冀东幔枝构造的地球物理特征分析

杨爱雪, 吕 水, 刘海龙, 许 曼, 韦文国, 郭 东, 安梦莹

0 引言

幔枝构造是地幔热柱的第三级构造单元, 是地幔热柱多级演化在岩石圈浅部的综合表现形式, 是重要的成矿控矿构造[1]。 冀东地区地质演化复杂漫长, 构造—岩浆活动复杂, 是中国重要的的铁、 金矿集中分布区。 燕山期开始, 冀东地区进入了幔枝构造活动期。 冀东幔枝构造控制了冀东地区地质面貌, 制约着岩浆活动及金成矿作用。

冀东航磁异常和重力异常特征也受冀东幔枝构造的影响, 不同的幔枝构造单元具有不同的重磁特征。重磁异常是预测金成矿远景区的重要手段。 本文以幔枝构造理论为指导, 利用收集的冀东地区1 ∶2.5 万高精度航空磁测成果报告及1 ∶20 万重力调查成果报告, 结合1 ∶20 万区域地质图, 对比冀东幔枝构造核部、 盖层、 核部与盖层之间拆离滑脱层(带) 及火山断陷盆地的重磁特征, 分析金在重磁异常图中的分布特征, 总结规律, 以实现快速优选找矿靶区的目的,为后续找矿部署和研究工作提供依据。

1 冀东幔枝构造区地质特征

研究区展布于河北省东部马兰峪—秦皇岛一带,大地构造位置为中朝准地台 (Ⅰ2) 燕山台褶带(Ⅱ22) 马兰峪复背斜(Ⅲ27), 包括三个Ⅳ级构造单元(即遵化穹褶束、 宽城凹褶束和密云台穹)。 本区位于冀东幔枝构造, 由核部的岩浆岩和变质杂岩、 外围拆离滑脱带以及上覆的火山-沉积断陷盆地组成[2]。冀东地区出露的地层主要为太古宙—古元古代变质表壳岩和变质深成岩, 为本区的结晶基底[3-8], 其上发育由中—新元古代碳酸盐岩、 碎屑岩和黏土岩组成的海相沉积盖层。 古生代和中、 新生代地层零星分布。区内褶皱构造以马兰峪复式背斜为主, 发育EW、NE、 NNE、 NW 和NS 向多组断裂构造。

冀东地区岩浆侵入活动具有多期次的特点, 在太古宙和中生代最为强烈, 尤以中生代侵入岩最为发育, 且在燕山期岩浆活动达到顶峰, 代表性岩体有茅山、 罗文峪、 贾家山、 高家店、 牛心山、 峪耳崖、 肖营子等岩体[9-12], 岩性主要为二长花岗岩、 正长花岗岩、 花岗闪长岩、 斑状花岗岩、 二长岩, 石英二长岩、 石英正长岩等, 其次为花岗斑岩、 石英闪长岩、闪长岩、 闪长玢岩等(图1)。 区域内金属矿产以铁、金为主, 其中铁矿主要产于核部太古宇变质硅铁建造中, 分布较广。 沉积变质型是该区铁矿主要类型, 矿体产状与片麻理基本一致[13,14]。 区内金矿类型较多,产出围岩多样, 多集中分布于幔枝构造的核部兴隆麻地至迁西金厂峪一线, 部分产出于外围拆离滑脱带的中新元古代地层。 金成矿作用与燕山期岩浆活动关系最为密切[15]。

2 地球物理特征

冀东地区磁场面貌比较复杂, 不仅有古老变质结晶基底引起的磁场, 还有上覆的碳酸盐岩—碎屑岩盖层及不同时代侵入岩引起的磁场(图2)。 同时, 该区中部及南部铁矿异常发育, 由铁矿引起的强磁异常使得磁场面貌更加复杂。 另外, 区内结晶基底埋藏深度深浅不一, 使得磁场面貌也发生了较大变化, 在承德盆地 (冀东北部) 基底岩石埋藏深度约3.0 ～5.0 km, 在冀东南部平原区基底岩石埋藏深度达到5.0 km 以上, 有些凹陷区超过7.0 km。 总体磁场显示为变化的条带状、 团块状、 环形等面貌。

图2 冀东地区航空磁力ΔT 等值线平面图①Fig.2 Aeromagnetic ΔT contour plan in Eastern Hebei

2.1 核部重磁特征

2.1.1 核部岩石物性特征

冀东幔枝构造的核部主要以遵化穹褶束的太古宙—古元古代变质岩及侵入其内的中生代中酸性岩体为主体, 以下将分别按变质岩和侵入岩阐述其物性特征。

(1) 变质岩

冀东地区太古宙—古元古代结晶基底由TTG 岩套(奥长花岗岩、 英云闪长岩、 花岗闪长岩) 和高级变质岩系组成, 岩性以斜长角闪片麻岩、 黑云角闪斜长片麻岩、 斜长角闪岩、 混合岩、 混合花岗岩、 麻粒岩、 花岗片麻岩为主, 局部发育含铁石英片岩、 含铁石英岩。 这些岩石磁性普遍较强, 磁化率一般变化在1 500×10-5～3 500×10-5SI。 区内磁性最强的是铁矿矿石, 且磁性和矿石品位呈正相关, 其中沉积变质型的磁铁石英岩、 辉石磁铁石英岩mFe 平均值约25%, TFe平均值约30%, 磁化率平均值多大于70 000×10-5SI。承德地区的大庙式岩浆型钒钛磁铁矿mFe 平均值约15%, TFe 平均值约 20%, 磁化率平均值约60 000×10-5SI。 太古宙变质深成岩中都含有一定比例的片麻岩、 变质花岗岩、 片岩、 变粒岩等变质表壳岩, 磁性相对较弱, 磁化率均值多在 1 000×10-5SI 以下, 也可引起一定强度的区域正异常, 特别是当其周围分布有弱磁性或无磁性岩石时。 该区变质结晶基底磁性复杂、 变化范围大, 但整体表现为强磁性特征,是引起区域正磁异常最主要的地质因素, 其中磁铁石英岩及其他富含磁铁矿岩石具有极强的磁性, 能引起幅度高达上千纳特的强磁异常①。

太古宙—古元古代变质岩的岩石的密度较为复杂, 主要与其矿物组分有关, 其密度与含铁量呈正相关。 铁品位高的岩石其密度也最高, 含角闪石、 辉石等暗色矿物较多的岩石次之, 含长英质浅色矿物较多则密度最低。 磁铁石英岩平均密度为3.43 g/cm3, 在规模较大的铁矿区能引起局部重力较高正异常; 富角闪石、 辉石的岩石平均密度＞2.70 g/cm3, 是引起区域重力正异常的主要地质因素。 富长英质岩石、 浅粒岩平均密度约2.60 g/cm3, 在区域正异常内可引起局部负异常[16]。

表1 变质岩磁性参数Table 1 Magnetic parameters of metamorphic rocks

表2 变质岩密度参数Table 2 Density parameter of metamorphic rocks

(2) 侵入岩

区内侵入岩尤以中生代最为发育, 代表性岩体自西向东包括罗文峪[17]、 高家店[10,18]、 青山口[19]、 贾家山③、 牛心山[20,21]、 肖营子等岩体[10,18](图1),其长轴方向大都为NNE、 NE 和NEE, 岩性以花岗岩、花岗闪长岩、 花岗闪长斑岩、 斑状花岗岩、 花岗斑岩、 闪长岩及石英闪长岩为主。 区内侵入岩磁性变化较大, 主要与岩石中磁性物质成分的多少有关, 总的变化趋势是随着岩石酸性程度的增加而降低。 基性岩磁性最强, 酸性岩最弱, 碱性岩和中性岩居中。 总体来看, 燕山期闪长岩、 辉石闪长岩和花岗闪长岩的磁性均较强, 而其它酸性岩磁性相对较弱。 花岗岩磁化率均值多在200×10-5～700×10-5SI 之间, 高者达1 000×10-5SI 以上, 弱者(花岗岩) 为50×10-5SI。花岗闪长岩磁性相对较强, 磁化率一般为1 500×10-5～2 500×10-5SI。 此外, 少量出露的辉长岩、 辉石岩和其它一些基性岩脉磁性很强, 磁化率均值多在 2 500×10-5～7 000×10-5SI 之间, 高者达10 000×10-5SI以上。

表3 侵入岩磁性参数Table 3 Magnetic parameters of intrusive rocks

区域侵入岩的密度同磁性特征趋势近似一致, 随着岩石基性成分的增加而增大。 区内侵入岩主要为中酸性岩石, 其密度平均值2.61 g/cm3, 与古生界—中生界密度相当。 碱性岩是各大类岩石中密度最低者,只有2.54 g/cm3。 该中生代岩体主要侵位于太古宙—古元古代变质岩或中新元古代碳酸盐中, 与围岩相比密度较低, 表现为重力低异常[16]。

表4 侵入岩密度参数Table 4 Density parameter of intrusive rocks

2.1.2 核部重磁特征

冀东幔枝构造的核部磁场强度总体较高, 其强弱和展布的形态可分为3 类:

(1) 占主体地位呈弧形条带状展布的较弱至较强磁场。 区内太古宇表壳岩多由弱磁性岩石组成, 深成岩多由强磁性岩石组成, 两者磁性的差异导致该区核部强-弱变化的磁场特点。 由此推断磁场弧形条带状展布的特点与基底褶皱有关。 核部罗文峪至金厂峪一带磁异常呈向西突出的弧形带状, 异常带宽窄不等,总体显示向北东窄, 南西变宽, 有向北东向收敛的趋势, 倾向由北西转向南西, 宽处约6 km, 窄处约1.5 km, 具有等间距分布的特征, 间距多在2 ～4 km之间, 北东端止于东西向密云—喜峰口深大断裂处(北部冀东幔枝构造核部与盖层之间的拆离滑脱带),南西端止于南部核部与盖层之间的拆离滑脱带, 带长多在20～40 km 之间。 强磁性岩石主要包括斜长角闪片麻岩、 黑云角闪斜长片麻岩、 斜长角闪岩、 含铁片麻岩、 混合岩等, 弱磁性岩石主要包括花岗片麻岩、变质花岗岩、 变粒岩等。

(2) 呈团块状、 条带状的强磁场。 主要是迁安地区, ΔT 强度多在300 ～800 nT 之间, 最高强度可达1500 nT, 其磁场变化相对较为平稳, 出露岩层较为复杂, 主要为中新太古界高级变质岩系, 原岩应为基性火山岩, 该区域为迁安铁矿聚集区, 矿体多为北东走向, 倾向北西(图3 左)。 在北部尖宝山—三道河子一带存在北东走向的条带状强磁场异常, 长轴大于17 km, 宽约2.9 km, ΔT 强度多在400～800 nT 之间,带内为核部变质岩, 内部分布数个铁矿床。 在中间核部高家店岩体北端存在一团块状强磁异常区, ΔT 强度多在400～900 nT 之间, 区内有铁矿体分布(图3右)。 由此可表明区内铁矿的分布是引起区内团块状、条带状强磁场异常的主要原因。

图3 冀东地区核部团块状、 条带状的强磁场区Fig.3 Massive and banded strong magnetic field in the core of Eastern Hebei

(3) 呈宽阔条带状分布的弱磁场。 多指燕山期中酸性侵入岩体引起的弱磁场, ΔT 值均在-300 nT 以下, 中心地带在-500 nT 以下。 这种弱磁场分布于较弱至较强磁场之中, 影响了弧带状磁场的连续性。 岩性主要为二长花岗岩、 正长花岗岩、 花岗斑岩, 石英正长岩、 石英二长岩等。 这3 类不同磁场的组合构成了冀东幔枝构造核部 (遵化穹褶束) 的基本磁场面貌。

区内东西向重力密集梯级带非常明显, 在马兰峪—遵化—高家店—金厂峪一带, 显示南高北低的特征(图4)。 在马兰峪—遵化—高家店—金厂峪一带以北, 中酸性岩体在区域上表现为重力负异常, 变质岩受自身岩石组成及东西向串珠状分布的中酸性岩体的影响, 在区域上也表现重力负异常。 重磁异常陡梯度变化区或邻近陡梯度变化区是金矿的有利分布区。 在高家店—金厂峪一带以南, 尤其迁安地区, 变质岩岩性以深变质岩为主, 含一定数量的磁铁石英岩, 表现为区域重力正异常。 东西向重力密集梯级带在金厂峪附近有明显向SE 方向偏移, 具有断阶异常特征, 与北西向冷口断裂带位置吻合, 航磁异常也显示了同样的特征。

图4 冀东地区布格重力异常等值线平面图④Fig.4 Contour plan of Bouguer gravity anomaly in Eastern Hebei

2.2 盖层重磁特征

2.2.1 盖层岩石物性特征

区内盖层岩石主要为中新元古代—新生代的沉积岩, 以中新元古代碳酸盐岩—碎屑岩建造为主, 岩性主要为灰质白云岩、 燧石条带白云岩、 泥晶白云岩、白云质灰岩、 页岩、 长石石英砂岩、 石英砂岩、 粉砂岩、 砾岩等。 区内正常沉积岩(中新元古代至中生代三叠纪沉积岩) 大多为弱磁性或无磁性, 其磁化率均值多小于 100×10-5SI, 基本不会形成明显的异常(表5)。 但在冀东地区分布的粉砂岩及砾岩等局部会有弱磁性, 例如侏罗纪—白垩纪的砂砾岩等沉积岩,主要由铁磁性矿物含量较高的中基性火山岩、 火山碎屑岩以及变质基底经风化固结所形成, 相对正常沉积岩具有明显磁异常, 磁化率均值可达 100×10-5～250×10-5SI 之间。 当这些具磁性的岩石厚度较大或埋藏较浅时可以引起低幅值局部磁异常, 因此, 侏罗系—白垩系是一套具有极不均匀的磁性盖层。 盖层中有少量岩体出露, 其中孤山子岩体为一套超基性岩体, 岩性为辉长岩和辉石岩, ΔT 强度在800～3 000 nT 之间, 是盖层中磁性最高的区域。

表5 沉积岩磁性参数Table 5 Magnetic parameters of sedimentary rocks

盖层的密度随着生成时代的由老到新, 由2.73 g/cm3逐渐降低至2.05 g/cm3。 主要原因一方面是生成时代越早, 岩石经受多方面的地质作用, 使其结构更加致密, 孔隙变小; 另一方面是时代越老钙、镁质矿物(碳酸盐质) 越多, 越新泥砂质矿物越多,由钙、 镁质矿物组成的岩石比泥砂质矿物组成的岩石具有较高的密度(表6)。

表6 沉积岩密度参数Table 6 Density parameter of sedimentary rocks

2.2.2 盖层重磁特征

中新元古界沉积盖层属典型的无磁或弱磁性岩石, 在航磁异常图上显示为负异常(图2)。 该层岩性以碳酸盐岩为主, 为高密度层, 相对于核部变质表壳岩和侵入岩, 该层高密较高, 表现为低重力场中的高重力异常。 但相对于核部深变质岩系, 尤其磁铁石英岩等含铁的强磁性岩石分布区, 该层高密较低, 表现为低重力异常, 以冷口断裂带表现最为明显(图5)。 有少部分金矿分布于该区域内, 尤其与冷口断裂复合、 叠加、 交汇的次级断裂构造是有利的储矿空间。 冷口断裂带两侧重磁场面貌截然不同, 表明断裂两侧不同的地质成因。 在航磁ΔT 等值线平面图上可看出, 断裂西南侧地层表现变化较大的强磁异常区,为结晶基底隆起的异常特征(核部)。 东北侧为区域负磁异常带, 异常带整体由西北向东南呈“喇叭口”状展开, 表明带内主要充填无或弱磁性后期岩石, 为幔枝构造核部岩浆-变质杂岩之上的盖层岩石。 在深断陷区, ΔT 值在-400 nT 以下, 最低达-900 nT, 是区内最低的弱磁场, 为发育于盖层与其基底间接触面上的拆离滑脱层(带) 异常特征, 表现为冷口深大断裂带。 拆离滑脱层(带) 在区域内常表现为深大断裂, 为金矿的形成提供了良好的成矿流体运移空间。

图5 冷口断裂航磁异常和布格重力异常等值线平面图Fig.5 Contour plan of aeromagnetic anomaly and Bouguer gravity anomaly of Lengkou fault

在布格重力异常等值线图上可看出, 冷口断裂重力异常特征与航磁异常特征表现出极强的相似性, 同样呈现为北西向线性梯阶带。 断裂西南侧为重力高值区, 是密度较高的幔枝构造核部结晶基底隆起(深变质岩系, 铁矿分布区) 的反映。 东北侧为负异常带,异常带宽度与航磁异常宽度一致, 幔枝构造盖层岩石异常特征。 在重力正异常向负异常过渡的地方为拆离滑脱层(带), 对应冷口深大断裂带。 由此表明断裂两侧磁性、 密度岩石分布差别较大, 受幔枝构造控制强烈。

区内盖层中磁异常高值部位为孤山子岩体及其周边, 在东侧碾子峪和孤山子一带存在一长轴呈北东向的极高磁场异常带, 正峰值最高可达3 000 nT 以上。和区域地质矿产图比对, 发现孤山子地区出露早二叠世基性—超基性岩体, 岩性为角闪石岩、 辉长岩和辉石岩, 出露面积约12.5 km2, 在超基性岩体内有超贫磁铁矿开采。 在南部的碾子峪地区出露三叠纪闪长岩, 出露面积约9.1 km2, 磁异常峰值在800 ～900 nT之间(图6)。

图6 冀东地区盖层中强磁场区域Fig.6 Strong magnetic field region of caprock in Eastern Hebei

由于古生界—新生界在区内出露较少, 仅在个别地区零星出露, 在此不做中新元古界与古生界—新生界重磁异常特征的比较。

2.3 火山断陷盆地重磁特征

2.3.1 火山断陷盆地岩石物性特征

火山断陷盆地是幔枝构造地质单元之一, 冀东火山断陷盆地主要形成于中—新生代, 尤其中生代, 岩性主要为侏罗纪—白垩纪玄武岩、 粗面岩、 安山质玄武岩、 各类凝灰岩及火山碎屑岩等, 多为中基性岩石,也有零星燕山期侵入体出露, 含一定铁磁性矿物, 磁性变化较大, 磁化率在300×10-5～2 600×10-5SI 之间不等(表7)。 火山岩的密度也和基性程度呈正相关,此外, 其密度还与岩石的结构构造有关, 如岩石气孔构造、 杏仁状构造发育其密度就会降低。 对于同一成分的岩类, 由于火山岩结构比侵入岩疏松, 会导致其密度也低于侵入岩。

表7 火山岩密度参数Table 7 Physical parameters of volcanic rocks

2.3.2 火山断陷盆地重磁特征

承德南部为典型火山断陷盆地分布区, 其内岩石一般可以引起规模不等的杂乱异常, 但由于具有磁性的火山岩分布规模小、 厚度薄或有一定埋深等因素,常引起局部的航磁异常, 在重力异常图上显示区域重力负异常。 冷口断陷盆地位于北东向青龙—滦县断裂和北西向冷口断裂的交汇部位, 岩性为中晚侏罗世髫髻山组安山质火山岩。 沿冷口断裂呈北西向条带状分布, 虽具有一定磁性, 但在区内分布十分有限, 且受周围中新元古界盖层及冷口断裂带影响, 在航磁ΔT等值线平面图上显示航磁负异常, 在布格重力异常等值线图上, 显示重力低异常特征。

3 结论

(1) 冀东幔枝构造核部变质岩在区域上表现为重磁高值异常, 表壳岩和岩浆岩多表现为重磁负异常,是金矿的有利分布区。 金矿多分布于呈重磁负异常区的中酸性岩体内部或周边变质岩中, 尤其是正异常向负异常过渡的地区, 即重磁异常陡梯度变化区或邻近陡梯度变化区。

(2) 冀东幔枝构造盖层在区域上多表现为磁力低值异常、 重力高值异常, 但该层重力异常值较铁含量较高的岩石异常值低。 核部与盖层之间拆离滑脱层(带) 表现为极低的磁力负异常。 在布格重力异常图上表现为正异常向负异常过渡的特征, 在区域内常表现为大断裂, 为金矿的形成提供了良好的成矿流体运移通道和储存空间。

(3) 冀东火山断陷盆地分布规模较小, 以承德南部断陷盆地和冷口断陷盆地为代表, 其磁力异常的高低和岩石的基性程度及结构构造有关, 一般在区域上显示重力负异常, 盆地边缘的正负异常过渡带是金矿赋存的有利空间。

注释:

① 河北省地质调查院, 中国国土资源航空物探遥感中心. 河北省山区1: 2. 5 万高精度航空磁测勘查冀东测区成果报告[R]. 2012.

② 核工业航测遥感中心. 遵化-迁西地区隐伏金矿遥感航测集成勘查成果报告[R]. 2008.

③ 河北省区域地质矿产勘查开发局. 承德市幅K50C004003 1/25 万区域地质调查报告[R]. 2000.

④ 河北省地质矿产勘查开发局第五地质大队. 冀东高板河-清河沿一带中上元古界地层成矿规律研究[R]. 2018.