27］,还有扬子西北缘-秦岭地区二叠纪秦岭洋扩张形成并残留的基性侵入岩事件［28］、中生代华南-华北板块碰撞作用发育的岩浆岩事件［29］、扬子西缘-西南缘中生代早期古特提斯洋闭合发育的岩浆岩事件［30］、新生代受欧亚板块碰撞影响发育的岩浆岩事件［31-32］等事件有关。邓煜霖等［33］通过对马角坝实习区刺林包飞仙关组底部的黏土岩进行碎屑锆石U-Pb年龄测试,并结合原位同位素测试方法和全岩地球化学分析方法,明确了刺林包剖面PTB黏土岩含有多种成分,其中包括有秦岭造山带、龙门山岛链局部剥蚀区以及二叠纪末火山活动和峨眉山大火成岩省的剥蚀岩体;同位素年龄峰值主要在250 Ma,表明峨眉地裂运动可能影响到了扬子西北缘龙门山北段。但杨伟［34］认为马角坝地区发育于沿北东走向断裂或裂隙的几条长数百米的辉绿岩墙,可能是三叠纪末的印支造山作用的响应,暗示这一侵入的辉绿岩墙为中生代岩浆事件。

1996年,郭正吾等［35］就通过龙门山北段二叠纪的深水放射虫硅质岩分析,通过将重力流沉积以及在四川盆地多点位的玄武岩喷溢联合分析,提出扬子地台在该时期存在着强烈的拉张活动。最新的地球化学U-Pb同位素测定马角坝地区仰天窝向斜麻柳村辉绿岩斜锆石同位素年龄为(261.1±1.8) Ma,与峨眉山玄武岩质火成岩无论是形成年代还是地球化学特征均具有高度一致性［20］。梁斌［36］通过对仰天窝向斜北翼辉绿岩脉进行测试,确定了其K-Ar年龄大约为(330.42±5.24) Ma,并且其相邻地区的辉绿岩脉K-Ar年龄多集中在200 Ma。综合上述分析,可以明确龙门山北段以及马角坝地区的伸展构造始于早石炭世,并且其主要形成时期为晚二叠世,最终可延至早三叠世早期。

区域重磁资料显示在马角坝的西北部,沿马角坝断裂北东向存在明显的高重磁异常。事实上,通过大地电磁探测和重力深部结构成像,早已发现沿龙门山构造带深部多处存在深数千米的残留基性块体或侵入基性岩体［18-19］。而从实测的磁异常资料三维反演结果来看(图6),这一侵入体与飞仙关组上段分布一致,呈北东向展布。但这种高磁性的侵入体北东向展布的构造背景并不清晰,在整个印支运动期四川盆地中北部地表鲜见基性或超基性岩浆事件证据。已知位于龙门山北段的下古生界地槽相沉积的地层厚达万米,并且罗志立［25］早已提出在四川盆地出露的一系列古岛成雁行状向西南排列、在古岛间及其西侧存在的基于古海沟发展的北东向深大断裂,都可以作为泥盆纪-石炭纪沉积的条件,因此,在唐王寨向斜内能够形成厚达5 000多米泥盆纪沉积。但随着晚二叠世峨眉山玄武岩的喷发,地幔上隆,在远离喷发中心的龙门山北段,岩浆沿古断裂裂隙侵入,形成数百米乃至数千米的辉绿岩侵入带,导致了明显的北东向的局部航磁异常。在靠近喷发中心的攀西构造带,晚二叠世的火山喷发一直延续到飞仙关期。如在盐源东北的平川附近,飞仙关组下部紫色页岩中夹玄武岩层,峨边铜街子组页岩内夹有火山岩层。显然,晚二叠世峨眉山玄武岩的喷发可能一直持续至印支运动早期,其强烈的岩浆活动,不仅影响到盆地内飞仙关组的物质成分和磁性特征,而且也控制盆地内飞仙关组岩相由西向东、由南向北的变化。

因此,在飞仙关组上段出现的明显高磁异常,结合本文实测异常的反演结果,我们认为马角坝地区的磁异常可能正是上述背景下的一次岩浆侵入事件。由于岩浆的分布受飞仙关组地层控制,呈北东走向,因而有理由相信这一岩浆事件甚至可能延续到印支运动早期,在早三叠世的龙门山北段仍可能存在较弱的岩浆活动沿古断裂侵入。鉴于其与飞仙关组上段的密切关系,并且在后续的沉积的嘉陵江组中并未发现明显的磁异常,所以还可推断这一岩浆事件的侵入时间可能发生在三叠纪早期的飞仙关期至嘉陵江期。通过对区域重力异常特征和航磁异常分布特征的分析可知,这一岩浆事件可能在整个川西北地区并非个例存在,龙门山北段北东向的区域重磁异常可能是这一岩浆事件的响应。

5 结 论

基于实测的磁异常特征分析及讨论结果,本文有如下几点认识：

a.马角坝地质实习剖面存在的强磁异常,不完全是飞仙关组上段泥页岩引起的,可能包含了其深部侵入的基性岩体的磁性因素。

b.二叠纪末大规模岩浆-构造活动,在川西北的龙门山北段区域有重要影响,其作用时间可能至少持续到了早三叠世飞仙关期。

c.这一岩浆事件可能在整个川西北地区并非个例存在,沿马角坝断裂北东延伸的区域强磁异常很可能都与之相关,作为一次区域性的热事件可能对区域的碳酸盐溶解的机制有一定的贡献。