航磁异常特征

1. 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。

2. 区域航磁(ΔT) 异常特征

从图3-4中看出，研究区磁场特征与地层分布，岩浆活动及构造运动等密切相关，不同地区具有不同的磁场特征。

图3-4 研究区航磁(△T)异常平面图

(一)兴安剧烈变化磁场区
主要包括大兴安岭及其以西地区。该区大部分异常呈紧密排列，局部异常轴向北东，异常强度和梯度变化都比较大，不同地段异常特点有一定差别。
漠河一带为正、负交替异常，异常走向北西西。西侧嵯岗、满洲里附近为北北东向、负背景、局部正异常的狭长条带状异常分布，它相当于得尔布干断裂所处的位置。嵯岗到牙克石之间有一东西向正异常带，似为岩浆岩的影响。在牙克石与甘南之间为正、负交替的跳动磁场区，它相当于中生代火山岩及花岗岩分布区，甘南龙江经大杨树—嫩江一线有一近南北向剧烈跳度异常带，峰值较高，极值达2000nT以上，异常梯度变化大。它相当于大杨树坳陷内分布的中生代强磁性火山岩区。大兴安岭重力梯度带在磁异常上反映不明显。
(二)松辽平缓磁场区
磁场以平静的负背景叠加宽缓的正异常为特征，背景场为－100～－200nT，宽缓的正异常特点在中部表现尤为突出，正异常极值达200nT以上，平静的负背景是由于巨厚的中、新生代无磁性盖层的沉积及深部莫霍界面的隆起使磁性层变薄引起。正异常主要由前寒武磁性结晶基底及具有磁性的侵入岩引起，平缓的特征主要与埋深有关。周边地区相对中部来说，无论强度还是梯度都变大，与无磁性盖层厚度变薄有关，该区局部异常轴向以北北东向为主，各种方向的局部异常都有分布。
(三)小兴安岭(逊河—铁力以西)磁场区
磁场特征与大兴安岭类似，为紧密排列并以正异常为主、局部地区有负异常分布的异常区。异常走向以北东向为主，并沿小兴安岭方向排列。
(四)伊春-延寿正异常区
紧密排列的正异常是该区的主要特征，异常具有明显的走向，为典型的褶皱带磁场特征。以依兰—尚志一线为界，分为南北两段。北段异常走向南北，极值在300nT以上，低于北段。
(五)佳木斯-饶河平静磁场区
位于三江平原上。背景场在零值附近，其上叠加有局部低值正异常。异常平缓，走向不稳定，延伸不大，反映该区基底为低磁性或无磁性岩性，为构造运动稳定地区。
(六)东宁-吉林磁场区
在大面积分布的负异常背景上，局部地区分布有紧密排列的正异常。负异常有由北向南负值逐渐加大的趋势。这种异常特征主要为磁性花岗岩引起，异常总体走向为北东向。

3. 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。

4. 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。

5. 　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

6. 盆地航磁异常特征

从柴达木盆地航磁DT化极异常图（图2-5）来看，柴达木盆地在乌图美仁附近有一条大的呈北东向展布的磁力高异常带，将柴达木盆地分成磁力特征截然不同的两个区域。该带以西的地区磁场特征主体表现为较平静的低磁异常，在盆地边界发育一些局部的高频磁异常团块；而盆地东部地区磁异常明显要比西部高，无论是磁异常等值线的走向还是异常形态与西部都有较大的差别。根据磁力特征的不同又可进一步将该西区可划分为4个区域：
1）阿尔金基岩出露区：磁异常表现为低磁背景上叠加杂乱跳跃的局部高磁异常，异常值一般大于－25nT，最大可超过300nT，该区地表大面积出露较强磁性的花岗岩，是造成该现象的主导因素。

图2-5 柴达木盆地航磁DT化极异常图（单位：nT）

2）柴西南磁力异常区：在干柴沟—油泉子—黄石—塔尔丁一线串珠状异常南侧，表现为较高磁场背景，其上叠加多个较大的局部磁力高，这些局部高磁异常幅值较小，一般为几十纳特，磁异常变化比较平缓，近东西向排列，显示磁源体较深的特点，推测可能是由于该区基底磁性体比较发育、基底构造格局近东西向展布造成该种现象；另外，在研究区的东侧塔尔丁一带，大面积的低磁场背景（一般小于－70nT）上叠加着许多剧烈变化的高频磁异常，为磁性体埋藏较浅的反映。
3）柴西北磁力异常区：位于柴北缘磁异常区与柴西南磁异常区之间，较低磁异常背景，磁异常一般为－50～－25nT，磁场变化平缓，磁异常等值线分布稀疏，近北西向展布，无局部高频磁异常存在。说明该区从浅至深基本无较强磁性体的分布，地层（岩石）磁化率横向变化较小。反映一种较为稳定的沉积和构造环境。
4）北缘西区：主体表现为以广阔平缓的负磁异常为背景，异常值一般为－180～－40nT。东部异常主体呈北西走向，西部异常以宽缓的近南北向为主，异常最大值为95nT，最小值为－310nT，北部山前带在区域负背景场上叠加有北西—近东西向的高频局部磁异常，为火成岩侵入体的反应。结合前面的物性分析认为，区域负背景场是本区弱磁性基底的反应，低幅的高频磁异常可能是表层磁性体主要为第四系、狮子沟组或上油砂山组地层中含有火山岩成分而引起的，大幅度的高频磁异常可能为基底侵入岩体反应。

7. 磁异常的解释

磁异常的解释的目的是根据磁测资料、岩(矿)石的磁性资料以及地质和其他物化探资料，运用磁性体磁场理论和地质理论解释推断引起磁异常的地质原因及其相应地质体(目标体)的空间赋存状态，平面展布特征。
为实现解释的目标，磁异常解释应遵循的一般原则是:①以地质为依据;②以岩石物性为基础;③循序渐进，逐步深化;④定性与定量、正演与反演、平面与剖面解释相结合;⑤综合解释;⑥多次反馈，不断修正。
不同的工作任务，磁异常解释的过程和要求也不同。总体来说，磁测资料的解释过程有:①磁测资料的预处理和预分析;②磁异常的定性解释;③磁异常的定量解释;④地质结论和地质图示。
6.2.4.1磁测资料的预处理
为了保证解释所需资料的完整、可靠和方便，在解释前应分析磁测精度的高低，测网的疏密，系统误差的有无和大小，正常场选择是否正确，图件拼接是否合理，资料是否齐全，是否有干扰影响存在等。若有问题，应改正或处理。还应该注意分析磁性地质体的磁性特征和磁性的均匀性、方向性和大小。在解释大面积磁测资料时，常需对异常进行分区、分带，确定解释单元。多数情况下，对磁测资料进行必要的转换和处理，如延拓、化极、求导等。
6.2.4.2磁异常的定性解释
磁异常的定性解释包括两方面的内容:一是初步解释引起磁异常的地质原因;二是根据实测磁异常的特点，结合地质特征运用磁性体与磁场的对应规律，大致判定磁性体的形状、产状及其分布。
(1)磁异常的分类
分类的目的是为了更好地查明异常的地质原因。磁异常的分类没有标准的分类方法，一般是根据异常的特点(如极值、梯度、正负伴生关系、走向、形态、分布范围等)和异常分布区的地质情况，结合物探工作的地质任务进行异常分类。如普查时可根据异常分布范围，把异常分为区域异常和局部异常。区域性异常与大的区域构造或火成岩分布等因素有关;局部异常可能与矿床和矿化、小磁件侵入体等因素有关。
(2)磁性体形状的初步判断
磁性体形状的初步判断主要可依据磁异常的平面、剖面和空间变化特征(表6.3，表6.4)。
表6.3点磁极、磁偶极、磁偶极线的磁场特征


表6.4二度板状体磁场特征


A.根据磁异常的平面和剖面特征
磁异常的平面等值线形态，反映地下磁性体的形态。例如球状体的Za异常等值线为等轴状，有一定走向的地质体引起一定定向的带状异常。如果正异常的两侧伴生有负异常，可认为磁性体为下延有限的磁性体。如只有正异常而无明显的负异常伴生，则可认为磁性体下延很大。当正异常一侧伴生有负异常，另一侧无负异常，则判断较为复杂，需具体分析。当走向长度大于10倍埋深时，中心剖面处异常的主体部分接近于二度体异常。
B.利用磁异常的空间变化特征
Ⅰ.利用磁异常断面等值线特征:磁性体形态不同，断面磁异常等值线不同。对于厚板体及水平薄板体，Za断面等值线有交于两点的趋势。这两点的深度及间距分别与板体的上端和水平宽度相当。对于接触带，则在一侧有相交的趋势。对于薄板体和水平圆柱体，Za断面等值线则有交于一点的趋势。在实际解释中交点虽无法精确求出，但近似推断是可能的。对于下界有限的磁性体，Za正等值线两侧，均有负等值线;而对于接触带，则只有在一侧有负等值线。
Ⅱ.利用不同高度上Za曲线特征:对于无限延深薄板体Za曲线，不同高度极大值、极小值及零值点横坐标连线相交于板顶。极大值与极小值点连线间的夹角为π/2，不同高度水平圆柱体的磁异常的极大点、极小点、零值点及1/2极值点连线相交于圆柱中心。根据以上特征可以大致判别其形状。
Ⅲ.计算形状参数n:简单规则形体磁异常的极大值与埋深h之间有以下关系式:

环境与工程地球物理

式中:c为与磁性体形状、产状和磁性有关的常数;n为仅与磁性体形状和大小有关的指数。磁性体规模愈大，则n值愈小。如有限延伸板体1<n<2;水平圆柱体n=2;球体n=3。
Ⅳ.由Za－Ha参量曲线判断形状:以Za值为纵坐标，以Ha值为横坐标，将各点的磁场值Za值与Ha值分别点出后连成曲线，根据参量曲线图的形态可以判断磁性体的形状。无限延深薄板状体Za－Ha参量图为一圆;水平圆柱体为一椭圆;无限延深厚板为一椭圆;有限延深厚板为椭圆心形线;有限延深薄板参量曲线形状接近水平圆柱体的椭圆。
(3)磁性体倾向的初步判断
A.根据Za异常特征判断倾向
Ⅰ.南北走向长椭圆状异常:异常南北走向，反映磁性体走向为南北向;在垂直异常走向剖面内，有效磁化强度为垂直向下。当Za正异常一侧下降缓慢，另一侧下降较快，并出现负极值，则磁性体倾向Za下降较缓的一侧。在此侧较远处若出现负异常，由磁性体下端所引起。当Za曲线对称时，则表明磁性体直立。若两侧无负值或负值不明显，则说明磁性体下延较大;反之若有负值存在，系下端延深较小所致。
Ⅱ.东西走向长椭圆异常:东西走向长椭圆异常，在南北向剖面内，忽略剩磁，则其磁化方向即为当地地磁场方向。此类异常特征与磁性体、产状的关系可概括为:①若Za曲线近于对称(特别是正异常部分)，说明磁性体向北倾斜，且倾角与地磁倾角相近，相当于顺层磁化。若北侧较远处出现负值，系矿体下端引起。②若Za曲线北侧下降较快，有明显的负极值，南侧下降较缓，这是磁性体倾角大于磁化倾角的板状体异常特征。
Ⅲ.任意走向的长椭圆状Za异常:磁性体走向既不是东西又不是南北向时，在垂直异常走向剖面内，有效磁化倾角应小于90°，但大于地磁倾角，其磁异常特征介于上述两种情况之间。
B.根据Ta异常特征判断倾向
利用矢量强度 判断磁性体倾向，将不受磁化方向的影响，无需已知磁化强度力向即可判断磁性体的倾向。由Za换算Ha并合成Ta，在Ta曲线上较缓的一侧为矿体的倾向。
6.2.4.3 磁异常的定量解释
定量解释是在定性解释的基础上进行，目的在于根据磁性地质体的几何参数和磁性参数，结合地质规律，进一步判断场源的性质，提供磁性地层或基底的几何参数(主要是埋深、倾角和厚度)在平面或沿剖面的变化关系，以便推断地下的地质构造，提供磁性地质体在平面上的投影位置、埋深及倾向等。
定量解释工作中应注意下列问题。
(1)根据工作目标任务合理选择定量解释方法
对于区域磁测资料，若以配合地质填图、研究区域构造、基底构造、圈定岩体和油气盆地为目标的解释工作，则应选择能用于大面积多体磁异常快速反演的方法。如磁性界面反演方法、视磁化强度填图方法、拟BP反演方法、各种快速自动反演深度深方法、欧拉法、总梯度模法、Werner法、切线法等。综合利用上列方法，再辅以合适的分场滤波方法即可获得深、浅层位的磁性构造、磁性体的深度、轮廓以及空间展布规律。
(2)根据地形、地理与地质特点合理选择处理转换与定量解释方法
对于区域磁测资料，如南北跨度大的测区、低纬度测区、地形起伏大的测区等，则应针对这些复杂情况，选用变磁倾角化极、低纬度化极以及曲面磁异常化极与曲面延拓、分量、导数转换的方法，对转换后的资料再作反演。也可直接选用在曲面地形上反演的方法，如已有曲面实测ΔT及ΔT'x，ΔT'y，ΔT'z、则可直接在起伏地形下用欧拉法反演、复场强反演与球谐级数展开反演。若在弱地形下，可用拟BP法反演。
对于勘探区磁测资料，若地形起伏、地质体磁性分布均匀，且有多体，则仍可用三角形、多面体与二度半组合体人机交互可视化正反演方法进行定量解译。
(3)平面与剖面相结合，合理组合使用反演方法
在进行区域磁测资料解释时，一方面最好选择能控制全区的少量典型剖面作三维精细反演，可采用人机交互可视化正反演方法。在此基础上给出全区磁性界面反演的定解条件，以此来控制全区界面反演的效果。另一方面可先进行宽约束条件下的拟BP反演，反演出浅、中、深不同层位的磁化强度分布，进而给出区内磁性体展布的大致轮廓，以此作为初始模型，提供精细三维反演作进一步反演。这样把不同特点的反演方法有机结合，可以提高反演的效果。
6.2.4.4 地质结论和地质图
地质结论是磁异常地质解释的成果，也是磁测工作的最终成果。它是磁场所反映的全部地质情况的总结，是由定性、定量解释与地质规律结合所得出的地质推论。它不一定与地质人员的地质推论相同。
地质图示是磁测工作地质成果的集中表现。因此，磁测成果应尽可能以推断成果图的形式反映出来，如推断地质剖面图、推断地质略图、推断矿产预测略图等。这些图件不仅便于地质单位使用，也便于根据验证结果和新的地质成果进行再推断。

8. 关于磁异常

中国人最先发明了指南针，其本质是说中国人最先发现并利用了地球磁场的存在。地球的磁场不仅驱动着指南针，也使地球上的某些岩石在它形成的年代被磁化，人们通过研究不同岩石的磁性和测量岩石的形成时期，即可了解岩石的原始时代、所处位置和当时的地磁极性，进而为研究海底扩张速率、地球膨胀数据，板块移动速度等等提供了依据。
当沉积颗粒在下沉时和熔岩流冷凝结晶过程中被磁化的同时，也记录了地球磁场的变化。当这些沉积颗粒和矿物晶体中的原子团的定向排列完成后，此时此地的地磁极性与磁倾角等参数就被固化在岩石矿物中，即使经过了岁月的更迭和大陆的运移，岩石所记录的当时当地的古地磁数据仍将被保留着。由于现今位置的地磁场与古地磁场存在着明显的差异，所以，在排除这些现代数据后，岩石所在的大陆的古地磁（即磁异常）资料就显现出来，人们利用这些古地磁数据便有可能确定地史时期中地球磁极的相对位置。在理想条件下，确定岩石磁化时的磁倾角和磁偏角是可以的，但由于地磁场的对称性，岩石的古经度不能被确定，不论古地磁极性是否给定，岩石的古经度始终不清楚。所以，人们利用古地磁资料，大多用以恢复岩石所在大陆的古地球纬度和古地磁极所在位置；如果给定地球磁极，则各个大陆不同时期的古纬度值分布图可反映大陆的运移方向和路径；如果给定大陆，则该大陆在不同时期的古地磁极点的连线即为一条极移轨迹（见图4-32）。

图4-32　南美洲的古地磁分析结果（据Creer,K.M.1965）

（a）假如南极固定；（b）假如南美洲固定
瓦因和马修斯对磁异常资料给予地磁极性反转新的解释，赋予了海底扩张新的活力。在促使地质学家和地球物理学家们相信海底曾经扩张，板块曾经运动，大陆曾经与被磁化的岩石一起运移等方面，磁异常起了十分重要的作用。
人们利用磁异常资料，作出全球各大洋的海底磁异常条带图，再利用放射性年龄测定方法，将从海底取来的岩石进行年代测定，形成了洋底磁异常条带图。
由于放射性同位素年龄测定法存在着±5%的误差，一块年龄为2Ma的岩石，测定后误差值达到±10×104a，一块1000×104a的岩石，误差约为±50×104a，因而，年龄越老的岩石误差值越大，当误差值大于一个极性期，无疑会给那些时代相同但极性相反的岩石极性区别带来困难。较为精确的磁场反向年龄（以及海底扩张速率）只能回溯约5Ma，因为测定陆上熔岩流的同位素年龄的精度不超过5Ma。所以，目前的许多资料，大都是简单地以近500×104a的年龄资料确定的海底扩张速率来代表更长期的速率，将各大洋更老的正、反地磁幕建立起相关关系，并确定其年龄。
图4-33是地球物理学家根据海底磁异常建立起来的磁性地层剖面，它相当于地质学家们根据一个地区的地质资料建立的标准地层柱状剖面，剖面揭示地球上找不到比晚侏罗世更老的洋壳，预示着全球各大洋底曾经发生过全面的更新。
由此人们测定获得了大西洋、印度洋、太平洋等海底年龄图（如图4-34）。
根据磁性年代剖面和海底年龄图，可以获得近5Ma不同洋底的扩张速率（如图4-35）。为分析近代海底扩张提供了依据。
洋中脊的磁异常条带图是由一系列与中轴近于平行的不同地区不同编号条带组成的图件，不同编号的条带具有不同的时代和极性，它是完全以磁异常方式绘制的海底年龄和断层平面图。

图4-33　晚白垩世至今的磁性地层柱状图

黑色为正常极性期，空白为反向极性期

图4-34　大西洋海底年龄图（据普雷斯，1982）

综上所述，利用这些图件资料说明地球的膨胀运动，目前仅能定性地提供理论方法，具体的可直接供量化的图件应审慎挑选，因为这些图件完全是从海底扩张说的角度编制，在遇到问题时不可避免地受其学说的牵制进行数据的取舍。另外，年龄测定方法存在的误差传播，也不可能被完全消除。