基于图像处理技术的航放数据统计分析

1. 基于图像处理技术的航放数据统计分析

5.2.1 图像处理的基本概念
数字图像处理是指对一个物体的数字表示，即对一个二维矩阵施加一系列的操作，以得到所期望的结果(朱志刚等，1998)。数字图像处理的实质是二维矩阵的处理，是将一幅图像变为另一幅经过修改的图像，是将一个二维矩阵变为另一个二维矩阵的过程(霍宏涛，2003)。
数字图像处理的内容非常广泛，如图像变换、图像增强、模式识别、图像融合等。数字图像处理中的基本运算包括点运算、代数运算、几何运算等。随着计算机科学技术的发展，数字图像处理技术在近年来得到了快速发展，并广泛应用于遥感、气象、军事等领域。数字图像处理技术在地质及矿产勘查领域的应用相对较新，但应用的前景广阔。以下将以相山铀矿田为例，介绍基于图像处理技术的航放数据统计分析的基本操作流程，并对处理结果进行分析。
5.2.2 操作流程
首先，编绘相山地区各地层或岩性图。
以相山地区最新版本1∶50000地质图(核工业270研究所，1995)为底图，在Map-GIS编辑子系统依次编辑第四系(Q)、上白垩统南雄组(K2n)、下白垩统鹅湖岭组(K1e)、下白垩统打鼓岭组(K1d)、上三叠统安源组(T3a)、震旦系(Z)、流纹英安斑岩(λζπ)、花岗斑岩(γπ)、燕山期花岗岩(γ5)、加里东期花岗岩(γ3)面文件(规模太小的脉岩如英安斑岩和煌斑岩不参与处理)，在输出子系统依次生成TIF或JPEG文件并转成IMG格式。需要提及的是，设置输出位图的分辨率不宜太高，否则输出速度太慢甚至可能出错。
第二步，在Erdas Imagine 8.6平台对地层岩性图像进行几何校正和二值化。
在Import模块，将Q、K2n、K1e、K1d、T3a、Z、λζπ、γπ、γ5、γ3TIF或JPEG文件转换成IMG图像过程中，ImportOptions对话框中的SelectLayers可选择1、2、3中的一层，至于选哪一层，则要视各地层岩性图层的具体的色彩。但如果事先把各地层岩性图的色彩设置为黑色，则任选哪一层均可以。
在View模块对各地层岩性图像进行几何校正，Geometric model为Polynomial，Polyno-mialOrder为1，控制点选在图的3个角，并保存。校正图像分别记为Q-g、K2n-g、K1e-g、K1d-g、T3a-g、Z-g、λζπ-g、γπ-g、γ5-g、γ3-g。OutputCellSize:X=15，Y=15，以与航放数据图像一致。OK。
在Interpreter模块对校正图像进行二值化，Imput File为Q-g、K2n-g等，OutputFile为Q、K2n等，用该文件名将自动代替原来的未经校正的同名文件。Data type output:Unsigned 1 bit。OK。
第三步，在MapGIS数字地面模型子系统中，将K、U、Th、Tc离散数据网格化，采用距离幂函数反比加权网格化方法，网格间距15m(以便与ETM空间分辨率一致)，分别形成K、U、Th、Tcgrd文件。将K、U、Th、Tcgrd数据转成K、U、ThIMG图像。
第四步，在View模块对二值化的Q、K2n、K1e、K1d、T3a、Z、λζπ、γπ、γ5、γ3IMG图像分别取反、保存。

图5.2 Statistics Generation Options对话框

在interpreter模块将Q、K2n、K1e、K1d、T3a、Z、γπ、λζπ、γ5、γ3IMG图像分别与K、U、ThIMG图像相乘，得:
QK、QU、QTh、K2nK、K2nU、K2nTh、K1eK、K1eU、K1eTh、K1dKK1dU、K1dTh、T3aK、T3aU、T3aTh、ZK、ZU、ZTh、γπK、γπU、γπTh、λζπK、λζπU，λζπTh、γ5K、γ5U，γ5Th、γ3K、γ3U、γ3Th共30个IMG图像，这些图像的统计参数均可查询，即在View模块，打开ImageInfo，点击Edit和Com-pute statistics，出现Statistics Generation Options对话框(图5.2)，置Ignore Value为0。OK。
5.2.3 统计结果及分析
通过上述操作，可获得相山地区各地层岩性的航放数据统计参数，见表5.1。
表5.1 相山地区各地层岩性K、U、Th统计参数


注:K单位为%，U，Th单位为10-6。
由表5.1可知，K含量以加里东期花岗岩(γ3)为最高，平均2.49%，其次是K1e、γπ，T3a最低。U含量以燕山期花岗岩(γ5)为最高，平均值为4.26×10-6，最低的是K2n，但γπ和K1e的均方差较大;Th含量与U含量特征相似，γ5最高，平均18.23×10-6，其次是K1e，平均值17.80×10-6，而γπ和K1e的Th均方差较大，反映这两种地层岩性中U或Th成矿的可能性较大，实际情况也是如此。
K/U、K/Th、U/Th值(表5.2)在相山地区各地层岩性中变化不大，如U/Th值，变化区间在0.20～0.24之间。比值信息的利用价值较小。
表5.2 相山地区各地层岩性K/U、K/Th、U/Th值

2. 航磁异常

图9.20 华北地区地壳厚度图（上）和莫霍面等深度图（下）

Ⅰ—华北环状裂谷盆地区；Ⅱ—鄂尔多斯克拉通单元：Ⅱ－1—鄂尔多斯克拉通，Ⅱ－2—鄂尔多斯周边盆地：Ⅱ－2-a—银川盆地，Ⅱ－2-b—河套盆地，Ⅱ－2-c—山西盆地，Ⅱ－2-d
1—一级单元分界线；2—二级单元分界线；3—地壳厚度/Moho深度等值线及其值；4—构造分区编码

图9.21 华北地区航磁图

I—华北环状裂谷盆地区；Ⅱ—鄂尔多斯克拉通单元：Ⅱ－1—鄂尔多斯克拉通，Ⅱ－2—鄂尔多斯周边盆地：Ⅱ－2-a—银川盆地，Ⅱ－2-b—河套盆地，Ⅱ－2-c—山西盆地，Ⅱ－2-d—渭河盆地
1—一级单元分界线；2—二级单元分界线；3—构造分区编码
研究区航磁异常同样属于两个似环状构造，以太行山为界（图9.21），与布格重力异常、莫霍面深度或地表厚度、地貌构造单元总体一致的。对于东部的华北裂谷盆地单元有比较详细的研究，似环状盆地内的磁性体异常总体也呈似环状分布，进一步反映了盆地内基底隆坳和次一级盆地隆坳的分布格局。由航磁异常进一步反演的浅部和深部断裂系统（图9.22）总体也反映了在整个中国东部NNE走向的构造背景下，研究区的似环状构造的几何学图像，它与盆缘的似环状分布的正断层和走滑断层的图像符合，亦与周边山岭及其内部的太古—古元古代深变质变质岩呈现似环状展布一样。似环状断裂构造，盆—岭构造，在二维平面上必定呈现放射状的构造应力场，这样的几何学图像是难于用常见的具有一定方向性的区域应力场来解释，而必须要求有垂直方向上的应力的加入才行，类似于破火山口的似环状塌陷和穹状隆起一样，因此，从三维空间讨论构造应力场是必须的。结合地表地貌－构造特征，布格重力异常和Moho深度和地壳厚度以及磁异常的三维图像可知，华北地区伸展构造系统的形成与演化，不仅需要考虑二维平面的伸展，还必须考虑深度维的地壳减薄（东部单元）或地壳的整体隆升（西部单元）。
区域航磁的另一个重要特征是，5条非常醒目的线状展布的强异常带，①阴山EW 向带，②沈阳—清原NE向带，③大同—朔州（县）NE向带，④平顶山—公安NWW 带，⑤山东五莲山NE向带。下面我们结合区域地质构造对它们的形成作些讨论：
（1）阴山EW向线状负异常带，展布于北纬41 °～420，东经107°～1150，异常中心达≤－500 n T（国家地震局，1991），其南侧是一条高值线正异常带，最高达800 n T，对应乌拉山群深变质岩的分布。响水—满都拉地学断面（国家地震局，1991）认为，阴山EW 向强烈负异常可能是磁性体因斜磁化造成的。结合区域地质构造，我们提出另一种解释，这正好是华北地台的北部边界，发育二套中生代逆冲推覆系统：南侧的大青山逆冲推覆系统和北侧的色尔腾山逆冲推覆系统（刘正宏等，2002；陈志勇等，2002）。大青山系统主要由南向北逆冲，色尔腾山系统则主要由北向南逆冲，两个系统的对冲结果致使大量的沉积盖层堆积于对冲推覆体的下面，巨厚的沉积物盖层的堆叠体可能是形成阴山EW 向线状强负异常带的主要原因，又是华北地台北缘边界的一个重要的地球物理场标志。

图9.22 华北地区浅部断裂构造（左）和深部断裂构造图（右）

（2）沈阳—清原NE向线性负异常带，其异常强度弱于阴山带，但仍清晰可见。从构造特征看，这里也是华北地台北缘边界，它的形成可能类似于阴山负异常带，这里地表出露的主要是太古宙深变质片麻岩类（中国地质科学院，1973）。推测，可能通过逆冲构造把基底片麻岩类推覆到浅部的同时，把大量沉积盖层堆叠在它的下面，产生线状负异常带。这样，阴山和沈阳—清原线性负磁异常带作为华北地台北缘的标志在其东、西段对应，华北地台北缘边界的中段这样的标志已不存在，可能是强烈的燕山期岩浆事件改造的结果，但仍可断续地见到一些局部的负异常的残留。
（3）大同—朔州（县）NE向负磁异常带，该异常带宽30km，异常中心达≤－600 n T，最大水平梯度为50 n T/km（国家地震局，1991）。响水—满都拉地学断面认为：它是鹅毛口断裂的反映，高的负异常为破碎基底的反映（国家地震局，1991）。结合地质构造发育，我们提出另一种可能的解释：展布于大同—朔州（县）的一个大型逆冲推覆构造是口泉—鹅毛口逆冲推覆断层（刘光勋等，1986；山西省区域地质志，1989），是研究区燕山期恒山—五台山—太行山造山带由鄂尔多斯前陆盆地向造山带俯冲下插过程中大量沉积盖层形成巨厚的堆叠体引起，结合五台山下面中地壳和下地壳内两个大低速体以及五台山燕山期过铝花岗岩的发育（见9.20详细讨论），可推测鄂尔多斯基底已俯冲到达五台山下面，在俯冲过程中沉积物由于密度太小被铲刮堆叠在边界逆冲带的下面及其附近，这一点在海沟处俯冲于岛弧—大陆边缘时一样。这一异常带似乎还向SW 方向延伸进入鄂尔多斯黄土高原下面（袁学诚，1990），它的地质意义还不清楚，需要进一步研究。
（4）平顶山—公安NWW 向线性负异常带，与上述（1）和（3）异常带相比要弱得多，异常中心最强达－300 n T，随州—喀拉沁旗地学断面（国家地震局，1992）认为，平顶山以南线性负异常带，宽约30km，走向NW，异常中心强度－300 n T，最大水平梯度达60 n T/km，该异常具有明显的断裂特征。我们认为，它是华北地台与桐柏—大别造山带交界的边界标志，推测它是由于中生代时期华北俯冲下插于桐柏—大别造山带时大量沉积物盖层被阻止堆叠的结果。这一负磁异常似可与南京—镇江的NE向负磁异常相连，可能是苏北—南黄海盆地与宁镇山地的分界标志，从苏南地区发育由南向北的逆冲推覆构造来看，为茅山逆冲推覆构造，它也可能是沉积盖层堆叠的结果。
（5）山东五莲山NE向线状负磁异常带，与上述（1）和（3）异常带相比，磁异常要弱得多。此异常带大致分布于苏鲁超高压变质带北边界附近（袁学诚主编，1996；中国地质科学院，1973），推测可能是超高压带通过由南向北的逆冲剥露于浅部过程中，华北地台上大量沉积物被阻止和堆叠在逆冲体下面及其附近的结果，现今地表出露的是侏罗系和白垩系的火山沉积岩系，推测，这些堆叠的沉积盖层可能覆盖于侏罗纪和白垩纪的火山盆地的下面。这样，五莲山负磁异常带也可看作华北地台与苏鲁造山带的边界标志。
由上，可以看出，强烈的线性负磁异常带往往是被大的逆冲推覆构造系统阻止和堆叠在它下面的巨厚的沉积层的堆叠体，可看作华北地台与周边造山带的边界标志上述异常的（1）,（2）,（4）,（5），或华北地台内部燕山期鄂尔多斯前陆盆地与被活化的燕山期恒山—五台—太行造山带的边界的标志［上述异常（3）。由于磁性体主要是上地壳地质体的反映，被“冻结”在地表的老的磁性异常往往可以在后期叠加的岩浆—构造事件的较薄弱地带保留下来。

3. 区域航磁(ΔT) 异常特征

从图3-4中看出，研究区磁场特征与地层分布，岩浆活动及构造运动等密切相关，不同地区具有不同的磁场特征。

图3-4 研究区航磁(△T)异常平面图

(一)兴安剧烈变化磁场区
主要包括大兴安岭及其以西地区。该区大部分异常呈紧密排列，局部异常轴向北东，异常强度和梯度变化都比较大，不同地段异常特点有一定差别。
漠河一带为正、负交替异常，异常走向北西西。西侧嵯岗、满洲里附近为北北东向、负背景、局部正异常的狭长条带状异常分布，它相当于得尔布干断裂所处的位置。嵯岗到牙克石之间有一东西向正异常带，似为岩浆岩的影响。在牙克石与甘南之间为正、负交替的跳动磁场区，它相当于中生代火山岩及花岗岩分布区，甘南龙江经大杨树—嫩江一线有一近南北向剧烈跳度异常带，峰值较高，极值达2000nT以上，异常梯度变化大。它相当于大杨树坳陷内分布的中生代强磁性火山岩区。大兴安岭重力梯度带在磁异常上反映不明显。
(二)松辽平缓磁场区
磁场以平静的负背景叠加宽缓的正异常为特征，背景场为－100～－200nT，宽缓的正异常特点在中部表现尤为突出，正异常极值达200nT以上，平静的负背景是由于巨厚的中、新生代无磁性盖层的沉积及深部莫霍界面的隆起使磁性层变薄引起。正异常主要由前寒武磁性结晶基底及具有磁性的侵入岩引起，平缓的特征主要与埋深有关。周边地区相对中部来说，无论强度还是梯度都变大，与无磁性盖层厚度变薄有关，该区局部异常轴向以北北东向为主，各种方向的局部异常都有分布。
(三)小兴安岭(逊河—铁力以西)磁场区
磁场特征与大兴安岭类似，为紧密排列并以正异常为主、局部地区有负异常分布的异常区。异常走向以北东向为主，并沿小兴安岭方向排列。
(四)伊春-延寿正异常区
紧密排列的正异常是该区的主要特征，异常具有明显的走向，为典型的褶皱带磁场特征。以依兰—尚志一线为界，分为南北两段。北段异常走向南北，极值在300nT以上，低于北段。
(五)佳木斯-饶河平静磁场区
位于三江平原上。背景场在零值附近，其上叠加有局部低值正异常。异常平缓，走向不稳定，延伸不大，反映该区基底为低磁性或无磁性岩性，为构造运动稳定地区。
(六)东宁-吉林磁场区
在大面积分布的负异常背景上，局部地区分布有紧密排列的正异常。负异常有由北向南负值逐渐加大的趋势。这种异常特征主要为磁性花岗岩引起，异常总体走向为北东向。

4. 航磁△T异常特征

在航磁(△T)异常图上,铝土矿分布区主要位于豫北正负磁场区及豫中开阔平静负磁场区,整体上可划分为北、西、中、南四个异常区。
5.1.2.1北异常区
本异常区主要分布于黄河以北地区,以正磁异常为主,梯度平缓,幅值变化不大,一般在100~200nT之间,具有明显近东西向展布趋势。在上述异常上有局部异常叠加,以正磁异常为主,幅值200~400nT,异常形态多为浑圆状,规模较大。负异常稍有发育,规模及幅值都很小。异常等值线大致近东西向展布,局部呈北东东向,稀疏、圆滑,显示了地质体展布特征及其磁性的稳定变化。
在黄河南侧渑池—郑州一带断续发育的磁场继承了北异常区的磁场特征,自西向东相继发育了浑圆状的渑池、新安及巩义等异常,但异常幅值已经明显降低。位于该异常带上的异常排列及等值线表现了东西向与北东东向叠加,指示该位置地质环境与北异常区的相似性。
从地质资料分析,上述宽缓的正磁异常背景主要由前寒武地层引起;其中宽缓的局部异常与磁性基底突起相关,部分高幅值跳跃局部异常(如济源西部)由熊耳群火山岩中的磁性矿物不均匀分布引起。
5.1.2.2西异常区
本异常区位于三门峡—宜阳之间,主要表现为正负伴生的线形异常带,长约80km,宽10~15km。南部为正磁异常带,在0~50nT的背景上叠加了多个线形局部异常,正、负磁异常均有,幅值一般30~200nT。北侧为一条平行发育的规则负异常带,幅值-200~-300nT。该正、负线形异常带主要与熊耳群地层对应,系由马家河组地层引起。正磁异常带中的局部异常说明铁磁性物质在该地层中不均匀分布。
5.1.2.3中异常区
本异常区北界大致为义马—郑州一线,南界位于宜阳—平顶山一线以北;该区以正、负磁场发育大致对等为主要特征。其中的正磁异常主要发育在新密—伊川—汝州—襄城圈定的区域,异常主体偏向北西端,主要集中于颍阳、大金店附近,等值线向南东东散开,形成50~100nT正磁异常背景,控制了次级局部异常的发育。次级局部异常以正异常居多,正、负异常均有发育,幅值一般为50~100nT,个别在200nT以上(长葛—灵井一带),显示了场源性质的变化。局部异常形态以浑圆状为主;部分强磁异常横向紧闭,长轴较大;负磁异常一般伴生正磁异常发育。异常展布整体上具有北西西走向,等值线圆滑、开阔,指示了区域背景的稳定性;部分高梯度局部异常指示了局部场源与异常背景的差异性。
本区正磁异常(背景)主要由太古宇登封群变质岩系及其磁性不均匀引起;东部发育的带状局部异常多由铁矿及基性岩-超基性岩体引起。
5.1.2.4南异常区
该异常区位于工作区南侧宜阳—平顶山一线,主要表现为一条渐次增高的负磁梯级带,形态不一、走向各异的局部异常在其上发育。其中位于汝阳北、宝丰及平顶山西的浑圆状低缓正磁异常系由前寒武纪地层的局部凸起引起;发育在大营附近的线形局部异常主要与该区发育的火山岩的(玄武岩)有关;其他大面积发育的低磁带则主要指示了中、新生代的无磁性沉积。

5. 　区域航磁异常特征和构造单元划分雏议

蒙陕陆块内太古宙-古元古代的变质岩系仅出露在该陆块的北缘和西部，即贺兰山、千里山、乌拉山、大青山等地。其南部的广袤地区被中新生代的沉积物所覆盖。从地球物理场看，本区有着特殊的磁场和重力场特征，而有别于迁怀陆块和晋冀陆块（详见第一章），其早前寒武纪的岩石组合特征也与迁怀陆块和晋冀陆块明显不同，因此曾被称为包银地块（朱英等，1986）或包银微大陆（伍家善等，1991）。考虑到包头和银川都位于该陆块的边部，故本书以该陆块的主要分布区命名为蒙陕陆块。
以华北地区上延20km的航磁异常图（见图1—2）上可以看出，该陆块具有明显的宽缓的区域负磁异常背景，在其中部有一高磁异常区，呈微向南突出的长卵形，其中心位于陕西东胜附近。在1∶400万中国及邻近海区航磁异常图上可以看出该高磁异常区由数条高磁异常带组成，呈近东西向延伸。在正磁异常区的外围为宽缓的重磁异常背景。在该陆块的东南边缘出现北东方向的负磁异常带，与相邻的晋冀陆块的区域正磁异常形成鲜明对照。该紧闭的负磁异常带可能是大同-吴旗深大断裂在地球物理场上的表征。在该陆块的北部边缘存在一东西向延伸的负磁异常带，其中心位于包头附近，这一异常带地表对应的是早前寒武系的孔兹岩系。
由于早前寒武纪变质岩系仅出露在蒙陕陆块的东部和西部的千里山、贺兰山一带，其它广大地区都被覆盖，基底的岩石组成情况不清。因此，目前只能根据研究程度较高的大青山地区的地质资料和全区的航磁异常特征对全区的构造单元做一简要讨论。
蒙陕陆块北缘出露的主要是早前寒武纪的孔兹岩系，仅在乌拉山地区出露一定数量的麻粒岩系。这两类岩系的组成特征和形成方式均存在明显差异，应将它们区分开。另外，在区域航磁图上北部边缘以东西向延长的负异常为特征，中心部位则以正高磁异常为特征，二者有明显差异，由于航磁异常已向上延拓20km，所以这种明显差别不可能是地表影响所至，应反映深部基底的特征。根据上述理由可初步把蒙陕陆块分为三个岩石构造单元。
1．东胜麻粒岩基底
位于蒙陕陆块的中部，目前地表无太古宙岩系的出露。在航磁图上表现为正高磁异常。通过与陆块北部和迁怀等陆块地球物理场的对比可知，太古宙的麻粒岩系常常为正磁异常，而孔兹岩系由于以富铝低铁为特征，它们通常对应负磁异常。因此这一正磁异常区明显不同于该陆块北部出露的孔兹岩系。虽地表无太古宙岩系的出露，但根据其正磁异常的特点，推断其基底可能由麻粒岩系所组成，因此称为东胜麻粒岩基底。
2．周边孔兹岩系区
主要出露在千里山、乌拉山、大青山等地，主要由富铝的孔兹岩系和侵入其中的重熔型花岗岩所组成。在航磁异常图上对应着负磁异常，据此推测其西缘、南部的负航磁异常区深部也应由孔兹岩系所组成。
3．北缘麻粒岩相区
主要分布在内蒙古固阳以东至西乌兰不浪一带，主要由各类麻粒岩和灰色片麻岩所组成，具有高级区的特点。尽管该区的范围较小，但它们的岩石组成和形成方式明显不同于孔兹岩系，因此有必要将它们单独划分为一个岩石构造区。
由于东胜麻粒岩基底在地表无出露，以下仅对周边孔兹岩系区和北缘麻粒岩相区的基本地质特征进行讨论。

6. Jpg格式的航磁异常等值线图如何快速矢量化？大神们帮帮忙

应该是用的自动矢量化功能，需要设一下图的色素，一般都是二值图  查看原帖>>

7. 什么叫“航磁异常”？

航磁异常(aeromagnetic anomaly):
航空磁测中发现的磁异常.

8. 重力、航磁数据的收集、采集和整理

一、重力资料
1)新疆北部福海地区布格重力异常图,共两幅。 比例尺为20万分之一。 范围是新疆西北部北纬47°以北东经88°20′以西中国境内部分,为研究区的北端。
2)新疆准噶尔盆地布格重力异常平面图,共两幅。 比例尺为50万分之一范围是北纬43°20′～47°20′,东经82°00′～89°00′,覆盖了研究区的中部。 以上两图精度较高,图中布格重力异常等值线间隔为2×10-5ms-2,能够满足子专题研究的需要。这两套图是从新疆昌吉市新疆地质工程勘察设计院物探研究院收集到的。
3)1:100万布格重力异常图,共8幅。 这套图覆盖了新疆西北部北纬40°以北,东经96°以西的广大地区,即覆盖了子专题的整个研究区。 但是,该图为陕西省测绘局计算队1977年绘制,年代较远,精度较低,在一些偏远地区和工作条件困难的地区都没有实际测量数据,不能很好满足子专题研究的需要。 只有当研究区内没有其他精度较高的重力资料时,才利用这套图的数据。
以上这些重力资料用于编绘新疆北部布格重力异常图和新疆西部地学断面重力异常条带图。
二、航磁资料
1)新疆北部福海地区航磁△T异常图,1:50万。
2)新疆准噶尔盆地磁力(△T)异常平面图,1:50万,共两幅。 图幅范围是北纬43°20′～47°20′,东经81°00′～88°00′。
3)新疆北部航磁(△T)异常图,1:100万,共7幅。 这套图覆盖新疆北部广大地区。
4)新疆北部航磁数据,范围是北纬40°以北,东经95°以西中国境内部分。 点距5km。异常精度5nT。 来源于国土资源部航空物探遥感中心。
以上航磁资料用于编绘新疆北部航磁异常图和新疆西部地学断面航磁异常条带图。
为对航磁异常进行解释,还从国土资源部航空物探遥感中心收集了新疆西北部地区的岩石标本磁参数测定成果。这些磁参数测定成果是根据沿着5条路线在100个地点收集到的岩石磁性测定结果经统计分析得到的。 新疆西北部地区的岩石磁性可以简单概括为:
古元古界变质岩多为绿泥片岩、石英岩、千枚岩、变质砂岩、大理岩、各种片岩、片麻岩及变闪长岩等,磁化率小于50×10-5SI,不足以引起10～20nT的极弱的磁变化,可以认为是无磁性的。 尽管在一些地方夹杂着含铁石英岩,但其所占比重很小,在小比例尺航磁图中见不到它们的反映。
中新元古界的各种变质岩一般也是磁性很弱的。 长城系、蓟县系及青白口系的岩石分布广泛,磁性很弱。 一些片岩、角闪片岩和石英片岩的磁化率一般小于30×10-5SI。 只是在局部地区有磁性较强的混合岩及片麻岩,磁化率为(40～600)×10-5SI。
震旦系的岩石一般也是无磁性的,仅见于兴地附近的含砾冰碛岩的磁性较明显,磁化率平均值为110×10-5SI。
古生界的各种沉积岩和变质岩大多数磁性很弱,多半属于无磁性的岩石。只有当火山岩夹层非常集中,变质较浅,原岩磁性较强时,岩石的磁性才会变得较强。
二叠系及更新的沉积岩基本上都是无磁性的和弱磁性的。
华力西期的花岗岩类岩石大多数是无磁性的。 在伊犁地区和阿尔泰地区,华力西期的花岗岩是有磁性的,某些岩体的磁性较强。
喷出岩的磁性变化很大。 总体上看,地台区的喷出岩磁性较强,地槽区的喷出岩磁性偏小,而且,岩石的磁性随变质程度的加深而变小。
基性岩和超基性岩的磁性最强。但这类岩石多以小岩体出现,在区域磁场中表现为小局部异常。
由于没有条件到野外实际采集标本测定磁性参数,因此上述磁参数资料对于今后的航磁资料的解释是很宝贵的。
三、卫星重力资料
除地面重力和航磁资料外,我们还收集了卫星重力资料,是以球谐系数表示的最新的地球重力场模型EGM96。 这个模型是美国航天局哥达德宇航中心(NASA GSFC),美国国家影像制图局(NIMA)以及美国俄亥俄州立大学等单位于1996年联合建立的(Lemoine et al.,1996)。 建立这个模型时利用了20多颗卫星的轨道观测数据,包括最新的GPS和TDRSS(Tracking Data Relay Satellite System)资料,由海洋卫星GEOSAT测高数据导出的30’×30’海洋重力异常,30’×30’平均地面重力数据,其中包括新增的以前无法获得的(如非洲西部,苏联和中国部分地区的)地面重力资料。 因而这个新模型比以前的模型都更可靠。
EGM96模型具有完整的360阶位系数。 以球谐函数展开式表示的重力场可以反映出波长大于100km的重力变化。若以半波长作为重力场的空间分辨率,则360阶的重力场模型可以表示出尺度为约50km的重力异常。
四、地形数据
在重磁资料的解释中,地形数据是必不可少的。 我们在研究中使用的地形数据是从美国地调局(USGS)的全球30″地形数据集GTOPO_30中提取的。 这种地形数据是地面高程在30″×30″球面梯形内的平均值。 在我们的研究区内数据点间距小于1km,高程误差小于100m。 数据精度和密度都可以满足区域重磁资料解释的需要。