0 引言
北京平原区是三面环山的山前冲洪积倾斜平原。燕山期强烈的构造运动使北京平原区发育了多处侵入岩体[1]。这些侵入体的形态一般为岩株,规模大小不等,侵位深度不同,在地壳浅部与热储层穿插交错,形成水热型地热系统的不透水边界。在地质构造复杂地区,查明热储层与隐伏岩体的分布位置与接触关系,才能更好地规避地热开发风险。北京平原区西北部小汤山地热田和京西北地热田周边分布有阳坊岩体、花塔岩体、葛村岩体等[2,3],关于这些隐伏岩体空间形态的研究较少。隐伏岩体的勘探方法较多,常用有重力、磁法、大地电磁法等,近年来,也有采用岩浆热场法、镜质体反射率方法等寻找隐伏岩体的案例[4,5]。笔者采用重力、磁法、CSAMT和微动测深方法分析探讨北京平原区西北部隐伏岩体的形态和构造背景,为这一地区的地热系统研究和地热资源勘查提供地球物理依据,同时也为深入理解北京地区燕山期构造演化和深部动力学过程提供参考。
1 地质背景
北京市平原区西北部在大地构造位置上属于中朝准地台燕山台褶带内密怀中隆断(Ⅲ2)和西山迭坳褶(Ⅲ5)的结合部位。两个三级构造单元以南口—孙河断裂带(图1,F1)为界。南口—孙河断裂带是北京地区规模最大的一条NW向第四纪活动断裂[6,7],研究表明该断裂在北京平原区表现为枢纽特性,其NW段从昌平南口至北七家,断面倾向SW,控制了马池口—沙河第四纪凹陷的发育[8,9]。南口—孙河断裂向西北延伸并截止于平原区和山区的分界断裂——南口山前断裂(图1,F2),南口—孙河断裂具左旋走滑性质,错断了NE向发育的逆冲推覆构造——影壁山断裂(图1,F3)。广泛发育的断裂与岩浆活动关系密切,燕山期的岩浆侵入活动形成了阳坊岩体(M1)、葛村岩体(M2)、花塔岩体(M3)、阿苏卫岩体(M4)等。阳坊岩体为深色杂岩体,西部有出露,根据航磁ΔT异常圈定岩体的范围,面积约150 km2,岩体北部为白岗岩,中部为黑云母花岗岩,南部及东部为闪长岩。花塔岩体为石英二长岩,钻孔揭露岩体上覆为第四系。葛村岩体为闪长岩,钻孔揭露岩体上覆有厚度不大的侏罗系火山岩和蓟县系白云岩地层[10]。岩体形成了区内岩溶水系统或地热系统的隔水边界。
图1
图1
研究区基岩地质构造及工作布置
M1—阳坊岩体;M2—葛村岩体;M3—花塔岩体;M4—百善东岩体;F1—南口—孙河断裂(北西段);F2—南口山前断裂;F3—影壁山断裂;F4—西沙屯断裂;F5—沙河断裂;F6—郑各庄断裂;F7—小汤山断裂
2 方法与数据
笔者采用高精度重力测量、磁法勘探、可控源音频大地电磁测深(CSAMT)和微动测深数据来研究北京平原区西北部几处隐伏岩体的空间形态。其中重力、CSAMT和微动测深工作为2015年由北京市地质勘察技术院完成,磁法勘探工作为20世纪80年代由原北京物化探队完成。2015年完成的重力测量比例尺为1:5万,面积260 km2,使用Scintrex公司的CG-5重力仪进行重力测量,使用北京测绘局建立的CORS系统进行RTK测量,布格重力异常值总精度为0.051×10-5 m/s2。利用北京市平原区1:10万重力资料进行了扩边,采用窗口滑动平均法求取区域背景场,得到了剩余重力异常。20世纪80年代完成的北京平原区1:5万地面磁法勘探的总观测均方误差为10.1 nT。
可控源音频大地电磁测深(CSAMT)是一种人工源频率域电磁测深方法,广泛应用于地质勘查的多个领域,在花岗岩地区也有较好的应用[11]。该方法可以人工控制信号发射强度和频率,频率范围为2-2~213 Hz。频率与探测深度有关,频率越低探测深度越深,因此该方法具有横向分辨力高、勘探深度大以及受地形影响小等优点。本次工作完成CSAMT剖面7条,总长度17 km。采用赤道偶极装置进行标量测量,同时观测与场源平行的电场水平分量Ex和与场源正交的磁场水平分量Hy。数据处理时利用电场振幅Ex和磁场振幅Hy计算阻抗电阻率;利用电场相位Ep和磁场相位Hp计算阻抗相位φ;最后以阻抗电阻率和阻抗相位联合反演电阻率参数并进行地质解释推断。数据采集使用美国Zonge公司生产的GDP-32Ⅱ型多功能电法仪,场源供电电极距AB=1 000 m,测量电极距MN=50 m,供电电极与测量电极平行布置,收发距7~10 km,工作频率0.125~8 192 Hz,勘探深度1 500~2 500 m。室内首先对数据做了预处理,包括剔除畸变点、数据圆滑和静态校正;使用Zonge公司SCS2D程序进行了二维反演。
微动是一种由体波(P波和S 波)和面波(瑞利波和拉夫波)组成的复杂振动,并且面波的能量占总能量的70% 以上[12]。微动探测是指从台阵观测到的天然场源微动信号中提取面波频散信息,通过反演技术获得地下介质S 波速度结构的地球物理勘探方法[13,14]。面波频散曲线与介质密度、纵横波速度和层厚有关,不同的地下结构具有不同的频散曲线。近年来,微动测深方法在多个领域得到了较好的应用[15,16]。常用的微动观测台阵为圆形台阵,一般在圆心处布设1个,圆周上至少等间距布设3 个观测台站。放置台站的圆周半径称为观测半径(r),决定探测深度(H)。通常情况下,探测深度H =(3~5)r[13]。本次完成微动测深20个点,观测半径r为80、160、320和640 m。采用频域空间自相关法,基于TremorTom软件提取了所有阵列的频散曲线,用阻尼最小二乘反演算法,由相速度频散曲线反演地下S波速度结构,用于地层分层解释。反演计算前先基于地质资料给定初始模型,即层数、层厚度及各层P波与S波速度初始值,再从给定初始值中迭代搜索到S波速度结构的最优解。
3 地球物理特征
2015年,北京市地质勘察技术院在北京地区开展了岩石密度和磁化率等物性参数测量工作,使用DX-600Z型全自动电子密度仪进行密度测定、使用ZH-1型磁力化仪进行磁化率测定[17]。电阻率和横波速度参考1987年原北京物化探队在昌平、小汤山幅开展区域物探工作的统计资料和2012年北京市地质勘察技术院在昌平地区开展岩溶水物探工作的统计资料[18,19],汇总见表1。由此可见本区侵入岩与其他沉积地层存在一定程度的物性差异,具体如下:① 电性特征。第四系松散沉积物、白垩系流纹岩、凝灰岩呈低阻,常见值为10~80 Ω·m;侏罗系火山沉积岩和青白口系页岩夹碳酸盐岩呈中阻,一般为70~250 Ω·m;燕山期侵入岩与奥陶系、寒武系、蓟县系和长城系的碳酸盐岩、砂岩地层呈高阻,一般大于250 Ω·m。② 磁性特征。太古界磁性最强,磁化率平均值达3 014×10-5SI;侵入岩次之,平均值在(12~2 902)×10-5SI;白垩系流纹岩、凝灰岩平均值239×10-5SI;其他地层呈弱磁或无磁。③ 密度特征。第四系密度最低,其次是石炭系和青白口系,侵入岩除花岗闪长岩外,与蓟县系、侏罗系等围岩密度差异在0.1 g/cm3以上。④ 横波波速特征。地层时代越老,横波波速越大,第四系与下伏基岩波速差异最大,基岩内部波速差异不明显。
表1 地层物性特征统计
| 地层 | 岩性 | 标本 块数 | 电阻率 /(Ω·m) | 密度 /(g·cm-3) | 磁化率 /(10-5SI) | 横波速度 /(m·s-1) |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 第四系(Q) | 松散沉积物 | 95 | 20~80 | 1.75 | — | 150~500 |
| 白垩系(K) | 流纹岩、凝灰岩 | 30 | 11.5~21.7 | 2.61 | 239 | 1450~1500 |
| 侏罗系(J) | 砾岩、黏土岩、砂岩 | 90 | 71~174 | 2.73 | — | 1400~1600 |
| 二叠系(P) | 砂页岩 | 60 | 8~10 | 2.68 | — | 1600~1700 |
| 石炭系(C) | 砂岩、泥质岩 | 60 | 8~10 | 2.52 | — | 1600~1700 |
| 奥陶系(O) | 灰岩 | 90 | 800~1500 | 2.72 | — | 1700~1800 |
| 寒武系(∈) | 灰岩、页岩、泥灰岩 | 120 | 254~608 | 2.72 | — | 1900~2100 |
| 青白口系(Qn) | 砂页岩夹碳酸盐岩 | 90 | 136~248 | 2.55 | — | 2200~2500 |
| 蓟县系(Jx) | 白云岩夹砂页岩 | 180 | 540~1000 | 2.79 | — | 2200~2500 |
| 长城系(Ch) | 白云岩、泥灰岩、页岩 | 120 | 600 | 2.66 | — | 2200~2500 |
| 太古宇(Ar) | 片麻岩 | 126 | >700 | 2.75 | 3014 | 2200~2500 |
| 花岗岩 | 30 | 1301 | 2.60 | 1150 | / | |
| 花岗闪长岩 | 60 | / | 2.76 | 2902 | / | |
| 侵入岩 | 白岗岩 | 30 | 1470 | 2.56 | 306 | / |
| 石英二长岩 | 66 | / | 2.63 | 1286 | / | |
| 闪长岩 | 60 | / | 2.64 | 12 | / |
注:标本块数为密度和磁化率测试的样品数,“—”表示弱磁或无磁;“/”表示无实测数据。
3.1 重力异常特征
由图2可知,全区重力异常值变化范围为-6.7~7.2 mGal,总体上呈现东北高西南低的趋势,反映了基岩起伏形态为北部隆起南部凹陷。在南口—孙河断裂(F1)北侧和南侧分别存在3个串珠状重力高异常和低异常,异常长轴方向均为NW-SE向,与断裂走向一致,短轴方向长度各约2 km,反映了受F1断裂控制的第四纪沉积速率差异最明显的范围。沿F1断裂自西北向东南的重力低异常分别反映了南口、马池口和沙河3个第四纪凹陷的形态。而在阳坊东部、流村至葛村一带、曹庄至南口一带出现的重力低异常则与隐伏岩体(分别为阳坊岩体M1、葛村岩体M2和花塔岩体M3)的规模和埋深密切相关。阳坊岩体的重力异常表现为“两低一高”,西部、北部为两个明显的低异常(M1-1、M1-2,极值分别为-3.65、-3.77 mGal),东南部则出现了较为明显的重力高异常(M1-3,极值为6.98 mGal),这与岩体的岩性差异有关,重力低异常区应以密度较低的白岗岩为主,高异常区则可能为密度较高的闪长岩,从而说明阳坊岩体大致分两期侵入。曹庄至南口一带的重力低异常(极值为-6.66 mGal)还与南口—孙河断裂(F1)和南口山前断裂(F2)联合控制的南口第四纪沉积盆地的快速发育有较大关系。百善东部前人钻孔揭露的岩体(M4)重力异常不明显,可能与岩体偏酸性且规模不大有关。此外,对研究区剩余重力异常使用中国地调局RGIS软件进行了三维反演,空间步长为0.5 km×0.5 km×0.5 km,网格剖分数为72×50×20,反演深度10 km,反演误差为 0.870,结果见图3。三维反演结果更清晰地显示了花塔岩体、葛村岩体和阳坊岩体的空间关系。
图2
图3
3.2 磁异常特征
从磁异常等值线图上(图4)可以看出,全区磁异常ΔT的变化范围为-112.7~1 482 nT。研究区南部、西南部以及西北部地区为明显的高磁异常区,异常值一般大于300 nT,高磁异常范围与重力异常范围基本一致,反映了阳坊岩体(M1)、葛村岩体(M2)和花塔岩体(M3)的分布。阳坊岩体的磁异常强度明显高于葛村岩体和花塔岩体,岩体内部自西北向东南方向磁异常逐渐增强,反映岩体岩性有自酸性向中基性过渡的特征。百善东部前人钻孔揭露的岩体(M4)磁异常特征也同样不明显。
图4
3.3 CSAMT反演电阻率特征
3.3.1 阳坊岩体(M1)
阳坊岩体的侵入活动对本区热储层及火山岩地层的空间分布有限定性作用,形成了热储层南部的隔水边界,笔者利用CSAMT资料研究阳坊岩体北部与热储层的接触形态。Z4测线长度1.80 km,南北向布置。由图5a上看,断面内电阻率呈浅部中低阻,深部逐渐升高的变化趋势,浅部200~300 m以上电阻率横向上连续性差,存在多个间断出现的低阻异常圈闭,反映了山前地带第四系内部岩性不均一,在低阻圈闭带之下存在横向上相对连续的等值线密集带,是第四系与基岩的分界面。基岩内部电阻率差异明显,剖面南部阻值整体比北部高,且呈现由浅至深单调递增的变化,反映存在高阻的侵入岩体;而右部的中低阻异常可能反映了侏罗系的存在,在x=550 m处,侵入岩与侏罗系之间出现明显的分界面,接触形态为“下凹”式,1 500 m深度以下接触产状有变缓趋势。Z5测线南起北庄户,北至横桥村,测线长度2.70 km。从CSAMT反演电阻率等值线断面图(图5b)上看,浅部低阻层与深部高阻层的界面比较明显,但位置比西部Z4测线处深,由此推断基岩面深度在400~600 m;在x=1 700 m左右,电阻率出现明显的横向间断,南侧为相对高阻区,反映了隐伏岩体的特征;北侧中低阻层为侏罗系,其底界埋深在1 200~1 400 m,再向下电阻率等值线弯曲形态出现较大变化,推测侏罗系之下还存在蓟县系热储层。隐伏岩体与侏罗系、蓟县系之间接触产状较Z4剖面陡。
图5
3.3.2 葛村岩体(M2)
由重磁资料可知,葛村岩体位于阳坊岩体西北,深部可能与阳坊岩体相连,浅部更靠近山区,与热储层关系密切,可以从CSAMT法的Z2测线定量反演成果上解释两者的相互关系。Z2测线位于南口农场二分场西侧,长度2.10 km,南北向布置。从CSAMT反演电阻率等值线断面图(图5c)上可以看到,纵向上电性结构可分为“低—中—高”3层,浅部电阻率形态变化大,反映了南口冲洪积扇第四系岩性不均一及各向异性特点,浅部不连续的多个低阻圈闭带的底部电阻率等值线呈现横向连续、纵向密集特点,其高低变化反映了基岩面的起伏形态,推断基岩面埋深300~400 m。中、深部电阻率呈单调递增态势,整体上较阳坊岩体北部两测线电阻率高,推断第四系之下为蓟县系热储层,其底界埋深在900 m以上,其下为隐伏岩体。横向上看测线北部等值线向深部拉伸,反映中高阻的蓟县系热储层厚度较南部大,热储层与隐伏岩体的接触形态由南部的起伏波状过渡到北部快速陡降的斜坡状接触。
3.3.3 花塔岩体(M3)
花塔岩体位于研究区西部,山区有出露,在南口山前断裂以东隐没于平原区之下。岩体的侵入受南口山前断裂控制,但后期遭受南口—孙河断裂切割改造,形成热储层西部的隔水边界,其边界位置及形态可以依据CSAMT法Z3测线的探测结果研究。Z3测线位于南雁路,长度1.50 km,SN-NE向布置。从CSAMT反演电阻率等值线断面图(图5d)上看,剖面浅部主要由两个规模较大横向上形态相连的低阻圈闭异常组成,自SW-NE低阻层厚度有变薄趋势,在低阻异常之下,电阻率纵向梯度加大,反映基岩面位置在300~400 m,埋深上西南深东北浅。剖面深部,西南方向延续浅层的低阻形态,但梯度变化较小,向东北方向变化为高阻异常体,推断西南部基岩为蓟县系,东北部为隐伏岩体,中部x=600 m左右出现等值线横向梯度带,推测为两者之间的界面,界面形态较陡,也可能为断层接触。
3.3.4 百善东岩体(M4)
百善东岩体位于南口—孙河断裂带东北侧,小汤山地热田西南部。该岩体在航磁、地磁和重力异常图上均显示不明显,说明规模较小,但已有钻孔证实了该岩体的存在。本次利用两条控制性CSAMT剖面研究其延伸形态。Z6测线长度1.80 km,方向东西。从CSAMT反演电阻率等值线断面图(图5e)上看,断面自上而下呈现“低—中—高”三元结构特征,浅部低阻层反映了第四系厚度为100~200 m;其下中阻层厚度呈现西厚东薄的趋势,反映西部可能存在青白口系砂页岩地层;断面深部电阻率变化不大,形态趋缓,结合附近钻孔资料推断为蓟县系热储层和隐伏岩体,根据电阻率等值线横向相对密集的区域可以看出隐伏岩体与沉积地层的接触产状相对较缓。Z7测线长度3.90 km,方向北东。从CSAMT反演电阻率等值线断面图(图5f)上看,浅部为低阻异常多呈规模较小的圈闭区,其下出现横向上并不十分连续的等值线密集带,深度小于200 m,推断为第四系与基岩的界面。深部在剖面西南仍有厚度较大的低阻层,但成层特征渐趋明显,推断基岩地层为青白口系和蓟县系;剖面东北出现明显的高阻异常凸起,推断为百善东岩体,直接隐伏于第四系之下,根据电阻率异常形态判断岩体与热储层的接触产状为西南略缓而东北较陡。
3.4 微动测深反演视S波速度特征
单点的微动测深频散曲线、反演视S波速度结构及地层解释如图6所示,其中W16号点位于Z4剖面附近、W07号点位于Z5剖面附近,两点推断地层结构与CSAMT一致。
图6
图6
Z4剖面W16点及Z5剖面W7点微动测深频散曲线及反演视S波速度结构图
a—Z4剖面W16点微动测深频散曲线;b—Z4剖面W16点反演视S波速结构;c—Z5剖面W7点微动测深频散曲线;d—Z5剖面W7点反演视S波速结构
利用研究区西部20个微动测深点的反演结果,可以绘制出三维视S波速度(Vx)结构图(图7)。图中x方向长20 km,y方向长10 km,反演深度4 km。由图可见, Vx纵向上基本呈现由浅到深逐渐增高的趋势,浅部低速层为沉积盖层,深部高速层为蓟县系、侵入岩。南部阳坊岩体和葛村岩体相连,边界不清,总体形态上西缓东陡,而西部花塔岩体形态为北陡南缓,即靠近南口—孙河断裂带处与热储层接触产状较陡。3个岩体在深部可能连成一体,与磁法、重力异常对应。在研究区西南,视S波速度结构显示,岩体的顶界埋深在3 000 m以上。
图7
4 讨论
北京地区燕山期岩浆活动频繁,侵入岩在山区广泛出露,并向平原区延伸,隐没于沉积地层之下。探查平原区隐伏岩体的空间形态及其与构造活动的关系,是地热系统研究的重要内容。笔者利用最新获得的高精度重力资料、以往磁法资料、CSAMT和微动测深资料,综合研究了北京平原区西北部几个隐伏岩体的空间分布特征,部分推断得到了钻探证实。重磁资料主要用于圈定岩体的形态,CSAMT和微动测深则主要用于定量反演确定岩体的顶深和产状。从重磁等值线平面图上切取CSAMT剖面处的重磁异常数据,与反演电阻率综合分析,认为呈现重力低、磁力高、电阻率高特征的异常体推断为隐伏岩体。一般认为重磁反演的垂向分层精度较低,而CSAMT电阻率分辨力与地层电阻率差异相关,在本区有两个界面较为明显,一是第四系与基岩之间,垂向界面表现为浅部低阻圈闭带下沿,二是中低阻的侏罗系与下伏高阻的蓟县系或隐伏岩体,表现为电阻率横向变化大、存在梯度异常带。隐伏岩体与蓟县系阻值差异不大,界面较难分辨。但各地层之间波速差异明显,采用微动测深法可以作为地层垂向分层的重要依据。Z4剖面W16号点、Z5剖面W07号点的视S波速度结构结合CSAMT反演电阻率形态可联合推断出隐伏岩体顶界面。
花塔岩体和葛村岩体的地球物理特征为“高阻、低重、高磁”,研究区西部W13、W14号微动点处施工的钻孔证实了花塔岩体和葛村岩体的存在。W13号孔于734 m深度揭露肉红色花岗二长岩,岩体上覆为第四系。W14号孔于855 m揭露灰黑色闪长岩,岩体上覆侏罗系(479~855 m)、第四系(0~479 m)[10]。航磁异常显示北京地区规模较大的隐伏岩体均呈近圆形分布[23],而本区花塔岩体和葛村岩体呈椭圆状,长轴方向近NE,其中花塔岩体的形态明显受控于南口山前断裂。Z2和Z3测线CSAMT显示,花塔岩体的南部、葛村岩体的北部与热储层的接触形态均表现为陡倾,推断此两个岩体之间蓟县系热储层的厚度较大,微动测深视S波速度在西南部的异常形态也说明了这个问题,岩体上部的蓟县系、第四系等地层形成倒锥形与西南部山区裸露的白云岩地层沟通,这为西南部山区降水补给本区热储层提供了重要通道,但岩体的侵入挤压限制了蓟县系热储层的赋存分布空间。
阳坊岩体分两部分,M1-1和M1-2的地球物理特征表现为“高阻、低重、高磁”,M1-3的地球物理特征表现为“高阻、高重、高磁”。结合前人地质认识,推断M1-3岩体偏中性(前人钻孔揭露岩性为闪长岩),而M1-1和M1-2岩体偏酸性,侵入期次可能分别为髫髻山期和张家口期,分2~3期侵入。对比Z4和Z5测线CSAMT解释成果可知,阳坊岩体与蓟县系热储层的空间关系可以总结为,热储层受到燕山期NW-SE方向挤压应力作用(这一应力作用形成了北小营—昌平向斜、影壁山推覆构造),经历了火山喷发和岩浆侵入活动改造,热储层与岩体接触形态上呈现西缓东陡的特点,西部接近北小营—昌平向斜核部,热储层可能缺失。百善东岩体的地球物理特征表现为“高阻、低重、低磁”,平面重磁异常界线不明显,推断岩体规模较小,岩性偏酸性,侵入期次可能为张家口期,该岩体的侵入可能与小汤山背斜构造的形成有关。
综合以上4处岩体的地球物理特征,结合已有钻孔资料,分析岩体、火山岩分布及其与区内主要断裂的空间关系,可以进一步探讨本区燕山期地质构造演化的历史。北京地区岩浆侵入活动的时限为200~65 Ma[24],与火山活动对应大致可分为早、中、晚3期,分别是早侏罗世南大岭期、晚侏罗世髫髻山期和早白垩世张家口期。山区阳坊岩体和花塔岩体的测年结果为118~133 Ma[1,24],为中晚期产物;从研究看阳坊岩体的侵入可能始于燕山中期(髫髻山期),形成M1-3岩体,燕山晚期伴随南口山前断裂和影壁山断裂的强烈活动,岩浆侵入到早期形成的中性岩体中,同时期形成葛村岩体和花塔岩体,以及北侧的侏罗系火山沉积岩;而百善东岩体则可能为燕山晚期张家口期侵入(岩体北部沉积了张家口组火山岩),侵入可能受控于近东西向断裂(阿苏卫—小汤山断裂)[25]。燕山期后诸岩体的分布形态又受到NW向南口—孙河断裂带活动的控制,断裂南部的岩体上覆第四系厚度500 m左右;而断裂北侧的百善东岩体上覆第四系小于100 m左右。
5 结论
1) 重、磁、电和波速等资料均证实了北京平原区西北部花塔岩体、葛村岩体、阳坊岩体和百善东岩体的存在,不同岩体的地球物理特征有所差异;花塔岩体和葛村岩体呈现“高阻、低重、高磁”,阳坊岩体主体呈现“高阻、低重、高磁”,东南部为“高阻、高重、高磁”,百善东岩体呈现“高阻、低重、低磁”。
2) 研究区西南部花塔岩体和葛村岩体之间分布有较厚的第四系和蓟县系白云岩地层,可能形成地下热水的主要径流通道。阳坊岩体与蓟县系热储层接触形态上呈现西缓东陡的特点。隐伏岩体的分布受南口山前断裂、南口—孙河断裂和影壁山断裂构造的联合控制。
参考文献
北京地区中生代侵入岩的时间序列及其地质意义
[J].
DOI:10.3969/j.issn.1007-2802.2007.03.012
URL
[本文引用: 2]
为更好地理解燕山西段晚中生代岩浆活动的时空演化规律,根据近年来取得的高精度锆石U-Pb测年数据,本文研究北京地区中生代侵入岩的时间序列。北京地区中生代侵入活动发生在晚三叠世末-早侏罗世初、晚侏罗世-早白垩世两个阶段。现有资料尚无法确证北京地区有中侏罗世时期的深成岩浆活动,这表明前人厘定的八达岭杂岩带和北京地区中生代侵入岩岩石谱系问题甚多,未能反映北京地区中生代岩浆侵入事件的真实序列。根据侵入岩岩石组合和地球化学特征,燕山西段侏罗-白垩纪地壳发生减薄、进入后造山阶段的时限应该在130-125 Ma之后。建立完整的燕山西段晚中生代侵入活动时空分布格局,还需更多的野外工作和高精度锆石U-Pb年龄数据。
北京南口—孙河断裂带水热系统特征与成因分析
[J].中低温对流型地热资源在华北地区广泛分布,是一种清洁的替代能源.与活动断裂带相关的水热型地热资源是中低温地热系统的重要组成部分.本文基于高精度重力测量、微动测深及钻孔温度测量等数据,从热源、通道、储层和盖层四个方面探讨了南口—孙河断裂带水热系统特征.低重力异常揭示的燕山期花岗二长岩、闪长岩岩体范围为23.8 km~2和14.3 km~2,放射性测井数据计算得到其生热率均值为3.14μW·m~(-3),侏罗系火山岩生热率均值为1.65μW·m~(-3),隐伏岩体和火山岩均难以构成地热系统的附加热源.重力异常显示南口—孙河断裂带宽度约500~800 m,断裂带切割蓟县系雾迷山组白云岩热储层.钻井温度曲线显示断裂带内水热活动强烈,说明该断裂带是导水、导热的重要通道.断裂带南西侧马池口一带第四系松散层与侏罗系火山岩形成了热储盖层,微动测深显示火山岩最大厚度约1500 m.综上源、通、储、盖四个要素分析,该地热系统为热传导一对流复合型,来自京西北山区的大气降水经远距离径流深循环吸收地层热量后沿南口—孙河断裂上移到达裂隙发育的白云岩地层中形成热水.总之,沿南口—孙河断裂带具备了良好的地热地质条件,可达到规模开采的条件.
介绍一种寻找隐伏岩体的好方法:岩浆热场法
[J].隐伏岩体对于热液矿床找矿是非常重要的。寻找隐伏岩体的方法很多,其中以物探(磁法、电法、重力、地震等)方法应用得最广泛、效果最好。本文介绍的岩浆热场法,是专门寻找隐伏岩体的方法。岩浆热场法是地球物理方法的一种,它以感知温度场的差别为目的,没有多解性是它最大的优点。它以岩浆热场理论为基础,以各种能够恢复古温度场的方法为手段。能够感知岩浆热场温度的方法很多,本文介绍了其中的五种:接触变质带法、煤质和煤级法、伊利石结晶度法、牙形石色变度法和镜质体反射率法等。接触变质带是岩浆热场直接的具体的体现,传统的接触变质带范围有限(一般不超过1km)。但是,如果考虑到极低级变质作用,将大大扩展接触变质带的范围(达6~8km)。煤质和煤级是煤田地质部门应用得非常娴熟的方法,中国无烟煤分布区大多与岩浆热场有关,是隐伏岩体的良好指示剂。伊利石结晶度、牙形石色变度和镜质体反射率法是极低级变质作用研究中非常重要的三个指标。在上述各种方法中,笔者推荐镜质体反射率方法。该方法具有简单、精确、适用、经济、快速的特点。与物探方法比较,该方法有很多优点,但也有其局限性。如果能够将该方法从煤田和石油部门移植到岩石学和矿床学部门,与磁法、电法、重力法配合使用,可以提高寻找隐伏岩体的效果。
利用镜质体反射率方法寻找隐伏岩体—岩浆热场应用的一个实例
[J].
DOI:10.16539/j.ddgzyckx.2015.06.011
URL
[本文引用: 1]
寻找隐伏岩体是热液矿床找矿中一项重要的任务.识别隐伏岩体的方法很多,如磁法、电法、重力法等,很多很有效.但是,缺少了一个既直接又简便的方法:镜质体反射率方法.岩浆侵位必然在周围形成一个热场,且随着距离岩浆的远近形成一个温度梯度场,叠加在地热场之上.因此,依据岩浆热场的变化即可发现隐伏岩体.如果我们能够知道隐伏岩浆的性质、围岩的热传导参数,甚至可以定量地查明隐伏岩体的深度、位置和规模.本文介绍煤田和石油地质部门最常用的镜质体反射率(vitrinite reflectance,以Ro表示)方法,具有简单、经济、有效、实用、快捷的优点.利用该方法识别隐伏岩体的有效距离根据岩体规模、成分、深度不同大约在几米至几公里范围.无论新老矿区,只要有志留纪以后的含泥质的岩石,都可以尝试采用这种方法.该方法既适用于地表也适用于钻孔.对于老矿区,有条件开展三维立体层面上的研究;新矿区钻孔少,应注意了解钻孔不同深度Ro变化的情况,尤其注意钻孔中某些深度Ro突变的情况以及随钻进深度增加Ro变化的情况,以便及时指导找矿.笔者认为,在矿区和非矿区,隐伏岩体的意义是不一样的.在矿区(无论新矿区老矿区),岩体与流体有相伴出现的可能性.如果在矿区发现Ro出现异常(Ro＞2％),则应注意考察是否有与隐伏岩体相伴的矿化的可能性.笔者希望将该方法引入到矿床学研究中来,并结合热液金属矿床成矿作用的特征,开拓出新的应用前景,推进深部找矿取得新的进展.
张家口—渤海断裂带分段运动变形特征分析
[J].利用张家口-渤海断裂带(张渤带)及其邻区1999-2007年的GPS观测数据,研究了该区域现今地壳水平速度场特征.运用最小二乘配置方法获得应变率场的空间分布特征,根据区域地壳主应变率、面膨胀率和最大剪切应变率等形变场的空间变化,分析了张渤带各分段的形变特征.结果表明:相对于欧亚框架,研究区内GPS速度场以SE方向运动为主;应变场以NE方向的主压应变为主,伴随着近NW方向的张性应变;整个张渤带及其邻区的高剪切变形区主要位于河北香河、文安以及唐山等三个地区.利用跨断层GPS剖面分析得到张渤带以左旋走滑为主,兼有挤压运动.华北平原块体和燕山块体的相对运动是张渤带左旋走滑的直接动力来源,而印度板块与欧亚板块碰撞后继续向北的推挤作用则是张渤带运动变形的根本动力来源,太平洋板块的作用相对较弱.
北京市平原区北部孙河断裂的地热地质特征
[J].
DOI:10.3969/j.issn.1000-8527.2009.01.007
URL
Magsci
[本文引用: 1]
<p> 依据北京孙河断裂区的重力、电阻率测深及可控源音频大地电磁测深(CSAMT)等勘查资料的推断解释，结合多眼地热井钻探揭露的地热地质成果，认为孙河断裂是一条宽3 km左右的断裂带。地热地质构造剖面揭示孙河断裂具有多期活动性，晚侏罗世以来至少发生过两期先逆后张性质的构造活动。剖析了孙河断裂对后沙峪地热田侏罗系火山岩构造裂隙热储地热地质条件的控制作用，进一步分析了孙河断裂带区域的地热地质条件，认为后沙峪地热田西南部是构造凸起型储热构造，北西向延伸的孙河断裂带区域是后沙峪地热田的地热资源富集区。<br /></p>
北京南口—孙河断裂北西段综合物探剖面定位及其活动性研究
[J].<p>通过可控源音频大地电磁测深、浅层地震和氡气测量等多种地球物理探测手段建立综合剖面，对北京南口—孙河断裂白浮—百善段做出精确定位。同时开展钻探工作，利用沉积相分析、磁性地层学等方法对钻孔地层剖面进行对比分析，对南口—孙河断裂北西段第四纪以来的活动性进行探讨。研究结果表明，主断裂在该段位置的延伸情况与前人资料所提供的位置相比向北东方向偏移500~800 m；百善联合钻孔则得出该断裂中更新世、晚更新世和全新世以来的垂直活动速率分别为0.12 mm/a、0.58 mm/a、0.31 mm/a，活动性特征表现为由弱到强、再到弱的总体规律。由此可见，建立物探综合剖面并辅以钻孔，对于城市隐伏断裂的定位具有较好的效果，可查明城市活动断层的位置并对其活动规律进行分析，继而采取防范和避让措施，对减轻城市地震灾害实际应用评估具有十分重要的意义。</p>
北京昌平高崖口—南口隐伏岩溶水系统地质构造新认识
[J].
DOI:10.3969/j.issn.0563-5020.2016.01.011
URL
Magsci
[本文引用: 2]
高崖口-南口岩溶水系统是北京七大岩溶水系统之一,其东北部位于昌平南口,是隐伏岩溶地下水排泄区。查明该区地质构造发育情况,可以为评价岩溶水资源及北京优选战略后备水源地提供依据。本文在分析前人区域性重磁资料基础上,完成了5条总长30 km、总测点数626个的可控源音频大地电磁测深(CSAMT)剖面,采用SCS2D程序对CSAMT数据进行了二维反演解释,并实施了4眼勘探孔。物探和钻探研究结果表明:南口-孙河断裂是该系统的北东边界,走向北西,倾向南西,在雪山村附近断层落差达1017.5 m,是目前发现的断距最大的地区;断裂上盘蓟县系碳酸盐岩与侏罗系火山岩的地层界线,向西移动了2.4 km;南口山前断裂是山区裸露岩溶与平原隐伏岩溶的分界断裂,断裂走向北东,倾向南东,断距大于700 m,断裂上盘曹庄至南口一带有燕山期二长岩侵入,流村-葛村一带有燕山期闪长岩侵入。广泛发育的断层、岩体和火山岩,使这一区域岩溶含水层空间受到较大制约。
可控源音频大地电磁测量在花岗岩型铀矿勘查中的应用
[J].
DOI:10.11720/wtyht.2016.3.9
URL
Magsci
[本文引用: 1]
<p>花岗岩型铀矿床一般产在岩体内部或岩体周边,因此岩体发育情况的探测对铀矿勘查工作的进一步开展具有重要意义。简要介绍了可控源音频大地电磁法在卫境地区的实际应用,结合地质资料和岩石电阻率特征,利用可控源音频大地电磁测量资料,查明了花岗岩体的厚度以及花岗岩和变质岩接触带的深部发育特征,经钻孔验证,效果较好。综合分析认为:可控源音频大地电磁测深法有较好的垂向分辨力,能够较准确探测岩体的厚度、断裂发育的位置及向深部延伸情况、确定破碎带及裂隙带和脉体的空间展布特征,是花岗岩型铀矿勘查的有效技术手段。</p>
Microseisms: mode structure and sources
[J].
DOI:10.1126/science.159.3817.872
URL
PMID:17768976
[本文引用: 1]
Frequency-wave number spectra of microseisms were obtained by use of a set of short-period and long-period seismometers at LASA (Large Aperture Seismic Array, Montana). At times of relatively high microseismic activity short-period (shorter than 5 seconds) microseisms consist of both body waves and higher-mode surface waves. From the phase velocity and direction of body waves, source areas were determined, coinciding with low-pressure regions on the weather map. At longer periods, microseisms consist of fundamental-mode Rayleigh and Love waves, the former being dominant. Most microseismic energy arrives at LASA from the northeast and the west.
The microtremor survey method. Society of Exploration Geophysicists
[C]//
Theory of efficient array observations of microtremors with special reference to the SPAC method
[J].DOI:10.1071/EG06073 URL [本文引用: 1]
长波微动法及其新进展
[J].<p>本文在简要介绍长波微动法之后,着重报告本方法在方法研究和应用研究方面的新进展。</p>
Mapping deeply-buried geothermal faults using microtremor array analysis
[J].
DOI:10.1111/j.1365-246X.2011.05266.x
URL
[本文引用: 1]
SUMMARY In this paper, the spatial autocorrelation microtremor array analysis is utilized to map deeply-buried subtle faults that have primary controls on geothermal reservoirs. We identified a low-velocity anomaly which is approximately 5002m wide at about 550–140002m deep. A well drilled based on this anomaly later successfully produced hot water and further proved that the low-velocity anomaly was caused by a highly fractured zone at depths from 700 to 150002m. Our results clearly demonstrate that the microtremor survey method can be effectively utilized to map deeply-buried faults and structures for geothermal energy exploration. The most effective way to increase the drilling success rate and, hence reduce the geothermal exploration risk, seems to be the development of new exploration methods and the integration of various geophysical technologies.
利用磁异常解析方法试验研究城市断裂
[J].
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2007.02.012
URL
Magsci
文中选取北京地区作为城市断裂研究试验场,对航磁资料运用解析延拓、功率谱分析、正则化滤波、方向导数、小波分析、分形维数、视磁化强度反演及磁性界面反演等一系列磁异常解析方法进行了数据处理。在处理数据分析与对比研究的基础上,对磁法勘探的各种解释方法在城市断裂研究中所发挥的作用、功效及适应性进行了评估,对今后城市断裂探测研究工作中的磁法勘探技术方面提出了指导性意见。文中对于揭示深部断裂、浅层断裂、基底直立断裂、以及预定方向的断裂和构造两侧磁性差异较大的断裂构造所运用的方法、功效及注意事项均做了较好的说明。另外还对功率谱用于计算不同尺度磁性体场源深度的效果进行了分析。
北京市小汤山地区地温场特征及地下热水成因模式分析
[D].
