《应用地球物理学》主要知识点
应用地球物理复习
交变电流I1
发射线圈 交变磁场H1 地下良导体 感应电流I2 感应磁场H2 感应电动势
接受线圈
电磁法原理示意图
二、思考
•
•
•
•
什么是布格重力异常？获取布格重力异 常有哪些校正过程，分别有什么作用？ 什么是解析延拓？向上延拓和向下延拓 有什么作用？ 重磁异常的导数的物理意义 说出有哪些地磁要素，并用图示表达
重 力 资 料 的 整 理
（1）在大面积测量时，按1909赫尔默特公式计算正常重 力值，再从观测值中减掉它；
（2）在小面积重力测量中按下式计算：
g正 8.14 sin 2 D ( g.u.)
φ 为总基点纬度或测区的平均纬度；D为测点到总基点的 纬向（南北向）距离，在北半球，当测点位于总基点以北 时D取正号，反之取负号，单位km。
sAB
sAB
AB s
sAB
ρ1< ρ2
ρ1 ρ2
ρ1
ρ2
低阻背斜（基岩隆起）
ρ1> ρ2
高阻向斜（基岩凹陷）
（1）判断基岩相对覆盖层是高阻还是低阻
（2）根据大极距曲线形态勾画基岩起伏
3、电测深曲线
视电阻率ρs随着供电极距（AB/2）变化的曲线，称为 电测深曲线。 电测深曲线的特点：
充电点
1、理想条件下（即ρ0 =0或ρ0 ＜< ρ)，将不产生电位降， 电位在导体内及表面处处相等，故导体为一个“等位 体”，其表面为“等电位面”。
在充电体表面附近，电 位面的形状与充电体的 形状一致。远离充电体， 等位面趋于圆形。
电位V为对称曲线；电 位梯度△V /△X为反对 称曲线，即在充电体顶 部中心，电位梯度为零， 其正、负极值对应于充 电体边缘部分。
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[分享]地球物理复习资料3地球物理复习资料第一章:地球物理是物理学与地质学结合的边缘科学。
与传统地质学不同，地球物理根据物理学的原理来研究各种地质现象和勘探矿产资源，它在基础地质研究和资源勘探中发挥了重要作用。
地球物理勘探方法(或应用地球物理学，简称“物探”)是以岩矿石等介质的物理性质差异为物质基础，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。
岩矿石介质的物理性质或物性参数包括:密度、磁性、电性、放射性、导热性及弹性。
相应的地球物理勘探方法有:重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探、放射性勘探和地热勘探。
根据空间工作位置的不同，地球物理勘探可划分为地面、海洋、航空和钻井物探等;按照勘探对象的不同，可划分为金属与非金属、石油与天然气、煤、水文、工程与环境物探等。
地壳内不同地质体之间存在的密度差异是进行重力勘探的地质—地球物理前提条件，有关的密度资料是对重力观测资料进行校正和解释的极为重要的参数。
决定岩石、矿石密度的主要因素为:组成岩石的各种矿物成分及其含量;岩石中孔隙大小及孔隙中的填充物成分;岩石所承受的压力。
1、火成岩的密度它主要取决于矿物成分及其含量的多少，由酸性—中性—基性—超基性岩，随着密度大的铁镁暗色矿物含量的增多，密度逐渐增大(如图)。
此外，成岩过程中的冷凝、结晶分异作用也会造成不同岩相带岩石的密度差异;不同成岩环境也会造成同一岩类的密度有较大差异。
2、沉积岩的密度沉积岩一般具有较大的孔隙度，如灰岩、页岩、砂岩的孔隙度可高达30%-40%。
它的密度值主要取决于孔隙度大小及孔隙中的填充物成分。
此外，随着成岩时代的久远及埋深的加大，上覆岩石对下伏岩石的压力加大，压实作用也会使密度值变大。
3、变质岩的密度这类岩石的密度与矿物成分、岩石含量和孔隙度均有关系。
通常区域变质作用的结果是使变质岩比原岩密度值增大，如变质程度较深的片麻岩、麻粒岩要比变质程度较浅的千枚岩、片岩等密度要大;大理岩、板岩和石英岩比石灰岩、页岩和砂岩更致密。
地球物理学原理及应用
地球物理学原理及应用地球物理学是研究地球内部结构、地震活动、地壳运动以及地磁场等自然现象的学科。
它涉及的原理和应用非常广泛，以下是一些相关内容的概述。
一、原理：1. 地震学原理：地震波的产生、传播和记录是地震学的基础。
地震波可以分为P波、S波和表面波，利用地震波的速度和传播路径可以推断地球内部的物理性质和结构。
2. 重力学原理：地球的引力场是由地球质量分布所产生的，通过测量重力场的变化可以了解地壳的厚度和密度分布。
3. 磁力学原理：地球的磁场是由地球核心中的电流所产生的，通过测量地磁场的变化可以了解地壳运动、板块活动和磁异常的分布。
4. 电磁学原理：地球内部的电导率和电阻率分布也会影响地球的电磁场变化。
通过测量地球的电磁场变化可以了解地壳的物质组成和地下水运动等信息。
二、应用：1. 地球内部结构研究：地震学可以通过观测地震波传播路径和速度来推断地球内部的物理结构，如地幔、地核等，这对于了解地球演化和板块构造非常重要。
2. 地壳运动研究：地震学和地磁学可以观测地壳的运动与改变，通过监测地震活动和地磁异常，可以预测地震和火山喷发等自然灾害。
3. 矿产资源勘探：重力学、磁力学和电磁学等物理方法可以用于探测地下的矿产资源，通过测量重力场、磁场和电磁场的变化可以找到潜在的矿床。
4. 地下水资源调查：通过电磁法和地壳运动观测等方法可以了解地下水的分布和运动状况，对于地下水资源的合理开发和利用具有重要意义。
5. 环境调查和地质灾害预测：地球物理学方法可以用于监测环境污染、地下水污染和地质灾害的发生和演变，有助于制定相应的防治措施。
总结起来，地球物理学原理和应用为我们揭示了地球内部的奥秘，通过相关方法和技术，可以实现对地球内部结构、地震活动、地壳运动和地质灾害等自然现象的研究和预测，对于保护和利用地球资源，以及维护人类的生存环境具有重要意义。
应用地球物理学原理第二章01
• (2.1-16)式代表了空间的一个曲面，该 面上重力位处处相等，故叫作重力等位 面。 • 该面又处处与重力方向垂直，测量学上 又称作水准面，因为此时水不会流动而 静止下来。 • 由于 积分常数有无数多个，因而重力等 位面也有无数多个。
• 我们将其中一个与平均的海洋面(在 陆 地上是它的顺势延伸而构成封闭的曲面) 重合的那个重力等位面称为大地水准面，
2 1/ 2
• ③在质体τ内某点的位：
V lim G
0 0
d
G
d
• 式中δ为质体τ中挖出的空洞τ0的最大线 径。 • 由②、③中的两式可知位在整个空间是 连续的。
• 离心位为：
gradU C r ( x i y j )
2 2
P mg
• m 为物体的质量，P也就是人们常说的 物体的重量。
• 为方便比较重力场中各点重力值的大小， 总是采用单位质量在重力场中所受的重 力大小来度量 • 这即是场论中的重力场强度，由(2.1-2) 式可知:
P g m
• 该式表明：重力场强度与重力加速度无 论在数值上还是单位的量纲上都是相同 的，今后本书 中所说的重力不再是重量 的概念，而是指重力加速度或重力场强 度。 • 通常所说的重力，实际上是指单位质量 所受的力，在数值上等于重力加速度。
dm 2
• 式中G为万有引力常数，其值为 • 6.67×１０-11ｍ3／（ｋｇ·2）， s • ｄｍ为地球内部某一质量单元，它的坐标为(ξ， η，ζ)， • ρ为A点至dm的距离 ，其值 • ρ＝[(ξ－ｘ）2＋(η－ｙ)2＋(ζ－ｚ)2］1/2 • ρ/ρ为由A至dm方向上的单位矢量， • M为地球的总质量。
应用地球物理学_0绪论1重力
绪论地球是人类赖以生存和发展的空间。
地球内部蕴藏着社会可持续性发展所需要的各种矿产资源。
为了使人类生活得更好，我们首先要认识地球，并在此基础上勘探开发矿产资源，改善生存环境并防治自然灾害。
地球是一个处于运动和变化中的巨系统。
他不仅体积庞大，结构和成分复杂，而且有漫长的演化历史。
为此，研究地球必须分层次进行不同尺度的调查，并对其形成和发展的进程加以考虑。
地质学家踏遍千山万水，从地球表面出露的岩石、矿坑中展布的地层来认识断层、褶皱和岩脉，以确定其生成年代，推断构造运动，进而深化认识其发生发展的历史。
这样，地质学家从野外各种地形地貌的实际观测出发，进行综合、概括，即运用理性思维寻求对地球的认识。
另一方面，地球上多种物理现象的发现，如引力、磁性、声、光、电、热以及后来的放射性等，在寻求其规律性认识的过程中，形成独立的物理学科学体系，而运用物理学的理论、方法与技术来研究和考查地球，将在实验室的特殊条件下所进行的各种物理现象的实验与观测，放到地球野外，在陆地、海洋乃至空中来进行数据采集，探索其规律，建立数理方程，寻求其解答，则是地球物理。
同样，由应用炼丹术引申出来的化学对地球样品作化学分析，以了解元素的分布与富集，并作出地质解释，即是地球化学。
应该指出，地质、地球物理、地球化学分别有自己独立的理论、方法和技术体系，它们是从不同的角度来研究并认识地球，因此，只有使地质、地球物理和地球化学相互渗透、相互补充，才能由片面的认识上升到比较全面、更加深刻的认识。
地球科学应该是地质学、地球物理学和地球化学的高层次综合或集成，尽管它们分别有各自的前沿问题有待于深化解决。
地球科学，包括地质、地球物理与地球化学，都必须分层次，进行不同尺度的调查。
大范围、小比例尺的调查能够把握宏观规律，指导微观的深入调查，即区域约束局部、深部制约浅层。
我们指出，20世纪以大陆转移、海底扩张和全球板块大地构造的发展红线，使地球科学的认识得到深化，而这些理论观点的形成，以及对地球内部结构（如地壳、地幔与岩石层、软流层）的讨论大都是以地球物理对大洋观测为依据并以地质与地球物理相结合的而取得规律性认识的。
应用地球物理学_4地震
第四章地震勘探地震勘探就是用人工方法(如爆炸，敲击等)产生振动(地震)，研究振动在地下的传播规律，以查明地下地质情况和有用矿藏(如石油，煤田等)的一种地球物理勘探方法。
经过大量实践证明，在油气资源勘探、解决工程及水文地质问题等领域，地震勘探是比较有效的勘探方法。
地震勘探根据它利用地震波的类型不同，可以分为三种基本勘探方法：①反射波地震勘探方法；②折射波地震勘探方法；③透射波地震勘探方法，包括垂直地震剖面法。
反射波地震勘探方法和折射波地震勘探方法都是在地面激发，地面上观测反射波和折射波。
垂直地震剖面法则是在地面激发，在钻井中观测地震波(包括透射波、反射波和折射波等)，井间地震包含反射波法和透射波法两种。
反射地震法主要用于石油和天然气的勘探，透射波地震勘探方法是它的辅助手段，近几年反射地震法在工程勘察领域的使用也越来越广。
折射波地震勘探方法主要用于工程勘察领域，在石油勘探中则用得很少。
最早使用的地震勘探方法是折射波地震勘探方法，1919年德国的Mimtrop首先用折射初至波法进行勘探。
这种方法非常简单，只记录折射波的初至时间，采用这种方法，在当时找到了几个浅层油气田。
40 年代中期，随着工程建设项目的大量兴起，浅层地震勘探就开始在土木工程、交通工程以及其他工程地质中得到应用与发展，折射波方法已成为工程地质勘探中的一种常规方法。
浅层地震勘探技术的发展与地震仪器的不断完善和发展紧密相关，如上世纪30～50 年代中期，使用的是计数型单道或多道浅层地震仪，只能用于初至波测量，生产效率很低，测量精度也很低；上世纪50 年代中期到 70 年代初，研究开发了多道浅层地震仪（模拟记录），需要手工作图进行资料解释，效率较低；上世纪80 年代随着信号增强型数字记录工程地震仪的问世，进一步促进了浅层折射波法的发展，改进了观测精度和分辨率，工作效率高，扩大了浅层折射波的应用范围。
与此同时，折射波的解释方法也得到了极大的发展，如时间场法、延迟时间法、截距时间法、广义互换法（GRM）、t0法及差数时距曲线法等。
应用地球物理学原理
应用地球物理学原理地球物理学原理是一种研究地球内部结构和物质性质的科学方法。
这种方法主要通过测量和分析地球各种物理场的变化，如地震波、重力场、地磁场、电磁场等，来推导出地球的内部特征。
地球物理学原理被广泛应用于地质勘探、矿产资源调查、地震灾害预测、环境监测等领域。
地球物理学原理的应用之一是地震探测。
地震是指地下岩石断裂或移动释放出的能量，它会产生地震波。
地震波的传播受到地下岩石的物理特性影响，如密度、弹性模量等。
通过记录地震波在地球内部的传播路径和速度变化，可以推断出地壳、地幔、地核等不同岩石层的特征。
这对于了解地球的内部结构、划分地质单元、寻找地下矿产资源等具有重要意义。
另一个地球物理学原理的应用是重力测量。
地球的重力场是由地球质量分布引起的，而地形和地下岩石的变化会对重力场产生影响。
通过测量不同地点的重力值，可以推断出地下岩石的密度变化。
重力测量在石油勘探、矿产资源调查、地质环境评价等方面都有广泛应用。
地球物理学原理还可以应用于地磁测量。
地球具有一个磁场，它由地球内部的液态外核运动产生。
地磁场的强度和方向会随着地下岩石的变化而变化。
通过测量地磁场的强度和方向，可以推断出地下岩石的性质和构造。
地磁测量在地质构造研究、矿产资源勘探等方面有着重要的应用价值。
最后，地球物理学原理还可以应用于电磁测量。
地球内部岩石的导电性和磁性会对地下电磁场产生影响。
通过测量地下电磁场的变化，可以推断出地下岩石的电导率、磁化率等特性。
电磁测量在地质工程、环境监测等方面有广泛应用。
综上所述，地球物理学原理是一种研究地球内部结构和物质性质的重要科学方法，它在地质勘探、矿产资源调查、地震灾害预测、环境监测等领域都有着广泛应用。
《应用地球物理学》主要知识点
《应⽤地球物理学》主要知识点⼀、名词正演（问题）：已知地质体求其引起的异常。
（给定地球物理模型，通过数值计算或物理模拟，得出相应的地球物理场）反演（问题）：已知异常反推地质体的形状和产状。
（已知异常的分布特征和变化规律，求场源的赋存状态（如产状、形状和剩余密度等）重⼒勘探：重⼒勘探是观测地球表⾯重⼒场的变化，借以查明地质体构造和矿产分布的物探⽅法。
零长弹簧零点漂移：在相对重⼒测量中，由于重⼒仪灵敏系统的弹性疲劳、温度补偿不完全等因素，仪器读数的零点值随时间⽽不断变化。
重⼒场强度：单位质量的物体在场中某⼀点所受的重⼒作⽤。
⼤地⽔准⾯：以平静海平⾯的趋势延伸到各⼤陆之下所构成的封闭曲⾯，作为地球的基本形状。
重⼒异常：由地下岩矿⽯密度分布不均匀所引起的重⼒变化，或地质体与围岩密度的差异引起的重⼒变化。
⾃由空间重⼒异常：对实测重⼒值只做正常场与⾼度校正。
布格重⼒异常：观测重⼒差值经过正常场校正、地形校正和布格校正之后得到异常称为布格重⼒异常。
均衡重⼒异常：布格重⼒异常再进⾏均衡校正。
重⼒梯级带：重⼒异常等值线分布密集，异常值向某个⽅向单调上升或下降。
三度体：x,z,y,三个⽅向都有限的物体。
⼆度体：地质体沿⾛向⽅向⽆限延伸。
特征点法：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磁法勘探：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磁异常：通常把研究对象引起的磁场部分叫做磁异常，⽽周围环境和围岩引起的磁场同归为正常场。
磁场强度：单位正磁荷在磁场中所受的⼒。
磁感应强度：磁感应强度为场源在观测点的磁场强度与磁化物体所形成的附加磁场强度的和。
磁化率：在⼀定磁场强度和⼀定温度范围内，M=κT，磁化率κ为由物质本⾝性质所决定外的参数，表⽰物质被磁化的难易程度。
值越⼤，越易磁化，⽆量纲。
磁化强度：单位体积内分⼦电流磁矩⽮量和，表现在外磁场中物质可被磁化的强度。
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一、名词正演（问题）：已知地质体求其引起的异常。
（给定地球物理模型，通过数值计算或物理模拟，得出相应的地球物理场）反演（问题）：已知异常反推地质体的形状和产状。
（已知异常的分布特征和变化规律，求场源的赋存状态（如产状、形状和剩余密度等）重力勘探：重力勘探是观测地球表面重力场的变化，借以查明地质体构造和矿产分布的物探方法。
零长弹簧零点漂移：在相对重力测量中，由于重力仪灵敏系统的弹性疲劳、温度补偿不完全等因素，仪器读数的零点值随时间而不断变化。
重力场强度：单位质量的物体在场中某一点所受的重力作用。
大地水准面：以平静海平面的趋势延伸到各大陆之下所构成的封闭曲面，作为地球的基本形状。
重力异常：由地下岩矿石密度分布不均匀所引起的重力变化，或地质体与围岩密度的差异引起的重力变化。
自由空间重力异常：对实测重力值只做正常场与高度校正。
布格重力异常：观测重力差值经过正常场校正、地形校正和布格校正之后得到异常称为布格重力异常。
均衡重力异常：布格重力异常再进行均衡校正。
重力梯级带：重力异常等值线分布密集，异常值向某个方向单调上升或下降。
三度体：x,z,y,三个方向都有限的物体。
二度体：地质体沿走向方向无限延伸。
特征点法：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磁法勘探：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磁异常：通常把研究对象引起的磁场部分叫做磁异常，而周围环境和围岩引起的磁场同归为正常场。
磁场强度：单位正磁荷在磁场中所受的力。
磁感应强度：磁感应强度为场源在观测点的磁场强度与磁化物体所形成的附加磁场强度的和。
磁化率：在一定磁场强度和一定温度范围内，M=κT，磁化率κ为由物质本身性质所决定外的参数，表示物质被磁化的难易程度。
值越大，越易磁化，无量纲。
磁化强度：单位体积内分子电流磁矩矢量和，表现在外磁场中物质可被磁化的强度。
地磁异常：磁滞回线：磁化强度与磁场呈非线性关系剩余磁化强度：在历史地磁场中获得的磁化强度Mr热剩余磁性：岩石在冷却的过程中，受当时恒定地的磁场作用，磁化所获得的剩磁。
特点：（1）强度大与地磁场强度成正比，方向一致，用于研究成岩时的地磁场方向（2）稳定：剩磁随时间衰减慢有效地磁场有效磁化强度电法勘探电阻率法电场强度电流密度视电阻率二、知识要点1大地水准面的三级近似。
正球体，旋转椭球体，梨形球面2重力（重力加速度）在空间上变化的原因。
地球形状的影响地球的自转地壳密度分布的不均匀性3重力异常的概念、计算公式及重力异常的物理意义。
定义：由地下岩矿石密度分布不均匀所引起的重力变化，或地质体与围岩密度的差异引起的重力变化。
计算：将实测重力值减去该点正常重力值，其差值称为重力异常Δg=g-gφg为测点上实测重力值，gφ为该点上的正常重力值意义：剩余质量所产生的引力在铅垂方向的分量4弹簧重力仪的零点漂移及其消除。
零点漂移：在相对重力测量中，由于重力仪灵敏系统的弹性疲劳、温度补偿不完全等因素，仪器读数的零点值随时间而不断变化。
校正：仪器每次从基点出发，观测一段时间之后，需回到原基点（另一基点或总基点）上观测一次，测出零点漂移量；在较短的时间内，可认为零点漂移是随时间线性变化的5重力测量值的主要改正项及其计算方法。
•正常场（纬度）校正：消除测点与基点间纬度差异导致的重力变化•地形校正：消除测点附近地形起伏对重力观测结果数据的影响•中间层校正：消除测点基准面与基点基准面之间水平中间层的重力影响•高度校正：消除测点相对于基点的高程差而造成的重力数值变化6布格异常、均衡异常和自由空间异常的概念、计算方法、区别及应用领域。
布格重力异常：观测重力差值经过正常场校正、地形校正和布格校正之后得到异常称为布格重力异常。
均衡重力异常：布格重力异常再进行均衡校正。
自由空间重力异常：对实测重力值只做正常场与高度校正。
7密度均匀球体的重力异常。
8密度均匀水平圆柱体的重力异常。
9重力异常定量解释（反演）的主要方法及其特点。
<a> 直接法定义：直接利用由反演目标引起的局部异常，通过某种积分运算和函数关系，求得与异常分布有关地质体的某些参量特点：该方法较少受解释人员主观因素的影响。
只是一种地质体参量的粗略估计，解决问题的范围很有限<b> 特征点法定义：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局限性：仅适用于剩余密度为常数的几何形体。
<c> 选择法原理：（简答：通过迭代计算的办法，得到最终的反演目标）（1）根据异常分布和变化特征，结合地质和其它地球物理和物性等资料，给出初始地质体模型。
（2）进行正演计算，将理论异常与实测异常对比。
（3）若两者偏差较大，对模型进行修改，重算其理论异常，再次进行对比。
（4）如此反复进行，直至两种异常的偏差达到事前要求的误差范围为止，则这最后的理论模型可作为所求。
选择法的特点：•异常可以是整条剖面或整个测区的数据，受个别点误差的影响较小，抗干扰的能力较强•所求的地质体可以是一个或几个复杂的不规则几何形体，密度分界面，或者密度的分布•需要重复而复杂的正演计算，可编制相应程序由计算机来自动完成•解释复杂重力资料时，能够考虑研究区已知的地质构造资料，在反演过程中利用这些资料，控制或约束计算结果，使得到的地质模型更接近实际的地质体<d>人机交互式反演方法原理：•根据实测异常的分布和变化特征，结合地质和其它地球物理方法以及物性资料，提出初始地质体模型•进行正演计算，评价误差•（根据具体原则）修改模型，再计算、评价误差；修改模型时以两种方式互为补充：经验交互、最优化自动反演•反复进行，直至误差达到允许标准。
特点：•不对个别异常进行圆滑•利用整条曲线和面积数据，受个别点影响小•抗干扰能力强•借助于计算机实现交互，能充分发挥解释人员丰富的经验修改模型10基于密度均匀球体异常曲线的反演分析。
11重力反演多解性产生的原因、特点及其限制方法。
多解性特点：处在不同深度、具有不同起伏的界面，还包括在这些界面之间的许多界面，都能够引起在测量精度范围内的相同的重力异常。
引起多解性的原因：•场的等效性•观测数据离散、有限•实测的异常包含一定的误差•数据整理带来的误差限制多解性的方法：（1）除了应用重力资料外，还引用工区内的地质、钻井、物性和其它地球物理资料等，尽可能地增加已知条件和约束条件，则反问题的解答数目就会大大减少，甚至可以得到单一的解如球体反问题的求解，如果已知剩余密度值，则它的半径和顶部埋深也就唯一地被确定了（2）提高仪器的测量精度（3）改进各项校正的计算方法，使得能够更加精确地得到重力异常的分布12决定重力异常的主要地质因素。
地壳厚度的变化结晶基岩内部成分、构造和基底顶面的起伏沉积岩的成分和构造金属矿及其它矿产的赋存13断层构造在重力异常平面等值线图上的特征。
14重力梯级带的基本特征、对应的几何形体及可能反映的地质因素。
基本特征：重力异常等值线分布密集，异常值向某个方向单调上升或下降对应的规则几何形体：垂直或倾斜台阶可能反映的地质因素：•垂直或倾斜断层、断裂带、破碎带•具有不同密度的岩体的陡直接触带•地层拗曲构造15中国布格重力异常的基本特征。
P6016艾里地壳均衡假说。
（1）假定地球最上部的地壳是一个低密度的“壳”，上覆于一个高密度的底层，这个“壳”及底层具有均匀的密度，并假定比较硬的“壳”或岩石圈漂浮在流体底层(即软流圈)上面.(2)低密度壳的底部同于坚硬的岩石圈与软弱的软流圈之间的边界。
由低密度壳的厚度变化实现这一补偿，即山脉下伏了较厚的地壳(山根)，而海洋下伏了较薄的地壳(反山根)。
忽略了地球曲率情况下的均衡条件为:=/(− )r为山根的深度，H是地形的高程，是“壳”的密度，是地层的密度17.偶极子的位和磁场强度。
正负磁极总是成对出现，不可分割，因而将其视为整体，称为磁偶极子磁位：磁偶极子在P点的磁位应为两个点磁极的磁位之和磁场强度：磁偶极子在P点的磁位为两点磁极的磁位和• 当测量点P在磁偶极子磁轴的延长线上（高斯第一位置）时，磁场强度T的大小为•当测量点P在磁偶极子磁轴的中垂线上（高斯第二位置）时，磁场强度T的大小为18.地磁要素的组成，并绘出其示意图。
建立一个空间直角坐标系统：设以观测点（O）为坐标原点，x轴正向指地理北，y轴正向指东，z轴正向垂直向下地磁场T 分解为：北向分量为X ；东向分量为Y ；垂直分量为Z•T在xoy面内的投影为水平分量H，H的方向即磁北方向•H与x的夹角为磁偏角D，即磁北与地理北的夹角，东偏为正•T与H的夹角为磁倾角I，下倾为正•X、Y、Z，H、D、I，T 统称为地磁要素•X、Y、Z 对应于直角坐标系•T、D、I 对应于球坐标系•H、D、Z 对应于柱坐标系•完整描述只需要其中的一组19.基于均匀磁化球体（位于球心的磁偶极子）的地磁场分析。
假设地球是均匀磁化球体，磁化轴与地球旋转轴一致。
因其与位于球心的磁偶极子具有相同的磁位和磁矩，则球面上P点的磁位为根据场和位的关系，地磁场沿R方向的分量Z、垂直R（即沿水平）方向的分量H，以及总强度T将分别为两极处磁场强度等于赤道磁场强度的两倍，其与地磁图中所显示的大致符合，只是地磁轴与地球旋转轴实际上成11∘30″的夹角20.地磁场的组成分析。
地磁场的观测值T=稳定磁场Ts（来源于固体地球内部）+变化磁场δT（起因于地球外部）=+起因于地球内部的稳定磁场，起源于地球外部的稳定磁场=+内源场，变化磁场的外源场=0++0为中心偶极子磁场，非偶极子磁场，也称为大陆磁场或世界异常，地壳磁场，又称为异常场或磁异常，分为局部异常( ′ )，区域磁场( ″ )变化磁场=长期变化+短期变化长期变化：特征1为地磁极的西向漂移，特征2是不同年代计算出地球磁矩的衰减变化；短期变化分为平静变化（连续出现的周期性变化）和干扰变化（偶然发生并经历一定时间就消失了的短暂而复杂的变化）21.铁磁性物质的磁化率特征。
磁化率与温度的关系• 当温度升高时铁磁性物质磁化率逐渐增加，临近居里点时达到极大值；然后急剧下降，趋于零• 居里点为铁磁性物质的磁化强度陡然降低、物质由铁磁性转为顺磁性的温度22.影响岩矿石磁性的主要因素及岩矿石磁性的一般规律。
<a> 铁磁性矿物含量•含量越高，岩石磁性越强，但并不呈简单的线性关系<b> 铁磁性矿物颗粒大小及结构•当铁磁性矿物含量一定时，颗粒越大，磁性越强•当磁性矿物颗粒大小、含量都相同时，颗粒相互呈胶结状者比颗粒呈分散状者磁性强<c> 岩石磁性与温度、压力的关系•深度增大，地温升高，压力增大，磁性减弱•应力作用使岩石沿应力方向磁性减小，如断裂、破碎带上磁性减弱；变质、蚀变作用往往使岩石磁性增强•岩石剩余磁化强度与压力关系明显，当压力为100MPa时，剩磁可减小25%•随着深度增加，地壳内岩石的温度升高，岩石圈静压力增大，二者对岩石的磁性有很大影响，因此，在研究地壳深部岩石磁性时，需要考虑温度和压力的影响23.火成岩、沉积岩及变质岩的磁性特征。