了得網自然科學_重磁勘探基礎理論與資料處理解釋方法

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《重磁勘探基礎理論與資料處理解釋方法》可作為高等院校地球物理專業、重磁勘探專業教材和參考書目，也可供油田一線和石油研究院所相關人員學習參考。

叢書序
前言
章地球的重磁場
節地球的重力場
第二節地球的磁場
第二章地質體重磁場正演理論
節地質體重磁異常正演概述
第二節地質體重磁異常的基本公式
第三節地質體重磁場的泊松公式
第四節規則形體重磁異常的正演公式
第五節任意形體的位場的正演理論
第六節有限延伸稜柱體重磁異常的正演
第七節稜柱體重磁異常頻譜及其矩譜
第八節均勻磁化多面體磁異常的正演理論叢書序

前言

章地球的重磁場

節地球的重力場

第二節地球的磁場

第二章地質體重磁場正演理論

節地質體重磁異常正演概述

第二節地質體重磁異常的基本公式

第三節地質體重磁場的泊松公式

第四節規則形體重磁異常的正演公式

第五節任意形體的位場的正演理論

第六節有限延伸稜柱體重磁異常的正演

第七節稜柱體重磁異常頻譜及其矩譜

第八節均勻磁化多面體磁異常的正演理論

第九長方體組合任意形狀三度體重磁異常正演

第三章地質體重磁異常反演理論

節重磁異常反演理論概述

第二節位場反問題的多解性和不穩定性

第三節位場反問題的多解性

第四節減少多解性的可能途徑

第五節位場反問題解的不穩定性

第六節解決不適定問題的方法

第四章重磁異常的處理與轉換

節重磁異常處理與轉換的目的及內容

第二節頻率域中重磁異常的轉換與處理

第三節頻率域內重磁異常轉換與處理的實現過程

第四節消除高頻干擾的正則化方法

第五節重磁異常的對應分析

第六節視密度反演

第七節視磁化率反演

第八節重磁異常三維物性反演

第五章重磁異常的分離與增強

節頻率域中異常的分離

第二節維納濾波

第三節漢寧濾波

第四節視深度域濾波方法

第五節位場分離的滑動趨勢分析法

第六節匹配濾波方法

第七節小波多尺度分析方法

第八節插值切割方法

第九節迭代積分延拓方法

第十節迭代積分延拓平化曲方法

第六章物性界面的反演理論

節物性界面的反演概述

第二節界面重磁異常的反演

第三節波數域中曲面上位場異常的轉換方法

第四節界面重磁異常的功率譜估算法

第五節磁性介質下界面的磁異常矩譜及導數譜反演

第七章人機連作重磁剖面正反演綜合解釋

節二度體重磁異常的正演

第二節二度半體重磁異常的正演

第三節化反演方法

第四節人機交互可視化反演

第八章斷裂構造信息的提取方法

節重力歸一化總梯度與相位

第二節小子域濾波

第三節追蹤斷裂構造的相關濾波

第四節識別線狀構造的水平梯度法

第五節圖形圖像處理技術

第九章地質體邊界的圈定方法

節斜導數方法

第二節Theta圖法

第三節歐拉反褶積

第十章重磁異常推斷解釋方法

節重磁異常解釋基本方法

第二節重磁異常解釋的步驟

第三節近地表不同岩性地層及地質體的磁異常特征

第十一章火成岩岩石物性及火山岩重磁場特征

節火山岩概述

第二節火成岩岩石的密度磁性特征

第三節火山岩的重力場特征

第四節火山岩的磁場特征

第五節火山岩磁異常的無窮細節原理

第十二章松遼盆地區域地質概況及岩石物性特征、重磁異常形成因素分析

節區域地質概況

第二節岩石密度特征

第三節岩石磁性特征

第四節重磁異常圖的編拼

第五節重磁場特征

第六節重磁異常形成因素分析

第十三章火山及火山岩的重磁響應

節火山岩重磁電響應模型設計方法

第二節火山口的重磁響應特征

第三節火山岩層的重磁響應特征

第四節熔岩流的重磁響應特征

第五節松遼盆地徐家圍子斷陷深層火山岩重磁異常效應

第十四章松遼盆地深大斷裂的劃分

節深大斷裂的重磁異常特征

第二節深大斷裂重磁異常信息的提取

第三節深大斷裂的劃分

第四節深大斷裂產狀確定

第五節深大斷裂的性質

第六節深大斷裂的分布規律及對斷陷的控制作用

第七節深大斷裂的形成機制研究

第十五章松遼盆地深層火山岩的預測方法

節盆地深層火山岩的重磁異常的分離

第二節盆地火山岩重磁異常的增強方法

第三節盆地深層火山岩的圈定與識別

第四節盆地深層火山岩岩性預測方法

第五節火山岩的分布規律

第六節火山岩形成機制分析

參考文獻

在線試讀

章地球的重磁場
節地球的重力場
地球的重力場是地球周圍空間任何一點存在的一種重力作用或重力效應，或為地球表面及其附近一點處單位質量所受到的重力，數值上等於重力加速度。重力場是空間中的一種力或力場，分布於地球表面及其鄰近的空間；空間中任一質點都受到重力的作用。重力場是引力場和慣性離心力場的合成場，g正常=G∫∫地球rr3σdv+ω2rs（圖1-1）。重力場不是重力或其效應存在的區域或空間。重力場的測量應當是在重力場所在的空間區域或場域中，而不是在重力場中進行。
圖1-1地球的重力
（1）重力場是空間一個區域內的矢量場。
（2）重力場是空間坐標(x，y，z)的函數。
（3）重力場作用在空間中任何點處。
（4）重力測量是測量重力場的變化。
（5）重力場由重力位確定，重力場是由位導出的場。
一、正常重力場的計算
正常地球模型（參考橢球）的引力場強度外加離心力場強度在大地水準面上的值稱為正常重力場強度。
正常重力(場強度)精確公式：g正常=ge1+(β－α－αβ)sin2φ1－α(2－α)sin2φ（索米揚那公式）
其中，β=gp－gege，為地球重力的扁率；α=a－ba，為地球形體的扁率。章地球的重磁場

節地球的重力場

地球的重力場是地球周圍空間任何一點存在的一種重力作用或重力效應，或為地球表面及其附近一點處單位質量所受到的重力，數值上等於重力加速度。重力場是空間中的一種力或力場，分布於地球表面及其鄰近的空間；空間中任一質點都受到重力的作用。重力場是引力場和慣性離心力場的合成場，g正常=G∫∫地球rr3σdv+ω2rs（圖1-1）。重力場不是重力或其效應存在的區域或空間。重力場的測量應當是在重力場所在的空間區域或場域中，而不是在重力場中進行。

圖1-1地球的重力

（1）重力場是空間一個區域內的矢量場。

（2）重力場是空間坐標(x，y，z)的函數。

（3）重力場作用在空間中任何點處。

（4）重力測量是測量重力場的變化。

（5）重力場由重力位確定，重力場是由位導出的場。

一、正常重力場的計算

正常地球模型（參考橢球）的引力場強度外加離心力場強度在大地水準面上的值稱為正常重力場強度。

正常重力(場強度)精確公式：g正常=ge1+(β－α－αβ)sin2φ1－α(2－α)sin2φ（索米揚那公式）

其中，β=gp－gege，為地球重力的扁率；α=a－ba，為地球形體的扁率。

當地球的形狀及其內部物質密度分布為已知時，應用重力位函數公式W(x，y，z)=G∫∫∫VσdVρ+12ω2(x2+y2)可以求出地面上任一點的重力位。然而，地球表面的形狀十分復雜、而地球內部的密度分布並不清楚、因此不可能直接利用公式W(x，y，z)=G∫∫∫VσdVρ+12ω2(x2+y2)求得地球的重力位。為此，我們引入一個與大地水準面形狀十分接近的正常橢球體來代替實際地球。假定正常橢球體的表面是光滑的、內部的密度分布是均勻的、或者呈層分布且各層的密度是均勻的、各層界面都是共焦點的旋轉橢球面。這樣這個橢球體表面上各點的重力位便可根據其形狀、大小、質量、密度、自轉的角速度及各點所在位置等計算出來。在這種條件下得到的重力位就稱為正常重力位、求得的相應重力值就稱為正常重力值。確定正常重力位的方法很多、現在主要采用以下兩種方法。

（1）拉普拉斯方法。即將地球的引力位按球諧函數展開，取偶階球諧前幾項之和、再加上慣性離心力位而得到。這時的正常橢球面是一個旋轉的扁球面。

(2)斯托克斯方法。即根據地球總質量M地球旋轉角速度心地球橢球的長半軸a和地球扁率e確定橢球面上及其外部的重力位。這時正常橢球面是一個嚴格的旋轉橢球面。

(3)由正常重力位推算得到的在正常橢球面(水準橢球面)上的重力公式稱為正常重力公式。基本形式如下：

g =ge(1+βsin2 +β1sin22 )

β=gp－gegeβ1=18ε2+14εβ

ε=(Re－Rp)/Re

其中，g 為計算點的地理緯度處的正常重力值；ge為赤道重力值；gp為兩極重力值； β稱為地球的力學扁率；Re為地球赤道半徑(6378.160km)；Rp為地球極半徑(6356.755km)；ε為地球扁率。

如何確定g =ge(1+βsin2 +β1sin22 )中的ge、β、β1三個參數的數值是多年來世界上大地測量學家和地球物理學家關注的問題之一。不同的學者所采用的參數值不同、就得到不同的計算正常重力值公式。其中比較常用的包括以下幾種。

(1)1901～1909年赫爾默特公式：

g=9.78030(1+0.005302sin2－0.000007sin22)m/s2（1-1）

(2)1930年卡西尼國際正常重力公式：

g=9.78049(1+0.0053884sin2－0.0000059sin22)m/s2（1-2）

(3)1979年國際地球物理及大地測量聯合會推薦的正常重力公式：

g=9.780327(1+0.005302sin2－0.000005sin22)m/s2（1-3）

（1-1)式多用於測繪部門，（1-2)式多用於勘探部門。20世紀80年代以後決定全國統一使用（1-2)式。從（1-2)式與（1-3)式相比較可以看出，赫爾默特在約80年前推算出的公式與根據人造衛星資料推算出的公式相差是很小的。從以上討論可以看出：

（1）地球的正常重力是人們根據研究的需要而確定的。不同的學者計算出的正常重力值還有所區別。因此它並不是客觀上存在的確切的正常重力場。

（2）正常重力值隻與計算點的緯度有關、沿經度方向沒有變化。

（3）正常重力值在赤道處小、在兩極處數值，相差約0.5×104mGal。

（4）正常重力值沿經度方向的變化率與緯度有關，在緯度45°處的變化率。

（5）正常重力值隨高度增加而減小，其變化率約為-0.3086mGal/m。

(6)在地球表面，全球重力平均值約為9.8m/s2，赤道重力平均值為9.780m/s2，兩極平均值為9.832m/s2，從赤道到兩極重力變化大約為0.05 m/s2。

二、重力場的構成

為了對重力場的組成有一個全面的、概略的了解，李慶忠將各種地質因素引起的重力值變化大小及多種干擾因素的影響範圍列在圖1-2中。該圖的縱坐標是對數坐標，每一小格相差10倍。頂上是總的重力值約980Gal，它與底線上的重力值相差1011 數量級，底線0.01μGal是超導重力儀的讀數精度。

圖1-2重力場的構成圖示

第二節地球的磁場

地球周圍空間存在的磁場稱為地磁場，它主要是由以下幾部分構成：T0，中心偶極子磁場；Tm，非偶極子磁場，也稱為大陸磁場或世界磁場，這兩部分的磁場之和稱為地球基本磁場；Ta，是由地殼內的岩石礦物及地質體在基本磁場作用下所產生的磁場，為磁力勘探的主要對像，δT為起因於固體地球外部的變化磁場。非偶極子場，即大陸磁場、世界磁場主要是由地殼中廣泛分布的、有磁性的地層產生的；一般認為古中生代及古近、新近紀沉積岩層和第四紀疏松沉積為無磁性，或者弱磁性的，所以磁性地層的頂界面通常為前寒武紀的結晶基底，一般為岩漿岩或變質岩組成；磁性地層的底界面一般認為為居裡面就是地殼中岩石磁性因溫度升高達到居裡點而變為順磁性物質時的溫度界面，大致反映了地殼深部的溫度場，而地殼深部熱運動與地震活動性密切相關。

一、正常地磁場的計算

隨著磁法勘探應用領域的擴大，利用航磁異常研究區域及深部地質受到普遍重視。在區域航磁異常解釋中，要編制大範圍的航磁異常圖和研究長波長的異常，就要確定正常地磁場，通常有兩種：高斯球諧分析法和二次冪多項式法。球諧分析法在編制大範圍的航磁圖中，可以解決其他方法不易解決的各磁場水平的調整和區域校正問題，這對於我們選擇工作區，研究大區域地質構造，了解結晶基底的分布與形態，構造與岩性分區，了解地殼內的脆弱帶，確定居裡面深度以及了解地地殼內的溫度變化，沉積盆地的幾何形態，侵入岩和噴出岩的分布都具有十分重要的意義。美國、加拿大、墨西哥用球諧分析法編繪了北美磁異常圖，芬蘭在編圖時也采用了這一辦法。在計算一個局部地區的正常地磁場時，也常常使用二次多項式方法。20世紀70年代的中國正常場模式就是采用這種方編制的，采用的是三階模式。

1838年，高斯提出把磁位展開為球諧級數的理論，使地磁場的解析表示向前跨進了一大步。雖然這個理論在實質上並沒有對地磁場的成因做出任何解釋，但是它對進一步分析研究近地表空間的磁場和研究地磁成因有特殊的意義。以後，很多學者利用不同數量和不同類型的地磁資料，對不同形狀的地球模型（如圓球形或橢球形）做了不同階數的球諧分析。但是，一直到20世紀60年代以前，這方面的工作仍缺乏國際合作。

國際地磁參考場（IGRF）就是利用球諧分析法計算的正常地磁場。個國際地磁參考場IGRF.1965是國際地磁學協會（IAGA）於1968年確定采用的，它包括一個主要場模式和一個長期變化模式。20世紀70年代後期，長期變化模式中可以預料的不確定因素的積累效應，已經給IGRF帶來不可接受的誤差，為了建立一個新的、準確的國際地磁參考場，IAGA對此做出了補充。

在國際地磁參考場研究中，高斯球諧分析是目前采用的主要的方法。高斯理論假定地球磁場是由地球內部原因引起的。這樣的假設是合理的，因為外源場是各種短期變化場。比內源場小幾個級次，當磁測資料經過通化後，外源場的影響可以認為小於測量誤差，所以它具有位的特征，

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