用插值切割法分离重力区域场

基于经验模态分解的重力异常分离周文纳;曾昭发;杜晓娟;马国庆【摘要】根据重力异常水平梯度特性,建立了基于经验模态分解的新型重力异常分离方法.通过不同模型实验对比,发现该方法分离所得异常和模型理论异常能很好地吻合,可进行异常定量划分.实测数据处理中,将该方法与平均对数功率谱分析相结合,所分离出的区域异常可以有效描述研究区的区域地质特征.模型试验和实测数据处理都充分表明该方法所分离出的重力异常基本没有畸变和虚假信息产生,具有良好的实际应用价值.【期刊名称】《世界地质》【年(卷),期】2010(029)003【总页数】8页(P495-502)【关键词】经验模态分解;异常分离;重力异常;区域场【作者】周文纳;曾昭发;杜晓娟;马国庆【作者单位】吉林大学,地球探测科学与技术学院,长春,130026;吉林大学,地球探测科学与技术学院,长春,130026;吉林大学,地球探测科学与技术学院,长春,130026;吉林大学,地球探测科学与技术学院,长春,130026【正文语种】中文【中图分类】P613.11实测重力异常通常是由地下所有密度体叠加而来，在实际数据处理中，往往需要将实测异常划分为区域异常和局部异常2部分。

正确划分区域异常与局部异常，在重力数据处理中占据重要地位。

对于重力异常分离方法技术，多年来国内外学者进行了大量的研究，提出了许多不同的方法。

传统的主要有图解法、最小二乘法、函数逼近法、趋势分析法、切割法及维纳滤波法等［1］，这些方法都取得了良好的效果，但也都受各自适用范围的限制，因此许多新的异常分离方法被不断提出［2-4］。

由Huang等人提出的经验模态分解(EMD)法［5］是一种新型的非线性信号处理方法，适用于非稳态、非线性的动态数据分析，其主要思想是把一系列信号经EMD分解为一组不同尺度的、内在的、客观的固有模态函数(IMF)。

这些IMF分量频率逐渐降低，波长逐渐增加，其特征是同一空(时)间段上，先分解出的分量频率一定大于后分解出的。

数据处理与异常推断解释一、数据处理方法的选择实测的重力异常是地下由浅至深各类地质体的物性差异在地面综合叠加效应，其中包括界面起伏，岩性不均匀等诸多地质因素在内。

为了从实测异常中提取和强化有用信息，压抑干扰噪声，提高重力勘探综合地质解释的能力，故需对实测资料进行数据处理和综合分析。

1、数据处理目的通过不同的数据处理手段，达到突出区域重力场信息、突出与强化断裂带异常信息、突出局部重力异常信息，有效地克服或压制不同干扰异常。

顺利达到完成区域重力场特征分析、提取剩余异常、断裂构造划分与分析，圈定钾矿成矿有利部位等地质任务。

2、常用的数据处理方法数据处理采用中国地质调查局发展研究中心推广的多元信息处理系统软件—GeoExpl及中国地质大学MAGS软件进行数据处理。

数据处理的目的是在消除各类误差的基础上从叠加场中分离或突出某些目标物的场，并使其信息形式（或信息结构）更易于识别和定量解释。

常用的处理方法有：各种滤波、趋势分析、解析延拓（上延和下延）、导数转换（水平和垂直导数）、圆滑（圆环法和窗口法）、多次切割、差值场法、小波多尺度分析法等方法。

（1）、数据网格化为空间分析模块及其它数据处理提供数据源。

本次采用克里格法，200米×200米，搜索半径1500米。

（2）、异常分离采用不同滤波因子的正则化滤波、差值场法、小波多尺度分析法、向上延拓等，可分别求取“区域场”和“局部场”，达到异常分离目的。

（3）、延拓处理向上延拓：压制了浅部小的地质体场的干扰，了解重力异常衰减规律，随着上延高度增加，突出了深部大的地质体的场。

区域场反映了测区深部地质环境和地质构造特征的差异性，为测区地质构造分区划分提供了重要信息；本次向上延拓自100 m、200 m、500 m、1000 m、2000 m，共5个高度。

向下延拓：利用向下延拓可以分离水平叠加异常。

密度体埋深大，异常显得宽缓。

越接近密度体，异常的范围越接近其边界。

本次向下延拓自100 m、200 m、300m、500 m四个高度。

克里格法（Kriging）是地统计学的主要内容之一，从统计意义上说，是从变量相关性和变异性出发，在有限区域内对区域化变量的取值进行无偏、最优估计的一种方法；从插值角度讲是对空间分布的数据求线性最优、无偏内插估计一种方法。

克里格法的适用条件是区域化变量存在空间相关性。

克里格法，基本包括普通克里格方法（对点估计的点克里格法和对块估计的块段克里格法）、泛克里格法、协同克里格法、对数正态克里格法、指示克里格法、折取克里格法等等。

随着克里格法与其它学科的渗透，形成了一些边缘学科，发展了一些新的克里金方法。

如与分形的结合，发展了分形克里金法；与三角函数的结合，发展了三角克里金法；与模糊理论的结合，发展了模糊克里金法等等。

应用克里格法首先要明确三个重要的概念。

一是区域化变量；二是协方差函数，三是变异函数一、区域化变量当一个变量呈空间分布时，就称之为区域化变量。

这种变量反映了空间某种属性的分布特征。

矿产、地质、海洋、土壤、气象、水文、生态、温度、浓度等领域都具有某种空间属性。

区域化变量具有双重性，在观测前区域化变量Z(X)是一个随机场，观测后是一个确定的空间点函数值。

区域化变量具有两个重要的特征。

一是区域化变量Z(X)是一个随机函数，它具有局部的、随机的、异常的特征；其次是区域化变量具有一般的或平均的结构性质，即变量在点X与偏离空间距离为h的点X＋h处的随机量Z(X)与Z(X+h)具有某种程度的自相关，而且这种自相关性依赖于两点间的距离h与变量特征。

在某种意义上说这就是区域化变量的结构性特征。

二、协方差函数协方差又称半方差，是用来描述区域化随机变量之间的差异的参数。

在概率理论中，随机向量X与Y 的协方差被定义为：区域化变量在空间点x和x+h处的两个随机变量Z(x)和Z(x+h)的二阶混合中心矩定义为Z(x)的自协方差函数，即区域化变量Z(x) 的自协方差函数也简称为协方差函数。

一般来说，它是一个依赖于空间点x 和向量h 的函数。

区域大地水准面的精化师芸【摘要】采用重力法结合GPS水准纠正方法,研究了某一测区区域大地水准面的精化问题,经检验成果达到了设计要求,参考模型分别为WDM94和EGM96时确定的最终大地水准面,其内部检核精度中误差分别为±8.7 cm和±9.8 cm;外部精度中误差分别为士8.3 cm和±10.8 cm,对未经GPS水准拟合的重力大地水准而言,中误差为±27.4 cm.结果表明,此法获取的高精度大地水准面成果不仅能满足科学需要,同时能满足生产需要.【期刊名称】《桂林理工大学学报》【年(卷),期】2007(027)003【总页数】4页(P366-369)【关键词】大地水准面;GPS水准;重力【作者】师芸【作者单位】西安科技大学,测量工程系,西安,710054【正文语种】中文【中图分类】P223.0;P228.4采用重力结合GPS水准方法求解大地水准面，在用重力法计算时，采用不同大小积分半径；在完成对GPS水准粗差进行剔除的基础上，采用EGM96、WDM94作为参考重力场模型，通过分区进行纠正参数计算，达到提高拟合(纠正)后的似大地水准面精度的目的，完成了一个具有生产实用价值且精度达到厘米级的区域(似)大地水准面.在A、B两区，最终大地水准面的精度优于±10 cm，获得了非常好的计算效果.在C、D两区，最终大地水准面的精度优于±16 cm，最终大地水准面的精度完全达到项目设计要求并且已经在测绘工作中发挥了巨大的作用.1 (似)大地水准面精化的计算方案与计算精度某测区开展的厘米级区域(似)大地水准面精化项目中,北部及周边地区重力资料分布不尽合理，个别地区重力资料稀少，施测的GPS网通过整体平差后大地高精度平均近4 cm，只在A、B两区布设了GPS/水准点网，在C、D两区GPS/水准点分布稀少且不合理.采用经典Stokes方法和Molodensky理论结合GPS水准纠正精化区域(似)大地水准面的方法[1-4]，提出计算方案，获取计算结果并对其进行精度分析，确定精度为厘米级、分辨率为2.5′×2.5′的区域高精度大地水准面.1.1 计算所用资料重力测量资料，测区及周边地区的新、老加密重力测量资料共计28 201点；地形资料，测区及周边地区的30″×30″DEM与2.5′×2.5′格网平均高程；地形改正资料，测区及周边地区的30″×30″格网地形改正和均衡改正成果，由此派生的2.5′×2.5′格网地形改正和均衡改正成果；重力场模型，美国最新的高阶重力场模型(EGM96，360阶次)、武汉大学的高阶重力场模型(WDM94,360阶次)等；GPS 水准成果，共布测了一般GPS水准点为64个，国家GPSB网点中GPS水准点共计14个[5].1.2 区域重力(似)大地水准面的计算方案[6,7]根据该地区的资料特点与对该地区大地水准面高精度的要求，采用以下方案及步骤对测区区域重力大地水准面进行计算.1.2.1 加密重力点重力异常的归算①计算测区与周边地区加密重力点的空间重力异常Δg；②计算测区与周边地区加密重力点的布格重力异常ΔgB；③计算测区与周边地区加密重力点的均衡重力异常ΔgI.1.2.2 2.5′×2.5′格网均衡重力异常的内插计算①用离散点的均衡重力异常值作为已知(采样)值，按移动一次多项式拟合方法确定一个插值函数；②用插值函数计算格网结点上的均衡异常.为确保2.5′×2.5′格网均衡重力异常的精度，充分发挥加密重力点作用，在进行均衡重力异常的计算时，首先完成30″×30″格网均衡重力异常的内插，再采用简单取平均的方法获得2.5′×2.5′格网均衡重力异常.1.2.3 恢复2.5′×2.5′平均空间重力异常[8] ①利用30″×30″DEM计算30″×30″格网结点的层间改正(δgBP)i;②利用30″×30″DEM采用谱方法计算30″×30″格网结点的局部地形改正(δgTC)i;③利用30″×30″DEM采用谱方法计算30″×30″格网结点均衡改正(δgIS)i；④采用简单取平均的方法计算2.5′×2.5′格网结点的层间改正、局部地形改正、均衡改正；⑤恢复2.5′×2.5′格网结点的空间重力异常.在2.5′×2.5′格网结点的均衡异常中扣除2.5′×2.5′格网结点的层间改正、局部地形改正、均衡改正，获得2.5′×2.5′格网结点的空间重力异常.1.2.4 移去位模型重力异常形成格网残差空间重力异常①由位模型系数计算2.5′×2.5′位模型的格网平均空间重力异常(ΔgGM)k;②计算格网残差空间异常和残差法耶异常.残差空间异常(1)残差法耶异常(2)式中:Δg为测区与周边地区加密重力点的空间重力异常，为位模型的格网平均空间重力异常，为格网平均局部地形改正，k为格网号.1.2.5 计算格网残差重力大地水准面高与残差高程异常①应用Stokes公式由残差空间异常计算残差重力大地水准面高(δN)k；②由经过改化的顾及一次项的莫洛金斯基级数由残差法耶异常计算残差高程异常(δζ)k.1.2.6 由位模型重力大地水准面高和高程异常，加相应残差值，恢复所要求解的重力大地水准面高和高程异常①利用位模型系数分别计算位模型的重力大地水准面高和高程异常(NGM)k;②恢复重力大地水准面高和高程异常Nk=(NM)k+(δζ)k，(3)ζk=(ζM)k+(δζ)k.(4)式中：(δζ)k为残差高程异常，(NM)k和(ζM)k分别为位模型的重力大地水准面高和高程异常.1.3 计算结果1.3.1 平均重力异常的计算根据项目区域的加密重力点成果，使用30″×30″DEM 数据，应用移动拟合法(二元一次多项式)采用布格异常和均衡异常两种异常形式，分别完成了2.5′×2.5′平均布格异常和2.5′×2.5′均衡异常.根据2.5′×2.5′格网平均高、2.5′×2.5′平均地形改正和平均均衡改正，采用移去-恢复技术完成了两种2.5′×2.5′平均空间异常.把由布格异常恢复得到的2.5′×2.5′平均空间异常简称为2.5′×2.5′布格平均空间异常；把由均衡异常恢复得到的2.5′×2.5′平均空间异常简称为2.5′×2.5′均衡平均空间异常.1.3.2 参考重力场模型计算格网重力异常和大地水准面借鉴全国大地水准面和其他地区大地水准面计算的经验，分别选用360阶次的EGM96、WDM94为参考重力场，采用两套模型完成了算2.5′×2.5′格网模型大地水准面和算2.5′×2.5′格网模型平均空间异常.1.3.3 剩余重力异常的计算两种平均空间异常与两种模型平均空间异常组合为4种剩余空间异常(用于重力大地水准面的计算)与4种剩余法耶异常(用于重力似大地水准面的计算).1.3.4 重力(似)大地水准面的计算在采用重力法计算大地水准面时，积分半径大小对大地水准面的计算精度有着重要影响，为此，采用Stokes公式，分别使用积分半径为20、30、50、60、70、80、90、100、110、120和130 km完成了4种剩余空间异常的48种重力大地水准面的计算；同样方法，采用Molodensky公式完成了4种剩余法耶异常的48种重力似大地水准面的计算.比较计算结果，选用精度最好，积分半径为50 km的重力大地水准面.1.3.5 利用GPS水准分区纠正重力(似)大地水准面在完成对GPS水准粗差进行剔除的基础上，通过分区进行纠正参数计算，在完成重力(似)大地水准面纠正后，综合比较GPS水准在纠正后的重力(似)大地水准面上的残差值，可得到利用均衡异常恢复得到的平均空间异常.采用Molodensky公式，并取积分半径为50 km时，无论是EGM96作为参考重力场模型，还是WDM94作为参考重力场模型，拟合(纠正)后的似大地水准面精度均较好.因此，取这两套结果为最终的似大地水准面结果.1.4 纠正后(似)大地水准面的精度分析[9]1.4.1 内部检验为衡量计算成果的最终精度，在系统纠正过程中，由项目范围内的69个GPS/水准点(16个GPSB网点)成果与最终确定的大地水准面的残差值作检验，结果见表1.参考模型为WDM94的最终大地水准面检验结果表明，检验误差最大值为31.9 cm，中误差为±8.7 cm.参考模型为EGM96的最终大地水准面检验结果表明检验误差最大值为25.2 cm，中误差为±9.8 cm.此外，分别按4个分区内GPS/水准点成果与最终确定的大地水准面的残差值作检验，对参考模型为WDM94结果而言，A区(24点，含2个GPSB网点)，最大值为14.8 cm，中误差为±6.4 c m，中误差为±8.5 cm；C区(17点，含5个GPSB网点)，最大值为31.9 cm，中误差为±11.9 cm；D区(4点，为4个GPSB网点)，最大值为22.0 cm，中误差为±13.4 cm.对参考模型为EGM96结果而言，A区，最大值为17.4 cm中误差为±8.5 cm；C区，最大值为23.4 cm，中误差为±12.0 cm；D区，最大值为25.2 cm，中误差为±15.9 cm.1.4.2 外部检验为了检验本成果的实际精度，在1∶1万地形图测绘范围内(B区)，均匀地选择了16个国家等级水准点进行外部检验，结果见表2，对参考模型为WDM94的最终似大地水准而言，最大差值为16.7 cm，平均为6.7 cm，中误差为±8.3 cm；对参考模型为EGM96的最终似大地水准而言，最大差值为27.1 cm，平均为7.9 cm，中误差为±10.8 cm.对未经GPS水准拟合的重力大地水准而言，最大差值为45.3 cm，平均为26.5 cm，中误差为±27.4 cm.表1 内部检验成果表Table 1 Interior examination achievement cm误差WDM94EGM96WDM94ACDEGM96ACD最大值31.925.214.831.922.017.423.425.2中误差±8.7±9.8±6.4±11.9±13.4±8.5±12.0±15.9表2 外部检验成果表Table 2 Exterior examination achievement cm误差WDM94模型EGM96模型未经GPS水准拟合最大差值16.727.145.3平均差值6.77.926.5中误差±8.3±10.8±27.42 成果应用该区域的(似)大地水准面成果已经应用于地形图的测绘工作和工程测量的规划设计和放样工作当中，质量检核结果符合要求.目前，该区域的(似)大地水准面成果应用情况如下.在1∶1万地形图测绘工作中，已经完成了500余幅图的航外像控点联测工作，质检部门随机抽取了5幅图，用测图水准进行高程质量检查，5幅图的质量均符合规范和设计书的要求.在某纸业股份有限公司20万亩原材料基地区1∶1万地形图测绘和规划放样工程中，已利用GPS技术配合似大地水准面成果，完成了该测区的1∶1万地形图测绘和林区路、渠、界址点等的放样工作.在某防沙林区1∶1万地形图测绘及林区道路设计工作中，该项目质量和工期都要求十分严格，整个工程分布于3个县、6个乡镇的沙漠地区，GPS技术和该区域大地水准面中北部成果在此项工作中发挥了重要作用.3 结论与建议综合利用重力测量资料、地形资料、地形改正资料、重力场模型、GPS水准成果，采用重力法结合GPS水准纠正方法获取高精度的似大地水准面是可行的，通过理论研究与实际应用得出以下几点结论.(1)通过对某测区最终区域大地水准面的成果进行检验表明，用重力法与GPS水准得到的似大地水准面不仅在精度上达到了设计要求，分辨率为2.5′×2.5′.在中北部平原地区中误差为±10 cm，在南部山区及周边地区中误差为±16 cm.能够满足该地区1∶1万地形图测绘和其他测绘工作的需要.(2)大地水准面的计算是一个很复杂的过程，涉及重力和地形数据、模型的选取、大地水准面理论和计算方法、GPS/水准等诸多因素.对前几项，目前国内外学者都有成熟的理论和算法，而足够精度和密度的重力数据和GPS水准成果是提高大地水准面精度的关键.为保证获取厘米级甚至更高的大地水准面精度，建议DEM的分辨率、重力点的密度、GPS网点的测定精度与GPS水准点测定高程值的等级都应有相应程度的提高和匹配.(3)本区域内，模型WDM94比EGM96精度更高，证明WDM94模型可以在区域高精度大地水准面计算中应用.参考文献:【相关文献】[1]陈俊勇.我国大陆高精度高分辨率大地水准面的研究和实施[J].测绘学报，2001，30(2)：95-99.[2]陈俊勇，李建成，宁津生，等.中国似大地水准面[J].测绘学报，2002,31(9):1-5.[3]陈俊勇，李建成，宁津生,等.全国及部分省市地区高精度高分辨率似大地水准面的研究和实施[J].测绘通报，2005(5)：1-5.[4]陈俊勇.高精度局域大地水准面对布测GPS水准重力的要求[J].测绘学报.2001,30(3)：189-191.[5]郭俊义.地球物理学基础[M].北京:测绘出版社,2001.[6]王海滨，丁万庆，郭春喜.精化大地水准面提高GPS高程测量精度[J].广西水利水电，2003(4)：1-3.[7]李建成，畅毅，董兰生，等.陕甘宁盆地大地水准面精化问题研究[J].物探装备，1999，9(4)：6-11.[8]郭春喜,王惠民,王斌.全国高分辨率格网地形和均衡改正的确定[J].测绘学报, 2002,31(3)：201-205.[9]师芸，杨海兵.精化区域似大地水准面提高GPS高程测量精度[J].桂林工学院学报，2006,26(3):377-380.。

第４３卷　第５期２０２１年１０月地　震　地　质ＳＥＩＳＭＯＬＯＧＹＡＮＤＧＥＯＬＯＧＹＶｏｌ．４３，Ｎｏ．５Ｏｃｔ．，２０２１ｄｏｉ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．０２５３－４９６７．２０２１．０５．０１１方东，胡敏章，郝洪涛．２０２１．青藏高原东南缘重力场多尺度分析及其构造含义［Ｊ］．地震地质，４３（５）：１２０８—１２３２．ＦＡＮＧＤｏｎｇ，ＨＵＭｉｎ ｚｈａｎｇ，ＨＡＯＨｏｎｇ ｔａｏ．２０２１．Ｍｕｌｔｉ ｓｃａｌｅａｎａｌｙｓｉｓｏｆｔｈｅｇｒａｖｉｔｙｆｉｅｌｄｉｎｔｈｅｓｏｕｔｈｅａｓｔｅｒｎＱｉｎｇｈａｉ Ｔｉｂｅｔｐｌａｔｅａｕａｎｄｉｔｓｔｅｃｔｏｎｉｃｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ［Ｊ］．ＳｅｉｓｍｏｌｏｇｙａｎｄＧｅｏｌｏｇｙ，４３（５）：１２０８—１２３２．青藏高原东南缘重力场多尺度分析及其构造含义方　东１）　胡敏章１，２） 郝洪涛１）１）中国地震局地震研究所，地震大地测量重点实验室，武汉　４３００７１２）防灾科技学院，廊坊　０６５２０１摘　要 文中利用小波多尺度分析方法对青藏高原东南缘ＷＧＭ２０１２布格重力异常进行５阶分解，得到了该区域不同深度上的布格重力异常子集，并据此研究了该区域的地壳构造、物质运动及其孕震环境。

结果表明：２、３阶小尺度重力异常反映了该地区的强震主要发生在高重力梯级带及活动地块边界上，对比分析各尺度重力异常，发现地震孕育不仅受控于中、上地壳的断裂地块构造，也与深部地壳的密度变化有关，这种地壳深、浅部相互作用的动力学过程可能是川滇地区地震孕育的重要条件；４阶中尺度重力异常显示松潘－甘孜地块的东南缘存在１个低布格重力异常圈闭，与巴颜喀拉地块地壳中存在着较厚的低速、低阻层的观测结果一致，推测可能与该地块东部岩石圈厚度大、下地壳温度较高、中下地壳部分岩体在高温下熔融有关。

在攀枝花地区存在１个高布格重力异常圈闭，推测可能是在攀西古裂谷时期，深部高密度物质上涌过程中在中下地壳的物质残留所致；５阶大尺度重力异常显示在川滇菱形块体呈区域性负重力异常，为青藏高原东南缘“下地壳流”的存在提供支持证据。

关于布格重力异常计算及资料处理与反演和解释的报告姓名：林俊班级：061084-27学号：2081003195指导老师：陈超日期：2011.4.14、八 、■ 刖言 目的 任务要求,, 工作过程,,丿 / I 、5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5工作内容及步骤,,,,,,,,§ 1-布格重力异常计算 § 2-布格重力异常处理1•绘制平面等值线图目录2•异常处理（分离区域异常和局部异常）22 2 2 233 33 6§ 3-布格重力异常反演 ——特征点法反演,,,,11 § 4-布格重力异常的解释评述 131313 结论14关于布格重力异常计算及资料处理与反演和解释的报告前言目的：熟悉并掌握布格重力异常计算及资料处理与反演和解释任务要求：根据在一个地区重力测量的结果，计算出布格重力异常，并根据异常进行资料处理和解释，并完成一份工作报告。

工作过程：(1)利用实测的相对重力值、相对高程值和X,Y坐标值，计算各种校正(地形校正除外)，纬度校正用、g =-0.814sin(2 ) X (mGal,X:mk)计算，自由空间(或高度)校正用-g = 0.3086(mGal, h : m)计算，中间层校正用g-一= -0.0419，h (mGal, T : g / cm3 h : m)计算，已知地表物质密度为2.50g/cm3，起算点纬度为45°;(2)获得各点处的布格重力异常值后，绘出平面等值线图，等值线距为0.5mGal；(3)根据异常(平面或剖面)特征，选用适当的方法进行处理(如压制干扰、消除区域场等)进行处理，并对处理效果进行描述；(4)将处理后的异常进行反演；(5)写出全部过程和所采用的处理与反演方法之应用理由。

成果：根据布格重力异常数据计算及资料处理与反演初步结果判断，该异常应由地区下一球体引起，球体埋深98.8m，剩余质量7.03 106t，球体中心在地面的投影点坐标为(248.8,248.8)m。

利用插值切割法确定干热岩的中心埋深相丽娜;赵强;吴燕冈;任俊龙【摘要】干热岩是一种地热资源,也是绿色清洁可再生能源,具有很多优点,如突破用地制约、绿色环保、节能减排且成本低廉,因此研究干热岩体对于环境保护、能源利用、国计民生都具有重大的意义.利用插值切割法对青海共和地区实测的磁数据进行处理,验证了切割半径与干热岩体的中心埋深之间的对应关系,即当出现稳定极值时的切割半径对应地质体的中心埋深,计算深度与当地钻井资料吻合.因此认为用插值切割法是确定干热岩体的中心埋深的一种有效手段.【期刊名称】《工程地球物理学报》【年(卷),期】2018(015)001【总页数】5页(P39-43)【关键词】插值切割法;切割算子;干热岩;埋深【作者】相丽娜;赵强;吴燕冈;任俊龙【作者单位】吉林大学地球探测科学与技术学院,吉林长春130026;华北地质调查局五一九大队,河北保定071051;吉林大学地球探测科学与技术学院,吉林长春130026;吉林大学地球探测科学与技术学院,吉林长春130026【正文语种】中文【中图分类】P631.21 引言干热岩指一般温度大于150 ℃，埋深数千米，内部不存在流体或仅有少量地下流体的高温岩体。

岩体成分变化很大，绝大部分为中生代以来的中性侵入岩，也可以是变质岩，甚至是厚度巨大的块状沉积岩。

常见的如花岗岩，花岗闪长岩等。

干热岩的开发利用具有很多优势，因此得到欧美各国的重视。

各国加大投入力度，力求突破勘探开采利用技术，提高干热岩利用率。

我国干热岩资源储量巨大,但利用度不高,还属于新兴能源。

在干热岩的开发利用中，确定其埋藏深度至关重要。

目前确定磁性异常体埋深的方法主要有特征点法、切线法、希尔伯特变换法、功率谱法、插值切割法、大地电磁法测深、最优化反演、2.5D/3D人机交互反演、欧拉齐次方程等。

插值切割法于1990年由程方道提出，该方法最初用于在空间域中划分磁异常区域场和局部场[1]。

这种方法是以当前计算点的场值及周围四个点的场值的平均值计算切割算子，用该算子作用于总场并对总场异常进行多次切割，从而分离出区域异常。