黔东地区地形复杂, 植被茂密, 地表为大面积的沉积岩分布区, 仅在梵净山一带分布有少量的基性— 超基性岩体。该区分布有许多热液型矿产, 矿床成因较为复杂, 因此, 在该区寻找具有一定规模的隐伏岩体就显得尤为重要。该区以往航空物探工作程度很低, 均为20世纪70年代以前飞行的中小比例尺的低精度航空磁测。地面物探由于施工困难, 区域性物探研究程度相对较低。2014年中国国土资源航空物探遥感中心在该区开展的1∶ 5万高精度直升机航磁测量, 由于飞行高度低、测量精度高, 因此获得了较高的分辨率, 获得了丰富的磁场信息, 展现出多个不同磁场背景及磁异常特征, 为研究该区区域构造、岩浆岩分布提供了重要的依据。通过高精度航磁资料研究, 并综合其他地质、物探资料, 总共新圈定具有一定规模的隐伏岩体7处、蚀变岩15处, 新圈定不同规模的断裂17条。上述成果对黔东地区基础地质研究和找矿具有重要意义。

黔东地区地层发育齐全, 出露有元古宇、古生界、中生界和新生界(图1)。蓟县系、青白口系、南华系、震旦系及志留系以海相碎屑沉积为主, 寒武系、奥陶系、二叠系及三叠系则是海相碳酸盐岩占优势, 侏罗系为内陆盆地河湖相沉积组合, 白垩系为山间盆地沉积, 第四系为内陆山地多成因松散堆积^[1]。测区岩浆岩发育程度一般, 侵入岩体主要分布在梵净山地区、镇远地区, 超基性— 基性岩主要包括辉石橄榄岩、橄榄辉石岩、辉石岩和辉绿岩, 中酸性岩主要包括花岗岩、闪长岩等^[2]。EW向断裂明显控制着岩带的展布方向, 岩体直接产出于近EW向或NE向的断裂破碎带中。在大断裂附近, 尤其大断裂交叉处有小型基性— 超基性侵入岩体。

图1

Fig.1

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图1 黔东地区地质图(据全国1∶ 50万地质图) E1-2.古近系古新统— 始新统; K2、K1.白垩系上、下统; J1-2.侏罗系下、中统; T1M、 T1-2M.三叠系下统、下中统; P2-3.二叠系中、上统; C-P.石炭系— 二叠系; C1.石炭系下统; D.泥盆系; Pz2.上古生界; Pz1.下古生界; O-S.奥陶系— 志留系并层; O1、O1-2.奥陶系下统、下中统; -O.寒武系— 奥陶系并层; 2-3、1.寒武系中上统、下统; Z.震旦系; Z-.震旦系— 寒武系并层; Nh-Z.南华系— 震旦系; Nh.南华系; Qb-Z.青白口系— 震旦系并层; Qb.青白口系; Pt3.新元古界; Jx.蓟县系并层; Pt1-2.古— 中元古界; ∑ Pz1.早古生代超基性岩; ∑ Pt .元古宙超基性岩; ∑ .超基性岩; γ Pt .元古宙中酸性花岗岩Fig.1 Geologic map of Eastern Guizhou (allording to the 1∶ 500 000 geological map of China)

测区位于扬子陆块南东部, 以三都— 凯里— (花垣)断裂带为界^{[3, 4]}, 北西侧为上扬子地块, 南东侧为江南复合造山带。即测区位于扬子陆块的江南地块西南端, 属于雪峰山隆起区, 西邻黔南凹陷, 东临湘中凹陷^{[5, 6]}。

断裂以NE向为主, 其次为NNE向、NW向断裂, 以及近EW向断裂。规模较大的断裂主要为近EW向的镇远— 贵阳断裂和NE向的三都— 凯里断裂, 以及可能与麻江隆昌钾镁煌斑岩关系密切的开远— 平塘隐伏深断裂。其他断裂一般规模相对较小, 主要分布在黔东南、凯里— 镇远以及至铜仁一带的一系列NE、NNE及近EW向断裂构造, 有的断裂虽然展布较长, 但大多由尖灭再现的一系列断层构成, 甚至为大型节理, 断裂破碎带宽度相对较小。

本次1∶ 5万高精度航磁测量获得了丰富的磁场信息(图2), 展现出多个不同磁场背景及磁异常特征区, 区域磁场整体上表现为从南到北逐渐增强。在镇远至茶店镇北西部为相对升高磁场, 磁异常走向以NE向、NNE向为主, 区域性低缓升高磁场是由具有微弱磁性的大面积变质岩引起。在梵净山一带, 存在NE向展布的强度较大、梯度较陡的航磁异常带, 是由隐伏或半隐伏的基性— 超基性岩体引起, 石阡至江口一带分布一些呈弧形展布、低缓的航磁异常条带, 是由沿断裂充填的中酸性岩脉引起。测区中部黄平至新晃一带, 在区域性降低平静磁场背景上, 分布一些以NE向为主的条带状低缓异常。风化剥蚀变薄的变质岩呈无磁或极弱磁性, 这是该磁场区呈降低负磁场的原因。凯里至铜林镇以南地区, 在区域性降低负磁场的背景上, 分布一些规模较大的磁异常。在雷公山一带, 分布有规模较大、梯度较陡的磁异常, 在重力垂向一阶导数上对应相对重力高, 认为是隐伏的超基性岩引起, 在该超基性岩体的东南边缘存在一些规模相对较小、梯度较陡的磁异常, 认为是基性岩和蚀变岩引起。在凯里东、反迷村一带分布有规模较大的低

图2

Fig.2

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	图2 黔东地区航磁Δ T平面图Fig.2 Aeromagnetic Δ T plane in Eastern Guizhou

缓升高磁异常, 在重力垂向一阶导数上对应重力低, 认为是隐伏的、规模较大的中酸性岩体引起。

上述磁场特征是不同构造、岩浆活动、地层及岩性分布区的综合反映, 为本区划分断裂构造, 圈定各类岩浆岩、磁性变质岩等奠定了基础。由航磁Δ T等值线平面图(图2)可以看出, 本区区域磁场相对比较平静, 磁场变化幅度一般为-20~20 nT之间, 仅在雷公山、梵净山地区磁场相对较强, 最高可达440 nT。

2.1 基性— 超基性岩体

研究区超基性侵入岩岩性主要为辉石橄榄岩、橄榄辉石岩, 基性岩岩性主要为辉石岩、辉长辉绿岩和辉绿岩。据物性统计可知, 辉橄岩磁化率平均值为2 950.33× 10^-5 SI, 变化范围(254~7 922)× 10^-5 SI, 若超基性岩体出露地表或埋藏较浅, 通常引起梯度较陡的尖峰状强磁异常。若超基性岩体埋深较大, 多对应具有一定幅度、曲线圆滑的中强磁异常。本区基性侵入岩呈中弱磁性, 如辉绿岩磁化率变化范围为(52~402)× 10^-5 SI, 若具有一定规模可以引起中低幅度的航磁异常。

图3-1、3-2为月亮坝地区航磁、地质综合对比图。通过分析各类航磁Δ T平面图可以看出, 出露部分的超基性岩体在航磁Δ T剖面平面图中显示为梯度陡、强度大、正负伴生的异常群, 隐伏部分表现为具有一定幅度的宽缓异常(图3-1(a)), 并在重力垂向一阶导数图上对应重力高(图3-1(b)); 经航磁Δ T化极转换处理后异常群特征更加醒目, 零等值线封闭, 边界清晰。对隐伏部分的航磁异常进行切线法和人机交互反演计算, 获得磁性体顶部埋深970 m, 磁化率600× 10^-5 SI。鉴于异常群所处的大地构造位置, 且北东部分地表对应有基性— 超基性岩体出露, 依据岩石物性, 推断航磁反映的强磁异常群由规模较大的、明显向南西侧倾伏的半隐伏基性— 超基性岩体引起。

图3

Fig.3

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	图3 月亮坝地区航磁、地质综合对比图 N- ∑22.基性— 超基性岩; 2s.寒武系石冷水组; 1p.寒武系杷榔组; 1b.寒武系变马冲组; 1jm.寒武系九门冲组; 1n .寒武系牛蹄塘组; Zl.震旦系老堡组; Z1d.震旦系陡山坨组; Nh2n.南华系南沱组; Nh1d.南华系大塘坡组; Qbq.青白口系清水江组; Qbjz.青白口系金竹坪组; Qbfr.青白口系芙蓉坝组; Qbh.青白口系红子溪组; Pt2w.蓟县系— 长城系洼溪组; Pt2tc.蓟县系— 长城系铜厂组; Pt2h.蓟县系— 长城系回香坪组; ∑ -N.基性— 超基性岩; mi.变质岩; F5.断裂Fig.3 Comprehensive contrast of aeromagnetic and geological survey in Yueliangba Area

2.2 中酸性岩体

研究区中酸性岩体出露不多, 仅在梵净山地区出露白岗岩, 在从江南部出露花岗岩体。据以往邻近地区的物性资料, 邻近地区的中酸性岩体一般磁性较弱, 花岗岩、闪长岩磁化率变化范围为(0~402)× 10^-5 SI, 呈中弱磁性外, 其他中酸性岩体大多呈微弱磁性。总的来说, 中酸性侵入岩的磁异常特征一般呈团块状或带状, 曲线形态规则, 一般没有伴生负异常, 大多沿地质断裂分布。具有一定规模的中酸性岩体一般呈宽缓磁异常, 在布格重力异常图或垂向一阶导数图上通常对应重力低。

图4为反迷村地区航磁、地质综合对比图。通过分析各类航磁Δ T平面图可以看出, 该异常群中部存在一个规模较大的低缓异常, 长7 km, 宽3.5 km, 异常强度10~17.8 nT(图4(a))。经对该航磁异常进行人机交互反演, 获得该磁性体顶部埋深590 m、磁化率 700× 10^-5 SI, 并且该磁异常在重力垂向一阶导数图上对应重力低异常。该异常与朗利隐伏中酸性侵入岩的航磁异常特征类似, 位于航磁反映的万潮— 剑河二级断裂附近, 并依据岩石物性资料、航磁Δ T异常和重力异常特征, 以及航磁人机交互反演结果, 推断该航磁异常为规模较大的、具有一定埋深的隐伏中酸性侵入岩引起(图4(c))。同理, 位于该隐伏岩体周围的次级航磁异常, 推断为规模较小的隐伏中酸性岩体引起。

图4

Fig.4

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	图4 反迷村地区航磁、地质综合对比图Fig.4 Comprehensive contrast of aeromagnetic and geological survey in Fanmi Village

通过将航磁基础图件和相应转换处理图件与已知地质情况、野外岩石物性测定结果的综合对比分析, 认为区内正常沉积的碎屑岩、碳酸盐岩及变质岩磁性微弱, 在航磁Δ T磁场图中反映为连续的平稳降低磁场; 而各类侵入岩具有一定的磁性, 其中基性— 超基性岩磁性最强, 往往引起强磁异常带或孤立的强磁异常; 中酸性侵入岩呈中等磁性或弱磁性, 常常反映为宽缓升高或低缓波动的变化磁场。同时, 航磁对造成两侧磁性差异的断裂, 往往形成线性梯度带、串珠状异常带或变化的异常区。具体划分方法和依据如下:

(1)对于出露地表, 并可引起航磁异常的岩体, 以地质确定的岩性大类为依据;

(2)对于没有出露地表的隐伏磁性体, 其岩性根据航磁Δ T异常强度、地质背景、构造环境, 并结合岩石物性进行推断。其中航磁Δ T异常强度相对较弱的磁性体, 并且表现为重力低, 可划为中酸性侵入岩; 磁强度较大, 并表现为重力高, 且沿断裂分布的磁性体可划为中基性— 超基性侵入岩。

(3)蚀变岩通常具有一定的磁性, 可引起形态各异、强度不等的航磁异常。因此, 依据航磁异常特征和地质情况, 比如位于岩体边缘的次级异常, 并通过类比法圈定蚀变岩。

(4)变质岩的分布范围较大, 若航磁磁场表现为分布范围较大的低缓异常, 且对应重力高, 地表和邻近地区有变质岩分布, 通常认为由变质岩引起。

基于以上分析, 应用本次高精度航磁资料对区内具有磁性的各类侵入岩和构成两侧磁性差异的断裂等进行了圈定和划分, 并编制了《黔东地区航磁推断岩性-构造图》(图5)。总共圈定超基性— 基性岩体18处, 包括已知或半隐伏超基性— 基性岩体5处, 其中超基性岩体1处, 超基性— 基性岩体17处; 隐伏超基性— 基性岩体15处, 其中超基性岩体1处, 超基性— 基性岩体14处。圈定中酸性隐伏岩体81处, 其中具有一定规模的隐伏中酸性岩体3处。

可以将区内的蚀变岩划分为2类: 第一类是中酸性岩体周围或其俘虏体周边与碳酸盐岩接触形成的角岩化、绿泥石化及绿帘石化等热液蚀变岩, 该类蚀变岩的发育地段, 往往伴有弱缓孤立的航磁Δ T异常或断续的串珠状Δ T异常带, 航磁Δ T异常强度、规模, 直接与蚀变岩的发育程度、分布范围和磁性大小有关; 第二类是基性— 超基性本身蚀变或与周围地层接触形成的蚀变, 包括蚀变辉绿岩, 蚀变辉长岩、云英岩化、硅化、黄铁矿化等, 该类蚀变岩可形成梯度较陡、强度较大的航磁Δ T异常, 如雷公山地区的蚀变岩位于规模较大的超基性岩体的西南部边缘或邻近地区。

变质岩的分布范围较大, 且磁性分布不均匀, 按磁性强弱可分为无磁性、微弱磁性和弱磁性3类。本次变质岩填图只对微弱磁性和弱磁性2种变质岩进行圈定, 而对于无磁性的变质岩, 即使地表出露, 也不在岩性-构造图上显示。利用航磁圈定变质岩的方法是: 对于局部磁性变质岩, 在航磁场上通常表现为低缓的磁力高异常, 并且在重力场上对应重力高; 对于大范围的区域低缓磁力高, 认为是由微弱磁性的变质岩基底引起。

在已知断裂航磁特征分析的基础上, 依据航磁Δ T剖面平面图、等值线平面图, 以及相应的转换处理图件所反映的Δ T异常梯度带、扭曲变化带、串珠状异常带和异常错移带等线性特征, 并结合地质、遥感资料对航磁反映的断裂构造进行划分。区内总共划分断裂27条。区内线性断裂纵横交错、较为发育, 基本反映了区域地质构造格架。按断裂级别划分一级断裂2条, 二级断裂3条, 三级断裂23条。按与地质吻合情况划分: 已知断裂10条, 新推断断裂18条。按空间展布方向大致划分4组: 近NW向断裂3条, NE— NEE向断裂20条, NW向断裂3条。依据不同方向断裂构造相互切割反映的先后顺序, 似有近EW向形成最早、其次是NE— NEE向断裂构造, 而NW— NWW向断裂构造形成较晚的活动机制。但鉴于区内构造具有多期活动的特点, 不排除早期断裂构造遭后期断裂构造干扰、破坏或被后期断裂构造改造而继承性发展的可能性。部分断裂或局部地段, 对应有遥感线性影像或不同色调、不同地貌的分界线。

研究区具有一定规模的岩体主要分布在梵净山、雷公山、镇远至反迷村一带, 其他地区岩体规模较小, 主要沿断裂分布。该区岩浆岩型铬铁矿、钨锡矿床等稀有稀土矿床与基性— 超基性岩的分布关系密切; 热液型矿床为各个时代的中酸性岩浆岩体在侵入活动过程中, 携带着大量的含矿热液和气体, 沿着断裂和裂隙, 充填其中或对围岩进行蚀变, 形成相关的多金属矿床。研究结果表明, 梵净山地区推断的基性— 超基性岩体对寻找铁、铬、钨、锡、稀有稀土等矿潜力较大, 雷公山地区推断的基性— 超基性岩体、蚀变岩对铁、铬、铜等矿产潜力较大, 双井— 施洞、镇远— 江古地区的中酸性岩体对寻找铜、铅、锌等多金属矿有利。

(1)全区共划分出不同方向、不同级别的断裂27条(其中17条为新发现的断裂), 其中一级断裂2条、二级断裂2条、三级断裂23条。对研究该区区域构造演化, 以及铜、铅、锌、铁、稀有稀土等矿产形成的构造背景具有重要的地质意义。

(2)全区共圈定侵入岩体114处, 蚀变岩15处, 包括隐伏中酸性— 超基性侵入岩体107处。这些隐伏岩浆岩体的圈定, 为研究本地区的岩浆岩活动规律提供了依据, 对黔东地区基础地质研究和找矿具有重要意义。