磁力场特征

根椐重力场、磁力场的地球物理特征，相关场源地质体的重、磁异常标志可概括如下。

重力高、磁力高：一般认为与高级变质岩或与基性－超基性岩相关联。异常梯度陡、强度大、形态规整时，多为出露的或浅部的基性－超基性岩体所引起。反之，重力异常梯度、幅值变化平缓，并伴随复杂带状变化的弱磁异常，往往与中基性火山岩有关。

重力低、磁力高：有较强的磁异常而没有明显的重力异常，是中酸性岩体的固有特征反映。花岗岩会出现以岩体为中心的等轴状重力低、环形正磁异常。

重力高、磁力低：与太古宇地层或高密度地层的局部隆起、中基性侵入岩或次火山岩关系密切。前者常以磁异常为背景显示局部重力高；后者则表现为中等强度的环形重力异常和磁异常围绕岩体局部出现。

重力低、磁力低：为中新生代沉积盆地或隐伏花岗岩体的具体反映。沉积盆地可能形成狭长状负值重、磁异常；隐伏侵入岩体与对应等轴状重力低、正负交替的磁异常。

1．1．1．1 区域密度特征

从表1－1－1可看出，区内的密度基本特征如下：

1）随着地层时代由新到老，地层密度呈增大的趋势，即新生界＜中生界＜古生界＜上元古界。元古宇—太古宇的密度值2．61～2．80g／cm3，是区内最大的密度层；下古生界密度变化范围为2．60～2．75g／cm3，与元古宇—太古宇相比较，密度值小，差值也较小；上古生界各地区平均密度变化范围在2．43～2．70g／cm3之间，比下古生界、元古宇—太古宇的密度值小；中生界的密度值变化较大，其中三叠系的密度值与上古生界的密度值接近；白垩系、侏罗系的密度值较小，且变化较大，与三叠系间存在一密度界面，密度差Δσ为0．07～0．12g／cm3；新生界为区内最低密度层，纵、横向上变化较大，层系之间密度差也很大，第四系与第三系间密度差多数大于0．50g／cm3。

2）研究区地壳浅部内存在的密度界面有5个，其中较明显的主要有两个：一个是侏罗系—第四系与下伏地层的密度界面；另一个是下古生界—元古宇与上覆地层间的密度界面。

（1）第四系松散沉积层与新近系和古近系为第一密度界面，其密度差Δσ为0．41～0．88g／cm3，这是区内最明显的一个密度界面。

（2）新近系、古近系与白垩系密度差Δσ为0．06～0．44g／cm3。

（3）中生界内侏罗系与三叠系间有较明显的密度差，其密度差Δσ为0．07～0．12g／cm3，而三叠系与上古生界之间密度差异不明显。

（4）上古生界与下古生界之间存在一密度界面，其密度差Δσ为0．08～0．32g／cm3。

（5）震旦系与前震旦系间有一密度界面，其密度差Δσ为0．03～0．09g／cm3。

表1－1－1 东秦岭－大别造山带及邻区各时代地层密度统计表 （单位：g／cm3）

资料来源：中国地质勘查技术院．秦岭巴山地区物探化探遥感编图及综合解释成果报告，1994

3）地壳结构密度（表1－1－2）：南华北和北秦岭地区比扬子地区和南秦岭地区要相对简单一些。上地壳密度从2．61g／cm3变化至2．83g／cm3。扬子地区和南秦岭地区的中地壳纵向上出现多层结构，横向上密度也不均匀，相比之下，北秦岭和南华北就比较单一、均匀。下地壳和上地幔物质密度基本一致，由南往北上地幔界面从34km变化到30．2km，密度由3．29g／cm3变化为3．27g／cm3。

1．1．1．2 区域磁性特征

从表1－1－3可看出，区内岩石磁性化比较复杂，磁性岩石种类较多，同类岩石的磁性从无磁性到较强磁性，变化较大。地层磁性除前寒武系地层外，一般为无磁性—弱磁性。总体看，区内磁性的基本特征如下：

表1－1－2 东秦岭造山带地区岩石圈密度结构参数表

资料来源：中国地质勘查技术院．秦岭巴山地区物探化探遥感编图及综合解释成果报告，1994 σ为密度值（g／cm3），h为层厚度（km），H．地壳厚度（km）

表1－1－3 东秦岭－大别造山带及邻区各时代地层磁性表

资料来源：中国地质勘查技术院．秦岭巴山地区物探化探遥感编图及综合解释成果报告，1994 K：4л×10－6SI；Jr：n×10－3A／M

1）地层磁性变化由老到新一般呈逐渐减弱的趋势，其磁性多与变质、蚀变程度及所含火成岩等因素有关，中新生代沉积地层一般为无磁性，但是含火山岩成分的沉积地层具有一定的磁性。元古宙、太古宙区域变质岩系具有较强的磁性，是区内引起磁异常的主要层系。

2）各时代岩浆岩磁性，从酸性岩到中性岩、基性、超基性岩，逐渐增高。其中酸性岩类磁性变化较大，从无磁性到较强磁性；中性岩类岩石中强磁性；基性、超基性岩类具有很强的磁性。中生代以来的火山岩一般具有一定的磁性，其中基性岩类火山岩磁性最强，中性火山岩次之，酸性火山岩最弱。

1．1．1．3 区域重、磁异常特征

由图1－1－1和图1－1－2所表达的岩石密度和岩石磁性所引起的区域重力异常、磁力异常特征可知，异常的展布大致与区域地质构造上的“南北分带，东西分块”相对应。

图1－1－1 秦岭－大别造山带布格重力异常特征图

区域重力异常特征（图1－1－1）：自西往东，东秦岭地区跨太行－武陵重力梯度带，呈现为“弧形东凸重力梯度变化带（－60～100mgal）”；南阳盆地重力高（＞40mgal）；大别造山带以北西向重力梯度带和重力负异常圈闭为特色（0～－50mgal）；扬子地块由南往北则表现为东高西低，缓慢变化异常；华北地块则为平稳起伏的重力异常。

区域磁力异常特征（图1－1－2）：主要为正磁异常区，呈北西西方向并转近东西向，条带状分布，以带状磁力跳跃变化正异常300～1000n T为主。同样表现出和重力异常类似的“南北分带，东西分块”的特征。东西方向，东秦岭造山带为近东西走向的高强正磁异常、南阳盆地北西向带状变化正磁异常、大别造山带北西向缓变正磁异常，局部为近东西向圈闭的高磁异常；南北方向，东秦岭－大别造山带与扬子地块、华北地块之间分界，表现为截然不同的磁异常特征，造山带为变化磁异常、地块则呈平缓磁异常。

图1－1－2 秦岭－大别造山带地区航磁异常特征展布图

1．东秦岭造山带“强磁低重”

重、磁异常主体特征为近东西向分布。重力异常跨过北东走向太行－武陵重力梯度带，异常等值线向东呈凸曲弧形带状，异常值－40～－100mgal，异常梯度较大，伏牛山异常梯度最大，平均变化梯度大约0．70mgal／km。引起条带状重力低的主要原因，是广泛出露地表的元古宙—古生代侵入岩、中生代花岗岩和下地壳低密度（2．66g／cm3）、低波速（5．70km／s）地层及岩石圈地幔柱状低阻30～50Ω·m异常、中下地壳层状低速体5．70～6．00km／s。

磁力异常表现为近东西向，并转北西西向，呈线性带状展布的强正磁异常，异常强度为100～300n T。在元古宇，熊耳群的磁性最强，可达4000n T以上，其次为秦岭群、碧口群及耀岭河群等。造成地表强磁异常的主要原因是沿断裂分布的不同地质时代的各类中酸性侵入岩。局部磁异常升高，与近地表宽坪群、武当群、陡岭群有关，磁场异常强度为200～600n T不等。

2．大别造山带“高磁低重”

呈北西向展布重、磁异常主体：重力异常由北西走向，梯度较大的等值线和重力负异常圈闭组成，异常值－40～－50mgal；磁力异常为北西向线性延伸，以变化剧烈的正磁异常为主，多数表现为正、负相间，异常变化幅度在200～400n T，异常值最大大于100n T。

大别造山带地区出露太古宙深变质岩，密度为2．80～2．82g／cm3，花岗岩体的密度为2．55～2．70g／cm3。太古宙深变质岩磁化率为2000×10－5SI；花岗岩磁化率n·103×10－5SI；中元古界浅变质岩厚度大，具低密度（2．65g／cm3）和弱磁（n·102×10－5SI）特征。

大别造山带地区磁异常升高，主要由磁性较强的变质杂岩和后期酸性、中性侵入岩，局部存在的超基性岩所引起。岩石类型主要有片麻岩、斜长片麻岩、斜长角闪岩、变粒岩及榴辉岩。

造成磁场高、重力低的地质响应，主要是该地区地壳内部低密度岩石或岩体（片麻岩低密度2．64～2．66g／cm3，高速、低密花岗岩体），约为－80mgal，同时，该区域经历了燕山期构造－热事件和岩浆活动，使地壳浅部广泛分布具磁性矿物组分较高的侵入岩。如此地质构造特征，造成了大别造山带地区的“高磁低重”的异常特征。

3．造山带北侧

1）平静变化重力异常：受大兴安岭－太行山－武陵山南北向重力梯级带影响，造山带北侧的变化重力异常，叠加于造山带区域重力场之上。由于东秦岭向西开口的近东西向槽状重力低带的叠加，导致近南北向的大区域异常在局部改变走向，呈“S”形展布；而桐柏—大别山地区则位于该南北向重力梯度带之东侧，北西至南东走向的重力低区叠加于北北东向的区域场背景上，导致区域场大幅度弯转。

秦岭造山带的“槽状重力低带”，与中、酸性岩浆岩有密切关联，同时表明元古宙变质岩系与基性、超基性岩等组成的构造岩块（片），虽然有相对高的密度，但向下延深度不大，呈不同规模的构造残片漂浮在低密度的地壳介质之上。

桐柏－大别造山带北缘为合肥盆地，两者之间以宽带相（以重力低异常→高异常梯级带）区别。究其原由：地震和重力反演（滕吉文，2000）资料表明，在超高压变质岩带北侧的地壳剖面上呈现出高速岩体，而上地幔顶部的地震波速又变化不大，故应为高速或高密度体造成。大陆动力学机制为：相对低密度的壳内物质随着扬子板块向北俯冲插到深处，然后又折返到中、上地壳。

2）宽缓磁异常区：造山带北侧地区，总体上呈现宽缓磁异常特征，局部团块状、条带状，为北东向正磁异常，包括焦作、商丘、淮北、霍邱等地区，间夹负磁异常条带。一般异常强度100～300n T。根据地质资料对比，区内正磁异常主要是由太古宇变质岩系引起。

（1）焦作正磁异常带：该磁异常北东向延伸，推测由登封群和类似的变质岩系引起，因为这些正磁异常块体正好与登封群出露地区相对应。

（2）霍邱团块状磁异常：前人认为该区上太古界五河群和霍邱群的浅粒岩、变粒岩及斜长角闪岩的岩石磁性强弱与原岩岩性关系较大，原岩以火成岩为主的正变质岩磁性相对较强，磁化率多为（150～1910）×10－5SI；而原岩以沉积岩为主的副变质岩磁性相对较弱，磁化率平均值多在500×10－5SI以下。根据胜利油田地球物理资料揭示，该区航磁异常最为醒目的是霍邱附近的高值团块状正异常［图1－1－3（a）］，在化极磁场图中表现为南北两个高值区，最高场值可达760n T［图1－1－3（b）］。在化极磁场图向上延拓5km后，合并成一个宽缓异常［图1－1－3 （d）］。尽管该异常的成因被认为是由太古宇霍邱群变质岩系引起，但根据霍邱群岩石磁性资料，其磁性似乎还不足以引起如此高幅值的强磁异常。通过正演计算，其磁化率强度为1500 ×10－5SI左右，说明引起该异常的磁性物质具有埋藏深、磁性强、规模大等特点，应属于强磁性基底岩石的反映。

（3）夏邑－虞城－商丘正负相间磁异常：前人对该磁异常研究很少，从航磁异常图上看（图1－1－4），该异常呈正负相间的结构。该区大地构造上位于华北地块东部南华北盆地与渤海湾盆地构造单元分界线的南侧。异常中心位于南北向的亳州－阜阳－商城－麻城断裂所截的近东西向的焦作－丰县－沛县构造线交汇处，推测引起该磁异常的动力学背景，是由于华北地块东部地区岩石圈减薄，上地幔熔融物质顺沿深大断裂入侵所致。

图1－1－3 霍邱地区1∶50 000航磁异常图

图1－1－4 夏邑—虞城—商丘1∶50 000航磁异常

（4）平顶山－阜阳－定远负磁异常带：在东秦岭正磁异常带北侧，发育一条明显的负磁异常带，从宝鸡开始往东，在华山、宜阳、平顶山一带为向北突出的弧形分布，然后分为两支，北支在过平顶山后，折向东经阜阳、淮南、定远交于郯庐断裂。研究区内，该断裂带大体以亳州－阜阳断裂带和商桥断裂为界，分为东、中、西三段：西—中段呈向南突出的弧形展布；东段为东西向，头部呈向西的蝶状负磁异常，与区域基底构造基本一致，尾端由于郯庐断裂的影响而复杂化。该负磁异常带北缘盆地长轴呈北东向，南缘盆地长轴呈北西西向。该负磁异常带可能为一条至少在晚古生代就已发育、中生代有过活动、新生代再次复活的复合叠加断裂带，且推测可能与南支同期形成。

4．造山带南侧

1）重力场特征：东秦岭－大别造山带南侧及周缘重力场异常特征在平面上总体呈现“东西分带，南北分块”的格局（图1－1－1）。

张家界—长阳—保康一线，异常呈近南北向，向东凸出呈弧形的重力异常梯度带，它是纵贯中国的太行－武陵巨型重力梯度带中的一段，主体在研究区内表现为西陡东缓的梯度带，北侧由于受到近东西异常的叠加干扰，使其发生扭曲。

从图1－1－1可以看到，东秦岭－大别造山带南侧及周缘，被该重力梯度带分为异常幅度和形态特征明显不同的东、西两区。东区江汉平原－洞庭湖地区以正异常为主，幅值为－60～20mgal，重力场走向变化较大，其南、北两侧山区重力低，南侧为雪峰山（安化）、幕阜山－九岭山重力低（幅值达－60mgal），北侧为北西向的桐柏山－大别山重力低（幅值达－75mgal）。产生这些重力低的原因，除了浅部有低密度花岗岩体外，还有深部的壳－幔结构变化的因素，表现为中部江汉平原浅，南北两侧深；西区，川东—湘鄂西地区以负异常为主，幅值为－60～－160mgal，重力场形态相对单一，云阳—奉节—巫山一线西区又可进一步分成南北两个亚区，其北部走向以近东西向为主，其南部走向以北东、北东东向为主。

2）航磁异常特征：研究区内的航磁异常分区与布格重力异常分区接近。

慈利—长阳—保康一线以西，鄂西—渝东—湘西、鄂西地区航磁异常变化比较平缓，形态较为简单，异常以东西走向为主。由万源—城口—巫溪和澎水—宣恩两线将该区从北往南分成三个亚区，中间为航磁正异常区，南、北两端为负异常区，南侧异常北东走向，北侧异常为北西走向，北侧的高值、负异常圈闭与岩体的分布有关。

研究区东部的桐柏—大别山地区，以北西走向的航磁高值正异常为特征，磁场变化杂乱、剧烈，归因于大别山出露的大别山群、桐柏山群等强磁性变质岩，还与强磁性结晶基底、基底的埋深浅、基底分布比较稳定有关。

研究区南部及东南部的航磁异常为近东西走向和北东东走向，磁场值比较平稳，相对较弱，说明该区的基底磁性较弱。幕阜山—九岭山重力低，且对应的磁异常不明显，说明该区以低密度、低磁性的花岗岩为主体；大冶—黄石地区的航磁异常高，由地表地质可知，与中生代侵入的火成岩和金属矿床有关。

在江汉平原区，京山航磁高一直延伸到大别山，该航磁高应该是磁性基底埋藏较浅的反应。该航磁高异常的南、北、西三部分，围绕着航磁负值异常，这些负值磁异常可能同岩体或基底的局部深凹有关。