区域磁场通常包含有成千上万个异常，它们互相重叠，不能采用孤立异常的定量分析方法对源体定位.多年来，用二维离散小波变换多尺度分析方法，研究区域重力场和地壳的密度结构^[1-2].与重力观测资料相比，由于磁异常的尺度不仅与埋藏深度有关，还和极性有关；因此二维离散小波变换多尺度分析方法用以描述区域磁场的磁源体并不大理想.本文以塔里木盆地为例，介绍区域航磁场反演及磁源体结构研究的成果.

塔里木盆地位于新疆南部，四周被天山、昆仑山及阿尔金山所环绕，面积56万km².塔里木盆地在太古界及元古界基底之上沉积了巨厚的古生界、中生界及新生界沉积盖层.盆地内部的二级构造单元如图 1所示，包含巴楚隆起、塔中和塔北隆起、塔东隆起和满加尔凹陷、阿瓦提凹陷、塔西南凹陷及麦盖提斜坡、孔雀河斜坡等.盆地的主力生油期在古生代，油气勘探要求对全盆进行地球物理调查与定位.由中国地质调查局资助，笔者用重力、磁力、地震和大地电磁四类地球物理方法技术系列，进行了比例尺100万的塔里木地壳结构研究.通过3年的工作，已取得的成果包括塔里木盆地多尺度重力场反演与密度结构，塔里木盆地结晶基底的反射地震调查，塔里木盆地地震波速扰动及泊松比成像等^[1-4].本文主要介绍塔里木盆地航磁场分析与磁源体结构.

图 1

Fig. 1

图 1 塔里木盆地内部的二级构造单元 Fig. 1 Structural units within Tarim Basin

多位作者对塔里木盆地的岩石磁性和航空测量磁场进行的研究^[5-10]指出，塔里木盆地中部有一条东西向的强航磁异常带，从现有钻孔及露头二叠纪玄武岩资料看，盆地中部及北部的正异常与二叠纪裂谷事件密切相关.盆地南部、尤其是西南部的北东向正异常与二叠纪裂谷事件不一定相关，可能主要反映结晶基底.太古界和元古界基底的磁性较强，太古界为一套深变质岩系，具有较强的磁性，磁化率一般为（377～754）×10^-5SI，最大可达（3768～23512.3）×10^-5SI.元古界由一套浅变质岩系所组成，其岩性为一套片岩、千枚岩、大理岩、黑云母角闪片麻岩等，平均磁化率为（88～100）×10^-5SI，最大可达（1000～1256）×10^-5SI.阿克苏附近出露的元古界阿克苏群绿色片岩系，磁化率一般小于25.1×10^-5SI.库尔勒地区中元古界扬吉布拉克组，其中测定该地层中灰绿色黑云母、斜长片麻岩、深绿色角闪片岩及角闪正长片麻岩，磁化率一般为（75.4～100）×10^-5SI，局部最大磁化率可达（1256～3768）×10^-5SI.库鲁克塔格地区的花岗岩、片麻岩及各类片岩夹结晶大理岩，其磁化率最大为7704.3×10^-5SI，平均为194.7×10^-5SI.阿尔金山且末地区的花岗片麻岩、云母石英片岩、橄榄岩夹大理岩，磁化率最大为6280×10^-5SI，平均磁化率为452.2×10^-5SI.据上述地区资料所示，元古界的磁性多属中弱磁性地层，而其中片麻岩及基性岩类可以引起局部强磁异常.

塔里木盆地盖层中，震旦系和二叠系的磁性较强.震旦系主要为一套海相碎屑岩，磁性总体为弱磁或无磁，但上部夹有基性火山岩，可以具有较强磁性.柯坪以北的阿克苏-乌什一带，上震旦统苏盖特布拉克组辉绿岩，自下而上有三层，平均磁化率分别为3893.6×10^-5SI、4571.8×10^-5SI、4483.9×10^-5SI.二叠系玄武岩，分布范围较广，平均磁化率为（1738.3～4571）×10^-5SI，具有较强的磁性，是塔里木盆地沉积盖层中最强磁性地层.此外，海西期中基性侵入岩磁化率为（6280～12560）×10^-5SI，含钒钛磁铁矿辉岩的磁化率为12560×10^-5SI；基性辉绿岩磁化率为2333×10^-5SI，辉长岩磁化率为2212×10^-5SI，亦可以引起局部磁异常.

磁异常的强弱除了与场源有关外，还与埋藏深度和极性有关.要了解磁源体结构，必需计算磁源体的埋藏深度，并与地震剖面对比，以此标定磁源体所属的地层段.根据塔里木盆地的地质特征，本文用三维欧拉反褶积方法计算磁源体埋藏深度，将全盆所有磁异常按埋藏深度进行分类，建立了盆地的磁源体结构模型，对油气勘查有指导意义.

塔里木盆地的航磁资料主要来自国家地质总局航空物探大队和各大石油公司.兰勃特坐标系中选用数据的经纬度范围分别为：x= -451000～900000；y=3250～711550；数据网格距：2km×2km.不同测区的数据经过数据的标定和同化，数据量为24.1 万个.获得的区域航磁异常图见图 2，编拼的1∶250万航磁异常图补充了原有的一些空白区和细节，较完整地反映了塔里木盆地全区的磁场特征.

图 2

Fig. 2

图 2 塔里木盆地航磁异常图 Fig. 2 Aeromagnetic anomaly map in Tarim Basin

鉴于区域航磁异常是浅、深磁性体磁场的综合效应，而对塔里木盆地几千个叠加磁异常的反演，必需采用快速计算磁性块深度的新反演方法.欧拉反褶积法的优点正是可以较快地计算出区域内不同深度，不同规模磁性体的深度^[11-12].为了更好的利用与解释磁异常，首先必需将航磁异常化极，使异常与源的水平位置对准，然后再作欧拉反褶积处理.航磁异常采用中纬度常规化极方法，获得的区域航磁化极异常图见图 3.

图 3

Fig. 3

图 3 塔里木盆地航磁化极异常图 Fig. 3 Aeromagnetic anomalies after reducing to the pore in Tarim Basin.

三维欧拉反褶积是一种利用重磁数据确定地质体位置和埋藏深度的自动定量反演方法，比较适用于计算区域磁异常源的埋藏深度.这种方法并不需要已知地质信息的控制.位场和其梯度与场源位置之间的联系可以通过欧拉齐次方程表示，而场源的不同形状即地质构造的差异则表现为方程的奇异程度，称为“地质构造指数”，地质构造指数实质上表现了场随离开场源距离的衰减率.欧拉反褶积方法的原理来自欧拉方程.

建立一个直角坐标系，取观测面为z=0平面，z轴向下为正，x轴指向正北，y轴指向东.考虑在此坐标系中的任一函数φ（x，y，z），如果对某个指数t有

(1)

成立，则称函数φ（x，y，z）是状阶齐次的.可以证明，如果φ（x，y，z）是状阶齐次的，则满足下列方程

(2)

该偏微分方程通称为欧拉齐次方程，简称为欧拉方程.考虑观测平面的点磁源（x₀，y₀，z₀），其在观测平面上的任一点（x，y，0）的总磁场强度具有如下形式：

(3)

其中，C= 1，2，3，…，下面称为构造指数；G为不依赖于x，y，z的常数.把（3）式代入欧拉方程.（2）式可写成

(4)

其中（x₀，y₀，z₀）为磁源位置.则方程（4）为状阶欧拉齐次方程，B为区域场或背景场.方程（4）是位场满足的泊松方程在局部区的近似与简化.由方程（4）可以看出，方程中的未知数有五个即为等效点源坐标（x₀，y₀，z₀）和B，C反演要计算等效场源的位置（x₀，y₀，z₀），已知的是局部区内观测位场的数据.把观测位场的方向导数数据代入欧拉方程（4），得到线性方程组后用常用广义逆线性方程组的最小二乘法求解^[13-14].通过求解线性方程计算出场源点位置（水平位置及相应深度），然后逐步移动局部区数据窗口，计算出区域内所有不同深度，不同规模磁性体的深度.

由方程（4）可以看出，方程中的未知数有五个，其中B为区域场或背景场，而C表示对磁异常模拟最好的那种磁源类型，即构造指数.等效点场源的埋藏深度z₀ 是反演的主要参数，而反演还取决于另一个参数：构造指数C.

对于每种简单的地质模型，都对应着不同的C值，如球体的构造指数为3，垂直岩筒的构造指数为2，岩脉的构造指数为1 等等（见表 1）.可以根据场源形状或有关异常性质的先验知识来选择构造指数C.在C确定后，方程中的未知数可以减少为4个.

表 1(Table 1)

表 1 欧拉构造指数表 Table 1 Euler structure index

表 1 欧拉构造指数表 Table 1 Euler structure index

对于塔里木盆地研究，分别选用了构造指数C=1、2、3、4、5做试验.经过与磁异常常规反演结果和地震、重力资料所获得基底埋深资料对比，认为C=1比较适合浅部磁性体（主要是火成岩）及深部磁性基底的情况.因此，选择以C=1 为主，C=2为参考，计算出磁性体埋藏深度图（图 4），它反映的主要是柱状磁性体顶面深度.一般来说，指数太小，得出的深度值过浅，而指数太大，又会使估算值太深.在实际应用中，要通过试验把构造指数选得准确些.

图 4

Fig. 4

图 4 塔里木盆地磁性体埋藏深度图 Fig. 4 Source position of the magnetic anomalies with buried depth in Tarim Basin

欧拉反褶积构造反演计算中窗口大小的选择问题，必需通过试验来解决.区域磁场中场源多数重叠或相互邻近，这时选择移动窗口的大小应满足下述两个条件：（1）窗口足够大，能够反映航磁场和梯度的变化；（2）窗口足够小，使之尽量不包含邻近场源的影响.上述两个条件相互矛盾，实践中并不易满足.所以，在计算时先从磁场化极图上量出多个邻近场源的间距，然后设定多个不同尺寸的窗口，试算后观察比较以选择满意的结果.

结构在磁性体埋藏深度图（图 4）中，欧拉反褶积计算出的深度分为0～2km、2～5km、5～10km、10～15km、15～20km 五个等级，分别用红、黄、绿、浅蓝和深蓝五种颜色表示.对照航磁化极异常图（图 3）可以看出，0～2km 深度点的异常很少，仅出现在盆地边缘，盆地内几乎没有出现，因此盆地内不存在浅层（主要指中新生界）磁源体.深度为2～5km的深度点表示的异常主要分布于7 处，见图 5a字母A-G 的标明.5～10km 的深度点表示的异常主要分布于四片处，见图 5b 中I-IV 的标示.10～15km 和15～20km 的深度点表示的异常主要反映了本区磁性基底，位置由图 5b 中未圈定区表示.

图 5

Fig. 5

图 5 不同埋藏深度磁源体分布平面图 (a)深度2〜5 km的异常主要分布区；（b)深度5〜10 km的异常主要分布区. Fig. 5 Source position of the magnetic anomalies with different buried depth in Tarim Basin (a) Buried depth 2〜5 km; (b) Buried depth 5〜10 km.

根据塔里木盆地深反射地震剖面揭示，深度为2～5km 和5～10km 的磁异常可以由海西期（主要是二叠纪）玄武岩的侵位引起^[2-3].图 6为通过巴楚隆起西北部（图 5aB区）的J01线的一段.由图可见，在剖面6s以下的基底岩石中有较强散射波，通常反映来自下地壳的玄武岩侵位^[9].玄武岩侵位引起上覆沉积岩层上隆错断，也反映为散射波增强，向上影响到1s处的反射剖面记录，上方即为反映古生界顶面不整合的反射波组T50，指示玄武岩侵位的时代应为二叠纪.虽然航磁异常也对应二叠纪玄武岩侵位，但是磁异常源体的顶部埋藏深度还随异常所处构造形态而变化.图 7 为切过巴楚隆起和阿瓦提凹陷南端的J02 线反射地震剖面，由此剖面可见二叠纪玄武岩侵位与构造之间的关系.A 区二叠纪玄武岩侵位在反射波组T50下方，但因为此处为隆起区，T50埋藏深度在2km 左右，对应磁异常源体的顶部埋藏深度为2～5km.B 区二叠纪玄武岩侵位也在反射波组T50 下方，但因为此处为凹陷区，T50埋藏深度却在5km 左右，对应磁异常源体的顶部埋藏深度为5～10km.因此，深度为2～5km和5～10km 的磁异常都可反映二叠纪玄武岩的侵位，埋藏深度的区别与所处构造单元有关，前者应视为中生代构造运动和海西期玄武岩侵位共同作用的结果.通过钻孔岩心测定玄武岩K-Ar同位素年龄为241～278Ma，辉长岩的Sm-Nd年龄为259Ma^[5-7].

图 6

Fig. 6

图 6 通过巴楚隆起西北部（图 4上图之B区）的J01深反射地震剖面（局部） 黄线及箭头表明二叠纪玄武岩侵位的范围. Fig. 6 A segment of deep seismic reflection migrated profile J01 across northwest Bacu uprift (Area "B" in figure 4) Yellow curves and arrows indicate the Permian basalt underplating.

图 7

Fig. 7

图 7 切过巴楚隆起和阿瓦提凹陷南端的J02线反射地震剖面.A和B指示二叠纪玄武岩侵位的位置 Fig. 7 A deep seismic reflection migrated profile J02 across Bacu uprift and southern Arwati suppression.Letters "A" and "B" indicate positions of the Permian underplating.

从图 5a看，塔里木盆地深度2～5km 的大部分的磁性体集中在以下7个区：柯坪隆起（A 区），巴楚隆起西北部（B 区），和田河气田至古董山断裂（C区），民丰阿尔金山前带西南段（D 区），阿尔金山前带（E 区），孔雀河斜坡西段（F 区），孔雀河斜坡东北段（G 区）.A-C 区和孔雀河斜坡的磁异常主要来自中生代构造隆起地区的二叠纪玄武岩和辉长岩.阿尔金山前带磁性体还可能与元古代的超基性岩体有关，阿尔金山红柳沟附近地表出露有元古代的橄榄岩及辉长岩体，厚度达3800 m，最大磁化率可达23509.8×10^-5SI，平均磁化率为1032.4×10^-5SI.上述基性及超基性岩体均可以引起较强异常.

从图 5b看，塔里木盆地深度5～10km的大部分的磁性体集中在以下四个区：麦盖提-巴楚-阿瓦提-顺托果勒（Ⅰ区），阿尔金山前带（Ⅱ区），满加尔凹陷内（Ⅲ区），孔雀河斜坡（Ⅳ区）.巴楚隆起西北部（B 区）和阿尔金山前带是同时具有深度2～5km和5～10km 磁性体的区域，前者是二叠纪玄武岩的侵位活动激烈区；后者是沿阿尔金断裂展布的开裂活动区，断裂活动期主要在中新生代.阿尔金山前带磁异常与中新生代盆地东缘的造山作用有关.III区位于满加尔凹陷的核部，范围较小.由于满加尔凹陷古生代生油岩厚度大，核部有二叠纪玄武岩侵位对油气成熟可能有利.还有少数深度5～10km的磁性体出现在塔中及塔北低隆起区内，主要与二叠纪玄武岩的侵位有关.

塔里木盆地深度10～20km 的磁性体遍布全区，以塔中-塘古孜巴斯一带最为稠密，而环满加尔凹陷区和麦盖提斜坡较为稀疏（图 4）.从地震剖面可知，深度10～20km 的磁性体来自结晶基底，尤其是太古代结晶基底.结晶基底中较为稀疏的磁异常源反映了结晶基底的变质岩石相对均匀，可以为盖层岩石提供更稳定的沉积环境.

由于大型克拉通沉积盆地地层具有上新下老的规律性，将磁异常源分解为三个深度层次，圈定它们各自的分布区域，便可将它们与形成的地质作用及时代联系起来，为准确解释区域磁异常图提供可靠的依据.

（1）由于众多异常的叠加和反演固有的多解性，区域磁异常图的准确解释是非常困难的，计算磁异常源的埋藏深度可以对解释提供更准确的依据.

（2）三维欧拉反褶积是一种利用重磁数据自动确定地质体位置和埋藏深度的定量反演方法，比较适用于计算区域磁异常源的埋藏深度.

（3）由于克拉通沉积盆地地层具有上新下老的规律性，将磁异常源分解为三个深度层次，圈定它们各自的分布区域，便可将它们与形成的地质作用及时代联系起来，为准确解释区域磁异常图提供可靠的依据.

（4）计算出的塔里木盆地深度为2～5km、5～10km、10～20km 三个等级磁异常源，它们与形成的地质作用及时代分别为：中生代构造运动和海西期玄武岩侵位共同作用，海西期玄武岩侵位和太古代基底变质作用，圈定了它们各自的分布区域.

地磁场资料是了解地壳组构特征之一，进一步深入研究区域的分析和信息提取技术^[15-25]，将促进区域地球物理学的发展.

鉴于中国地质调查局和中国石油化工股份公司对研究项目的资助和中石化专家提供重要意见和资料，特此致谢.