综合分析法
(一)遥感制图方法
影像单元法、影像岩石单元法和单元剖面法是贯穿遥感制图全过程的方法和技术。利用这些方法，从遥感技术角度解决了1 ∶ 25万成图的技术难题，使成图成果精度满足相应技术规范的要求。解决填图问题的实质是通过研究和分析不同性质地质体的宏观图像划分和微观图像变化规律，判断地质体的性质，划分填图单元，提取和分类构造信息。它们所能解决的地质问题或地质现象，属于直接显示在地球表面的信息，即地表信息提取。然而，大量隐伏地质信息的提取，如隐伏断层、隐伏岩体、花岗岩侵入体的时代等，由于其自身的局限性，很难完全实现。因此，结合其他技术方法的应用，从不同角度取长补短，丰富地质填图成果，使之更符合地质作用规律。
(2)地球物理技术和方法
该方法是遥感地质填图综合分析研究的首选方法。主要通过对航磁、重力处理资料等地球物理资料的分析解释，根据地质体的磁性特征、密度特征的变化规律，重点解决隐伏断层、隐伏岩体、火山机构的圈定。解决遥感技术和物探技术在1 ∶ 25万遥感地质填图应用中所解释的地质问题的层次和深度。现在以内蒙古的德尔布干覆盖区和新疆的阿尔金裸露区为例来描述一下。
1.内蒙古德尔布干地区重磁场特征分析
1)岩石磁性特征分析
2000年6月至9月，在阿龙山地区进行了岩石磁法测量，共测得27个露头，获得327个磁化率数据。测量岩石样品712个，获得磁化率数据2872个。该地区岩石(地层)的磁性特征如下。
(1)变质岩的磁性特征
元谷峪地区出露的变质岩有花岗片麻岩、黑云母斜长麻粒岩、片岩、千枚岩和大理岩。磁性测量结果表明，元谷峪地层磁性普遍较弱，磁化率变化范围为(0 ~ 380) × 10-5Si，平均值仅为60×10-5SI。
(2)盖层的磁性特征
阿龙山地区盖层主要是一套中生代火山岩，这套地层的磁性特征如下。
火山碎屑岩一般具有弱磁性或中等磁性。其中凝灰岩砂岩、凝灰岩和含角砾凝灰岩一般磁性较弱，平均磁化率为(30 ~ 65) × 10-5Si不等。熔结凝灰岩和英安岩、粗粒英安岩和安山岩凝灰岩的磁性大多中等，磁化率变化范围为(11 ~ 1)×10-5Si，最高可达3890×10-5SI。
中性-基性火山熔岩一般具有较强的磁性，其中粗安山岩的磁化率在(15 ~ 3390) × 10-5Si之间，平均值为886×10-5Si；英安岩的磁化率变化范围为(0 ~ 4000) × 10-5Si，平均值为(590 ~ 3000) × 10-5Si。安山岩的磁化率范围为(1228 ~ 3360) × 10-5Si，平均值为3012 × 10-5Si。玄武岩的磁化率变化范围为(394 ~ 10000) × 10-5Si，平均磁化率为2281×10-5SI。
(3)侵入岩的磁性特征
该区花岗岩的磁性差异较大，其中花岗岩的磁性可分为无磁性花岗岩、弱磁性花岗岩和中磁性花岗岩。非磁性花岗岩的平均磁化率为40×10-5Si；弱磁性花岗岩的平均磁化率为230×10-5Si；中等磁性花岗岩的磁化率变化范围为(11 ~ 1177)×10-5Si，平均磁化率为695×10-5SI。花岗斑岩一般具有中等磁性，磁化率范围为(19 ~ 1311)×10-5Si，平均磁化率为545×10-5SI。二长花岗岩和钾质花岗岩的磁化率在(13 ~ 3000) × 10-5Si之间，平均磁化率为630×10-5SI。因此，除非磁性花岗岩外，其他类型花岗岩引起的磁异常很难区分。
本区闪长岩的磁性普遍强于花岗岩，花岗闪长岩和石英闪长岩的磁化率范围为(126 ~ 3500) × 10-5Si，平均值为950 × 10-5Si。闪长玢岩的平均磁化率为1286×10-5Si；闪长岩的磁化率范围为(614 ~ 6300) × 10-5Si，平均磁化率可达1900×10-5SI。
2)岩石密度特征分析
阿龙山地区岩石和地层密度的变化具有以下特点:
(1)随着地层年龄的增长，岩石的密度值从新到老逐渐增大；
(2)中生代侏罗纪火山熔岩地层岩石密度高于正常碎屑岩；
(3)下古生界和元谷峪岩石密度值基本一致，中性和酸性侵入岩岩石密度值介于侏罗纪火山熔岩层和前中生代(包括下古生界和元谷峪)之间，密度差约为0.15 g/cm3。因此，该区的区域密度界面是由前中生代和中酸性侵入岩组成的岩石界面，并且该区域密度界面与上覆地层之间存在0.2 ~ 0.7 g/cm3的密度差。侏罗纪火山熔岩和正常碎屑岩是该地区的局部密度界面。密度差为0.5克/立方厘米(表2-4)。
表2-4阿龙山及其周边地区岩石密度统计表
3)重磁场特征及解释
阿龙山地区航磁数据规模大、飞行高度低、测量精度高，编制的δ T磁场图包含丰富的地质信息。
根据已知地质资料和岩石物理资料的对比分析结果，得出以下结论:
(1)阿陇山地区的海西期花岗岩、下古生界和元谷峪构成了该区重要的区域性岩石磁性界面和岩石密度界面。中元古代和下古生界磁性很弱，只有海西期花岗斑岩和二长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩具有中强磁性。
(2)阿陇山地区区域背景磁场的特征和分布主要反映区域磁界面强度的变化和分布特征，降低的负磁场区是弱磁性的下古生界、元谷峪和海西期花岗岩的分布区；上升的正背景磁异常区是磁性海西期中酸性侵入岩的分布区。
(3)局部航磁异常一般由花岗闪长岩、闪长岩、中基性火山熔岩和浅成火山岩(如安山玢岩、闪长玢岩和英安岩)引起。其中花岗闪长岩和闪长岩引起的局部磁异常清晰强烈，易于识别。
(4)由于火山岩(主要是熔岩体和中基性火山熔岩)和浅部次火山岩很不均匀，其引起的磁异常在形状和强度上变化很大，分布特征一般呈条带状、环状和片状。
(5)不同时期岩石和地层的密度变化具有明显的规律性，构成本区区域密度界面的侵入岩和中生代地层之间存在0.2 ~ 0.7 g/cm3的密度差。因此，阿隆山地区布格重力图中局部重力异常场的高低变化，应该是主密度界面或侏罗系中基性火山岩波动的客观反映。
4)磁场特征和分区
阿龙山地区的磁场特征和变化非常复杂。为了便于磁场和磁异常的分类研究，根据本区区域背景磁场和磁异常的性质、形态、强度和梯度变化，以及它们的组合分布特征，将其分为三类:
(1)独立正磁异常及数量
Ha-I:这种磁异常是等轴或似等轴的，有些异常有一定的延伸和走向。异常形态规则，强度一般大于500 nT，面积一般大于2.0 km2。
Ha-ⅱ:这类磁异常的形态特征与上述磁异常相同，但磁异常强度比前者弱，异常强度一般在200 and 500 nt之间。
推断上述磁异常主要由磁性中酸性侵入岩引起，对圈定岩体范围有参考作用。
(2)正背景磁场的划分和数量
A.HB磁场区域的特征和数量
这种磁异常的明显特征是强度高，一般在200 and 500 nt之间。根据磁异常的形态特征、发育程度和组合分布特征，划分为三个磁场:
Hb-I:居民区磁异常发育，磁异常主要像二级异常，即单一磁异常有明显的延伸性和趋势性，无明显的负值伴随。
h b-ⅱ:该居民区磁异常的形态和强度特征与以前的居民区相似，但主要区别是局部磁异常的发育程度比前者差。
h b-ⅲ:居民区磁异常形态和强度复杂，有等轴、似等轴异常，也有二度、似二度异常，局部磁异常有明显的伴生负值。
B.HC磁场区域的特征和数量
这种磁场单元的磁异常形态特征与HB单元基本相同，二者的显著差异主要体现在磁异常强度上，在100 ~ 250 nt之间变化。
HC-I:该区磁异常以二度、准二度为主，异常发育，强度在100 ~ 250 nt之间。
HC-ⅱ:居民区磁异常多为等轴、似等轴状，伴有明显的伴生负值，异常强度一般在100 ~ 250 nt之间。
HC-ⅲ:单元内局部异常发育，但磁异常强度比HC-ⅱ磁场单元弱，磁异常强度在50 ~ 100 nt不等。
HC-ⅳ:局部磁异常不发育，区内正磁场平缓单调变化，强度约50 ~ 100 nt。
这类磁场区主要反映中基性火山熔岩和次火山岩的变化和分布特征，可作为填图单元组和段的划分和对比的参考。
(3)负背景磁场的划分和数量
A.镧磁场细胞的特征和数量
这类磁场区局部磁异常发育程度和变化较大，负背景磁场变化平缓，磁场值在-50 ~-150 nt之间。
La-I:居民区局部磁异常不发育，负背景磁变化平缓单调，磁场强度在0 ~-100 nt之间。
LA-ⅱ:该图的负背景磁场强度在0至-100 nt之间变化，局部磁异常比以前的磁场图更发育，但局部异常强度较弱，异常幅度在50至100 nt之间变化。
LA-ⅲ:居民区背景磁场-50 ~-150 nt，局部异常发育，异常幅度一般在50 ~ 200 nt。
LA-ⅳ:居民区背景磁场强度在-100至-150 nt之间，局部磁异常发育且强烈，异常幅度一般在200至500 nt之间。
B.lb类磁场细胞的特征和数量
与LA磁场池相比，LB磁场池的主要特点是背景磁场强度明显较弱，背景磁场强度值一般在-200 nT以上。结合该类磁场区局部异常的发育程度和特征，可分为以下几个小区。
Lb-I:居民区背景磁场强度在-200 ~-250 nt之间，变化特征平缓单调，区内局部异常不发育。
l b-ⅱ:居民区背景磁场强度可达-300 nT以上，局部磁异常发育，异常幅度50 ~ 150 nT不等。
Lb-ⅲ:居民区背景磁场强度在-150 ~-250 nt之间变化。局部磁异常发育，振幅在100 ~ 250 nt之间变化，并有明显的伴生负值。
这类磁场区主要反映火山碎屑岩混沉积岩的分布特征。其中，群落内不同强度的局部异常反映了次火山岩的存在和发育，可为填图单位和岩石分类提供参考。
5)断层构造及重磁异常特征
断层构造在重磁图上的显著特征非常明显。它们反映的重磁场显著特征主要包括:不同的重磁场和不同特征的重磁异常区的边界；重磁场线性梯度带；线性重磁异常带或串珠状线性重磁异常带；串珠状线性重磁异常带和重磁异常带的错动或扭曲线等。
6)侏罗系地层厚度及分布特征
通过岩石和矿物的磁性特征分析可知，阿龙山地区的前中生界是该区的一个区域性岩石密度界面，其与上覆侏罗系存在0.2 ~ 0.7 g/cm3的密度差。因此，局部重力场的变化主要反映了区域密度界面的波动和侏罗系地层厚度变化等信息。局部高重力一般是基岩隆起或凸起的反映，而局部低重力则反映了基岩凹陷的分布特征。在此基础上，通过计算局部重力异常深度，结合已知地质资料，编制了阿龙山地区侏罗系地层厚度分布图。由于所用重力数据规模小、精度低，深度计算误差可能在20.0%左右。
阿陇山地区侏罗系厚度变化及分布特征反映出基岩起伏呈现凹凸相间分布的构造格局，其宏观走向为北东向。即阿南-阿北林场坳陷、秀山-汉马基站隆起和乌力依特林场-防火站坳陷。阿南-阿北林场坳陷沉积中心位于阿北林场附近，侏罗系地层厚度可达1.5 km，向南有变薄的趋势。乌力依特林场-防火站洼地有两个沉积中心，即乌力依特林场和防火站。沉积中心的侏罗系地层厚度可达2.0 km，它们之间被一个次级基岩隆起隔开。此外，在约安里林场和元江林场等地还有两个侏罗纪地层厚度分别为2.0 km和1.5 km的沉积中心。
7)火山机构及其分布特征
阿陇山地区侏罗纪火山岩地层分布广、厚度大，表明该区中生代岩浆溢流活动强烈，火山机构广泛发育。我们知道，在岩浆溢出的过程中，火山口附近不仅堆积了巨大的火山熔岩，而且还集中了次火山岩，这为用航磁圈定火山机制提供了可靠的地质前提。岩石磁性测量结果表明，阿朗山地区的火山熔岩和次火山岩普遍具有较强的磁性，这为利用航磁圈定火山机构提供了地球物理前提。航磁资料结合已知地质资料的分析对比表明，该火山机构在磁场上有明显的磁异常。一般中央喷发火山机构引起的磁异常为等轴或似等轴，有正磁异常，也有负磁异常(近体磁化引起)。裂隙溢流火山机制引起的磁异常多为二维磁异常和磁异常带。磁异常的强度和大小主要与火山熔岩和次火山岩的磁性强度和规模有关。一般中基性火山熔岩和安山岩玢岩、辉长岩、辉绿岩玢岩、闪长玢岩引起的磁异常相对较强，中酸性火山熔岩和英安岩引起的磁异常相对较弱。上述与火山机构有关的磁异常一般呈条带状或片状成群出现在阿龙山地区，为我们研究分析该区火山机构的类型和分布提供了重要依据。
根据火山机构的磁场特征，在阿龙山工区圈定了22个火山机构。该区火山机构的规模和分布具有以下特点:内蒙古德尔布干断裂北侧火山机构规模普遍较小，且具有明显的延伸性和趋势性，反映出火山机构明显受断裂控制。此外，各火山机构群中单个火山机构反映的磁异常以等轴或准等轴异常为主，表明德尔布干断裂西北侧的火山活动以中心喷发为主。分布在德尔布干断裂东南部的火山机构群规模普遍较大，形态多为片状。各火山机构群中单个火山机构的磁异常变化复杂，既有等轴、准等轴磁异常，也有具有一定延伸和走向的二级磁异常和磁异常带，反映出德尔布干断裂东南部的火山活动形式既有中心喷发又有裂隙溢流岩浆作用，次火山岩较为发育。表明德尔布干断裂东南部火山机构非常发育，岩浆喷发和溢流强烈。
根据重力资料，该区火山机构主要分布在高重力异常(或异常带)与低重力异常(或异常带)的过渡位置，正是基底断裂经过的位置。
2.新疆阿尔金磁场特征分析。
由于阿尔金山地区仅有1∶50万的航磁资料，受其精度的限制，该地区的研究应从区域航磁分区、区域磁场和局部异常分析三个方面解决沉积岩层、沉积-火成岩层、变质岩层和花岗岩侵入体的空间分布与宏观影像岩石单元的关系。解决构造轮廓和区域构造格架，以及隐伏岩体和单元的关系。具体分析内容和方法如下:
1)岩石磁性特征
该区的基性和超基性岩体具有很强的磁性，因此这些侵入体一般能引起强磁异常。与已知地质资料相比，阿尔金山地区的基性或超基性岩具有明显的磁异常。如研究区出露的石棉矿超基性岩(88° 30′E，38° 20′N)和辉长岩体(87° 10′E，38° 05′N)；在东经88° 25′和北纬38° 10′有明显的局部磁异常与之对应..受基性和超基性岩体规模的限制，该类岩石引起的磁异常规模和强度差异较大，形态一般为等轴或似轴状，强度一般为150 ~ 200 nt，最大可达500 nT以上(茫崖镇岩体)。
中酸性侵入岩引起的磁异常一般为等轴或似等轴状，异常规模一般大于基性和超基性岩，强度一般为100 ~ 200 nt。
火山岩引起的磁异常一般具有二级异常和线性异常的特征，表明该区火山的分布受断层控制。
2)磁场分区和地质分析
根据瓦石峡幅航磁δ T磁场图中区域磁场的(正负)外观特征、强度和梯度变化，以及次级叠加磁异常的形态特征和发育程度，将该区域划分为以下四个次级磁场区。
ⅰ.宽且缓慢变化的负磁场区域；
Ⅱ.宽而缓慢变化的正负磁场；
Ⅲ.局部磁异常叠加的负磁场区；
ⅳ带状正负变化磁场。
岩石磁性资料结合地质资料的分析结果表明，阿尔金山地区存在两个非常明显的磁性界面。本区太古宙-元谷峪变质基底构成了本区的一个区域磁界面，由该磁界面引起的区域背景磁场具有良好的稳定性和连续性。区内另一个磁性界面是由不同时期的岩浆侵入体或火山岩组成的局部磁性界面。由于这种磁性界面的稳定性和连续性较差，其引起的磁(场)异常一般表现出很大的差异性和离散性。上述局部磁界面产生的不同形状、不同强度的磁异常叠加分布在区域背景磁场中，使磁场的形态特征变得复杂。
阿尔金山地区太古宙强磁变质岩主要由正变质岩组成，其原岩主要为中基性岩浆岩。太古宙变质岩一般具有弱磁性或无磁性。阿尔金山地区的元谷峪地层中也有磁性变质岩，但其磁性强度远弱于太古宙高磁性变质岩，说明上述两类变质岩的原岩性质和物质组成存在较大差异。推测中磁性的元谷峪变质岩的原岩多为中酸性岩浆岩，或在变质过程中混入了中酸性岩浆岩。因此，阿尔金山(瓦石峡地区)区域背景磁场的特征和分布主要揭示了该地区结晶基底的岩性，即基底岩相的变化。上升正磁场和强正背景磁异常的分布区，反映为强磁性正常变质岩的分布区；减小的负磁场区为副变质岩分布区(ⅰ:宽缓变化的负磁场区，ⅲ:叠加局部磁异常的负磁场区)；减弱的负磁场显示的上升磁场区(ⅳ:带状正负变化磁场区)为中磁变质岩分布区。叠加在区域背景磁场上的局部磁异常或磁异常带，主要是不同时期岩浆侵入体和火山岩的反映。它们的分布特征和发育程度揭示了瓦石峡地区断裂和岩浆活动的差异。如磁场ⅰ和磁场ⅱ中的局部磁异常很不发育，说明瓦石峡板块西北部的岩浆活动，特别是海西运动以来的岩浆活动对该区影响不大。在磁场三中，我们可以看到局部异常发育良好，局部异常的形态一般为等轴或准等轴状，磁异常的强度一般较弱。推测该磁场区的局部异常主要是由中酸性侵入体引起的，反映了磁场ⅲ区的岩浆活动方式以侵入活动为主。磁场ⅳ区局部异常十分发育，异常的强度和形态变化也十分复杂，揭示了该区岩浆活动较为强烈和频繁，不同时期岩浆的成分和性质差异较大，岩浆活动也十分复杂，既有岩浆侵入活动，也有大规模的岩浆溢流活动。因此，瓦石峡研究区的磁场特征和分布深刻揭示了该区的基底构造、岩相分布特征和岩浆活动特征。
3)基底断裂及其特征
研究结果表明，断层在磁场中一般具有以下特征:
(1)不同性质(正负)的磁场与不同形状磁异常区的边界；
(2)磁场的线性梯度带；
(3)线性正(负)磁异常带和串珠状线性磁异常带；
(4)磁场的位错(或扭转)和磁异常带。
磁场中断层的上述特征对我们分析和判断断层的规模和性质具有重要意义。其显著特征是不同性质磁场或不同形态磁异常区边界处的断裂，不仅控制了基底构造和岩相分布，而且反映了断裂两侧岩浆活动的巨大差异，表明断裂规模较大，控制了区域地质发育和构造演化。反映磁场标志特征的断层如线性磁异常带或串珠状线性异常带，表明岩浆侵入体和火山岩沿断层分布，揭示此类断层一般切割深度较大，控制岩浆活动；表现出磁场位错带或线性磁异常带特征的断层为我们提供了断层两侧相对运动的相关信息。
总之，磁场中断层的特征是复杂的，既可以表现出一种磁场特征，也可以同时反映出两种或两种以上的特征。
3.遥感与航磁结果吻合的影响因素分析
遥感地质解释和航磁解释的结果往往表现出许多不一致，主要表现在同一地质体的形态和位置不同。原因如下:
1)遥感和航磁数据的多样性
在一定条件下，会出现异物同(光)谱(或异物同谱)和位场等效的现象，这就是遥感和航磁解释(解译)结果非唯一，即多解的原因。多解的存在不仅增加了资料解释的工作量和难度，同时也可能导致解释结果中的一些不确定因素增加。遥感和航磁结果中的不确定因素往往使两者的结果难以比较和分析，并对结果的一致性产生重大影响。因此，遥感和航磁在技术方法和成果上的多解性问题，往往是造成两者解释结果一致性差异的主要因素之一。
2)成果解释理论和方法的差异。
遥感和航磁解释理论和方法的差异及其对结果符合性的影响包括两个方面:
(1)的研究和实践结果证明，按照解释理论和方法得到的遥感和航磁结果，在没有经过野外检查验证之前，都是推断结果。因此，解释(判读)结果与实际情况的不确定性会影响遥感与航磁结果的吻合(一致性)。
(2)目前广泛使用的解释遥感和航磁结果的理论和方法是完全独立的工作体系，它们之间没有内在联系。遥感技术具有直观、可视的特点，有利于数据的对比分析，从而使遥感解译结果中的推断成分较少。相比之下，在航磁资料的解释中，尤其是在磁异常的定量解释过程中，必须给出磁化强度的大小和方向、磁性体的形状等参数，而上述参数一般都是通过实验、分析对比或逻辑推理来确定的，导致航磁结果中推断分析成分所占的比重相对较大。因此，遥感和航磁结果的解释(解译)方法的差异是影响遥感和航磁结果一致性的主要因素之一。
3)地质体的复杂性
保留在地表的地质体是长期复杂地质作用的结果。它们对遥感与航磁结果符合程度的影响及其原因主要与技术方法本身的特点有关。研究分析结果表明，对于复杂的地质和构造现象，不同的技术方法只能揭示其中的一面。例如，对于一条深大的断层，遥感资料可以根据断层的地形、地貌特征、色调、阴影等方面的差异，直接在地表揭示断层的位置和延伸方向。而航磁则是根据断裂磁场的特征(多体现为线状磁异常带或串珠状线状磁异常带)来判断断裂的延伸和分布。由于受断层控制的磁性体(一般为岩浆岩)分布复杂，其宏观分布方向虽与断层走向一致，但不一定在断层内，往往沿断裂带及其两侧排列，表明航磁资料中也含有反映断层深部信息的成分。因此，遥感资料反映的断层与航磁资料圈定的断层在平面位置上存在一定的偏差。因此，宏观地质体的复杂性也是影响遥感与航磁结果一致性的重要因素之一。
(3)同位素测年数据
同位素测年数据是确定地质体形成时代或年龄的基础。可以通过收集前人的资料，也可以通过收集分析同位素样品来获得。无论采用哪种采集方法，都有利于确定花岗岩侵入体的填图单元年龄和断层形成年龄。测年方法很多，有U/Pb法、Rb/Sr法、K/Ar法、40Ar/39Ar法、14C法、ESR法等等。
铀铅测年法是基于238U/206Pb和235U/207Pb的衰变，其样品一般为结晶铀矿或沥青铀矿、锆石和独居石。
铷锶测年是基于87Rb/87Sr的β衰变，这种方法可广泛用于全岩测定。除富铷矿物外，还可使用钾长石、云母矿物和铷含量为10-2% ~ 10-3%的酸性岩石。
有许多矿物可以用于钾氩定年和氩氩定年。包括钾长石、云母、闪石、辉石和海绿石。
14C方法用于碳质粘土岩和植物的定年。
在使用上述不同的测年方法时，要注意数据的适用性。
总之，遥感地质解释和航磁地质解释资料的综合分析和利用，是遥感地质填图成果的丰富、补充和相互验证。由于这两种方法和技术揭示的地质体不同，即遥感主要关注地表地质现象，航磁主要关注深部地质构造，在利用过程中要根据具体情况分析解释结果。总的来说，航磁解释在解释第四系覆盖区隐伏断层和利用局部异常圈定隐伏侵入岩方面优于遥感解释，图件的地质内容应以航磁解释结果为基础。但对于填图单元的解释和划分以及出露区断层的解释，应以遥感技术为主体，充分发挥其直观、宏观的技术特点。而航磁δ T异常分带分析与遥感宏观像元分带有对应的结合，可以通过磁场分带的强弱来确定岩石范围。同位测年数据主要结合影像岩石单元，采用定位对比或直接使用，确保单元建立和划分合理，层序归并准确。