焦立果，雷 宇，涂继耀，赵军浩

中国地震局地球物理研究所，北京 100081

0 引 言

航磁异常是指由航空（包括有人机和无人机）磁测得到的区域地壳/岩石圈磁异常. 将磁力仪搭载在固定翼/旋翼飞机上，按设定航线（包含走向、高度、测线间距、采样频率等）进行探测，得到总探测磁场. 在探测过程中，由于磁探头受到飞机剩余磁场、感应磁场、涡流磁场及电路电磁的影响，导致探测数据出现与飞机有关的干扰，剔除这部分的干扰称为磁补偿处理（Tolles, 1954, 1955;王婕等, 2015）. 此外，干扰源还包含与飞机无关的部分，例如仪器静态扰动以及由空间电流体系带来的地磁日变等. 对于仪器静态扰动，需定期对仪器进行标定和校准；对于地磁日变，由地面日变站数据进行修正. 航磁测线一般选为垂直于构造边界/断层的方向，为了消除沿测线方向的条带状干扰，需选择数条交叉线进行探测，然后进行调平及微调处理. 经过磁补偿、去日变、调平及微调处理后，接着进行地形/高度校正及网格化，得到区域总磁场；再进行正常场校正以去除主磁场（例如逐点减去IGRF磁场），最终得到ΔT异常，即地壳磁异常在主磁场方向上的投影，也就是通常所说的航磁异常.

将不同时期、高度、分辨率、精度等的航磁探测数据融合在一起，便构成了全球/区域航磁ΔT图.现有的全球代表性磁异常图是EMAG2-V3（Meyer et al., 2017），该图融合了卫星磁测、海洋巡测以及航空磁测数据，其长波长部分由卫星磁异常模型MF7给出. EMAG2给出了全球（包括陆地及海洋）海平面以上4 km高度处的ΔT分布，空间分辨率为2′（～3.7 km）. 关于区域航磁图，中国地质调查局自然资源航空物探遥感中心（简称航遥中心）使用多年积累的数据，建立了中国陆域1 : 100万航磁ΔT图 （Xiong et al., 2016a）. 在一些局部区域，可以使用短期单工区探测数据建立更高分辨率（例如1 : 5万）的局部航磁图.

对于航磁异常图的解释及构造应用，岩石磁学是分析磁异常源的基础. 岩石由矿物组成，按磁性大小及方向来讲，矿物可分为铁磁性、亚铁磁性、反铁磁性、顺磁性和抗磁性5种，其中铁磁性、亚铁磁性的磁化率远远超过了其余几种（Dunlop and Özdemir, 2007）. 作为地壳内的主要铁—亚铁磁性矿物，磁铁矿、磁赤铁矿、磁黄铁矿等暗色矿物的含量决定了矿物磁性—磁化率（κ）的大小，其中尤以磁铁矿为主. 不同类型的岩石，磁铁矿含量不同，因而磁化率也存在差异：一般来说，岩浆岩磁性 强（κ ～0.01 SI），沉积岩磁性弱（10-6～10-4SI），而变质岩磁性变化大（10-5～10-2SI）. 变质岩磁化率主要取决于其原岩，也同变质程度存在联系，一般变质程度越深，磁化率越大（刘庆生等，1998）. 小尺度、高强度的航磁异常主要反映了上地壳岩石磁性的变化（熊盛青等，2016a）.

作为一种基本地球物理场，航磁异常在其来源的解释上具有非唯一性，即：不同场源的组合可以得到相似的磁异常分布. 除了反问题本身的非唯一性，磁异常解释的不确定性还包括：零化子、退磁、场源叠加和感应—剩余磁化分离. 零化子指携带磁性却不产生可观测磁场（Runcorn, 1975）；退磁是磁性体在外磁场中产生的与原磁场反向的磁化场（Guo et al., 2001）；场源叠加包括精确分离不同磁性源之间的叠加效应以及在由航磁总场建立地壳磁异常图的过程中所引入的主磁场及外源场干扰；感应—剩余磁化分离在于难以准确区分某一区域内两种异常产生机制的贡献大小（单个岩样可以精确测定）.

航磁异常数据分析（含反演）方法多种多样，包括化极、滤波、求导、欧拉反褶积、磁化率反演以及磁性层顶、底界面反演等. 为了消除斜磁化的影响，可以对航磁ΔT异常进行化极处理，使异常信号基本位于磁性源的正上方. 一般来讲，不同高度、空间尺度、强度的磁异常对应不同深度的磁性源：近地表、小尺度、高强度异常对应浅表（上地壳）源，而高空、大尺度、低强度异常则对应深部（中下地壳）源分布. 为了研究不同深度的构造信息，可对化极磁异常进行滤波处理，常用的滤波方式包括：向上/下延拓，低/高通滤波、小波变换以及球谐级数截断. 磁性源的边界通常对应化极磁异常的显著梯度带，因而磁异常的垂向导数、总水平导数、斜导数、θ图、总梯度模以及各种导数组合等边界增强技术被用以识别构造边界. 在获取磁性源的埋深方面，可由磁异常向上延拓对异常源是否有根及根的深浅进行估计，也可由欧拉反褶积法，通过设定适当的构造指数以及选取合适的窗口大小来半定量计算. 鉴于沉积盖层同结晶基底之间磁性的显著差异，可由航磁异常的切线法、外奎尔法、Parker界面反演法或者频率域功率谱法，对基底埋深，即磁性层的顶界面进行反演. 除了获取磁性层顶界面外，功率谱法还可以获取磁性层底界面埋深. 为获取深部详细磁性结构，可对航磁异常进行三维磁化率反演.

对航磁异常进行分析、反演，得到磁性源的位置、边界及埋深等信息之后，便可应用于多种地质构造研究. 区域航磁资料用于解决如下主要构造问题（熊盛青等，2016a）：研究和划分大地构造区块；建立和完善大陆断裂系统，确定断裂规模，发现隐伏断裂；确定岩浆岩分布范围及性质；探讨各构造区及盆地结晶基底结构、性质及稳定性；对盆地（群）进行全方位解释；对部分热点问题，如俯冲带、地幔柱等进行探讨；通过居里等温面反演研究岩石圈热结构；通过三维磁化率反演研究孕震构造背景等等. 近年来，国内外众多学者针对以上应用，取得了显著成果. 本文将对岩石磁性（第1部分）、磁异常解释的不确定性（第2部分）进行整理及归纳，对航磁异常分析及反演方法（第3部分）进行介绍，对航磁异常在地质构造中的近期应用（第4部分）进行回顾，并对未来航磁异常分析技术及应用等（第5部分）进行讨论和展望.

1 岩石磁性

在进行航磁异常的构造解译之前，需要首先了解岩石磁性. 岩石磁性强弱是指岩石在形成过程中冷却时所获得的剩余磁化场、以及在外磁场下其所产生感应磁化场的总和. 磁性介质获得的感应磁化强度M正比于外磁场强度H：M=κH，比例系数κ为介质的体积磁化率，表征单位体积的介质产生的感应磁场与外磁场的比值，量纲单位是SI. 影响岩石磁化率的因素包含内在因素和外在因素，其中前者有磁性矿物成分、含量、颗粒大小和磁畴结构等，而后者有外磁场、温度、压力等（Dunlop and Özdemir, 1997）. 上述因素的共同作用使得同一种岩石的磁化率变化范围很大.

1.1 矿物磁化率

下面来讨论磁性矿物成分和含量对矿物磁性的影响. 岩石是由各种矿物组成的，不同矿物根据磁化率的不同分为：抗磁性矿物、顺磁性矿物和铁（亚铁/反铁）磁性矿物（Dunlop and Özdemir,2015）. 表1是整理归纳的岩石中常见矿物的体积磁化率κ数值范围，可见矿物磁化率与其中铁元素含量大致呈正相关：不含铁的浅色矿物一般为抗磁性，κ为10-5量级；含有一定铁的暗色矿物一般为顺磁性，κ为10-3量级；含铁量较高的铁的氧化物（磁铁矿）为亚铁磁性，κ为100量级（也有部分例外，例如赤铁矿，κ为10-2量级）. 主要矿物（含量高于1%）的κ都较低，而亚铁磁性矿物都为次要矿物，但是由于二者之间显著的磁化率差异，岩石磁化率基本上由含量较少的铁/亚铁磁性矿物（主要是磁铁矿）的含量所决定.

表1 常见矿物体积磁化率数值范围 （修改自Hunt et al., 1995; Dunlop and Özdemir, 2007）Table 1 Numerical range of volume magnetic susceptibility of common minerals （modified from Hunt et al., 1995; Dunlop and Özdemir, 2007）

1.2 岩石磁化率

岩石主要分为三大类型：岩浆岩、沉积岩和变质岩. 岩浆岩是液态岩浆冷却固结而形成的岩石，又称为火成岩；沉积岩是风化剥蚀而形成的岩石碎屑，成层堆积固化而形成的岩石，或是化学溶液或胶体沉淀而成的岩石；变质岩是在一定温度、压力、剪切应力或流体的作用下，原岩在固态条件下，发生矿物组合、结构构造变化而形成的新的岩石（桑隆康等，2012）. 三大类岩石具有不同的磁化率特征.

岩浆岩根据岩石中SiO2的含量百分数可分为超基性岩（＜45%）、基性岩（45%～52%）、中性岩（52%～63%）和酸性岩（＞63%）. 超基性岩主要包括橄榄岩、科马提岩，其中的暗色矿物含量为90%以上，暗色矿物主要为橄榄石；基性岩主要包括辉长岩、玄武岩，其中的暗色矿物含量为50%左右，暗色矿物主要为辉石；中性岩主要包括闪长岩、安山岩，其中的暗色矿物含量为30%左右，暗色矿物主要为角闪石；酸性岩主要为花岗岩、其中的暗色矿物含量为15%以下，暗色矿物主要为黑云母. 结合上面各种矿物中可能的平均铁元素的比值，可以计算出超基性岩、基性岩、中性岩和酸性岩可能的平均铁元素含量的比值大致为10 : 4 :2 : 1. 据此可以推断，从超基性岩浆岩到酸性岩浆岩，平均磁化率逐渐降低，差距为一个数量级左右. 这一规律与前人统计的岩石磁化率数值基本一致，见表2.

表2 常见岩石类型体积磁化率数值范围（修改自Hunt et al., 1995; Clark, 1999; Dunlop and Özdemir, 2007）Table 2 Numerical range of volume magnetic susceptibility of common rocks （modified from Hunt et al., 1995; Clark, 1999; Dunlop and Özdemir, 2007）

沉积岩包括化学沉淀沉积岩和碎屑沉积岩. 化学沉淀沉积岩主要是碳酸盐岩，即灰岩和白云岩，主要矿物为CaCO3或（Ca、Mg）CO3，都是抗磁性矿物. 纯灰岩或白云岩的磁化率非常低，接近于0. 碎屑沉积岩主要由石英、长石和岩屑三种成分组成，前两者为抗磁性矿物，岩屑是源岩的碎屑，磁化率与源岩相同. 碎屑沉积岩根据碎屑的粒径可以分为砾岩（＞2 mm）、砂岩[（2～5）×10-2mm]、粉 砂 岩（5×10-2～5×10-3mm）和 泥 岩（＜5×10-3mm）. 粒径越小碎屑中石英和长石的含量越高，岩屑的含量越少，岩石的磁化率越小. 因此，理论上沉积岩的平均磁化率要小于岩浆岩，而且碎屑粒径越小，磁化率也越小. 统计的沉积岩磁化率数值范围也基本符合该规律（见表2）.

变质岩是原岩经过一定变化形成的，变质岩的磁化率没有在表2中给出，因为其主要和它的原岩成分有关. 变质岩根据原岩成分可以分为泥质（泥岩）、长英质（砂岩、中酸性岩浆岩）、钙质（灰岩、白云岩）、基性（基性岩浆岩）、镁铁质（超基性岩浆岩、富含铁镁的沉积岩）. 理论上，泥质、长英质和钙质变质岩的磁化率较低，与沉积岩相近；基性、镁铁质变质岩的磁化率较高，与基性、超基性岩浆岩相近. 另一方面，通常变质程度越高，磁化率也就越大：从绿片岩相经角闪岩相至麻粒岩相的进变质过程中，对应着磁性增强；而从辉石麻粒岩蜕变至角闪岩相，由于麻粒岩中亚铁磁性矿物铁钛氧化物的破坏而导致磁性明显减弱（刘庆生等，1998）.

熊盛青等（2016a）收集整理了中国大陆不同区域、不同类型岩石的磁化率测量数据，发现在全国范围内，不同类型的岩石磁性具有以下特征：沉积岩为无或弱磁性，一般不会引起区域性磁异常；变质岩普遍具有磁性，磁化率从强至弱均有分布，是引起区域性磁异常的主要原因，其磁性大小跟年代相关：太古宇、古元古界深变质岩系一般具有强—中强磁性，中新元古界中浅变质岩系多为弱磁性，下古生界变质岩系磁性变化大，大部分具有弱—中等磁性；岩浆岩大部分具有磁性，其中基性和超基性岩一般具有中强—强磁性；中酸性侵入岩磁性变化大，一般具有中等—强磁性；火山岩类磁性不均匀，在磁场上可引起杂乱变化的磁异常.

综上，不同类型岩石磁化率具有如下特征：矿物的磁化率与矿物中铁元素的含量大致呈正相关关系；岩石的磁化率主要由含量较少的铁磁性矿物（磁铁矿）的含量所决定；岩浆岩中超基性、基性、中性、酸性岩的平均磁化率依次降低，κ变化范围中值分别约为150、80、65、25（×10-3SI）；沉积岩的磁化率低于岩浆岩，κ变化范围中值约为10×10-3SI，沉积碎屑颗粒越小，磁化率越小；变质岩的磁化率基本与原岩相近.

2 磁异常解释中的不确定性

地球物理位场反演本身具有多解性：不同场源形态和参数（密度、磁化率）组合，可以产生相同场分布，这就带来了反演结果的非唯一性. 另一方面，相对于重力场而言，地磁场本身的一些特性，如：零化子、退磁效应、场源叠加以及感应、剩余磁化混杂等也给解带来了不确定性.

2.1 地磁场反演的非唯一性

由观测地磁场反演地下介质磁化率分布，其本身在数学上是一个欠定问题，即未知数远远多于观测数据. 磁场解的非唯一性通常由格林等效层定理的一个推广来说明，即三维介质产生的磁异常可等效为一个面源分布所产生，而给定磁异常可由深于真实源的假想源或者不同深度的磁源体组合产生（Roy, 1962）. 实际中磁异常的解释借助于问题的合理简化以及额外参考信息的引入.

2.2 零化子

无限大均匀磁化薄板在其外部不会产生磁场，这种由携带磁性却不产生可见磁场的现象称为零化子. 无限大薄板并不是唯一存在的零化子，Runcorn（1975）指出由任意内源场磁化的具有一致磁化率的球壳在其外部不产生磁场. Maus和Haak（2003）推测另一种可能存在的零化子，它们的存在使得南美洲和非洲地区部分地区由于海陆磁性差异产生的磁异常无法显现. 因此，零化子构成了磁异常反演当中的模型零空间（null space），使磁异常的解释中存在非唯一性. 由于难以准确估算零化子的分布，目前航磁应用中一般不予考虑；但当构造特征难以匹配航磁异常时，应当考虑零化子的可能影响.

2.3 退磁效应

当均匀磁性体置于外界磁场中，成对的正负磁荷分别在磁性体两侧表面聚集，从而感应出一个磁场. 在磁性体内部，该磁场方向大致与外场反向，减弱了磁性体内部磁场，因此被称为退磁场. 退磁场的大小与磁性体的固有磁化率（κ）、形状（扁率）及其相对于外磁场的走向相关，其中影响最大的是κ. 当κ＜0.1 SI时，退磁效应的影响一般不超过5%，可以忽略；但在高磁化率（κ～100SI）情形下（例如磁铁矿区），需要考虑退磁效应（Guo et al., 2001）. 对于一般的地质构造问题，由于κ＜＜0.1 SI，退磁效应可以忽略.

2.4 场源叠加

地壳磁异常中的场源叠加效应表现在两个方面：（1）空间任一点的磁场大小都是全空间所有场源的叠加结果，这就给场源分离带来了挑战. 即便根据磁场大小随场源距离的立方而衰减，忽略一定距离之外场源的影响，也很难保证磁异常同源的位置精确匹配；（2）在由航磁探测总异常得到最终的地壳磁异常过程中，实际上难以完全消除主磁场和外源场（空间电流体系产生）的影响. 对于主磁场部分，以用IGRF（国际参考地磁场球谐模型）进行正常场校正为例，地壳磁异常实际上被消除了长波长（1～13阶）部分，并且混杂了短波长（13阶以上）的主磁场信息；对于外源场部分，一般是通过选择磁静日（有时是子夜）的日变站值（或者均值）作为参考，并未消除电离层及磁层磁场中相对稳定部分的影响；这些都削弱了研究结果的绝对参考价值. 许多区域航磁图研究中，例如视磁化率反演等，都更为看重磁化率的相对变化. 解决场源叠加效应的途径包括：尽可能收集更大范围的航磁数据，或者合理设定研究区域外的相关参数；在建立航磁异常图的过程中尽可能获取绝对值，例如对航磁探头和日变站探头进行系统误差校正及高度改正；选择在磁静日夜间进行探测，并使用电离层及磁层模型进一步消除外源场影响等等.

2.5 感应磁化、剩余磁化分离

在岩石圈演化过程中，当岩浆冷却到居里点温度以下时，岩石保留了当时主磁场的方向和强度等信息，获得了剩余磁化场；但在现今主磁场背景下，岩石将产生感应磁化场. 二者的方向和强度都可能存在差异，若不能准确分离，将直接影响地壳磁异常的解释：一方面，由航磁总场探测得到的ΔT异常，是地壳磁场在主磁场方向上的投影，若剩余磁化明显强于感应磁化，并且二者方向存在较大差异，将导致ΔT显著偏离地壳磁场真值；另一方面，由于许多磁异常处理手段都依赖于感应磁化假设，例如频率域化极、化极后延拓、求导等，如果感应磁化假设失效，那么建立在其基础上的解释都将受到影响. 因此，感应和剩余磁化的分离显得尤为重要.

实际研究中，一般假设克拉通陆壳以感应磁化为主（Thébault et al., 2010），洋壳以剩余磁化为主，而在二者之间的构造区，例如说活跃的构造带，需要同时考虑感应和剩余磁化的影响. 只有在实验室条件下，离散岩石样本的感应和剩余磁化才能够被精确测定；对整个研究区域而言，则需要评估二者的相对贡献. 鉴于感应磁化与主磁场方向一致且与其强度成正比，这为区分感应—剩余磁化提供了两种方法：其一是通过主磁场倾角和偏角的空间变化，其二是根据主磁场随时间的变化特征. Maus和Haak（2003）测试3种不同岩石圈磁场模型与主磁场倾角的关系，他们发现其中的两种模型随纬度的变化趋势符合感应磁化假设，另一种模型更加符合剩余磁化假设. Lesur和Gubbins（2000）比较了主磁场和20个观测台的资料，认为其中9个台站的观测和时变感应磁化场相符，其它台站的结果模棱两可. 除了上述方法之外，还有依据航磁图中最大和最小磁异常位置和其相对强度来推导磁化倾角和偏角的方法（Gerovska et al., 2009; Zhang et al.,2018）. 由于总梯度模与磁化方向弱相关，有部分研究基于这一特性发展出了一套确定总磁化方向的方法（Dannemiller and Li, 2006）. 然而，上述分离方法的准确性尚待进一步评估.

3 航磁异常分析方法

航磁异常图可以粗略反映异常源的分布情况，但通常难以准确对应. 为了获取磁性源的位置、形态、埋深、磁性大小、接触面以及不同源分布的组合等信息，就需要对航磁异常进行化极、滤波、求导和反演等各种分析处理，以进行定量判断.

3.1 化极（RTP）

在地磁极区，主磁场磁力线垂直于地球表面，其所引起的地壳感应磁化场位于磁源体的正上方，因此磁异常同场源在横向展布上具有较为直观的对应；但在地磁极以外的地区，非直角磁倾角的存在导致磁性源的斜磁化，使得磁异常偏离磁源体位置. 例如在北半球中低纬区，由于斜磁化的影响，磁源体上方将出现南正北负的伴生磁异常特征，且该特征随着纬度而变化. 为了将不同区域的磁异常同磁源体进行垂向对应，需对磁异常进行化极处理，即将全球任意位置处的磁化场都转化到地磁极进行分析. 化极最早是在空间域通过褶积形式进行（Baranov, 1957），后续转为频率域通过化极因子相乘实现（Bhattacharyya, 1965），因为后者更为简单、快速. 现有化极技术以频率域为主，其基本流程是将航磁ΔT异常进行快速傅里叶变换，在频率域乘以化极因子后，再进行逆变换，即得到空间域化极结果. 化极因子在极坐标下写为：

式中，I和D分别是磁化方向（一般取主磁场）的倾角和偏角,，u和v分别是x和y方向的圆频率.

公式（1）中化极因子H（θ）属于放大性一类转换因子，在低磁纬地区（I→0），当θ接近D±90°时，H（θ） →-∞. 低纬区化极因子的放大作用会造成结果不稳定，表现为化极结果沿磁偏角D方向条带明显，因此需要对化极因子进行改造，使计算稳定. 当前，基于改造化极因子的低纬度化极方法有伪倾角法（Li, 2008）和改进的伪倾角法（石磊等，2012）、压制因子法（姚长利等，2003）、直接阻尼法（姚长利等，2004）等. 低磁纬区，除了进行化极处理外，也可进行化赤处理（骆遥和薛典军，2010）.

在化极之前，需要确定磁化场的方向，一般是进行感应磁化近似，即假设磁化场与当前主磁场方向一致. 对于纬度变化不大的研究区域，可假设均一的磁化场方向，例如以研究区中心处的磁化场为准；对于跨纬度研究区，均一磁化方向假设将出现较大偏差，此时需要进行变倾角化极（DRTP）（Arkani-Hamed, 1988, 2007），主要有分带变倾角化极（刘振军等，2010），或者逐点变倾角化极（李勤等，2014）处理. 除了在频率域，还可在空间域用等效源法（黄翼坚等，2009）进行化极，其优势在于低纬区稳定性更好，但缺点是计算速度远远慢于频率域法.

3.2 滤波：延拓、低高通、球谐阶数截断、小波分析

不同规模、不同埋深的磁性体产生不同空间尺度的磁异常. 浅部磁性体产生的异常特征一般是宽度小而梯度大，称为局部场或短波异常；深部磁性体产生过的异常特征一般是宽度大而梯度小，称为区域场或长波异常（熊盛青等，2016a）. 为了将长、短波异常分离，关注特定异常特征，可对航磁异常进行滤波处理. 滤波手段多种多样，包括：延拓、低高通、球谐截断以及小波分析等.

延拓是将某一高度的航磁异常换算到不同的高度，以绘制仿地飞行、固定海拔高度的航磁图或者构建三维高精度地磁数据库. 延拓一般是通过频率域的解析延拓来快速实现，延拓因子为：

在频率域中乘上该因子并进行傅里叶逆变换就能得到延拓后的异常，其中的Δz为向上延拓的高度，k为波数. 式中可以看到，波数越大，因子越小，因此短波长的信号被压制，而长波长可以较为完整的保留下来.

为了消除浅部磁性源或者干扰的影响，可对航磁异常进行向上延拓. 一般来说，延拓高度越高，越反映深部源信息，但二者之间尚无明确的定量对应. 在频率域进行向下延拓时，由于本身是一个不适定线性反问题，高频成分被放大，图像变得更加粗糙，可使用迭代法进行求解（曾小牛等，2014；刘强等，2018）. 向下延拓是建立海洋磁异常数据库，从而实现地磁导航的关键技术之一. 向下延拓也可在空间域由等效源法实现（黄翼坚等，2009），虽然求解稳定，但计算效率低.

相对于延拓，频率域低/高通滤波是更为直接的滤波方法. 滤波器的设计可有多种选择，其中巴特沃思（Butterworth）滤波器较为常用（Roest and Pilkington, 1993; Khalil, 2016），其在通频带内的频率响应曲线最大限度的平坦，没有波纹. 巴特沃思低通滤波吸收了近地表的小尺度异常，凸显了深部源所产生的长波长信号；而高通滤波则与之相反.

随着卫星磁测技术的发展，一些结合了卫星磁测及近地表磁测（包括航磁、台站、流磁及海洋磁测）数据所建立的模型也得到了发展，如NGDC-720（Maus, 2010）等. 这些模型是以球谐级数展开建模，在研究不同波段的异常特征时，可以采用不同截断阶数来区分. 例如康国发等（2011）在使用NGDC-720模型研究青藏高原不同波段的地壳磁异常特征时，将磁异常分为16～60阶（长）、61～220阶（中）和221～720阶（短）3个波长带，发现中波带能谱最强.

作为近来新发展的一种变换分析法，小波变换继承和发展了短时傅里叶变换局部化的思想，同时又克服了窗口大小不随频率变化等缺点，在重磁位场研究中也得到了较好应用. 康国发等（2013）在使用POMME6.2模型研究东喜马拉雅构造结地壳磁异常特征时，使用二维db5小波函数对地面磁异常进行了分解，发现1～3阶小波细节与短波长带、4～5阶组合与中等波长带、5阶逼近与长波长带分布形态有良好对应关系，并通过对小波组合进行径向功率谱分析确定了其所对应的磁源深度.

3.3 求导/边界增强

地质构造体的边界包括板块或者活动块体的边界，断裂构造线、侵入岩墙、俯冲带、不同岩性的分隔线等. 由于不同地质体之间磁性的差异，或者由于构造运动造成的岩层错位，产生了在航磁探测中可观测的磁场异常，这样便可由磁异常分布特征圈定各种构造边界. 一般情况下，构造边界是磁化率差异对比强烈的地带，通常也是磁异常的显著梯度带. 利用航磁异常进行构造体边界识别有多种方法，分为数理统计、数值计算和其它三大类（王万银，2009），其中以数值计算最为常用，本文主要介绍数值计算.

数值计算类的边界识别法主要针对磁异常的各类、不同阶次以及各种组合的导数/梯度计算. 相对于磁异常，其导数同边界有更清晰直观的对应，可以实现边界增强的效果. 在对磁异常进行各种导数计算时，需了解其适用范围及特点.

3.3.1 垂直（VDR）、总水平导数（THD）

垂向导数是在垂向求取磁异常梯度，一般在化极和延拓以后进行. 垂向导数定义为：

式中，M为化极后的磁异常总强度. 化极磁异常垂向一阶导的零值位置被用于确定浅部磁性体（铅垂台阶或者棱柱）的边界（Bhattacharyya, 1965; Hood and McClure, 1965），正值为磁性体内部（对于高磁性体而言，低磁性体与之相反），最大值为磁性体中心，而负值为背景构造区（Miller and Singh,1994）如果需要更精确地圈定小尺度异常边界，可进行垂向二阶或者高阶导数处理，只是高阶导将放大噪声的影响，产生更多凌乱的小尺度特征. 垂向导数多用于探测隐伏岩浆岩、断裂带岩浆上涌或者研究火山分布.

水平导数是在北向、东向或者垂直于构造线的方向求取化极磁异常梯度. 一般来说，在垂直于构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识别东西展布的构造边界，而东向梯度更有利于识别南北展布构造. 对于不确定构造走向的问题而言，可以计算总水平导数：

THD的极大值对应具有单个垂直侧面的地质体边界. 然而当场源埋深较大、侧面倾斜或者场源横向较薄时，推测的边界就会存在较大偏差. 此外，THD极大值在划分规模较大的线性构造时具有明显优势，但对规模较小的线性构造则缺乏辨识度.针对这些问题，Fedi和Florio（2001）提出了增强总水平导数法，计算不同阶次垂向导数加权的THD，以提高水平分辨率；Wang等（2009）提出了归一化总水平导数垂向导数法，以其极大值位置较准确地识别线性构造线. 总水平导数多用于确定断裂带或者不同构造块体的边界.

3.3.2 总梯度模（|A|）/解析信号振幅（AS）

总梯度模又称为解析信号振幅，定义为（Roest et al., 1992）：

总梯度模利用极大值位置来识别构造体的边界. 对二度体磁异常，总梯度模不受磁异常分量和磁化方向的影响；对于三度体异常，虽受其影响，但比其它边界识别方法要小. 总梯度模的横向分辨率略显不足，为此人们做了各种增强处理，如Hsu等（1996）提出了增强总梯度模法，利用磁异常垂向n阶导数的总梯度模识别边界；Bournas和Baker（2001）提出了总梯度模总水平导数法，发现该方法分辨率更高，识别边界更准确. 王万银（2009）研究了总梯度模极值位置空间变化，发现该方法可用来识别浅部构造体边界，但无法识别深部，因为当场源埋深较大时，总梯度模的极大值对应构造体的中心位置.

3.3.3 斜导数（Tilt）、θ图

垂向导数、总水平导数以及总梯度模多适用于单个浅部磁源体边界识别，而在处理多个不同埋深的磁源体时，深部磁源体的边界识别往往失效，因为深部异常被浅部异常所掩盖. 为此，Miller和Singh （1994）提出了斜导数/倾斜角法，其定义为：

斜导数在磁源体上为正值，在边界处为零，在磁源体外为负值. 虽然深部源的垂向导数和总水平导数都会衰减，但二者比值不受深度影响，因此该方法对场源埋深不敏感，能同时清晰识别不同埋深磁源体的边界. 然而斜导数法受磁化方向影响较大，Verduzco等（2004）提出了斜导数总水平导数法来解决这个问题. 经验证，对于二度体磁异常而言，该方法不受磁异常分量、磁化方向及地质体倾角的影响（郭华等，2006）.

与斜导数相似的，Wijns等（2005）提出了θ图法，定义为：

θ图法利用解析信号振幅对总水平导数进行归一化，并利用极大值位置确定地质体的边界. Wijns等（2005）提出该方法不受磁异常分量和磁化方向的影响，能很好地平衡高、低幅值异常，比总梯度模、总水平导数和斜导数法的识别效果更好. 图1给出了我们用EMAG2绘制的龙门山断裂带周边地区向上延拓到10 km高度处的化极磁异常（左图）及其θ图（右图）计算结果，可以看出龙门山断裂带整体位于东侧四川盆地显著正异常的边界带上，θ图极大值圈出了部分异常源（包括整个四川盆地显著条带状正异常，芦山地震震中正北方的四姑娘山及其西侧的马奈花岗岩体小幅正异常等，参考后文图6）的边界，并且龙门山断裂带（除汶川与芦山地震之间向东凹进外，该处对应着二者之间的地震空区）大致对应着θ图的极大值，表明该断裂带整体位于深部磁性源的边界.

图1 龙门山断裂带附近10 km高度处的化极磁异常（左）及θ图（右）分布Fig. 1 The RTP ΔT （Left） and θ-map （Right） distribution around Longmenshan fault belt at an altitude of 10 km

除了上述导数法，还有各种组合导数法，有的可以相当复杂（如THVH法，Zhang et al., 2015）.英高海等（2016）对15种代表性的边界增强法在不同磁化方向、场源埋深、场源形态、异常叠加和噪声干扰情况下的识别效果进行了模型试验，提出总水平导数法（THD）、总梯度模垂向导数法（ASz）、总梯度模斜导数法（TAS）是其中适用性较强、应用效果较好的3种方法. 由于实际构造问题的复杂性，在不同的研究区，根据研究目标的不同，究竟哪种方法更适合，尚需具体分析.

3.4 欧拉反褶积（ED）

欧拉反褶积是一种在先验地质信息较少的情况下定量估计磁性体位置的方法，其主要基于欧拉方程（Reid et al., 1990）：

式中，（x0,y0,z0）为磁性源的位置，（x,y,z）为观测点坐标，T为磁异常（对应ΔT），B为背景场，N为构造指数. 构造指数的实际意义是不同磁性源的磁异常随着观测距离增加的衰减速率. 通常，N=3对应于点源（球体），N=2对应于线状源（管道、圆柱体、岩柱），N=1对应于阶步状磁性体、薄岩墙或岩床边界，N=0对应于断层或者落差很大的磁性接触面. 构造指数的选择对于结果影响较大，一般选择收敛性最好的构造指数或者先验地质构造信息进行解释. 通过求解欧拉方程获得磁性体位置信息时需要确定窗口大小，窗口内观测点决定了求解方程的数量. 为了获得可靠的源参数，窗口大小选择要合适：既要小到尽量不包含相邻场源的影响，又要大到足够反映磁异常和梯度的变化（杨文采等，2012）.

3.5 磁性层顶/底界面反演

对于陆壳中较为稳定的构造单元（地台，前寒武纪克拉通，沉积盆地等）来说，一般具有明显的双层结构：上层为未变质、产状平缓和厚度较小的沉积岩层，称为沉积盖层，表现为弱磁性或者无磁性；下层由巨厚、强烈褶皱的变质岩和岩浆岩组成的复杂岩系，称为结晶/磁性基底，表现为强磁性.由于盖层和基底之间显著的磁性差异，可由航磁异常对基底埋深，即磁性层的顶界面进行反演.

对磁性层顶界面进行反演主要是采用人工切线法和外奎尔法（Vacquier et al., 1951），并由欧拉反褶积法对手工计算结果进行验证. 切线法与外奎尔法均利用异常曲线上的极大值、极小值、拐点、半拐点等切线之间的交点坐标关系计算磁性体的埋深，具有速度快、精度高等优点（管志宁，2005；佟晶等，2020）. 计算过程中，将局部航磁异常划分为对称剖面和非对称剖面，前者采用切线法，后者采用外奎尔法进行深度计算. 切线法是在异常曲线的极大值和两翼拐点处作切线，切线交点在x轴投影为X2和X3，两翼切线与x轴交点为X1和X4，由下列两式计算磁性体埋深：

式中，K1为对称异常的形态参数，Kh为埋藏地质体深度因子，h为埋藏体顶面埋深（km）. 外奎尔法是异常曲线两侧拐点附近最陡斜率与切线较重合部分的水平投影距离乘以一个系数，即得磁性体顶板平均埋深：

式中，X2、X1分别为切线与异常离开重合部分的水平坐标，系数K由经验确定.

除了空间域的切线法以外，还可由频率域的径向平均功率谱法（Spector and Grant, 1970）来确定磁性层顶界面埋深. 功率谱法又进一步分为谱峰法（Spectral Peak Method）和中心法（Centroid Method），以广泛使用的中心法为例，磁性层产生的总异常场功率谱为（Blakely, 1995）：

式中，ϕM为磁化强度的功率谱，kx、ky分别是x和y方向上的波数，Zb和Zt分别是磁性层的下界面埋深和上界面埋深，Cm2是常数，Θm和Θf分别是与磁化强度方向、主磁场方向相关的因子. 注意到上式中ϕM，Θm，Θf的径向平均是常数，因此对上式取径向平均，再两边取对数，在中、高波数域，有：

可得磁性层顶界面埋深Zt. 在低波数域，有：

可得磁性层中心埋深Z0. 进而，由：

得到磁性层底界面埋深Zb. 除了径向平均功率谱法，也可由Parker-Oldenburg界面反演法（Parker,1973; Oldenburg, 1974; 冯锐, 1986）获取Zb埋深；该方法首先用FFT计算常磁化率地质体在频率域的磁异常，然后由迭代法求解磁化率显著变化界面，即磁性层底界面. Parker-Oldenburg法需要首先提取界面起伏引起的磁异常变化，并设定底界面平均埋深以及界面上下两层磁化率差异. 这些都带有主观不确定性，导致其应用受到局限. 大多数情况下，可将Zb直接视为居里等温面（CPD），由其研究岩石圈热结构（Okubo and Matsunaga, 1994; Li et al., 2017）.

3.6 磁异常正反演

虽然上述异常分析方法可以判断磁性源的中心、边界和埋深等情况，但其主要针对较为简单、规则的磁性源；若磁性源分布较为复杂，例如说高度离散、分层的，或者深部走向发生偏转（如具有一定倾角的断层），则需要对磁异常进行正反演，得到深部磁性源（磁化率）分布的详细信息，进而应用于构造分析.

3.6.1 磁异常正演

磁异常的正演是反演的基础，也是认识地下磁性体分布的重要方式，对于地质构造分析十分重要. 由于地下磁性介质形状不规则，磁异常正演往往将这些复杂磁性体简化为球体、棱柱体、圆柱体、多边形的简单组合. 如果在观测点与介质之间的距离足够远，或者磁性体细剖分的情况下，还可以将磁性单元进一步简化为磁偶极子，极大地方便了正演计算. 通常，航磁异常反映的是小尺度浅部磁异常体的变化，其解释分析大多是在直角坐标系框架下进行的. 这种情况下，使用直立棱柱体作为基本磁性单元计算简单，细剖分后的单元也能对复杂磁性体有比较好的描绘.

如果地下密度异常体和磁性异常体具有一致的形状（以直立棱柱体为例）且内部磁性特征不变，就可以通过泊松关系由重力异常获得标量磁势，从而进一步计算磁异常，其解析表达式为（管志宁，2005；王万银，2009）：

式中，带小标的(ξ,η,ζ)表示棱柱体的边界位置. 需要计算ΔT时，只需要计算以上三分量在主磁场方向的投影即可. 当地质体形状复杂难以简单的使用棱柱体替代时，可以将其细剖分为更小的棱柱单元，将它们叠加求和后得到复杂磁性体产生的近似磁异常. 但是剖分出大量的棱柱单元会使计算效率下降，为了增加计算效率，可将每一个小的棱柱体单元近似为磁偶极子. 经过推导，直角坐标系下位于源点（x1,y1,z1）处的磁偶极子m在场点（x,y,z）处产生的磁异常B可写为（Emila, 1973; 王万银等,1991; 黄翼坚等, 2009）：

式中：

在需要使用正演方法研究大尺度磁异常特征时，通常使用球坐标代替直角坐标. 在球坐标下，直立棱柱体将转变为球面棱柱（Tesseroid）体.Tesseroid体是在球坐标系中由两个同心球面（r1，r2）、两个子午面（λ1，λ2）和两个纬度（ϕ1，ϕ2）所围成的球面六面体. 由于Tesseroid体积分过程中包含椭圆积分，没有解析解，所以经常使用数值积分求解. 球坐标下计算Tesseroid体产生磁异常的方法主要有以下3种：泰勒级数展开法（Heck and Seitz, 2007）、三重高斯—勒让德数值积分法（Asgharzadeh et al., 2008）和细剖分近似法. 为对比几种方法的正演效果，建立一个位于赤道处大小为0.5×0.5×30km的Tesseroid单元，分别计算其在5×104nT背景场，水平感应磁化条件下，沿0°经线200 km高度的北（x）向磁感应强度变化. 其中，细剖分法分为单个偶极子近似以及网格点数为100×100×100的剖分计算；高斯—勒让德数值积分的节点数为5×5×5. 计算了不同高度处的感应磁化场，其中20 km高度处的Bx分布如图2所示. 经对比发现，几种方法的结果差异主要体现在靠近磁源体的部分（2°以内）；单个偶极子近似在距源点较近时会产生较大误差；泰勒级数法虽然误差相对小一些，但仍较为明显；细剖分法可以给出较为精确的结果，但是计算量很大；而高斯—勒让德数值积分在与细剖分结果基本重合的情况下，计算效率上也有显著优势. 综上，建议使用高斯—勒让德数值积分进行正演计算.

图2 细剖分法（Dipole100）、偶极子近似法（Dipole）、泰勒级数展开法（TSP）和高斯—勒让德积分法（GL5×5×5）计算的磁异常Bx曲线分布图. 观测点位于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 磁异常反演

在磁异常反演中，Li和Oldenburg（1996）提出的方案应用最广，其优势在于能更好的加入约束信息，并引入了深度加权函数来克服趋肤效应，使得反演结果更加符合实际. 在正演方案中，一般来说，网格划分越密，计算越准确，空间分辨率也越高，但相应计算量也会增加. 通常，基本单元（一般选用棱柱体或者Tesseroid体）的大小应与观测数据网格间距一致.

以球坐标下的Tesseroid体为例，假设岩石圈磁场为一磁性球壳产生，可将其剖分为M（i,j,k）个Tesseroid体的组合，其中i、j和k分别是每个Tesseroid体在纬度方向，经度方向和地心方向的编号. 设观测数据的总数为N，则作为磁源体和观测数据有如下关系：

式中，Bl表示第l个磁场观测值，m（i,j,k）为球壳内不同位置处Tesseroid体的磁性参数，G称为格林函数或正演核函数，它是地球深部介质磁性参数和观测点之间的空间几何关系，也可理解为单位磁性特征的Tesseroid体在空间上某点产生的磁场. 在球坐标系下，G没有解析解，但是可以通过高斯—勒让德数值积分取得数值解.

如果反演地下介质磁化率分布，m（i,j,k）便可视作磁化率在i、j、k方向上的分布，若只考虑感应磁化的影响，则磁化强度矢量与磁化率存在以下关系：

式中，BM为主磁场矢量，κijk为磁化率，µ0为真空磁导率. 基于以上公式便建立起地下磁性介质与空间中某一点磁异常值的关系.

基于L2范数的反演方法，总目标函数由数据拟合和模型两部分组成：

式中，β为正则化参数，用于调节数据拟合项和模型复杂度之间的权重. 将数据拟合目标函数定义为：

式中，K表示为观测值总个数，γk为调整每个观测值和预测值误差的权重，如果权重一致则可以设为单位向量. 模型目标函数定义为：

式中，αs、αr、αθ、αϕ为全局平滑权重，表示不同方向平滑项之间的权重.ws,ijk、wr,ijk、wθ,ijk、wϕ,ijk为矩部平滑权重，表示同一方向内不同位置之间的平滑重要性. 由于三维磁化率反演属于欠定问题，加上正演核函数是观测点和场点之间距离的函数，因此反演过程中浅部磁性介质的权重会因为场点源点之间较近的距离而变得较大，从而使浅层介质获得更大的磁化率，这种现象被称为趋肤效应. 为了避免这一现象的产生，需要对模型进行适当的平衡调整，即加入深度加权函数深度加权函数的约束改善了反演结果，使之与地质构造相一致.深度加权函数的选择有多种方案，既可以围绕正演核函数构建，也可以根据观测点到源的距离构建，下面给出一个由正演核函数构建的深度加权函数：

式中，β通常取值为1. 确定各项目标函数后，写成矩阵形式：

式中，Wd,k是和数据有关的权重，Wm是同全局平滑、局部平滑、深度加权等相关的权重. 为使上式达到极小值，需求解以下线性方程组（杜劲松，2014）：

式中：

求解可采用线性共轭梯度法.

4 航磁异常在地质构造中的应用

地壳磁异常在地质构造中具有广泛的应用场景，最典型的就是大洋中脊两侧对称分布的正负磁异常条带（船测）为板块构造理论提供了明确而坚实的证据支持（Vine and Matthews, 1963）. 在我国东部，作为东亚最长（全长3 600 km，我国境内2 400 km）的一条巨型、深大左旋走滑断裂带—郯庐断裂带，就是在1957年的航磁大调查中被发现的. 除此以外，航磁异常在隐伏岩浆岩及断层探测，俯冲带、大陆裂谷、岩墙群及地幔柱等构造特征分析，磁性界面（包含代表磁性层顶界面的结晶基底及底界面的居里面）反演，区域构造划分以及孕震构造背景研究等也有诸多应用，下面逐一介绍.

4.1 隐伏岩浆岩探测

相对于大部分陆壳地表所覆盖的沉积岩，出露或者地下隐伏的岩浆岩的磁化率通常要高1～2个数量级（见前文1.2部分）；不同类型及成因的岩浆岩，其磁化率也存在差异，这就导致不同岩石在航磁异常上存在不同的分布特征. 例如Xiong等（2016b）基于航遥中心覆盖全国的航磁数据（1 :500万）及大量（24万个）磁化率数据，对已经发现的岩浆岩磁化率及航磁特征进行了总结，发现：铁镁质—超铁镁质岩石一般具有较高磁化率，会导致航磁化极ΔT线性和强正异常；中性—长英质岩石一般具有稳定的低磁化率，在化极ΔT上表现为平缓梯度以及规则形状；火山岩磁化率和剩磁特征存在非常大的变化范围，在化极ΔT上表现为随机或平面变化特征，并且随着向上延拓而快速衰减.由此，根据航磁异常特征，结合地表岩样采集及磁化率测量结果，可对出露岩浆岩在地下的展布，或者隐伏岩浆岩体分布以及火山构造等进行探测.

Li等（2012）使用由日本地质调查局（GSJ）、东亚和东南亚地球科学项目沿海和近海协调委员会（CCOP）提供的航磁数据，通过延拓、解析信号振幅等对苏鲁大别造山带进行分析，发现：显著正异常来自于片麻岩、混合岩和中生代末期造山后花岗岩；而负异常和弱异常与超高压变质岩（榴辉岩）有关，它们可能是弱磁化，也可能在长期演化中经历了退变质，或者在反磁性期受到再磁化的影响；蓝片岩的高压变质相比超高压变质岩磁性更弱.

谢顺胜等（2016）利用最新取得的海南岛及周边海域1 : 10万高精度航磁资料，结合区域地质、物、化、遥等资料，圈定了12个火山机构及188处侵入岩体. 研究发现火山构造在化极垂向一阶导上表现为环形异常，边界清晰；外环由多个圈闭完整的串珠状正（负）异常组成，内部分布强度较弱（强）的负（正）异常. 不同类型的侵入岩在航磁异常上大部分反映明显，如基性岩体一般规模较小，其所反映的磁异常幅值变化较大，从几十到几百nT，甚至更强.

Xiong等（2016b）基于全国航磁化极ΔT图，使用垂向一阶导及斜导数分析，结合已知岩浆岩露头，更新了已知的不同类型的岩浆岩边界，绘制了隐伏岩浆岩体分布图，并将岩浆岩划分为9个超铁镁质带、10个铁镁质带、27个中性—长英质带和8个火山岩带.

Wang等（2020a）使用5 km网格化的磁异常，通过2D磁化率正演及3D磁化率反演，对雅鲁藏布江缝合带上南北两条显著磁异常条带的成因进行了研究，发现（见图3）：北雅鲁藏布磁异常条带与中新生代弧岩浆和同碰撞岩浆活动中形成的冈底斯花岗岩体有关，这些花岗岩体有强磁性的根，含更多铁镁质成分，磁异常条带中的断点与东西拉伸环境下形成的南北走向裂谷有关，裂谷的存在破坏了冈底斯花岗岩体的深部结构；而南雅鲁藏布磁异常条带则对应日喀则蛇绿岩，其地下部分类似于一个向南倾斜的薄板，暗示其深部为高磁性的蛇纹石化橄榄岩，并保持完整的构造.

图3 雅鲁藏布江缝合带中部两条磁异常条带深部岩性成因示意图 （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）使用航磁数据分析对伊朗高原的岩浆和蛇绿岩带的位置和展布形态进行了重新绘图. 他们利用径向功率谱法计算出平均磁化率分布，与已发现的岩浆和蛇绿岩带、沉积盆地进行对比，得出高磁化率对应岩浆和蛇绿岩带，低磁化率对应沉积盆地. 基于这一规律，找出了其它被沉积物覆盖的隐伏岩浆和蛇绿岩带.

Almeida等（2021）基于航磁数据对巴西东北部的新元古代增生造山带Sergipano带进行研究. 他们使用航磁总场强度、斜导数、滤波（延拓）及欧拉反褶积结果，定位了一条10 km宽、140 km长、表现为强磁的基性、超基性岩带. 研究认为该岩带是Sergipano带中的主要构造带，代表Sergipano带是西冈瓦纳汇聚过程中形成的一条增生造山带.

4.2 活动断裂展布

活动断裂或者破碎带引起航磁异常的原因主要包括以下几种（张春灌等，2019）：（1）沿断裂两侧岩石磁性不同，或者两侧构造特征具有显著差异；（2）断裂的产生改变了岩石的磁性（张蕾等，2019；Yang et al., 2021）或地层产状；（3）沿断裂带伴有同期或后期岩浆活动. 由此可根据磁异常对活动断裂或者隐伏断裂位置、埋深、产状以及相关构造活动等进行探测. 在高精度航磁图上，不同的异常特征反映了不同规模、不同构造特征的活动断裂，例如（张玄杰等，2011；熊盛青等，2016a）：（1）显著区域磁场特征的分界线，一般为大断裂或深大断裂的反映，可能预示两侧基岩性质或构造演化的不同；（2）磁异常的梯度带，它往往是不同性质、不同深度磁性体的边界，可能对应着以垂直运动为主的断裂或水平位移不大的断裂；（3）磁异常的错动线，多表明沿断裂两侧基岩或地质体发生了水平位移；（4）线性磁异常带、串珠状、雁行状、放射状磁异常分布带，可能对应着断裂或者岩浆活动的影响. 中小规模断裂在磁场图中一般只有单一或少数几种磁异常特征标志，而大规模的断裂往往同时具有多种磁异常特征标志，同时在断裂不同地段可能有不同的显示. 应当注意，利用磁异常特征识别断裂构造的前提是，断裂本身改变了地下连续分布的磁性结构从而形成磁性梯度带；对于没 有显著改变磁性结构的断裂，例如均匀磁化层内的走滑断裂可能并不会引发和断裂相关的磁异常特征.

贺日政等（2007a）在青藏高原中西部，利用匹配滤波法重新解释了化极航磁异常（1 : 100万），分离后的区域场特征表明，在青藏高原中部存在一个NNE向的负异常带，该负异常带源自原始岩石圈地幔底部发生了热退磁作用；并据此推测班公湖—怒江缝合带南侧存在一条重要的隐伏断裂带，该断裂与位于藏东的嘉黎走滑断裂一起构成了高原中部的东西走向的巨型右旋走滑断裂. 该推测得到了重力、地质和数值模拟结果的证实（贺日政等，2007b）.

Khalil（2016）基于流动磁测（点距25m，线距0.4～2.1 km），使用Oasis软件通过垂向导数、滤波、解析信号振幅（AS）、斜导数、斜导数总水平导数（TDR_THD）、欧拉反褶积（ED）等分析，对南西奈塔巴地区进行了研究，发现TDR_THD不依赖于地磁倾角，不易受噪声干扰，对浅部叠加结构敏感；三维ED（SI=0）适用于地下叠加结构的深度估计；推测得到的深、浅部断层形态、位置及走向与已知断裂对应关系良好. 图4分别给出了AS（左）与TDR_THD（右）同断层的对应关系，可以发现TDR_THD同断层有更良好的匹配.

图4 南西奈塔巴地区航磁解析信号振幅（左）及斜导数总水平导数（右）同断层分布（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）

王德华等（2018）收集了郯庐断裂带江苏段及周边地区较大比例尺的航磁异常数据（线距2 km），通过水平及垂向求导、欧拉反褶积处理、居里面反演及剖面建模，系统分析了区域地壳磁性结构、断层空间展布及深部构造特征，并揭示了其与地热、地震以及岩浆活动的相互关系. 航磁异常特征表明，研究区内郯庐断裂带形成NNE向串珠状高磁性异常条带，可能是岩浆沿断裂侵入而形成的. 居里面反演结果表明郯庐断裂带为居里面凹陷、热流值及地温梯度低值区. 剖面建模结果表明郯庐断裂带底部可能存在大范围基性、超基性岩浆岩，断层剖面形态为张扭性“负花状构造”. 以无锡—宿迁断裂为界，郯庐断裂带南北两侧具有明显分段性，北侧航磁异常值更高、航磁梯度场波动更加剧烈且磁性基底埋深更浅.

郭灿文等（2019）基于南极地区威尔克斯盆地南部及其周边地区的航磁异常数据（网格：500 m×900 m），利用欧拉反褶积算法及航磁异常总水平梯度，标识了该地区几条主要断裂. 断裂走向多呈近南北向且与 Mertz断裂走向一致, 说明了该地区演化过程中受断裂控制的可能.

张春灌等（2019）基于1 : 5万航磁数据，通过正则化滤波及垂向二阶导，对吐鲁番中南部地区断裂分布、岩浆岩分布及岩石磁学特征进行了分析，发现该区断裂发育、构造复杂；主要断裂的走向与区域构造走向一致；主要断裂规模较大、延伸距离较长，控制着区内各构造单元内地层及岩浆岩分布；自南向北，断裂构造特征具有明显的分区性.

4.3 俯冲带、大陆裂谷、岩墙群、地幔柱等构造特征分析

俯冲带磁异常相关研究由来已久，早期的研究将俯冲带的长波长异常归因于强磁性洋壳板片向高温无磁性地幔俯冲. 岩石磁学研究指出，在俯冲带附近，洋壳板片在俯冲的过程中会发生脱水变质，释放出的水交代上地幔楔，使得地幔橄榄岩发生蛇纹石化形成磁铁矿，从而产生可观测磁异常. 这种沿着俯冲带分布的线性磁异常特征经常在航磁和卫星磁异常中观测到. 例如，Blakely等（2005）提出Cascadia俯冲带上方航磁长波异常与蛇纹石化地幔楔相关. Williams和Gubbins（2019）通过构建3种俯冲带磁性结构模型对全球13个俯冲带进行研究，他们发现磁性俯冲板片模型与实际观测不符，均匀磁化和磁化地幔楔模型则有更好的一致性，这表明磁性板片向无磁性地幔俯冲不是俯冲带磁异常的成因. 零化子和俯冲带的年龄可能使部分俯冲带无法表现出磁异常特征，而另一些具有俯冲带磁异常特征的却没有地震活动的地区可能对应于已经停止活动的化石俯冲带. 由于蛇纹石化地幔楔具有低密度、低波速和高电导特性，可结合这些地球物理手段共同研究.

众所周知，平行于大洋中脊两侧的正负对称磁异常条带为建立板块构造理论及确定洋底扩张速率提供了必要的证据，那么在那些未来将发展为大洋中脊的大陆裂谷区是否也有类似磁异常分布模式呢？为此，Bridges等（2012）在埃塞俄比亚Tendaho地堑使用地表磁测获得了两条测线（50 km长）的高分辨率（1 m间隔）磁测数据，发现磁异常剖面都具有对称形态，中心（10 km宽）呈现负异常，而两侧（各20 km宽）呈现正异常，类似洋底条带状磁异常分布. 裂谷中央负异常被解释为最近0.8 Ma沿裂谷轴分布的正极性岩墙所产生，岩墙中心的高热流引发异常强度的衰减.

Leseane等（2020）利用航磁数据对澳大利亚东部Hill End Trough地区，不同地质历史时期多次构造活动和岩浆侵入的叠加关系进行了详细研究.结果表明研究区域在志留纪晚期至泥盆纪早期发育连续的弧后盆地沉积；这些沉积层序后来受到区域缩短作用影响发生褶皱，并在石炭纪早期发育一系列南北、北北西走向反转断层；这些反转断层又被石炭纪的岩浆岩侵入活动所叠加；侵入岩体又叠加后期二叠纪至三叠纪发育的北西和北东走向共轭断层.

Demarco等（2020a）基于新获得的高分辨率航空磁异常数据，对南美洲乌拉圭地体的地质构造元素（岩墙群、主要断裂及其它磁性体）进行研究及重新绘图. 通过垂向导数、向上延拓及欧拉反褶积，发现相较于之前的认识，研究区的古元古代岩墙群更大、更密集、分布更广泛，可能是地幔柱来源. 研究还发现了新的中生代岩墙群，切割了古元古代岩墙群以及新元古代造山带. 中生代时古元古代岩墙群重新活化发生正断层活动，形成中生代裂谷；而新元古代造山带阻碍了该裂谷的进一步生长.

Xu等（2020）使用融合了部分EMAG2数据的航磁异常图（1 km×1 km网格），揭示了塔里木盆地之下的二叠纪地幔柱活动（见图5）. 研究发现该处磁异常的解析信号振幅存在直径300～400 km的放射性特征（图5中L1～L4的4条线状异常），这与地幔柱上涌形成的放射性岩墙具有相似形态，且金伯利杂岩体位于异常主体的中心位置，意味着地幔柱柱头恰好位于异常中心. 地表磁化率测量结果显示该处矿物磁化率均值大于0.053 SI，具有很强的磁性；综合钻井资料证实了二叠纪铁镁质侵入岩的高磁性是引起放射性正异常的原因. 这次地幔柱活动显著增强了塔里木盆地岩石圈强度，阻止了新生代以来的印度—欧亚板块汇聚导致的应变，间接导致帕米尔的西向俯冲和阿尔金左旋走滑.

4.4 结晶基底埋深

磁性基底埋深并非某一固定的岩浆岩及基底构造层的埋深，在不同地区，它往往反映的是主要构造热事件形成的岩浆岩及前寒武纪变质基底和磁性侵入岩的顶面埋深，因此在不同地区，它具有不同的地质意义（熊盛青等，2016a）. 由于基底同盖层之间的磁性差异，可由航磁异常对基底分布进行正、反演研究.

Barrère等（2009）在挪威大陆及大陆架分别使用0.5～2.5 km、3～8 km线距的航磁数据，通过化极、延拓、斜导数，并且结合重力及地震深反射剖面进行二维正演，对Barents海的构造延伸及基底特征进行了研究，发现太古代到古元古代基底和铁镁质杂岩与高磁异常相关，而加里东推覆体与低磁异常相关. 2D正演模型给出了基底单元的形状和位置，为Barents海陆架的地壳结构带来新的认识.

熊盛青等（2014）编制了1 : 100万中国陆域磁性基底深度图. 结果表明，以E105线为界，西部地区沉积坳陷区盖层厚度大，集中分布在塔里木盆地、准噶尔盆地、柴达木盆地和西藏地区；东部地区沉积坳陷区盖层厚度整体上相对较薄，主要分布在松辽盆地、二连盆地、鄂尔多斯盆地、华北南部盆地、四川盆地、南黄海—苏北盆地等，但最厚处在四川盆地的西南部和鄂尔多斯盆地西缘. 这些展现了前寒武纪变质基底和具有一定规模的岩浆岩侵入岩体的深度变化特征，同时反映了沉积盖层的厚度和赋存现状，可直观了解各种类型的沉积盆地和沉积坳陷区的深度和范围，为寻找基底之上油气藏提供了直接依据.

Wang等（2020b）用EMAG2、MF7化极磁异常及3D磁化率反演研究了四川盆地基底，发现川盆磁异常控制了下覆刚性基底的范围，提出其大尺度显著条带状正异常的地质起源来自克拉通尺度的新元古代岩浆事件，并对基底固化及下地壳演化起到重要作用.

潘商等（2020）采用1 : 100万航磁，通过变倾角化极、延拓及延拓相减（10 km和50 km），结合重力及深反射剖面研究了四川盆地—大巴山结合带的地壳结构特征，发现大巴山向南突出部分呈强正磁，大巴山逆冲推覆带和川盆表现为连通高正磁，推测与俯冲带、结晶基底对应，推测大巴山和川盆北部具有统一的扬子克拉通基底；南坪—康县以南圈闭负异常推测为扬子板块北缘晚三叠纪沉积中心；川盆中部两个正异常块体，与上扬子克拉通存在东西两个陆核的推测一致；向上延拓显示大巴山和川盆的高磁主要由深部异常体引起；川盆存在双重基底，6～8 km弱磁性沉积岩变质基底，8～24 km高密度、强磁性结晶基底，其岩性以太古代—元古代基性、超基性岩为主.

Lei等（2022）采用EMAG2-V3磁异常，通过垂向一阶导、总梯度模、欧拉反褶积以及居里等温面反演等研究了龙门山断裂带两侧的基底分布特征，发现（见图6）：四川盆地显著强磁异常条带由新元古代强磁性基底在当前主磁场下的感应磁化产生，该基底虽然向西延伸至松潘甘孜地区，但是由于龙门山断裂带西侧居里面显著变浅，使得其在地壳磁异常图上不表现出强磁性. 松潘甘孜块体中马奈和四姑娘山两处花岗岩体为四川盆地向西延伸的基底部分熔融产生，因而在磁异常图上表现出两个孤立的正异常.

图6 龙门山断裂带两侧基底分布特征示意图（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 居里等温面/岩石圈温度结构反演

由航磁异常反演获取居里等温面（CPD）是了解岩石圈热结构的一种重要而独特的手段. 对地下热结构最直接的了解来自地表热流观测，不过由于热流测点分布稀疏且昂贵，深部热导率及放射性产热率观测不足，导致对不同构造区的热分布特别是深部热结构认知受限；另一方面，地震波反演也可以提供深部热约束，但其适用深度在70 km以深.由于陆壳CPD平均埋深在30 km左右，因此可以有效约束地壳热结构.

Li等 （2012）使用航磁数据对苏鲁—大别造山带CPD进行了反演，并结合地表热流模拟了区域地温分布，给出了热岩石圈厚度、Moho面温度等估计，发现热岩石圈厚度较薄（55～95 km），支持岩石圈去根；地幔热流对总热流贡献略多于70%；苏鲁和大别地区在热岩石圈厚度及地热活动上存在显著差异，其原因至少一部分可以归结为穿过郯庐断裂的岩石圈尺度的显著垂向差异运动.

Gao等 （2015）使用POMME-6.2、1 : 500万航磁异常研究了青藏高原东南缘的构造、地震活动及CPD，发现青藏高原的向东逃逸由于受到四川盆地刚性块体的阻挡，在龙门山分成了东北和东南两个分支；CPD埋深20～34 km，其在断裂带较浅，CPD隆升走向与断裂走向一致，而在四川盆地及巴颜喀拉中央地块较深，呈层状凹陷；强地震主要发生于CPD隆升区，这些地区显示为较高的地表热流；地震波速与地壳磁异常对应良好，高波速对应正异常，低波速对应弱或者负异常；CPD同康拉德界面具有特定对应关系，但整体浅于Moho面，表明其在该区域是一个温度界面.

熊盛青等（2016b）基于最新编制的1 : 100万全国陆域航磁异常图数据，采用功率谱法对中国陆域的CPD埋深进行了估算. 研究表明：CPD在稳定地块（如塔里木、准噶尔、四川等主要沉积盆地）表现为坳陷，埋深为28～45 km；在活动造山带以隆起为特征，埋深为18～26 km. 华北盆地CPD与塔里木陆块和扬子陆块有较大的差异，相对偏浅，可能与华北陆块遭受了复杂的后期改造，导致软流圈上隆和岩石圈减薄有关. 可可西里—巴颜喀拉地块是青藏高原北部发育的呈NWW向展布的巨型CPD坳陷带，其原因是该地区发育大面积的三叠系沉积地层和较少的岩浆活动. 稳定地块都具有Moho面隆起和CPD坳陷的特征. CPD与热流值呈微弱负相关，但并非线性相关：CPD大于30 km时，热流值较低，均小于100 mW·m-2；在CPD小于30 km的地区，热流值变化范围较大.

Li等（2017）使用EMAG2磁异常图，通过功率谱分形磁化反演得到了全球CPD分布，见图7.他们发现，沿着活跃的大洋中脊，CPD埋深显著同洋壳扩张速率相关；而部分古老克拉通大陆表现为浅CPD，意味着构造再活化引起了深部热扰动.由CPD通过热传导方程计算地表热流，并与实测热流相比较，拟合得到平均热导率，再代入热传导方程得到全球计算平均热流为72 mW/m2，进而估算全球热流损失为34.6～36.6 TW.

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

Kumar等（2020）对比了磁性层底界面（DBMS）反演的中心法（Centroid Method）和谱峰法（Spectral Peak Method），以及分形磁化（fractal magnetization）及随机磁化（random magnetization），发现中心法优于谱峰法，而分形磁性源分布优于随机分布. 将分形中心法应用于伊朗航磁（7.5 km和40 km线距） DBMS反演，发现DBMS同Moho面弱相关，除了吸积楔部分，通常前者浅于后者；浅DBMS同蛇绿岩埋深相关，蛇绿岩侵位的地方，DBMS不同于CPD，而是给出了侵位大洋岩石圈的底面埋深.

Gao等（2021）用1 : 100万航磁数据及LCS-1模型研究了青藏高原东北缘的化极磁异常、CPD、地表热流（观测及反演）及热岩石圈厚度，发现：东北缘Moho面深而CPD面浅，华北、鄂尔多斯、四川盆地相反；印度板块向青藏俯冲导致的摩擦生热抬升了羌塘CPD，使得其远远浅于Moho面；从巴颜喀拉向阿拉善有一条北东向的高温条带，表明热向北东向传导；秦岭造山带显示为卫磁负异常，高热流，表现为松潘甘孜向华北平原的一条热通道，青藏高压软流圈向华北低压软流圈流动，造成华北岩石圈的减薄，同时太平洋俯冲的西向软流圈与其在华北平原汇聚并下沉.

Xu等 （2021）基于缝合（航磁+EMAG2）后的高分辨率（1 km网格）航磁图，通过中心法反演得到了塔里木盆地的CPD，发现：盆地西北部覆盖巴楚隆起区域表现为区内最浅CPD，很可能对应着二叠纪地幔柱—岩石圈相互作用；其余区域均显示深CPD（～50 km），为未经过二叠纪岩浆作用破坏的前寒武纪基底；CPD埋深同地表热流呈反相关，可用于识别矿藏及油气田；大多数地震活动集中于CPD的梯度带或过渡带，表明地壳热结构是地震发生的次要机制.

4.6 大地构造划分

区域性航磁图在构造划分上具有重要的参考价值. 根据磁异常在不同区域的分布形态差异，如整体性正/负异常，显著正负异常的梯度带等，可将其应用于大的区域构造划分. 一般来说，显著团块状正异常区对应着前寒武纪克拉通或大型沉积盆地等稳定地块（如四川、塔里木盆地），显著负异常对应着活跃的造山带（喜马拉雅、天山、秦岭—祁连造山带），显著正负异常之间的边界可能对应着大型断裂带-即活动块体的边界（龙门山、西昆仑—阿尔金断裂带），而中等强度的异常团块可能反映了克拉通活化及破坏（华北克拉通）（Lei et al., 2018）.

为了加强对东印度和南极大陆裂解的认知，日本及德国开展了南极地区Enderby盆地的航磁调查（Jokat et al., 2010），获取了20 km测线间距的航磁数据，对印度—南极大陆裂解的时间进行了有力的约束. Golynsky等（2018）用350万千米航磁和海洋磁测测线数据建立了第二代南极高精度磁异常图（ADMAP-2），该图可以识别元古代—太古代克拉通、元古代—古生代造山带、古生代—中生代岩浆弧、东西南极大陆构造边界、大陆海洋边界以及其它地壳特征，并揭示了南极地壳年龄、岩性、磁学特征、地热状态以及构造演化历史等信息. ADMAP-2在未来可促进板块俯冲、地体增生和碰撞、大陆裂谷，板内盆地形成、大陆缘演化等构造及动力学研究.

Xiong等（2016a）使用最新编制的中国航磁图得到了磁性基底、活动断裂以及岩浆岩分布；在此基础上，结合重力、地质、地震、遥感等数据对中国大陆区域构造进行了划分（见图8），将中国大陆分为8个一级构造（造山带和陆块）、32个二级构造（弧、盆、地块）、85个三级构造（盆地、凹陷、隆升区）以及332个四级构造单元（隆升及凹陷）；并对华北准地台的西、北边界，扬子准地台的西北和东南边界，塔里木陆块的东边界以及羌塘、昌都、松潘—甘孜造山带分布进行了分析.

图8 基于航磁数据得到的中国大陆区域地质构造图 （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）

张翔等（2019）基于最新高精度1 : 5万航磁资料，结合重力资料，对西秦岭造山带东段的断裂构造格架进行研究，新推断或修正了断裂平面位置. 研究表明主干断裂在航磁上表现为不同面貌磁场分界线或显著磁异常梯度带，是研究区一级构造单元分界线；深大断裂在航磁上表现为连续性较好的线性梯度带或磁场扭转变异带，是研究区次级构造单元分界.

Zhu等（2019）利用航磁数据的横向变化特征对华南地区的大地构造进行了研究. 他们使用延拓、垂向导数、水平导数、滤波等分析，发现扬子板块和江南造山带具有低航磁异常特征，而华夏古陆具有高磁异常特征；磁异常高梯度带代表了扬子板块和华夏古陆之间的边界；华南地区高磁异常与火山岩分布显著相关.

4.7 孕震构造背景研究

航磁异常及深部磁性源分布可用于孕震构造背景研究，包括探究地震活动在磁异常上的空间分布特征、探测发震隐伏断层位置及展布、获取深部孕震及地震传播的磁性构造特征、圈定孕震高风险断层等等. 在前文4.2部分介绍了由航磁异常探测隐伏断裂；前文4.5部分，不同学者的居里面研究表明，中强地震多发于CPD隆升区（Gao et al., 2015）或者其梯度带或过渡带（Xu et al., 2021）；相关内容可作为本部分的参考.

闫亚芬等（2016） 使用航磁数据（1 : 10、20、50、100万），通过水平及垂向导数、延拓、视磁化强度、磁性界面反演等研究了龙门山地区构造单元划分、断裂分布、岩性及地震活动，发现P波高速对应高磁区，而低速对应低磁区（同样的研究结论也可参见Gao et al., 2015）；汶川MS8.0地震始于高磁性体，传播于弱磁性体，终止于高磁性体；强余震基本上分布于负异常条带内，且多为磁性较弱的沉积岩覆盖；磁异常高梯度变化带的拐点处往往伴随着强余震的发生，向上延拓的低缓变化区则为强余震空区.

Kolawole等（2017）利用高分辨率航空磁测和重力数据结合差分干涉合成孔径雷达（DlnSAR）方法，对2017年4月3日发生于非洲东部博茨瓦纳莫伊亚巴纳地区的MW6.5地震的发震断裂进行了研究. 结果表明（见图9），该地震的发震断层是一北西走向、北东倾向的铲式正断层；发震断层位置及展布与航磁数据滤波后的三维反演计算获得的磁性体边界相吻合；本次地震是由于发震断层在21～24 km的深度发生约1.8 m位移而产生的.

图9 由航磁异常推测孕震断层展布. （a）三维磁化率反演结果；（b）磁化率剖面；（c）由航磁、重力及DInSAR得到的地震地质构造背景解释；（d）剖面构造概念图 （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）对意大利中亚平宁山脉孕震带进行了高分辨率（200 m线距）、低空（离地300 m）航磁调查，并由滤波及欧拉反褶积进行分析. 结果表明大多数显著的航磁异常代表了0.7 Ma之后形成的陆相盆地，因为这些陆相盆地中含有0.7 Ma火山喷发产生的高磁性火山灰沉积. 大多数显著航磁异常的直线边界代表了切割这些陆相盆地的正断层，这些正断层应该都在0.7 Ma后形成，因此极有可能是孕震断层.

Lei 等（2018）采用200 km高度处的NGDC-720模型垂向分量Bz，统计分析了中国及邻区大陆5级以上地震的空间分布特征，发现超过半数地震

发生在Bz在-5～-3 nT的地区，地震能量有94.6%集中在这些地区，而这些地区的磁异常梯度却相对较小. 他们建立了双等效偶极模型来解释这些统计特征，并提出岩石圈内温度梯度变化所导致的黏性差异可能是这些特征背后的成因.

Shah和Crain （2018）利用新获得的航磁调查数据，通过滤波、水平导数并结合深反射地震剖面，对美国俄克拉何马州中北部的结晶基底孕震断层进行了研究. 结果表明：研究区线性排列的地震活动代表了古老基底断裂的重新活化；这些地震活动大多数与地表地质研究绘制出的断层不对应，而与线性磁异常梯度带或是磁异常间的边界相对应. 他们将航磁数据与地震数据相结合，给出了研究区域存在的若干高地震风险孕震断层.

5 讨论与展望

本文对航空磁异常分析（化极、滤波、求导等）和反演（磁性界面和磁化率反演等）技术（第3部分）及其在地质构造中的应用，包含岩性识别，隐伏断裂展布，大洋中脊及大陆裂谷、俯冲带、地幔柱等典型构造特征，岩石圈热结构，构造区域划分以及孕震背景和地震空间分布特征等（第4部分）进行了简单整理和回顾. 航空磁测在地质构造领域具有非常广阔的应用案例及前景，其应用效果取决于航磁探测的数据质量、磁异常图的精确性、对岩石磁性的归纳、各种分析反演技术的熟练组合应用、对磁异常解释不确定性的考虑以及具体的构造特征在磁异常上的对应形态等因素. 这里对以上因素逐一进行讨论与展望.

在航磁探测及磁异常成图方面，虽然高精度、高采样率（～100 Hz）的航磁探头静态噪声已经达到pT级，但经过各种处理后的磁异常图的综合精度目前仍只有nT级. 对于相对磁化率差异不大的磁性源（如沉积岩），以及构造活动导致的微弱磁异常信号（例如中小地震活动导致的磁场时变）等问题，现有航磁图精度仍显不足. 如何有效去除各种扰动，从而提高成图综合精度，是未来需要解决的一个重点问题. 高采样率使得测线上点距可以达到m级，而大多数测线间距仍是km级，这给网格化带来了挑战并且限制了航磁图的空间分辨率. 大型有人机调动、探测及维护成本较高，这给小规模的研究及应用也带来了困难. 无人机航磁以其经济、快速、灵活、安全等优势近来得到了大力发展，但以往多用于矿产勘探等领域，近来也用于局部断裂及孕震构造背景的探索性研究（Zhao et al., in preparation）. 无人机航磁可将测线设为100 m级，进而得到更高分辨率的航磁图. 在提供多参量、突出浅部异常等方面，近来发展的航磁矢量（孙昂等，2017）、梯度（西永在等，2021）及全轴梯度（Clark, 2012; 周德文等, 2018）探测及分析技术也显露出其在人文干扰识别、高频地质信息挖掘等方面的优势.

作为航磁异常解释的基础，本文对矿物及岩石磁性进行了归纳总结（第1部分）. 虽然每类矿物的磁化率变化范围不大（见表1），但由不同矿物成分及含量组成的同类岩石，其磁化率差异可达两个量级以上（见表2）；当岩石处于不同的外部环境（例如温度、压力等）下时，其磁化率分布更为复杂. 对于中国大陆地区，已经收集了大量的不同地区的磁化率数据（熊盛青等，2016a），不过由于岩石磁化率分布的复杂性，单点或者单片地区磁化率测量的代表性可能并不足够，特别是深部通过测井取样的测量结果仍十分有限，此外大多数磁化率分布数据没有给出准确的位置信息，这些都直接影响磁异常的解释. 因此需要继续收集更多的磁化率测量包括钻井垂向磁化率分布数据；在开展新的区域航磁调查时，需同步采集区域内的代表性岩石磁化率数据. 未来，初步建立一个大陆岩石圈三维磁化率分布模型，并不断完善，对于航磁异常解释及认识深部构造等是十分必要的.

对于确定磁性源位置及埋深的各种边界识别（化极、滤波、求导等）及反演（磁性体埋深、磁性界面及磁化率）技术（第3部分），应用时需熟悉各种方法的优势及局限，根据研究目标的不同，有针对性的选用. 一般来讲，磁异常化极是各种异常分析（包括延拓、求导、欧拉反褶积、基底埋深反演等）的基础，但对于磁化率反演以及二度体的解析信号振幅来说，无须化极处理. 关于功率谱法反演居里面，是否需要化极，不同学者则有不同的观点：国内学者中，一般采用了化极处理（Li et al., 2012, 2017; Gao et al., 2015, 2021）；国外学者中，如Blakely（1995）认为化极与否没有影响，而Demarco等（2020b）则明确提出反对化极. 对于向上延拓等滤波技术，目前只能定性判断磁性源的埋深，如何将延拓高度同埋藏深度之间建立定量联系，是尚待解决的一个问题. 求导是一种异常体边界识别的重要手段，垂向导数用以获取异常体中心，其数值正负指示了异常体磁性的强弱；水平导数用以获取边界信息；而斜导数可以有效获取深部异常源分布. 必要时，可以结合各种导数的优势，用组合导数提取深部地质信息（如Zhang et al.,2015提出的THVH法）. 英高海等（2016）的模型试验结果表明，THD、ASz、TAS是其中适用性较强、应用效果较好的3种方法. Khalil（2016）的研究给出，相对于AS法，TDR_THD法同断层有更好的匹配. 作为一种半定量获取磁性体位置及埋深的反演方法—欧拉反褶积，在应用时需选择适当的构造指数及窗口大小. 对于基底埋深，人工切线法和外奎尔法存在较大的人为性，其结果仅做半定量参考；而功率谱法仅用于获取CPD埋深，很少有学者用其研究磁性层顶界面即基底埋深. 在CPD反演上，航磁异常是否需要化极，是否延拓及延拓高度，滑动窗口及功率谱频段的选取，是否采用分形磁化及分形指数选取等都将直接影响反演结果（Demarco et al., 2020b）. 在磁化率反演上，有几点需要注意：第一，尽可能收集地表及钻井岩样磁化率数据，对区域磁化率分布有基本了解；第二，为避免浅层岩石的趋肤效应，需在目标函数中加入深度加权函数（Li and Oldenburg, 1996）；第三，由于抗磁性矿物的磁化率比顺磁性要小两个数量级以上（见表1），所以需在反演过程中加入磁化率正值约束（Wang et al., 2020b），确保反演结果具有实际物理意义.

零化子、退磁、场源叠加以及剩余磁化等给磁异常解释带来了不确定性（第2部分）. 一方面，在进行构造解译时，需考虑到上述效应存在的可能性（Zhang et al., 2010; Williams and Gubbins, 2019;Lei et al., 2022）；另一方面，也要寻找新的处理技术，尽可能消除其影响. 例如说，当存在显著的剩余磁化和自退磁效应时，磁化矢量反演是一种有效的手段. 然而，由于受到地球磁场演化的影响，磁化场往往是在许多不同方向上得到. Liu等（2017）提出一种迭代法磁化矢量反演算法（M-IDI），当由磁异常得到磁化强度之后，可以在几个磁化方向上迭代求解. 相对于其它算法，M-IDI可以快速求解并得到一个固定磁化方向. 磁化矢量反演提供了一种综合性的方法来评估剩磁及自退磁效应. 为有效消除位场反演的多解性，可联合重、磁、电、震、遥等共同求解. 例如在探测隐伏活动断层时，一般是通过在遥感影像图、重磁位场异常图中寻找共同的线性分布特征；在进行剖面磁化率正、反演模型中，多是结合深反射地震剖面确定的界面及重力反演给出的密度分布，进行联合求解；在将航磁异常应用于岩石圈热结构时，可结合地表热流观测获得的浅部热结构以及地震体波反演获得的深部热结构进行共同约束等等.

当将各种航磁异常分析应用于具体地质构造问题时（第4部分），应针对具体问题选用不同的分析手段. 例如近地表隐伏岩浆岩或者隐伏断层探测，可用垂向一阶导（VDR）或总水平导数（THD）.孤立高磁性岩浆岩体在VDR上表现为团块状正异常，沿深大断裂上涌的岩浆岩体一般表现为串珠状VDR正异常（Xiong et al., 2016b; 王德华等,2018），而浅表破裂由于没有深部高磁性岩浆上涌，加上岩石碎裂及流体渗透引起的磁化率降低（张蕾等, 2019; Yang et al., 2020），在航磁VDR或者THD上则表现为线性负值带（Lei et al., 2022; Zhao et al., in preparation）；并且，垂直于断层走向方向的导数通常比THD效果更明显. 对于岩体埋深，或者断裂带深部展布，可采用向上延拓定性、欧拉反褶积半定量（Almeida et al., 2021）、磁化率反演定量来进行综合判断. 相对来说，三维磁化率反演对确定隐伏岩浆岩（Teknik et al., 2020; Wang et al.,2020a）及活动断层深部展布（Kolawole et al., 2017）效果更好. 对于磁性界面埋深研究，其顶界面—结晶基底埋深反演，现有手段仍需进一步发展；至于磁性层底界面（DBMS），在使用其研究岩石圈热结构时，需要留意的一点是其同居里等温面（CPD）之间并非一一对应. DBMS可能是一个温度界面，也可能是一个岩石学界面；对于大部分区域，DBMS可视为CPD，对于个别构造区，DBMS更可能代表了高磁性岩石界面（例如，Kumar et al., 2020）.

近来发展的机器学习算法被广泛应用于处理海量数据，及处理多尺度、复杂性和非线性问题，并且在地震学等地球物理领域开始应用（杨旭等，2021）. 未来也可尝试将其应用于航磁异常分析及正反演问题. 例如，鉴于边界识别的高阶导数法易受噪声影响，Tomas和Richard （2022）发展了卷积神经网络（CNN）法，用于估计航磁线状异常源的位置和深度. 将该算法应用于已知深度的岩脉分析，其显示出较高的抗噪能力. 使用训练模型，算法很容易应用于新的数据集，并且可以公开获取.

致谢

感谢航遥中心熊盛青教授、中国地质大学（北京）姚长利教授和长安大学王万银教授三位审稿专家为本稿提出的建设性修改意见.