中国陆域磁性基底深度及其特征

2014-12-13熊盛青丁燕云李占奎

地球物理学报 2014年12期

熊盛青，丁燕云，李占奎

1中国国土资源航空物探遥感中心，北京 100083

2国土资源部航空地球物理与遥感地质重点实验室，北京 100083

1 引言

磁异常的研究基于岩石磁性的差异，沉积盖层的磁性与前寒武纪变质基底经历了褶皱变质和岩浆贯入的基底磁性和侵入岩体磁性相比较可以近似地看成弱磁性或无磁性，因此，磁异常反映的基本是前寒武纪基底和侵入岩体（统称磁性基底）的起伏特征.利用航磁异常可以反演计算磁性基底深度并编制磁性基底深度图，以此研究我国基底深度特征、沉积盖层厚度、圈定隆起和坳陷范围等，对寻找油气资源等具有重要意义.

中国国土资源航空物探遥感中心自20世纪80年代至今陆续在我国陆域开展不同比例尺的航空磁异常测量工作，并相继完成了31个盆地及地区的磁性基底深度图的编制工作（图1）.由于这些磁性基底深度图是不同年代、不同比例尺、不同坐标系，分区、分块编制的，对研究中国陆域的磁性基底结构和形态十分不便.鉴于此，笔者通过各种技术手段将这些磁性基底深度图进行统一编制.编图时将全国已完成的不同区域的磁性基底深度图按同一比例尺缩放后统一到同一坐标系中进行拼接，并作适当的修改和补充，对无磁性基底深度资料的地区进行磁性体深度补算.依据上述磁性基底深度值，并参考磁异常特征及有关地质资料编制中国陆域磁性基底深度图.该图经地震、钻井等检验，具有一定的精度和可靠性，能为地质构造研究及资源和能源预测提供可靠依据.

2 磁性基底深度图件编制

磁性基底深度图编图使用中国国土资源航空物探遥感中心1981—2010年完成的31个盆地及地区经过数字化后的磁性基底深度，范围见图1所示；将已有磁性基底深度资料的地区各自独立的直角坐标系全部转换成兰伯特等角圆锥投影坐标系（中央经线为105°00′，双标准纬度47°、25°，原点纬度18°），再将各区不同比例尺的磁性基底深度图变换为同一比例尺（1∶100万）；对无磁性基底深度资料的地区，在航磁原始测量剖面上进行深度补算后，统一编制中国陆域磁性基底深度图.

2.1 磁性基底深度计算方法

磁性体深度计算实质上是根据磁异常形态反演计算出引起磁异常的磁性体顶面埋深的一种定量解释方法.磁性体深度计算方法较多，从方式上可简单分为人工计算和计算机自动反演两种.由于地质情况的复杂性和反演解释的多解性，使得每一种计算方法都有一定的局限性，但是综合使用多种方法对各类异常进行分别处理，就可以有效地弥补方法中的不足.此次在我国陆域范围内开展深度计算，主要在剖面上使用了切线法和V.外奎尔法进行计算，同时还使用了ΔT水平微商法、四点法、三度体经验公式和欧拉反褶积计算法等（Vacquier et al.，1963；朱英，1975；2012；蔡振京和李卢玲，1977；谭承泽和郭绍雍，1984；姚长利等，2002；郭志宏等，2003；管志宁，2005；Marello et al.，2010；刘天佑，2013）.

图1 中国陆域磁性基底深度图编图程度示意图Fig.1 Sketch showing mapping degrees of China land magnetic basement depth

需要说明的是，在计算磁性基底深度时，由于各构造区地质条件复杂，引起的磁异常多种多样，既有基底产生的宽缓区域异常、又有沉积构造和岩浆岩产生的局部异常、还有地表建筑物等引起的干扰异常，这些异常往往相互叠加干扰，要准确计算出磁性基底异常的深度值难度较大，必须结合其他资料和解释人员的实践经验.例如，在区域异常特征明显的前提下，消除干扰后就可以用来计算磁性体的深度；又如，在火山岩出露区往往引起杂乱变化的磁异常，这类异常强度比较大，它对区域性磁异常干扰严重，消除较难，这时主要依据火山岩磁异常形态、规模选择不同的滤波参数进行低通滤波处理，之后再利用该磁异常进行磁性体深度计算；再如，在横跨两个构造单元的边界，磁异常往往一翼陡一翼缓，这时陡翼一侧的磁异常往往是基底隆起（或侵入岩）的反映，而缓翼一侧的磁异常往往是基底坳陷的反映，这类异常一般分两支分别进行计算；另外，若磁异常一翼叠加干扰严重，另一翼相对较弱，则采用V.外奎尔法对形态较好的一翼进行计算.总之，中国陆域内磁异常形态多种多样，根据磁异常的不同形态，在磁性体深度计算中选取不同的干扰消除方法进行处理后，再利用有关方法进行磁性体深度计算.

2.2 磁性体深度计算精度分析

使用各种磁性体深度计算方法达到的精度直接关系到所编推断解释图件的可靠性.为检验磁性体深度计算结果的精度，利用26口钻井揭露的前寒武纪变质岩及花岗岩的深度值，与航磁异常计算出的深度值进行统计对比（表1），磁性体深度计算误差小于±10%的占73%；磁性体深度计算误差范围在±10%～±20%之间的占27%，说明磁性体深度计算结果精度较高.

如在四川盆地东南部的泸州和赤水地区，长5井和太4井分别在8200m和8800m钻遇元古界变质基底.利用V.外奎尔法分别对航磁异常计算得知，引起磁异常的磁性体埋深分别为8000m和8600m（图2）.

可见，利用航磁异常计算的磁性体埋深与钻井揭露的元古界埋深很接近.长5井和太4井相对应的是宽缓升高的磁异常，幅值为10～20nT.据岩石磁性资料，构成四川盆地元古界变质基底具有磁性，磁化率为（60～1080）×10－5SI，这套变质岩系能引起强度不大的磁异常，且盆地内沉积盖层基本无磁性，所以，这种形态特征的磁异常就是元古界变质基底的反映.

2.3 影响磁性体深度计算精度的因素

在中国陆域范围内仅利用26口钻井揭露的磁性基底深度与计算深度对比可能不能完全代表计算精度，而且各区尚有不同程度的偏深或偏浅问题存在，究其原因主要存在如下几种情况：

（1）三度体异常用二度体的方法计算深度偏浅.各盆地及地区深度计算所用的系数表是根据二度体推导得来的，但根据航磁异常平面图来看，有些磁异常是三度体引起的.若引用二度体的公式去套用三度体，其计算方法本身就存在误差，所计算的磁性体深度值必然会偏浅.另外，所用的二度体几何模型是最简单的二维无限延伸厚板状体，实际上任何形状的磁性体延伸都是有限的，将有限延伸当无限延伸来计算，其深度也会偏浅.

表1 我国盆地区钻井揭露前寒武纪变质基岩及花岗岩深度与计算深度对比表Table 1 Comparison of metamorphosed basement rock and granite depth revealed by drilling and calculation in China basin areas

（2）磁异常相互叠加或干扰，使计算的深度值偏浅.当磁性体比较靠近时，其产生的磁异常之间就存在相互干扰，这时计算的磁性体深度值往往偏浅，存在较大的误差.

（3）航磁测线方向一般只垂直于测区的主要构造线，而对那些局部构造是顾及不到的.由于测线和局部构造线不能正交，从而导致磁异常两翼变缓，深度偏深.

（4）航磁测量飞行高度的影响.计算磁性体深度时都要减去航测飞行高度，但这里减去的飞行高度是全区平均距地表的飞行高度.实际上飞机是起伏飞行的，这样就会造成一定误差.

在上述4种误差中，磁异常叠加干扰，分离异常体较困难，其计算深度值误差最大；飞行高度造成的误差因对埋藏较浅的磁性体有影响，故造成的影响最小；而那些走向与测线方向不垂直（斜交）的磁性体尽管计算值可能偏浅，但在测区中出现类似情况较少，影响不大；测区内有些磁性体，尤其是磁性较强的火山岩大多不满足“向下无限延伸的二度体”这一条件，往往呈三度体或似二度体存在，这样导致计算深度值偏浅，造成了一定的误差影响.经过长期理论研究和诸多工作实践（图1）证明，使用切线法和V.外奎尔法等进行磁性体深度计算，产生的误差在±10%～±20%之间，这个范围内的误差不影响1∶100万比例尺编图精度.

图2 四川盆地钻井揭露前寒武纪基底深度与计算深度对比图Fig.2 Comparative map of Precambrian rock depth revealed by drilling and calculating based on aero magnetic data in Sichuan basin

2.4 磁性基底深度图编图方法

编图是在获取全区大量磁性体深度值（约120000个）基础上开展的.为确保编图质量，对所有磁性体深度值进行了复查.这里以四川盆地南部磁性基底深度图编图方法为例加以说明.

编图时先将在原始剖面图上计算出的深度点标注在测线上（如图3），再将深度点叠合到同比例尺同坐标系的航磁ΔT化极垂向一阶导数图上，将反映基底隆起的正磁异常圈闭圈出（图4）.为准确地圈定沉积坳陷，结合地质图圈定出露的变质基岩和规模较大的侵入岩体范围.参照化极磁场图中磁性体深度值与磁场特征之间的内在联系，以及深度值所表示的范围，圈出坳陷（图5）.按磁异常梯度大小和磁场特征，定性地确定深度点所控制的磁性体范围，依次由浅到深，勾绘磁性体深度线.需要注意的是，每个深度值只应控制磁异常范围以内地区即两翼拐点之间地段.一条连续的磁异常带应具有相同的深度范围或深度值逐渐变化的规律性，而线性密集带往往是磁异常低值带或两个深度数据差异很大的磁异常的表现，并且在磁性体深埋区，深度数据既少又稀，较浅深度线不应该无依据地侵占它们的范围.一般在相似的地质条件下，磁异常梯度陡则磁性体埋深浅，范围小；若磁异常梯度缓，则磁性体埋藏深、范围大.对有一定走向的同一磁异常带的多个深度值要认真分析，通常以此异常中心处的深度值为准；结合地面物探及钻井资料，校正深度值，使深度图更符合地质情况（图6）.

考虑到全国陆域磁性基底深度变化特征及计算精度，深度线采用不等间距勾绘.首先用0.5km等值线将出露的前寒武纪变质岩和规模较大的侵入岩及埋藏小于0.5km的磁性体圈出；然后依次按1.0km、2.0、3.0、5.0、7.0、9.0、11.0、13.0、15.0、17.0、19.0km勾绘.编图时一并表示出控制性断裂，根据断裂构造的展布情况对深度线作必要的修正.通过上述工作，编制的磁性基底深度图主要反映了前寒武纪变质基底和面积较大侵入岩体的顶面埋深（图7）.

图3 四川盆地南部航磁ΔT剖面平面图与计算磁性体深度点叠合图Fig.3 Superposed map of aeromagneticΔTsection with magnetic substance depth in southern Sichuan basin

3 中国陆域磁性基底起伏特征

从区域地质资料（程裕淇等，2004）可知，我国既有前寒武纪变质基底和岩浆岩裸露区，又有古生界出露区，还有中新生界发育的盆地区，各构造区基底起伏变化特征是不同的，其总体特征为在盆地区和坳陷区磁性基底的埋藏较深（3～21km），在隆起区磁性基底埋藏较浅（0.5～2km）.本次依据磁场特征和大地构造区划将我国陆域划分为13个地区（图8）进行磁性基底结构及深度特征研究.

（1）准噶尔地区：基底总体结构呈北西向，起伏变化较大.在准噶尔盆地存在有前寒武纪强磁性刚性地块，其结晶程度高，稳定性好.在阿尔泰山和东、西准噶尔地区构成磁性基底的前寒武纪变质岩系和中酸性侵入岩已出露地表或埋深较浅，被0.5km等深度线圈出而构成基底隆起带.在准噶尔盆地基底埋深最大，大多为5～15km，三塘湖盆地基底埋深为3～7km，属于基底坳陷区.发育在准噶尔盆地周缘的坳陷地区，基底埋深相对较浅，为2～5km.

（2）天山地区：基底总体结构呈北西向，起伏变化较大.在伊宁盆地和吐哈盆地存在有前寒武纪强磁性刚性地块，其结晶程度高，稳定性好.构成磁性基底的前寒武纪变质岩系和中酸性侵入岩已出露地表或埋深较浅，被0.5km等深度线圈出而构成基底隆起带.在吐哈盆地、伊宁盆地基底埋深最大，多为3～9km，属于基底坳陷区.沿天山南麓的黑英山、焉耆一带为基底坳陷地区，基底埋深相对较浅，为2～5km.

图4 四川盆地南部航磁ΔT垂向一阶导数等值线图与磁性体深度线叠合图Fig.4 Superposed map of aeromagneticΔTvertical first－order derivative contours with magnetic substance depth in southern Sichuan basin

（3）北山—狼山地区：前寒武纪基底结构比较复杂，在西部的敦煌地区呈北东向条带，在北山地区呈近东西向条带，在额济纳旗—狼山地区呈北东向条带.该区基底起伏变化大，在狼山、巴音毛道、龙首山、北山等地区元古代变质岩系和花岗岩大面积出露，构成基底隆起，被0.5km等深线圈出.基底坳陷集中分布在敦煌盆地和银额盆地.敦煌盆地坳陷区的基底埋深多为2～5km，最深可达7km；银额盆地坳陷区的基底埋深为2～5km.另外，分布在北山、龙首山和狼山地区的一些坳陷，如星星峡、中口子—黑帐房、花海子和呼德呼都格坳陷，不但范围小，而且都属于较浅的坳陷，基底埋深为2～3km.

（4）大兴安岭—吉黑地区：元古界基底结构比较复杂，似有北东向与近南北向条带相互穿插的特点，并被北西向构造切穿.在磁性基底深度图上，大兴安岭、小兴安岭及张广才岭地区元古界变质岩系和中酸性岩体因大面积出露或浅埋，被0.5km等深线圈出.沿海拉尔盆地向北到漠河一带、松辽盆地、三江盆地、二连盆地为基底坳陷区，基底埋深大都为3～9km，主要被中新生界和古生界充填，并构成沉积盖层.

（5）塔里木地区：基底由前震旦纪变质岩构成，结构较复杂，北部呈近东西向展布的条带状，而南部是北东向的条块状，二者交切线在北纬40°一带，沿盆地边界圈出3km等深度线.基底埋深多数

在7～18km（张用夏，1982），在北纬40°带以北一线最深，可达21km；西南部发育两个深坳陷，深度可达9～18km，在两坳陷之间有一个基底隆起，其上有7～9km厚的沉积盖层，这个基底隆起已被塔参1井证实，是由寒武纪花岗岩构成.

（6）西昆仑—阿尔金地区：西昆仑地区基底结构单一，呈北西向条带状展布.从磁场特征分析，西北部地区基底结晶程度高、磁性强，属于刚性基底，其性质可与塔里木盆地对比.而东南部地区基底结晶程度低、磁性弱，属柔性基底，其性质可与西藏地区基底对比.同时该区晚古生代和中生代岩浆侵入活动也十分强烈，它们与元古代变质岩系共同构成了西昆仑地区的磁性基底.该区基底埋深很浅，多数小于0.5km，仅在喀拉昆仑山口以北地区基底埋深为1～2km，局部可达3km.

图5 四川盆地南部航磁ΔT化极等值线图与磁性体深度线叠合图Fig.5 Superposed map of aeromagneticΔTcontour with magnetic substance depth in southern Sichuan basin

图6 四川盆地南部磁性基底深度图Fig.6 Map showing magnetic basement depth in southern Sichuan basin

图7 中国陆域磁性基底深度图Fig.7 China land magnetic basement depth

阿尔金地区前寒武纪基底结构以北东向条带状分布为主.在北部的若羌地区出现了近东西向展布的条带，但分布范围较窄.基底埋深由西向东呈台阶状，即沿喀什塔什山、阿尔金山变质基底已出露地表或埋深很浅，它们被0.5km深度线圈出.向西至且末一带，基底埋深为3～5km；且末以西基底埋深为7～13km，但范围相对较小.这些坳陷和隆起主要呈北东向展布，并受基底结构控制.

（7）东昆仑—祁连山地区：该区基底结构为北西向条带状，局部显示出块状特点.构成磁性基底的元古代变质岩系均已出露.在柴达木盆地的钻井揭露，其基底为元古代花岗片麻岩，与周缘出露的地层属同源.钻井同时也揭露出古生代侵入岩的存在，它们是基底的组成部分.从上述可以看出，元古代变质岩系和不同时代的侵入岩体共同构成了该区的磁性基底.该区磁性基底最深的地区在柴达木盆地，用3km等深度线圈出了盆地边界；而盆地内基底最深处位于西部，为5～13km，最深达15km；盆地东部基底深度相对较浅，为3～7km.东昆仑山脉为基底隆起区，出露或浅埋的变质基底被0.5km深度线圈出.仅在阿牙克库木湖地区发育一个坳陷，深度为2～3km；祁连山许多地区变质基底已出露地表或近地表分布，它们被0.5km深度线圈出.沿河西走廊分布的酒泉、民乐盆地基底埋深为3～5km，最深可达7km.而武威盆地基底埋深较浅，为2～3km，最深可达5km.陇西盆地基底起伏比较大，盆地边界被1km深度线圈出，基底埋深较大的地区为3～5km.在北祁连南侧，发育两条北西向分布的基底坳陷带，一条沿哈拉湖—青海湖展布，基底埋深2～5km；另一条沿德令哈—共和一线分布，基底埋深3～7km.

（8）秦岭—大别山地区：该区基底结构呈北西向条块状展布.构成磁性基底的元古界变质岩系在秦岭和大别山已大面积出露，沿这一带还广泛发育不同时代的岩浆岩，形成了横亘我国大陆中部，呈北西向展布且规模最大的构造—岩浆岩带.在磁性基底深度图上，这套变质岩系和岩浆岩及浅埋区被0.5km深度线圈出.该区大部分都是基底出露区，仅在南阳、城口、安康和徽县地区发育有面积不大的坳陷，基底埋深为2～3km，徽县坳陷的基底埋深为3～5km.

图8 中国陆域分区示意图Fig.8 Sketch map of China terrestrial zoning

（9）西藏—西南三江地区：在西藏地区前寒武纪基底结构主要为近东西向，西南三江地区为北西向条带状和条块状.从磁性基底深度图可以看出，该区基底深度主要为5～15km，这个深度与亚东—格尔木地学断面反映的古生界和中新生界厚度可以对比（吴功建等，1991）.喜马拉雅区基底起伏变化较大，沿康马—萨伽—普兰一线，前震旦纪变质基底和侵入岩有的出露地表，被0.5km等深线圈出；有的基底埋深很大，可达11km.同时还见有基性－超基性岩和花岗岩出露，也被0.5km等深线圈出.除此之外，沿这一带均为基性－超基性岩和岩浆岩体的浅埋区，深度为2～3km，它们共同构成了近东西向基底隆起带.在此隆起带北侧沿札达—江孜—羊卓雍错一线总体上为一条近东西向的基底坳陷带，坳陷深达5～11km；局部在白朗一线基底埋深较浅，为1～3km.在隆起带南侧的定日—定结一带仍然是一条呈东西向展布的基底坳陷带，向东延伸到达岗巴一带.该区坳陷深度为5～9km，局部达11km，过吉隆后深度可能变浅，在3～5km之间变化，在岗巴地区可能为5～7km.冈底斯—念青唐古拉地区的基底起伏变化大，有的地区构成磁性基底的侵入岩和前震旦纪变质岩出露地表而成为基底隆起带，它们被0.5km等深度线圈出，有的地区基底埋藏深而成为基底坳陷带.区内有两条规模较大的基底隆起带，分别沿雅鲁藏布江断裂带北侧的棚拉—谢通门—拉萨和狮泉河—申扎断裂带北侧的革吉—昂拉仁错—班戈一线分布，隆起幅度都比较大，磁性基底埋深为0.5～1km.而基底坳陷带沿班公错—怒江断裂带南侧的拉果错—尼玛—那曲和狮泉河—申扎断裂带南侧的隆格尔—纳木错—当雄一线分布，坳陷深达7～13km，最深可达15km.在坳陷中也见有基底凸起，但范围较小.羌塘地区基底由前震旦纪变质岩构成，以东西向条块状和条带状展布.该区基底起伏相对较小，只是在戈木日西部、双湖、聂荣地区有小范围的前震旦纪变质岩和侵入岩出露区构成了基底隆起，被0.5km等深度线圈出.基底坳陷分布范围广、埋深大，在龙木错—美马错地区基底埋深大部分为5～13km；羌塘盆地基底埋深大都为7～15km.西南三江地区基底结构较为复杂，由前震旦系和中酸性岩体共同构成，大致以雪莲湖—澜沧江断裂为界，南部保山、腾冲、临沧等地区基底结构为近南北向条带状和条块状，而北部的雁石坪—昌都盆地、思茅盆地和哀牢山地区基底结构呈北西向的条带和条块状.区内元古界和侵入岩体出露地表成为基底隆起，被0.5km深度线圈出.雁石坪—昌都地区基底埋深主要为5～13km.兰坪—思茅盆地基底埋深3～7km，最深可达9km.在保山—镇康—澜沧一带为基底坳陷区，基底埋深不大，为2～3km，最深达5km.

（10）松潘—甘孜地区：基底结构比较复杂，在西部的可可西里地区呈近东西向的条带状展布；在东部的若尔盖、松潘地区呈北北东向的条块状特征.在玉树地区为北西向的条带状和块状特征.从磁场特征分析，构成该区的前寒武纪基底结晶程度在东部相对高、磁性较强，以比较稳定的地块形式存在.该区坳陷开阔，基底起伏不大且埋藏较深.可可西里地区的基底埋深5～9km，最深可达11～13km；松潘—甘孜地区的基底埋深5～11km，最深可达13km.在一些隆起上基底埋深多为1～3km.地面见有花岗岩出露，它们多侵入于中上三叠世地层中.

（11）华北地区：基底结构比较复杂，在华北北部沿包头—集宁—山海关一带基底构造走向呈东西向条带，其他地区以北东向条带状和条块状为主，其中穿插有近南北向条块状.构成该区磁性基底的太古界、下元古界变质岩系结晶程度高，磁性中等到强，属刚性基底，稳定性好.出露区和浅埋区大致被0.5km等深线圈出.华北西部的鄂尔多斯盆地是一个规模很大的盆地，盆地边界被2km等深线圈出.在盆地西缘沿定边—环县—西峰一线以西为一个南北走向的基底坳槽，基底埋深为5～11km；盆地北部基底起伏变化较大，临河—磴口和鄂托克—乌审召为东西向展布的坳陷带，基底埋深5～11km.而东胜地区和乌审旗一带为东西展布的隆起区，基底埋深多为2～3km，局部地区达4～6km.在盆地的中东部和南部地区，以北东向展布的坳陷带和隆起带相间排列，其中定边—无定河，志丹—子洲、洛川—延长和咸阳—浦城为坳陷带，基底埋深5～9km；而环县—靖边北、合水—延安、彬县—铜川为隆起带，基底埋深2～5km.沁水盆地边界被3km等深度线圈出，盆地中部发育一条隆起带，基底埋深3～4km；而其两侧为坳陷区，基底埋深为5～9km.渤海湾盆地由很多坳陷组成，虽然基底都为太古界，但它们在不同的地区岩性是有差别的.盆地西部基底具有阜平群岩系特征，北部具有迁西群岩系特征，东部具有泰山群岩系特征.从磁性基底深度图可以看出，盆地中各坳陷基底埋深大多在5～9km，最深可达11km；隆起区基底埋深2～3km.华北南盆地的基底也由太古界构成，其岩性也是有所差别的，在东北部为泰山群，西部为登封群，南部为霍丘群和五河群.该盆地基底埋深起伏大，西北部坳陷的基底埋深普遍为5～7km；东南部多为隆起，基底埋深为1～3km，合肥坳陷的基底埋深大，为5～11km.

（12）扬子地区：该区基底结构复杂，形态各异.下扬子地区的南黄海—苏北盆地基底结构呈环弧形和块状特点，苏南地区（包括皖北、上海、浙江北部）呈北东向条带.其中，苏北—南黄海盆地是在新太古—早古生代稳定陆块边缘活动带上发展起来的盆地，基底具有碎屑沉积—火山建造特征，埋深为5～9km，局部可达11km.盆地内覆盖有厚度较大的中新生代沉积层.在苏南地区古生界地层大面积裸露，基底起伏变化较大，坳陷区基底埋深为5～7km，隆起带基底埋深小于3km.在景德镇地区元古界变质岩系和中酸性侵入岩已出露地表，这些出露区和浅埋区被0.5km等深线圈出.

中扬子地区的江汉盆地基底结构呈北西向条带，盆地主体区基底埋深为5～11km.基底性质类似四川盆地，发育有新太古—古元古代强磁性刚性地块，其结晶程度高，稳定性好.

上扬子地区基底结构比较复杂，埋深变化较大.其中，四川盆地基底结构呈北东向条块，盆地范围被5km等深线圈出，形态呈菱形，总体上基底呈“三隆四坳”的构造特点，走向为北东向.盆地中央隆起范围较大，但属低隆起，基底埋深5～7km.在盆地南北两侧为基底坳陷区，埋深7～11km；川南滇北地区基底结构呈近南北向条块状和块状，基底埋深东浅西深，东部的西昌、昆明、六盘水地区基底埋深为1～3km，西部的楚雄盆地被3km等深线圈出，基底埋深多在5～7km，最深可达9～10km；滇黔桂地区基底结构以块状为主，并穿插有北西向和北东向条带状结构，在湘鄂西、滇黔北部及右江地区基底埋深在3km以上，而黔南地区基底埋深大，可达5～7km.十万大山盆地基底埋深5～7km，桂北、湘赣南部基底埋深5～7km.这些地区的基底或古生界盖层都表现为弱磁性.此外，在雪峰山元古界变质岩系已出露，桂北、湘赣南部，中酸性侵入岩较发育，岩体大部分切穿了古生界，这些岩体和元古界变质岩系被0.5km等深线圈出.

（13）华南地区：基底结构呈北东向条带并穿插有北西向条带的网格状结构特征.由于华南地区具有活动大陆边缘特征，故而中酸性岩浆岩十分发育，各时代的岩体都有出露，其中中生代侵入岩体分布最广.同时，发育在中生代地层中的火山岩厚度很大.元古界变质岩系也有出露，它们和各时代的岩浆岩共同构成了这一区域的磁性基底，在深度图上被0.5km深度线圈出.在中生代火山岩发育区磁性基岩埋深在3km以上.

南海北部大陆架上的盆地区磁性基底主要由前震旦系变质杂岩及花岗岩组成，在珠江口盆地多口钻井见到花岗岩、二长岩和闪长岩等.在磁性基底深度图上，珠江口盆地被2km深度线圈出，其中在盆地中部为坳陷区，磁性基底埋深为3～7km，最深9km.其南北两侧为隆起区，基底埋深小于2km；琼东南盆地和莺歌海盆地环海南岛一侧基底埋深浅，为2～3km；其余地区为坳陷区，基底埋深为3～9km；北部湾盆地西部基底埋深为3～5km，局部为7km，东部基底埋深浅，小于3km.

4 结论

使用切线法和外奎尔法等方法对航磁异常进行磁性体深度计算，计算值存在±10%～±20%的误差，可满足1／100万构造航磁解释所需精度要求.笔者将筛选出反映磁性基底的深度值，结合磁场特征编制出中国陆域磁性基底深度图.研究结果表明，我国由前寒武纪变质岩系和规模较大的岩浆岩侵入体构成的磁性基底深度在盆地区和隆起区有着较大差别，反映出在盆地区和坳陷区沉积盖层厚度总体上呈东薄西厚的特征，以105°E线为界，西部地区厚度多在5000～15000m，最厚可达17000～21000m，它们主要分布于准噶尔盆地（厚5000～15000m），吐哈盆地（厚5000～9000m）、塔里木盆地（厚7000～21000m）、柴达木盆地（厚5000～13000m）、可可西里—松潘坳陷区（厚5000～13000m）、西藏地区的盆地区和坳陷区（5000～15000m）.而东部地区厚度多在3000～9000m，有的盆地局部可达11000m.它们主要分布于鄂尔多斯盆地和四川盆地（5000～11000m）、江汉盆地（3000～11000m）、思茅盆地和楚雄盆地（3000～9000m），下扬子及南黄海（3000～9000m）、沁水盆地和华北南部盆地（5000～9000m）、渤海湾盆地（3000～9000m），松辽盆地、海拉尔盆地和二连盆地（3000～9000m）、三江盆地（3000～7000m），珠江口盆地、琼东南盆地、莺歌海盆地和北部湾盆地（3000～9000m）.目前我国利用重力、电法、地震勘探都不能很好地得到基底起伏特征，而且钻到基底的钻井也较少，在缺少直接了解基底起伏特征的有效手段情况下，借助磁性基底深度图研究区域构造、基底起伏情况，了解基底以上沉积盖层厚度及可能的生油、储油等情况十分必要.尽管计算深度和编图时存在一定误差，但这些研究结果能为整体评价我国含油气远景区提供一份具有重要实用价值的资料.

致谢本文磁性基底深度图的编制工作是在中国国土资源航空物探遥感中心30余年工作基础上完成的，集合了前人的许多宝贵成果.在此，感谢为此工作曾付出辛苦的同仁们！

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