Prospecting Potential Analysis of M1 Magnetic Anomaly Based on The Geophysical in Gemalong Ag Polymetallic Deposit, East KunLun, QingHai Province
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摘要:
各玛龙银多金属矿位于青海省东昆仑成矿带东段，目前处于普查阶段。矿区内已发现8条含矿蚀变带和圈定27条银多金属矿体，目前累计估算银推断资源量银320.4 t，金0.5 t，铅＋锌
1229.47 t。矿区东南角存在1处1∶10000 地磁异常M1，区内已发现的含矿蚀变带围绕M1磁异常呈环状分布，M1磁异常与成矿的关系一直未受重视。本次通过磁法、激电、可控源测深等物探方法运用，通过面上、垂向元素、矿化、蚀变分带的分析，认为M1磁异常是由深部隐伏的花岗闪长斑岩体引起，该岩体为地表浅成低温热液型银多金属矿床的成矿物质和热液来源，M1磁异常具备寻找斑岩型矿的潜力。Abstract:The Gemalong Ag polymetallic deposit located in the East Kunlun metallogenic belt, Qinghai Province. Eight ore-bearing alteration zones and 27 Ag polymetallic orebodies have been identified in the Gemalong mining area. The estimated resources of Ag, Au, and Pb+Zn are 320.4 t, 0.5 t, and
1229.47 t, respectively. There is a geomagnetic anomaly M1 (1∶10,000) in the southeast mining area, and the ore-bearing alteration zones have been found in a circular distribution around M1 magnetic anomaly. However, the relationship between M1 magnetic anomaly and mineralization has not been paid attention to. This time through the magnetic method, IP, controllable source sounding and other geophysical methods used, based on the analysis of surface and vertical elements, mineralization and alteration zoning,think that M1 magnetic anomaly is caused by sulfides from granodiorite porphyry, which is the metals and fluids sources of epithermal mineralization in this area. The M1 magnetic anomaly is similar to the magnetic anomaly caused by porphyry deposits, which suggests the potential for porphyry mineralization. -
目前，世界范围内工业开发的氦气基本都来自沉积盆地中的富氦天然气藏（载体气为CH4、N2、CO2等），其中天然气主要来源于烃源岩演化，氦气主要来源于氦源岩中放射性元素（氦源矿物）衰变，属壳源氦气（Ballentine等，2002；李玉宏等，2018；Brown等，2010；Danabalan等，2016，2017，2022；Halford等，2022）。中国多个含油气盆地都有氦气相关的报道，但氦气的分布并不均匀（李玉宏等，2018；陶小晚等，2019）。例如孕育了丰富天然气资源的鄂尔多斯盆地，目前仅东胜气田、庆阳气田和黄龙气田氦气含量较高，有望成为大型氦气田，且盆地内各气田中氦气含量差异较大（刘成林等，2024），说明氦气富集与天然气成藏具有一定的差异性，也是目前氦气资源调查评价的难点之一。
温度在天然气（氦气载体气）生成、富集成藏过程中至关重要，研究盆地的热演化史可以了解盆地地层的温度演化过程及天然气成藏期次等关键信息（任战利等，2008）。同时，已有大量的研究表明温度对氦的释放影响显著（Mitchell等，1981；Delaporte等，2011；李平等，2023），甚至认为地温升高会促进壳源氦的释放，从而导致氦气具有幕式释放的特征（Delaporte等，2011）。因此，研究含有富氦天然气藏的盆地的热演化史，在认识天然气生成和富集成藏过程的同时，兼顾地层温度变化对氦气释放的影响，可以探索氦气富集与天然气成藏间的关系，为富氦天然气成藏理论体系提供新的信息。
本文拟通过分析温度对鄂尔多斯盆地内烃源岩生烃、富集成藏及氦源矿物释放氦气过程的作用，结合盆地构造热演化史和烃源岩、氦源矿物的分布特征，探讨氦气富集与天然气成藏之间的关系，为氦气释放机理研究和调查评价方法提供新的思路。
1. 鄂尔多斯盆地烃源岩及氦源矿物分布特征
鄂尔多斯盆地是一个大型克拉通盆地，自早元古代基底形成后，经历了多期构造改造。早古生代处于被动大陆边缘环境，奥陶纪末，盆地整体抬升，缺失志留系-下石炭统，晚古生代中石炭世再次开始并持续接受沉积，沉积环境逐渐由海相转变为陆相；直到中生代晚期早白垩世被再次强烈改造，岩石圈厚度明显减薄，盆地经历了一期构造热事件，这一期构造热事件对盆地油气生成、富集及成藏有着非常重要的控制作用；新生代以来，受远程构造运动的影响，盆地东部相对隆升，周缘形成了一系列规模不同的断陷（刘池洋等，2021；任战利等，2021；王君贤等，2023）。
由于研究区叠合了多个世代沉积，受不同时期沉积构造特征影响，盆地内沉积环境及沉降中心不断改变（表1），并在不同层系、不同地区发育了多套烃源岩作为盆地油气的稳定来源。目前已明确发育中元古界及下古生界海相、上古生界海陆过渡相和中生界湖相等四套烃源岩，其中上古生界煤系烃源岩是目前盆地天然气的主要源岩，几乎遍布全盆地，但沉降中心主要位于盆地西缘、东缘，以及中部靖边-延安一带，下古生界烃源岩是次要源岩，分布范围较小，主要位于盆地西缘和南部（图1，表1）（刘池洋等，2021；任战利等，2021；王君贤等，2023）。
表 1 鄂尔多斯盆地烃源岩分布特征Table 1. Distribution characteristics of source rocks in Ordos Basin烃源岩层系 沉降中心 成熟期 中生界 盆地西、南部 环县、庆阳、店头 侏罗纪-早白垩世 上古生界 盆地西、东缘及中部 银川-环县、延安西北、
绥德以东、神木中晚侏罗世-白垩世 下古生界 盆地西、南部 鄂托克前旗、铜川 张夏组成熟于中石炭世-早二叠世，马家沟组成熟于
二叠-三叠纪，平凉组成熟于中晚三叠世中元古界 盆地西南部 银川、平凉、西安 晚二叠-中三叠世进入生烃门限，
在晚侏罗-早中白垩世生干气![]()
图 1 鄂尔多斯盆地烃源岩沉降中心及基底磁性体等分布特征Figure 1. Distribution characteristics of source rock subsidence center and basement magnetic body in Ordos Basin近年来，众多学者对鄂尔多斯盆地富氦天然气开展研究，基本明确该盆地氦气为壳源氦气，主要来源于地壳中放射性元素U、Th衰变，并将富铀、钍矿物相对富集的岩石定义为“氦源岩”，认为该盆地主要的潜在氦源岩是盆地基底太古界-下元古界的变质岩及花岗岩，铝土岩和不同时期的烃源岩等富铀、钍矿物的岩石也可为富氦天然气提供一定氦源（李玉宏等，2018；何发岐等，2022；范立勇等，2023；陶士振等。2023；刘成林等，2024）。由于盆地基底的变质岩及花岗岩具有强磁性特征，范立勇等通过磁力资料分析了该盆地主要的基底氦源岩分布，发现这些高磁异常区主要分布于盆地北部巴彦淖尔-包头、磴口-达拉特旗、乌海-乌审召，中部平凉-庆阳以及佳县一带和盆地东南韩城-运城一带（范立勇等，2023）。
由于目前尚没有明确的“氦源岩”岩性定义及相关参数，而其中富铀、钍矿物才是衰变释放氦气的关键所在，因此，笔者将这些矿物定义为“氦源矿物”，并将其作为研究重点。张乔等曾对渭河盆地周缘花岗岩开展研究，其中富铀、钍矿物以锆石、磷灰石、独居石及榍石等U、Th类质同象矿物最为常见（张文，2019；张乔等，2022）。张成立等对鄂尔多斯盆地基底变质岩及花岗岩的矿物组成开展了详细研究（Wang W等，2019；张成立等，2021），本文对其进行整理，发现这些矿物以锆石、磷灰石和独居石等为主（表2）。
表 2 鄂尔多斯盆地基底岩石中富铀、钍矿物统计（据张成立等，2021）Table 2. Statistics of uranium and thorium rich minerals in basement rocks of Ordos Basin序号 井号 基底岩性 富铀钍矿物 构造位置 深度（m） 1 胜2井 混合岩化黑云母花岗片麻岩 磁铁矿、磷灰石、锆石、独居石 伊盟隆起 1749 -1758 2 霍3井 夕线石榴二长片麻岩 锆石、钛铁矿 2985 -2988 3 鄂1井 二长花岗岩 锆石、磷灰石 2796 -2797.5 4 召探1井 二云母片麻岩 钛铁矿、锆石、独居石 3515 -3519 5 棋探1井 石榴夕线黑云片麻岩 锆石、独居石、金红石、钛铁矿 天环向斜 5233 6 龙探1井 黑云二长片麻岩 锆石、钛铁矿、独居石 陕北斜坡 3085 7 米131井 黑云二长片麻岩 锆石、磷灰石 3310 8 庆深1井 黑云母花岗质片麻岩 锆石、磷灰石、钛铁矿、独居石 4608 -4610 综上所述，可以认为鄂尔多斯盆地古生界烃源岩（气源岩）主要分布在盆地西部、东部和南部，分布层位相对较浅且较为集中；而氦源矿物占比最大的基底岩体主要分布在盆地北部和东南部，埋藏较深且较为分散，铝土岩等其他氦源岩也较为分散地分布于不同地区、不同层系，主要分布层位相对较深。
2. 温度与天然气生成和氦气释放的关系
烃源岩中的有机质在达到一定温度时即可演化生烃，盆地构造热演化史可详细表征烃源岩演化、生烃过程。已有大量研究认为烃源岩在180-250 ℃之间将大量生成凝析气和湿气，在250-375 ℃之间将主要生成以甲烷为主的干气（张厚福等，1999）。任战利等根据多种方法研究了鄂尔多斯盆地油气藏的主要充注期及形成期为早白垩世：上古生界煤系烃源岩作为最主要的天然气源岩，在中-晚侏罗世-早白垩世大量生气；下古生界烃源岩作为次要来源，在早、中侏罗世生油，到早白垩世持续升温，导致生成的油形成裂解气（任战利等，2008，2021）。综上所述，鄂尔多斯盆地古生界两套烃源岩大规模生成天然气，并充注及成藏均主要发生在早白垩世。
放射性元素U、Th广泛地分布于地质体中，在氦源矿物中相对较为富集，其进行α衰变产生氦的过程不受任何外界条件影响，因此，衰变产生的氦的释放过程（初次运移）是氦气富集的关键基础之一（Danabalan等，2017；李玉宏等，2018，2022）。
大量的研究表明温度对氦的释放影响显著（Mitchell等，1981；李平等，2023），其核心是氦源矿物的封闭温度（Farley等，2000；Zhang Wen等，2020），不同的氦源矿物对氦的封闭温度各不相同。前人在对渭河盆地、柴达木盆地等有富氦天然气显示的地区开展研究发现，这些盆地及周缘花岗岩中的氦源矿物主要以锆石、磷灰石、独居石及榍石等U、Th类质同象矿物最为常见（张文，2019；张乔等，2022）。鄂尔多斯盆地基底变质岩和花岗岩中氦源矿物是以锆石、磷灰石和独居石等为主（表2），其中锆石的封闭温度为170-190 ℃，磷灰石为75±7 ℃，独居石为241 ℃ （Dodson等，1973；Zhang Wen等，2020）。
综上所述，温度对烃源岩生烃和氦源矿物释放氦气都有很重要的作用，并且还有一定的重合范围，比如烃源岩在大量生成凝析气和湿气的温度范围恰好也是锆石和独居石释放氦气的区间。因此，笔者推测这二者在混合成藏的过程中有一定的耦合关系（图2），并依据锆石等常见氦源矿物对氦的封闭温度划分了氦源矿物对氦的封闭带（图3）：即将小于60 ℃划为氦气封闭带，这一温度与烃源岩生烃门限温度和磷灰石的封闭温度较为接近，在该区间内很少有天然气生成，且主要氦源矿物尚未进入氦封闭温度，所释放氦气有限，少量普通矿物和U、Th独立矿物释放的氦气难以得到保存；60-220 ℃为部分封闭带，这一区间内烃源岩开始大量生成天然气，氦气也有了富集成藏的载体，且磷灰石、锆石等主要氦源矿物进入氦封闭温度，开始释放氦气，但仍有独居石等主要氦源矿物尚未进入封闭温度；大于220 ℃为非封闭带，这一区间烃源岩进入大量生气阶段，且几乎所有氦源矿物都无法封闭氦气。因此，结合前文烃源岩生烃温度，可认为180 ℃以上是烃源岩大量生气的温度区间，也可能是氦源矿物释放氦气的主要温度区间。
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图 2 鄂尔多斯盆地基底主要氦源矿物的氦封闭温度区间Figure 2. Helium sealing temperature range of main helium source minerals in Ordos Basin basement![]()
图 3 鄂尔多斯盆地油气成藏、氦气释放时期与热事件对应关系Figure 3. Corresponding relationship between hydrocarbon accumulation, helium release periods and thermal events in the Ordos Basin3. 鄂尔多斯盆地天然气藏及富氦天然气藏分布特征
鄂尔多斯盆地的天然气源以，下古生界奥陶系碳酸盐岩为辅上古生界石炭-二叠系煤系烃源岩为主。其中，下古生界天然气藏主要南北向分布在陕北斜坡的乌审旗-榆林到志丹-安塞一带，上古生界天然气藏几乎遍布陕北斜坡，甚至分布于伊盟隆起的杭锦旗一带，即东胜气田（刘池洋等，2021）。通过油源对比等研究显示，来自盆地中部的成熟煤型气除了形成于烃源岩发育区附近以外，还可通过同世代层系（石炭系-二叠系），以水平运移的方式从盆地中部向盆地北、北东和东部地势较高的区域运移，进而保存成藏（刘池洋等，2021）。
刘成林等通过对鄂尔多斯盆地含氦天然气的富集影响因素研究认为，氦气含量较高的天然气藏主要分布在盆地北部东胜气田、西南部庆阳气田和东南部黄龙气田，含气层位均为上古生界石炭系-二叠系，并且，氦气含量与甲烷含量、干燥系数、重烃含量和非烃气含量不具有相关性（刘成林等，2024）。范立勇等（2023）认为鄂尔多斯盆地基底变质岩系为盆地内部的氦气富集提供了气源条件，断裂活动为氦气运移提供了通道。
就目前鄂尔多斯盆地内天然气藏和富氦天然气藏的分布特征而言，下古生界天然气藏主要分布于陕北斜坡中北部一带，多为近源的原生气藏，其中未见氦气富集；上古生界天然气藏分布较广，但距离气源较近的苏里格、靖边气田中氦气含量较低，而距离气源较远的东胜气田、庆阳气田和黄龙气田中氦气较为富集。同时，富氦天然气藏与基底强磁性体分布有较好的相关性（图1）。
4. 讨论
4.1 烃源岩、氦源矿物与富氦天然气藏的分布特征
鄂尔多斯盆地由于多世代叠合的特征，在不同地质历史时期沉积了多套烃源岩，其中古生界烃源岩是目前天然气藏的主要源岩。这些烃源岩分布较为集中，经过不断地埋深和演化，达到成熟并转化为天然气，进而形成天然气藏。其中下古生界烃源岩形成的天然气藏运移距离较近，主要分布在盆地腹地，上古生界烃源岩形成的成熟煤型气除了分布在近源的盆地腹地以外，还通过同世代层系长距离运移至盆地北部的伊盟隆起等地。
壳源氦气主要来源于地层岩石中的富铀、钍矿物衰变，但地质体中富铀、钍矿物丰度极低，目前鄂尔多斯盆地富铀、钍矿物相对含量高的岩石种类较多，其中基底变质岩和花岗岩由于其极大的体量，被认为是氦气的主要来源，但富铀、钍矿物的分布整体较为分散。目前已明确的富氦天然气藏主要分布在东胜气田和庆阳气田以及盆地东南部，且含气层位均为上古生界地层。这些气藏距离上古生界烃源岩的沉降中心均较远（图2），且与磁性基底的分布重合度较高，验证了氦气的“弱源性”和“伴生性”[1]，即氦气主要来源于体量巨大的基底变质岩和花岗岩，需要以天然气作为载体气，且多在天然气源相对较弱、氦气源相对较强的地区（次生气藏）混合成藏。此外，还说明天然气的运移过程对氦气富集也十分重要。
4.2 热演化约束下烃源岩生烃与氦源矿物释放氦气的特征
烃源岩受沉积特征控制，不仅分布较为集中，其生烃期在热演化的控制下也较为集中。任战利等通过对鄂尔多斯盆地烃源岩热模拟实验以及盆地深部热动力演化史研究认为，早白垩世岩石圈减薄的深部热动力学过程及构造热事件是盆地油气富集的重要原因之一，鄂尔多斯盆地不同层位烃源岩在早白垩世生烃量明显增加，大规模生油、生气并保存成藏（任战利等，2021）。
氦源矿物衰变产生的氦的释放过程（初次运移）是氦气富集的关键之一。目前，普遍认为氦气释放、富集过程可能与α衰变、矿物裂隙及重结晶、地层应力变化及温度等多种因素有关（Ballentine等，2002；李玉宏等，2018；韩伟等，2014，2020；Zhang W等，2019a，2019b），但有关氦气释放的认识尚有争议，其中一种认为氦的释放过程是漫长而稳定的（Torgersen等，1985a，1985b；Andrews等，1985；Barry等，2017；Zwahlen等，2017）；另一种认为地温升高会促使壳源氦幕式释放（Torgersen等，1985a）。鉴于氦气难以被保存以及“弱源性”和成藏时对载体气的依赖性等特征，笔者认为这两种释放过程兼而有之，第一种氦气释放过程很难使氦气直接保存并形成富氦天然气藏，但可使部分氦气溶解于不在开放体系内的地层水中，在后期构造抬升或构造变动时，地层水进入循环体系，也可使部分氦气进入气藏，这一过程与富氦天然气的4He/20Ne比值研究（韩伟等，2020）以及秦胜飞等（2022）对中国中西部地区古老地层水脱氦富集研究成果相符；而第二种幕式释放过程由于氦气释放与天然气生成基本同步，二者同时进入运移体系，更有利于氦气与天然气混合保存成藏。
目前鄂尔多斯盆地揭示的盆地基底岩石中的氦源矿物以锆石、磷灰石和独居石为主。通过对烃源岩集中生气的温度条件和鄂尔多斯盆地基底中氦源矿物的氦封闭温度统计，结合盆地埋藏史研究发现（图3），在早白垩世之前，位于沉积盖层及基底中的氦源矿物始终处于漫长的衰变生氦阶段，在石炭-二叠纪时期，由于不断地埋深，磷灰石等氦封闭温度较低的氦源矿物已经开始释放氦气，但其释放氦气的量较小，部分氦气会溶于地层水，沿盆地断裂运移、释放至地层中，这一过程在盆地受到构造改造时或断裂活动时更为有利；到早白垩世，所有深埋的氦源矿物均进入氦非封闭带，铀、钍元素含量更高（生氦量更高）的锆石和独居石等开始集中释放氦气，与此同时，古生界烃源岩开始大量生气，天然气在不断运移的过程中裹挟着相对少量而分散的游离氦气进入圈闭，进而保存成藏。
4.3 天然气成藏与氦气富集的耦合关系
氦气分子直径仅为0.26 nm，远小于作为泥页岩盖层以30-100 nm为主的孔喉直径，就已有的天然气储盖组合特征而言，几乎无法自身保存成藏（邹才能等，2014；李玉宏等，2022），因此很难在天然气成藏之前形成独立氦气藏。此外，米敬奎等模拟计算了鄂尔多斯盆地上古生界储层中次生包裹体的捕获压力约为21-32 MPa（米敬奎等，2003），虽然远小于气藏形成时的静水压力，但壳源氦气弱源、分散的特征，以及与天然气之间巨大的通量差决定其更加难以在天然气藏形成之后进入气藏，形成局部富集。目前虽然没有方法能够确定氦气进入天然气藏的准确时间，但是本文通过对烃源岩生烃与氦源矿物释放氦气的特征研究，表明烃源岩集中生气期与氦源矿物集中释氦期基本同步，说明天然气和氦气的成藏过程存在一定的耦合关系，需要说明的是此处的耦合关系仅指在构造热演化的作用下氦气释放与天然气生成具有一定的同步性，有利于二者保存成藏（图4）。秦胜飞等对氦气与氮气富集耦合作用开展了研究，认为氦气与氮气可能都主要来自于古老基底岩石，并溶于地层水，通过地层水的运移而被释放，二者存在一定耦合关系（秦胜飞等，2023）。这一认识与前文所述氦气缓慢释放过程较为一致。另外，任战利等认为鄂尔多斯盆地天然气主要在早白垩世充注、成藏，而晚白垩世-新生代，盆地内部已形成的油气藏存在调整，即次生气藏的形成过程。按照本次研究的认识，这一调整过程也是富氦天然气藏形成的关键时期。
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图 4 天然气、氦气耦合成藏过程示意图Figure 4. Schematic diagram of gas and helium coupling reservoir formation process这一认识很好地解释了天然气藏中富含氦气的原因，即地质体中分散的氦源矿物在漫长的地质时期中不断地生成氦气，除重结晶及矿物晶体受破坏释放部分氦气以外，生成的氦气被保存在矿物晶格之中，总体而言位于沉积盖层下部的基底花岗岩等中氦气量更大；分布较为集中的烃源岩在盆地热演化的作用下，温度不断升高，达到最大热演化程度并进入主生气期，这一温度区间与锆石、独居石等氦源岩对氦的封闭温度基本一致，因此，可认为烃源岩的主生气期与氦源矿物的主释放期基本同步。同时，大量天然气在运移时，可裹挟着散布在运移通道中的游离氦气一起进入运移系统，受天然气和氦气的通量影响，在距离烃源岩沉降中心较近的原生气藏中，氦气含量极低，而在距离烃源岩沉降中心较远的次生气藏中，氦气含量通常较高。
5. 结论
（1）鄂尔多斯盆地富氦天然气藏均位于距离气源岩较远的次生气田，与氦源矿物富集的磁性基底有较好的相关性，氦气富集与天然气运移过程密切相关；
（2）鄂尔多斯盆地基底中氦源矿物以锆石、磷灰石和独居石为主，其中生氦量更高的独居石和锆石的氦封闭温度与古生界烃源岩大量生气的门限温度区间重合度高。根据多个含有富氦天然气的盆地中主要氦源矿物对氦封闭温度及氦气成藏的特性，划分出氦封闭带（＜60 ℃）、部分封闭带（60-220 ℃）和非封闭带（＞220 ℃）；
（3）在构造热演化控制下，天然气成藏与氦气富集均主要发生在早白垩世，且具耦合关系，推测鄂尔多斯盆地富氦天然气成藏期为早白垩世天然气主成藏期以及晚白垩世-新生代天然气藏调整期。
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图 1 各玛龙矿区大地构造位置图（薛长军等，2019）
1.主缝合带；2.次缝合带；3.新元古代-早古生代缝合带俯冲方向，一侧有齿者为单向俯冲，两侧有齿者为双向俯冲；4.晚古生代-早古生代缝合带俯冲方向；5.A型俯冲带；6.构造单元界线；7.一级构造单元编号；8.二-三级构造单元编号；9.研究区；10.河流、湖泊
Figure 1. Geotectonic location map of Gemalong mining area
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图 2 各玛龙矿区地质简图（裴有生等，2021）
1.第四系；2.鄂拉山组砂岩；3.鄂拉山组英安岩；4.鄂拉山组流纹岩；5.鄂拉山组晶屑凝灰岩；6.鄂拉山组安山岩；7.鄂拉山组火山角砾岩；8.早三叠世二长花岗岩；9.早三叠世钾长花岗岩；10.早三叠世花岗闪长岩；11.早三叠世花岗斑岩；12.晚三叠世花岗闪长斑岩；13.矿（化）体类型及编号；14. 钻孔位置及编号；15.断层；16. 1∶1万地磁异常（M1）
Figure 2. Geological sketch map of Gemalong mining area
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图 3 各玛龙矿区主要岩性显微镜下照片
a.安山岩；b.晶屑凝灰岩；c.流纹岩；d.花岗斑岩；e.二长花岗岩；f.花岗闪长斑岩（1.斜长石；2.石英；3.角闪石）
Figure 3. Micrograph of the main lithology in Gemalong mining area
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图 4 各玛龙矿区主要矿石显微镜下照片
a.黄铜矿呈团块状分布于毒砂间；b.方铅矿中呈乳滴状的辉银矿；c.黄铜矿与黄铁矿、白铁矿一起分布；d.方铅矿、黄铁矿、黄铜矿分布于石英颗粒间
Figure 4. Microscopic photographs of the main ores in Gemalong mining area
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图 5 各玛龙矿区围岩蚀变照片
a.Ⅲ矿带硅化、高岭土化；b.Ⅲ矿带围岩绿泥石、绿帘石化；c.Ⅴ矿带黄铁绢英岩化；d.M1磁异常地表泥化
Figure 5. Photographs of wall rock alteration in Gemalong mining area
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图 6 各玛龙矿区M1磁异常ΔT等值线图
Figure 6. The ΔT isogram of M1 Magnetic Anomaly in Gemalong mining area
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图 7 CP01号磁测剖面拟合反演图
1.流纹岩；2.晶屑凝灰岩；3.二长花岗岩；4.Pb矿化体；5.Cu矿化体；6.流纹质火山角砾岩；7.安山岩；8.磁异常；9.钻孔位置及编号
Figure 7. Magnetic profile fitting inversion map of CP01.
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图 8 Ⅴ-Pb含矿蚀变带QZ002钻孔（a）和Ⅶ-Cu含矿蚀变带QZ003钻孔（b）剖面图
1.第四系残坡积物；2.流纹质火山角砾岩；3.流纹岩；4.晶屑凝灰岩；5.安山岩；6.石英斑岩；7.花岗闪长斑岩；8.Pb矿（化）体；9.破碎蚀变带；10.Cu矿（化）体；11.Au矿（化）体；12.钻孔位置及编号；13.实测及推测地质界线；14.平均品位/厚度；15.样品及采样位置
Figure 8. (a)The section of QZ002in the V-PbOre-bearing alteration zone and (b)the section of QZ003in the VII-Cu Ore-bearing alteration zone
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图 10 DPM-1（a）、DPM-3地物（b）（激电中梯、可控源大地音频电磁测深）综合剖面图
1.晶屑凝灰岩；2.流纹岩；3.安山岩；4.可控源大地音频电磁测深电阻率等值线图；5.激电中梯剖面视电阻率曲线；6.激电中梯剖面视极化率曲线；7.地磁剖面ΔT曲线
Figure 10. (a) The Composite profile of DPM-1 and (b) DPM-3 (Ip intermediate gradient\Controlled source magnetotelluric sounding)
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图 12 矿区成矿元素及蚀变分带平面（a）和剖面（b）示意图
1.晚三叠世鄂拉山组晶屑凝灰岩；2.晚三叠世鄂拉山组流纹岩；3.晚三叠世鄂拉山组火山角砾岩；4.晚三叠世鄂拉山组安山岩；5.早三叠世二长花岗岩；6.晚三叠世花岗闪长岩；7.青磐岩化；8.黄铁绢英岩化；9.钾化；10.泥化；11.矿（化）体类型及编号；12.化探元素异常组合及分布范围；13.M1磁异常位置
Figure 12. （a）The plane and （b）sectionsketch map of Metallogenic elements and Alteration zoning in the mining area.
表 1 各玛龙地区磁性参数特征一览表
Table 1 List of magnetic parameter characteristics in Gemalong mining area
岩性 磁化率κ范围 （10−6×4π·SI） 磁化率κ平均值 （10−6×4π·SI） 剩磁范围Jr （10−3A/m） 剩磁Jr平均值 （10−3A/m） 英安岩 32.71～ 1061.65 261.48 5.85～350.42 85.2 安山岩 2.17～112.31 43.26 1.33～439.35 84.18 二长花岗岩 6.77～31.50 31.50 4.49～67.19 16.19 流纹岩 0.22～48.73 23.09 3.73～16.25 7.45 闪长岩 13.57～86.26 13.57 4.39～22.23 8.09 火山角砾岩（岩芯） 2.87～24.71 11.54 1.70～12.52 6.28 晶屑凝灰岩 13.03～81.39 39.21 3.53～16.95 9.35 花岗斑岩 5.2～41.19 22.01 4.88～12.09 8.90 银金矿石 0.12～33.76 18.69 4.43～15.55 9.56 花岗闪长斑岩 384.36～931.06 512.48 1.63～27.81 11.63 
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表 2 钻孔岩芯磁性参数特征一览表
Table 2 List of magnetic parameter characteristics in Drill
岩性 位置 标本数（块） 磁化率κ范围 （10−6×4π·SI） 最小值 最大值 平均值 黄铜矿化、磁黄铁矿化
花岗闪长斑岩QZ003钻孔34.35～96.3 m 11 302.39 1209.58 621.79 碎裂岩 QZ003钻孔96.3～103.65 m 7 177.46 651.74 322.4 晶屑凝灰岩 QZ003 11.74～14.45， 103.65～140 m 17 28.57 473.49 207.39 火山角砾岩 QZ002 20.35～80 m 32 177.46 651.74 322.4
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