区域航磁异常特征

1. 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。

2. 　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

3. 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。

4. 航磁异常特征

航磁（ΔT）化极异常的整体特征表现为盆地内为低值区，盆地外为高值区，特别是在大兴安岭地区具有区域性分布的杂乱高磁异常，反映出大兴安岭地区构造与岩性的复杂性，盆地区由于中－新生界的覆盖使异常特征受到压制和掩盖，以低磁性为特点。根据1～40km深度区间上延不同高度后航磁（ΔZa）的化极异常特点对比分析，上延7～10km后区域性的浅部磁性异常基本消失。因此，可以将上延7km后的航磁场作为研究区的区域航磁异常特征。上延1km后的磁性异常特征显示，虽然在大兴安岭地区仍有区域性分布的杂乱高磁异常，但强度已经明显减弱，在此背景上更为突显的是几条串珠状分布的高磁异常带，这些高磁异常带出现的位置基本上与地质上所确定的赤峰-开源断裂、嫩江-开鲁断裂、嘉荫-牡丹江断裂、贺根山断裂和同江-密山断裂的位置相对应。上延7km后，除区域性的杂乱高磁异常基本消失外，沿贺根山断裂和同江密山断裂一线分布的高磁异常也基本消失，这些特征说明，区域性分布的杂乱高磁异常主要是浅部岩性的反映，而串珠状高磁异常带因其深度相对较大，出现的位置不仅与重力梯度密集带的位置相一致，而且与地质上所确定的重要断裂带的位置也基本对应，因此，它们更可能反映了与深断裂活动有关的高磁性体特征。

5. 区域磁异常特征

华南及其邻区的不同地区有着不同的区域磁场，岩浆岩发育地区磁场强、变化无规 律；沉积岩地区磁场变化则相对稳定；而航磁所反映出的最下面一层的磁性界面，通常代 表着沉积地层之下一套由于岩浆上隆所形成的不同变质程度的变质基底，不同时代固结的 变质结晶基底或不同的岩浆岩区，其区域磁场不尽相同（地质矿产部南岭项目构造专题 组，1989）。吴功建等（1983）在研究中国东部区域航磁异常与深部构造的关系后，认为 “江南古陆” 一直到南黄海以平静的正负磁场为特征，主要是前震旦系基底的反映；粤桂 陆区及近海区，以变化的负磁场区为特征，主要反映早古生代褶皱基底、晚古生代沉积及 广泛分布的中生代花岗岩；而台湾以东及南海海盆则以正磁场为特征，是对以玄武岩为主 体的洋壳区的反映，磁大地构造单元与地质构造单元的界线基本一致。
中国东南部航磁异常展布特征与重力异常具可对比性，从地矿部航空物探总队编制的 1：400万 《中国及毗邻海区航空磁力异常图》（1989年）所取得中国东南部航磁（△Ta） 异常图（见图4-13）上，可以看出中国东南部磁异常具有明显的分区带特点，区域航磁 异常的分布大致以政和-大埔断裂和赣江断裂、吴川-四会断裂为界，将其从东至西分成 三个区带，其区域磁场特征与南岭东段及邻区中-新生代的花岗岩和火山岩岩浆活动在空 间分布上有着很好的对应关系：
（1）磁异常强烈变化区（Ⅰ区）：位于丽水-政和-大埔一线以东的沿海地区，其磁 异常变化大，异常值高，尤其是沿海地带显示高频的局部磁异常，正负异常成对出现，异 常幅值很高，正异常值达300nT以上，对应着东南沿海钙碱性岛弧火山岩区，高频的局部 磁异常是火山岩活动的反映，强异常值显示了火山岩中铁磁性矿物含量较高。
（2）磁异常平缓变化区（Ⅱ区）：位于丽水-政和-大埔一线以西至吉安-赣州之 间，以宽缓的正磁异常为主要特征，磁异常较平缓，异常幅值也较小，正异常值大部分分 布在100nT左右，对应武夷-赣南弱过铝花岗质火山-侵入杂岩区，表现出宽缓正异常 特征。
（3）弱磁异常区（Ⅲ区）：位于吉安-赣州以西，此区磁异常很弱，异常值小于 100nT，对应赣江以西强过铝花岗岩区。
从总体上看，异常呈NE走向分布，且从东向西磁异常分布的走向特征具有由NE向 NNE转变的趋向；绍兴-江山-萍乡断裂以北和赣江、吴川-四会断裂带以西，磁异常 的走向发生明显变化，转变为以近EW向为主，且磁异常特征的分界线与岩石分区界线恰 好吻合，表明断裂两侧有不同的基底结构。

6. 　区域航磁异常特征和构造单元划分雏议

蒙陕陆块内太古宙-古元古代的变质岩系仅出露在该陆块的北缘和西部，即贺兰山、千里山、乌拉山、大青山等地。其南部的广袤地区被中新生代的沉积物所覆盖。从地球物理场看，本区有着特殊的磁场和重力场特征，而有别于迁怀陆块和晋冀陆块（详见第一章），其早前寒武纪的岩石组合特征也与迁怀陆块和晋冀陆块明显不同，因此曾被称为包银地块（朱英等，1986）或包银微大陆（伍家善等，1991）。考虑到包头和银川都位于该陆块的边部，故本书以该陆块的主要分布区命名为蒙陕陆块。
以华北地区上延20km的航磁异常图（见图1—2）上可以看出，该陆块具有明显的宽缓的区域负磁异常背景，在其中部有一高磁异常区，呈微向南突出的长卵形，其中心位于陕西东胜附近。在1∶400万中国及邻近海区航磁异常图上可以看出该高磁异常区由数条高磁异常带组成，呈近东西向延伸。在正磁异常区的外围为宽缓的重磁异常背景。在该陆块的东南边缘出现北东方向的负磁异常带，与相邻的晋冀陆块的区域正磁异常形成鲜明对照。该紧闭的负磁异常带可能是大同-吴旗深大断裂在地球物理场上的表征。在该陆块的北部边缘存在一东西向延伸的负磁异常带，其中心位于包头附近，这一异常带地表对应的是早前寒武系的孔兹岩系。
由于早前寒武纪变质岩系仅出露在蒙陕陆块的东部和西部的千里山、贺兰山一带，其它广大地区都被覆盖，基底的岩石组成情况不清。因此，目前只能根据研究程度较高的大青山地区的地质资料和全区的航磁异常特征对全区的构造单元做一简要讨论。
蒙陕陆块北缘出露的主要是早前寒武纪的孔兹岩系，仅在乌拉山地区出露一定数量的麻粒岩系。这两类岩系的组成特征和形成方式均存在明显差异，应将它们区分开。另外，在区域航磁图上北部边缘以东西向延长的负异常为特征，中心部位则以正高磁异常为特征，二者有明显差异，由于航磁异常已向上延拓20km，所以这种明显差别不可能是地表影响所至，应反映深部基底的特征。根据上述理由可初步把蒙陕陆块分为三个岩石构造单元。
1．东胜麻粒岩基底
位于蒙陕陆块的中部，目前地表无太古宙岩系的出露。在航磁图上表现为正高磁异常。通过与陆块北部和迁怀等陆块地球物理场的对比可知，太古宙的麻粒岩系常常为正磁异常，而孔兹岩系由于以富铝低铁为特征，它们通常对应负磁异常。因此这一正磁异常区明显不同于该陆块北部出露的孔兹岩系。虽地表无太古宙岩系的出露，但根据其正磁异常的特点，推断其基底可能由麻粒岩系所组成，因此称为东胜麻粒岩基底。
2．周边孔兹岩系区
主要出露在千里山、乌拉山、大青山等地，主要由富铝的孔兹岩系和侵入其中的重熔型花岗岩所组成。在航磁异常图上对应着负磁异常，据此推测其西缘、南部的负航磁异常区深部也应由孔兹岩系所组成。
3．北缘麻粒岩相区
主要分布在内蒙古固阳以东至西乌兰不浪一带，主要由各类麻粒岩和灰色片麻岩所组成，具有高级区的特点。尽管该区的范围较小，但它们的岩石组成和形成方式明显不同于孔兹岩系，因此有必要将它们单独划分为一个岩石构造区。
由于东胜麻粒岩基底在地表无出露，以下仅对周边孔兹岩系区和北缘麻粒岩相区的基本地质特征进行讨论。

7. 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

8. 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。