重磁电勘探考点

1、重力部分大地水准面：等重力位面称为水准面，不同的重力位值可得到一簇水准面；当重力位为某一定值的水准面且与平静海平面重合，这个面称大地水准面。正常场地球模型：质量等于地球总质量 M ,以地球自转角速度绕其极半径为轴旋转，转动 惯量J与地球相同的参考椭球体称做正常场地球模型。短期变化是指重力的日变，与太阳、月亮和地球之间的相互位置有关。重力异常：从地面上某点的实际观测重力值中减去该点的正常重力值和地形起伏不平的影响值后所得到的差，叫做重力异常。重力异常的成因：探测对象与围岩间存在一定的密度差异M球自然表面与水准面存在高差!密度不均匀体沿水平方向有密度变化成因地壳内部物质的密度分布不均匀II条件探测

2、对象要有一定的规模，剩余质量足地球内部物质的变动及重力日变I探测对象不能埋藏过深於质环境较好（如消除干扰场、恶劣地形）沉积岩的密度受 以下诸因素的影响:（1）造岩矿物成分的影响；（2）孔隙度的影响；（3）岩石埋藏深度的影响；（4）溶液性质、空隙饱和度及岩石裂隙的影响各类岩石密度之间的关系一般有以下规律：火成岩密度 >变质岩密度 >沉积岩密度当利用重力勘探研究沉积内部构造时，应综合考虑沉积地层的矿物成分、孔隙度、埋藏深度、地温变化和溶质成分等因素对岩石密度变化的影响几种校正：1. 地形校正：测点水准面以上的正地形和以下的负地形产生的引力的垂直分量是向上的，使 仪器读数减小；可见地形影

3、响恒为负，故其校正值恒为正。2. 中间层校正：经地形校正后，测点周围的地形变成水准面，但该水准面与大地水准面或基 准面间还存在着一个水平物质层，消除这一物质层的影响就是中间层校正。3. 高度校正：将地球当作密度呈均匀同心层分E的旋转椭球体时，地面每升高1 m重力减小 约3.086 g.u.,所以高度校正值为：回高厦卧08僧客4. 正常场校正:睡面=T.14sind止 g .u. km重力异常的本质：由于地层密度界面的相对于同椭圆心层状分布（局部看为水平层）有起伏、和、或存在有相对于均匀的地层或围岩有密度差的矿藏等，导致地下有局部的质量多余（b> 0 ）或亏损（ b <0）（统称为剩

4、余质量），引起测点处的重力场强度变化，这种变化称为：重力异常（通常指的是其矢量沿铅垂方向的分量）重力异常剖面图是将重力测量结果沿着剖面线按照一定比例尺等要求绘制的结果，是重力测量结果的主要表现形式之一。异常平面图：重力异常等值线图与地形等高线图的绘制方法类似；该图反映了测区内重力异常的位置、特征、走向及分布范围。由一组彼此大致平行，且沿一定方向延伸的密集等值线所表示的异常分布，称为重力梯级带（A、B之间的等值线）。重力校正：在观测的总场值中减去与重力异常无关的各项，称为重力校正广.布格重力异常：主要反映地球内部密度分布不均匀性。.-地壳均衡：从地下某一深度起，相同截面所承载的质量趋于相等。/A

5、什么是正演与反演：；!已知地下介质结构、物质特性等信息，求基于地下介质相关信息的物理场异常分布 （如波速、 j I 重力异常值、电阻率值等），该过程称作正演.I pl' w '反过来，已知地面上的观测物理场的异常信息，求地球介质的结构和性质，称为反演几种规则地质体的正演：各种台阶（P69）最优化选择法：原理：根据实测重力异常在剖面或平面的分布和变化的基本特征，结合工区的地质、其他地球物理和物性等资料，给出引起异常的初始地质体模型，然后进行正演计算；将计算的理论异常与实测异常进行对比，两者偏差较大时，根据掌握的场源体资料对模型进行修改，重算其理论异常；再次进行对比，如此反复进行，

6、以两种异常的偏差达到要求的误差范围时的理论模型表示实际的地质体。最优化选择法1、预先假设一个磁性地质体模型；2、根据这个模型进行正演计算，得到正演的理论场值数据；3、比较实测的数据与理论数据，若两套数据接近，则可认为所假定的磁性地质体即代表了地下真实的情况；否则，修改所假定的模型，回到步骤2,直至两套数据几乎相等。4、根据不同的原则修改模型，则形成不同的方法。其中最优化选择方法是以两套数据 之间的误差能量取最小为修改模型所遵从的原则。5、实现此原则可采用多种目标函数最小化方法，如梯度法。区域异常：是叠加异常的一部分，主要由中、深部地质因素引起，特点是幅值较大，范围较 大，但水平梯度小；局部异常

7、：也是叠加异常的一部分，是由相对区域因素而言范围有限的研究对象引起，特点是范围和幅值较小，水平梯度相对较大。资料处理：圆滑：以去掉数据误差造成的“突变点”；求高阶导数： g的导数，将更“显著”地突出异常，同时可突出不同深度地质体的异常； 延拓：向上延拓-压制浅部小地质体的异 常，突出深部大地质体的异常；向下延拓 -深部大 的地质体的异常变化小，突出浅部小的地质体异常。04磁法部分磁法勘探一是利用地壳内各种岩（矿）石间的磁性差异所引起的“磁异常”来寻找有用矿产 或查明地下地质构造的一种地球物理勘探方法。存在于地球周围的具有磁力作用的空间，称为地磁场。0302地磁场主要由 基本磁场、变化磁场 和磁

8、异常三部分组成。在外磁场的作用下，地层若被磁化，将产生感应磁性；地层本身也可能同时存在剩余磁性。地磁要素：P186地磁图：为了研究地磁场在地表的分布规律，需要利用地磁绝对测量的成果绘制世界地磁要素的等值线平面图。磁异常是地壳内的岩石矿物及地质体受到地磁场磁化以后，在其周围空间形成、并叠加在地磁场上的次生磁场。区域异常和局部异常：磁异常中由分布范围较大的（几十平方公里以上）深部磁性岩层或区 域地质构造等引起的部分， 称为区域异常；由分布范围较小的（几十平方公里或几平方公里） 浅部磁性岩、矿体或地质构造等引起的部分，称为局部异常。资料处理：向上延拓：突出深层磁性地质体，压制浅层磁性地质体；向下延拓

9、：使浅层磁性地质体的磁异常更加突出高阶导数：突出浅层磁性地质体；突出磁性地质体的边界和断层等（磁异常横向变化 较大的部位）；低通滤波:突出深层磁性地质体，压制浅层磁性地质体；高通滤波：突出浅层磁性地质体，压制深层磁性地质体电法部分电法勘探 是以岩（矿）石之间的电性差异为基础， 通过观测和研究与这种电性差异有关的电场或电磁场的分布特点和变化规律，来查明地下地质构造或寻找矿产资源的一类地球物理勘探方法。向地下通电并进行测量，也可以按电阻率的公式求出“电附率”值板ij叩是它既不是p 1,也不p _ K U MN是P 2和p 3,而是与个个地层有关的物理量。s - K 电阻率测深法利用不同供电极距来测量某测点视电阻率随深度的变化。电阻率剖面法采用供电电极和测量电极间的距离固定并沿测线改变测点来测量测线内视电阻率横向的变 化。电磁（EM）法是以地壳中岩、矿石的导电性、导磁性和介电性为主要物质基础，根据电磁感应原理，通过观测和研究电磁场的空间与时间分