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磁法勘探_06_磁异常的处理与换算分解

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磁异常处理与转换

磁异常处理与转换


a0 ∞ T ( x) = + ∑ (a k cos ku 0 x + bk sin ku 0 x ) 2 K =1
T（x）
2L
三、频率域转换的思路
2、利用欧（尤）拉公式将富氏级数的三角形式 、利用欧（ 变换成富氏级数的复数形式，并用富氏积分表示， 变换成富氏级数的复数形式，并用富氏积分表谱
(u,v)﹒ Φ(u,v)﹒ ΔTa﹋(u,v,0) → ΔTb﹋(u,v,0) 其中Φ为转换因子（响应函数、滤波因子），变换实际上就是 其中Φ为转换因子（响应函数、滤波因子），变换实际上就是 ）， Φ的累积
第三步
通过反变换由转换后的频谱变为空间域， 通过反变换由转换后的频谱变为空间域，获得转换后 的磁异常， 的磁异常，从而达到转换的目的
S T (u ) = ∫ T ( x)e −iux dx
−∞ ∞
正变换 逆变换
1 T ( x) = 2π
∫
∞
−∞
S T (u )e −iux du
三、频率域转换的思路
3、ST（u）称为 （x）的频谱。通过正变换可计 、 ）称为T（ ）的频谱。 算ST（u），反之可求T（x） ），反之可求 （ ） ），反之可求
sincos2l2lttxx三频率域转换的思路2利用欧尤拉公式将富氏级数的三角形式变换成富氏级数的复数形式并用富氏积分表示即付氏变换的正变换和逆变换正变换正变换逆变换逆变换三频率域转换的思路正变换正变换逆变换逆变换四实施步骤第一步通过正变换计算原始异常的频谱taxy0或tax0第二步计算转换后的频谱其中为转换因子响应函数滤波因子变换实际上就是的累积第三步通过反变换由转换后的频谱变为空间域获得转换后的磁异常从而达到转换的目的1褶积变换为乘积使计算简单2转换的实质就是变成了一种响应函数的累积因此可以连续实现几种转换3在频率域中实现转换因根据换算的目的及要求设计或选定相应的频率响应函数滤波因子频率域计算速度快简单各种转换仅是相应因子的乘积过程无边界损失延拓高度无局限存在一些不良效应空间域计算速度慢复杂由于边界损失会使转换后的面积减小转换受点距控制无边界损失
磁异常的处理、解释及应用

磁异常的处理、解释及应用

2、三角形面多面体近似法：这是与多边形面多面体近似法类似的近似正演方法。该方 法正演时，首先，把任意形态磁性体外表面用多个三角形平面构成的封闭面代替；其次，由 已知的磁化强度算出每个三角形面的磁荷面密度；然后，采用高斯求积公式，对每一个三角 形面的磁场作数值计算，再迭加起来。为了应用三角形的高斯求积公式对每个三角面进行数 值积分，采取了一种将任意三角面上的坐标变为二维坐标的方法。
上面，简单概述了磁异常各类正问题及其正演方法。其中，均匀磁化规则形体正（演） 问题、正演方法及场的解析表达式，是磁法的基础，具有重要的理论意义和实际意义将重点 讨论。
第二节 有效磁化强度矢量与总磁场异常 Δ T 的一般表达
一、有效磁化强度矢量
已知总磁化强度矢量由感应磁化强度与剩余磁化强度两矢量组成。设总磁化强度矢量 M
K 这种磁性体的参数 k 和 M r 需用张量来描述，其正演问题是磁法中最复杂的正问题。从
70 年代后期，国内外学者相继研究出一些数值正演方法。我国学者把有限元和边界元等数 值计算方法引用到这一复杂正演问题中来，取得了一系列有理论和实际价值的成果。
（五）磁场的模拟测定
前述各类正问题的求解还可以通过实验室模拟测定来解决。模拟测定方法分为静磁场 模拟方法与低频交变场模拟方法。实践已经证明，两类模拟测定方法是可行的。
3、组合体近似法：把磁化强度均匀或分区均匀的任意形态磁性体，用多个均匀磁化规 则形体的组合形体近似代替；各个均匀磁化规则形体的磁化强度可以相同或不同。该磁性体 磁场的近似值，等于各规则体解析场值之和。作为组件的规则形体有正方体、直立长方体、 倾斜长方体、有限长水平n棱柱体等。因为直立长方体的多个ln项可以合并成一项计算，而 且在一定条件下多个tg-1项亦可合并计算，使计算速度大大加快，又因其组合任意形体的能 力较强，故直立长方体组合法得到了普遍应用。
磁法勘探-磁异常的数据处理

磁法勘探-磁异常的数据处理

第九章磁异常的数据处理前面正演计算的假设条件：形状规则、均匀磁化、观测面水平、单个异常体………在此条件下建立磁体与异常特征之间的关系作为解释理论。

这与实际情况有很大的偏差，需要对观测数据进行处理实际：①剩余磁化强度；②地形起伏不平；③测量偶然误差；④地表干扰磁场；⑤多个磁性体。

一、磁异常处理和转换的目的1、使实际异常满足或接近解释理论所要求的假设条件例：曲面的观测数据→水平面上的数据分解叠加异常→独立异常2、使实际异常满足解释方法的要求①某分量→其它分量②磁场值→频谱提供多方面异常信息3、突出异常某一方面的特点如：上延压制浅部磁性体的异常方向导数突出某一走向方向的磁异常特征磁异常处理的主要内容：① 磁异常的圆滑滤波和插值；区域与局部场，深部场与浅源场 ② 异常空间换算：场的空间解析延拓；③ 磁异常参数之间的换算；由实测异常进行，T ，a Z ，a H ，a T 之间互算④ 磁异常的导数换算；计算水平、垂向导数⑤ 不同磁化方向的磁异常换算；⑥ 频率中磁异常的各种换算和数字滤波；磁异常的地形影响校正等内容。

方法分为：空间域频率域：频率域速度快，方法简单，现已成为主要方法。

各种处理方法尤其不同的物理原理和数学方法，处理的目的也不同。

对某一地区而言，并非一定要进行所有的数据处理方法，而应根据具体情况和异常特点，合理的选择，进行恰当的处理，这跟磁异常的解释效果有很大关系。

二、磁异常的圆滑滤波和插值计算1、主要作用这种数据处理的主要作用是消除磁测过程中的随机误差，地表附近的随机干扰以及磁化不均匀的影响。

这些影响在磁异常曲线上表现为无规律的高频跳动，影响了主体异常。

所谓高频干扰，是把磁异常曲线类比为电学或波动学上的震动曲线，随机干扰的频率比较高，起伏不规则，这些服从正态分布规律，起伏平均值为零。

特别是这些干扰在进行场的相似解析延拓和导数换算时，还会得到放大，使磁异常发生更大畸变。

2、目前常用的方法①最小二乘圆滑方法是一个函数的拟合问题，用一个拟和函数（一般常用多项式）去拟合离散的实测异常值，是多项式与实测异常的偏差平方和最小，以达到光滑异常曲线的目的。

第二章 磁法勘探 第一节(一) 地球的磁场及磁异常解读

第二章 磁法勘探 第一节(一) 地球的磁场及磁异常解读


磁法勘探可用于地质调查的各个阶段。在地
质填图时﹐磁法勘探可以划分沉积岩﹑喷出岩﹑ 基性岩﹑超基性岩及变质岩的分布范围﹔可以研 究沉积岩下面的基底构造﹔查明各种控制成矿的 构造﹐如深大断裂和火山口等。在普查找矿时﹐ 磁法勘探可用来直接寻找磁铁矿床﹐并可与其他 物探方法配合﹐间接寻找或预测石油﹑天然气 ﹑
向上。
由地磁场的基本特征，如地球有两个磁极，
磁极处的地磁场约等于磁赤道上的地磁场的两倍 及地磁场的等强度线，等倾线大致与纬度线平行 等，说明地磁场与一个磁偶极子的磁场相近。确 切地说，现代地磁场与一个磁心位于地心、磁轴 与地理轴夹角为11.5°、磁矩约等于7.9×1022 A.m2的磁偶极子的磁场拟合的最佳。通常称这个 磁偶极子为地心偶极子。
2.地磁要素

地磁场总强度 T 是矢量，为描述地磁场总强
度T 在地表某一点的状态，我们定义若干个地磁
要素。将空间直角坐标系的原点置于考察点，x轴
指地理北(或真北)N，z轴铅直向下。
正，图南中半，球I为T 地上磁倾倾，角规，定北I为半负球；ZT 为下地倾磁，场规垂定直I为
分水理分量平北量，分向，北 量 东 全半 ， 偏 球D球 全 皆为Z球 指为正皆向正，指真，西磁北南偏北，半DY；为为球D负地Z为为；磁地负X场磁；为东偏H地向角为磁分，地场量H磁北，自场H向地 东偏Y为正，H 西偏Y为负。 以上七个量称为地磁 要素，它们的关系如下：
煤﹑铜﹑铝﹑镍和其他金属﹑金刚石等。在勘探 磁铁矿床时﹐结合钻探资料﹐可以推定矿体的形 状﹐指导正确布置钻孔和寻找钻孔旁侧及深部的 盲矿体。此外﹐磁法勘探还可用于研究深部地质 构造和解决其他地质问题﹐以及应用于考古学等 方面。
钒钛磁铁矿
轻型飞机航空磁力/磁梯度测量
磁法勘探06磁异常的处理与换算资料

磁法勘探06磁异常的处理与换算资料

4转换处理的主要方法。
第一节 磁异常的处理与换算的目的意义
应当指出，磁异常处理和转换时，有两个问题必须要明确： 1.应当合理的选择处理和转换的方法。由于转换、处理方法 较多，具有各自的特点、作用、适用条件，不应盲目的对各 种方法都使用一遍。应当认真分析磁异常特征、测区内地质、 物性情况及所要解决的地质问题，根据各个方法的功能和适 用条件，合理的选择若干种处理方法; 2.磁异常的处理和转换只是一种数学加工处理，它能使资料 中某些信息更加突出和明显。但不能获得在观测数据中不包 含的信息。数学变换只能改变异常的信噪比，而不能提供新 信息；因此，在应用各个方法时必须要注意到实际资料的精
15
第二节 磁异常的处理
1.剖面网格化
16
17
第三节 磁异常的空间转换
延拓是把原观测面的磁异常通过一定的数学方法换算到高 于或低于原观测面上,分为向上延拓与向下延拓。向上延拓 是一种常用的处理方法，它的主要用途是削弱局部干扰异 常，反映深部异常。我们知道，磁场随距离的衰减速度与 具磁性的地质体体积有关。体积大，磁场衰减慢；体积小， 磁场衰减快。对于同样大小的地质体，磁场随距离衰减的 速度与地质体埋深有关。埋深大，磁场衰减慢；埋深小， 磁场衰减快。因此小而浅的地质体磁场比大而深的地质体 磁场随距离衰减要快得多。这样就可以通过向上延拓来压 制局部异常的干扰，反映出深部大的地质体。
是很重要的。随着磁测量精度的不断提高，实测异常中所包含 的可靠信息也不断增加。如何有效地提取和利用这些信息，就 成为磁异常解释理论研究的重要课题。早在20世纪40、50年代， 诸如导数异常的计算，磁场解析延拓，化磁极等处理方法已相 继问世。到60、70年代，由于电子计算机的广泛应用，使磁异 常的处理和转换容易实现，从而其理论和方法得到了迅速的发 展，并不断得到完善。由于在实践中磁异常的转换和处理对提 高磁方法解决问题的能力和改善地质效果起到了应有的作用， 因此它已成为当今磁异常推断解释中不可缺少的重要环节。
磁法数据处理、异常反演与解释的常用方法及常见问题探讨

磁法数据处理、异常反演与解释的常用方法及常见问题探讨


异 常推 断解释变 得较复杂 ， 在实 际应 用中 ， 产生不少使 人 困惑 的 问题 。结合 笔 者 实 际 工 作 经验 ， 其进 行 初 步 探 讨 ， 同行 参 对 供
考。
模 型， 每个模型的几何形状要尽可能简单 。在计算 时， 关键 问题
是 给 定 模 型 的初 值 ， 为 并 非 任 意 给 一 组 初 值 ， 算 机 都 会 自 因 计 动 选 择 出接 近 实 际地 质 体 的模 型 。所 以要 根 据 实 际 的 地 质 、 钻 井 及 其 它 地 球 物 理 资料 给 出接 近 实 际 地 质 体模 型参 数 的初 值 。 （） 用 合 适 的 计算 方法 ３应
反演计 算过程 能否快速 、 收敛并得 到精确 的结果 ， 了给 除
出 适 当 的模 型体 参 数 初 值 外 ， 要 取 决 于 所 用 的计 算 方 法 。应 主 针 对 不 同 的 问题 选 择 适 当 的计 算 方 法 ， 且 在 计 算 过 程 的 不 同 而 阶段 不 断调 整 、 改 所 用 的计 算方 法 。 修 （） 加 压 制 多 解 性 （ 唯 一 性） 资 料 和 技术 ４增 非 的
１ 磁 法数 据 预 处 理 常用 方 法
对 实 测 数 据 进 行 日变 、 点 、 常 场 等 改 正 后 ， 注 意 消 除 基 正 应 异 常 数 据 的 误 差 与 干扰 。误 差主 要 源 于 仪 器 的状 态和 操 作 及 点 位 误 差 ； 扰 主 要 是 指 人 文 或 地 质 因 素 的干 扰 。 在严 格 执 行 技 干 术 规 范 下 ， 有 人 文 干 扰 的 数 据 一 般 不 作 为 成 果 ； 质 干 扰 通 含 地 常 指 与 勘 探 目标 无 关 的地 质 因素 引起 的异 常 。浅 表局 部 的地 质
磁各向异性条件下的磁法勘探正问题及其解法

磁各向异性条件下的磁法勘探正问题及其解法

磁各向异性条件下的磁法勘探正问题及其解法
磁法勘探在今天依然是不可替代的地质勘探方法，由于重力、地磁场的影响，磁法在磁各
向异性条件下也常常会出现求解正确结果的问题。

但当今已非常成熟的计算机技术为解决该问题提供了可能。

首先，磁法在磁各向异性条件下勘探所要解决的问题是可以推求出磁异常的极大值及其极值点。

由于地磁场的大小和方向都随时间而变化，所以磁法勘探的结果也随之变化。

而地磁磁性型介质的磁异常特征是各向异性的，所以需要考虑各向异性的因素去估算出极大值
和极值位置，这样也就需要地质师工作量大。

为了解决磁各向异性条件下勘探的问题，一般采用能有效解决磁各向异性条件下磁勘探问题的奇异矩阵反演算法。

该算法是将被测区域的磁异常测量数据映射到一个正规地质格架中，再在这个相互参照的网格中进行扩散算子的处理过程，能够根据测量数据求取地质倾
角和应力参数等数据，得到更准确的结果。

于此同时，在实施这种反演算法的一般步骤中，还会考虑到地理变量的影响因素，如真实地质起伏，岩石组合等，以便获得更准确的测量结果。

从上述可以看出，磁法在磁各向异性条件下的勘探问题可以通过运用奇异矩阵反演算法来
解决，该算法能够有效反映磁各向异性条件，解决磁勘探正确对抗磁各向异性条件而导致
的磁异常测量偏移，有效得到磁异常及其极值的精确位置，有效辅助精确测量地质倾角和应力参数等。

总之，磁法在磁各向异性条件下的勘探正确求解问题可以采用奇异矩阵反演算法，它能有效考虑到磁各向异性条件，从而获得更准确的测量数据。

磁异常的处理、解释及应用

磁异常的处理、解释及应用


K
K
K
M s 引起，故称 M s 为有效磁化强度。 M H 与ox轴夹角为A′，磁性体走向与 M H 的夹角为A
KK
K
K
（y方向为走向）， M H 与 M 夹角为I，设 M 的方向余弦为（α ，β， γ ）； M s 的方向余弦为
K （α s ， γ s ）， M s 与ox轴夹角为is；则有：
M = (M α = Mx
2、三角形面多面体近似法：这是与多边形面多面体近似法类似的近似正演方法。该方 法正演时，首先，把任意形态磁性体外表面用多个三角形平面构成的封闭面代替；其次，由 已知的磁化强度算出每个三角形面的磁荷面密度；然后，采用高斯求积公式，对每一个三角 形面的磁场作数值计算，再迭加起来。为了应用三角形的高斯求积公式对每个三角面进行数 值积分，采取了一种将任意三角面上的坐标变为二维坐标的方法。
1、直接积分法：由磁性体磁位和磁场的积分表达式出发，在确定了积分上、下限之后， 直接通过积分运算，求得磁位和磁场的解析表达式。为了减少重复性的积分运算，根据位场 迭加原理，人们找到了这样一种积分求解途径：先求得简单形体磁位、磁场表达式，再由其
71
表达式出发进一步积分，求解更复杂形体磁位、磁场表达式。例如：由球体→水平圆柱体→ 薄板状体→厚板状体，等等。
Ta=T-T0 而△T是T与T0的模量差，即：
（一）均匀磁化规则磁性体磁场的正演方法
研究磁力勘探正问题的初期，人们首先致力于求解最为简单的均匀磁化规则形体的正 问题。这些规则形体有球体、水平圆柱体、板状体、长方体、断层、对称背斜等。正演求解 时，假定磁化强度为常向量，即体内各点磁化强度大小相等，方向相同。
磁化均匀和形态规则的假设，使磁性体的正问题大为简化，并给出了解析表达式。求 得它的解析表达式的方法有如下几种：
磁异常数据处理与推断解释方法探讨

磁异常数据处理与推断解释方法探讨

因此 ，可 以根据化 极后 曲线 形态来 推 断倾斜 台阶和倾 斜板 的倾 向 。
在顺 层磁 化条 件下 ，无 限延 伸 的板 状体 的磁 异常 曲线呈 对称 分布 ；对 有限延 伸顺层 磁化 板 状体 ，虽 顺层磁 化 曲线是 不对 称的 （ 直立 者外 ） 除 ，但顺 层磁 化 曲线 在拐 点之 内近 于对称 ， 极 大值 在原 点附 近 ，板 状体 的倾 向一 侧有 明显 负值 。 显然 在 自然界 中往 往难 以碰 到垂 直磁化 或顺 层磁 化 的条件 ，大多 数是存 在斜 磁化 ，而在
斜 磁化 情况 下就没 有上 述特 征 ，因此 ，将磁 异 常转换 成垂 直磁化 或顺 层磁 化 ，对 异 常解释是
有益的。
１ ３ 磁 异 常导数 的计 算 ．
通 过对 实测磁 场矢 量 的 阶求导 的方 式 ，可达 到压 制某些 信号 ，突 出浅 源 （ 部 ）异 常 局 的 目的 。磁 异常导 数 ，可分 为垂 向方 向导数 异 常和水 平方 向导数 异 常 。 磁 异常 水平或 垂直 一 阶导数 ，相 当于将 磁性 体移 动△ ｘ 或△ｚ后异 常与原 磁性 体异 常 之
差 ，换 言之 ，磁异 常一 阶 导数 ，相 当 于移 动 后 的磁 性 体 与 原 磁性 体 的差 所 引 起 的异 常 ，由
此 ，可 以解 决 下 列 问 题 。
① 异常 经微 商后 ，能够 减弱 或克 服磁性 围岩 的干 扰 ；② 能 够 消除 正 常场 背 景值 的影 响 ；
③能 够将三 度异 常转 化为二 度异 常 ；④可 以 区分相邻 磁性 体 的异 常 ；⑤ 可 以用 导数 异常进 行 反 演计 算 。
１ ２ 磁 异 常 转 换 与 化 极 ．
由于磁 化方 向对磁 异 常 曲线 的形 态有 很 大 的影 响 ， 以及 磁 化 方 向的 多样 性 及 不 可确 定 性 ，增 加 了异常解 释推 断 的难度 和不 确定性 。如果将 实测 异常换 算成 垂直 磁化或 顺层 磁化 的 异 常 ，则可 以使 推断解 释工 作变 得更 加方便 和 简单 。 在 垂直磁 化条 件下 ，水 平 圆柱体 、直立 板 状体 的磁异 常应 该是 对 称 的 ，解 释 比较 简单 ；
第11课 磁异常的反演与转换处理

第11课 磁异常的反演与转换处理

和坐标之间的距离，求解磁源体参量的方法称为特征 点法。 其实质就是求解出不同形状磁性体磁场解析式的 特征点与该形体参量间的关系式，然后由异常曲线上 读取各个特征值代入相应关系式求得反演结果。
球体： 已知斜磁化球体的 Za 表达式为
Za
0 ms
4 ( x R )
2 2
5 2
[(2 R 2 x 2 ) sin is 3R x cosis ]
上延：压制或消除浅部（局部）磁性体的异常，突出深部 磁性体的异常（或区域磁异常）
下延：压制深部磁性体的异常（或区域异常），突出浅部 磁性体的异常（或局部磁异常）；
2、磁异常的导数换算
一般计算磁异常的一阶水平导数、一阶垂向导数及垂向二阶导 数。实际工作中，磁异常的一阶（水平和垂直）导数常用差商 代替。
两个相邻球体异常的叠加
重磁高阶导数可以将几个互相靠近、埋深相差不大的相邻地 质因素引起的叠加异常划分开来
3、各分量之间的换算
由磁场与磁位的关系可以得到以下磁场各分量之间的关系式：
T X a x t0
T Ya y t0
T Z a z t0
一般是指由 Za → Ha
若已知截面磁化强度 Ms ，则又可求得球的
中心剖面内最大截面积 S ，进一步可解得球体的 体积。
O
R
Ms
二、切线法
切线法是利用过异常曲线上的一些特征点
（如极值点，拐点）的切线之间的交点坐标间的 关系来计算磁性体产状要素的方法。 该方法简便、快速、受正常场选择影响小， 在航磁异常的定量解释中曾得到广泛应用。
图3-7-1 用向上延拓压制浅部玄武岩异常的影响 1．玄武岩；2．沉积岩
内蒙某地用磁法勘探普查超基性岩的实例。该地区浅部盖有一层不厚的 玄武岩，使磁场表现为强烈的跳动。为压制玄武岩的干扰，将磁场向上 延拓了500m。由图可知，向上延拓的磁场压制了玄武岩的干扰。同时 右侧部分反映了深部的超基性岩磁场。
三、磁异常处理转换PPT课件

三、磁异常处理转换PPT课件


得：
U(x,z)1 U(,0) ln (x)2z2d
x
z x
1 U(,0) (x) d
z (x)2z2
Z a ( x ,z ) 0 U ( z x ,z ),. H a ( x ,z ) 0 U ( x x ,z )29
Z a与H a 互算：
U (x ,z ) 1 U (,0 )ln( x )2 z 2 d z
i1
此外，可得：
Za(0,0)1 Ha(,0)d
N
Za(0,0) ai[H a(i,0)H a(i,0)] i1
.
43
五、程序编写与图示结果
➢ 例子：1）数据准备
➢ 定义球体或水平圆柱体的参数 ➢ r=10; % 浅水平圆柱体截面半径，单位：m ➢ r0=30; % 深水平圆柱体截面半径，单位：m ➢ R=20; % 浅水平圆柱体柱轴的埋深,单位： m
N
37
Za与Ha 互算：
Ha(0,0)1 Za(,0)d
在 1 N 积分区间分成一系列等间隔的小区间：
1 2 , 2 3 , , N 1 N
在每个小区间内，磁异常近似线性变化。利用积分中值定理：
.
38
Za与Ha 互算：
Ha(0,0)1 Za(,0)d
在 1 N 积分区间分成一系列等间隔的小区间：
i1
a1
π 1(1
1 2
ln
2 1
)
ai
2
2
ln i1 i
.
aN
1
2
(1ln N ) N1
26
磁异常分量 Za与H a 换算原理
拉普拉斯方程的诺伊曼问题
（p166)：
2U
0
(z0)

磁法数据处理_异常反演与解释的常用方法及常见问题探讨

磁法数据处理、异常反演与解释的常用方法及常见问题探讨张湖源（安徽省地质矿产勘查局313地质队）磁法勘探是最经典的物探方法，可广泛用于地质调查的各个阶段、工程地质及考古学等众多方面，尤其是在铁矿勘查中，更是必不可少的先行手段。

可以说没有其它的地球物理方法有如此广阔的应用范围，花费少而提供信息的丰富。

因磁参数多为矢量且常见干扰较多（与其它物探方法相比），使数据处理及异常推断解释变得较复杂，在实际应用中，产生不少使人困惑的问题。

结合笔者实际工作经验，对其进行初步探讨，供同行参考。

1磁法数据预处理常用方法对实测数据进行日变、基点、正常场等改正后，应注意消除异常数据的误差与干扰。

误差主要源于仪器的状态和操作及点位误差；干扰主要是指人文或地质因素的干扰。

在严格执行技术规范下，含有人文干扰的数据一般不作为成果；地质干扰通常指与勘探目标无关的地质因素引起的异常。

浅表局部的地质干扰体分为两类：①在空间上有一定分布规律的，如出露的岩石；②孤立的、无规律的，如滚石等。

孤立的地质干扰具有随机性，具有白噪声特征，而一些出露岩石虽然不具备随机特征，但往往具有相同的走向等特征，在某方向上具有有色噪声特点。

由于多数误差和干扰具有随机性特征，其均值为零，因此，可以通过小范围异常进行平均来消除这种误差和干扰。

平均圆滑能够有效地消除随机误差和干扰，但圆滑后有可能改变异常形态特征，给一些利用异常形态特征进行异常解释的工作带来困难，可采用多项式圆滑。

深部大型的地质干扰体引起异常特征为：磁性基底异常强度大，但相对平缓；岩浆岩（强磁性、较强磁性）有相当的强度，但有一定变化；火山岩或火山碎屑岩强度不大，但变化大。

对局部磁异常进行方差统计，方差较大被视为隐伏岩浆岩或火山岩异常，由此推断隐伏岩体的存在。

即可通过场的分离来剥离大型地质干扰体引起的区域异常。

剔处各种干扰后编绘图件时，成图数据位置最好使用xy坐标，以避免用点线号成图造成异常形态扭曲，尤其测线为斜线时更应注意。

磁法勘探应用详解


（1）判断引起磁异常的地质原因：具体办法是先将磁异常图与地质图加以对比，找出它 们之间的联系，尤其要注意与矿体直接或间接有关的那些联系。若异常位于成矿有利地段， 且磁性资料表明该处矿体的磁性很强，则该异常属矿体引起的可能性就比较大。当磁异常 出现在具有一定磁性的岩浆岩的火山岩地区，也不能一概而论是岩体引起的。而应深入分 析异常特点，注意探寻磁性岩层下有无强磁性体存在。
图6-1为该矿区甲庄 地面磁测异常平面图及综
合剖面图。该异常位于异
常带中段，Za等值线走向 近南北、Zamax=12400nT， 北部伴生强度不大的负异
常，Za剖面曲线规则且基 本对称。推测磁化近于垂
直。磁体向北西西倾斜，
东南侧有大范围低值稳定
磁场。说明磁体下延深度
较大。
图6-1 甲庄Za磁异常图
地质体的范围，包括它的走向长度，顶部宽度和下延大小等。对
于狭长异常，可根据
1 2
Za
max
等值线大致圈定磁性体走向长度。当曲
线以正为主且基本对称时，Za曲线两拐点位置一般与磁性体上顶边界
相对应；当曲线正负异常幅度相当时，磁性体上顶边界一般在正、负
峰值范围内；当曲线不对称时，如果伴生的负异常较明显，则磁性体
图6-2 湖南某地 异常（据丁绪荣，1984）
图6-3 矿区Za等值线平面图（单位：nT）（据丁绪荣，1984）
1.异常编号；2.异常等值线；3.硅化灰岩；4.石英斑岩；5.龙山系板岩；6.地质界线； 7.见矿钻孔；8.未见矿钻孔
综合地质及其他地球物理资料，推断磁异常系前震旦纪沉积变 质型鞍山式铁矿引起。根据磁测资料布置的ZKl钻孔，在穿过146m 的第四系地层后，见到了厚177.6m的鞍山式铁矿。赋存于前震旦 系变质岩系中。

第二章(4)磁法勘探(磁异常的推断解释)

∂Z a Z a ( x + ∆x) − Z a ( x) = ∂x ∆x ∂Z a Z a ( Z + ∆Z ) − Z a ( x) = ∂x ∆Z
令 △x =1，△z=1则
∂Z a = Z a ( x + ∆x) − Z a ( x) ∂x ∂Z a = Z a ( z + ∆z ) − Z a ( z ) ∂z
（4）估计磁性体的埋深 ） 主要根据异常的强度、范围及梯度来估计埋深的。 主要根据异常的强度、范围及梯度来估计埋深的。 异常的强度大、范围窄及梯度大 磁体埋深小 磁体埋深小； 异常的强度大、范围窄及梯度大—磁体埋深小； 异常的强度小、范围宽及梯度小 磁体埋深大 磁体埋深大。 异常的强度小、范围宽及梯度小—磁体埋深大。 （二）航空磁异常的定性解释 （自己看看） 自己看看） 三、磁异常的定量解释 （略）
然后再根据异常的剖面特征 异常的剖面特征，可进一步判断磁体形状 异常的剖面特征 判断磁体形状 异常走向即为磁性体的走向 磁性体的走向。 异常走向 磁性体的走向
（2）磁性体倾向的判断 ）
首先根据剖面的方向，确定 ，结合Za的特征来判断倾向 首先根据剖面的方向，确定i，结合 的特征来判断倾向 ①东西走向的狭长状异常（A=90°；i=90° ） 东西走向的狭长状异常（ 的狭长状异常 ° ° • Za曲线对称，则磁性体直立； 曲线对称， 曲线对称 则磁性体直立； • Za曲线不对称，磁性体倾斜 曲线不对称， 曲线不对称 南北走向的狭长状异常 的狭长状异常（ ② 南北走向的狭长状异常（A=0°；i=I ） ° • 曲线对称 (γ=0°) ，磁性体向北倾； 磁性体向北倾； ° • Za曲线反对称 曲线反对称(γ=90°) ，磁性体向南倾； 磁性体向南倾； 曲线反对称 ° • Za曲线不对称 ° >γ>0°) ，负值出现在南侧， 曲线不对称(90° 负值出现在南侧， 曲线不对称 ° 则磁性体向北倾； 则磁性体向北倾；

06重磁异常反演及磁异常解释


• 3.磁异常的定量解释 • （1）根据工作目标任务合理选择定量解释方法 • （2）根据地形、地理与地质特点合理选择处理转 换与定量解释方法 • （3）合理组合使用反演方法 • 4.地质结论和地质成果图示源自（三） 区域及深部结构研究
• 利用磁测资料研究区域及深部结构，不仅对解决地壳的演 化和大陆与海洋的形成等地学基础理论问题有重要意义， 而且对地质构造单元划分、断裂推断、金属和非金属矿产 分布规律研究、地质填图、成矿带划分等研究也有重要意 义。
（5）判断异常体的位置
①只有正磁异常而无负磁异常，或两侧虽有负异常 但幅值低、不明显，或两侧异常幅值大致相当；大 致位于异常下方。 ②正负异常伴生，而负异常幅值较大；磁性地质体 顶面大致位于正负异常之间，而且是在梯度陡的下 方，平面等值线最密集的地方。
四、特征点法
• 特征点法（或任意点法）系根据异常曲线上的一 些点或特征点（如极大值点、零值点、拐点）的 异常值及相应的坐标求取场源体的几何或物性参 数。
• （2）由“已知”到“未知”
• 由已知到未知是一种类比方法，这种方法是先从已 知地质情况着手，根据（矿）石物性参数，对比重 磁异常与地质构造或矿体等的关系，找出异常与矿 体，岩体或构造的对应规律，确定引起异常的地质 原因，并以此确定对应规律，指导条件相同的未知 区异常的解释。在推论未知区时，应充分注意某些 条件变化（如覆盖、干扰等）对异常的可能影响。
• （3）对异常进行详细分析 • 详细分析研究异常的目的，是为了结合岩石物性 和地质情况确定引起异常的地质原因。在研究异 常时，应注意它所处的地理位置，异常的规则程 度，叠加特点。同时还应大致判断场源的形状、 产状、延深和倾向等。
（4）判断引起异常的地质因素 ①异常的形态：线性条带、弧形条带，多为构造 带的反映。 ②区域重磁力高、区域重磁力低，可能是隆起、 凹陷。 ③三大类岩石异常特征。

06重磁异常反演及磁异常解释

的剩余（局部）异常进行分类，判明该异常的场源体接
近于何种可能的几何形体，然后选用相应的反演公式。
第二十六页，编辑于星期二：四点 二十三分。
经验切线法
过异常曲线的拐点和极值点作切线，然后延长这些切线使它们相交，最后根据拐 点、极值点一级这些交点的横坐标的相互关系求出场源的埋深。
第二十七页，编辑于星期二：四点 二十三分。
第一页，编辑于星期二：四点 二十三分。
一、重磁异常的反演问题
• 1.反演问题的定义 • 重磁异常反演问题，简单地说就是由实测重磁异常及其导数
的数值大小、空间分布和变化规律，定性和定量推断地下客 观存在的异常地质结构、构造和地质体的形状、产状和剩余 密度/磁性的分布。 • 反演问题的数学定义为： (1) 由观测面上重磁异常分布，在给 定物体边界位置函数的条件下，求解物体的剩余密度/磁性 分布函数；(2) 由观测面上重磁异常分布，在给定物体密度/磁性 函数的条件下，求解物体的边界位置函数；(3) 由观测面上重 磁异常分布，在给定特殊约束（如设物体密度均匀、均匀 磁化形态规则）条件下，求解物体密度/磁性参数和几何参 数。在这里，给定的函数和特殊约束称为反演问题的定解条件。
映的地质因素较多。 • 密度体只有一个质量中心，而磁性体则有两个
磁性中心(磁极)
第十七页，编辑于星期二：四点 二十三分。
三、重磁异常的定性解释
• 对重磁异常进行地质解释的首要任务是判断重磁异 常的成因。
• 重磁异常的定性解释包括两个方面的内容：一是 初步解释引起重磁异常的地质原因，二是根据实测重
磁异常的特点，结合地质特征运用密度体(磁性体)与 重力场（磁场）的对应规律，大体判定异常体的形状、 产状及其分布。
• 复杂条件下不规则形体，为非线性积分方程，用近似方 法求解。

重磁异常的处理与转换


i
x2
h
h2 ei2fx dx
e2fh
x2
x
h2
ei
2
fx
dx
i e2 fh
i
(h 0)
重磁异常的频率域处理与转换
二维延拓：将h1高度异常延拓至h2高度
已知：T~（1 u, v） H1(u, v; h1) 未知：T~（2 u, v） H2 (u, v; h2 )
（其中：H1 (u, v; h1 ) eh1 u2 v2
重磁异常的频率域处理与转换
分量转换：由△T计算Za,Hax,Hay 重磁异常的频率域处理与转换
(3) 重磁异常的频率域处理与转换
化磁极 消除斜磁化影响
重磁异常的频率域处理与转换
其中： 0°、45°、90°、135°方向的水平导数彩色图
3、分量换算（以磁为主）
cos l ; ③突出重磁异常某一方面特点
Q(, )
向上延拓：
U (x, 0)
x
r
P(x, 0)
v
z
Q(, )
向上延拓：
2U 0 (z0)
U
z0U (x,o)
U (x, 0)
x
r
P(x, 0)
v
z
Q(, )
重磁异常的频率域处理与转换
一维处理或 空间域 (x) 频率域 ~(u)
转换
上延
h
(x2 h2)
e2fh
Za Ha
x
(x2 h2)
重磁异常的频率域处理与转换
00
cos 0 m0; cos 0 n0
水平导数 突出方向构造信息
③突出重磁异常某一方面特点
重磁异常的频率域处理与转换
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图1是内蒙某地用磁力勘探普查超基性岩的实例。该地区 浅部盖有一层不厚的玄武岩，使磁场表现为强烈的跳动。 为压制玄武岩的干扰，将磁场向上延拓了500m。由图可 知，向上延拓的磁场压制了玄武岩的干扰。同时右侧部分 反映了深部的超基性岩磁场。
图1 用向上延拓压制浅部玄武岩异常的影响 1.玄武岩 2.沉积岩
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图2用向上延拓压制了浅部矿体的异常，突出了深部盲矿体产生 的低缓异常。
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图2 用向上延拓压制浅部矿体的异常
通过向上延拓来研究深部磁性基底构造也是其应用的一个重要方 面。如把一个地区航磁资料先化极向上延拓20km，消除了浅部磁 性体影响后再作磁场分区。
第一节 磁异常的处理与换算的目的意义
应当指出，磁异常处理和转换时，有两个问题必须要明确： 1.应当合理的选择处理和转换的方法。由于转换、处理方法 较多，具有各自的特点、作用、适用条件，不应盲目的对各 种方法都使用一遍。应当认真分析磁异常特征、测区内地质、 物性情况及所要解决的地质问题，根据各个方法的功能和适 用条件，合理的选择若干种处理方法; 2.磁异常的处理和转换只是一种数学加工处理，它能使资料 中某些信息更加突出和明显。但不能获得在观测数据中不包 含的信息。数学变换只能改变异常的信噪比，而不能提供新 信息；因此，在应用各个方法时必须要注意到实际资料的精 度和处理方法本滑法
是依据异常剖面上的变化应具有一定的连续、渐变的规律，徒手修改（平 滑）掉某些明显的突变点。这种做法的要求是： ①平滑前后各相应点的异常值的偏差不应超过实测异常的均方误差； ②尽可能使平滑前后剖面曲线所围成的面积相等，重心不变。 （2）最小二乘平滑法 尽管偶然误差会使异常曲线不光滑而成锯齿状，但并不会改变异常曲 线变化的基本趋势。可以用线性公式或者多项式来拟合这种变化趋势

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① 线性平滑公式
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2.平面异常平滑法
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平滑中包括线性平滑和二次曲线平滑
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第二节 磁异常的处理
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◆区域异常 分布较广的中深部地质因素引 起的磁力异常，其特征是异常幅值较 大，异常范围也较大，但异常梯度小。 ◆局部异常 相对区域因素而言，范围有限 的研究对象（如构造矿产）引起的范 围和幅值较小的异常，但异常梯度相 对较大。局部异常也称剩余异常。
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第一节 磁异常的处理与换算的目的意义
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磁异常处理和转换意义有： 实践表明，磁异常的处理和转换对于提高推断解释的效果 是很重要的。随着磁测量精度的不断提高，实测异常中所包含 的可靠信息也不断增加。如何有效地提取和利用这些信息，就 成为磁异常解释理论研究的重要课题。早在20世纪40、50年代， 诸如导数异常的计算，磁场解析延拓，化磁极等处理方法已相 继问世。到60、70年代，由于电子计算机的广泛应用，使磁异 常的处理和转换容易实现，从而其理论和方法得到了迅速的发 展，并不断得到完善。由于在实践中磁异常的转换和处理对提 高磁方法解决问题的能力和改善地质效果起到了应有的作用， 因此它已成为当今磁异常推断解释中不可缺少的重要环节。
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第二节 磁异常的处理
磁异常的平滑 （消除干扰、分离叠加异常） 磁异常的插值（补缺、数据网格化、分离叠加 异常） 磁异常的数据网格化（将不规则测网上测的磁 异常化为规则测网磁异常）。


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第二节 磁异常的处理
野外实测异常中总包含有测量的偶然误差和近地表不均匀体产生的干扰， 使实测异常表现出不规则的起伏。所以对异常处理时要先进行平滑，消除 干扰，突出主要异常体。下面分剖面和平面异常两种情况介绍圆滑方法。
第二节 磁异常的处理
1.剖面网格化
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第三节 磁异常的空间转换

延拓是把原观测面的磁异常通过一定的数学方法换算到高 于或低于原观测面上,分为向上延拓与向下延拓。向上延拓 是一种常用的处理方法，它的主要用途是削弱局部干扰异 常，反映深部异常。我们知道，磁场随距离的衰减速度与 具磁性的地质体体积有关。体积大，磁场衰减慢；体积小， 磁场衰减快。对于同样大小的地质体，磁场随距离衰减的 速度与地质体埋深有关。埋深大，磁场衰减慢；埋深小， 磁场衰减快。因此小而浅的地质体磁场比大而深的地质体 磁场随距离衰减要快得多。这样就可以通过向上延拓来压 制局部异常的干扰，反映出深部大的地质体。
第一节 磁异常的处理与换算的目的意义
目前磁异常的转换处理主要有: 1.圆滑、划分异常（如区域场和局部场的分离，深源场与浅源场 的分离等）; 2.磁异常的空间转换（由实测异常换算其它无源空间部分的磁场， 也称解析延拓）； 3.磁异常换算（由实测异常计算垂向导数、水平方向导数等）、 不同磁化方向之间的换算（如化磁极等）以及曲面上磁异常转换 等。分量换算（由实测异常进行ΔT、Za、Ha及Ta之间的分量换 算）、 4.波数域处理和换算 磁异常转换处理的方法包括空间域和频率域 两类。频率域方法由于速度快，方法简单等优点，已成为磁异常 4 转换处理的主要方法。
第七章 磁异常的处理与换算

概述：
目的
磁异常的处理与转换是磁解释理论的一个 重要组成部分。尤其在磁勘探已从孤立异常解 释转向大面积资料(叠加异常)解释的今天，为了 突出某些信息，压制另一些信息，磁异常处理 与转换的意义变得更为重要。
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第一节 磁异常的处理与换算的目的意义
磁异常处理和转换的目的有： ① 使实际异常满足或接近解释理论所要求的假设条件。例如把 分布在曲面上的实测异常换算成分布在同一平面上的异常；把叠 加异常分解为孤立异常；或把似二度异常转换为二度异常等。即 把复杂异常处理成简单异常，以便于解释。 ② 使实际异常满足解释方法的要求。例如由磁场某单分量测量 结果换算其它分量的值；或者由磁场值转换成为频谱值等。从而 可以提供多方面的异常信息来满足一些解释方法本身的要求。 ③ 突出重、磁异常某一方面的特点。例如通过向上延拓等方法 来压制浅部密度体、磁性体的异常，相对突出深部密度体、磁性 体的异常，通过走向滤波或换算方向导数来相对突出某一走向方 向的重、磁异常特征等。