地球磁场可看成是主磁场、岩石圈磁场、变化磁场及其在地球内部产生感应磁场的总和，其中变化磁场的幅度要比主磁场的数值低几个量级 (扬诺夫斯基，1982; 徐文耀，2003).变化磁场起源于地球外部，主要来自于电离层和磁层中的电流体系 (Chapman and Bartels, 1940; Langel et al., 1987).这些电流体系既能产生规则变化的磁场如 (太阳) 静日变化、太阴日变化，又能产生周期较短变化剧烈的磁场如地磁亚暴、磁暴、湾扰、钩扰等 (徐文耀，2009; Du et al., 2008; Zhao et al., 2013; 赵旭东等，2014).海洋的总面积为3.61×10⁸ km²，占地表面积的70.8%，平均深度-3729 m.海洋中的海水可以通过切割地磁场运动产生动生电动势的发电机过程和产生感生电动势的电磁感应过程两种方式对变化地磁场产生一定程度的影响，而且具有良导体特性的海洋可以屏蔽掉10~20 cph (cycle per hour，每小时周期次数) 以上的外源高频电磁场变化 (徐文耀，2014).因此，揭示在海水介质中地磁场的时空特征以及与其他自然现象的关系一直是海洋地球物理学者需要解决的命题.

由于受海洋地磁观测技术发展的限制，海域的地磁场观测及研究程度远不如陆域.海域的近代地磁场观测可追溯到1962年英国外海的地磁观测浮标科学实验.其结果表明，安装在位于海面浮标内的地磁总场测量仪由于受海水介质的电磁效应影响，其连续地磁观测记录与相近陆域的地磁台有较大的区别 (Hill and Mason, 1962).海底地磁矢量观测潜标于1978年在澳大利亚东海岸大陆架上水深175 m处获得了可靠的三分量观测数据，相应的海底地磁总场观测潜标也在同时期的海上试验取得成功 (Yoshii et al., 1976；White, 1979).我国于2004年在南海北部陆坡开展了最早的海底地磁总场观测潜标试验，使用加拿大GEM公司生产的OVERHOUSER磁力仪构建地磁观测潜标，在近900 m的海底工作长达19天的时间，获得稳定的地磁场总场观测记录，与广东肇庆地磁基准台的观测记录具有良好的一致性 (徐行等，2005).海底地磁观测潜标应用到海洋地磁测量，为解决远海区的地磁日变改正提供了技术支持.但随着该技术方法在海洋调查中的推广应用，也暴露出一些新问题.例如，用深海海底地磁观测潜标数据进行地磁日变改正时所获得的海洋磁测精度低于用远处陆地地磁台观测数据做地磁日变改正所获得的精度 (张锡林，2011).海水层与电磁场相互影响的数值模拟表明，高频段的影响大于低频段，磁场的影响大于电场，相位的影响大于振幅 (杨进等，2008).而不同地区的地磁日变影响会因电导率与海水电磁感应现象存在差异，使得海面与海底的地磁日变差异较大，并且这种差异会随着地磁倾角的变化而变化 (夏伟，2015).野外实践、数值模拟和理论研究的相关成果都表明海面和深海海底的地磁场存在着差异，而进一步揭示位于海水介质不同深度位置上地磁场时空特征的科学实验却不多.本文将重点介绍在南海西南次海盆4366 m深度处布放和回收一个4000 m长深海地磁观测潜标的科学实验，获取了垂直方向不同水深位置上地磁场总强度的观测记录，并对其观测结果进行分析和讨论.

本次的深海地磁观测潜标布设在南海西南次海盆中.如图 1所示，位置为114.295°E，12.268°N，水深为4366 m.该位置的选择基于两方面原因，一是实验区属于整个南海海盆最深的海域，二是与越南南方的大叻地磁基准台 (DLT) 所处纬度相近，便于数据的对比和分析.投放时间为世界时2015年9月10日11时02分, 回收时间为世界时2015年9月11日22时20分，合计约35 h.本次实验是搭载中国地质调查局广州海洋地质调查局海洋四号船的调查航次实施的.

图 1

Fig. 1

图 1 深海地磁观测潜标布设点和周边地磁基准台的位置图 Fig. 1 Location of the deep-sea geomagnetic observation buoy and adjacent geomagnetic observatories

本次实验的深海地磁观测潜标系统是由一条4000 m长的尼龙绳、二台声学释放器、五台SENTINEL地磁日变观测仪、九个正浮力玻璃浮球和一个重达1.3 t (空气中的重量) 的混凝土水泥块所组成.其中SENTINEL磁力仪的主要技术指标：直接测程：18000~120000 nT，灵敏度：0.015 nT，分辨率：0.001 nT，绝对精度：0.2 nT；该设备的工作温度范围在-25~+60 ℃之间，工作水深可达6000 m，数据存储量为1×10⁷个读数，数据采样率可达10 Hz，无方向性误差，无温度漂移，无测量盲区.经过潜标系统静态力学分析研究 (刘愉强等，2010)，根据潜标中玻璃浮球、观测设备、绳子、声学释放器和混凝土块在空气中和海水中的重量参数，在满足表层海流1 m·s^-1的情况下，潜标设计支持整个潜标系统最大倾角为3°；在静态下最大受力2012 N，最大水平位移166 m，基本上保持垂直；整个潜标系统的净重量大于玻璃浮球浮力近200 kg.深海地磁观测潜标的详细结构如图 2所示.

图 2

Fig. 2

图 2 深海地磁观测潜标结构 Fig. 2 Structure of the deep-sea geomagnetic observation buoy

本次实验在南海西南次海盆中布置深海地磁观测潜标.经过约35 h观测后，海洋四号船实验室内的声呐释放器甲板单元发出命令给水下单元，首先指示它脱开潜标系统中最底部的混凝土水泥块与声呐释放器之间的连接挂钩，然后玻璃浮球牵引整个系统的观测仪器和声呐释放器水下单元返回水面，最后将5套磁力仪回收到海洋四号船甲板上.

将计算机和磁力仪进行连接，检查并下载磁力仪记录信息.具体实验结果如下：最上面系列号 (Serial number，下文简称SN)7022磁力仪 (距离海面位置300 m) 和SN 7101(距离海面位置2300 m) 在下水后无数据记录；SN 7060(距离海面位置3300 m) 仪器在水下只有45 min的有效数据记录；但幸运的是SN 7058(距离海面位置1300 m) 和距离海底最近的SN 7093(距离海面位置4300 m) 仪器全程记录到地磁观测数据.其中三台磁力仪没有完整记录水体中地磁观测数据的主要原因可能来自于两个方面：一是SENTINEL磁力仪的信号弱，二是测量环境的梯度过大而导致仪器失调.由于SENTINEL磁力仪对测量环境的磁场噪声水平和梯度容限有要求，在超过其范围的情况下进入休眠状态，因此导致仪器失调的原因有可能是仪器所处的水层海流比较大和测点地磁梯度偏大共同所致.具体原因有待于在后期其他研究项目中做进一步的讨论.

SENTINEL磁力仪的数据记录中有数据质量状况的标注.当出现信号弱、梯度大时，均会在数据中予以相应的字母标注.本次实验选用的均为质量好的地磁观测数据.

在潜标中不同位置的磁力仪记录数据揭示了水体中地磁场记录的时空特征较为明显.位于距离海面1300 m位置的SN 7058和距离海面4300 m位置的SN 7093磁力仪得到的观测记录如图 3所示.图中的横坐标为世界时，范围从2015年9月10日12时至2015年9月12日0时.图 3a为SYM-H指数随时间的变化情况，数据来自日本京都世界地磁数据中心.SYM-H指数是用来描述磁暴期间对称环电流的分钟值指数，由6个位于中低纬在经度上均匀分布的台站计算得到.图 3b为潜标中不同位置处两台磁力仪记录到的地磁场总强度F的变化.图中实线和虚线分别为SN 7058和SN 7093的观测记录.从SYM-H指数的变化情况可以看出，在世界时2015年9月10日12:00至12日00:00期间，地磁活动较为剧烈，表现为有连续磁暴发生.其中2015年9月10日发生了一个弱磁暴，主相最大值为-44 nT，时间为19:01UT.随后在2015年9月11日发生了一个强磁暴，主相最大值为-93 nT，时间为14:31UT.

图 3

Fig. 3

图 3 (a) SYM-H指数随时间的变化图 (b) 距离海面1300 m位置SN 7058和距离海面4300 m位置SN 7093总强度F变化图 Fig. 3 (a) SYM-H index variation with time; (b) Total intensity variations of the geomagnetic field F at the locations of 1300 m and 4300 m to the sea surface

在此期间，距离海面较近的SN 7058(1300 m) 磁力仪与距离海底较近的SN 7093(4300 m) 磁力仪在水体中垂直距离相差3000 m.通过比较它们的观测值可发现有以下几个特点：(1) 两台仪器的观测记录曲线形态相近，但SN 7058记录曲线的高频成分明显要丰富许多，如2015年9月11日00:00-04:00UT和9月11日7:00-15:00UT两个时段中SN 7058记录到的短周期变化较多，而SN 7093记录曲线则相对平滑；(2) 两台仪器的观测记录曲线幅度比较稳定，大体相差170±101 nT，但SN 7093的观测值明显高于SN 7058；(3) 在磁场扰动较小期间 (2015年9月10日12:00-22:00UT)，两套磁力仪的记录曲线在时间上无明显的相位差，而在磁场扰动较为剧烈期间 (2015年9月11日04:00-16:00UT)，两台磁力仪在时间上出现相位差，这个现象在11日磁暴主相期间表现尤其明显 (如图 3b中灰色竖线标注所示).

SN 7060仪器的45 min有效数据记录与两台仪器同步记录的比较分析如图 4所示.图 4a中横坐标为世界时，纵坐标为三台仪器记录的总强度F变化，其中黑色点线为SN 7058(1300 m) 的总强度F观测曲线，黑色实线为SN 7060(3300 m) 的总强度F观测曲线，黑色双点划线为SN 7093(4300 m) 的总强度F观测曲线.图 4b中横坐标为深度值，纵坐标为区段总强度的平均值，并以三个圆点分别表示三台仪器的结果.从三个不同深度的地磁观测总场强度来看，这段记录处于地磁场相对比较平静时期，垂直方向不同深度的地磁场总场强度平均值与深度的变化关系是非线性的，随着深度的加大，总强度观测值显著增加，分别相差大约50 nT和120 nT.

图 4

Fig. 4

图 4 (a) 三个不同深度的总场值时间变化的曲线图; (b) 区段的总场强度平均值与深度的关系图 Fig. 4 (a) Temporal variations of total intensity at three different depths; (b) Relation between the mean total intensity and depth

太阳静日变化Sq是最重要的地磁场平静变化类型，这部分变化磁场存在于每一天，并且总是叠加在其他变化磁场之中，因此在计算地磁指数以及分析地磁场变化时都需要消除这部分变化磁场的影响.为了更加深入地开展潜标及与周围邻近台站地磁场观测的对比分析，我们应用2015年9月磁静日期间全球地磁台站观测数据，通过球谐分析方法建立地磁静日Sq日变模型.利用模型计算的地磁场变化结果来去除静日变化部分，用于潜标与大叻、琼中以及肇庆地磁台观测数据的对比分析.

模型所使用的地磁场数据为2015年9月5天静日期间全球地磁台站的三分量地磁场数据.根据每个台站所处的经度位置将地磁场数据由世界时转换为地方时.国际地磁静日列表来自日本京都世界地磁数据中心，地磁台站数据主要来自INTERMAGNET地磁台网.利用地磁台站数据反演Sq内外源等效电流体系，所使用的分析方法为球谐分析 (Campbell et al., 1993; Campbell, 1997；徐文耀, 2009；赵旭东等，2014).此模型中次数M取为8，阶数N取为60.应用该模型可以计算不同位置及高程处的静日地磁场变化情况.

图 5为模型建立所使用地磁台站的分布情况及模型结果图.图 5a中的蓝色圆圈表示台站所处位置.图 5b为外源等效电流图，由于9月为分点季节，因此南北半球等效电流强度基本相当，而方向相反，分别为157 kA和148 kA.图 5c为内源等效电流图，强度分别为82 kA和90 kA.图 5d为由此模型计算的总强度F的静日变化情况，可以看出其变化在赤道附近明显高于高纬地区.

图 5

Fig. 5

图 5 (a) 模型所用台站分布图；(b) Sq外源等效电流图；(c) Sq内源等效电流图；(d) Sq总强度F分布图 Fig. 5 (a) Distribution of observatories used in the model; (b) Sq external equivalent current; (c) Sq internal equivalent current; (d) Distribution of Sq total magnetic field intensity

由于此模型可用来去除观测位置的静日变化情况，因此我们有必要对模型输出结果进行比较分析.图 6为模型计算得到的X、Y、Z和F的静日变化结果与大叻地磁台 (DLT) 的对比情况.大叻地磁台的静日变化数据为9月30日、27日、28日、26日和1日这五天静日数据的平均值.图中实线为DLT的观测数据，虚线为模型计算结果.可以看出，模型与实测数据的误差较小，X分量的平均误差为4.55 nT，均方差为5.6 nT；Y分量的平均误差为2.41 nT，均方差为5.55 nT；Z分量的平均误差为2.05 nT，均方差为2.57 nT；F的平均误差为2.09 nT，均方差为3.66 nT.

图 6

Fig. 6

图 6 Sq模型结果与大叻地磁台观测数据对比图 Fig. 6 Comparison between the Sq model result and DLT observation

为了保证模型结果的可靠性，我们将模型结果与肇庆地磁台和琼中地磁台的总强度F的变化情况进行了对比分析.如图 7所示，图中实线分别为肇庆台 (GZH) 和琼中台 (QGZ) 在地磁静日2015年9月27日这一天记录的F随地方时的变化情况，虚线为模型分别计算的肇庆台和琼中台所在位置处的地磁静日F变化情况.可以看出，模型能比较好地模拟两个台的静日变化情况，模型与肇庆台观测结果的平均误差为1.1 nT，均方差为4.05 nT；模型与琼中台观测结果的平均误差为2.1 nT，均方差为4.59 nT.通过以上对比分析，模型结果可以比较可靠用于去除静日变化的分析中.

图 7

Fig. 7

图 7 Sq模型结果与肇庆和琼中地磁台观测数据对比图 Fig. 7 Comparison between the Sq model result and GZH QGZ observation

为了进一步分析深海潜标记录的地磁场变化形态，我们将深海潜标中两台磁力仪与南海周边的三个地磁台越南大叻地磁基准台 (DLT)、海南琼中地磁基准台 (QGZ) 和广东肇庆地磁基准台 (GZH) 地磁场总强度的同步观测数据进行对比.如图 8所示，图中的横坐标为世界时，时间范围从2015年9月10日12时至2015年9月12日0时.图 8a为SYM-H指数的变化情况.图 8b是F减去各自基值后的相对变化强度，并以不同颜色的曲线表示不同位置的地磁记录，各位置的基值选自2015年9月10日12:00-14:00UT的平均数据.图 8c为在减去各个位置基值的基础上，应用Sq模型计算结果消除静日变化后得到各个位置处F的相对变化情况.

图 8

Fig. 8

图 8 (a) SYM-H指数随时间的变化图；(b) 深海潜标与越南大叻、海南琼中和广东肇庆地磁台五台仪器的记录曲线对比图；(c) 消除静日变化后深海潜标与越南大叻、海南琼中和广东肇庆地磁台五台仪器的记录曲线对比图 Fig. 8 (a) SYM-H index variation with time; (b) Comparison of total intensity variation recorded by deep-sea geomagnetic observation buoy with Vietnam Dalat, Hainan Qiongzhong and Guangdong Zhaoqing observatories; (c) Comparison of total intensity variation recorded by deep-sea geomagnetic observation buoy with Vietnam Dalat, Hainan Qiongzhong and Guangdong Zhaoqing observatories after removing Sq variation

图 1展示了四个地磁场观测点的相对位置，地理坐标和高程见表 1所示.在经向上，潜标位置在最东面，之后向西依次是广东肇庆地磁台、海南琼中地磁台和越南大叻地磁台，分别相差1.8°、2.5°和6°.在纬向上，潜标的位置与越南大叻地磁台接近，只差1.3°；与琼中和肇庆地磁台分别相差6.7°和9.7°.通常，在地磁静日期间同一纬度上的地磁记录幅度变化相近，而相位有些差异；而在同一子午线上不同纬度的地磁台，相位相差不大，但幅度上会有明显的变化.图 8中的海陆地磁观测台站对比分析得出了以下几个结果.

表 1(Table 1)

表 1 四个地磁观测点的位置和高程 Table 1 The location and altitude of four observation spot 台站名 经度 (°E) 纬度 (°N) 高程 (m) 西南次海盆 潜标观测点 114.3 13.3 -1350/-4350 广东地震局肇庆 地磁观测基准台 112.5 23.0 14 海南地震局琼中 地磁观测基准台 109.8 19.0 227 越南大叻地磁 观测基准台 108.5 11.9 1583

表 1 四个地磁观测点的位置和高程 Table 1 The location and altitude of four observation spot

(1) 变化地磁场的高频信息分析表明，三个陆地地磁台观测记录的高频变化信息最为丰富，位于距离海面深度1300 m处SN 7058磁力仪的高频信息次之，而位于距离海面深度4300 m处SN 7093磁力仪的高频记录则不明显.

(2) 通过对比图 8b和图 8c，我们发现，在2015年9月10日22:13UT至2015年9月11日07:19UT期间各个位置处地磁场曲线形态的差异主要源于地磁静日变化的影响.图 8b中DLT台站、SN 7058和SN 7093磁力仪的观测结果明显与QGZ和GZH台站的结果不同.在应用模型计算结果消除地磁场静日变化后，图 8c这一期间的DLT台站、SN 7058和SN 7093磁力仪的观测结果与QGZ和GZH台站的结果差异明显减小.图 8a中SYM-H指数的变化情况表明，这一期间处于第一个弱磁暴刚刚结束和第二个强磁暴的初相阶段，磁场扰动剧烈程度相对较小.而这一期间所对应的地方时大约为06:13LT至15:19LT，正是静日变化较为剧烈的阶段.参照图 5的模型计算结果，可以看出在地磁静日期间位于赤道附近的低纬台站将会受到较强的空间电流体系的影响 (图中南北半球两个等效电流涡之间的等值线密集).这些电流既包括Sq等效电流，还包括自西向东流动并且展布在赤道附近较窄纬度带内的赤道电集流 (徐文耀，2009).而图 8b中出现的较大差异正是由于观测位置在纬度上差异造成的电流体系引起的静日变化不同.这些静日变化可以通过模型结果进行修正.

(3) 在地磁扰动较为剧烈的时期，如2015年9月11日07:19UT之后，即第二个强磁暴的主相期间，图 8b与图 8c中各个观测位置的曲线变化情况基本一致.表明在剧烈磁场扰动期间静日变化的影响已经相对较小，且对应的地方时也是静日变化减弱的阶段.而在这一时期，位于海底4300 m的SN 7093磁力仪与四台仪器的观测记录存在着明显的差异.对于变化磁场，外源场是主要部分，约占三分之二，内源场约占三分之一；内源等效电流图案与外源电流基本相似，但电流方向相反，且有一定的相位差，内源等效电流是外部电流在导电的地球介质中产生的感应电流 (徐文耀，2009).磁暴的发生起源于赤道面中环电流的发展，而这一期间SN 7093磁力仪与四台仪器观测记录的明显差异可能来自于所处位置地下电性介质的不同影响了空间强电流产生的感应电流.

(4) 地磁场相位变化的分析表明，GZH、QGZ和DLT地磁台的相位变化是有次序规律的，SN 7058磁力仪的经度值最大，但不遵循这个次序，而SN 7093磁力仪的规律性则更差.由于SN 7058磁力仪和SN 7093磁力仪位于深海中，造成这一现象的原因同样可能来源于所处位置地下电性介质的不同导致空间强电流产生的感应电流发生了变化.

(1) 在地球表面空气介质中，无论是在高山和平原，还是在某一高度的天空中，每一处均可计算并观测到地磁场的总强度或三分量.在深海海水介质里，对于同一水平位置垂直方向不同深度的地磁观测点而言，距离地心越近的地磁场总强度值越大，反之距离地心越远其强度值越小.

(2) 空间电流体系引起的变化磁场叠加在背景地磁场上，会对海水中不同深度的磁场产生不同的影响.之前有学者通过数值模拟得出海水层受电磁场高频段的影响大于低频段 (杨进，2008年).本次实验结果中位于水下4300 m处SN 7093磁力仪记录的地磁场高频变化即短周期成分明显少于其他位置的观测.表明水体中的地磁观测受海水高电导层的影响比较大，一些高频、短周期的变化地磁场信息在水体中被吸收衰减.随着深度的加大，这种现象越来越明显.对于水体中垂直方向不同深度位置地磁场总强度的变化规律，过去有学者做过推测，给出水面到海底2300 m之间的衰减因子范围约为0.5~0.9(Law, 1978; Law et al., 198; Law and Greenhouse, 1981)，但没有足够的实验数据支撑.本次实验虽然数据量有限，但从观测实验的角度再次肯定了数值模拟的结果.

(3) 在地磁扰动较小或者地磁平静期间，通过对比不同深度潜标磁力仪观测数据与邻近台站的观测数据，表明海底磁测的日变修正可以通过同纬度的地磁台站或者日变模型来完成.图 9为应用Sq日变模型计算的深海潜标SN 7058(1300 m) 和SN 7093(4300 m) 位置处的模型数据与同纬度越南大叻地磁台 (DLT) 的5天地磁静日实测数据平均值之间的对比.图中实线为台站实测数据，虚线为模型数据.可以看出模型数据与实测数据具有较好的一致性.但对于地磁扰动较强的时期，特别是磁暴期间，海底磁测的日变修正除了要进行静日变化消除外，还要充分考虑地下电性介质对空间强电流产生的感应电流的影响.正是基于这一原因，需要加强开展海底地磁日变的观测，特别是矢量磁场的观测，以便获取准确的地磁扰动期间的日变信息.

图 9

Fig. 9

图 9 深海潜标位置的模型数据与大叻地磁台实测数据对比分析 Fig. 9 Comparison between the Sq model results at the deep-sea geomagnetic observation buoy location and DLT measured data

(4) 陆地上三个基准台的观测记录中三条曲线的相位差变化规律是有序的，主要是与地方时差异有关.而潜标SN 7058(1300 m) 和SN 7093(4300 m) 磁力仪记录的变化曲线与台站观测存在较大的相位差且无明显规律性，特别在地磁扰动较为强烈时更为明显，如2015年9月11日磁暴的主相期间.这与电磁场对海水中地磁变化曲线相位的影响随深度变大的模拟结果一致 (杨进等，2008).而造成这一现象的原因同样可能来自于不同地下电性介质对空间强电流产生感应电流的影响.

此次深海潜标地磁场总强度的观测在南海次海盆深海海域中获得了同一位置垂直方向不同深度的观测记录，分析了在海水介质中的地磁场变化特性，可为今后海洋地磁测量中的技术方法研究提供试验依据.

(1) 在深海水体中，运动的海水介质与变化的高空电磁场共同作用对水体中的地磁场产生了一定的影响.其中，水深较浅的地磁观测记录受其影响会相对小一些，而深海海底的地磁观测记录会有较大的影响，这些影响在幅度和相位变化中都有反映.需要进一步研究的相关问题包括：深海水体中变化地磁场的时空特征、适用于地磁日变改正的地磁观测潜标的水深范围以及深水海域观测潜标结构的合理设计等问题.

(2) 区域和全球性的磁扰影响范围大，但局部磁扰影响范围相对比较小且具有持续时间短、变化复杂的特点.倘若将地磁日变观测站布设在测区较远处，而局部磁扰是影响地磁日变观测和船载海洋磁测的重要因素，最终将导致严重影响海洋磁测的数据成果精度和资料解释.因此，布设地磁日变观测站与船载海洋磁测的控制距离不应以某个具体距离来确定，而应以相应的两个观测点在地磁观测记录中的幅度和相位近似来决定，这样有助于调查资料的成果精度.

(3) 本次深海地磁观测潜标数据是地磁场总强度值，它只能反映地磁场总场绝对值的变化规律，信息量有限.随深度变化的地磁记录与水面或者邻近地磁台记录的差异需要用矢量数据才可以更加准确地表述.随着深海地球物理观测技术的进步，海洋矢量地磁观测技术也即将形成.水体中不同深度的地磁场矢量观测记录将更好地解释地磁场在水体中的变化规律，从而为开展海洋中 (包括水体) 地球磁场模型的研究提供科学依据.

参与HY4-201508航次的全体调查人员和船员为此次海上实验付出了辛勤的劳动和提供了技术支持.感谢越南大叻 (DLT) 地磁台提供的宝贵资料、INTERMAGNET地磁台网提供全球地磁观测资料、日本京都世界地磁数据中心提供国际地磁静日列表、海南地震局琼中地磁台 (QGZ) 和广东地震局肇庆地磁台 (GZH) 子午工程数据的支持.