航磁△T异常特征

1. 航磁△T异常特征

在航磁(△T)异常图上,铝土矿分布区主要位于豫北正负磁场区及豫中开阔平静负磁场区,整体上可划分为北、西、中、南四个异常区。
5.1.2.1北异常区
本异常区主要分布于黄河以北地区,以正磁异常为主,梯度平缓,幅值变化不大,一般在100~200nT之间,具有明显近东西向展布趋势。在上述异常上有局部异常叠加,以正磁异常为主,幅值200~400nT,异常形态多为浑圆状,规模较大。负异常稍有发育,规模及幅值都很小。异常等值线大致近东西向展布,局部呈北东东向,稀疏、圆滑,显示了地质体展布特征及其磁性的稳定变化。
在黄河南侧渑池—郑州一带断续发育的磁场继承了北异常区的磁场特征,自西向东相继发育了浑圆状的渑池、新安及巩义等异常,但异常幅值已经明显降低。位于该异常带上的异常排列及等值线表现了东西向与北东东向叠加,指示该位置地质环境与北异常区的相似性。
从地质资料分析,上述宽缓的正磁异常背景主要由前寒武地层引起;其中宽缓的局部异常与磁性基底突起相关,部分高幅值跳跃局部异常(如济源西部)由熊耳群火山岩中的磁性矿物不均匀分布引起。
5.1.2.2西异常区
本异常区位于三门峡—宜阳之间,主要表现为正负伴生的线形异常带,长约80km,宽10~15km。南部为正磁异常带,在0~50nT的背景上叠加了多个线形局部异常,正、负磁异常均有,幅值一般30~200nT。北侧为一条平行发育的规则负异常带,幅值-200~-300nT。该正、负线形异常带主要与熊耳群地层对应,系由马家河组地层引起。正磁异常带中的局部异常说明铁磁性物质在该地层中不均匀分布。
5.1.2.3中异常区
本异常区北界大致为义马—郑州一线,南界位于宜阳—平顶山一线以北;该区以正、负磁场发育大致对等为主要特征。其中的正磁异常主要发育在新密—伊川—汝州—襄城圈定的区域,异常主体偏向北西端,主要集中于颍阳、大金店附近,等值线向南东东散开,形成50~100nT正磁异常背景,控制了次级局部异常的发育。次级局部异常以正异常居多,正、负异常均有发育,幅值一般为50~100nT,个别在200nT以上(长葛—灵井一带),显示了场源性质的变化。局部异常形态以浑圆状为主;部分强磁异常横向紧闭,长轴较大;负磁异常一般伴生正磁异常发育。异常展布整体上具有北西西走向,等值线圆滑、开阔,指示了区域背景的稳定性;部分高梯度局部异常指示了局部场源与异常背景的差异性。
本区正磁异常(背景)主要由太古宇登封群变质岩系及其磁性不均匀引起;东部发育的带状局部异常多由铁矿及基性岩-超基性岩体引起。
5.1.2.4南异常区
该异常区位于工作区南侧宜阳—平顶山一线,主要表现为一条渐次增高的负磁梯级带,形态不一、走向各异的局部异常在其上发育。其中位于汝阳北、宝丰及平顶山西的浑圆状低缓正磁异常系由前寒武纪地层的局部凸起引起;发育在大营附近的线形局部异常主要与该区发育的火山岩的(玄武岩)有关;其他大面积发育的低磁带则主要指示了中、新生代的无磁性沉积。

2. 区域航磁异常特征

熊盛青等(2001)对青藏高原中南部地区岩矿石所测磁性参数见表1-7。
表1-7 青藏高原中南部地区岩矿石磁性特征统计


(据熊盛青等，2001)
从表1-7可以看出，本区岩矿石的磁性有以下特点:
1)各类沉积岩磁性较弱，一般不会引起磁异常。
2)部分变质岩有磁性，可以引起磁异常。
3)各类侵入岩磁性较强，将是引起磁异常的主要因素，但部分花岗岩(中酸性岩)由于磁性弱将无异常反映。中酸性侵入岩显示出两种不同的磁性特征，部分花岗岩磁性较弱，花岗闪长岩、闪长岩一般具有一定磁性，有的较强。
4)基性—超基性岩具有最强的磁性，并且由于其往往呈带状分布，故将引起宽带状强磁异常。个别基性岩具强磁性，多数为弱磁性。超基性岩一般磁性很强，剩磁一般大于感磁，并且感磁弱的岩石具剩磁较强的特点，表明超基性岩具有最强的磁性。
5)火山岩广泛分布区由于磁性不均匀，产生杂乱的磁异常场。
6)铬铁矿磁化率中等，虽有磁性，但由于其往往产于超基性岩体中，故不易与超基性岩区分，但超基性岩体异常可为间接寻找铬铁矿提供线索。
根据1969～1972年和1998～1999年两次航磁成果，熊盛青等(2001)认为高原基底属弱磁性，不存在大范围太古宇强磁性结晶基底。雅鲁藏布江航磁异常带是由北、南两条异常带平行构成的规模巨大的航磁异常带，自西向东，呈北西—北西西—东西向展布，异常带南北宽20～60km，全长约1400km，一般强度为200～300nT，梯度变化为20～30nT/km。南北两带之间相距25～30km，北边正磁异常带可一直往西延伸至国境外，总体呈北西西走向，形成略为向南凸出的弧形异常带;而南边正磁异常带向西至萨噶已基本消失，向东延伸可达曲松、朗县。在上延5km航磁异常图中，南北两条正磁异常带有明显反映，上延至10km和20km后南边正磁异常带已无显示，而北边正磁异常带仍有明显反映，说明引起南边磁异常带的磁性体向下延深较为有限，引起北边正磁异常带的磁性体则有较大的延深。熊盛青等(2001)认为雅鲁藏布江航磁异常带可能主要由蛇绿岩所引起，北带是一条规模更大的蛇绿岩带，可能是早期侵位的蛇绿岩带，被后期的花岗岩和其他地层所掩覆，并提出了新特提斯洋可能存在两次成洋、两次闭合的演化过程。
王希斌等(1987)对雅鲁藏布江蛇绿岩带地表出露的各个蛇绿岩体进行了详细研究，指出该岩带东西段之间在蛇绿岩岩石组合类型、地幔岩熔融残余类型、蛇绿岩形变等方面存在着较大差别。结合航磁特征分析，这种差别与其说是同一条蛇绿岩带东西方向上发生的变化，不如说是反映了北、南两条蛇绿岩带的存在，可能更为合理。即地质上通常所称的雅鲁藏布江蛇绿岩带西段(桑桑-大竹卡段)蛇绿岩与东段(泽当-罗布萨段)蛇绿岩，它们并不处在同一条航磁异常带上，而是分别位于雅鲁藏布江异常带的南、北带上，相当于航磁推测的南岩带的中段和北岩带的东段，进一步印证了北、南两条蛇绿岩带的存在，它们共同构成了雅鲁藏布江缝合带。
航磁成果表明，喜马拉雅山北坡一带，自札达向东经普兰、仲巴、萨嘎、定日一线，以平静磁异常为主，梯度变化为5～10nT/km。在札达、普兰一带，大部分为强度达20～30nT的平静正磁异常，偶见有强度达100nT以上的局部磁异常。由普兰向东则逐渐过渡为平静的负磁异常，磁异常强度为－20～－150nT;且越向东负值越大，而局部异常更为稀少，强度也较弱，为20～50nT。在冈底斯山至念青唐古拉山一带，分布着强度较大、正负剧烈变化的北西向磁异常，形成一系列正负相间的串珠状磁异常条带，梯度变化达30～50nT/km，磁异常一般强度为－100～200nT，最大强度可达1200nT以上，表明雅鲁藏布江缝合带两侧具不同的构造环境。

3. 　区域航磁异常特征概述

由图2-2可以看出，塔里木盆地航磁异常可划分以下几个区：
2.2.1　北纬40°以北的变化平缓的负异常区
该区的磁场强度在—120～—200nT之间，对比地质图，在盆地北缘阿克苏至柯坪地区已广泛出露元古宇浅变质岩系及古生界。元古宇浅变质岩系主要为一套绿色片岩类，经物性测定其磁化率均低于20×10-5，表明是一套非磁性层或弱磁性层。北纬40°以北的平缓负异常区，主要反映出元古界为无磁性或弱磁性的浅变质岩系。较厚的古生界不过是使区域负异常变得更加平缓而已。
2.2.2　北纬40。以南的大面积正异常区
该区实质被北东向构造分割为若干条北东走向正、负相间的磁异常带。它们的共同特征是幅度不大、变化宽缓，正异常带的强度大致在100～200nT。异常带的走向不仅与阿尔金山的前寒武系地层平行，还与侵入到这套地层中的太古宇花岗片麻岩类（γ1-2）的走向也一致（张用夏，1979）。该区出露的太古宇结晶杂岩系均深度变质，其磁化率皆大于1000×10-5。显然，这些正异常带是具有较强磁性的太古宇深部岩相构造带的反映。负异常带的强度大致在—30～—150nT。其所对应的出露区如罗布庄罗北一井，在井下2229～2340m处见到前寒武系变质灰岩层，可与阿尔金山出露区对比，属元古宙，磁化率为（3～10）×10-5，属弱磁性层。因此相对较低的负异常条带为变质程度较浅、岩浆活动不发育的元古宇浅变质岩相构造带的反映。这种正、负相间排列的条带异常，也不排斥是结晶基底中发育的复背斜构造和复向斜构造在磁异常上的显示。
2.2.3　盆地中央纬向正异常带
大致为一条分布在北纬39°～40°的东西向正异常带。全长1200km，宽约40～50km。在西段，正异常带的强度一般为50～150nT，局部高达300nT，在平缓磁异常的背景上叠加有窄小的异常或线性异常。在东段，正异常的强度一般为100～200nT，局部达300nT以上，同样有局部异常叠加。对于该高磁异常带的性质和成因目前认识分歧较大，在本文中的4.4节中将详加讨论。

图2-2　塔里木盆地及天山地区航磁△T及Ⅰ、Ⅳ、Ⅴ条带域分布图

4. 航磁异常

图9.20 华北地区地壳厚度图（上）和莫霍面等深度图（下）

Ⅰ—华北环状裂谷盆地区；Ⅱ—鄂尔多斯克拉通单元：Ⅱ－1—鄂尔多斯克拉通，Ⅱ－2—鄂尔多斯周边盆地：Ⅱ－2-a—银川盆地，Ⅱ－2-b—河套盆地，Ⅱ－2-c—山西盆地，Ⅱ－2-d
1—一级单元分界线；2—二级单元分界线；3—地壳厚度/Moho深度等值线及其值；4—构造分区编码

图9.21 华北地区航磁图

I—华北环状裂谷盆地区；Ⅱ—鄂尔多斯克拉通单元：Ⅱ－1—鄂尔多斯克拉通，Ⅱ－2—鄂尔多斯周边盆地：Ⅱ－2-a—银川盆地，Ⅱ－2-b—河套盆地，Ⅱ－2-c—山西盆地，Ⅱ－2-d—渭河盆地
1—一级单元分界线；2—二级单元分界线；3—构造分区编码
研究区航磁异常同样属于两个似环状构造，以太行山为界（图9.21），与布格重力异常、莫霍面深度或地表厚度、地貌构造单元总体一致的。对于东部的华北裂谷盆地单元有比较详细的研究，似环状盆地内的磁性体异常总体也呈似环状分布，进一步反映了盆地内基底隆坳和次一级盆地隆坳的分布格局。由航磁异常进一步反演的浅部和深部断裂系统（图9.22）总体也反映了在整个中国东部NNE走向的构造背景下，研究区的似环状构造的几何学图像，它与盆缘的似环状分布的正断层和走滑断层的图像符合，亦与周边山岭及其内部的太古—古元古代深变质变质岩呈现似环状展布一样。似环状断裂构造，盆—岭构造，在二维平面上必定呈现放射状的构造应力场，这样的几何学图像是难于用常见的具有一定方向性的区域应力场来解释，而必须要求有垂直方向上的应力的加入才行，类似于破火山口的似环状塌陷和穹状隆起一样，因此，从三维空间讨论构造应力场是必须的。结合地表地貌－构造特征，布格重力异常和Moho深度和地壳厚度以及磁异常的三维图像可知，华北地区伸展构造系统的形成与演化，不仅需要考虑二维平面的伸展，还必须考虑深度维的地壳减薄（东部单元）或地壳的整体隆升（西部单元）。
区域航磁的另一个重要特征是，5条非常醒目的线状展布的强异常带，①阴山EW 向带，②沈阳—清原NE向带，③大同—朔州（县）NE向带，④平顶山—公安NWW 带，⑤山东五莲山NE向带。下面我们结合区域地质构造对它们的形成作些讨论：
（1）阴山EW向线状负异常带，展布于北纬41 °～420，东经107°～1150，异常中心达≤－500 n T（国家地震局，1991），其南侧是一条高值线正异常带，最高达800 n T，对应乌拉山群深变质岩的分布。响水—满都拉地学断面（国家地震局，1991）认为，阴山EW 向强烈负异常可能是磁性体因斜磁化造成的。结合区域地质构造，我们提出另一种解释，这正好是华北地台的北部边界，发育二套中生代逆冲推覆系统：南侧的大青山逆冲推覆系统和北侧的色尔腾山逆冲推覆系统（刘正宏等，2002；陈志勇等，2002）。大青山系统主要由南向北逆冲，色尔腾山系统则主要由北向南逆冲，两个系统的对冲结果致使大量的沉积盖层堆积于对冲推覆体的下面，巨厚的沉积物盖层的堆叠体可能是形成阴山EW 向线状强负异常带的主要原因，又是华北地台北缘边界的一个重要的地球物理场标志。

图9.22 华北地区浅部断裂构造（左）和深部断裂构造图（右）

（2）沈阳—清原NE向线性负异常带，其异常强度弱于阴山带，但仍清晰可见。从构造特征看，这里也是华北地台北缘边界，它的形成可能类似于阴山负异常带，这里地表出露的主要是太古宙深变质片麻岩类（中国地质科学院，1973）。推测，可能通过逆冲构造把基底片麻岩类推覆到浅部的同时，把大量沉积盖层堆叠在它的下面，产生线状负异常带。这样，阴山和沈阳—清原线性负磁异常带作为华北地台北缘的标志在其东、西段对应，华北地台北缘边界的中段这样的标志已不存在，可能是强烈的燕山期岩浆事件改造的结果，但仍可断续地见到一些局部的负异常的残留。
（3）大同—朔州（县）NE向负磁异常带，该异常带宽30km，异常中心达≤－600 n T，最大水平梯度为50 n T/km（国家地震局，1991）。响水—满都拉地学断面认为：它是鹅毛口断裂的反映，高的负异常为破碎基底的反映（国家地震局，1991）。结合地质构造发育，我们提出另一种可能的解释：展布于大同—朔州（县）的一个大型逆冲推覆构造是口泉—鹅毛口逆冲推覆断层（刘光勋等，1986；山西省区域地质志，1989），是研究区燕山期恒山—五台山—太行山造山带由鄂尔多斯前陆盆地向造山带俯冲下插过程中大量沉积盖层形成巨厚的堆叠体引起，结合五台山下面中地壳和下地壳内两个大低速体以及五台山燕山期过铝花岗岩的发育（见9.20详细讨论），可推测鄂尔多斯基底已俯冲到达五台山下面，在俯冲过程中沉积物由于密度太小被铲刮堆叠在边界逆冲带的下面及其附近，这一点在海沟处俯冲于岛弧—大陆边缘时一样。这一异常带似乎还向SW 方向延伸进入鄂尔多斯黄土高原下面（袁学诚，1990），它的地质意义还不清楚，需要进一步研究。
（4）平顶山—公安NWW 向线性负异常带，与上述（1）和（3）异常带相比要弱得多，异常中心最强达－300 n T，随州—喀拉沁旗地学断面（国家地震局，1992）认为，平顶山以南线性负异常带，宽约30km，走向NW，异常中心强度－300 n T，最大水平梯度达60 n T/km，该异常具有明显的断裂特征。我们认为，它是华北地台与桐柏—大别造山带交界的边界标志，推测它是由于中生代时期华北俯冲下插于桐柏—大别造山带时大量沉积物盖层被阻止堆叠的结果。这一负磁异常似可与南京—镇江的NE向负磁异常相连，可能是苏北—南黄海盆地与宁镇山地的分界标志，从苏南地区发育由南向北的逆冲推覆构造来看，为茅山逆冲推覆构造，它也可能是沉积盖层堆叠的结果。
（5）山东五莲山NE向线状负磁异常带，与上述（1）和（3）异常带相比，磁异常要弱得多。此异常带大致分布于苏鲁超高压变质带北边界附近（袁学诚主编，1996；中国地质科学院，1973），推测可能是超高压带通过由南向北的逆冲剥露于浅部过程中，华北地台上大量沉积物被阻止和堆叠在逆冲体下面及其附近的结果，现今地表出露的是侏罗系和白垩系的火山沉积岩系，推测，这些堆叠的沉积盖层可能覆盖于侏罗纪和白垩纪的火山盆地的下面。这样，五莲山负磁异常带也可看作华北地台与苏鲁造山带的边界标志。
由上，可以看出，强烈的线性负磁异常带往往是被大的逆冲推覆构造系统阻止和堆叠在它下面的巨厚的沉积层的堆叠体，可看作华北地台与周边造山带的边界标志上述异常的（1）,（2）,（4）,（5），或华北地台内部燕山期鄂尔多斯前陆盆地与被活化的燕山期恒山—五台—太行造山带的边界的标志［上述异常（3）。由于磁性体主要是上地壳地质体的反映，被“冻结”在地表的老的磁性异常往往可以在后期叠加的岩浆—构造事件的较薄弱地带保留下来。

5. 区域航磁(ΔT) 异常特征

从图3-4中看出，研究区磁场特征与地层分布，岩浆活动及构造运动等密切相关，不同地区具有不同的磁场特征。

图3-4 研究区航磁(△T)异常平面图

(一)兴安剧烈变化磁场区
主要包括大兴安岭及其以西地区。该区大部分异常呈紧密排列，局部异常轴向北东，异常强度和梯度变化都比较大，不同地段异常特点有一定差别。
漠河一带为正、负交替异常，异常走向北西西。西侧嵯岗、满洲里附近为北北东向、负背景、局部正异常的狭长条带状异常分布，它相当于得尔布干断裂所处的位置。嵯岗到牙克石之间有一东西向正异常带，似为岩浆岩的影响。在牙克石与甘南之间为正、负交替的跳动磁场区，它相当于中生代火山岩及花岗岩分布区，甘南龙江经大杨树—嫩江一线有一近南北向剧烈跳度异常带，峰值较高，极值达2000nT以上，异常梯度变化大。它相当于大杨树坳陷内分布的中生代强磁性火山岩区。大兴安岭重力梯度带在磁异常上反映不明显。
(二)松辽平缓磁场区
磁场以平静的负背景叠加宽缓的正异常为特征，背景场为－100～－200nT，宽缓的正异常特点在中部表现尤为突出，正异常极值达200nT以上，平静的负背景是由于巨厚的中、新生代无磁性盖层的沉积及深部莫霍界面的隆起使磁性层变薄引起。正异常主要由前寒武磁性结晶基底及具有磁性的侵入岩引起，平缓的特征主要与埋深有关。周边地区相对中部来说，无论强度还是梯度都变大，与无磁性盖层厚度变薄有关，该区局部异常轴向以北北东向为主，各种方向的局部异常都有分布。
(三)小兴安岭(逊河—铁力以西)磁场区
磁场特征与大兴安岭类似，为紧密排列并以正异常为主、局部地区有负异常分布的异常区。异常走向以北东向为主，并沿小兴安岭方向排列。
(四)伊春-延寿正异常区
紧密排列的正异常是该区的主要特征，异常具有明显的走向，为典型的褶皱带磁场特征。以依兰—尚志一线为界，分为南北两段。北段异常走向南北，极值在300nT以上，低于北段。
(五)佳木斯-饶河平静磁场区
位于三江平原上。背景场在零值附近，其上叠加有局部低值正异常。异常平缓，走向不稳定，延伸不大，反映该区基底为低磁性或无磁性岩性，为构造运动稳定地区。
(六)东宁-吉林磁场区
在大面积分布的负异常背景上，局部地区分布有紧密排列的正异常。负异常有由北向南负值逐渐加大的趋势。这种异常特征主要为磁性花岗岩引起，异常总体走向为北东向。

6. 　矿带遥感和航磁异常特征

2.1.3.1　矿带遥感地质特征
本区处于—NW向构造带上。图2-1-8清晰地反映出本区线性构造十分发育，主要有NNW、NWW、NEE和NNE向四组。环形构造是矿带内除线性构造外的重要构造现象（何允中，1992）。由图2-1-8和图2-1-1可明显看出几乎所有斑岩铜矿床（点）都和环形构造有关系。在青泥洞隆起的核部，以复式环形构造区的中心为准，大致等间距（40～50km）地排列着三处复式环形构造区。最南为莽总马拉松多环形构造区，向北依次为玉龙环形构造区和夏日多环形构造区。

图2-1-8　玉龙马拉松多矿带卫片解译图（据何允中，1992）


图2-1-9　玉龙-马拉松多矿带航磁△T平面等值线图（据何允中，1992）

1—正异常；2—负异常；3—零等值线
1）莽总-马拉松多负向环形构造区
莽总-马拉松多地区有三个呈深色调、轮廓清楚、边缘略有重叠的环形构造连接在一起，组成一个大的环形构造区。这个构造区面积达数百平方公里，是研究区的主要构造单元之一。
2）玉龙环形构造区
在玉龙地区有几个规模相近的正向、负向环形构造，与平面旋扭构造区重叠在一起，形成一种复杂的复合构造。该构造区面积约30km2。
3）夏日多环形构造区
该区由5～6个直径为4～6km的环形构造和2个直径约10～20km的环形构造组成，主要集中在长约20km，宽约10km的范围内（图2-1-1）。区内各环形构造多以弧形的山脊和沟谷围限，有较明显的轮廓，目前已知的斑岩矿床（点）则位于环形构造的中部。
与前述矿带区域地球化学异常对比可发现，本区的环形构造区与多元素地球化学异常有极好的对应关系，几乎是每个指示元素正异常均有与之相对应的环形构造，或者说，在每一个环形构造区均出现有指示元素的多元素正异常。
2.1.3.2　矿带航磁异常分布特征
图2-1-9为本区航磁△T异常图。很明显，整个矿带恰好处于一个NW向的正异常带上，其两侧为负异常区，说明矿带上航磁异常特征为相对磁力高。正异常区与遥感解释的环形构造相对应，可能是岩体所致。地质上该带出露岩体规模较小，这与航磁异常特征和遥感影像特征不符，推测岩体在深部有膨大现象。与前述区域地球化学异常分布特征比较可知，航磁正异常带、遥感环形构造带、指示元素的正、负异常带三者相互吻合很好。
综上所述，本矿带的地、物、化、遥特征显著，很具代表性和典型意义，现将其综合结构模式概括如下。

7. 盆地航磁异常特征

从柴达木盆地航磁DT化极异常图（图2-5）来看，柴达木盆地在乌图美仁附近有一条大的呈北东向展布的磁力高异常带，将柴达木盆地分成磁力特征截然不同的两个区域。该带以西的地区磁场特征主体表现为较平静的低磁异常，在盆地边界发育一些局部的高频磁异常团块；而盆地东部地区磁异常明显要比西部高，无论是磁异常等值线的走向还是异常形态与西部都有较大的差别。根据磁力特征的不同又可进一步将该西区可划分为4个区域：
1）阿尔金基岩出露区：磁异常表现为低磁背景上叠加杂乱跳跃的局部高磁异常，异常值一般大于－25nT，最大可超过300nT，该区地表大面积出露较强磁性的花岗岩，是造成该现象的主导因素。

图2-5 柴达木盆地航磁DT化极异常图（单位：nT）

2）柴西南磁力异常区：在干柴沟—油泉子—黄石—塔尔丁一线串珠状异常南侧，表现为较高磁场背景，其上叠加多个较大的局部磁力高，这些局部高磁异常幅值较小，一般为几十纳特，磁异常变化比较平缓，近东西向排列，显示磁源体较深的特点，推测可能是由于该区基底磁性体比较发育、基底构造格局近东西向展布造成该种现象；另外，在研究区的东侧塔尔丁一带，大面积的低磁场背景（一般小于－70nT）上叠加着许多剧烈变化的高频磁异常，为磁性体埋藏较浅的反映。
3）柴西北磁力异常区：位于柴北缘磁异常区与柴西南磁异常区之间，较低磁异常背景，磁异常一般为－50～－25nT，磁场变化平缓，磁异常等值线分布稀疏，近北西向展布，无局部高频磁异常存在。说明该区从浅至深基本无较强磁性体的分布，地层（岩石）磁化率横向变化较小。反映一种较为稳定的沉积和构造环境。
4）北缘西区：主体表现为以广阔平缓的负磁异常为背景，异常值一般为－180～－40nT。东部异常主体呈北西走向，西部异常以宽缓的近南北向为主，异常最大值为95nT，最小值为－310nT，北部山前带在区域负背景场上叠加有北西—近东西向的高频局部磁异常，为火成岩侵入体的反应。结合前面的物性分析认为，区域负背景场是本区弱磁性基底的反应，低幅的高频磁异常可能是表层磁性体主要为第四系、狮子沟组或上油砂山组地层中含有火山岩成分而引起的，大幅度的高频磁异常可能为基底侵入岩体反应。

8. 铁矿集中区航磁异常特征

晋冀北缘－辽西铁矿重要成矿带内铁矿主要分布在辽宁西部宝国老、建平，河北大庙、峪耳崖、柞栏杖子、水厂、司马长、石人沟、庞家堡、支家庄，山西浑源、台怀和北京沙厂、四合堂等地，形成15个铁矿集中区。将铁矿集中区叠加到1:20万航磁图（图4-3和4-4）上，发现铁矿集中区均具有明显的航磁异常，但不同铁矿集中区的航磁异常特征略有不同，大致可分成3种类型：高背景异常区、高背景异常区边部和存在局部高异常的低背景区。
在1:20万航磁△T异常图（图4-3）中，水厂、沙厂、庞家堡和浑源铁矿集中区为大面积正磁异常区；宝国老、建平和支家庄等铁矿集中区为大面积正负磁异常区交界带，大庙、石人沟、峪耳崖、榨栏杖子、司马长和台怀等铁矿集中区为存在局部高异常的低背景区。

图4-3 晋冀北缘－辽西铁矿重要成矿带内铁矿集中区及航磁异常图

航磁化极处理结果（图4-4），铁矿集中区的航磁异常特征都有所变化，主要表现为铁矿集中区的正磁异常范围扩大，如宝国老、建平、石人沟和支家庄等铁矿集中区的航磁异常特征变为了大面积正磁异常区；其次是局部异常更加突出，如柞栏杖子、司马长和庞家堡等铁矿集中区的局部异常更加明显。
铁矿集中区的航磁异常特征主要反映了区内的成矿地质背景，如：水厂铁矿集中区的大面积正航磁异常主要由迁西群三屯营组引起；庞家堡铁矿集中区的大面积正航磁异常主要由太古宇桑干群引起；大庙铁矿集中区的正航磁异常主要反映了基性杂岩体；司马长铁矿集中区的主要地层为新太古界滦县群变质岩和中元古界长城系大红峪组长石石英砂岩，未见岩浆岩，地层磁性较弱（据董杰2009，滦县群磁化率K平均值：变粒岩为116×10-5SI、片麻岩为541×10-5SI），这是造成该区区域航磁异常属于低背景的主要原因；台怀铁矿集中区的主要岩性为新太古界五台群石英岩、片岩、夹磁铁石英岩等，古元古界滹沱群砾岩、石英岩、千枚岩、白云岩等和太古宙花岗片麻岩，其中除磁铁石英岩及磁铁矿层外，其他岩石的磁性都较低，这是该区区域航磁异常属于低背景的主要原因等。此外，部分铁矿集中区的航磁异常特征还受周围、特别是铁矿集中区南部的地质背景影响，如石人沟铁矿集中区在1:20万航磁△T异常图上为低磁场背景区，航磁化极处理后变成了大面积正磁异常区（由本区的含矿地层迁西群马兰峪组引起），究其原因，原始航磁图中的低磁场背景是由于斜磁化影响，南侧遵化强磁场背景的北侧伴生负异常所致；建平铁矿集中区在1:20万航磁△T异常图上为大面积正负磁异常区交界带，航磁化极处理后变成了大面积正磁异常区（由本区的含矿地层建平群引起），造成航磁异常化极前后变化的主要原因也是斜磁化影响的结果；支家庄铁矿集中区在1:20万航磁△T异常图上也为大面积正负磁异常区交界带，航磁化极处理后变成了大面积正航磁异常，究其原因，本区铁矿为接触交代型，产于燕山期中酸性侵入岩体西北部与元古宇或古生代碳酸盐岩地层的接触带附近（部分为岩体顶部的飘浮体），岩体的规模较大，而且该区南部还出露大面积的太古宇阜平群，因此造成该区航磁异常化极前后变化的主要原因是斜磁化等因素。

图4-4 晋冀北缘－辽西铁矿重要成矿带内铁矿集中区及航磁化极异常图