焦立果，雷 宇，涂繼耀，趙軍浩

中國(guó)地震局地球物理研究所，北京 100081

0 引 言

航磁異常是指由航空（包括有人機(jī)和無人機(jī)）磁測(cè)得到的區(qū)域地殼/巖石圈磁異常. 將磁力儀搭載在固定翼/旋翼飛機(jī)上，按設(shè)定航線（包含走向、高度、測(cè)線間距、采樣頻率等）進(jìn)行探測(cè)，得到總探測(cè)磁場(chǎng). 在探測(cè)過程中，由于磁探頭受到飛機(jī)剩余磁場(chǎng)、感應(yīng)磁場(chǎng)、渦流磁場(chǎng)及電路電磁的影響，導(dǎo)致探測(cè)數(shù)據(jù)出現(xiàn)與飛機(jī)有關(guān)的干擾，剔除這部分的干擾稱為磁補(bǔ)償處理（Tolles, 1954, 1955;王婕等, 2015）. 此外，干擾源還包含與飛機(jī)無關(guān)的部分，例如儀器靜態(tài)擾動(dòng)以及由空間電流體系帶來的地磁日變等. 對(duì)于儀器靜態(tài)擾動(dòng)，需定期對(duì)儀器進(jìn)行標(biāo)定和校準(zhǔn)；對(duì)于地磁日變，由地面日變站數(shù)據(jù)進(jìn)行修正. 航磁測(cè)線一般選為垂直于構(gòu)造邊界/斷層的方向，為了消除沿測(cè)線方向的條帶狀干擾，需選擇數(shù)條交叉線進(jìn)行探測(cè)，然后進(jìn)行調(diào)平及微調(diào)處理. 經(jīng)過磁補(bǔ)償、去日變、調(diào)平及微調(diào)處理后，接著進(jìn)行地形/高度校正及網(wǎng)格化，得到區(qū)域總磁場(chǎng)；再進(jìn)行正常場(chǎng)校正以去除主磁場(chǎng)（例如逐點(diǎn)減去IGRF磁場(chǎng)），最終得到ΔT異常，即地殼磁異常在主磁場(chǎng)方向上的投影，也就是通常所說的航磁異常.

將不同時(shí)期、高度、分辨率、精度等的航磁探測(cè)數(shù)據(jù)融合在一起，便構(gòu)成了全球/區(qū)域航磁ΔT圖.現(xiàn)有的全球代表性磁異常圖是EMAG2-V3（Meyer et al., 2017），該圖融合了衛(wèi)星磁測(cè)、海洋巡測(cè)以及航空磁測(cè)數(shù)據(jù)，其長(zhǎng)波長(zhǎng)部分由衛(wèi)星磁異常模型MF7給出. EMAG2給出了全球（包括陸地及海洋）海平面以上4 km高度處的ΔT分布，空間分辨率為2′（～3.7 km）. 關(guān)于區(qū)域航磁圖，中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局自然資源航空物探遙感中心（簡(jiǎn)稱航遙中心）使用多年積累的數(shù)據(jù)，建立了中國(guó)陸域1 : 100萬航磁ΔT圖 （Xiong et al., 2016a）. 在一些局部區(qū)域，可以使用短期單工區(qū)探測(cè)數(shù)據(jù)建立更高分辨率（例如1 : 5萬）的局部航磁圖.

對(duì)于航磁異常圖的解釋及構(gòu)造應(yīng)用，巖石磁學(xué)是分析磁異常源的基礎(chǔ). 巖石由礦物組成，按磁性大小及方向來講，礦物可分為鐵磁性、亞鐵磁性、反鐵磁性、順磁性和抗磁性5種，其中鐵磁性、亞鐵磁性的磁化率遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過了其余幾種（Dunlop and ?zdemir, 2007）. 作為地殼內(nèi)的主要鐵—亞鐵磁性礦物，磁鐵礦、磁赤鐵礦、磁黃鐵礦等暗色礦物的含量決定了礦物磁性—磁化率（κ）的大小，其中尤以磁鐵礦為主. 不同類型的巖石，磁鐵礦含量不同，因而磁化率也存在差異：一般來說，巖漿巖磁性 強(qiáng)（κ ～0.01 SI），沉積巖磁性弱（10-6～10-4SI），而變質(zhì)巖磁性變化大（10-5～10-2SI）. 變質(zhì)巖磁化率主要取決于其原巖，也同變質(zhì)程度存在聯(lián)系，一般變質(zhì)程度越深，磁化率越大（劉慶生等，1998）. 小尺度、高強(qiáng)度的航磁異常主要反映了上地殼巖石磁性的變化（熊盛青等，2016a）.

作為一種基本地球物理場(chǎng)，航磁異常在其來源的解釋上具有非唯一性，即：不同場(chǎng)源的組合可以得到相似的磁異常分布. 除了反問題本身的非唯一性，磁異常解釋的不確定性還包括：零化子、退磁、場(chǎng)源疊加和感應(yīng)—剩余磁化分離. 零化子指攜帶磁性卻不產(chǎn)生可觀測(cè)磁場(chǎng)（Runcorn, 1975）；退磁是磁性體在外磁場(chǎng)中產(chǎn)生的與原磁場(chǎng)反向的磁化場(chǎng)（Guo et al., 2001）；場(chǎng)源疊加包括精確分離不同磁性源之間的疊加效應(yīng)以及在由航磁總場(chǎng)建立地殼磁異常圖的過程中所引入的主磁場(chǎng)及外源場(chǎng)干擾；感應(yīng)—剩余磁化分離在于難以準(zhǔn)確區(qū)分某一區(qū)域內(nèi)兩種異常產(chǎn)生機(jī)制的貢獻(xiàn)大?。▎蝹€(gè)巖樣可以精確測(cè)定）.

航磁異常數(shù)據(jù)分析（含反演）方法多種多樣，包括化極、濾波、求導(dǎo)、歐拉反褶積、磁化率反演以及磁性層頂、底界面反演等. 為了消除斜磁化的影響，可以對(duì)航磁ΔT異常進(jìn)行化極處理，使異常信號(hào)基本位于磁性源的正上方. 一般來講，不同高度、空間尺度、強(qiáng)度的磁異常對(duì)應(yīng)不同深度的磁性源：近地表、小尺度、高強(qiáng)度異常對(duì)應(yīng)淺表（上地殼）源，而高空、大尺度、低強(qiáng)度異常則對(duì)應(yīng)深部（中下地殼）源分布. 為了研究不同深度的構(gòu)造信息，可對(duì)化極磁異常進(jìn)行濾波處理，常用的濾波方式包括：向上/下延拓，低/高通濾波、小波變換以及球諧級(jí)數(shù)截?cái)? 磁性源的邊界通常對(duì)應(yīng)化極磁異常的顯著梯度帶，因而磁異常的垂向?qū)?shù)、總水平導(dǎo)數(shù)、斜導(dǎo)數(shù)、θ圖、總梯度模以及各種導(dǎo)數(shù)組合等邊界增強(qiáng)技術(shù)被用以識(shí)別構(gòu)造邊界. 在獲取磁性源的埋深方面，可由磁異常向上延拓對(duì)異常源是否有根及根的深淺進(jìn)行估計(jì)，也可由歐拉反褶積法，通過設(shè)定適當(dāng)?shù)臉?gòu)造指數(shù)以及選取合適的窗口大小來半定量計(jì)算. 鑒于沉積蓋層同結(jié)晶基底之間磁性的顯著差異，可由航磁異常的切線法、外奎爾法、Parker界面反演法或者頻率域功率譜法，對(duì)基底埋深，即磁性層的頂界面進(jìn)行反演. 除了獲取磁性層頂界面外，功率譜法還可以獲取磁性層底界面埋深. 為獲取深部詳細(xì)磁性結(jié)構(gòu)，可對(duì)航磁異常進(jìn)行三維磁化率反演.

對(duì)航磁異常進(jìn)行分析、反演，得到磁性源的位置、邊界及埋深等信息之后，便可應(yīng)用于多種地質(zhì)構(gòu)造研究. 區(qū)域航磁資料用于解決如下主要構(gòu)造問題（熊盛青等，2016a）：研究和劃分大地構(gòu)造區(qū)塊；建立和完善大陸斷裂系統(tǒng)，確定斷裂規(guī)模，發(fā)現(xiàn)隱伏斷裂；確定巖漿巖分布范圍及性質(zhì)；探討各構(gòu)造區(qū)及盆地結(jié)晶基底結(jié)構(gòu)、性質(zhì)及穩(wěn)定性；對(duì)盆地（群）進(jìn)行全方位解釋；對(duì)部分熱點(diǎn)問題，如俯沖帶、地幔柱等進(jìn)行探討；通過居里等溫面反演研究巖石圈熱結(jié)構(gòu)；通過三維磁化率反演研究孕震構(gòu)造背景等等. 近年來，國(guó)內(nèi)外眾多學(xué)者針對(duì)以上應(yīng)用，取得了顯著成果. 本文將對(duì)巖石磁性（第1部分）、磁異常解釋的不確定性（第2部分）進(jìn)行整理及歸納，對(duì)航磁異常分析及反演方法（第3部分）進(jìn)行介紹，對(duì)航磁異常在地質(zhì)構(gòu)造中的近期應(yīng)用（第4部分）進(jìn)行回顧，并對(duì)未來航磁異常分析技術(shù)及應(yīng)用等（第5部分）進(jìn)行討論和展望.

1 巖石磁性

在進(jìn)行航磁異常的構(gòu)造解譯之前，需要首先了解巖石磁性. 巖石磁性強(qiáng)弱是指巖石在形成過程中冷卻時(shí)所獲得的剩余磁化場(chǎng)、以及在外磁場(chǎng)下其所產(chǎn)生感應(yīng)磁化場(chǎng)的總和. 磁性介質(zhì)獲得的感應(yīng)磁化強(qiáng)度M正比于外磁場(chǎng)強(qiáng)度H：M=κH，比例系數(shù)κ為介質(zhì)的體積磁化率，表征單位體積的介質(zhì)產(chǎn)生的感應(yīng)磁場(chǎng)與外磁場(chǎng)的比值，量綱單位是SI. 影響巖石磁化率的因素包含內(nèi)在因素和外在因素，其中前者有磁性礦物成分、含量、顆粒大小和磁疇結(jié)構(gòu)等，而后者有外磁場(chǎng)、溫度、壓力等（Dunlop and ?zdemir, 1997）. 上述因素的共同作用使得同一種巖石的磁化率變化范圍很大.

1.1 礦物磁化率

下面來討論磁性礦物成分和含量對(duì)礦物磁性的影響. 巖石是由各種礦物組成的，不同礦物根據(jù)磁化率的不同分為：抗磁性礦物、順磁性礦物和鐵（亞鐵/反鐵）磁性礦物（Dunlop and ?zdemir,2015）. 表1是整理歸納的巖石中常見礦物的體積磁化率κ數(shù)值范圍，可見礦物磁化率與其中鐵元素含量大致呈正相關(guān)：不含鐵的淺色礦物一般為抗磁性，κ為10-5量級(jí)；含有一定鐵的暗色礦物一般為順磁性，κ為10-3量級(jí)；含鐵量較高的鐵的氧化物（磁鐵礦）為亞鐵磁性，κ為100量級(jí)（也有部分例外，例如赤鐵礦，κ為10-2量級(jí)）. 主要礦物（含量高于1%）的κ都較低，而亞鐵磁性礦物都為次要礦物，但是由于二者之間顯著的磁化率差異，巖石磁化率基本上由含量較少的鐵/亞鐵磁性礦物（主要是磁鐵礦）的含量所決定.

表1 常見礦物體積磁化率數(shù)值范圍 （修改自Hunt et al., 1995; Dunlop and ?zdemir, 2007）Table 1 Numerical range of volume magnetic susceptibility of common minerals （modified from Hunt et al., 1995; Dunlop and ?zdemir, 2007）

1.2 巖石磁化率

巖石主要分為三大類型：巖漿巖、沉積巖和變質(zhì)巖. 巖漿巖是液態(tài)巖漿冷卻固結(jié)而形成的巖石，又稱為火成巖；沉積巖是風(fēng)化剝蝕而形成的巖石碎屑，成層堆積固化而形成的巖石，或是化學(xué)溶液或膠體沉淀而成的巖石；變質(zhì)巖是在一定溫度、壓力、剪切應(yīng)力或流體的作用下，原巖在固態(tài)條件下，發(fā)生礦物組合、結(jié)構(gòu)構(gòu)造變化而形成的新的巖石（桑隆康等，2012）. 三大類巖石具有不同的磁化率特征.

巖漿巖根據(jù)巖石中SiO2的含量百分?jǐn)?shù)可分為超基性巖（＜45%）、基性巖（45%～52%）、中性巖（52%～63%）和酸性巖（＞63%）. 超基性巖主要包括橄欖巖、科馬提巖，其中的暗色礦物含量為90%以上，暗色礦物主要為橄欖石；基性巖主要包括輝長(zhǎng)巖、玄武巖，其中的暗色礦物含量為50%左右，暗色礦物主要為輝石；中性巖主要包括閃長(zhǎng)巖、安山巖，其中的暗色礦物含量為30%左右，暗色礦物主要為角閃石；酸性巖主要為花崗巖、其中的暗色礦物含量為15%以下，暗色礦物主要為黑云母. 結(jié)合上面各種礦物中可能的平均鐵元素的比值，可以計(jì)算出超基性巖、基性巖、中性巖和酸性巖可能的平均鐵元素含量的比值大致為10 : 4 :2 : 1. 據(jù)此可以推斷，從超基性巖漿巖到酸性巖漿巖，平均磁化率逐漸降低，差距為一個(gè)數(shù)量級(jí)左右. 這一規(guī)律與前人統(tǒng)計(jì)的巖石磁化率數(shù)值基本一致，見表2.

表2 常見巖石類型體積磁化率數(shù)值范圍（修改自Hunt et al., 1995; Clark, 1999; Dunlop and ?zdemir, 2007）Table 2 Numerical range of volume magnetic susceptibility of common rocks （modified from Hunt et al., 1995; Clark, 1999; Dunlop and ?zdemir, 2007）

沉積巖包括化學(xué)沉淀沉積巖和碎屑沉積巖. 化學(xué)沉淀沉積巖主要是碳酸鹽巖，即灰?guī)r和白云巖，主要礦物為CaCO3或（Ca、Mg）CO3，都是抗磁性礦物. 純灰?guī)r或白云巖的磁化率非常低，接近于0. 碎屑沉積巖主要由石英、長(zhǎng)石和巖屑三種成分組成，前兩者為抗磁性礦物，巖屑是源巖的碎屑，磁化率與源巖相同. 碎屑沉積巖根據(jù)碎屑的粒徑可以分為礫巖（＞2 mm）、砂巖[（2～5）×10-2mm]、粉 砂 巖（5×10-2～5×10-3mm）和 泥 巖（＜5×10-3mm）. 粒徑越小碎屑中石英和長(zhǎng)石的含量越高，巖屑的含量越少，巖石的磁化率越小. 因此，理論上沉積巖的平均磁化率要小于巖漿巖，而且碎屑粒徑越小，磁化率也越小. 統(tǒng)計(jì)的沉積巖磁化率數(shù)值范圍也基本符合該規(guī)律（見表2）.

變質(zhì)巖是原巖經(jīng)過一定變化形成的，變質(zhì)巖的磁化率沒有在表2中給出，因?yàn)槠渲饕退脑瓗r成分有關(guān). 變質(zhì)巖根據(jù)原巖成分可以分為泥質(zhì)（泥巖）、長(zhǎng)英質(zhì)（砂巖、中酸性巖漿巖）、鈣質(zhì)（灰?guī)r、白云巖）、基性（基性巖漿巖）、鎂鐵質(zhì)（超基性巖漿巖、富含鐵鎂的沉積巖）. 理論上，泥質(zhì)、長(zhǎng)英質(zhì)和鈣質(zhì)變質(zhì)巖的磁化率較低，與沉積巖相近；基性、鎂鐵質(zhì)變質(zhì)巖的磁化率較高，與基性、超基性巖漿巖相近. 另一方面，通常變質(zhì)程度越高，磁化率也就越大：從綠片巖相經(jīng)角閃巖相至麻粒巖相的進(jìn)變質(zhì)過程中，對(duì)應(yīng)著磁性增強(qiáng)；而從輝石麻粒巖蛻變至角閃巖相，由于麻粒巖中亞鐵磁性礦物鐵鈦氧化物的破壞而導(dǎo)致磁性明顯減弱（劉慶生等，1998）.

熊盛青等（2016a）收集整理了中國(guó)大陸不同區(qū)域、不同類型巖石的磁化率測(cè)量數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)在全國(guó)范圍內(nèi)，不同類型的巖石磁性具有以下特征：沉積巖為無或弱磁性，一般不會(huì)引起區(qū)域性磁異常；變質(zhì)巖普遍具有磁性，磁化率從強(qiáng)至弱均有分布，是引起區(qū)域性磁異常的主要原因，其磁性大小跟年代相關(guān)：太古宇、古元古界深變質(zhì)巖系一般具有強(qiáng)—中強(qiáng)磁性，中新元古界中淺變質(zhì)巖系多為弱磁性，下古生界變質(zhì)巖系磁性變化大，大部分具有弱—中等磁性；巖漿巖大部分具有磁性，其中基性和超基性巖一般具有中強(qiáng)—強(qiáng)磁性；中酸性侵入巖磁性變化大，一般具有中等—強(qiáng)磁性；火山巖類磁性不均勻，在磁場(chǎng)上可引起雜亂變化的磁異常.

綜上，不同類型巖石磁化率具有如下特征：礦物的磁化率與礦物中鐵元素的含量大致呈正相關(guān)關(guān)系；巖石的磁化率主要由含量較少的鐵磁性礦物（磁鐵礦）的含量所決定；巖漿巖中超基性、基性、中性、酸性巖的平均磁化率依次降低，κ變化范圍中值分別約為150、80、65、25（×10-3SI）；沉積巖的磁化率低于巖漿巖，κ變化范圍中值約為10×10-3SI，沉積碎屑顆粒越小，磁化率越??；變質(zhì)巖的磁化率基本與原巖相近.

2 磁異常解釋中的不確定性

地球物理位場(chǎng)反演本身具有多解性：不同場(chǎng)源形態(tài)和參數(shù)（密度、磁化率）組合，可以產(chǎn)生相同場(chǎng)分布，這就帶來了反演結(jié)果的非唯一性. 另一方面，相對(duì)于重力場(chǎng)而言，地磁場(chǎng)本身的一些特性，如：零化子、退磁效應(yīng)、場(chǎng)源疊加以及感應(yīng)、剩余磁化混雜等也給解帶來了不確定性.

2.1 地磁場(chǎng)反演的非唯一性

由觀測(cè)地磁場(chǎng)反演地下介質(zhì)磁化率分布，其本身在數(shù)學(xué)上是一個(gè)欠定問題，即未知數(shù)遠(yuǎn)遠(yuǎn)多于觀測(cè)數(shù)據(jù). 磁場(chǎng)解的非唯一性通常由格林等效層定理的一個(gè)推廣來說明，即三維介質(zhì)產(chǎn)生的磁異?？傻刃橐粋€(gè)面源分布所產(chǎn)生，而給定磁異?？捎缮钣谡鎸?shí)源的假想源或者不同深度的磁源體組合產(chǎn)生（Roy, 1962）. 實(shí)際中磁異常的解釋借助于問題的合理簡(jiǎn)化以及額外參考信息的引入.

2.2 零化子

無限大均勻磁化薄板在其外部不會(huì)產(chǎn)生磁場(chǎng)，這種由攜帶磁性卻不產(chǎn)生可見磁場(chǎng)的現(xiàn)象稱為零化子. 無限大薄板并不是唯一存在的零化子，Runcorn（1975）指出由任意內(nèi)源場(chǎng)磁化的具有一致磁化率的球殼在其外部不產(chǎn)生磁場(chǎng). Maus和Haak（2003）推測(cè)另一種可能存在的零化子，它們的存在使得南美洲和非洲地區(qū)部分地區(qū)由于海陸磁性差異產(chǎn)生的磁異常無法顯現(xiàn). 因此，零化子構(gòu)成了磁異常反演當(dāng)中的模型零空間（null space），使磁異常的解釋中存在非唯一性. 由于難以準(zhǔn)確估算零化子的分布，目前航磁應(yīng)用中一般不予考慮；但當(dāng)構(gòu)造特征難以匹配航磁異常時(shí)，應(yīng)當(dāng)考慮零化子的可能影響.

2.3 退磁效應(yīng)

當(dāng)均勻磁性體置于外界磁場(chǎng)中，成對(duì)的正負(fù)磁荷分別在磁性體兩側(cè)表面聚集，從而感應(yīng)出一個(gè)磁場(chǎng). 在磁性體內(nèi)部，該磁場(chǎng)方向大致與外場(chǎng)反向，減弱了磁性體內(nèi)部磁場(chǎng)，因此被稱為退磁場(chǎng). 退磁場(chǎng)的大小與磁性體的固有磁化率（κ）、形狀（扁率）及其相對(duì)于外磁場(chǎng)的走向相關(guān)，其中影響最大的是κ. 當(dāng)κ＜0.1 SI時(shí)，退磁效應(yīng)的影響一般不超過5%，可以忽略；但在高磁化率（κ～100SI）情形下（例如磁鐵礦區(qū)），需要考慮退磁效應(yīng)（Guo et al., 2001）. 對(duì)于一般的地質(zhì)構(gòu)造問題，由于κ＜＜0.1 SI，退磁效應(yīng)可以忽略.

2.4 場(chǎng)源疊加

地殼磁異常中的場(chǎng)源疊加效應(yīng)表現(xiàn)在兩個(gè)方面：（1）空間任一點(diǎn)的磁場(chǎng)大小都是全空間所有場(chǎng)源的疊加結(jié)果，這就給場(chǎng)源分離帶來了挑戰(zhàn). 即便根據(jù)磁場(chǎng)大小隨場(chǎng)源距離的立方而衰減，忽略一定距離之外場(chǎng)源的影響，也很難保證磁異常同源的位置精確匹配；（2）在由航磁探測(cè)總異常得到最終的地殼磁異常過程中，實(shí)際上難以完全消除主磁場(chǎng)和外源場(chǎng)（空間電流體系產(chǎn)生）的影響. 對(duì)于主磁場(chǎng)部分，以用IGRF（國(guó)際參考地磁場(chǎng)球諧模型）進(jìn)行正常場(chǎng)校正為例，地殼磁異常實(shí)際上被消除了長(zhǎng)波長(zhǎng)（1～13階）部分，并且混雜了短波長(zhǎng)（13階以上）的主磁場(chǎng)信息；對(duì)于外源場(chǎng)部分，一般是通過選擇磁靜日（有時(shí)是子夜）的日變站值（或者均值）作為參考，并未消除電離層及磁層磁場(chǎng)中相對(duì)穩(wěn)定部分的影響；這些都削弱了研究結(jié)果的絕對(duì)參考價(jià)值. 許多區(qū)域航磁圖研究中，例如視磁化率反演等，都更為看重磁化率的相對(duì)變化. 解決場(chǎng)源疊加效應(yīng)的途徑包括：盡可能收集更大范圍的航磁數(shù)據(jù)，或者合理設(shè)定研究區(qū)域外的相關(guān)參數(shù)；在建立航磁異常圖的過程中盡可能獲取絕對(duì)值，例如對(duì)航磁探頭和日變站探頭進(jìn)行系統(tǒng)誤差校正及高度改正；選擇在磁靜日夜間進(jìn)行探測(cè)，并使用電離層及磁層模型進(jìn)一步消除外源場(chǎng)影響等等.

2.5 感應(yīng)磁化、剩余磁化分離

在巖石圈演化過程中，當(dāng)巖漿冷卻到居里點(diǎn)溫度以下時(shí)，巖石保留了當(dāng)時(shí)主磁場(chǎng)的方向和強(qiáng)度等信息，獲得了剩余磁化場(chǎng)；但在現(xiàn)今主磁場(chǎng)背景下，巖石將產(chǎn)生感應(yīng)磁化場(chǎng). 二者的方向和強(qiáng)度都可能存在差異，若不能準(zhǔn)確分離，將直接影響地殼磁異常的解釋：一方面，由航磁總場(chǎng)探測(cè)得到的ΔT異常，是地殼磁場(chǎng)在主磁場(chǎng)方向上的投影，若剩余磁化明顯強(qiáng)于感應(yīng)磁化，并且二者方向存在較大差異，將導(dǎo)致ΔT顯著偏離地殼磁場(chǎng)真值；另一方面，由于許多磁異常處理手段都依賴于感應(yīng)磁化假設(shè)，例如頻率域化極、化極后延拓、求導(dǎo)等，如果感應(yīng)磁化假設(shè)失效，那么建立在其基礎(chǔ)上的解釋都將受到影響. 因此，感應(yīng)和剩余磁化的分離顯得尤為重要.

實(shí)際研究中，一般假設(shè)克拉通陸殼以感應(yīng)磁化為主（Thébault et al., 2010），洋殼以剩余磁化為主，而在二者之間的構(gòu)造區(qū)，例如說活躍的構(gòu)造帶，需要同時(shí)考慮感應(yīng)和剩余磁化的影響. 只有在實(shí)驗(yàn)室條件下，離散巖石樣本的感應(yīng)和剩余磁化才能夠被精確測(cè)定；對(duì)整個(gè)研究區(qū)域而言，則需要評(píng)估二者的相對(duì)貢獻(xiàn). 鑒于感應(yīng)磁化與主磁場(chǎng)方向一致且與其強(qiáng)度成正比，這為區(qū)分感應(yīng)—剩余磁化提供了兩種方法：其一是通過主磁場(chǎng)傾角和偏角的空間變化，其二是根據(jù)主磁場(chǎng)隨時(shí)間的變化特征. Maus和Haak（2003）測(cè)試3種不同巖石圈磁場(chǎng)模型與主磁場(chǎng)傾角的關(guān)系，他們發(fā)現(xiàn)其中的兩種模型隨緯度的變化趨勢(shì)符合感應(yīng)磁化假設(shè)，另一種模型更加符合剩余磁化假設(shè). Lesur和Gubbins（2000）比較了主磁場(chǎng)和20個(gè)觀測(cè)臺(tái)的資料，認(rèn)為其中9個(gè)臺(tái)站的觀測(cè)和時(shí)變感應(yīng)磁化場(chǎng)相符，其它臺(tái)站的結(jié)果模棱兩可. 除了上述方法之外，還有依據(jù)航磁圖中最大和最小磁異常位置和其相對(duì)強(qiáng)度來推導(dǎo)磁化傾角和偏角的方法（Gerovska et al., 2009; Zhang et al.,2018）. 由于總梯度模與磁化方向弱相關(guān)，有部分研究基于這一特性發(fā)展出了一套確定總磁化方向的方法（Dannemiller and Li, 2006）. 然而，上述分離方法的準(zhǔn)確性尚待進(jìn)一步評(píng)估.

3 航磁異常分析方法

航磁異常圖可以粗略反映異常源的分布情況，但通常難以準(zhǔn)確對(duì)應(yīng). 為了獲取磁性源的位置、形態(tài)、埋深、磁性大小、接觸面以及不同源分布的組合等信息，就需要對(duì)航磁異常進(jìn)行化極、濾波、求導(dǎo)和反演等各種分析處理，以進(jìn)行定量判斷.

3.1 化極（RTP）

在地磁極區(qū)，主磁場(chǎng)磁力線垂直于地球表面，其所引起的地殼感應(yīng)磁化場(chǎng)位于磁源體的正上方，因此磁異常同場(chǎng)源在橫向展布上具有較為直觀的對(duì)應(yīng)；但在地磁極以外的地區(qū)，非直角磁傾角的存在導(dǎo)致磁性源的斜磁化，使得磁異常偏離磁源體位置. 例如在北半球中低緯區(qū)，由于斜磁化的影響，磁源體上方將出現(xiàn)南正北負(fù)的伴生磁異常特征，且該特征隨著緯度而變化. 為了將不同區(qū)域的磁異常同磁源體進(jìn)行垂向?qū)?yīng)，需對(duì)磁異常進(jìn)行化極處理，即將全球任意位置處的磁化場(chǎng)都轉(zhuǎn)化到地磁極進(jìn)行分析. 化極最早是在空間域通過褶積形式進(jìn)行（Baranov, 1957），后續(xù)轉(zhuǎn)為頻率域通過化極因子相乘實(shí)現(xiàn)（Bhattacharyya, 1965），因?yàn)楹笳吒鼮楹?jiǎn)單、快速. 現(xiàn)有化極技術(shù)以頻率域?yàn)橹?，其基本流程是將航磁ΔT異常進(jìn)行快速傅里葉變換，在頻率域乘以化極因子后，再進(jìn)行逆變換，即得到空間域化極結(jié)果. 化極因子在極坐標(biāo)下寫為：

式中，I和D分別是磁化方向（一般取主磁場(chǎng)）的傾角和偏角,，u和v分別是x和y方向的圓頻率.

公式（1）中化極因子H（θ）屬于放大性一類轉(zhuǎn)換因子，在低磁緯地區(qū)（I→0），當(dāng)θ接近D±90°時(shí)，H（θ） →-∞. 低緯區(qū)化極因子的放大作用會(huì)造成結(jié)果不穩(wěn)定，表現(xiàn)為化極結(jié)果沿磁偏角D方向條帶明顯，因此需要對(duì)化極因子進(jìn)行改造，使計(jì)算穩(wěn)定. 當(dāng)前，基于改造化極因子的低緯度化極方法有偽傾角法（Li, 2008）和改進(jìn)的偽傾角法（石磊等，2012）、壓制因子法（姚長(zhǎng)利等，2003）、直接阻尼法（姚長(zhǎng)利等，2004）等. 低磁緯區(qū)，除了進(jìn)行化極處理外，也可進(jìn)行化赤處理（駱遙和薛典軍，2010）.

在化極之前，需要確定磁化場(chǎng)的方向，一般是進(jìn)行感應(yīng)磁化近似，即假設(shè)磁化場(chǎng)與當(dāng)前主磁場(chǎng)方向一致. 對(duì)于緯度變化不大的研究區(qū)域，可假設(shè)均一的磁化場(chǎng)方向，例如以研究區(qū)中心處的磁化場(chǎng)為準(zhǔn)；對(duì)于跨緯度研究區(qū)，均一磁化方向假設(shè)將出現(xiàn)較大偏差，此時(shí)需要進(jìn)行變傾角化極（DRTP）（Arkani-Hamed, 1988, 2007），主要有分帶變傾角化極（劉振軍等，2010），或者逐點(diǎn)變傾角化極（李勤等，2014）處理. 除了在頻率域，還可在空間域用等效源法（黃翼堅(jiān)等，2009）進(jìn)行化極，其優(yōu)勢(shì)在于低緯區(qū)穩(wěn)定性更好，但缺點(diǎn)是計(jì)算速度遠(yuǎn)遠(yuǎn)慢于頻率域法.

3.2 濾波：延拓、低高通、球諧階數(shù)截?cái)?、小波分?/h3>

不同規(guī)模、不同埋深的磁性體產(chǎn)生不同空間尺度的磁異常. 淺部磁性體產(chǎn)生的異常特征一般是寬度小而梯度大，稱為局部場(chǎng)或短波異常；深部磁性體產(chǎn)生過的異常特征一般是寬度大而梯度小，稱為區(qū)域場(chǎng)或長(zhǎng)波異常（熊盛青等，2016a）. 為了將長(zhǎng)、短波異常分離，關(guān)注特定異常特征，可對(duì)航磁異常進(jìn)行濾波處理. 濾波手段多種多樣，包括：延拓、低高通、球諧截?cái)嘁约靶〔ǚ治龅?

延拓是將某一高度的航磁異常換算到不同的高度，以繪制仿地飛行、固定海拔高度的航磁圖或者構(gòu)建三維高精度地磁數(shù)據(jù)庫. 延拓一般是通過頻率域的解析延拓來快速實(shí)現(xiàn)，延拓因子為：

在頻率域中乘上該因子并進(jìn)行傅里葉逆變換就能得到延拓后的異常，其中的Δz為向上延拓的高度，k為波數(shù). 式中可以看到，波數(shù)越大，因子越小，因此短波長(zhǎng)的信號(hào)被壓制，而長(zhǎng)波長(zhǎng)可以較為完整的保留下來.

為了消除淺部磁性源或者干擾的影響，可對(duì)航磁異常進(jìn)行向上延拓. 一般來說，延拓高度越高，越反映深部源信息，但二者之間尚無明確的定量對(duì)應(yīng). 在頻率域進(jìn)行向下延拓時(shí)，由于本身是一個(gè)不適定線性反問題，高頻成分被放大，圖像變得更加粗糙，可使用迭代法進(jìn)行求解（曾小牛等，2014；劉強(qiáng)等，2018）. 向下延拓是建立海洋磁異常數(shù)據(jù)庫，從而實(shí)現(xiàn)地磁導(dǎo)航的關(guān)鍵技術(shù)之一. 向下延拓也可在空間域由等效源法實(shí)現(xiàn)（黃翼堅(jiān)等，2009），雖然求解穩(wěn)定，但計(jì)算效率低.

相對(duì)于延拓，頻率域低/高通濾波是更為直接的濾波方法. 濾波器的設(shè)計(jì)可有多種選擇，其中巴特沃思（Butterworth）濾波器較為常用（Roest and Pilkington, 1993; Khalil, 2016），其在通頻帶內(nèi)的頻率響應(yīng)曲線最大限度的平坦，沒有波紋. 巴特沃思低通濾波吸收了近地表的小尺度異常，凸顯了深部源所產(chǎn)生的長(zhǎng)波長(zhǎng)信號(hào)；而高通濾波則與之相反.

隨著衛(wèi)星磁測(cè)技術(shù)的發(fā)展，一些結(jié)合了衛(wèi)星磁測(cè)及近地表磁測(cè)（包括航磁、臺(tái)站、流磁及海洋磁測(cè)）數(shù)據(jù)所建立的模型也得到了發(fā)展，如NGDC-720（Maus, 2010）等. 這些模型是以球諧級(jí)數(shù)展開建模，在研究不同波段的異常特征時(shí)，可以采用不同截?cái)嚯A數(shù)來區(qū)分. 例如康國(guó)發(fā)等（2011）在使用NGDC-720模型研究青藏高原不同波段的地殼磁異常特征時(shí)，將磁異常分為16～60階（長(zhǎng)）、61～220階（中）和221～720階（短）3個(gè)波長(zhǎng)帶，發(fā)現(xiàn)中波帶能譜最強(qiáng).

作為近來新發(fā)展的一種變換分析法，小波變換繼承和發(fā)展了短時(shí)傅里葉變換局部化的思想，同時(shí)又克服了窗口大小不隨頻率變化等缺點(diǎn)，在重磁位場(chǎng)研究中也得到了較好應(yīng)用. 康國(guó)發(fā)等（2013）在使用POMME6.2模型研究東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)地殼磁異常特征時(shí)，使用二維db5小波函數(shù)對(duì)地面磁異常進(jìn)行了分解，發(fā)現(xiàn)1～3階小波細(xì)節(jié)與短波長(zhǎng)帶、4～5階組合與中等波長(zhǎng)帶、5階逼近與長(zhǎng)波長(zhǎng)帶分布形態(tài)有良好對(duì)應(yīng)關(guān)系，并通過對(duì)小波組合進(jìn)行徑向功率譜分析確定了其所對(duì)應(yīng)的磁源深度.

3.3 求導(dǎo)/邊界增強(qiáng)

地質(zhì)構(gòu)造體的邊界包括板塊或者活動(dòng)塊體的邊界，斷裂構(gòu)造線、侵入巖墻、俯沖帶、不同巖性的分隔線等. 由于不同地質(zhì)體之間磁性的差異，或者由于構(gòu)造運(yùn)動(dòng)造成的巖層錯(cuò)位，產(chǎn)生了在航磁探測(cè)中可觀測(cè)的磁場(chǎng)異常，這樣便可由磁異常分布特征圈定各種構(gòu)造邊界. 一般情況下，構(gòu)造邊界是磁化率差異對(duì)比強(qiáng)烈的地帶，通常也是磁異常的顯著梯度帶. 利用航磁異常進(jìn)行構(gòu)造體邊界識(shí)別有多種方法，分為數(shù)理統(tǒng)計(jì)、數(shù)值計(jì)算和其它三大類（王萬銀，2009），其中以數(shù)值計(jì)算最為常用，本文主要介紹數(shù)值計(jì)算.

數(shù)值計(jì)算類的邊界識(shí)別法主要針對(duì)磁異常的各類、不同階次以及各種組合的導(dǎo)數(shù)/梯度計(jì)算. 相對(duì)于磁異常，其導(dǎo)數(shù)同邊界有更清晰直觀的對(duì)應(yīng)，可以實(shí)現(xiàn)邊界增強(qiáng)的效果. 在對(duì)磁異常進(jìn)行各種導(dǎo)數(shù)計(jì)算時(shí)，需了解其適用范圍及特點(diǎn).

3.3.1 垂直（VDR）、總水平導(dǎo)數(shù)（THD）

垂向?qū)?shù)是在垂向求取磁異常梯度，一般在化極和延拓以后進(jìn)行. 垂向?qū)?shù)定義為：

式中，M為化極后的磁異常總強(qiáng)度. 化極磁異常垂向一階導(dǎo)的零值位置被用于確定淺部磁性體（鉛垂臺(tái)階或者棱柱）的邊界（Bhattacharyya, 1965; Hood and McClure, 1965），正值為磁性體內(nèi)部（對(duì)于高磁性體而言，低磁性體與之相反），最大值為磁性體中心，而負(fù)值為背景構(gòu)造區(qū)（Miller and Singh,1994）如果需要更精確地圈定小尺度異常邊界，可進(jìn)行垂向二階或者高階導(dǎo)數(shù)處理，只是高階導(dǎo)將放大噪聲的影響，產(chǎn)生更多凌亂的小尺度特征. 垂向?qū)?shù)多用于探測(cè)隱伏巖漿巖、斷裂帶巖漿上涌或者研究火山分布.

水平導(dǎo)數(shù)是在北向、東向或者垂直于構(gòu)造線的方向求取化極磁異常梯度. 一般來說，在垂直于構(gòu)造走向的方向上求取水平梯度效果更好，例如北向梯度更有利于識(shí)別東西展布的構(gòu)造邊界，而東向梯度更有利于識(shí)別南北展布構(gòu)造. 對(duì)于不確定構(gòu)造走向的問題而言，可以計(jì)算總水平導(dǎo)數(shù)：

THD的極大值對(duì)應(yīng)具有單個(gè)垂直側(cè)面的地質(zhì)體邊界. 然而當(dāng)場(chǎng)源埋深較大、側(cè)面傾斜或者場(chǎng)源橫向較薄時(shí)，推測(cè)的邊界就會(huì)存在較大偏差. 此外，THD極大值在劃分規(guī)模較大的線性構(gòu)造時(shí)具有明顯優(yōu)勢(shì)，但對(duì)規(guī)模較小的線性構(gòu)造則缺乏辨識(shí)度.針對(duì)這些問題，F(xiàn)edi和Florio（2001）提出了增強(qiáng)總水平導(dǎo)數(shù)法，計(jì)算不同階次垂向?qū)?shù)加權(quán)的THD，以提高水平分辨率；Wang等（2009）提出了歸一化總水平導(dǎo)數(shù)垂向?qū)?shù)法，以其極大值位置較準(zhǔn)確地識(shí)別線性構(gòu)造線. 總水平導(dǎo)數(shù)多用于確定斷裂帶或者不同構(gòu)造塊體的邊界.

3.3.2 總梯度模（|A|）/解析信號(hào)振幅（AS）

總梯度模又稱為解析信號(hào)振幅，定義為（Roest et al., 1992）：

總梯度模利用極大值位置來識(shí)別構(gòu)造體的邊界. 對(duì)二度體磁異常，總梯度模不受磁異常分量和磁化方向的影響；對(duì)于三度體異常，雖受其影響，但比其它邊界識(shí)別方法要小. 總梯度模的橫向分辨率略顯不足，為此人們做了各種增強(qiáng)處理，如Hsu等（1996）提出了增強(qiáng)總梯度模法，利用磁異常垂向n階導(dǎo)數(shù)的總梯度模識(shí)別邊界；Bournas和Baker（2001）提出了總梯度模總水平導(dǎo)數(shù)法，發(fā)現(xiàn)該方法分辨率更高，識(shí)別邊界更準(zhǔn)確. 王萬銀（2009）研究了總梯度模極值位置空間變化，發(fā)現(xiàn)該方法可用來識(shí)別淺部構(gòu)造體邊界，但無法識(shí)別深部，因?yàn)楫?dāng)場(chǎng)源埋深較大時(shí)，總梯度模的極大值對(duì)應(yīng)構(gòu)造體的中心位置.

3.3.3 斜導(dǎo)數(shù)（Tilt）、θ圖

垂向?qū)?shù)、總水平導(dǎo)數(shù)以及總梯度模多適用于單個(gè)淺部磁源體邊界識(shí)別，而在處理多個(gè)不同埋深的磁源體時(shí)，深部磁源體的邊界識(shí)別往往失效，因?yàn)樯畈慨惓１粶\部異常所掩蓋. 為此，Miller和Singh （1994）提出了斜導(dǎo)數(shù)/傾斜角法，其定義為：

斜導(dǎo)數(shù)在磁源體上為正值，在邊界處為零，在磁源體外為負(fù)值. 雖然深部源的垂向?qū)?shù)和總水平導(dǎo)數(shù)都會(huì)衰減，但二者比值不受深度影響，因此該方法對(duì)場(chǎng)源埋深不敏感，能同時(shí)清晰識(shí)別不同埋深磁源體的邊界. 然而斜導(dǎo)數(shù)法受磁化方向影響較大，Verduzco等（2004）提出了斜導(dǎo)數(shù)總水平導(dǎo)數(shù)法來解決這個(gè)問題. 經(jīng)驗(yàn)證，對(duì)于二度體磁異常而言，該方法不受磁異常分量、磁化方向及地質(zhì)體傾角的影響（郭華等，2006）.

與斜導(dǎo)數(shù)相似的，Wijns等（2005）提出了θ圖法，定義為：

θ圖法利用解析信號(hào)振幅對(duì)總水平導(dǎo)數(shù)進(jìn)行歸一化，并利用極大值位置確定地質(zhì)體的邊界. Wijns等（2005）提出該方法不受磁異常分量和磁化方向的影響，能很好地平衡高、低幅值異常，比總梯度模、總水平導(dǎo)數(shù)和斜導(dǎo)數(shù)法的識(shí)別效果更好. 圖1給出了我們用EMAG2繪制的龍門山斷裂帶周邊地區(qū)向上延拓到10 km高度處的化極磁異常（左圖）及其θ圖（右圖）計(jì)算結(jié)果，可以看出龍門山斷裂帶整體位于東側(cè)四川盆地顯著正異常的邊界帶上，θ圖極大值圈出了部分異常源（包括整個(gè)四川盆地顯著條帶狀正異常，蘆山地震震中正北方的四姑娘山及其西側(cè)的馬奈花崗巖體小幅正異常等，參考后文圖6）的邊界，并且龍門山斷裂帶（除汶川與蘆山地震之間向東凹進(jìn)外，該處對(duì)應(yīng)著二者之間的地震空區(qū)）大致對(duì)應(yīng)著θ圖的極大值，表明該斷裂帶整體位于深部磁性源的邊界.

圖1 龍門山斷裂帶附近10 km高度處的化極磁異常（左）及θ圖（右）分布Fig. 1 The RTP ΔT （Left） and θ-map （Right） distribution around Longmenshan fault belt at an altitude of 10 km

除了上述導(dǎo)數(shù)法，還有各種組合導(dǎo)數(shù)法，有的可以相當(dāng)復(fù)雜（如THVH法，Zhang et al., 2015）.英高海等（2016）對(duì)15種代表性的邊界增強(qiáng)法在不同磁化方向、場(chǎng)源埋深、場(chǎng)源形態(tài)、異常疊加和噪聲干擾情況下的識(shí)別效果進(jìn)行了模型試驗(yàn)，提出總水平導(dǎo)數(shù)法（THD）、總梯度模垂向?qū)?shù)法（ASz）、總梯度模斜導(dǎo)數(shù)法（TAS）是其中適用性較強(qiáng)、應(yīng)用效果較好的3種方法. 由于實(shí)際構(gòu)造問題的復(fù)雜性，在不同的研究區(qū)，根據(jù)研究目標(biāo)的不同，究竟哪種方法更適合，尚需具體分析.

3.4 歐拉反褶積（ED）

歐拉反褶積是一種在先驗(yàn)地質(zhì)信息較少的情況下定量估計(jì)磁性體位置的方法，其主要基于歐拉方程（Reid et al., 1990）：

式中，（x0,y0,z0）為磁性源的位置，（x,y,z）為觀測(cè)點(diǎn)坐標(biāo)，T為磁異常（對(duì)應(yīng)ΔT），B為背景場(chǎng)，N為構(gòu)造指數(shù). 構(gòu)造指數(shù)的實(shí)際意義是不同磁性源的磁異常隨著觀測(cè)距離增加的衰減速率. 通常，N=3對(duì)應(yīng)于點(diǎn)源（球體），N=2對(duì)應(yīng)于線狀源（管道、圓柱體、巖柱），N=1對(duì)應(yīng)于階步狀磁性體、薄巖墻或巖床邊界，N=0對(duì)應(yīng)于斷層或者落差很大的磁性接觸面. 構(gòu)造指數(shù)的選擇對(duì)于結(jié)果影響較大，一般選擇收斂性最好的構(gòu)造指數(shù)或者先驗(yàn)地質(zhì)構(gòu)造信息進(jìn)行解釋. 通過求解歐拉方程獲得磁性體位置信息時(shí)需要確定窗口大小，窗口內(nèi)觀測(cè)點(diǎn)決定了求解方程的數(shù)量. 為了獲得可靠的源參數(shù)，窗口大小選擇要合適：既要小到盡量不包含相鄰場(chǎng)源的影響，又要大到足夠反映磁異常和梯度的變化（楊文采等，2012）.

3.5 磁性層頂/底界面反演

對(duì)于陸殼中較為穩(wěn)定的構(gòu)造單元（地臺(tái)，前寒武紀(jì)克拉通，沉積盆地等）來說，一般具有明顯的雙層結(jié)構(gòu)：上層為未變質(zhì)、產(chǎn)狀平緩和厚度較小的沉積巖層，稱為沉積蓋層，表現(xiàn)為弱磁性或者無磁性；下層由巨厚、強(qiáng)烈褶皺的變質(zhì)巖和巖漿巖組成的復(fù)雜巖系，稱為結(jié)晶/磁性基底，表現(xiàn)為強(qiáng)磁性.由于蓋層和基底之間顯著的磁性差異，可由航磁異常對(duì)基底埋深，即磁性層的頂界面進(jìn)行反演.

對(duì)磁性層頂界面進(jìn)行反演主要是采用人工切線法和外奎爾法（Vacquier et al., 1951），并由歐拉反褶積法對(duì)手工計(jì)算結(jié)果進(jìn)行驗(yàn)證. 切線法與外奎爾法均利用異常曲線上的極大值、極小值、拐點(diǎn)、半拐點(diǎn)等切線之間的交點(diǎn)坐標(biāo)關(guān)系計(jì)算磁性體的埋深，具有速度快、精度高等優(yōu)點(diǎn)（管志寧，2005；佟晶等，2020）. 計(jì)算過程中，將局部航磁異常劃分為對(duì)稱剖面和非對(duì)稱剖面，前者采用切線法，后者采用外奎爾法進(jìn)行深度計(jì)算. 切線法是在異常曲線的極大值和兩翼拐點(diǎn)處作切線，切線交點(diǎn)在x軸投影為X2和X3，兩翼切線與x軸交點(diǎn)為X1和X4，由下列兩式計(jì)算磁性體埋深：

式中，K1為對(duì)稱異常的形態(tài)參數(shù)，Kh為埋藏地質(zhì)體深度因子，h為埋藏體頂面埋深（km）. 外奎爾法是異常曲線兩側(cè)拐點(diǎn)附近最陡斜率與切線較重合部分的水平投影距離乘以一個(gè)系數(shù)，即得磁性體頂板平均埋深：

式中，X2、X1分別為切線與異常離開重合部分的水平坐標(biāo)，系數(shù)K由經(jīng)驗(yàn)確定.

除了空間域的切線法以外，還可由頻率域的徑向平均功率譜法（Spector and Grant, 1970）來確定磁性層頂界面埋深. 功率譜法又進(jìn)一步分為譜峰法（Spectral Peak Method）和中心法（Centroid Method），以廣泛使用的中心法為例，磁性層產(chǎn)生的總異常場(chǎng)功率譜為（Blakely, 1995）：

式中，?M為磁化強(qiáng)度的功率譜，kx、ky分別是x和y方向上的波數(shù)，Zb和Zt分別是磁性層的下界面埋深和上界面埋深，Cm2是常數(shù)，Θm和Θf分別是與磁化強(qiáng)度方向、主磁場(chǎng)方向相關(guān)的因子. 注意到上式中?M，Θm，Θf的徑向平均是常數(shù)，因此對(duì)上式取徑向平均，再兩邊取對(duì)數(shù)，在中、高波數(shù)域，有：

可得磁性層頂界面埋深Zt. 在低波數(shù)域，有：

可得磁性層中心埋深Z0. 進(jìn)而，由：

得到磁性層底界面埋深Zb. 除了徑向平均功率譜法，也可由Parker-Oldenburg界面反演法（Parker,1973; Oldenburg, 1974; 馮銳, 1986）獲取Zb埋深；該方法首先用FFT計(jì)算常磁化率地質(zhì)體在頻率域的磁異常，然后由迭代法求解磁化率顯著變化界面，即磁性層底界面. Parker-Oldenburg法需要首先提取界面起伏引起的磁異常變化，并設(shè)定底界面平均埋深以及界面上下兩層磁化率差異. 這些都帶有主觀不確定性，導(dǎo)致其應(yīng)用受到局限. 大多數(shù)情況下，可將Zb直接視為居里等溫面（CPD），由其研究巖石圈熱結(jié)構(gòu)（Okubo and Matsunaga, 1994; Li et al., 2017）.

3.6 磁異常正反演

雖然上述異常分析方法可以判斷磁性源的中心、邊界和埋深等情況，但其主要針對(duì)較為簡(jiǎn)單、規(guī)則的磁性源；若磁性源分布較為復(fù)雜，例如說高度離散、分層的，或者深部走向發(fā)生偏轉(zhuǎn)（如具有一定傾角的斷層），則需要對(duì)磁異常進(jìn)行正反演，得到深部磁性源（磁化率）分布的詳細(xì)信息，進(jìn)而應(yīng)用于構(gòu)造分析.

3.6.1 磁異常正演

磁異常的正演是反演的基礎(chǔ)，也是認(rèn)識(shí)地下磁性體分布的重要方式，對(duì)于地質(zhì)構(gòu)造分析十分重要. 由于地下磁性介質(zhì)形狀不規(guī)則，磁異常正演往往將這些復(fù)雜磁性體簡(jiǎn)化為球體、棱柱體、圓柱體、多邊形的簡(jiǎn)單組合. 如果在觀測(cè)點(diǎn)與介質(zhì)之間的距離足夠遠(yuǎn)，或者磁性體細(xì)剖分的情況下，還可以將磁性單元進(jìn)一步簡(jiǎn)化為磁偶極子，極大地方便了正演計(jì)算. 通常，航磁異常反映的是小尺度淺部磁異常體的變化，其解釋分析大多是在直角坐標(biāo)系框架下進(jìn)行的. 這種情況下，使用直立棱柱體作為基本磁性單元計(jì)算簡(jiǎn)單，細(xì)剖分后的單元也能對(duì)復(fù)雜磁性體有比較好的描繪.

如果地下密度異常體和磁性異常體具有一致的形狀（以直立棱柱體為例）且內(nèi)部磁性特征不變，就可以通過泊松關(guān)系由重力異常獲得標(biāo)量磁勢(shì)，從而進(jìn)一步計(jì)算磁異常，其解析表達(dá)式為（管志寧，2005；王萬銀，2009）：

式中，帶小標(biāo)的(ξ,η,ζ)表示棱柱體的邊界位置. 需要計(jì)算ΔT時(shí)，只需要計(jì)算以上三分量在主磁場(chǎng)方向的投影即可. 當(dāng)?shù)刭|(zhì)體形狀復(fù)雜難以簡(jiǎn)單的使用棱柱體替代時(shí)，可以將其細(xì)剖分為更小的棱柱單元，將它們疊加求和后得到復(fù)雜磁性體產(chǎn)生的近似磁異常. 但是剖分出大量的棱柱單元會(huì)使計(jì)算效率下降，為了增加計(jì)算效率，可將每一個(gè)小的棱柱體單元近似為磁偶極子. 經(jīng)過推導(dǎo)，直角坐標(biāo)系下位于源點(diǎn)（x1,y1,z1）處的磁偶極子m在場(chǎng)點(diǎn)（x,y,z）處產(chǎn)生的磁異常B可寫為（Emila, 1973; 王萬銀等,1991; 黃翼堅(jiān)等, 2009）：

式中：

在需要使用正演方法研究大尺度磁異常特征時(shí)，通常使用球坐標(biāo)代替直角坐標(biāo). 在球坐標(biāo)下，直立棱柱體將轉(zhuǎn)變?yōu)榍蛎胬庵═esseroid）體.Tesseroid體是在球坐標(biāo)系中由兩個(gè)同心球面（r1，r2）、兩個(gè)子午面（λ1，λ2）和兩個(gè)緯度（?1，?2）所圍成的球面六面體. 由于Tesseroid體積分過程中包含橢圓積分，沒有解析解，所以經(jīng)常使用數(shù)值積分求解. 球坐標(biāo)下計(jì)算Tesseroid體產(chǎn)生磁異常的方法主要有以下3種：泰勒級(jí)數(shù)展開法（Heck and Seitz, 2007）、三重高斯—勒讓德數(shù)值積分法（Asgharzadeh et al., 2008）和細(xì)剖分近似法. 為對(duì)比幾種方法的正演效果，建立一個(gè)位于赤道處大小為0.5×0.5×30km的Tesseroid單元，分別計(jì)算其在5×104nT背景場(chǎng)，水平感應(yīng)磁化條件下，沿0°經(jīng)線200 km高度的北（x）向磁感應(yīng)強(qiáng)度變化. 其中，細(xì)剖分法分為單個(gè)偶極子近似以及網(wǎng)格點(diǎn)數(shù)為100×100×100的剖分計(jì)算；高斯—勒讓德數(shù)值積分的節(jié)點(diǎn)數(shù)為5×5×5. 計(jì)算了不同高度處的感應(yīng)磁化場(chǎng)，其中20 km高度處的Bx分布如圖2所示. 經(jīng)對(duì)比發(fā)現(xiàn)，幾種方法的結(jié)果差異主要體現(xiàn)在靠近磁源體的部分（2°以內(nèi)）；單個(gè)偶極子近似在距源點(diǎn)較近時(shí)會(huì)產(chǎn)生較大誤差；泰勒級(jí)數(shù)法雖然誤差相對(duì)小一些，但仍較為明顯；細(xì)剖分法可以給出較為精確的結(jié)果，但是計(jì)算量很大；而高斯—勒讓德數(shù)值積分在與細(xì)剖分結(jié)果基本重合的情況下，計(jì)算效率上也有顯著優(yōu)勢(shì). 綜上，建議使用高斯—勒讓德數(shù)值積分進(jìn)行正演計(jì)算.

圖2 細(xì)剖分法（Dipole100）、偶極子近似法（Dipole）、泰勒級(jí)數(shù)展開法（TSP）和高斯—勒讓德積分法（GL5×5×5）計(jì)算的磁異常Bx曲線分布圖. 觀測(cè)點(diǎn)位于20 km高度Fig. 2 Calculated distribution of magnetic anomaly Bx by: Subdivision （Dipole 100）, Dipole approximation （Dipole）, Taylor Series exPansion （TSP） and Gause-Legende integral （GL5×5×5） methods. The observation points are located at an altitude of 20 km

3.6.2 磁異常反演

在磁異常反演中，Li和Oldenburg（1996）提出的方案應(yīng)用最廣，其優(yōu)勢(shì)在于能更好的加入約束信息，并引入了深度加權(quán)函數(shù)來克服趨膚效應(yīng)，使得反演結(jié)果更加符合實(shí)際. 在正演方案中，一般來說，網(wǎng)格劃分越密，計(jì)算越準(zhǔn)確，空間分辨率也越高，但相應(yīng)計(jì)算量也會(huì)增加. 通常，基本單元（一般選用棱柱體或者Tesseroid體）的大小應(yīng)與觀測(cè)數(shù)據(jù)網(wǎng)格間距一致.

以球坐標(biāo)下的Tesseroid體為例，假設(shè)巖石圈磁場(chǎng)為一磁性球殼產(chǎn)生，可將其剖分為M（i,j,k）個(gè)Tesseroid體的組合，其中i、j和k分別是每個(gè)Tesseroid體在緯度方向，經(jīng)度方向和地心方向的編號(hào). 設(shè)觀測(cè)數(shù)據(jù)的總數(shù)為N，則作為磁源體和觀測(cè)數(shù)據(jù)有如下關(guān)系：

式中，Bl表示第l個(gè)磁場(chǎng)觀測(cè)值，m（i,j,k）為球殼內(nèi)不同位置處Tesseroid體的磁性參數(shù)，G稱為格林函數(shù)或正演核函數(shù)，它是地球深部介質(zhì)磁性參數(shù)和觀測(cè)點(diǎn)之間的空間幾何關(guān)系，也可理解為單位磁性特征的Tesseroid體在空間上某點(diǎn)產(chǎn)生的磁場(chǎng). 在球坐標(biāo)系下，G沒有解析解，但是可以通過高斯—勒讓德數(shù)值積分取得數(shù)值解.

如果反演地下介質(zhì)磁化率分布，m（i,j,k）便可視作磁化率在i、j、k方向上的分布，若只考慮感應(yīng)磁化的影響，則磁化強(qiáng)度矢量與磁化率存在以下關(guān)系：

式中，BM為主磁場(chǎng)矢量，κijk為磁化率，μ0為真空磁導(dǎo)率. 基于以上公式便建立起地下磁性介質(zhì)與空間中某一點(diǎn)磁異常值的關(guān)系.

基于L2范數(shù)的反演方法，總目標(biāo)函數(shù)由數(shù)據(jù)擬合和模型兩部分組成：

式中，β為正則化參數(shù)，用于調(diào)節(jié)數(shù)據(jù)擬合項(xiàng)和模型復(fù)雜度之間的權(quán)重. 將數(shù)據(jù)擬合目標(biāo)函數(shù)定義為：

式中，K表示為觀測(cè)值總個(gè)數(shù)，γk為調(diào)整每個(gè)觀測(cè)值和預(yù)測(cè)值誤差的權(quán)重，如果權(quán)重一致則可以設(shè)為單位向量. 模型目標(biāo)函數(shù)定義為：

式中，αs、αr、αθ、α?為全局平滑權(quán)重，表示不同方向平滑項(xiàng)之間的權(quán)重.ws,ijk、wr,ijk、wθ,ijk、w?,ijk為矩部平滑權(quán)重，表示同一方向內(nèi)不同位置之間的平滑重要性. 由于三維磁化率反演屬于欠定問題，加上正演核函數(shù)是觀測(cè)點(diǎn)和場(chǎng)點(diǎn)之間距離的函數(shù)，因此反演過程中淺部磁性介質(zhì)的權(quán)重會(huì)因?yàn)閳?chǎng)點(diǎn)源點(diǎn)之間較近的距離而變得較大，從而使淺層介質(zhì)獲得更大的磁化率，這種現(xiàn)象被稱為趨膚效應(yīng). 為了避免這一現(xiàn)象的產(chǎn)生，需要對(duì)模型進(jìn)行適當(dāng)?shù)钠胶庹{(diào)整，即加入深度加權(quán)函數(shù)深度加權(quán)函數(shù)的約束改善了反演結(jié)果，使之與地質(zhì)構(gòu)造相一致.深度加權(quán)函數(shù)的選擇有多種方案，既可以圍繞正演核函數(shù)構(gòu)建，也可以根據(jù)觀測(cè)點(diǎn)到源的距離構(gòu)建，下面給出一個(gè)由正演核函數(shù)構(gòu)建的深度加權(quán)函數(shù)：

式中，β通常取值為1. 確定各項(xiàng)目標(biāo)函數(shù)后，寫成矩陣形式：

式中，Wd,k是和數(shù)據(jù)有關(guān)的權(quán)重，Wm是同全局平滑、局部平滑、深度加權(quán)等相關(guān)的權(quán)重. 為使上式達(dá)到極小值，需求解以下線性方程組（杜勁松，2014）：

式中：

求解可采用線性共軛梯度法.

4 航磁異常在地質(zhì)構(gòu)造中的應(yīng)用

地殼磁異常在地質(zhì)構(gòu)造中具有廣泛的應(yīng)用場(chǎng)景，最典型的就是大洋中脊兩側(cè)對(duì)稱分布的正負(fù)磁異常條帶（船測(cè)）為板塊構(gòu)造理論提供了明確而堅(jiān)實(shí)的證據(jù)支持（Vine and Matthews, 1963）. 在我國(guó)東部，作為東亞最長(zhǎng)（全長(zhǎng)3 600 km，我國(guó)境內(nèi)2 400 km）的一條巨型、深大左旋走滑斷裂帶—郯廬斷裂帶，就是在1957年的航磁大調(diào)查中被發(fā)現(xiàn)的. 除此以外，航磁異常在隱伏巖漿巖及斷層探測(cè)，俯沖帶、大陸裂谷、巖墻群及地幔柱等構(gòu)造特征分析，磁性界面（包含代表磁性層頂界面的結(jié)晶基底及底界面的居里面）反演，區(qū)域構(gòu)造劃分以及孕震構(gòu)造背景研究等也有諸多應(yīng)用，下面逐一介紹.

4.1 隱伏巖漿巖探測(cè)

相對(duì)于大部分陸殼地表所覆蓋的沉積巖，出露或者地下隱伏的巖漿巖的磁化率通常要高1～2個(gè)數(shù)量級(jí)（見前文1.2部分）；不同類型及成因的巖漿巖，其磁化率也存在差異，這就導(dǎo)致不同巖石在航磁異常上存在不同的分布特征. 例如Xiong等（2016b）基于航遙中心覆蓋全國(guó)的航磁數(shù)據(jù)（1 :500萬）及大量（24萬個(gè)）磁化率數(shù)據(jù)，對(duì)已經(jīng)發(fā)現(xiàn)的巖漿巖磁化率及航磁特征進(jìn)行了總結(jié)，發(fā)現(xiàn)：鐵鎂質(zhì)—超鐵鎂質(zhì)巖石一般具有較高磁化率，會(huì)導(dǎo)致航磁化極ΔT線性和強(qiáng)正異常；中性—長(zhǎng)英質(zhì)巖石一般具有穩(wěn)定的低磁化率，在化極ΔT上表現(xiàn)為平緩梯度以及規(guī)則形狀；火山巖磁化率和剩磁特征存在非常大的變化范圍，在化極ΔT上表現(xiàn)為隨機(jī)或平面變化特征，并且隨著向上延拓而快速衰減.由此，根據(jù)航磁異常特征，結(jié)合地表巖樣采集及磁化率測(cè)量結(jié)果，可對(duì)出露巖漿巖在地下的展布，或者隱伏巖漿巖體分布以及火山構(gòu)造等進(jìn)行探測(cè).

Li等（2012）使用由日本地質(zhì)調(diào)查局（GSJ）、東亞和東南亞地球科學(xué)項(xiàng)目沿海和近海協(xié)調(diào)委員會(huì)（CCOP）提供的航磁數(shù)據(jù)，通過延拓、解析信號(hào)振幅等對(duì)蘇魯大別造山帶進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)：顯著正異常來自于片麻巖、混合巖和中生代末期造山后花崗巖；而負(fù)異常和弱異常與超高壓變質(zhì)巖（榴輝巖）有關(guān)，它們可能是弱磁化，也可能在長(zhǎng)期演化中經(jīng)歷了退變質(zhì)，或者在反磁性期受到再磁化的影響；藍(lán)片巖的高壓變質(zhì)相比超高壓變質(zhì)巖磁性更弱.

謝順勝等（2016）利用最新取得的海南島及周邊海域1 : 10萬高精度航磁資料，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)、物、化、遙等資料，圈定了12個(gè)火山機(jī)構(gòu)及188處侵入巖體. 研究發(fā)現(xiàn)火山構(gòu)造在化極垂向一階導(dǎo)上表現(xiàn)為環(huán)形異常，邊界清晰；外環(huán)由多個(gè)圈閉完整的串珠狀正（負(fù)）異常組成，內(nèi)部分布強(qiáng)度較弱（強(qiáng)）的負(fù)（正）異常. 不同類型的侵入巖在航磁異常上大部分反映明顯，如基性巖體一般規(guī)模較小，其所反映的磁異常幅值變化較大，從幾十到幾百nT，甚至更強(qiáng).

Xiong等（2016b）基于全國(guó)航磁化極ΔT圖，使用垂向一階導(dǎo)及斜導(dǎo)數(shù)分析，結(jié)合已知巖漿巖露頭，更新了已知的不同類型的巖漿巖邊界，繪制了隱伏巖漿巖體分布圖，并將巖漿巖劃分為9個(gè)超鐵鎂質(zhì)帶、10個(gè)鐵鎂質(zhì)帶、27個(gè)中性—長(zhǎng)英質(zhì)帶和8個(gè)火山巖帶.

Wang等（2020a）使用5 km網(wǎng)格化的磁異常，通過2D磁化率正演及3D磁化率反演，對(duì)雅魯藏布江縫合帶上南北兩條顯著磁異常條帶的成因進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)（見圖3）：北雅魯藏布磁異常條帶與中新生代弧巖漿和同碰撞巖漿活動(dòng)中形成的岡底斯花崗巖體有關(guān)，這些花崗巖體有強(qiáng)磁性的根，含更多鐵鎂質(zhì)成分，磁異常條帶中的斷點(diǎn)與東西拉伸環(huán)境下形成的南北走向裂谷有關(guān)，裂谷的存在破壞了岡底斯花崗巖體的深部結(jié)構(gòu)；而南雅魯藏布磁異常條帶則對(duì)應(yīng)日喀則蛇綠巖，其地下部分類似于一個(gè)向南傾斜的薄板，暗示其深部為高磁性的蛇紋石化橄欖巖，并保持完整的構(gòu)造.

圖3 雅魯藏布江縫合帶中部?jī)蓷l磁異常條帶深部巖性成因示意圖 （修改自Wang et al., 2020a）Fig. 3 Schematic diagram of deep lithologic genesis of the two magnetic anomaly bands in the middle of Yarlung Zangbo Suture zone （modified from Wang et al., 2020a）

Teknik等（2020）使用航磁數(shù)據(jù)分析對(duì)伊朗高原的巖漿和蛇綠巖帶的位置和展布形態(tài)進(jìn)行了重新繪圖. 他們利用徑向功率譜法計(jì)算出平均磁化率分布，與已發(fā)現(xiàn)的巖漿和蛇綠巖帶、沉積盆地進(jìn)行對(duì)比，得出高磁化率對(duì)應(yīng)巖漿和蛇綠巖帶，低磁化率對(duì)應(yīng)沉積盆地. 基于這一規(guī)律，找出了其它被沉積物覆蓋的隱伏巖漿和蛇綠巖帶.

Almeida等（2021）基于航磁數(shù)據(jù)對(duì)巴西東北部的新元古代增生造山帶Sergipano帶進(jìn)行研究. 他們使用航磁總場(chǎng)強(qiáng)度、斜導(dǎo)數(shù)、濾波（延拓）及歐拉反褶積結(jié)果，定位了一條10 km寬、140 km長(zhǎng)、表現(xiàn)為強(qiáng)磁的基性、超基性巖帶. 研究認(rèn)為該巖帶是Sergipano帶中的主要構(gòu)造帶，代表Sergipano帶是西岡瓦納匯聚過程中形成的一條增生造山帶.

4.2 活動(dòng)斷裂展布

活動(dòng)斷裂或者破碎帶引起航磁異常的原因主要包括以下幾種（張春灌等，2019）：（1）沿?cái)嗔褍蓚?cè)巖石磁性不同，或者兩側(cè)構(gòu)造特征具有顯著差異；（2）斷裂的產(chǎn)生改變了巖石的磁性（張蕾等，2019；Yang et al., 2021）或地層產(chǎn)狀；（3）沿?cái)嗔褞О橛型诨蚝笃趲r漿活動(dòng). 由此可根據(jù)磁異常對(duì)活動(dòng)斷裂或者隱伏斷裂位置、埋深、產(chǎn)狀以及相關(guān)構(gòu)造活動(dòng)等進(jìn)行探測(cè). 在高精度航磁圖上，不同的異常特征反映了不同規(guī)模、不同構(gòu)造特征的活動(dòng)斷裂，例如（張玄杰等，2011；熊盛青等，2016a）：（1）顯著區(qū)域磁場(chǎng)特征的分界線，一般為大斷裂或深大斷裂的反映，可能預(yù)示兩側(cè)基巖性質(zhì)或構(gòu)造演化的不同；（2）磁異常的梯度帶，它往往是不同性質(zhì)、不同深度磁性體的邊界，可能對(duì)應(yīng)著以垂直運(yùn)動(dòng)為主的斷裂或水平位移不大的斷裂；（3）磁異常的錯(cuò)動(dòng)線，多表明沿?cái)嗔褍蓚?cè)基巖或地質(zhì)體發(fā)生了水平位移；（4）線性磁異常帶、串珠狀、雁行狀、放射狀磁異常分布帶，可能對(duì)應(yīng)著斷裂或者巖漿活動(dòng)的影響. 中小規(guī)模斷裂在磁場(chǎng)圖中一般只有單一或少數(shù)幾種磁異常特征標(biāo)志，而大規(guī)模的斷裂往往同時(shí)具有多種磁異常特征標(biāo)志，同時(shí)在斷裂不同地段可能有不同的顯示. 應(yīng)當(dāng)注意，利用磁異常特征識(shí)別斷裂構(gòu)造的前提是，斷裂本身改變了地下連續(xù)分布的磁性結(jié)構(gòu)從而形成磁性梯度帶；對(duì)于沒 有顯著改變磁性結(jié)構(gòu)的斷裂，例如均勻磁化層內(nèi)的走滑斷裂可能并不會(huì)引發(fā)和斷裂相關(guān)的磁異常特征.

賀日政等（2007a）在青藏高原中西部，利用匹配濾波法重新解釋了化極航磁異常（1 : 100萬），分離后的區(qū)域場(chǎng)特征表明，在青藏高原中部存在一個(gè)NNE向的負(fù)異常帶，該負(fù)異常帶源自原始巖石圈地幔底部發(fā)生了熱退磁作用；并據(jù)此推測(cè)班公湖—怒江縫合帶南側(cè)存在一條重要的隱伏斷裂帶，該斷裂與位于藏東的嘉黎走滑斷裂一起構(gòu)成了高原中部的東西走向的巨型右旋走滑斷裂. 該推測(cè)得到了重力、地質(zhì)和數(shù)值模擬結(jié)果的證實(shí)（賀日政等，2007b）.

Khalil（2016）基于流動(dòng)磁測(cè)（點(diǎn)距25m，線距0.4～2.1 km），使用Oasis軟件通過垂向?qū)?shù)、濾波、解析信號(hào)振幅（AS）、斜導(dǎo)數(shù)、斜導(dǎo)數(shù)總水平導(dǎo)數(shù)（TDR_THD）、歐拉反褶積（ED）等分析，對(duì)南西奈塔巴地區(qū)進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)TDR_THD不依賴于地磁傾角，不易受噪聲干擾，對(duì)淺部疊加結(jié)構(gòu)敏感；三維ED（SI=0）適用于地下疊加結(jié)構(gòu)的深度估計(jì)；推測(cè)得到的深、淺部斷層形態(tài)、位置及走向與已知斷裂對(duì)應(yīng)關(guān)系良好. 圖4分別給出了AS（左）與TDR_THD（右）同斷層的對(duì)應(yīng)關(guān)系，可以發(fā)現(xiàn)TDR_THD同斷層有更良好的匹配.

圖4 南西奈塔巴地區(qū)航磁解析信號(hào)振幅（左）及斜導(dǎo)數(shù)總水平導(dǎo)數(shù)（右）同斷層分布（修改自Khalil, 2016）Fig. 4 Comparison of the analytical signal amplitude （left） and the total horizontal derivative of the tilt derivative （TDR_THD）（right）with faults at Taba, South Sinai （modified from Khalil, 2016）

王德華等（2018）收集了郯廬斷裂帶江蘇段及周邊地區(qū)較大比例尺的航磁異常數(shù)據(jù)（線距2 km），通過水平及垂向求導(dǎo)、歐拉反褶積處理、居里面反演及剖面建模，系統(tǒng)分析了區(qū)域地殼磁性結(jié)構(gòu)、斷層空間展布及深部構(gòu)造特征，并揭示了其與地?zé)?、地震以及巖漿活動(dòng)的相互關(guān)系. 航磁異常特征表明，研究區(qū)內(nèi)郯廬斷裂帶形成NNE向串珠狀高磁性異常條帶，可能是巖漿沿?cái)嗔亚秩攵纬傻? 居里面反演結(jié)果表明郯廬斷裂帶為居里面凹陷、熱流值及地溫梯度低值區(qū). 剖面建模結(jié)果表明郯廬斷裂帶底部可能存在大范圍基性、超基性巖漿巖，斷層剖面形態(tài)為張扭性“負(fù)花狀構(gòu)造”. 以無錫—宿遷斷裂為界，郯廬斷裂帶南北兩側(cè)具有明顯分段性，北側(cè)航磁異常值更高、航磁梯度場(chǎng)波動(dòng)更加劇烈且磁性基底埋深更淺.

郭燦文等（2019）基于南極地區(qū)威爾克斯盆地南部及其周邊地區(qū)的航磁異常數(shù)據(jù)（網(wǎng)格：500 m×900 m），利用歐拉反褶積算法及航磁異?？偹教荻龋瑯?biāo)識(shí)了該地區(qū)幾條主要斷裂. 斷裂走向多呈近南北向且與 Mertz斷裂走向一致, 說明了該地區(qū)演化過程中受斷裂控制的可能.

張春灌等（2019）基于1 : 5萬航磁數(shù)據(jù)，通過正則化濾波及垂向二階導(dǎo)，對(duì)吐魯番中南部地區(qū)斷裂分布、巖漿巖分布及巖石磁學(xué)特征進(jìn)行了分析，發(fā)現(xiàn)該區(qū)斷裂發(fā)育、構(gòu)造復(fù)雜；主要斷裂的走向與區(qū)域構(gòu)造走向一致；主要斷裂規(guī)模較大、延伸距離較長(zhǎng)，控制著區(qū)內(nèi)各構(gòu)造單元內(nèi)地層及巖漿巖分布；自南向北，斷裂構(gòu)造特征具有明顯的分區(qū)性.

4.3 俯沖帶、大陸裂谷、巖墻群、地幔柱等構(gòu)造特征分析

俯沖帶磁異常相關(guān)研究由來已久，早期的研究將俯沖帶的長(zhǎng)波長(zhǎng)異常歸因于強(qiáng)磁性洋殼板片向高溫?zé)o磁性地幔俯沖. 巖石磁學(xué)研究指出，在俯沖帶附近，洋殼板片在俯沖的過程中會(huì)發(fā)生脫水變質(zhì)，釋放出的水交代上地幔楔，使得地幔橄欖巖發(fā)生蛇紋石化形成磁鐵礦，從而產(chǎn)生可觀測(cè)磁異常. 這種沿著俯沖帶分布的線性磁異常特征經(jīng)常在航磁和衛(wèi)星磁異常中觀測(cè)到. 例如，Blakely等（2005）提出Cascadia俯沖帶上方航磁長(zhǎng)波異常與蛇紋石化地幔楔相關(guān). Williams和Gubbins（2019）通過構(gòu)建3種俯沖帶磁性結(jié)構(gòu)模型對(duì)全球13個(gè)俯沖帶進(jìn)行研究，他們發(fā)現(xiàn)磁性俯沖板片模型與實(shí)際觀測(cè)不符，均勻磁化和磁化地幔楔模型則有更好的一致性，這表明磁性板片向無磁性地幔俯沖不是俯沖帶磁異常的成因. 零化子和俯沖帶的年齡可能使部分俯沖帶無法表現(xiàn)出磁異常特征，而另一些具有俯沖帶磁異常特征的卻沒有地震活動(dòng)的地區(qū)可能對(duì)應(yīng)于已經(jīng)停止活動(dòng)的化石俯沖帶. 由于蛇紋石化地幔楔具有低密度、低波速和高電導(dǎo)特性，可結(jié)合這些地球物理手段共同研究.

眾所周知，平行于大洋中脊兩側(cè)的正負(fù)對(duì)稱磁異常條帶為建立板塊構(gòu)造理論及確定洋底擴(kuò)張速率提供了必要的證據(jù)，那么在那些未來將發(fā)展為大洋中脊的大陸裂谷區(qū)是否也有類似磁異常分布模式呢？為此，Bridges等（2012）在埃塞俄比亞Tendaho地塹使用地表磁測(cè)獲得了兩條測(cè)線（50 km長(zhǎng)）的高分辨率（1 m間隔）磁測(cè)數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)磁異常剖面都具有對(duì)稱形態(tài)，中心（10 km寬）呈現(xiàn)負(fù)異常，而兩側(cè)（各20 km寬）呈現(xiàn)正異常，類似洋底條帶狀磁異常分布. 裂谷中央負(fù)異常被解釋為最近0.8 Ma沿裂谷軸分布的正極性巖墻所產(chǎn)生，巖墻中心的高熱流引發(fā)異常強(qiáng)度的衰減.

Leseane等（2020）利用航磁數(shù)據(jù)對(duì)澳大利亞東部Hill End Trough地區(qū)，不同地質(zhì)歷史時(shí)期多次構(gòu)造活動(dòng)和巖漿侵入的疊加關(guān)系進(jìn)行了詳細(xì)研究.結(jié)果表明研究區(qū)域在志留紀(jì)晚期至泥盆紀(jì)早期發(fā)育連續(xù)的弧后盆地沉積；這些沉積層序后來受到區(qū)域縮短作用影響發(fā)生褶皺，并在石炭紀(jì)早期發(fā)育一系列南北、北北西走向反轉(zhuǎn)斷層；這些反轉(zhuǎn)斷層又被石炭紀(jì)的巖漿巖侵入活動(dòng)所疊加；侵入巖體又疊加后期二疊紀(jì)至三疊紀(jì)發(fā)育的北西和北東走向共軛斷層.

Demarco等（2020a）基于新獲得的高分辨率航空磁異常數(shù)據(jù)，對(duì)南美洲烏拉圭地體的地質(zhì)構(gòu)造元素（巖墻群、主要斷裂及其它磁性體）進(jìn)行研究及重新繪圖. 通過垂向?qū)?shù)、向上延拓及歐拉反褶積，發(fā)現(xiàn)相較于之前的認(rèn)識(shí)，研究區(qū)的古元古代巖墻群更大、更密集、分布更廣泛，可能是地幔柱來源. 研究還發(fā)現(xiàn)了新的中生代巖墻群，切割了古元古代巖墻群以及新元古代造山帶. 中生代時(shí)古元古代巖墻群重新活化發(fā)生正斷層活動(dòng)，形成中生代裂谷；而新元古代造山帶阻礙了該裂谷的進(jìn)一步生長(zhǎng).

Xu等（2020）使用融合了部分EMAG2數(shù)據(jù)的航磁異常圖（1 km×1 km網(wǎng)格），揭示了塔里木盆地之下的二疊紀(jì)地幔柱活動(dòng)（見圖5）. 研究發(fā)現(xiàn)該處磁異常的解析信號(hào)振幅存在直徑300～400 km的放射性特征（圖5中L1～L4的4條線狀異常），這與地幔柱上涌形成的放射性巖墻具有相似形態(tài)，且金伯利雜巖體位于異常主體的中心位置，意味著地幔柱柱頭恰好位于異常中心. 地表磁化率測(cè)量結(jié)果顯示該處礦物磁化率均值大于0.053 SI，具有很強(qiáng)的磁性；綜合鉆井資料證實(shí)了二疊紀(jì)鐵鎂質(zhì)侵入巖的高磁性是引起放射性正異常的原因. 這次地幔柱活動(dòng)顯著增強(qiáng)了塔里木盆地巖石圈強(qiáng)度，阻止了新生代以來的印度—?dú)W亞板塊匯聚導(dǎo)致的應(yīng)變，間接導(dǎo)致帕米爾的西向俯沖和阿爾金左旋走滑.

4.4 結(jié)晶基底埋深

磁性基底埋深并非某一固定的巖漿巖及基底構(gòu)造層的埋深，在不同地區(qū)，它往往反映的是主要構(gòu)造熱事件形成的巖漿巖及前寒武紀(jì)變質(zhì)基底和磁性侵入巖的頂面埋深，因此在不同地區(qū)，它具有不同的地質(zhì)意義（熊盛青等，2016a）. 由于基底同蓋層之間的磁性差異，可由航磁異常對(duì)基底分布進(jìn)行正、反演研究.

Barrère等（2009）在挪威大陸及大陸架分別使用0.5～2.5 km、3～8 km線距的航磁數(shù)據(jù)，通過化極、延拓、斜導(dǎo)數(shù)，并且結(jié)合重力及地震深反射剖面進(jìn)行二維正演，對(duì)Barents海的構(gòu)造延伸及基底特征進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)太古代到古元古代基底和鐵鎂質(zhì)雜巖與高磁異常相關(guān)，而加里東推覆體與低磁異常相關(guān). 2D正演模型給出了基底單元的形狀和位置，為Barents海陸架的地殼結(jié)構(gòu)帶來新的認(rèn)識(shí).

熊盛青等（2014）編制了1 : 100萬中國(guó)陸域磁性基底深度圖. 結(jié)果表明，以E105線為界，西部地區(qū)沉積坳陷區(qū)蓋層厚度大，集中分布在塔里木盆地、準(zhǔn)噶爾盆地、柴達(dá)木盆地和西藏地區(qū)；東部地區(qū)沉積坳陷區(qū)蓋層厚度整體上相對(duì)較薄，主要分布在松遼盆地、二連盆地、鄂爾多斯盆地、華北南部盆地、四川盆地、南黃?！K北盆地等，但最厚處在四川盆地的西南部和鄂爾多斯盆地西緣. 這些展現(xiàn)了前寒武紀(jì)變質(zhì)基底和具有一定規(guī)模的巖漿巖侵入巖體的深度變化特征，同時(shí)反映了沉積蓋層的厚度和賦存現(xiàn)狀，可直觀了解各種類型的沉積盆地和沉積坳陷區(qū)的深度和范圍，為尋找基底之上油氣藏提供了直接依據(jù).

Wang等（2020b）用EMAG2、MF7化極磁異常及3D磁化率反演研究了四川盆地基底，發(fā)現(xiàn)川盆磁異?？刂屏讼赂矂傂曰椎姆秶岢銎浯蟪叨蕊@著條帶狀正異常的地質(zhì)起源來自克拉通尺度的新元古代巖漿事件，并對(duì)基底固化及下地殼演化起到重要作用.

潘商等（2020）采用1 : 100萬航磁，通過變傾角化極、延拓及延拓相減（10 km和50 km），結(jié)合重力及深反射剖面研究了四川盆地—大巴山結(jié)合帶的地殼結(jié)構(gòu)特征，發(fā)現(xiàn)大巴山向南突出部分呈強(qiáng)正磁，大巴山逆沖推覆帶和川盆表現(xiàn)為連通高正磁，推測(cè)與俯沖帶、結(jié)晶基底對(duì)應(yīng)，推測(cè)大巴山和川盆北部具有統(tǒng)一的揚(yáng)子克拉通基底；南坪—康縣以南圈閉負(fù)異常推測(cè)為揚(yáng)子板塊北緣晚三疊紀(jì)沉積中心；川盆中部?jī)蓚€(gè)正異常塊體，與上揚(yáng)子克拉通存在東西兩個(gè)陸核的推測(cè)一致；向上延拓顯示大巴山和川盆的高磁主要由深部異常體引起；川盆存在雙重基底，6～8 km弱磁性沉積巖變質(zhì)基底，8～24 km高密度、強(qiáng)磁性結(jié)晶基底，其巖性以太古代—元古代基性、超基性巖為主.

Lei等（2022）采用EMAG2-V3磁異常，通過垂向一階導(dǎo)、總梯度模、歐拉反褶積以及居里等溫面反演等研究了龍門山斷裂帶兩側(cè)的基底分布特征，發(fā)現(xiàn)（見圖6）：四川盆地顯著強(qiáng)磁異常條帶由新元古代強(qiáng)磁性基底在當(dāng)前主磁場(chǎng)下的感應(yīng)磁化產(chǎn)生，該基底雖然向西延伸至松潘甘孜地區(qū)，但是由于龍門山斷裂帶西側(cè)居里面顯著變淺，使得其在地殼磁異常圖上不表現(xiàn)出強(qiáng)磁性. 松潘甘孜塊體中馬奈和四姑娘山兩處花崗巖體為四川盆地向西延伸的基底部分熔融產(chǎn)生，因而在磁異常圖上表現(xiàn)出兩個(gè)孤立的正異常.

圖6 龍門山斷裂帶兩側(cè)基底分布特征示意圖（修改自Lei et al., 2022）Fig. 6 Schematic diagram of basement distribution on both sides of Longmenshan fault zone （modified from Lei et al., 2022）

4.5 居里等溫面/巖石圈溫度結(jié)構(gòu)反演

由航磁異常反演獲取居里等溫面（CPD）是了解巖石圈熱結(jié)構(gòu)的一種重要而獨(dú)特的手段. 對(duì)地下熱結(jié)構(gòu)最直接的了解來自地表熱流觀測(cè)，不過由于熱流測(cè)點(diǎn)分布稀疏且昂貴，深部熱導(dǎo)率及放射性產(chǎn)熱率觀測(cè)不足，導(dǎo)致對(duì)不同構(gòu)造區(qū)的熱分布特別是深部熱結(jié)構(gòu)認(rèn)知受限；另一方面，地震波反演也可以提供深部熱約束，但其適用深度在70 km以深.由于陸殼CPD平均埋深在30 km左右，因此可以有效約束地殼熱結(jié)構(gòu).

Li等 （2012）使用航磁數(shù)據(jù)對(duì)蘇魯—大別造山帶CPD進(jìn)行了反演，并結(jié)合地表熱流模擬了區(qū)域地溫分布，給出了熱巖石圈厚度、Moho面溫度等估計(jì)，發(fā)現(xiàn)熱巖石圈厚度較?。?5～95 km），支持巖石圈去根；地幔熱流對(duì)總熱流貢獻(xiàn)略多于70%；蘇魯和大別地區(qū)在熱巖石圈厚度及地?zé)峄顒?dòng)上存在顯著差異，其原因至少一部分可以歸結(jié)為穿過郯廬斷裂的巖石圈尺度的顯著垂向差異運(yùn)動(dòng).

Gao等 （2015）使用POMME-6.2、1 : 500萬航磁異常研究了青藏高原東南緣的構(gòu)造、地震活動(dòng)及CPD，發(fā)現(xiàn)青藏高原的向東逃逸由于受到四川盆地剛性塊體的阻擋，在龍門山分成了東北和東南兩個(gè)分支；CPD埋深20～34 km，其在斷裂帶較淺，CPD隆升走向與斷裂走向一致，而在四川盆地及巴顏喀拉中央地塊較深，呈層狀凹陷；強(qiáng)地震主要發(fā)生于CPD隆升區(qū)，這些地區(qū)顯示為較高的地表熱流；地震波速與地殼磁異常對(duì)應(yīng)良好，高波速對(duì)應(yīng)正異常，低波速對(duì)應(yīng)弱或者負(fù)異常；CPD同康拉德界面具有特定對(duì)應(yīng)關(guān)系，但整體淺于Moho面，表明其在該區(qū)域是一個(gè)溫度界面.

熊盛青等（2016b）基于最新編制的1 : 100萬全國(guó)陸域航磁異常圖數(shù)據(jù)，采用功率譜法對(duì)中國(guó)陸域的CPD埋深進(jìn)行了估算. 研究表明：CPD在穩(wěn)定地塊（如塔里木、準(zhǔn)噶爾、四川等主要沉積盆地）表現(xiàn)為坳陷，埋深為28～45 km；在活動(dòng)造山帶以隆起為特征，埋深為18～26 km. 華北盆地CPD與塔里木陸塊和揚(yáng)子陸塊有較大的差異，相對(duì)偏淺，可能與華北陸塊遭受了復(fù)雜的后期改造，導(dǎo)致軟流圈上隆和巖石圈減薄有關(guān). 可可西里—巴顏喀拉地塊是青藏高原北部發(fā)育的呈NWW向展布的巨型CPD坳陷帶，其原因是該地區(qū)發(fā)育大面積的三疊系沉積地層和較少的巖漿活動(dòng). 穩(wěn)定地塊都具有Moho面隆起和CPD坳陷的特征. CPD與熱流值呈微弱負(fù)相關(guān)，但并非線性相關(guān)：CPD大于30 km時(shí)，熱流值較低，均小于100 mW·m-2；在CPD小于30 km的地區(qū)，熱流值變化范圍較大.

Li等（2017）使用EMAG2磁異常圖，通過功率譜分形磁化反演得到了全球CPD分布，見圖7.他們發(fā)現(xiàn)，沿著活躍的大洋中脊，CPD埋深顯著同洋殼擴(kuò)張速率相關(guān)；而部分古老克拉通大陸表現(xiàn)為淺CPD，意味著構(gòu)造再活化引起了深部熱擾動(dòng).由CPD通過熱傳導(dǎo)方程計(jì)算地表熱流，并與實(shí)測(cè)熱流相比較，擬合得到平均熱導(dǎo)率，再代入熱傳導(dǎo)方程得到全球計(jì)算平均熱流為72 mW/m2，進(jìn)而估算全球熱流損失為34.6～36.6 TW.

圖7 全球居里面分布參考模型 （Li et al., 2017）Fig. 7 Global reference Curie point depth model （Li et al., 2017）

Kumar等（2020）對(duì)比了磁性層底界面（DBMS）反演的中心法（Centroid Method）和譜峰法（Spectral Peak Method），以及分形磁化（fractal magnetization）及隨機(jī)磁化（random magnetization），發(fā)現(xiàn)中心法優(yōu)于譜峰法，而分形磁性源分布優(yōu)于隨機(jī)分布. 將分形中心法應(yīng)用于伊朗航磁（7.5 km和40 km線距） DBMS反演，發(fā)現(xiàn)DBMS同Moho面弱相關(guān)，除了吸積楔部分，通常前者淺于后者；淺DBMS同蛇綠巖埋深相關(guān)，蛇綠巖侵位的地方，DBMS不同于CPD，而是給出了侵位大洋巖石圈的底面埋深.

Gao等（2021）用1 : 100萬航磁數(shù)據(jù)及LCS-1模型研究了青藏高原東北緣的化極磁異常、CPD、地表熱流（觀測(cè)及反演）及熱巖石圈厚度，發(fā)現(xiàn)：東北緣Moho面深而CPD面淺，華北、鄂爾多斯、四川盆地相反；印度板塊向青藏俯沖導(dǎo)致的摩擦生熱抬升了羌塘CPD，使得其遠(yuǎn)遠(yuǎn)淺于Moho面；從巴顏喀拉向阿拉善有一條北東向的高溫條帶，表明熱向北東向傳導(dǎo)；秦嶺造山帶顯示為衛(wèi)磁負(fù)異常，高熱流，表現(xiàn)為松潘甘孜向華北平原的一條熱通道，青藏高壓軟流圈向華北低壓軟流圈流動(dòng)，造成華北巖石圈的減薄，同時(shí)太平洋俯沖的西向軟流圈與其在華北平原匯聚并下沉.

Xu等 （2021）基于縫合（航磁+EMAG2）后的高分辨率（1 km網(wǎng)格）航磁圖，通過中心法反演得到了塔里木盆地的CPD，發(fā)現(xiàn)：盆地西北部覆蓋巴楚隆起區(qū)域表現(xiàn)為區(qū)內(nèi)最淺CPD，很可能對(duì)應(yīng)著二疊紀(jì)地幔柱—巖石圈相互作用；其余區(qū)域均顯示深CPD（～50 km），為未經(jīng)過二疊紀(jì)巖漿作用破壞的前寒武紀(jì)基底；CPD埋深同地表熱流呈反相關(guān)，可用于識(shí)別礦藏及油氣田；大多數(shù)地震活動(dòng)集中于CPD的梯度帶或過渡帶，表明地殼熱結(jié)構(gòu)是地震發(fā)生的次要機(jī)制.

4.6 大地構(gòu)造劃分

區(qū)域性航磁圖在構(gòu)造劃分上具有重要的參考價(jià)值. 根據(jù)磁異常在不同區(qū)域的分布形態(tài)差異，如整體性正/負(fù)異常，顯著正負(fù)異常的梯度帶等，可將其應(yīng)用于大的區(qū)域構(gòu)造劃分. 一般來說，顯著團(tuán)塊狀正異常區(qū)對(duì)應(yīng)著前寒武紀(jì)克拉通或大型沉積盆地等穩(wěn)定地塊（如四川、塔里木盆地），顯著負(fù)異常對(duì)應(yīng)著活躍的造山帶（喜馬拉雅、天山、秦嶺—祁連造山帶），顯著正負(fù)異常之間的邊界可能對(duì)應(yīng)著大型斷裂帶-即活動(dòng)塊體的邊界（龍門山、西昆侖—阿爾金斷裂帶），而中等強(qiáng)度的異常團(tuán)塊可能反映了克拉通活化及破壞（華北克拉通）（Lei et al., 2018）.

為了加強(qiáng)對(duì)東印度和南極大陸裂解的認(rèn)知，日本及德國(guó)開展了南極地區(qū)Enderby盆地的航磁調(diào)查（Jokat et al., 2010），獲取了20 km測(cè)線間距的航磁數(shù)據(jù)，對(duì)印度—南極大陸裂解的時(shí)間進(jìn)行了有力的約束. Golynsky等（2018）用350萬千米航磁和海洋磁測(cè)測(cè)線數(shù)據(jù)建立了第二代南極高精度磁異常圖（ADMAP-2），該圖可以識(shí)別元古代—太古代克拉通、元古代—古生代造山帶、古生代—中生代巖漿弧、東西南極大陸構(gòu)造邊界、大陸海洋邊界以及其它地殼特征，并揭示了南極地殼年齡、巖性、磁學(xué)特征、地?zé)釥顟B(tài)以及構(gòu)造演化歷史等信息. ADMAP-2在未來可促進(jìn)板塊俯沖、地體增生和碰撞、大陸裂谷，板內(nèi)盆地形成、大陸緣演化等構(gòu)造及動(dòng)力學(xué)研究.

Xiong等（2016a）使用最新編制的中國(guó)航磁圖得到了磁性基底、活動(dòng)斷裂以及巖漿巖分布；在此基礎(chǔ)上，結(jié)合重力、地質(zhì)、地震、遙感等數(shù)據(jù)對(duì)中國(guó)大陸區(qū)域構(gòu)造進(jìn)行了劃分（見圖8），將中國(guó)大陸分為8個(gè)一級(jí)構(gòu)造（造山帶和陸塊）、32個(gè)二級(jí)構(gòu)造（弧、盆、地塊）、85個(gè)三級(jí)構(gòu)造（盆地、凹陷、隆升區(qū)）以及332個(gè)四級(jí)構(gòu)造單元（隆升及凹陷）；并對(duì)華北準(zhǔn)地臺(tái)的西、北邊界，揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)的西北和東南邊界，塔里木陸塊的東邊界以及羌塘、昌都、松潘—甘孜造山帶分布進(jìn)行了分析.

圖8 基于航磁數(shù)據(jù)得到的中國(guó)大陸區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造圖 （修改自Xiong et al., 2016a）Fig. 8 Regional geotectonic map of continental China based on aeromagnetic data （modified from Xiong et al., 2016a）

張翔等（2019）基于最新高精度1 : 5萬航磁資料，結(jié)合重力資料，對(duì)西秦嶺造山帶東段的斷裂構(gòu)造格架進(jìn)行研究，新推斷或修正了斷裂平面位置. 研究表明主干斷裂在航磁上表現(xiàn)為不同面貌磁場(chǎng)分界線或顯著磁異常梯度帶，是研究區(qū)一級(jí)構(gòu)造單元分界線；深大斷裂在航磁上表現(xiàn)為連續(xù)性較好的線性梯度帶或磁場(chǎng)扭轉(zhuǎn)變異帶，是研究區(qū)次級(jí)構(gòu)造單元分界.

Zhu等（2019）利用航磁數(shù)據(jù)的橫向變化特征對(duì)華南地區(qū)的大地構(gòu)造進(jìn)行了研究. 他們使用延拓、垂向?qū)?shù)、水平導(dǎo)數(shù)、濾波等分析，發(fā)現(xiàn)揚(yáng)子板塊和江南造山帶具有低航磁異常特征，而華夏古陸具有高磁異常特征；磁異常高梯度帶代表了揚(yáng)子板塊和華夏古陸之間的邊界；華南地區(qū)高磁異常與火山巖分布顯著相關(guān).

4.7 孕震構(gòu)造背景研究

航磁異常及深部磁性源分布可用于孕震構(gòu)造背景研究，包括探究地震活動(dòng)在磁異常上的空間分布特征、探測(cè)發(fā)震隱伏斷層位置及展布、獲取深部孕震及地震傳播的磁性構(gòu)造特征、圈定孕震高風(fēng)險(xiǎn)斷層等等. 在前文4.2部分介紹了由航磁異常探測(cè)隱伏斷裂；前文4.5部分，不同學(xué)者的居里面研究表明，中強(qiáng)地震多發(fā)于CPD隆升區(qū)（Gao et al., 2015）或者其梯度帶或過渡帶（Xu et al., 2021）；相關(guān)內(nèi)容可作為本部分的參考.

閆亞芬等（2016） 使用航磁數(shù)據(jù)（1 : 10、20、50、100萬），通過水平及垂向?qū)?shù)、延拓、視磁化強(qiáng)度、磁性界面反演等研究了龍門山地區(qū)構(gòu)造單元?jiǎng)澐帧嗔逊植?、巖性及地震活動(dòng)，發(fā)現(xiàn)P波高速對(duì)應(yīng)高磁區(qū)，而低速對(duì)應(yīng)低磁區(qū)（同樣的研究結(jié)論也可參見Gao et al., 2015）；汶川MS8.0地震始于高磁性體，傳播于弱磁性體，終止于高磁性體；強(qiáng)余震基本上分布于負(fù)異常條帶內(nèi)，且多為磁性較弱的沉積巖覆蓋；磁異常高梯度變化帶的拐點(diǎn)處往往伴隨著強(qiáng)余震的發(fā)生，向上延拓的低緩變化區(qū)則為強(qiáng)余震空區(qū).

Kolawole等（2017）利用高分辨率航空磁測(cè)和重力數(shù)據(jù)結(jié)合差分干涉合成孔徑雷達(dá)（DlnSAR）方法，對(duì)2017年4月3日發(fā)生于非洲東部博茨瓦納莫伊亞巴納地區(qū)的MW6.5地震的發(fā)震斷裂進(jìn)行了研究. 結(jié)果表明（見圖9），該地震的發(fā)震斷層是一北西走向、北東傾向的鏟式正斷層；發(fā)震斷層位置及展布與航磁數(shù)據(jù)濾波后的三維反演計(jì)算獲得的磁性體邊界相吻合；本次地震是由于發(fā)震斷層在21～24 km的深度發(fā)生約1.8 m位移而產(chǎn)生的.

圖9 由航磁異常推測(cè)孕震斷層展布. （a）三維磁化率反演結(jié)果；（b）磁化率剖面；（c）由航磁、重力及DInSAR得到的地震地質(zhì)構(gòu)造背景解釋；（d）剖面構(gòu)造概念圖 （修改自Kolawole et al., 2017）Fig. 9 Seismogenic faults distribution deduced from aeromagnetic anomalies. （a） Inverted 3D mangetic susceptibility. （b）Susceptibility profile. （c） Interpretation of geotectonic setting of earthquakes based on DInSAR, aeromagnetic and gravity data. （d） Conceptual 2D tectonics of the cross section （modified from Kolawole et al., 2017）

Minelli等（2018）對(duì)意大利中亞平寧山脈孕震帶進(jìn)行了高分辨率（200 m線距）、低空（離地300 m）航磁調(diào)查，并由濾波及歐拉反褶積進(jìn)行分析. 結(jié)果表明大多數(shù)顯著的航磁異常代表了0.7 Ma之后形成的陸相盆地，因?yàn)檫@些陸相盆地中含有0.7 Ma火山噴發(fā)產(chǎn)生的高磁性火山灰沉積. 大多數(shù)顯著航磁異常的直線邊界代表了切割這些陸相盆地的正斷層，這些正斷層應(yīng)該都在0.7 Ma后形成，因此極有可能是孕震斷層.

Lei 等（2018）采用200 km高度處的NGDC-720模型垂向分量Bz，統(tǒng)計(jì)分析了中國(guó)及鄰區(qū)大陸5級(jí)以上地震的空間分布特征，發(fā)現(xiàn)超過半數(shù)地震

發(fā)生在Bz在-5～-3 nT的地區(qū)，地震能量有94.6%集中在這些地區(qū)，而這些地區(qū)的磁異常梯度卻相對(duì)較小. 他們建立了雙等效偶極模型來解釋這些統(tǒng)計(jì)特征，并提出巖石圈內(nèi)溫度梯度變化所導(dǎo)致的黏性差異可能是這些特征背后的成因.

Shah和Crain （2018）利用新獲得的航磁調(diào)查數(shù)據(jù)，通過濾波、水平導(dǎo)數(shù)并結(jié)合深反射地震剖面，對(duì)美國(guó)俄克拉何馬州中北部的結(jié)晶基底孕震斷層進(jìn)行了研究. 結(jié)果表明：研究區(qū)線性排列的地震活動(dòng)代表了古老基底斷裂的重新活化；這些地震活動(dòng)大多數(shù)與地表地質(zhì)研究繪制出的斷層不對(duì)應(yīng)，而與線性磁異常梯度帶或是磁異常間的邊界相對(duì)應(yīng). 他們將航磁數(shù)據(jù)與地震數(shù)據(jù)相結(jié)合，給出了研究區(qū)域存在的若干高地震風(fēng)險(xiǎn)孕震斷層.

5 討論與展望

本文對(duì)航空磁異常分析（化極、濾波、求導(dǎo)等）和反演（磁性界面和磁化率反演等）技術(shù)（第3部分）及其在地質(zhì)構(gòu)造中的應(yīng)用，包含巖性識(shí)別，隱伏斷裂展布，大洋中脊及大陸裂谷、俯沖帶、地幔柱等典型構(gòu)造特征，巖石圈熱結(jié)構(gòu)，構(gòu)造區(qū)域劃分以及孕震背景和地震空間分布特征等（第4部分）進(jìn)行了簡(jiǎn)單整理和回顧. 航空磁測(cè)在地質(zhì)構(gòu)造領(lǐng)域具有非常廣闊的應(yīng)用案例及前景，其應(yīng)用效果取決于航磁探測(cè)的數(shù)據(jù)質(zhì)量、磁異常圖的精確性、對(duì)巖石磁性的歸納、各種分析反演技術(shù)的熟練組合應(yīng)用、對(duì)磁異常解釋不確定性的考慮以及具體的構(gòu)造特征在磁異常上的對(duì)應(yīng)形態(tài)等因素. 這里對(duì)以上因素逐一進(jìn)行討論與展望.

在航磁探測(cè)及磁異常成圖方面，雖然高精度、高采樣率（～100 Hz）的航磁探頭靜態(tài)噪聲已經(jīng)達(dá)到pT級(jí)，但經(jīng)過各種處理后的磁異常圖的綜合精度目前仍只有nT級(jí). 對(duì)于相對(duì)磁化率差異不大的磁性源（如沉積巖），以及構(gòu)造活動(dòng)導(dǎo)致的微弱磁異常信號(hào)（例如中小地震活動(dòng)導(dǎo)致的磁場(chǎng)時(shí)變）等問題，現(xiàn)有航磁圖精度仍顯不足. 如何有效去除各種擾動(dòng)，從而提高成圖綜合精度，是未來需要解決的一個(gè)重點(diǎn)問題. 高采樣率使得測(cè)線上點(diǎn)距可以達(dá)到m級(jí)，而大多數(shù)測(cè)線間距仍是km級(jí)，這給網(wǎng)格化帶來了挑戰(zhàn)并且限制了航磁圖的空間分辨率. 大型有人機(jī)調(diào)動(dòng)、探測(cè)及維護(hù)成本較高，這給小規(guī)模的研究及應(yīng)用也帶來了困難. 無人機(jī)航磁以其經(jīng)濟(jì)、快速、靈活、安全等優(yōu)勢(shì)近來得到了大力發(fā)展，但以往多用于礦產(chǎn)勘探等領(lǐng)域，近來也用于局部斷裂及孕震構(gòu)造背景的探索性研究（Zhao et al., in preparation）. 無人機(jī)航磁可將測(cè)線設(shè)為100 m級(jí)，進(jìn)而得到更高分辨率的航磁圖. 在提供多參量、突出淺部異常等方面，近來發(fā)展的航磁矢量（孫昂等，2017）、梯度（西永在等，2021）及全軸梯度（Clark, 2012; 周德文等, 2018）探測(cè)及分析技術(shù)也顯露出其在人文干擾識(shí)別、高頻地質(zhì)信息挖掘等方面的優(yōu)勢(shì).

作為航磁異常解釋的基礎(chǔ)，本文對(duì)礦物及巖石磁性進(jìn)行了歸納總結(jié)（第1部分）. 雖然每類礦物的磁化率變化范圍不大（見表1），但由不同礦物成分及含量組成的同類巖石，其磁化率差異可達(dá)兩個(gè)量級(jí)以上（見表2）；當(dāng)巖石處于不同的外部環(huán)境（例如溫度、壓力等）下時(shí)，其磁化率分布更為復(fù)雜. 對(duì)于中國(guó)大陸地區(qū)，已經(jīng)收集了大量的不同地區(qū)的磁化率數(shù)據(jù)（熊盛青等，2016a），不過由于巖石磁化率分布的復(fù)雜性，單點(diǎn)或者單片地區(qū)磁化率測(cè)量的代表性可能并不足夠，特別是深部通過測(cè)井取樣的測(cè)量結(jié)果仍十分有限，此外大多數(shù)磁化率分布數(shù)據(jù)沒有給出準(zhǔn)確的位置信息，這些都直接影響磁異常的解釋. 因此需要繼續(xù)收集更多的磁化率測(cè)量包括鉆井垂向磁化率分布數(shù)據(jù)；在開展新的區(qū)域航磁調(diào)查時(shí)，需同步采集區(qū)域內(nèi)的代表性巖石磁化率數(shù)據(jù). 未來，初步建立一個(gè)大陸巖石圈三維磁化率分布模型，并不斷完善，對(duì)于航磁異常解釋及認(rèn)識(shí)深部構(gòu)造等是十分必要的.

對(duì)于確定磁性源位置及埋深的各種邊界識(shí)別（化極、濾波、求導(dǎo)等）及反演（磁性體埋深、磁性界面及磁化率）技術(shù)（第3部分），應(yīng)用時(shí)需熟悉各種方法的優(yōu)勢(shì)及局限，根據(jù)研究目標(biāo)的不同，有針對(duì)性的選用. 一般來講，磁異?；瘶O是各種異常分析（包括延拓、求導(dǎo)、歐拉反褶積、基底埋深反演等）的基礎(chǔ)，但對(duì)于磁化率反演以及二度體的解析信號(hào)振幅來說，無須化極處理. 關(guān)于功率譜法反演居里面，是否需要化極，不同學(xué)者則有不同的觀點(diǎn)：國(guó)內(nèi)學(xué)者中，一般采用了化極處理（Li et al., 2012, 2017; Gao et al., 2015, 2021）；國(guó)外學(xué)者中，如Blakely（1995）認(rèn)為化極與否沒有影響，而Demarco等（2020b）則明確提出反對(duì)化極. 對(duì)于向上延拓等濾波技術(shù)，目前只能定性判斷磁性源的埋深，如何將延拓高度同埋藏深度之間建立定量聯(lián)系，是尚待解決的一個(gè)問題. 求導(dǎo)是一種異常體邊界識(shí)別的重要手段，垂向?qū)?shù)用以獲取異常體中心，其數(shù)值正負(fù)指示了異常體磁性的強(qiáng)弱；水平導(dǎo)數(shù)用以獲取邊界信息；而斜導(dǎo)數(shù)可以有效獲取深部異常源分布. 必要時(shí)，可以結(jié)合各種導(dǎo)數(shù)的優(yōu)勢(shì)，用組合導(dǎo)數(shù)提取深部地質(zhì)信息（如Zhang et al.,2015提出的THVH法）. 英高海等（2016）的模型試驗(yàn)結(jié)果表明，THD、ASz、TAS是其中適用性較強(qiáng)、應(yīng)用效果較好的3種方法. Khalil（2016）的研究給出，相對(duì)于AS法，TDR_THD法同斷層有更好的匹配. 作為一種半定量獲取磁性體位置及埋深的反演方法—?dú)W拉反褶積，在應(yīng)用時(shí)需選擇適當(dāng)?shù)臉?gòu)造指數(shù)及窗口大小. 對(duì)于基底埋深，人工切線法和外奎爾法存在較大的人為性，其結(jié)果僅做半定量參考；而功率譜法僅用于獲取CPD埋深，很少有學(xué)者用其研究磁性層頂界面即基底埋深. 在CPD反演上，航磁異常是否需要化極，是否延拓及延拓高度，滑動(dòng)窗口及功率譜頻段的選取，是否采用分形磁化及分形指數(shù)選取等都將直接影響反演結(jié)果（Demarco et al., 2020b）. 在磁化率反演上，有幾點(diǎn)需要注意：第一，盡可能收集地表及鉆井巖樣磁化率數(shù)據(jù)，對(duì)區(qū)域磁化率分布有基本了解；第二，為避免淺層巖石的趨膚效應(yīng)，需在目標(biāo)函數(shù)中加入深度加權(quán)函數(shù)（Li and Oldenburg, 1996）；第三，由于抗磁性礦物的磁化率比順磁性要小兩個(gè)數(shù)量級(jí)以上（見表1），所以需在反演過程中加入磁化率正值約束（Wang et al., 2020b），確保反演結(jié)果具有實(shí)際物理意義.

零化子、退磁、場(chǎng)源疊加以及剩余磁化等給磁異常解釋帶來了不確定性（第2部分）. 一方面，在進(jìn)行構(gòu)造解譯時(shí)，需考慮到上述效應(yīng)存在的可能性（Zhang et al., 2010; Williams and Gubbins, 2019;Lei et al., 2022）；另一方面，也要尋找新的處理技術(shù)，盡可能消除其影響. 例如說，當(dāng)存在顯著的剩余磁化和自退磁效應(yīng)時(shí)，磁化矢量反演是一種有效的手段. 然而，由于受到地球磁場(chǎng)演化的影響，磁化場(chǎng)往往是在許多不同方向上得到. Liu等（2017）提出一種迭代法磁化矢量反演算法（M-IDI），當(dāng)由磁異常得到磁化強(qiáng)度之后，可以在幾個(gè)磁化方向上迭代求解. 相對(duì)于其它算法，M-IDI可以快速求解并得到一個(gè)固定磁化方向. 磁化矢量反演提供了一種綜合性的方法來評(píng)估剩磁及自退磁效應(yīng). 為有效消除位場(chǎng)反演的多解性，可聯(lián)合重、磁、電、震、遙等共同求解. 例如在探測(cè)隱伏活動(dòng)斷層時(shí)，一般是通過在遙感影像圖、重磁位場(chǎng)異常圖中尋找共同的線性分布特征；在進(jìn)行剖面磁化率正、反演模型中，多是結(jié)合深反射地震剖面確定的界面及重力反演給出的密度分布，進(jìn)行聯(lián)合求解；在將航磁異常應(yīng)用于巖石圈熱結(jié)構(gòu)時(shí)，可結(jié)合地表熱流觀測(cè)獲得的淺部熱結(jié)構(gòu)以及地震體波反演獲得的深部熱結(jié)構(gòu)進(jìn)行共同約束等等.

當(dāng)將各種航磁異常分析應(yīng)用于具體地質(zhì)構(gòu)造問題時(shí)（第4部分），應(yīng)針對(duì)具體問題選用不同的分析手段. 例如近地表隱伏巖漿巖或者隱伏斷層探測(cè)，可用垂向一階導(dǎo)（VDR）或總水平導(dǎo)數(shù)（THD）.孤立高磁性巖漿巖體在VDR上表現(xiàn)為團(tuán)塊狀正異常，沿深大斷裂上涌的巖漿巖體一般表現(xiàn)為串珠狀VDR正異常（Xiong et al., 2016b; 王德華等,2018），而淺表破裂由于沒有深部高磁性巖漿上涌，加上巖石碎裂及流體滲透引起的磁化率降低（張蕾等, 2019; Yang et al., 2020），在航磁VDR或者THD上則表現(xiàn)為線性負(fù)值帶（Lei et al., 2022; Zhao et al., in preparation）；并且，垂直于斷層走向方向的導(dǎo)數(shù)通常比THD效果更明顯. 對(duì)于巖體埋深，或者斷裂帶深部展布，可采用向上延拓定性、歐拉反褶積半定量（Almeida et al., 2021）、磁化率反演定量來進(jìn)行綜合判斷. 相對(duì)來說，三維磁化率反演對(duì)確定隱伏巖漿巖（Teknik et al., 2020; Wang et al.,2020a）及活動(dòng)斷層深部展布（Kolawole et al., 2017）效果更好. 對(duì)于磁性界面埋深研究，其頂界面—結(jié)晶基底埋深反演，現(xiàn)有手段仍需進(jìn)一步發(fā)展；至于磁性層底界面（DBMS），在使用其研究巖石圈熱結(jié)構(gòu)時(shí)，需要留意的一點(diǎn)是其同居里等溫面（CPD）之間并非一一對(duì)應(yīng). DBMS可能是一個(gè)溫度界面，也可能是一個(gè)巖石學(xué)界面；對(duì)于大部分區(qū)域，DBMS可視為CPD，對(duì)于個(gè)別構(gòu)造區(qū)，DBMS更可能代表了高磁性巖石界面（例如，Kumar et al., 2020）.

近來發(fā)展的機(jī)器學(xué)習(xí)算法被廣泛應(yīng)用于處理海量數(shù)據(jù)，及處理多尺度、復(fù)雜性和非線性問題，并且在地震學(xué)等地球物理領(lǐng)域開始應(yīng)用（楊旭等，2021）. 未來也可嘗試將其應(yīng)用于航磁異常分析及正反演問題. 例如，鑒于邊界識(shí)別的高階導(dǎo)數(shù)法易受噪聲影響，Tomas和Richard （2022）發(fā)展了卷積神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)（CNN）法，用于估計(jì)航磁線狀異常源的位置和深度. 將該算法應(yīng)用于已知深度的巖脈分析，其顯示出較高的抗噪能力. 使用訓(xùn)練模型，算法很容易應(yīng)用于新的數(shù)據(jù)集，并且可以公開獲取.

致謝

感謝航遙中心熊盛青教授、中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京）姚長(zhǎng)利教授和長(zhǎng)安大學(xué)王萬銀教授三位審稿專家為本稿提出的建設(shè)性修改意見.