0 引言

小红石砬子铅锌（银）矿床是吉中—延边铜镍多金属成矿带中吉中地区具有代表性的中型矿床 （王贵龙等，2024），该成矿带构造背景复杂，成矿条件良好。从 20 世纪 80 年代起，吉林省有色地质勘查局六〇八队对该矿床开展了一系列地质矿产勘查工作，主要包含：于增田（1987^①）通过普查评价圈定了矿区内Ⅰ、Ⅱ号2条岩石地球化学异常带，并发现了Ⅱ号带深部隐伏的 8条铅锌矿体，首次确定了小红石砬子矿区深部的找矿潜力；于洪斌（2008^②） 通过地球物理手段（激电中梯）、槽探揭露和钻孔深部验证的方法，确定了矿区深部铅锌矿体的规模和品位；于洪斌等（2010^③）通过详查共计圈定铅锌矿体 58 条，并提出了该矿床为中低温热液充填型矿床；郑岩（2019）通过地球化学方法（土壤地球化学分析及元素异常区评价）和地球物理技术（高精度磁测和激电中梯），成功界定了成矿预测区并建立了相应的找矿模型。尽管如此，所采用的高精度磁测的覆盖范围较为有限；李凯春等（2022）借助高精度磁测和时间域激发极化法测量，相关研究推断了断裂构造并确定了控矿构造。然而，该研究中磁法数据存在不完整性的问题，且其日变校正存在一定误差。需进一步优化数据处理方法以提高结果的可靠性。目前，小红石砬子铅锌（银）矿床矿石量 720 万 t，包含锌金属量 100150 t、铅金属量 34968 t、银金属量 158 t，其平均品位分别为 1.39%、0.486% 和21.94 ×10^-6（于崇波，2012；郑岩，2019）。

虽然小红石砬子铅锌（银）矿床已经历多年的勘查和开采工作，积累了丰富的地质矿产资料，但是对已有地质勘查资料的综合研究程度不足，致使其不能满足小红石砬子铅锌（银）矿床外围和深部下一步找矿工作的需求。高精度磁测是一项重要的地球物理勘查手段，在金属矿产勘查中扮演着重要的角色。在成果资料分析整理和野外地质调查工作中发现，大比例尺物探和地质矿产资料的综合数据处理分析不够深入，矿区实际地质情况与勘查资料所反映的情况也有较大出入，严重影响小红石砬子铅锌（银）矿区的进一步找矿突破。基于此，本文在前人研究的基础上，对相关磁测数据进行重新处理和分析。因此，本文将综合地球物理数据和地质信息，深入挖掘隐藏在地磁数据背后的地质意义，对矿区内不同地质现象所造成的高磁异常特征及其分布规律进行宏观阐述；并运用磁性体磁场理论和地质理论，解释和推断引起磁异常的地质原因及其相应平面展布特征（周伟，2016）。同时，根据已有资料，作为划分不同岩性体、确定构造的基础，分析矿区成矿找矿潜力，在前人研究的基础上更具体的圈定了磁异常区域，更为细致地划分了断裂带，并解译了古火山机构异常。从地球物理的角度为下一步找矿工作部署提供理论依据，提高找矿效率和精准度。

1 区域成矿地质背景

中国东北地处中亚造山带东段（又称兴蒙造山带，图1a），以塔源—喜桂旗、贺根山—黑河、牡丹江、索伦克尔—西拉木伦、敦化—密山断裂为界可以将其划分为额尔古纳、兴安、松嫩—张广才岭、佳木斯、那丹哈达和兴凯 6个地块（张丽等，2013；Han et al.，2015；Feng et al.，2016；Liu et al.，2017）（图1b）。按照全国成矿区带划分方案，近东西向古亚洲洋缝合线将吉中—延边地区分为两个成矿带（图1c）：北部为小兴安岭—张广才岭成矿带，南部为吉中—延边成矿带（徐志刚，2008）。吉中—延边铜镍多金属成矿带是中亚—天山成矿域的重要组成部分，也是中国东北重要的铜-钼-金-铅-锌多金属成矿带之一，其位于华北板块东北缘与兴蒙造山带东南缘的交会部位，东部以敦化密山断裂为邻，西部以伊通—依兰断裂，西拉木伦—长春—延吉缝合线将研究区与北部的松辽地块相隔（图1c）。

吉中—延边地区地层从古生代至新生代均有出露，主要包括古生界寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系，中生界三叠系、侏罗系和新生界的第四系沉积物（马玉波等，2016）。其中，古生界主要为海相沉积建造，而中生界和新生界则为陆相沉积环境 （Ma et al.，2024）。详细岩性特征如下：寒武系—奥陶系主要为一套绿片岩—低角闪岩相的变质岩系，岩性主要为片岩、斜长角闪岩、板岩和少量大理岩； 石炭系—二叠系主要为一套浅海相碳酸盐岩、陆源碎屑岩和中酸性火山岩建造，主要岩性为大理岩、灰岩、砂板岩、英安岩、流纹岩和凝灰岩；三叠系— 侏罗系主要为一套陆相火山岩夹少量碎屑岩，岩性主要为安山岩、英安岩、凝灰岩和少量砂砾岩。新生界以第四系沉积物为主，分布广泛。其中，下二叠统寿山沟组（P₁s）和大河深组（P₁d）的海相火山沉积建造在区内有大面积分布，为区域内主要赋矿地层。

吉中—延边地区横跨华北板块北缘与兴蒙造山带两大构造单元，构造背景错综复杂，自阜平运动开始，遭受了五台运动、华力西运动、印支运动、燕山运动和喜山运动等在内的一系列构造活动影响（王贵龙等，2024）。区内深大断裂相互交汇，次级构造发育。主要断裂包括敦化—密山断裂、伊通—依兰断裂和西拉木伦—长春—延吉缝合带等 （图1b），这些主要断裂形成该区域内的主要构造格架。

自古生代以来，吉中—延边地区经历古亚洲洋和（古）太平洋的板块俯冲、洋陆转换、陆陆碰撞等构造事件，使得区内岩浆活动频繁而强烈，岩性组合极为复杂。岩浆作用的时代主要涵盖太古宙、元古宙、早古生代、晚古生代、中生代和新生代。这些不同时代的岩浆活动造就了吉林中部地区多样的岩浆岩组合，反映了地质演化的复杂性和多样性。区内大面积分布中生代侵入岩，同时有部分古生代侵入岩出露（汪志刚，2012）。其中，侵入岩以花岗岩为主，占出露岩体面积的四分之三左右，此外还分布有少量的超基性岩和基性岩侵入体。结合近年来相关研究成果，区域岩浆活动主要划分为加里东期、海西期、印支期和燕山期四期，其中燕山期岩浆活动最为强烈，是成矿作用的峰期（王磊，2012）。

区域变质作用是中亚造山带形成过程中的重要产物。这一变质过程经历了从低绿片岩相到角闪岩相的转变（Wu et al.，2007），同时伴随着多阶段的变形作用，形成了一套由强变形的长英质片麻岩、云母片岩、变辉长岩和大理岩组成的岩石组合。区域上变质作用可分为两大类：区域变质作用和局部变质作用。区域变质主要是以造山变质作用为主，而局部变质作用可进一步划分为动力变质作用和接触变质作用（周建波等，2020）。变质程度为低绿片岩相—角闪岩相，受到多期变形作用改造。造山变质作用以发育呼兰群为代表，经历了低绿片岩相至角闪岩相变质作用和多阶段变形，动力变质作用主要发生在构造带上，形成一系列片理化带和糜棱岩化岩石（曹建锋等，2015），而在岩体的外接触带和脉岩的上下盘附近则发育接触变质作用。

吉中—延边铜镍多金属成矿带是中国东北地区重要的多金属成矿带之一，是我国重要的贵金属和有色金属资源基地（赵华伟等，2020）。该带先后发现了多处矿床（点），成因类型多样，主要包括岩浆熔离型矿床（例如红旗岭铜镍硫化物矿床；孙立吉，2013；吕林素等，2017）、矽卡岩型矿床（例如石嘴铜多金属矿床、官马金矿床；李东信，1983；李楠等，2012；杨群等，2019）、斑岩型钼矿床（例如大黑山钼矿床、季德屯钼矿床；李向文等，2013；卢志强等，2016）、热液脉型矿床（例如粗榆金矿床、驿马锑矿床；王家斌等，2010；苏斌，2014；周阳等，2018；刘小禾，2021）。除此之外，区内还有钨、锑、银等其他金属矿产，以及硅藻土、高岭土、化工原料和建材等多种非金属矿产，呈现出该区良好的找矿潜力和远景。

勘查区位于槽台边界挥发河深大断裂北缘槽区，处于烟筒山—地局子和磐石—桦甸航磁异常区域性高背景（100~300 nT）场中的石嘴—烟筒山北西向负异常带南端低缓负异常（0~–200 nT）带内。在重力梯度场中，该勘查区位于烟筒山—加兴顶子的重力高值（2～8 mgal）和南部辉发河深大断裂的重力低值（0~–6 mgal）之间的 0 梯度转换带上（于洪斌，2008^①）。

2 矿区地质概况

小红石砬子铅锌（银）矿床位于磐石市石嘴镇和富太镇交界处，距离吉林省长春市东南约90 km。地理坐标为：东经126°10'53″~126°11'29″，北纬43° 02'57″~43°03'23（″ 图2a）。

小红石砬子矿区主要出露地层为下二叠统大河深组（P₁d），分布面积占矿区总面积的 98% 左右，其次还有少量下侏罗统南楼山组（J₁n）安山岩（曹花花，2013）。大河深组（P₁d）主要由“双峰式变质火山岩”组成，主要包括变质玄武质-安山质和流纹质英安质岩石，以及少量粗安质岩石，这些岩石是矿区的主要赋矿围岩，总体走向为北西向，倾向为西南向，倾角 20°~40°。大河深组（P₁d）下部岩性主要是灰绿色、灰色强蚀变杏仁状辉石玄武岩、玄武安山岩、安山岩，中上部则以灰色、灰绿色蚀变流纹英安质岩石为主（如流纹英安质集块岩、流纹英安质火山角砾岩、流纹英安质角砾凝灰岩和凝灰岩等），夹杂强蚀变玄武岩和少量的深灰色沉流-纹英安质凝灰岩、凝灰质砂岩和板岩（林雪峰，2013）。

小红石砬子矿区内主要发育断裂构造和火山机构，其中北西向断裂规模最大。断裂构造主要包括北西向、南北向、北东向和东西向断裂。其中，北西向断裂是矿区内主要的控矿构造，对矿体分布和形成起着至关重要的作用；断裂周围形成有密集的构造破碎带，部分地段出现煌斑岩脉或闪长玢岩脉顺北西向断裂带展布。除了北西向断裂外，南北向及北东向断裂规模较小，但在一定程度上也影响了矿区的地质特征和矿化作用；其中北东向断裂主要在局部地段发育，表现为剪节理，是后期破矿构造。东西向断裂在矿区中断续分布，早期主要分布在下部和中部，遭到了后期断裂的破坏，晚期的东西向断裂更为普遍，并对矿体产生了明显的破坏作用。大河深组（P₁d）岩性岩相单元以喷发相为主体，夹少量的喷发沉积相，后期发育少量的潜火山岩相，极少见到火山碎屑流相，由此可推断矿区喷发相英安质火山碎屑岩主体为破火山外沿斜坡产物，非破火山垣、破火山内缘及破火山口产物。

矿区内岩浆-火山活动的产物主要是下二叠统大河深组（P₁d）英安质火山岩，夹杂少量基性熔岩或岩脉，主要受控于矿区中的北北西向断裂带。矿区内除了中—晚二叠世、晚三叠世或早侏罗世的火山碎屑序列，还存在少量晚三叠世中基性和中酸性岩脉。根据井下坑道内地质体的切割关系和后期蚀变强弱变化，小红石砬子铅锌（银）矿区后期可能依次侵入有灰色—深灰色—灰黑色强蚀变细粒辉长辉绿岩、深灰色—灰黑色蚀变辉绿玢岩→辉石闪长玢岩→灰紫色—灰绿色潜英安岩→灰绿色潜流纹岩→蚀变（石英）闪长（玢）岩→花岗闪长斑岩→弱蚀变（黑云母）橄辉斜闪煌斑岩→弱蚀变安山玢岩等潜火山岩、脉岩。

小红石砬子铅锌（银）矿床矿体有层状和脉状两种形态的矿体（杨群，2020），层状铅锌矿体主要分布于大河深组（P₁d）的安山质凝灰岩和英安质凝灰岩中，其产状与地层方向基本一致，是矿床的主要工业矿体；相比之下，脉状铅锌（银）矿体大多位于地层中层间构造破碎带内，与围岩界限清晰，部分穿切地层和层状矿体（王贵龙，2024）。

矿床围岩中广泛发育绿泥石化、碳酸盐化、硅化和高岭土化（常景娟，2016），偶见绿帘石化和钠长石化。其中，绿泥石化（绿帘石化）和碳酸盐化蚀变主要见于大河深组（P₁d）基性岩和不同时期的辉绿玢岩脉、闪长玢岩脉和石英闪长岩株。钠长石化和硅化主要与鹿圈屯组（C₁l）、大河深组（P₁d）酸性岩（含潜流纹岩、英安玢岩）和晚三叠世花岗闪长玢岩脉有关；硅化通常以石英-多金属硫化物脉的形式充填在构造裂隙中，与脉状铅锌矿化之间存在密切联系。围岩蚀变程度以主矿体周围最为强烈，向矿体两侧逐渐弱化直至消失。

综上所述，矿区地质构造复杂，岩性多样，主要由火山碎屑岩构成，明显具备成矿条件。

3 地球物理特征

3.1 物性特征

岩（矿）石的磁性特征是连接地球物理与地质的纽带，真实准确的物性资料是开展地球物理解释的基础（杨雪等，2024）。通过对矿区内磁性参数的统计（表1），矿区整体可视为相对稳定的弱磁性层，含铁结晶灰岩、铁矿体及含铁灰岩为强磁性岩石 （磁化率算术平均值为 150~500 nT），在强度较大的正异常区域中出现；此外，结晶灰岩与安山质凝灰岩为中等磁性岩石（磁化率算数平均值为 5~100 nT），通常在中高值正磁异常或略低于零的负异常区域出现；剩余磁性岩石则为弱磁性岩石（磁化率算数平均值介于 0~1 nT），该类岩石磁性较弱，广泛分布于无异常或磁场值较低的区域。矿区内部岩 （矿）石较大的磁性差异为有效的地球物理场信息提供了支持，从而为后续信息解译奠定了良好的地球物理基础。

3.2 方法选择

磁法勘探是通过测试不同岩（矿）石等地质体磁性及磁场差异所引起的磁场变化，分析异常特征，建立异常与地质体之间的内在联系，从而得出地质体的构造形态或矿体分布等相关结论的一种地球物理勘探方法（管志宁，1997）。该物理方法可以总结磁场分布区域特征，推断解释断裂构造，为该区开展地质找矿工作提供较为可靠的地球物理依据（思积勇等，2021）。磁测总误差≤5 nT 称为高精度磁测（秦葆瑚，1993）。本文所收集处理的磁测数据是比例尺为1∶25000的高精度磁法面积测量数据，磁场观测均方误差为 2.04 nT，质检精度满足规范要求。

4 地面高精度磁测异常特征与解译

4.1 原始数据预处理

本文对收集自吉林省有色金属地质勘查局六 〇八队（于洪斌，2008^②）的磁法数据进行了重新处理，并进行重新解译。

4.1.1 修改后数据整理

原始测量数据日变校正有误，现已重新做校正，并将所有测量数据整理合并。

4.1.2 原始数据补全差值

原始数据中，部分地区存在地磁实测数据空白或缺失（图3a，b），现已通过补全差值（图3c~f）。根据补全后高精度磁测ΔT平面数据等值线图（图3d） 分析，矿区磁场强度总体不算太高，除局部个别点以外，磁场强度变化范围有限，一般在-120~250 nT 波动。矿区中部为正负异常伴生，东南部主要变现为强度较高的正磁异常，区内磁异常总体呈北西走向。

4.2 异常特征

除了岩石自身的磁性影响外，磁性数据还受地磁场、剩余磁场等多种其他因素的影响。为排除其他无关变量的影响，需要对数据进行适当的转换处理。数据处理的过程可以帮助剔除一些外部因素带来的干扰，更好地突显出岩石本身的磁性特征。还可以提高数据的准确性和可信度，为进一步的地质解译提供更为可靠的数据基础，使得解译结果更加准确和可靠。

4.2.1 化极异常

航磁 ΔT原平面化极处理是一种旨在消除磁化场的倾角和偏角所导致的磁异常不对称性的滤波技术。在处理 ΔT 数据时，将其转换为垂直磁化的垂直磁异常能够更便于解释和推断。为了实现这一目的需考虑 ΔT→Za 的转换与 Za→Za_⊥的转换。通过这两种转换，可以得到将 ΔT 数据转换为磁极的换算因子。这种转换相当于将 ΔT数据转换到地磁磁场状态，因此被称为 ΔT 数据转化到磁极的处理方式。

矿区处于北纬 42.5°左右，属于中纬度地区，异常中心沿斜磁化强度矢量水平投影的反方向上有不同程度的偏移（杨俊广等，2010）。为减弱斜磁化的影响，便于准确确定磁性地质体的空间位置、形态、分布范围，需要对原始数据进行化极处理。通过化极处理，可以使磁性数据更符合实际情况，削弱斜磁化效应对数据解释的干扰，提高数据的可靠性。这样可以更好地研究不同地质体和地质构造的分布及形态，推断断裂带的划分，确定磁性体的性质。

a—数值补全前地形等线图；b—数值补全前磁场等线图；c—数值补全后地形等线图； d—数值补全后磁场等线图；e—数值补全后地形阴影等线图；f—数值补全后磁场阴影等线图

具体换算方式如下：

设t₀为地磁场方向的单位矢量，S_T（u，v，z）为ΔT（x，y，z）的频谱，在一般情况下，ΔT化到磁极因子为：

式（1）中：L₀、M₀、N₀为地磁场单位矢量 t₀的方向余弦，u和v分别为对应x和y方向的圆波数。

化极参数选择：地磁倾角 60.4°，地磁偏角-9.8°，地磁场强度54 006 nT。

经过化极处理后（图4），磁异常范围发生了明显变化。北部和西南部的正磁异常范围减小，而西南部的负磁异常范围增大。同时，异常中心略微向东南方向偏移，异常形态更为简单直观。化极处理后磁异常的特征更加清晰和明确，为后续的研究工作提供了基础。

4.2.2 一阶垂导异常

一阶垂直导数处理指的是对磁场进行垂直方向上的变化率求解的数据转换处理。这种处理方法旨在分析磁场在垂直方向上的变化情况，以便更好地理解磁性特征的空间分布和变化规律。通过计算磁场在垂直方向上的导数，可以揭示地下磁性体的垂直延伸情况，为研究地下磁性变化提供依据。

具体处理方法如下：

设Sz_z（u，v，z）为ΔZ（x，y，z）对x，y，z的频谱，则由微分定理可以得到

由此可知，垂向一阶导数换算的转换因子为 $2\pi {\left(u^2+v^2\right)}^{\frac{1}{2}}$，则磁场垂向一阶导数的频谱表达式为：

令径向圆波数s=${\left(u^2+v^2\right)}^{\frac{1}{2}}$，则对于高频s成分，垂向导数处理具有突出和放大作用，其目的在于揭示近地表地质体的磁力差异效应，压制深层区域背景场域的影响，从而显著突出表层地质体造成的局部磁力异常。此外，垂向导数对消除和减弱异常间的叠加和干扰有显著作用，对浅层磁性体和浅层结构的边界范围和断裂的解析力都很高。

经过一阶垂直导数处理后，磁线性异常与地质断裂之间展现出良好的对应关系，因此可以通过处理结果推断该区域的断裂展布情况。在进行一阶垂直导数处理之前，为了减小噪声影响并突出不同级别的断裂特征，对数据进行了化极后上延20 m和 50 m 一阶垂导处理。通过产生的等值图（图5），清晰展现出线性异常的特征，从而推断这些异常可能是由大地断裂引起的。这为后续的数据解读工作奠定了良好的基础，有助于深入研究地下结构和地质构造。

a—上延0 m；b—上延20 m；c—上延5 m

4.2.3 剩余异常

不同规模和深度的磁性体在地球内部会产生不同空间尺度的磁异常。浅部磁性体通常会导致具有较窄的宽度和较陡的梯度异常，这种异常称为局部场或短波异常；而深部磁性体所产生的异常通常具有较宽的宽度和相对较缓的梯度，被称为区域场或长波异常。通过高精度测量剩余磁场值，可以将区域场的影响排除，从而更清晰地反映出后期岩体（或脉岩）的堆积关系。这种剩余场的测量可以更准确地解释地下磁性体的性质、分布和演化过程。

为了分离长波和短波异常，并突出特定异常特征，对航磁异常进行剩余异常处理，即在剖面或网格数据上从总体的区域异常中提取出局部异常和较微弱的短波异常，从而得到突出局部微小异常的剩余异常图。这有助于更好地理解地下磁性体的性质和分布，提供关键信息支持地质勘探。剩余异常处理的方法多种多样，包括但不限于：延拓处理、趋势分析、小波分析以及低高通滤波等技术手段。

通过使用不同波长的高通滤波和低通滤波技术，可以有效分离出浅部异常和深部异常。在进行高通滤波处理时，采用滤波波长为100 m和500 m的参数（图6a，b），可以清晰地区分出浅部异常。这些浅部异常表现为零散的串珠状和带状分布，在区域中呈现几乎均匀地分布特征。大多数的异常数值相对较低，主要是由浅部磁性物质所引起的。另一方面，在进行低通滤波处理时，使用滤波波长为 1000 m 和 4000 m 的参数（图6c，d），有助于分离出深部异常。在这些深部异常中，高磁异常主要分布在区域中部和东南部，而负磁异常较高数值主要集中在西部。特别值得注意的是，在区域中间呈现北西走向的正磁异常带，这是整个区域磁场变化最为显著的地方。这暗示着该地区构造活动频繁，岩浆活动剧烈，是一个极具潜力的成矿有利靶区。据分析，该矿区的矿体主要分布在这一反常地带以及周边地区，为勘探和开发提供了重要的指导意义。

4.2.4 上延异常

向上延拓处理在某种程度上与滤波分离剩余异常类似，其作用是通过在不同高度进行上延，实现对浅部、中部和深部异常信息的分离。这种处理方法可以分离出垂向叠加的背景区域场，有效消减噪声、浅部磁性体的影响，突出不同深度层次的低频位场信息。通过这种方法，可以更深入地研究磁性体在垂向上的变化特征，进一步确定断裂构造的延伸情况。

具体处理方法如下：

设ΔT（x，y，z）是S_T（u，v，z）的反傅里叶变换，即

式（4）为向上延拓的频谱表达式，在此表达式中表明，由z=0平面上的磁场值，求出它的傅里叶变换 S_T（u，v，0），由它乘以延拓因子$e^{2\pi z{\left(u^2+v^2\right)}^{\frac{1}{z}}}$（-∞＜z＜ H，z<0 时向上延拓），然后通过反傅里叶变换，即可求出z<H空间磁场的表达式。

根据本地区的实际情况，对数据分别进行了上延20 m、50 m、100 m和500 m处理，处理后结果如图7 所示。随着上延高度的增加，由磁性体引起的异常幅值呈指数规律衰减。其中，浅部磁性体引起的高频异常成分衰减最为迅速，而深部磁性体引起的低频异常成分衰减较为缓慢。熊光楚（1992）这种差异导致了对浅部磁性体异常的抑制，从而使得深部磁性体异常更加凸显出来。

根据位场理论的规律，随着上延高度的增加，磁场整体值逐渐降低，相对异常变得更加显著，异常边界也变得更为清晰。在区域的中部和中东部，大面积的正磁异常中几个分散的高磁异常体逐渐融合，异常中心向南东方向移动。这表明隐伏在较深部的高磁异常体随着深度的增加逐渐合并为一个整体，由此可推断出深部异常源位于东南部地区。

4.2.5 归一化磁源强度（NSS）

结合矿区地质特征和火山岩的出露位置，经验推断岩石可能具有较强的剩磁。但需要参考矿区的磁物性测量结果才可确定。前面所进行的数据处理是在不考虑剩磁的情况下进行的，这可能会导致后续推断解释的误差。为了减弱剩磁对推断解释的影响，随后进行了 NSS 处理和 AS 处理，处理结果如图8。这两种方法即使是在强剩磁地区也能有效辅助进行地质解释推断。两种处理结果对岩石剩磁不敏感，异常中心与磁性地质体中心对应良好。

a—滤波波长100 m高通滤波等值线图；b—滤波波长500 m高通滤波彩色线图； c—滤波波长1000 m低通滤波等值线图；d—滤波波长4000 m低通滤波等值线图

通过NSS（图8a）和AS（图8b）处理，能够更加准确地识别和定位异常信号，消除剩磁的影响，从而得出更为可靠的地质解释。这些处理方法的应用有助于提高地质勘探和研究的成果质量，为进一步的研究和资源勘探工作提供重要的支持。

归一化磁源强度（NSS）是由磁偶极子的梯度张量矩阵推导出来的一个旋转不变量。在三维情况下，NSS受磁化方向影响小，偶极子与磁化方向完全独立。偶极子的定义（Wilson，1985）：

式（5）中：λ₁ ≥ λ₂ ≥ λ₃定义为磁梯度张量矩阵的单调递减的特征值，C_m=10^–7 H/m，m 代表偶极子的磁矩，r是场源点到观测点之间的距离。

由式（5）可以看出，NSS 与磁化方向没有关系，而与距离的四次方呈反比，与偶极子的磁矩成正比。

4.2.6 解析信号振幅（AS）

解析信号振幅（AS）又称为总梯度模（|A|），定义为如下（Roest et al.，1992）：

总梯度模利用极大值来识别构造体的边界。对二度体磁异常，总梯度模不受磁异常分量和磁化方向的影响；而对于三度体异常，其虽受其影响，但比其他边界识别方法要小。总梯度模的极值位置在浅部可以准确地对应构造体的边界，但当地下构造体的埋深较深时，其极值往往对应构造体的中心位置（王万银，2016）。此外，总（水平）梯度模在勾画磁性地质体或构造边界（或中心）的水平位置草图方面具有应用潜力，能够快速突出反映异常边界。本次根据矿区实际地质情况，首先进行了上延 20 m处理以降低噪音干扰，然后对实测数据进行了 AS转换处理，其处理结果如图8b所示。

4.3 高精度磁异常解译

4.3.1 断裂带推断解译

若沿断裂有磁性岩脉（岩体）充填，则沿断裂带方向会呈现出高值带状异常（或线型异常带）；若沿断裂方向岩浆充填不均匀，则可能产生断续的串珠状异常（祝阳阳等，2012）。当磁性岩石断裂无岩浆活动伴随，其断裂破碎现象显著时，因磁性变化会出现低值或负的异常带。在磁异常图上，如果观察到线性排列的磁异常带出现明显的错动现象，则可推断这一现象是由断裂造成的磁性标志层或脉岩体发生了错动所致。本文主要参照化极上延 20 m 一阶垂导线性磁异常结果，少部分结合其他处理结果来推断断裂。基于上述规律，矿区共推断有 8 条主断裂带 7条次级断裂带（图9）。矿区高精度磁测圈定的构造，主要呈北西向展布，另有少量呈北东东向展布，倾角 70°~80°。与暗示矿区也发育有一期北东东向断层，可能是后期破矿构造的迹象。各断裂构造表现出较强的连续性和稳定性，与地表和矿区坑道中段的观察结果相一致（图2b）。值得注意的是，北西向构造受到北东东向构造的截断，构造交汇处可能是矿产形成的有利位置。

4.3.2 高磁异常推断解释

主要参照地磁化极后上延 50 m 一阶垂导线性磁异常结果推断，圈定出3个高磁异常范围，分别为 M-1 异常、M-2 异常、M-3 异常（图10）。矿区内多数线性磁异常是由磁性岩浆岩断裂侵入所引起，该断裂系控制着岩浆分布。通过对磁场展布特征分析，结果与研究区总体断裂构造格架、地层岩性及岩浆岩等空间分布特征表现出较高吻合度，磁测工作在一定程度上可以为地质测量和填图工作提供依据（刘什刚等，2024）。

M-1 异常位于矿区东北方向，地质资料（图2） 显示该异常范围内出露的岩石主要为石英闪长岩，含少量泥质板岩。该异常范围内的磁场强度相对较高，显示出高磁推断的北西向断裂带 2 条。研究推测，该异常是由石英闪长岩等中酸性侵入岩引起，并受到构造控制。该异常及其周边被认为是成矿较为有利的区域。

M-2异常位于矿区中部及中南部，研究区地质图（图2）显示该异常范围内出露的岩石种类较为丰富，主要为下二叠统大河深组（P₁d）的凝灰岩类岩石 （安山质凝灰岩、英安质凝灰岩、流纹质凝灰岩、含铁结晶灰岩、凝灰岩等），并伴有少量脉岩（安山玢岩脉、辉绿玢岩脉、闪长岩脉、花岗斑岩脉等）。该异常范围内的磁场强度为全区最高，且磁场变化也最为剧烈，分布有高磁推断的北西向断裂带 3 条（2 条主断裂带，1条次级断裂带）和北东东向 3条（1条主断裂带，2 条次级断裂带），表明该异常区内构造运动和岩浆活动较为剧烈。由延拓图（图7）可知，随着上延高度的增加，异常中心向东南方向偏移，这表明引起磁异常的地质体为深源地质体，并且矿区的矿体多分布于该异常带内及其周边。因此，该异常区及其周边被认为是全区找矿潜力最大的区域。

M-3 异常位于矿区西南部，据地质资料（图2） 显示，异常范围主要为第四纪地层，同时含少量侏罗纪的花岗岩及辉绿玢岩脉。该异常范围内的磁场强度相对较低，且磁场变化幅度较小，分布有高磁推断的北西向断裂带 4 条（2 条主断裂带，2 条次级断裂带）和北东东向 2 条主断裂带。随着上延高度的增加，磁异常逐渐消失，这表明引起磁异常的地质体为浅源地质体。推测该异常可能是由隐伏的花岗岩引起，因此此范围内找矿潜力相对较小。

综上所述，通过对这 3 个高磁异常范围的详细解读，可以对矿区地质特征及矿产资源潜力进行重要评估，为未来的矿产勘探工作提供有价值的信息与理论支持。

4.3.3 古火山机构异常

依据图11推测中间环形结构为古火山通道，周围的高值异常现象可能指示着古寄生火山（侵入岩枝）的存在。这一推断也得到了矿区岩性和构造等地质证据的支持。主要证据有：（1）大河深组主体岩性以中酸性火山岩构成，夹的少量基性岩，这些基性岩可能为晚期基性岩脉；（2）大河深组火山堆积序列大致可划分为两个喷发亚旋回，每个喷发亚旋回的下部为喷溢相强蚀变玄开岩、英安岩以及流纹—英安质熔结（角砾）凝灰岩，向上过渡为流纹质—英安质（含集块）火山角砾岩、角砾凝灰岩、凝灰岩为主夹灰色、深灰色英安质沉（角砾）凝灰岩沉凝灰岩和英安质中粗粒—中细粒凝灰质岩屑杂砂岩、凝灰质板岩等，上部喷发亚旋回火山通道相集块岩、角砾岩明显地发育；（3）上部喷发亚旋回叠加于下部亚旋回之上，显示出晚期强蚀变的潜流纹岩在西矿带更发育。即根据大河深组火山堆积序列、火山岩层产状、岩相分布等特征，也可推断出矿区大河深期火山机构为破火山（图2）；火山机构中心主要分布于西矿带 320和 270中段磐龙玉场及其以南区块，在西风井口附近，叠加有晚三叠世或早侏罗世破火山结构，后期遭受近东西向、近南北向、北西向、北东向等断裂构造的改造（图11）。

5 矿体定位预测及工程验证

5.1 矿体定位预测

根据已有矿体、推断断裂带与异常的空间分布关系，发现矿区内最有利的成矿区域是断裂交汇处，特别是，M-2 区域被认为是矿区最具有找矿潜力的靶区，推断该区域内矿体主要分布在较深部分。另外， M-3和M-1等地段也被认为是矿区内较为理想的找矿靶区，这两处异常主要集中在较浅部，推断引起的磁异常源自浅源地质体。上述发现，从地球物理的角度为矿区下一步找矿勘探工作提供了重要依据。

5.2 物化探数据对比

Ma et al（.2024）综合局部奇异性分析和 C-A 多重分型理论识别的土壤地球化学异常及其与已知矿体的空间关系进行了深入研究，从而圈定了 PT-01、PT-02 和 PT-03 共 3 个有利找矿地段（图10）。其中，PT-01位于已知矿体的外围，该异常覆盖了所有已知的地表矿体及大部分已发现隐伏矿体的钻孔，因而成为最有利的勘探区域；PT-02位于矿区西北部，展现出显著的成矿潜力。该异常区的主要岩性包括流纹岩角砾岩、流纹岩凝灰岩和安山岩凝灰岩，均为含矿岩类型。角砾岩孔隙度较高，有助于成矿热液的运移，为成矿物质沉淀创造了有利条件；PT-03 位于矿区东部，具有较大的成矿潜力，尚待进一步勘查。值得注意的是，高异常区位于凝灰岩与凝灰岩板岩两种岩性的交界处，为矿体的形成提供了优越条件。进一步分析显示，90% 的已见矿钻孔位于 PT-01区域，后续的异常钻孔验证也发现了隐伏矿体，从而证明了已圈定的地球化学靶区的有效性。相比之下，本文圈定的物探异常 M-2 及 M-3 部分区域与化探异常 PT-01 范围高度重合（图10），结合地质分析进一步证实了 M-2 区域找矿潜力极大，这更为本文圈定的磁异常提供了可靠性支持。

5.3 工程验证结果

2022—2023年间，吉林省三河矿业开发有限公司在 M-2 异常范围内新施工完成 2 个钻孔（钻孔 ZK13-1 和 ZKⅡ4-5A）。钻孔 ZK13-1 倾向西，倾角约12°，深度约为600 m，该钻孔在地下200~300 m的深度范围内共发现了12条铅锌矿体。其中，4条被归类为高品位矿体，而8条则为低品位矿体，矿体厚度为0.34~1.74 m，Pb+Zn组合品位为2.21%~5.37%。相较之下，钻孔 ZKⅡ4-5A，同样倾向西，倾角约 15°，深度约为 600 m，共计发现了 13 条铅锌矿体 （化），均为低品位矿（化）体。上述钻探工程结果表明，本研究圈定靶区的有效性，同时证明了高精度磁法能够为小红石砬子铅锌（银）矿区的找矿勘探工作提供重要的指导。

6 结论

本文通过对小红石砬子铅锌（银）矿区地质资料的详细分析，结合化探成果，对该矿区已有高精度磁测数据进行了重新校正、转换和解译，得出如下结论：

（1）已圈定 3 个高磁异常区域（M-1；M-2；M-3），通过综合分析地质资料，认定这些异常可能是潜在的找矿靶区。与化探结果的对比分析表明，所述靶区内具有一定的资源潜力，最近的钻孔工作证实了靶区 M-2 的有效性，因此，建议在该圈定范围内继续开展矿产勘查。该异常范围的圈定不仅可为后续震频率谐振测量结果的分析提供参考，同时为建立三维模型奠定了理论依据。

（2）推断出矿区内共有 8 条主断裂带（1 条东西向，7条南北向）和7条次级断裂带（2条东西向，5条南北向）。结合地质资料可知，北西向断裂带中有一条与实际断裂相符（图2b），其余均为推测断裂，可能为隐伏断裂，且在地表未出露。

（3）推测矿区中间的环形构造为古火山通道，周围的高值异常可能指示古寄生火山（侵入岩枝） 的存在。

致谢  我要特别感谢那些在文献调研、数据分析和论文修改等方面给予我帮助的人士，正是有了他们的支持，我的这篇论文才能顺利完成。

注释

① 于增田.1987. 吉林省磐石县小红石砬子区普查评价报告书[R]. 长春: 吉林省有色金属地质勘查局六〇八队.

② 于洪斌 .2008. 吉林省磐石市小红石砬子矿区银铅锌多金属普查报告[R]. 长春: 吉林省有色金属地质勘查局六〇八队.

③ 于洪斌，朱春生，李国辉 .2010. 吉林省小红石砬子铅锌矿详查报[R]. 长春: 吉林省有色金属地质勘查局六〇八队.

参考文献