磁性结构分层的主要依据是介质的磁化强度差异，综合其他地球物理方法研究表明，磁性结构分层的介质磁性特征与地震波速和岩性特征是密切相关的，它能够较好地反映出深部构造特征^[1]。根据构造磁效应，板块相互作用会引起地磁场的变化，通过地磁场的变化可以反演板块作用及其与地震的关系^[2]，客观上地震“孕震层”多发生于地壳“磁性层”内，会反映区域“孕震”特征。本文基于地磁异常特征，在剖面上确定主控断层的位置，结合区域地质构造以及地震活动情况，分析孕震成因以及深部构造和动力学相互之间的关系，为研究地震的孕育、发生的深部背景条件提供途径。

1 东大别地质概况

大别造山带是印支期华北与扬子板块陆陆碰撞形成的造山带，位于中国东部, 西连秦岭造山带，东端被郯庐断裂带将其与苏鲁造山带左行平移断错，南界为襄樊-广济断裂，北部的信阳-舒城(梅山-龙河口)断裂带将造山带与合肥盆地分隔。商城-麻城断裂带将大别造山带分为东、西两段。在已有研究成果中，得到多数认可的是将东大别地区划分为以下4个构造单元，由南向北分别为宿松杂岩带、南大别超高压带、北大别杂岩带和北淮阳浅变质带^[3](见图 1)。

2 地磁测点布设及数据处理 2.1 地磁测点布设及数据采集 2.1.1 寿县-黄石地磁总强度剖面

剖面全长约330 km，剖面走向NNE，共布设地磁测点65个。剖面北端始于寿县，南段终于黄石，横跨整个大别造山带东段的梅山-龙河口、晓天-青山(磨子潭)、襄樊-广济断裂，平行于土地岭-落儿岭断裂^[4]。

2.1.2 地磁总强度加密点阵

点阵共布设地磁测点108个，测点间距约20 km，布设范围为114.5~118.0°E、29.5~32.5°N，面积约220×270 km²，涵盖华北地块、合肥盆地、东大别造山带、郯庐断裂带南段和扬子板块等构造单元。

2.1.3 数据采集

地磁测点野外总强度数据、测点坐标数据的采集分别由GSM-19T质子旋进式磁力仪和ProMark100差分GPS完成。对采集的地震地磁数据进行日变和长期变通化、地磁正常场和异常场分离以及居里面反演得到居里面埋深^[4]。

此次采用的地磁数据为2015-01~03采集所得数据。

2.2 数据处理 2.2.1 数据通化

选择使用地磁测点观测期间内蒙城台及武汉台的磁静日地磁连续观测分均值作为地磁数据通化日，进行日变通化改正，其通化公式如下：

(1)

式中，J为接图差；Δm为仪器差；F_rb为对应时空日变值；F₂₁为通化时刻日变值；ΔF为本期差值；δF_j为相邻差值^[5]。日变改正的总强度通化均方误差小于1.5 nT。

本文采用“1995.0~2010.0中国地区地磁基本场长期变化6阶NOC非线性模型”，将采集的地磁数据通化改正至2010.0年代^[6]。其选用的是泰勒多项式模型：

(2)

式中，H表示任何一个地磁要素；A_mn为泰勒多项式系数；N为泰勒多项式的截断阶数；φ、λ分别为地磁测点的经度、纬度坐标，φ₀、λ₀分别为展开原点的经度、纬度坐标。

2.2.2 岩石圈场剥离

设场源位于z=H平面以下(0＜H)，则磁场在z=H平面以上是对x、y、z的连续函数，具有一阶和二阶连续可微的导数。若z=0观测平面上的磁场T(x, y, 0)为已知，可以得到向上延拓的公式为：

(3)

式中，T(ξ, η, 0)为(ξ, η, 0)坐标点已知的磁场值；T(x, y, z)为(x, y, z)坐标点待求的磁场值。由褶积积分公式可知，上式为T(x, y, 0)与关于变量(x, y)的二维褶积。

以《2010.0中国地磁图》模型值^[7]作为地磁正常场，对研究区内的岩石圈磁场进行剥离，剥离后的岩石圈磁场分布如图 2。

2.2.3 位场分离

位场分离常用的方法有趋势分析法、差值场法以及匹配滤波法等，此处所用方法为匹配滤波法。1970年，Spector^[8]提出了一种利用能谱分析滤掉火山岩覆盖干扰的方法，称为匹配滤波，其实现步骤如下。

1) 利用傅里叶变换，由实测异常求频谱：

(4)

式中，ΔT(x, 0)为平面观测异常值；e^-2πifx为相应的向上延拓因子。

2) 由傅里叶变换的实部与虚部求对数功率谱ln E(w)：

(5)

3) 根据对数功率谱曲线ln E(w)求h₁、h₂、B/A等参数，构制匹配滤波因子。

4) 把实测异常频谱乘以相应滤波因子，得到浅源场(或深源场)的频谱。

5) 反傅里叶变换得到分离的浅源场和深源场。

根据以上原理，本文对大别造山带东段的岩石圈地磁场异常进行位场分离处理，其结果见图 3、4。

2.2.4 居里面反演计算

1977年，Bhattacharyya等^[9]提出了反演居里面深度的频谱分析法，根据磁异常的频谱特征，计算磁性层底界面埋深即居里面深度。1982年，Hong^[10]结合Backus-Gilbert线性反演方法与迭代拟合方法，给出了一种求解任意二维重磁体底界面位置的反演方法；1987年，刘天佑等^[11]提出了把居里面视为横向连续的模型，用连续模型的反演方法来求解对于一个厚度与磁化强度都变化的高空观测面的磁壳层，在反演磁性下界面时, 可以不考虑磁性上界面(地球表面)不平的影响。

当给定了平均磁化强度和平均深度之后，利用Peters的近似线性反演公式，把居里面相对于平均深度的起伏表示为有限项傅里叶级数^[11]。利用最小二乘法E^TE·C=E^T·ΔT(其中C为(2K+1)个未知系数组成的列向量，ΔT为M个观测值组成的列向量，E为M×(2K+1)的系数矩阵)，求得相对起伏深度的傅里叶系数就可以得到磁性下界面的深度^[11]。设磁性体下界面的起伏由平均深度D和相对于平均深度的起伏h(ξ, η)之和组成，则下界面的起伏可以表示为：

(6)

基于匹配滤波法分离的区域地磁异常场结果，使用连续模型法计算出剖面的居里面平均埋深为24 km，最大起伏为6 km，如图 5、图 6(b)蓝线所示。平均磁化率取值为2 800×10^-3 A/m，傅里叶谐波次数取为2次。

3 剖面磁异常与构造特征分析

根据磁性介质构造特征，该剖面可大致分为4段：

1) 从黄石至烂泥坳，该区域磁性构造特征与北大别穹窿地质结构分布有较好的对应关系。岩石圈磁场磁异常横向分布均匀，纵向分布分为浅源与深源，10 km以上的浅源磁性较弱，表现为负磁异常。该磁性层的分布特征表现为较强负磁化强度的块体，可能是片麻岩体中分布的碰撞混杂岩，而磁性特征与该地区的条带状片麻岩体相对应。10 km以下的深源磁性较强，表现为正磁异常。该磁性层的分布特征表现为较强正磁化强度的块体，推测其可能为厚实的花岗岩层，而磁性特征表现出来的穹窿状与该区中部花岗岩侵入体相对应。当反演至20 km以下的深层时，表现出来的是磁性极弱的正异常，可能是磁性较弱的变质岩。

2) 从烂泥坳至上土市，该区域磁性构造特征与大别造山带北麓的北西向叠瓦状逆冲断裂系地质构造有较好的对应关系。岩石圈磁场磁异常横向分布均匀，纵向分布分为浅源与深源，10 km以上的浅源磁性较强，表现为正负磁异常交替出现，一直延伸至上土市地区，直至晓天-青山断裂。该磁性构造特征可能反映该区域岩浆岩体侵入变质岩体的韧性剪切形变带。10 km以下的深源磁性较弱，磁性构造特征可能反映磁性较强的花岗岩体侵入磁性极弱的结晶基底，其地质构造特征表现为北淮阳构造过渡带。

3) 从上土市至堰口，该区域磁性构造特征在晓天-青山断裂到梅山-龙河口断裂及合肥盆地内产生两级较大的梯级带，与两断裂带间的层状构造相关。岩石圈磁场磁异常在10 km以上的浅源磁性较强，主要表现为晓天-青山断裂到梅山-龙河口断裂为负异常，而在合肥盆地内表现为正异常。磁性构造表现出的梯级带与晓天-青山断裂位置一致，反映该断裂可能为深大断裂。在合肥盆地内，磁性构造连续均匀，表现出较稳定的线性上升，该区域磁性构造与合肥盆地构造相一致。10 km以下的深源磁性较弱，其磁性构造特征反映为北淮阳构造带构造特征。

4) 从堰口至寿县，该区域磁性构造特征在10 km以上的浅源为磁性较强的正磁异常，磁性构造连续均匀，表现出较稳定的线性下降，与合肥盆地构造相一致。10 km以下的深源磁性较弱，表现为巨厚的极弱磁性深变质岩系。该区域断裂分布在磁异常曲线上无明显表现，证明其再生盆地属性的无差异磁性结构。

4 结语

1) 通过寿县-黄石剖面的居里面反演分析得出，磁异常变化特征曲线在晓天-青山断裂到梅山-龙河口断裂及合肥盆地内产生两级较大的陡变带，与东大别造山带结晶基底构造分区及合肥盆地的构造演化特性很好地对应，与该区域的居里面埋深呈现出较好的镜像关系。

2) 分析居里面反演结果发现，东大别造山带内居里面埋深起伏较大，最大可达6 km，先是由西南向东北方向埋深逐渐减小，在晓天-青山断裂和梅山-龙河口断裂附近区域居里面埋深最浅，而后在合肥盆地内居里面埋深由西南往东北方向又逐渐增大。

3) 剖面的居里面反演结果显示，从晓天-青山断裂到梅山-龙河口断裂这一区域剖面反演得到的居里面埋深最浅，同时也是负磁异常幅度最大、地震事件最为密集之处。结合该区域结晶基底构造分区特性，推测晓天-青山断裂可能是为热流上涌提供交换的通道，居里面反演的结果也为晓天-青山断裂下方莫霍面垂向错断提供了证据。

4) 剖面的磁异常特征曲线显示，晓天-青山断裂附近磁异常杂乱无序，很好地反映了此处深大断裂带内的“破碎”，这种“破碎带”更有利于区域构造应力的积累、调整和释放。而居里面梯级带之间的温度差异则反映为“热应力”，在其影响下会促使深部介质的运移和能量转换。正是由于其所处的特殊地理位置，在区域构造应力和热应力的共同作用下，易于地震的发生，从而使得该区域内的地震活动频繁。