此次实习是工程物理勘探实习，在两位老师的带领下很好的完成了这次试验。此次实习内容是电法勘探实验，主要有折射波法、电阻率成像、对称四极剖面等。本次实习地点在本校校门西侧树林，通过实习我们大致了解该地区的地下地质情况。
1.电法勘探实验（对称四极剖面）
1.1实验目的：了解对称四极装置的原理；了解对称四极装置的工作布置及观测方法；了解对称四级装置在高阻体和低阻体上的视电阻率异常特征。
1.2实验原理：
电剖面法是用以研究地电断面横向电性变化的一类方法。一般采用固定的电极距并使电极装置沿剖面移动，在各个测点观测电位差和电流强度，计算视电阻率值，这样便可得到在一定深度范围内视电阻率沿剖面的变化。
电剖面法的装置形式一般有：二极装置、三极装置、联合剖面装置、对称四极装置、偶极装置、中间梯度装置等。电剖面法常用剖面图和平面剖面图对所测断面进行定性解释。
a m o n b
如上图为对称四极装置：am＝nb，取mn的中点o为测量记录点，装置视电阻率为： ?sab?kab?umni
其中，装置系数kab为：
kab??am?anmn
如果am＝mn＝nb，则装置称为wenner装置。对称四极装置布极特点：对称四极剖面法的供电电极距，主要是根据工作地区基岩顶板的平均埋藏深度或疏松覆盖层的平均厚度来确定。为了在同一条剖面上研究两种不同深度上的电性特征，通常采用两种供电电极距（a1b1和a2b2 ）。a2a1mnb1b2（所谓“复合对称四极剖面法”）的电极距与覆盖层的平均厚度（h）关系如下：
a1b1?(2~4)h
a2b2?(6~10)h
而测量电极距mn应满足
mn?1
3ab
本次实验仅使用对称四极装置，不涉及复合对称四极装置。对称四极装置通常用于了解基岩起伏，不同岩性接触面和古河道等。基特点是曲线形态简单、易识别、异常幅度小，受表土不均匀和地形影响小、效率高。
1.3实验仪器：
dzd－6多功能直流电测系统。dzd－6多功能直流电测系统由dzd－6主机、供电电极、测量电极、直流电源、传导导线和导线线架等组成。
1.4 实验步骤：
在工区布设测线在工区布设测线，原则：由南向北、由西向东测线号与测点号依次增大。使用皮尺标注供电电极、测量电极以及记录点的坐标。连接仪器、根据工作布置选定极距，计算装置系数将主机、供电电极、测量电极、直流电源、传导导线按正确的方式一一连接起来；在第一个测量记录点处正确的布置供电电极ab和测量电极mn；计算装置系数。采集①在第一个测点处开机，观测电位差和电流强度，计算视电阻率，并做记录。②跑极，进入下一测点，再次观测观测电位差和电流强度，计算视电阻率，并做记录。处理解释
1.5分析结果得到附图
实验结果分析，推断地下大约1米处左右测点4-8之间为低视电阻率，18-32之间地下
1米处左右推断为低视阻率.中间10-16地下1米处左右为高电阻率。2.电法勘探实验（电阻率成像）
2.1实验目的：
了解电阻率成像的工作布置及观测方法；理解电阻率成像观测原理；掌握电阻率成像数据的采集、处理和解释，熟练操作相关软件。
2.2实验原理：
电剖面法是用以研究地电断面横向电性变化的一类方法。一般采用固定的电极距并使电极装置沿剖面移动，这样便可观测到在一定深度范围内视电阻率沿剖面的变化；而电测深法则是在同一测点上不断扩大电极距，使探测深度逐渐加大，这样便可得到测点处沿垂直方向由浅到深的视电阻率的变化。为同时揭示电阻率在水平和深度方向上的变化，引入二维电阻率成像。即在测线上进行观测时，等效于对每一个测点都进行了电测深，即完成了对电测深和电剖面二者的同时测量。高密度电阻率法系统包括数据的采集、处理和解释。数据采集时只需将全部电极设置在一定间隔的测点上，一般从1m~5m。然后用多芯电缆将其连接到程控多路电极转换开关上，电极转换开关是一种由微机控制的电极自动转换装置，它可以根据需要自动进行电极装置形式、极距及测点的转换。测量电信号由电极转换开关送入微机工程电测仪，并将测量结果依次进行存储。将数据回放并送入微机便可按给定程序对原始数据进行处理、解释。
2.3 实验仪器：
“多 duk-2高密度电法测量系统,duk-2高密度电法测量系统由“dzd-6多功能直流电测仪”、路电极转换开关”、“电测仪－电极开关连接电缆”、“rs232通信电缆”、“abmn接线柱连接电缆”、“多芯电缆”、60个“铜电极”、“多芯电缆－铜电极连接线”、直流电，（电池盒）、数据采集软件、处理解释软件以及成图软件等组成。
2.4实验步骤：
布置测线,布设多芯电缆，再按规定间距（1m～5m）打下铜电极，连接多芯电缆与铜电极。联机：连接dzd-6多功能直流电测仪和多路电极转换开关将电测仪－电极开关连接电缆、abmn 接线柱连接电缆分别连接dzd-6多功能直流电测仪和多路电极转换开关上对应的接线柱，分别在接dzd-6多功能直流电测仪和多路电极转换开关上设置。采集参数检测接地电阻。采集：检测完电极接地电阻后，分别按dzd-6多功能直流电测仪和多路电极转换开关上的“复位”键。再依次检查dzd-6多功能直流电测仪和多路电极转换开关的采集参数是否对应。最后，按dzd-6多功能直流电测仪的“测量”键，系统开始测量，屏幕上部显示测量曲线，下部显示电位差、电流强度、视电阻率值。
2.5 结果分析：得到附图
2
根据采集的数据得到附图1处理后克制推断地表电性不均匀所引起的畸变13.14之间出现陡立的高阻体。地表电性不均匀对电阻率成像的影响有：由于地表土覆盖，而它的电性经常是不均匀的，使得测量电极附近的电阻率随着变化，在表层电性属底阻处视电阻率出现低值，而出现的曲线是不光滑的锯齿状跳动，曲线的放大反映深层区域性的影响而小锯齿则反映了浅层局部干扰。
3.地震勘探实验（折射波法）
3.1实验目的：
了解地震勘探的原理；了解地震勘探工作布置及观测方法;.掌握地震勘探数据采集、处理和解释，熟练操作相关软件。
3.2 实验原理：
地震勘探是根据人工激发（爆炸或撞击地面）的地震波在地下传播过程中，遇到弹性性质不同的地震界面后，在地层中产生反射和折射，部分地传回地表，用专门的仪器记录返回地面的波的旅行时间，研究振动的特征，来确定产生反射或折射的界面的埋深和产状，并根据所观测的地震波在介质中传播速度及波的振幅与波形变化，探讨介质的物性与岩性。3.3实验仪器：
strata visor nzⅱ数字地震勘探仪。strata visor nzⅱ地震勘探系统一般由主机、多芯电缆、检波器、触发器、震源（大锤或炸药）、铁板、直流电源、直流电源线以及数据采集、处理和解释软件等。
3.4实验步骤：
在工区布设测线.原则：由南向北、由西向东测线号与测点号依次增大。使用皮尺标注检波器位置与激发点位置。连接仪器的各个部分.将主机、电源、多芯电缆、检波器、大锤、触发器按正确的方式一一连接起来。注意：各接口均使用“防呆”设计，电缆插头与对应的插槽才能连接，电缆插头与非对应的插槽不能连接。禁止暴力插拔各插头、插槽，以防仪器损坏。采集处理解释。
3.5实验结果：得到附图3，附图4，附图
5
6
分析如下：深度1.35米处速度149米/秒。深度7.44米处速度221.94米/秒。深度14.13米处速度487.19米/秒。即随着深度的增加横波的速度逐渐增大，可知道向地下深处密度逐渐增大。
4.实习总结:
本次实习使我更好的的了解了电法勘探的原理，更好的掌握了电法勘探的测量方法，并使我了解各类地球物理方法获得的参数，以及这些参数在工程及环境问题中的意义和使用熟悉提高地球物理探测信息分辨率的方法与技术途径；懂得现场工作的必须性、物探与工程、环境、地质紧密结合的重要性。
这次学习把我们所学的知识更多的运用到实践中去，得到了超乎书本上的收获，能帮助我们进一步理解知识，并掌握了一种解决地质问题的方法。这次的野外物探试验让我对这地质勘探有了更深刻的认识。
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《重磁资料处理与解释》实验一 二度直立柱体正演程序设计 专业名称：地球物理学 学生姓名： 学生学号： 指导老师：王万银、纪新林、纪晓琳、邱世灿提交日期：2016-11-29
目录 1 基本原理 (1) 2 输入/输出数据格式设计 (1) 2.1 场源参数数据格式设计 (1) 2.2 计算点坐标数据格式设计 (1) 2.3 计算结果输出数据格式设计 (2) 2.4 参数文件数据格式设计 (2) 3总体设计 (2) 4测试结果 (3) 4.1 测试参数 (3) 4.2 测试结果 (4) 5结论及建议 (4) 附录：源程序代码 (5)
1 基本原理 在空间直角坐标系o-xyz 中，形体（二度体）模型如图1所示。设该直立六面体x 方向的坐标范围为21~ξξ，z 方向（铅垂向下为正）坐标为21~ζζ；又设该直立六面体剩余密度为σ， 根据正演理论得知，其在空间任意一点 ),,(z y x 处产生的重力异常为 ()()()()22 22ln 2arctan 11z x g G V G x x z z z ξζξσσξξζζξζζ????-???==--+-+-?? ???-???? （1-1） 式中，G 为万有引力常数，在国际单位制中其值为() 2311-m 10676s kg ??/.。 2 输入/输出数据格式设计 2.1 场源参数数据格式设计 场源参数按照一个二度体为一个记录进行设计，在数据文件中占一行。第一列为剩余密度density(g/cm 3)；第二列～第三列为x 坐标的起点1ξ和终点2ξ(m)；第四列～第五列为z 坐标的起点ζ1和终点2ζ(m ，向下为正)。以上各量均为实型变量，各量的意义见图1所示。 2.2 计算点坐标数据格式设计 计算点坐标数据格式设计为非规则网，采用一个计算点为一个记录的方式设计。第1列保存计算点x 坐标x_coordinate(m)，第2列保存计算点z 坐标z_coordinate(m)。以上各量均为实型变量。 图1 直立二度体模型示意图
工程物探实验报告 实验一：高密度电阻率法勘探 班级： _________________________ 姓名： _________________________ 学号： _________________________ 贵州理工学院资源与环境工程学院 2016年11月
1实验目的 了解电阻率法（高密度电阻率法）的方法原理、野外工作布置及装置形式；掌握高密度 电阻率法数据的采集、处理和解释，熟练操作高密度电阻率法软件。 2高密度电阻率法原理 高密度电阻率法属于直流电阻率法的范畴，它是在常规电法勘探基础上发展起来的一 种勘探方法，仍然是以岩土体的电性差异为基础，研究在施加电场的作用下，地下传导电 流的变化分布规律。相对于传统电法而言，高密度电阻率法其特点是信息量大。利用程控 电极转换器，由微机控制选择供电电极和测量电极，实现了高效率的数据采集，可以快速 采集到大量原始数 据。具有观测精度高、数据采集量大、地质信息丰富、生产效率高等特 点。一次布极可以完成 纵、横向二维勘探过程，既能反映地下某一深度沿水平方向岩土体 的电性变化，同时又能提供 地层岩性沿纵向的电性变化情况，具备电剖面法和电测深法两 种方法的综合探测能力。 该观测系统包括数据的采集和资料处理两部分，现场测量时，只需将全部电极设置在 一定间隔的 测点上，测点密度远较常规电阻率法大，一般从 1m~10m 。然后用多芯电缆将 其连接到程控式多路电 极转换开关上，电极转换开关是一种由单片机控制的电极自动换接 装置，它可以根据需要自动进行电 极装置形式、极距及测点的转换。测量信号 由电极转换 开关送入微机工程电测仪， 并将测量结果依次存入随 机存储器。将数据回放 送 入微机，便可按给定程序 对数据进行处理。高密度电 阻率法现场工作时是在 预先选定的测线和测点 上，同时布置几十乃至上 百个电极，然后用多芯电缆 将它们连 接到特制的电极转换装置，电极转换装置将这些电极组合成指定的电极装置和 电极距，进而用自动电测仪，快速完成多种电极装置和多电极距在观测剖面的多个测点上 的电阻率法观测。再配上相应的数据处理、成图和解释软件，便可及时完成给定的地质勘 | 説据处返邮分 説孫輕野汨分
重力勘探实验报告 学号： 班号： 061123 ：梦谨 指导教师：永涛
目录 前言 (2) 实验目的 (3) 实验原理 (3) 磁力仪工作原理 (4) 工作容及步骤 (3) 实验容及步骤 (6) 实验数据分析与解释 (7) 评述与结论 (13) 总结 (8) 建议 (9)
一．实验目的： 1.学习磁法勘探的基本原理，会用磁力仪进行简单的勘探； 2.根据勘探的结果，能够反演出地下物体的基本形态和特征。 二．实验原理 磁法勘探是利用地壳各种岩（矿）石间的磁性差异所引起的磁场变化（磁异常）来寻找有用矿产资源合查明隐伏地质构造的一种物探方法。 自然界的岩石和矿石具有 不同磁性，可以产生各不相同 的磁场，它使地球磁场在局部 地区发生变化，出现地磁异 常。利用仪器发现和研究这些 磁异常，进而寻找磁性矿体和 研究地质构造的方法称为磁 法勘探。磁法勘探是常用的地球物理勘探方法之 图1 磁异常示意图 一，它包括地面、航空、海洋磁法勘探及井中磁测等。磁法勘探主要用来寻找和勘探有关矿产（如铁矿、铅锌矿、铜锦矿等）、进行地质填图、研究与油气有关的地质构造及构造等问题。
三．磁力仪的工作原理 磁力仪按其测量的地磁场参数及其量值，可分为：相对测量仪器和绝对测量仪器。从使用磁力仪的领域来看，可分为：地面磁力仪，航空磁力仪，海洋磁力仪及井中磁力仪。下面重点介绍电子式磁力仪中的质子磁力仪。 （1）性能指标 图3-6 GSM-19T型质子磁力仪 主要技术指标如下： 灵敏度：0.05nT 分辨率：0.01nT
绝对精度：±0.2nT 动态围：20000到120000nT 梯度容差：>7000nT/m 采样率： 3秒至60 秒可选 温飘：0.0025nT/°C（环境温度为0到-40°C）； 0.0018nT/°C（环境温度为0到+55°C） 工作温度：-40℃—+55℃ 存储4M字节：对流动站可存209715个读数 对基点站可存699050个读数 对梯度测量可存174762个读数 对步行磁测可存299593个读数 尺寸及重量：主机223×69×240mm,重2.1Kg 传感器170mm(长)×75mm(直径)，重2.2Kg （2）测量原理 应用质子自旋磁矩在地磁场的作用下围绕地磁场方向做旋进运动的现象进行磁场测量。在水、酒精、甘油等样品中，质子受强磁场激发而具有一定方向性，去掉外磁场，质子在地磁场作用下绕地磁场T旋进，其旋进频率f与地磁场T强度成正比，关系式为： T=23.4872f 单位：伽马或纳特。测定出频率f即可计算出总磁场强度T的数
核磁共振实验 发现的背景 所谓核磁共振，是指具有磁矩的原子核在恒定磁场中由电磁波引起的共振跃迁现象。核磁共振的发现，跟核磁矩的研究紧密相关。 1911年，卢瑟福根据a 粒子散射实验提出核原子模型后，直到原子光谱的超精细结构发现以后，1924年泡利才正式提出，原子光谱的超精细结构是核自旋与外电子轨道运动相互作用的结果；原子核应具有自旋角动量和磁矩。 斯特恩创造了分子束方法，对核磁矩作过重要研究。1933年他和弗利胥（O.Frisch ）、爱斯特曼（I.Estermann ）等人用分子束实验装置测量氢分子中质子和氘核的磁矩。所得结果表明质子磁矩比狄拉克电子理论预言的大2.5倍而氘核磁矩则在0.5到1个核磁子之间。氘核是由质子和中子组成的，由此即可推测中子也有磁矩。这说明尽管中子整体不带电，其内部却有电荷分布和电流效应。这些实验事实，激励了其他人对核的电磁特性的探索。 拉比的分子束磁共振方法对斯特恩实验作了重大改进。改进的关键在于利用了共振现象。二十年代末，拉比访问欧洲时，就在斯特恩的实验室里工作了一年，研究原子磁矩的测量。1929年，他回到哥伦比亚大学开展原子束分子束的研究。后来他受到荷兰物理学家哥特（C.J.Gorter ）的启发，并于1938年把哥特射频共振法应用于分子束技术，创立了分子束共振法。 拉比对分子束磁共振方法的研究和布洛赫对核磁共振的研究都是受到了斯特恩的启发。 分子束磁共振方法在1945-1946年间又取得了突破性的进展，这就是通过磁共振的精密测量，发现了核磁共振。 人物介绍 图11.1 布洛 赫 图11.2 珀塞尔 布洛赫 Felix Bloch 珀塞尔 Edward Purcell
大学物理重力加速度的测定实验报告范 文 一、实验任务 精确测定银川地区的重力加速度 二、实验要求 测量结果的相对不确定度不超过5% 三、物理模型的建立及比较 初步确定有以下六种模型方案： 方法一、用打点计时器测量 所用仪器为：打点计时器、直尺、带钱夹的铁架台、纸带、夹子、重物、学生电源等. 利用自由落体原理使重物做自由落体运动.选择理想纸带，找出起始点0，数出时间为t的p点，用米尺测出op的距离为h，其中t=0.02秒×两点间隔数.由公式h=gt2/2得g=2h/t2，将所测代入即可求得g. 方法二、用滴水法测重力加速度 调节水龙头阀门，使水滴按相等时间滴下，用秒表测出n个(n 取50—100)水滴所用时间t，则每两水滴相隔时间为t′=t/n，用米尺测出水滴下落距离h，由公式h=gt′2/2可得g=2hn2/t2. 方法三、取半径为r的玻璃杯，内装适当的液体，固定在旋转台上.旋转台绕其对称轴以角速度ω匀速旋转，这时液体相对于玻璃
杯的形状为旋转抛物面 重力加速度的计算公式推导如下： 取液面上任一液元a，它距转轴为x，质量为m，受重力mg、弹力n.由动力学知： ncosα-mg=0 (1) nsinα=mω2x (2) 两式相比得tgα=ω2x/g，又tgα=dy/dx，∴dy=ω2xdx/g， ∴y/x=ω2x/2g. ∴ g=ω2x2/2y. .将某点对于对称轴和垂直于对称轴最低点的直角坐标系的坐标x、y测出，将转台转速ω代入即可求得g. 方法四、光电控制计时法 调节水龙头阀门，使水滴按相等时间滴下，用秒表测出n个(n 取50—100)水滴所用时间t，则每两水滴相隔时间为t′=t/n，用米尺测出水滴下落距离h，由公式h=gt′2/2可得g=2hn2/t2. 方法五、用圆锥摆测量 所用仪器为：米尺、秒表、单摆. 使单摆的摆锤在水平面内作匀速圆周运动，用直尺测量出h(见图1)，用秒表测出摆锥n转所用的时间t，则摆锥角速度ω=2πn/t 摆锥作匀速圆周运动的向心力f=mgtgθ，而tgθ=r/h所以mgtgθ=mω2r由以上几式得： g=4π2n2h/t2. 将所测的n、t、h代入即可求得g值.
同济大学四平路校区文远楼前防空洞多道瞬态面波探测实验报告 海洋与地球科学学院地球物理系 指导老师：吴健生赵永辉 小组成员：刘佳叶何文俊马驰 2011年6月
目录 1. 目的 2. 原理 3. 仪器介绍 4. 野外实施 5. 数据处理 6. 保证质量措施 7. 问题对策 8. 结论分析 9. 体会展望 10. 参考文献
摘要:利用多道瞬态面波探测方法，测定不同频率的面波速度VR，达到了解同济大学四平路校区黑松林斜坡地下的情况。 关键词:面波探测黑松林斜坡 1.实验目的 通过人工地震资料的采集、处理的方法对同济大学四平路校区黑松林斜坡进行勘察。要求勘探出黑松林斜坡地下的情况。 2. 实验原理 面波分为拉夫波和瑞利波。本实验主要应用的是瑞利波。同一频率的面波的相速度在水平方向上的变化反映出地质条件的横向不均匀性；不同频率的面波的相速度的变化则反映了地下介质在深度方向上的不均匀性。 通过测定不同频率的面波速度VR ，即可达到了解地下地质构造的目的。 3. 仪器介绍 4. 野外实施 4.1 实验区概况 试验区域位于同济大学四平路校区文远楼前，入口朝北，由于无法进入内部，初步估测
该防空洞在平面上呈长方形。实验区上部覆盖种有草皮的土壤层，堪探时土壤较湿润。 4.2 野外布线 此次实验本小组总布线条数为 2条，布线方向为南北向。我们根据实验场地具体情况，在防空洞入口边缘布下了第一条线，在第一条线西侧距离为3米处布下第二条线。在实验过程中，炮点距为1米，检波器间距为1米，检波器每次向北移动距离也为1米。进行人工激发时，我们在每点处各激发两次并采集数据，总共得到数据14组。 4.3 野外操作 1. 排线，布检波器 第一道测线 第二道测线
地理与生物信息学院 2012/ 2013 学年第二学期 实验报告 课程名称：医学成像技术 实验名称：磁共振图像后处理算法设计 班级学号: B10090405 学生姓名: 陈洁 指导教师: 戴修斌 日期：2013 年 5 月
一、实验题目：磁共振图像后处理算法设计 二、实验内容： 1．对图像进行去除噪声操作 ； 2．对图像进行灰度变换操作 ； 三、实验目的： 1.加强下同学们实际的动手编程能力 ； 2.重在体验和过程 ； 四、 实验过程： 实验1：对图像进行去除噪声操作： 1．操作步骤： 1) 对图像加入高斯噪声 2) 使用中值滤波对图像进行去噪处理 3) 模板尺寸设为5×5，也可自己设定 4) 图像边缘缺失部分使用对称方法补足 51141671 81 91 71819151141611 21 31 1121311121511471 81 71 51113121161481 311691 91 1471 81 51718171 51711481 91 1691811691 91
2． 算法实现流程： 1) 读入图像函数：imread()，中值滤波函数：medfilt2()； 实验2：对图像进行灰度变换操作 1．操作步骤： 1) 原图像灰度范围[50 150]内的像素灰度值转成[10 250]范围； 2) 原图像灰度范围[50 150]内的像素灰度值转成[20 200]范围； 2.算法实现流程： 源代码： clear;clc; iptsetpref('ImshowBorder','tight'); I = imread('C:\Documents and Settings\nupt\桌面\4.bmp'); J = imnoise(I,'gaussian',0.02,0.02); K = medfilt2(J,[5,5]); figure,imshow(I),title('原图'); figure,imshow(J),title('高斯噪声'); figure,imshow(K),title('中值滤波'); f (x , y ) a m b n g (x , y ) ?? ?? ???>≤≤+---<=b y x f n b y x f a m a y x f a b m n a y x f m y x g ),( ),( ]),([),( ),(
中国地质大学（武汉）地空学院 姓名：陈亮 班级： 061132 学号： 480 指导老师：杨宇山
目录 一、地质任务3 二、工区概况3 三、数据整理4 一、重力资料数据整理4 二、磁场资料数据整理6 四、材料图4 五、研究区重磁异常分析10 六、重磁资料数据处理13 1、重力场延拓13 2、磁场化极处理 16 3、重力场的分离 17 4、磁场的分离18 5、重磁资料导数换算处理20 七、局部重磁异常分析25 八、学习总结25
一、地质任务 （1）将布格重力异常Δg和磁异常ΔT整理出来，计算布格重力异常和磁异常的总精度。 （2）利用surfer绘制测点点位图（即实际材料图），布格重力异常平面图，磁异常ΔT平面图。 （3）根据密度统计表分析研究区的物性特征。 （4）分析研究区重磁异常特征。 （5）对重磁资料进行处理（化极、延拓、导数换算等并绘制结果图件），并进行断裂构造分析。 （6）提取与矿有关的局部重磁异常（绘制结果图件），并进行对应分析，区分矿与非矿异常、磁铁矿与磁铁矿的可能分布范围。 （7）撰写报告。 二、工区概况 研究区位于我国中东部地区，地理坐标为东经°—°，北纬°—°，处在我国非常重要的铁多金属矿成矿带西段。在以往地质、物探工作基础上，2015年3月人们在研究区中部完成了面积为5km2（×2km，线距50m，点距20m，测向方位角0度）的1:5000地面重磁扫面工作。 此次重力施工设计精度为50μGal，磁测施工设计精度为5nT，共完成了3116个测点，检查点159个，重力观测误差为μGal，磁测观测误差为；重力近区地改范围0~20m，在野外完成，采用差分GPS（RTK）进行8方位方形域测量，检查点59个，误差为μGal。点位测量采用RTK差分GPS进行测量，检查313个点，高程测量误差为，平面位置测量误差为。 研究区铁矿赋存于燕山期早的中酸性岩与三叠系地层的接触部位，研究区经历了后期的构造变动，断裂构造发育，浅表磁铁矿经历了风化和淋滤作用后，形
物探报告模版 Document number：NOCG-YUNOO-BUYTT-UU986-1986UT
龙水南路云锦路、茶陵路瞿溪路 工程物探成果报告 2015年7月 龙水南路云锦路、茶陵路瞿溪路 工程物探成果报告 项目负责： 报告编写： 报告审核： 报告提交日期：2015年7月 一、工程概况 项目名称：龙水南路云锦路、茶陵路瞿溪路移动非开挖工程 探测目的：龙水南路云锦路、茶陵路瞿溪路管线情况 探测范围：施工单位指定探测范围 提交日期：2015年7月 二、方法技术及仪器 1、根据探测目的，采用电磁法原理，通过对地下发射频率为33KHz、8KHz的交变电磁场，地下金属管线因感应而产生二次场，并在管线内形成感应电流，通过跟踪测量金属管线内电流变化，就能确定地下金属管线的平面位置，对二次场场强进行数据处理与分析，得到地下管线的埋置深度；非金属管线采用地质雷达探测方法进行探测。
在工作区内采用盲探方法，通过扫描发现管线线索，然后进行追踪，确定管线的平面位置，根据发现管线的平面位置，通过二次场场强分析确定管线的埋置深度，最后在数字化地形图上标明管线的位置和埋深。 2、使用美国Ditch Witch 950R数字式精密地下管线探测仪。 三、探测成果 经过现场实地探测，管线分布如下： 龙水南路南侧电力排管一根 龙水南路北侧电信排管一根 龙水南路南侧燃气管一根 龙水南路南北两侧各有上水排管一根 龙水南路北侧信息顶管一道 四、说明 1、根据《城市地下管线探测技术规程》（CJJ61-94），各个管线的水平位置限差±（5+）cm，埋深限差为±（5+）cm，其中h为地下管线的中心埋深（cm）：使用时要考虑管线探测误差。 2、地下管线有可能是上下两根重叠或左右两根距离很近，探测时只能探明一根；个别的特殊管线有可能仪器不能识别，因此在施工时应特别小心。
地球物理勘探课程报告 学号：20111002833 班级：012111 姓名：李海亮 指导老师：曲赞
序言 叙述学习本课程的目的、任务和重要性 地球物理勘探方法是以岩矿石等介质的物理性质差异为基础，利用物理学原理，通过观测和研究地球物理场的空间与时间分布规律，以实现基础地质研究，环境工程勘察和地质找矿等目的的一门应用科学。 通过本课程的学习，我们应当了解和掌握各种地球物理勘探方法的基本原理，了解这些勘探方法在基础地质研究，矿产勘查等领域的应用，学会在自己专业中运用地球物理勘探方法；学会利用地球物理资料去分析和解决各种地质问题。 第一节重力勘探 重力方法的物理原理和重力方法的特点 原理重力勘探是利用地质体与围岩之间的密度差在地表产生的重力异常来确定地质体形状、大小、埋深等因素，从而对工作地区的地质构造和矿产分布情况作出判断的一种地球物理勘探方法。重力异常是重力勘探的主要研究对象，其实质就是地壳内部物质密度分布不均匀，地质体与围岩间有质量差，即剩余质量，剩余质量产生了一个指向地质体质量中心的附加引力，该引力在正常重力方向上的投影即为重力异常。得出重力异常后，再对其进行地形、高度、中间层和正常校正后，便可得出由地质体引起的异常。 为了了解不同形状、大小、产状的地质体所引起的异常，需进行异常的正演计算，即计算一些简单规则几何体引起的重力异常特征，利用它们来近似代替不同特征的实际地质体；而反演则正好相反，是已知地质体的异常特性，来推算其几何特征。反演是最终解决实际问题的关键，目标是寻找、研究或推断金属或非金属矿体和研究地质构造等。 特点相比其他勘探方法，重力勘探的特点在于：①可利用重力勘探透过覆 盖层寻找隐伏的地质构造或盲矿体；②仪器轻便、观测简单、工作效率高、施工 进度快、成本低；③应用范围广，目前可用于找矿、划分大地构造单元、石油天 然气勘探、工程勘探等。 如何利用重力方法来解决地质问题(举例说明) 基本方法为：重力勘探——发现异常——综合分析、反演推测——实际探测——正演计算、推测异常是否合理 重力法在天然地震预报，油气、煤炭、金属非金属矿及地下水勘查，海洋环 境调查，了解上地幔的密度变化、研究地壳深部构造及地壳地活动性、划分大地 构造单元等领域有着重要的应用。 例如20世纪70年代在吉林省某地区进行勘探金矿石时，采用的是重力法勘探，成功发现了含铜硫铁矿。该区已发现小型矽卡岩磁铁矿。为了扩大矿区范围，
中国石油大学 近代物理实验 实验报告 成 绩： 班级： 姓名 同组者： 教师： 核磁共振实验 【实验目的】 1、理解核磁共振的基本原理； 2、理解磁体的中心频率和拉莫尔频率的关系，并掌握拉莫尔频率的测量方法； 3、掌握梯度回波序列成像原理及其成像过程； 4、掌握弛豫时间的计算方法，并反演 T1和T2谱。 【实验原理】 一．核磁共振现象 原子核具有磁矩，氢原子核在绕着自身轴旋转的同时，又沿主磁场方向B 0作圆周运动,将质子磁矩的这种运动称之为进动，如图1所示。 图1 质子磁矩的进动 在主磁场中，宏观磁矩像单个质子磁矩那样作旋进运动，磁矩进动的频率符合拉莫尔（Larmor ）方程：. 0/2f B γπ= 二、施加射频脉冲后(氢)质子状态 当生物组织被置于一个大的静磁场中后，其生物组织内的氢质子顺主磁场方向的处于低能态而逆主磁场方向者为高能态。在低能态与高能态之间根据静磁场场强大小与当时的温度，势必要达到动态平衡，称为“热平衡”状态。这种热平衡状态中的氢质子，被施以频率与质子群的旋进频率一致的射频脉冲时，将破坏原来的热平衡状态。施加的射频脉冲越强，
持续时间越长，在射频脉冲停止时，M离开其平衡状态B0越远。 如用以Ｂ０为Ｚ轴方向的直角座标系表示Ｍ，则宏观磁化矢量Ｍ平行于ＸＹ平面，而纵向磁化矢量Ｍｚ＝０，横向磁化矢量Mxy最大，如图2所示。这时质子群几乎以同样的相位旋进。施加180°脉冲后，Ｍ与Ｂ０平行，但方向相反，横向磁化矢量Ｍｘｙ为零，如图3所示。 图2 90°脉冲后横向磁化矢量达到最大 图3 180°脉冲后的横向磁化分量为0 三、射频脉冲停止后（氢）质子状态 脉冲停止后，宏观磁化矢量又自发地回复到平衡状态，这个过程称之为“核磁弛豫”。当90°脉冲停止后，Ｍ仍围绕Ｂ０轴旋转，Ｍ末端螺旋上升逐渐靠向Ｂ０，如图4所示。 图4 90度脉冲停止后宏观磁化矢量的变化 1. 纵向弛豫时间（T1） 90°脉冲停止后，纵向磁化矢量要逐渐恢复到平衡状态，测量时间距射频脉冲终止的时
应用地磁学实验报告 实验2——磁异常转换计算 学号： 10105218 姓名：朱占升 一、实验目的 1、掌握水平圆柱体磁场异常分布； 2、用Matlab实现水平圆柱体的磁异常场正演计算； 3、利用正演结果进行磁异常分量之间的换算； 4、通过程序换算认知测点间距即采样点数对换算效果的影响； 5、加深对磁法勘探的理解认识； 二、程序代码 %磁法异常换算 %剖面为北向A’=0度，则有I=is。 %所测数据均在同一水平面，柱体深30m，半径8m,测点数为100, %测点间距依次选取2 4 6 8m clc clear fprintf('\n柱体深30m，半径8m,测点数为100,点距依次选取2 4 6 8m\n'); for b=2:2:8 fprintf('\n点距取%dm\n',b); figure('color','w','NumberTitle','off ','name','za-→ha'); x2=1:b:100*b; %点距为bm x1=x2-100*b/2; h=30; %柱深 R=8; %柱体半径 m s=pi*(R^2);%柱体截面积 k=0.2; %磁铁矿磁化率 u=4*pi*10^(-7); %磁导率 B=50000; %nT磁感应强度 H=B/u ; %磁化场强度 M=k*H; %磁化强度 m=M*s; %磁矩 a=0; %剖面为北向A’=0度. I=90/180*pi; %倾斜角 is=atan(tan(I)*csc(pi/2-a)); hold on za=u*m*((h.^2-x1.^2)*sin(is)-2*h*x1.* cos(is))./(2*pi*(x1.^2+h.^2).^2); hax=-1*u*m*((h.^2-x1.^2)*cos(is)+2*h* x1.*sin(is))./(2*pi*(x1.^2+h.^2).^2); plot(x2, za,'.-m'); plot(x2, hax,'.-g'); title('za转换为hax') xlabel(' X剖面走向/m'); ylabel('磁异常nT'); c=[0.4268 0.1749 0.1103 0.0813 0.0645 0.0536 0.0458 0.0400 0.0355 0.1759]; n=length(c); %转换系数个数 m=length(za); for i=(n+1):(m-n) haxz=0; for j=1:n haxz=haxz+c(j)*(za(i+j)-za(i-j)); end haxzh(i)=haxz; end for i=1:80 haxzh1(i)=haxzh(i+10); end x=((n+1)*b):b:(100*b-n*b); plot(x,haxzh1,'.-') legend('za','hax','za→hax'); end
勘查地球物理概论
重力勘探 重力勘探是利用地壳内部各种岩（矿）石间因密度差异而引起的重力场变化来查明地质构造和寻找有用矿产的一种地球物理勘探方法。 重力场 地球上任何物体都要受到重力作用，物体的重量和自由落体运动都是重力作用的表现。 地面上一切物体都要受到两种力的作用，其一是地球的全部质量对物体的引力，其二是 物体在自转的地球上受到的惯性离心力C，重力P就是它 们的矢量和(图2-1-1)。 地球对物体的引力遵从万有引力定律。按照这个 定律，质量分别为m1和m2的两个质点间的引力F，与它们 质量的乘积成正比，与它们之间的距离r的平方成反比， 其模量为： （2-1-1） 式中G为万有引力常数，在SI制(国际单位制)中， G=6.67×10-11m3/（kg?ｓ2）(米３／千克?秒2)。F的方向 沿着两质点的连线，单位为N(牛顿)。 地球对某一质点的引力，就是地球内所有质点对该质点引力的合成。如果知道地球的形状、大小和密度分布，原则上可以通过积分算出这个合力，它的方向近似地指向地心。 (图2-1-1) 重力作用质量为m的质点在自转的地球上要受到惯性离心力C的作用，C的大小与地球自转角速度ω的平方和该质点到自转轴的距离R成正比，其模量为： （2-1-2） C的方向垂直于地球自转轴，并沿着R指向球外。显然，惯性离心力是由赤道向两极逐渐减小的。 事实上，惯性离心力是相当小的，其最大值也仅为平均重力值的三百分之一，因此重力基本上是由地球的引力确定，其方向大致指向地心。 地球周围具有重力作用的空间称为重力场。根据牛顿第二定律，作用于质量为m0的质点上的重力P的模值可表示为 P=m0g 式中g为重力加速度。显然 （2-1-3） 上式左端表示单位质量所受的重力，即重力场强度。由此可见，空间某点的重力场强度，无论在数值或量纲上都等于该点的重力加速度，且二者的方向也一致。为叙述方便，今后如无特殊说明，我们提到的重力即是指重力加速度或重力场强度。 【重力位】从场力做功的观点出发，重力场的特征还可以用重力位来表示，重力场中某点的重力位W等于单位质量的质点由无穷远移至该点时场力所做的功。等重力位面称水准面，
地球物理探矿法 一、地球物理探矿法的基本原理 物探的基本特点是研究地球物理场或某些物理现象。如地磁场、地电场、放射性场等，而不是直接研究岩石或矿石，它与地质学方法有着本质上的不同。通过场的研究可以了解掩盖区的地质构造和产状。它的理论基础是物理学或地球物理学，系把物理学上的理论(地电学、地磁学等)应用于地质找矿。因此具有下列特点和工作前提： (一)物探的特点 1．必须实行两个转化才能完成找矿任务。先将地质问题转化成地球物理探矿的问题，才能使用物探方法去观测。在观测取得数据之后(所得异常)，只能推断具有某种或某些物理性质的地质体，然后通过综合研究，并根据地质体与物理现象间存在的特定关系，把物探的结果转化为地质的语言和图示，从而去推断矿产的埋藏情况与成矿有关的地质问题，最后通过探矿工程验证，肯定其地质效果。 2．物探异常具有多解性。产生物探异常的原因，往往是多种多样的。这是由于不同的地质体可以有相同的物理场，故造成物探异常推断的多解性。如磁铁矿、磁黄铁矿、超基性岩，都可以引起磁异常。所以工作中采用单一的物探方法，往往不易得到较肯定的地质结论。一般情况应合理地综合运用几种物探方法，并与地质研究紧密结合，才能得到较为肯定的结论。 3．每种物探方法都有要求严格的应用条件和使用范围。因为矿床地质、地球物理特征及自然地理条件因地而异，从而影响物探方法的有效性。 (二)物探工作的前提 在确定物探任务时，除地质研究的需要外，还必须具备物探工作前提，才能达
到预期的目的。物探工作的前提主要有下列几方面： 1．物性差异，即被调查研究的地质体与周围地质体之间，要有某种物理性质上的差异。 2．被调查的地质体要具有一定的规模和合适的深度，用现有的技术方法能发现它所 引起的异常。若规模很小、埋藏又深的矿体，则不能发现其异常；有时虽然地质体埋藏较深，但规模很大，也可能发现异常。故找矿效果应根据具体情况而定。 3．能区分异常，即从各种干扰因素的异常中，区分所调查的地质体的异常。如铬铁矿和纯橄榄岩都可引起重力异常，蛇纹石化等岩性变化也可引起异常，能否从干扰异常中找出矿异常，是方法应用的重要条件之一。 二、地球物理探矿法的应用及其地质效果 (一)应用物探找矿的有利条件与不利条件 1．物探找矿有利条件：地形平坦，因物理场是以水平面做基面，越平坦越好；矿体形态规则；具有相当的规模，矿物成分较稳定；干扰因素少；有较详细的地质资料。最好附近有勘探矿区或开采矿山，有已知的地质资料便于对比。 2．物探找矿的不利条件：物性差异不明显或物理性质不稳定的地质体；寻找的地质体或矿体过小过深，地质条件复杂；干扰因素多，不易区分矿与非矿异常等。 (二)物探方法的种类、应用条件及地质效果简要列于表4—5。 物探方法的选择，一般是依据工作区的下列三方面情况，结合各种物探方法的特点进行选择：一是地质特点，即矿体产出部位、矿石类型(是决定物探方法的依据)、矿体的形态和产状(是确定测网大小、测线方向、电极距离大小与排列方式等决定因素)；二是地球物理特性，即岩矿物性参数，利用物性统计参数分析地质构
核磁共振成像实验 【目的要求】 1.学习和了解核磁共振原理和核磁共振成像原理； 2.掌握MRIjx 核磁共振成像仪的结构、原理、调试和操作过程； 【仪器用具】 MRIjx 核磁共振成像仪、计算机、样品（油） 【原 理】 磁共振成像（MRI ）是利用射频电磁波（脉冲序列）对置于静磁场B 0中的含有自旋不为零的原子核（1H ）的物质进行激发，发生核磁共振，用感应线圈检测技术获得物质的组织驰豫信息和氢质子密度信息（采集共振信号），用梯度磁场进行空间定位、通过图像重建，形成磁共振图像的方法和技术。 具体的讲，核磁共振是利用核磁共振现象获取分子结构、样品内部结构信息的技术。当具有自旋的原子核的磁矩处于静止外磁场中时会产生进动和能级分裂。在交变磁场作用下，自旋的原子核会吸收特定频率的无线电射频电磁波，从较低的能级跃迁到较高能级。在停止射频脉冲后，原子核按特定频率发出射电信号，并将吸收的能量释放出来，被物体外的接受器收录，经电子计算机处理获得图像，这就是做核磁共振成像过程。 MRI 的特点： ● 具有较高的物质组织对比度和组织分辨力，对软组织分辨率极佳，能清晰地显示软组织、软骨结构，解剖结构和医学上的病变形态，显示清楚、逼真。 ● 多方位成像，能对被检查部位进行横断面、冠状面、矢状面以及任何斜面成像。 ● 多参数成像，获取T 1加权成像（T 1W1）：T 2加权成像（T 2W2）、质子密度加权成像(PDW1)，在影像上取得物质的组织之间、组织与变化之间T 1、T 2和PD 的信号对比，在医学上对显示解剖结构和病变敏感。 ● 能进行形态学、功能、组织化学和生物化学方面的研究。 ● 以射频脉冲作为成像的能量源，不使用电离辐射，对人体安全、无创。 一、核磁共振原理 产生核磁共振信号必须满足三个基本条件：（1）能够产生共振跃迁的原子核；（2）恒定的静磁场（外磁场、主磁场）B 0；（3）产生一定频率电磁波的交变磁场，射频磁场（RF ）；即：“核”：共振跃迁的原子核；“磁”：主磁场B 0和射频磁场RF ；“共振”：当射频磁场的频率与原子核进动的频率一致时原子核吸收能量，发生能级间的共振跃迁。 1. 原子核的自旋和磁矩 原子核由质子和中子组成，原子核有自旋运动，可以粗略的理解为原子核绕自身的轴向高速旋转的运动，对应有确定的自旋角动量，反映了原子核的内禀特性。自旋的大小与原子核中的核子数及其分布有关，质子数和中子数均为偶数的原子核，自旋量子数I=0，质量数为奇数的原子核，自旋量子数为半整数，质量数为偶数，质子数为奇数的原子核，自旋量子数为整数。原子核自旋角动量的具体数值由原子核的自旋量子数I 决定， )(1+=I I l I 。 原子核具有电荷分布，自旋时形成循环电流，产生磁场，形成磁矩，磁矩的方向与自旋角动量方向一致，大小I P γγμ==，P 是角动量，γ是磁旋比，等于
重磁资料采集与处理实习 一、实习目的 （1）通过本次实习，加深对理论知识的认识和理解。 （2）熟悉Grapher和sufer以及matlab软件的使用，会进行基本的操作和数据处理。 二、实习内容 （1）重磁数据的光滑、拟合、插值和网格化 1、利用Grapher软件实现磁异常曲线的光滑、拟合与去噪 上图红线代表线性光滑后的结果，可见磁异常在局部呈锯齿状，很可能地下分布有基性的喷出岩；蓝线代表10阶多项式拟合后的结果，可以反映区域场的变化情况。
将原始曲线改为散点图，可看出光滑后的效果。 2、利用Surfer软件实现磁异常数据的网格化与显示 测区内测点分布图如下：
打开sufer，点击Grid中出现Data，然后选中目标文件进行网格化，将网格化的文件在sufer中显示如下：
（2）组合长方体重力异常计算与分析
1、计算出多个长方体的重力异常，并将结果导出为GRD格式Model 1： X1 = -100; %长方体X方向起点坐标 X2 = 100; %长方体X方向终点坐标 Y1 = -100; %长方体Y方向起点坐标 Y2 = 100; %长方体Y方向终点坐标 Z1 = 10; %长方体Z方向起点坐标 Z2 = 55; %长方体Z方向终点坐标 经过matlab运行后导出mod_1.grd Model 2： X1 = 120; %长方体X方向起点坐标 X2 = 180; %长方体X方向终点坐标 Y1 = 120; %长方体Y方向起点坐标 Y2 = 180; %长方体Y方向终点坐标 Z1 = 1; %长方体Z方向起点坐标 Z2 = 20; %长方体Z方向终点坐标
地球物理勘探 一、物探及其分类 二、物探方法简介 三、物探方法的特点: 四、物探方法的应用范围与应用条件 五、物探在工程勘探中的应用
一、物探及其分类 1、地球物理勘探 地球物理勘探，简称物探，是以地下岩体的物理性质的差异为基础，通过探测地表或地下地球物理场，分析其变化规律，来确定被探测地质体在地下赋存的空间范围（大小、形状、埋深等）和物理性质，达到寻找矿产资源或解决水文、工程、环境问题为目的的一类探测方法。 物理性质：岩体的物理性质主要有密度、磁性、电性、弹性、放射性等。主要物性参数密度、磁场强度、磁化率、电阻率、极化率、介电常数、弹性波速、放射性伽马强度等。 地球物理场：物理场可理解为某种可以感知或被仪器测量的物理量的分布。地球物理场是指由地球、太空、人类活动等因素形成的、分布于地球内部和外部近地表的各种物理场。可分为天然地球物理场和人工激发地球物理场两大类。 天然场；天然存在和形成的地球物理场主要有地球的重力场、地磁场、电磁场、大地电流场、大地热流场、核物理场（放射性射线场）等 人工场：由人工激振产生弹性波在地下传播的弹性波场、向地下供电在地下产生的局部电场、向地下发射电磁波激发出的电磁等，发球人工激发的地球物理场。人工场源的优点是场源参数书籍、便于控制、分辨率高、探测效果好，但成本较大。
地球物理场还可分为正常场和异常场。 正常场：是指场的强度、方向等量符合全球或区域范围总体趋势、正常水平的场的分布。 异常场：是由探测对象所引起的局部地球物理场，往往叠加于正常场之上，以正常场为背景的场的局部差异和变化。例如富存在地下的磁铁矿体或磁性岩体产生的异常磁场，叠加在正常磁场之中；铬铁矿的密度比围岩的密度大，盐丘岩体的密度比围岩的密度小，分别引起重力场局部增强或减弱的异常现象。 2、地球物理勘探分类 二、物探方法简介 1、重力勘探 重力勘探是研究地下岩层与其相邻层之间、各类地质体与围岩之间的密度差而引起的重力场的变化（即“重力异常”）来勘探矿产、
电子科技大学生命科学与技术学院标准实验报告 （实验）课程名称《医学成像技术》 电子科技大学教务处制表
电子科技大学 实验报告 学生姓名：陈睿黾学号：2209101028指导教师：廖小丽 实验地点：人文楼418 实验时间：2006.6.2 一、实验室名称：医疗仪器实验室 二、实验项目名称：傅立叶变换核磁共振一维、二维成像 三、实验学时：4学时 四、实验原理： 利用样品的原子核在梯度磁场及高频电磁场的激励下产生的自发辐射信号的频率和相位因空间位置不同而不同来进行成像。 五、实验目的： 对磁共振成像整个过程进行了解，同时对每一个参数改动后对磁共振信号及图像影响的效果有直观的认识，了解一维、二维成像原理，进一步熟悉磁共振成像原理。 六、实验内容： 采用定标样品（三注油孔）对一维成像（空间频率编码）有所认识。对梯度场各参数对一维成像的影响进行观察。 了解瞬间梯度场，对二维成像（空间相位编码）有所认识。了解瞬间梯度场的梯度大小和瞬间梯度保持时间对二维成像图形的影响。 七、实验器材： GY-CTNMR-10KY核磁共振成像实验仪、计算机、注油三孔实验样品 八、实验步骤： 1．按实验要求连线。 2．开机预热。
3．将注油三孔样品放入样品池中，打开磁共振成像软件，设置共振频率：按下“参数设置”页面再按下“自动采集”出现采集的信号图及傅立叶变换的频谱图，调节“频率设置”中间的按钮，直至出现波形符合预期目标的图形。 4．调节匀场：分别调节电源上匀场调节电位器并同时调节软件中的XY 匀场至傅立叶频谱图中峰最尖锐最高信号最长，适当调节共振频率，使波形看上去尽量平滑。 5．设置Z 梯度场和一维成像：调偏Z 匀场调节使峰变宽变低，同时出现Z 轴线上投影的一维成像信号。调节Z 梯度和工作频率，使得信号频谱占半个屏幕同时在中间。 6．二维磁共振成像记录：按下“成像记录及操作”，然后按下“记录”等待2分钟，记录结束计算机会提示结束并且“采集”不再闪动。按下“二维傅立叶变换”这时你调节“行选择”可以看到每一列二次傅立叶变换的谱图。按下“成像彩色显示”即可得到所需的成像彩色密度图。 九、 实验数据及结果分析： 1．一维成像： 开机预热，磁铁温度在34.62℃，匀场电流为19.4mA 。 放入注油三孔样品，打开核磁共振成像软件，调节共振频率及相关参数，通过观察，发现在第一脉冲宽度为12S μ、第二脉冲宽度为24S μ、脉冲间隔为15mS 、XY 匀场电流分别为38mA 、5mA 、共振频率在18.7402MHz 附近时波形较好、噪声较小。 观察自由衰减信号及其频谱，逐渐加大梯度场观察到信号及频谱的变化，在无梯度场时无法区分任何空间信息，如图（1）。
重磁实验报告 （三） 复 杂 形 体 正 演 姓名： 学号： 专业：勘查技术与工程 指导教师：鲁宝亮、王万银 完成日期：2013年12月18日
目录 一、基本原理： (1) 1、重力异常计算公式 (1) 2、磁力异常计算公式 (2) 3、化极磁力异常计算公式 (3) 二、输入/输出数据格式设计： (3) 1、输入数据文件名的格式设计 (3) 2、输出数据文件名的格式设计 (4) 3、重要变量的名称 (4) 三、总体设计： (6) 四、测试结果： (7) 五、结论及建议： (9) 附录：源程序代码 (9)
一、基本原理： （1 Z 地质体重力异常的计算 重力异常计算公式： ???-+-+--==??=?v z z y x d d d z G V z V g 2 /3222])()()[()(ζηξζηξζσ 式中：V 为地质体的剩余质量对A 点的单位质量产生的引力位；v 为地质体的体积。 我们还可以推导出计算重力异常垂向梯度或重力垂向梯度异常的基本公式为： ζηξζηξηξζσd d d z y x y x z G V z g v zz ???-+-+------==???2/52222 22])()()[()()()(2 计算重力异常水平梯度或重力水平梯度异常的基本公式为： ζηξζηξξζσd d d z y x x z G V x g v xz ???-+-+---==???2/5222])()()[())((3 ζηξζηξηζσd d d z y x y z G V y g v yz ???-+-+---==???2/5222])()()[())((3 一阶导数类边缘识别计算公式： 垂向导数：z z y x g z y x VDR ???=),,(),,( 总水平导数：22)),,(()),,((),,(y z y x g x z y x g z y x THDR ???+???= 解析信号振幅：22VDR THDR ASM +=