四川长宁地区岩石圈磁场分布

蔡苏苏 陈斌

摘要：基于四川长宁地区平均点距为2km的952个地磁总强度测量数据，经过日变化改正、主磁场剥离以及曲面样条插值等数据处理，得到长宁背斜附近地区的岩石圈磁场分布。结果表明：岩石圈磁场总强度范围为-400～200nT，中值约为-4.4nT，90%的数据位于（-4.4±32）nT。长宁背斜内部对应岩石圈正值区域，背斜边界对应负值区。边界区域内最显著的负值区域位于长宁背斜的西北端，背斜东北侧以正值区域为主，背斜南侧以负值区域为主。罗场向斜与建武向斜之间的高地震活动区域对应岩石圈磁场的正值区域。岩石圈磁场空间分布说明长宁背斜东、西部之间存在岩石圈磁场的局部负值嵌入体，该嵌入体或许造成了背斜东、西两部分的地震活动性的差异，背斜东、西部的岩石圈磁场梯度呈现西高东低的差异性分布。

关键词：长宁地区;岩石圈磁场;曲面样条;嵌入体

中图分类号：P318.2文献标识码：A文章编号：1000-0666（2021）04-0635-07

0引言

长宁背斜位于四川盆地南侧与云贵高原相交的过渡地带，周边构造环境复杂，该地区存在国家级页岩气开采示范区（谢军，2018）。2019年6月17日，该地区发生一次M6.0地震，分析该次地震前后的地震震中空间分布发现，地震主要分布于长宁背斜的西部，而东部无显著地震发生，但相关研究并未提及背斜内部东西部的差异。探寻这一地震分布差异成因，有利于页岩气开采的顺利开展，也可为研究四川盆地南缘的动力学过程提供参考。

岩石圈磁场常被地质学家和地磁学家用来分析地下物质的构造运动和动力学演化等信息（徐文耀，2003）。康国发等（2011）运用NGDC-720模型分析了青藏高原地区的岩石圈磁场与构造的对应关系;宋成科等（2017）基于地面观测资料分析岩石圈磁场变化与地质结构的空间相关性。地震孕震过程中地质构造活动引起岩石圈磁场异常变化也被发现（张季生等，2009;顾春雷等，2010;杨学慧等，2020）。因此使用地磁场分布来探求长宁地区地下介质构造和动力学过程，进而分析背斜内部是否存在构造意义上的东西差异，是本文拟探讨的问题和进行的工作。

航空磁场测量得到的航磁异常图可给出岩石圈磁场的分布特征，但不同来源的航磁异常分布存在显著的差异，这给研究长宁地区的岩石圈磁场分布带来困难。曹树恒（1988）给出的该地区航磁异常分布显示，其东北部为正值分布，其余区域为负值分布。古志东和汪泽成（2014）给出的航磁异常显示该地区主要表现为正值分布;李冰等（2018）给出的该地区1：20万的航磁异常图则显示出北部负值、南部正值的形态。

我们同时分析了若干岩石圈磁场模型描述的岩石圈磁场空间分布（徐文耀等，2008;张昌达，2013），发现常见的地磁場模型无法提供长宁地区的岩石圈磁场局部精细结构。因此本文讨论长宁地区岩石圈磁场精细结构分布特征时，需要在该地区开展空间密度较高的实际地磁场观测，并通过数据处理，分析岩石磁性结构的分布特征，进而探讨前述提出的问题。

1研究背景

1.1长宁地区构造背景

长宁背斜内外发生的地震的震源机制的显著差异表明该区域介质构造较破碎，动力学过程较复杂，背斜内部与其南侧具有不同的构造特征。长宁附近NW-SE走向的背斜-向斜结构是青藏高原深部物质受印度板块北向运动推挤导致的东向溢出在沿四川盆地南缘南东向运移的过程中形成的（王琪等，2002;滕吉文等，2008）。受四川盆地多回旋构造作用的影响，该地区经历过多次不同方向构造运动，特征复杂（覃作鹏等，2013）。何登发等（2019）的研究结果表明该地区5～6级地震不是超压或重力负荷变化的诱发地震，而是基底断层复活引起的天然地震。但长宁背斜内部地震与南侧地震具备不同基底断层背景，背斜内部地震以NE-SW向逆冲型为主，兼具NW-SE向拉张特征;背斜南侧地震则以NW-SE向挤压为主（万永革等，2019;易桂喜等，2020）。图1显示了长宁地区的地质构造背景，较为显著的构造为长宁背斜及其南侧的建武向斜和罗场向斜，在该组构造东西两侧，存在如灯杆坝背斜和贾村溪背斜等NE-SW向结构。本文收集了2018年1月1日—2020年9月1日长宁地区M≥3.0地震目录，发现震中分布存在一定规律（图1）：①该区域的地震活动主要集中在长宁背斜内部，以及南侧的建武向斜周边;②长宁背斜内部的地震主要分布在背斜的西北部，背斜东南部地震活动较弱;③长宁背斜南侧的3.0～3.9级地震主要发生在建武向斜和罗场向斜之间的NE-SW向构造上，4.0～5.9级地震主要发生在建武向斜和长宁背斜之间。

背斜东西两部分地震活动性的差异是否因为背斜中部存在地质图未描述的隐伏结构？NW-SE向挤压运动与NE-SW向挤压运动的分界与转换带的结构如何？这些都是值得研究的问题。根据长宁背斜附近地震事件的空间分布，本文选取（28°～28.6°N，104.6°～105.2°E）地区为岩石圈磁场构造的研究区域（图2）。

1.2磁结构背景

常见的空间分辨率较高的地磁场模型包括Maus等（2009）建立的空间分辨率为2的EMAG2（Earth Magnetic Anomaly Grid ）地球磁场总强度数值的异常网格数据以及Maus（2010）依据美国国家地球物理数据中心的卫星磁测、地面磁测、海洋磁测以及航空磁测等资料建立的分辨率为0.5 NGDC-720（National Geophysical Data Cen-ter-720）全球岩石圈磁场球谐模型，以及依托地面磁测数据建立的空间分辨率为70km的中国地磁参考场（陈斌等，2016）。NGDC-720模型和中国地磁参考场空间分辨率不足，而EMAG2在研究区域的实际描述能力也不佳。

图2展示了依据EMAG2计算得到的研究区域岩石圈磁场总强度空间分布。从图2a中可以看出EMAG2提供的岩石圈磁场数据表现较为平缓，小尺度的岩石圈磁场精细结构表现不明显。本文采用20宽度的矩形窗口进行滑动平均得到研究区域岩石圈磁场总强度的趋势性分布（图2b），以及类似白噪声的残差（图2c）。图2显示EMAG2无法提供长宁背斜区域岩石圈磁场的局部精细结构。

2数据来源与数据处理

2019年11—12月，中国地震局流动地磁团队在研究区域开展了空间高密度的地磁总强度测量。测点总数为952个，平均间距约2km。每个测点用质子旋进磁力仪进行3组地磁总强度测量，该仪器的测量精度小于0.5nT;同时用手持GNSS设备读取测点的经纬度和高程。测点的空间分布以及高程分布如图3所示，研究区域的高程分布为200～1500m。对比图1和图3可以看出，长宁背斜位于高程较低的位置，而其南侧建武向斜和罗场向斜对应位置的高程較高，最高位置对应建武向斜的空间位置。

测量得到的地磁数据经过日变通化改正消除地磁外源场部分，这一过程需依靠近距离地磁台站连续观测数据。本文选取2019年11月1日—12月31日研究区域东、南、西、北4个方向最近的地磁台（成都台、恩施台、丽江台和通海台）的地磁场分钟值数据，通化零时为2019年11月18日北京时0—3时（陈斌等，2017）。由于日变通化数据误差与测点-台站距离存在正相关性，各通化台的通化数值平均存在2.4nT左右的差异。为降低通化台选择带来的通化误差，将各测点的4个日变通化结果采用台站距离反比加权平均得到最后的日变通化结果为：

式中：F为地磁总强度的日变通化结果;N为地磁台站数;M为观测组数;tm为第m组观测时的时间;F（tn）为测点第m组的观测值;Fn（tn）为第n个地磁台tn时的观测值;Fn（t）为第n个地磁台通化零时的平均值;rn为测点距离第n个地磁台的距离。

以第13代国际地磁参考场（InternationalGeo-magnetic Reference Field ，IGRF-13）作为主磁场数据源（Alken et al ，2021），计算2019年11月18日各测点空间位置主磁场总强度数值，从各测点位置的日变通化结果中减去主磁场部分，得到岩石圈磁场总强度的数值。

各测点的岩石圈磁场总强度分布如图4a、b所示，数值分布范围为-400～200nT，中值在-4.4nT附近，在图中以垂直红色虚线标记。测点岩石圈磁场值过大会导致空间插值结果在该处出现较大的梯度和等值线扭曲，导致该处的岩石圈磁场等值线出现奇点，同时会扩大等值线的色标范围，导致其他部分细节显示不清，因此本文考虑删去部分岩石圈磁场过大的测点数据。依据岩石圈磁场总强度数值偏离中值量与偏离测点数的衰减趋势，在阈值为32nT左右存在趋势的拐点，超过正负32nT的测点数目约占总测点数目的10%（图4c）。因此，以32nT的偏离量为阈值删去岩石圈磁场过大的测点数据，90%的测点数据得以保留。在图4a、b中以黑色虚线标记了（-4.4±32）nT的位置。本文以（-4.4±32）nT为阈值，删去了岩石圈磁场数值在阈值区间外的测点数据。

绘制等值线需要先得到均匀网格的岩石圈磁场数值，本文对剩余测点的岩石圈磁场数值采用曲面样条方法（余志伟，1987）计算研究区域内均匀网格（0.01°经纬度间隔位置）的岩石圈磁场数值。曲面样条的计算公式为：

式中：x和y分别为计算位置的地理经纬度坐标;x1和y分别为第i个空间点的地理经纬度坐标;F（x，y）为（x，y）处的岩石圈磁场总强度数值;a0、a1、a2和A为曲面样条函数的拟合系数;N为原始数据的个数;r为计算位置与第i个空间点的距离;ε为曲率因子，本文取为10-7。

3岩石圈磁场总强度的空间分布形态

图5给出了根据0.01°网格数据以及0.05°滑动窗宽度的滑动平均数据绘制的研究区域岩石圈磁场总强度等值线图。由图可见，将数据中值-4.4nT标注为白色以区分数据的正向偏移和负向偏移。研究区域岩石圈磁场总强度分布趋势为：北东部以正偏为主，南部以负偏为主。研究区域内最为显著的负偏区域分布在长宁背斜西北端部，研究区域内没有特别显著的局部正值区域（图5）。

研究区域的岩石圈磁场总强度存在一组正负相间的NW-SE向条带状分布，其走向与长宁背斜的走向一致。长宁背斜北边沿和南边沿为负值区域，背斜内部主要为正值区域。长宁背斜和建武向斜之间存在一对正-负条带状分布区域。

长宁背斜北侧的负值条带嵌入了局部的NE-SW向正值区域，该区域位于（28.4°N，105°E）附近，在105°E位置对应的长宁背斜内部存在局部负值区域，其位置大约将长宁背斜分为东、西两部分，西部地震活动较为活跃，东部几乎没有地震活动，似乎说明该位置存在局部嵌入区，该结构阻隔了长宁背斜内部东西部构造，与背斜东西两侧地震活动性差别的空间位置在空间上对应。

建武向斜对应岩石圈磁场的负值区域，但罗场向斜对应岩石圈磁场北正南负的分布形态，两者之间的高地震活动区域对应着岩石圈磁场的正值区域。

图6展示了研究区域岩石圈磁场梯度空间分布。以104.95°E为界，长宁背斜西部存在较为复杂的梯度分布，背斜东部则表现为较平缓的低值分布。背斜内部4次M5～6地震的震中可分为两处汇聚区域，都对应岩石圈磁场的高梯度值，其中间被低梯度区分隔。罗场向斜和建武向斜内部的地磁梯度均较低，两者之间以及两者与长宁背斜之间均表现为零碎的高梯度分布。

4结论与讨论

通过研究现有的各类地壳磁场模型，发现这些模型均无法给出长宁地区岩石圈磁场的精细结构。不同来源的航磁异常结构又相互矛盾，使得分析该地区的磁场结构存在困难。通过地表的高密度磁场观测，发现长宁背斜东、西段的岩石圈磁场存在较大差异，其西部地震较活跃、区域磁场较为破碎，东部地震活动性低、区域岩石圈磁场较为完整。具体表现为：

（1）长宁背斜附近存在一组NW-SE走向的正负相间条带状岩石圈磁场分布形态;长宁背斜内部对应岩石圈磁场正值区域;长宁背斜边界对应岩石圈磁场负值区域;建武向斜对应岩石圈磁场负值区域。

（2）罗场向斜与建武向斜之间的高地震活动区域对应岩石圈磁场的正值区域。

（3）长宁背斜中部存在岩石圈磁场的局部负值区域，似乎说明该位置存在局部嵌入结构，该结构嵌入在背斜主体的正值结构中。

（4）长宁背斜东西部存在岩石圈磁场梯度的差异分布，其西部以高梯度的复杂分布为主，东部以平缓的低梯度分布为主。

（5）罗场向斜和建武向斜内部的岩石圈磁场梯度整体较低，而两者之间的区域梯度较高。

分析岩石圈磁场，需对地面地磁场总强度测量数据进行复杂数据处理，包括日变通化、长期变化改正等，从而在数據处理过程中带来误差。一般认为局部地区的岩石圈磁场的正常分布状态应正负各半，区域岩石圈磁场中值位于0值附近。本文得到的区域岩石圈磁场的中值为-4.4nT左右，这说明整个数据处理过程的误差约为4.4nT。这一结果与本文前期数据处理误差小于5nT的结论（陈斌等，2017）一致。需要说明的是，这一误差来源于日变通化过程与长期变化改正这两个过程，此两过程的数据来源均为地磁台站的连续数据分布，因此该误差的空间不均匀尺度应与台站空间距离相当。本文研究区域与附近的地磁台站距离约800～1000km，远大于研究区域60km的尺度，因此台站数据处理误差在本文研究区域基本一致，可以认为对局部空间细致结构影响不大。

岩石圈磁场的空间分布说明，本文研究区域内背斜东部和向斜结构内部的梯度分布较为均匀，说明结构较为稳定。但长宁背斜西北部呈现出较为破碎的岩石圈磁场高梯度分布，结合该地区的高地震活动性，说明长宁背斜西部的地下结构已经较为破碎。在背斜中部存在梯度较低的岩石圈低值区域，说明该区域存在与东、西两侧不一致的结构，该结构的阻隔或许造成了背斜东、西两部分地震活动的差异性。

IGRF-13模型系数来自美国国家地球物理数据中心（https ：//www.ngdc.noaa.gov/IAGA/vmod/igrf.html），地震目录来自中国地震台网中心，日变通化所需的地磁台站数据来自中国地磁台网中心，野外地磁场观测数据来自中国地震局流动地磁观测团队，两位评审专家对本文提出了宝贵修改建议。在此表示诚挚的感谢。

参考文献：

曹树恒。1988。应用航磁异常探讨四川盆地基底性质及四川省区域构造特征[J].四川地质学报，8（2）：1-9。

陈斌，倪喆，徐如刚，等。2016，2010.0年中国及邻近地区地磁场[J]地球物理学报，59（4）：1446-1456。

陈斌，袁洁浩，王粲，等。2017。流动地磁监测数据处理流程[J].地震研究，40（3）：335-339。

杨亚慧、王贇辉，姚休义。2020。云南地区岩石圈磁场特征及震磁特性[J].地震研究，43（4）：745-750。

古志东，汪泽成。2014。四川盆地川中地块新元古代伸展构造的发现及其在天然气勘探中的意义[J].中国科学：地球科学，44（10）：2210-2220.

顾春雷，张毅，徐如刚，等。2010。地震前后岩石圈磁场变化特征分析[J].地球物理学进展，25（2）：472-477。

何登发，鲁人齐，黄涵宇，等。2019。长宁页岩气开发区地震的构造地质背景[J].石油勘探与开发，46（5）：993-1006。

康国发，高国明，白春华，等。2011。青藏高原及邻区的地壳磁异常特征与区域构造[J].中国科学：地球科学，41（11）：1577-1585。

李冰，宋燕兵，王启，等。2018。四川盆地的磁场特征及地质意义[J].物探与化探，42（5）：937-945。。

覃作鹏，刘树根，邓宾，等。2013。川东南构造带中新生代多期构造特征及演化[J].成都理工大学学报（自然科学版），40（6）：703-711.

宋成科，倪喆，苏树朋，等。2017。岩石圈磁场异常变化与岩石圈结构的关系[J].地震研究，40（3）：357-361。

孙博。2018。川南长宁地区构造形变与流体活动特征[D].成都：成都理工大学。

滕吉文，白登海，杨辉，等，2008.2008汶川M8.0地震发生的深层过程和动力学响应[J].地球物理学报，51（5）：1385-1402。

万永革，胡晓辉，刘敬光，等。2019.2019四川长宁6.0级地震震源机制中心解及震源区应力场[J].国际地震动态，8：182-183。

王琪，张培震，马宗晋。2002。中国大陆现今构造变形GPS观测数据与速度场[J].地学前缘，9（2）：415-424。

谢军。2018。长宁一威远国家级页岩气示范区建设实践与成效[J]天然气工业，38（2）：1-7。

徐文耀，白春华，康国发。2008。地壳磁异常的全球模型[J].地球物理学进展，23（3）：641-651。

徐文耀。2003。地磁学[M].北京：地震出版社

易桂喜，龙锋，梁明剑，等。2019.2019年6月17日四川长宁M6.0地震序列震源机制解与发震构造分析[J].地球物理学报，62（9）：3432-3447.

余志伟。1987。一种新的地质曲面插值计算法曲面样条函数方法[J].中国矿业学院学报，（4）：69-76。

张昌达。2013。岩石圈磁场模型及其应用[J].物探与化探，37（1）：1-10.

张季生，高锐，曾令森，等。2009。龙门山及邻区重、磁异常特征及与

地震关系的研究[J].地球物理学报，52（2）：572-578。

Alken P， Thebaul E， Begga C D， et al.2021.Intemational geomagnetic reference field： the thirteenth generation[ J]. Earth Plane and Space 73（1）：49.

Maus s.Barckhausen u.berkenbosch h. et a.2009. EMAG2： A2- arc min resolution Earth Magnetic Anomaly Grid compiled from satellite airborne and marine magnetic measurements[ J]. Geochem.GeophysGeosyst ，10（8）：Q08005.

Maus S.2010. An ellipsoidal harmonie representation of Earth's lithos-pheric magnetic field to degree and order 720[ J]. Geochem GeophysGeosyst ，11（6）：Q06015.

Lithospheric Magnetic Field Distribution in Changning Area， Sichuan Province

CA Susu. CHEN Bin

（Institute of Geophysics， China Earthquake Administration Beijing 100081， China）

Abstract

The existing geomagnetic field models cannot provide the fine structure of local lithospheric magnetic field in Changning area， Sichuan province. Relied on geomagnetic total intensity measuremed data on 952 stations with 2 km average interval in this area， through data processing such as diurnal variation correction， main magnetic field stripping and surface spline interpolation， we obtained distribution of lithospheric magnetic field in the area near the Changning anticline. The total intensity of the lithospheric magnetic field ranged from -400 nt to 200 nT， with a median of about -4.4nT， and 90% of the data lies between （-4.4+32） nT. The inner part of the Changning anticline corresponds to a positive region of lithospheric magnetic field， while the anticline boundary corresponds to a negative region. The most significant negative area in the boundary region is located in the northwest end of the Changning anticline， the northeast of the anticline is dominated by positive region， and the south of the anticline is dominated by negative region. The high seismic activity region between the Luochang syncline and the Jianwu syn-cline corresponds to a positive region of lithospheric magnetic field. The spatial distribution of the lithospheric mag-netic field indicates that there are local negative intercalations of the lithospheric magnetic field between the east and west parts of the Changning anticline， which may block the seismic activity of the two parts of the anticline. At the same time， the lithospheric magnetic field gradient in the east and west of anticline presents a differential distri-bution of high in the west and low in the east.

Keywords： Changning area; lithospheric magnetic field; surface spline; embedded body