重磁场数据处理与解释
3-磁法数据处理
A为Jh与Jx的夹角; 对于y方向延伸的二度体,Jh与y轴的夹角为A,
J的方向余弦为(, , ),Js的方向余弦为(s, s )
J=
J
2 x
J
2 y
J
2 z
, Js =
J2x Jz2 | J |
cos2 Icos2A+sin2I
Jx cos IcosA= cos IsinA, |J|
U
(
x,
y,
z
)
（r
r0
),
U=-
1
4
r
对于多个点源：U=
1
4
v
1dv r
因此，磁标量位的泊松方程的解为：U=
1
4
v
M r
dv
第三讲 磁法勘探数据处理解释基础
2）计算磁性体总磁场的一般表达式－－重磁位的泊松公式
地磁场的一般解析表示
重力位关系:W=G
V
1dv, r
第一讲 磁法勘探理论基础
1.概述--磁性体的磁场与磁异常
根据三角形的边角关系有:
T T02 Ta2 2T0Ta cos T0 T
两边平方展开:
T0 T 2 T02 Ta2 2T0Ta cos
T 2 2 T Ta 2 2 Ta cos
M
S
与磁
北的交角为iS
第三讲 磁法勘探数据处理解释基础
2、计算磁性体磁场的基本理论
1）有效磁化强度的一般表达式
M
M
2 x
M
2 y
M
2 z
1/ 2
磁学测量ZFC和FC数据获得与解释
1957年，χ－T低温极大值（CuMn，AgMn）
J. Owen & M. E. Browne, V. Arp & A. F. Kip, J. Phys. Chem. Solids, 2 (1957) 85
三、Fe原子（团）更分叉
临界浓度、交换相互作用
近藤效应：稀释磁性合金电阻率－温度曲线极小值 1964年，始作俑者不是Jun Kondo（近藤 淳） J. Kondo, Prog. Theor. Phys., 32 (1964) 37 1931年，AuFe（J. W. Shih） Phys. Rev., 38 (1931) 2051 1951年，R－T低温极大值（AgMn）
尖峰对应磁各向异性→0的温度
技术 饱和磁化（永磁材料）！
χ ini ∝
MS K
一、大Fe块会分叉
磁畴结构
1907年，磁畴假说的提出（P. Weiss） 1907年～：磁畴假说的实验验证 1919年，Barkhausen效应的发现（H. Barkhausen） Phys. Z., 20 (1919) 401 1931年，Bitter粉纹法的发明（F. Bitter） Phys. Rev., 38 (1931) 1903 … 1935年，磁畴结构的平均场理论预言（L. Landau & E. Lifshitz ） Phys. Z. Sowjet U., 8 (1935) 153 J. Phys., 6 (1907) 661
测量数据的分析
逻辑问题 9 基本常识必备 9 数据的获得与解释 9 使用ACMS测量
浅析重磁方法在矿产勘探中的应用
浅析重磁方法在矿产勘探中的应用国家在迅速发展的同时对各类资源的需求量也在不断增加，由于过度的开采和利用，使得矿产资源短缺现象比较严重，采用科学的技术对矿产资源进行合理的勘探是非常有必要的。
要对矿产资源的勘查工作进行研究和分析，充分挖掘矿产资源的潜力，对产矿程度不同的区域重点进行勘查工作。
重磁方法是矿产勘探中比较常用的技术方法，其在应用的过程中可以利用自身的优势提高找矿的速率和精度，对矿产勘探工作有着促进作用。
标签：重磁方法；矿产勘探；应用在地球的位场中，重力场和磁场是两种最稳定的基本地球物理场。
地球上任何一点的重磁场和某些规则形状物体的重磁场通常可以用数学解析式表示。
因此，在地球物理勘探中，重力勘探和磁法勘探是最基本的、应用最为广泛的两种物探方法。
通过分析地球介质密度及磁性在空间上的差异及其因，来分析解释地质构造和寻找相关的能源矿产和固体矿产。
近年来重力勘探和磁法勘探中应用了一些新技术，这些新方法逐渐应用于地质构造解释、矿床勘查、地热勘探与考古勘探中，提高了重磁勘探方法的应用效果。
一、重磁勘探的原理重力勘探地球物理勘探方法之一。
是利用组成地壳的各种岩体、矿体间的密度差异所引起的地表的重力加速度值的变化而进行地质勘探的一种方法。
它是以牛顿万有引力定律为基础的。
只勘探地质体与其周围岩体有一定的密度差异，就可以用精密的重力测量仪器找出重力异常。
然后，结合工作地区的地质和其他物探资料，对力异常进行定性解释和定量解释，便可以推断覆盖层以下密度不同的矿体与岩层埋藏情况，进而找出隐伏矿体存在的位置和地质构造情况。
磁法勘探也是地球物理勘探方法之一。
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；进行地质填图；研究与油气有关的地质构造及大地构造等问题。
重磁数据处理与解释
重、磁异常解释： 定性解释 定量解释— 重磁异常反演
问题： 1. 观测重、磁异常为叠加异常 2. 重、磁异常反演的不唯一性
重、磁异常反问题的多解性
例子：重力异常
解决途径：
采用综合分析方法，利用各种地球物理 资料与地质、钻井资料，以增加约束条件， 减少解释的多解性。
将复杂异常进行简化 — 重、磁异常的划分
2. 重、磁异常划分的任务： 根据不同的研究目的，需从叠加的异常中
提取出我们的研究对象，作为有用信息。
3. 重、磁异常划分方法：
分解法： 如 异常曲线平滑法、平均场法、 小波变换方法
场变换法：如 重磁异常导数变换、解析延拓 剥层法：
重、 磁异常资料的处理常规方法
重、磁异常数据
向上延拓：
由地表值，换算到 空中或地下某一深度的 重、磁场值
1）计算原理（以重力为例）
重、磁场满足拉普拉斯方程
2W x2
2W y 2
2W z 2
0
对 z 求偏导数，得
3W x2z
3W y 2z
3W z 3
0
2W 0
利用 g W z
2 g x2
2 g y 2
2 g z 2
（1）突出浅而小异常体的异常特征，压制区域 性深部物质引起的异常特征
一定程度上划分了不同深度和大小的异常源 产生的叠加异常
（2）导数阶次越高，对浅部异常体反映越敏锐
不同阶次的重力导数对不同埋深地质体的 反映不同
（3） 提高了对异常的分辨能力
2）水平导数的作用 突出线性异常带
2.垂向二阶导数计算
重、磁异常是叠加异常，来源于地下不同的 物质源，解释中希望将不同场源的异常分开
磁约束聚变中的磁场强度_概述说明以及解释
磁约束聚变中的磁场强度概述说明以及解释1. 引言1.1 概述在当今能源需求不断增长的背景下，聚变作为一种清洁、可持续的能源形式备受关注。
磁约束聚变是目前最有希望实现可控核聚变反应的方法之一。
而在磁约束聚变过程中，磁场强度扮演着至关重要的角色。
本文将对磁约束聚变中的磁场强度进行概述、说明以及解释。
1.2 文章结构本文主要分为五个部分进行论述和讨论。
首先，在引言中我们将概述文章的主要内容，并对每部分进行简单介绍。
其次，第二部分将详细介绍磁约束聚变的概念以及磁场在其中的作用机制。
接着，第三部分将重点介绍传统和先进的测量方法与设备，包括常用的磁场强度调控技术及其意义。
然后，第四部分将涉及理论模拟和实验结果分析，我们将使用数值模拟手段来预测和优化磁场强度分布，并对实验结果与理论模拟结果进行对比和验证。
最后，在第五部分我们将总结主要观点和实验结果成果，并展望未来发展方向和挑战。
1.3 目的本文旨在深入探讨磁约束聚变中的磁场强度问题，并对其重要性进行阐述。
通过介绍磁场测量方法与设备，以及理论模拟和实验结果分析，我们希望能够加深读者对磁场强度在磁约束聚变中的作用机制的理解。
此外，通过总结和展望未来的发展方向和挑战，我们希望为进一步推动磁约束聚变技术的发展提供参考和启示。
以上便是文章“1. 引言”部分的详细内容。
2. 磁约束聚变中的磁场强度2.1 磁约束聚变概述磁约束聚变是一种利用强大的磁场将离子或等离子体限制在一个容器内进行聚变的技术。
通过将磁场应用于等离子体，可以实现对其运动和配置的精确控制，以便防止等离子体与容器壁接触，并使其能够达到足够高的温度和密度以进行核融合。
2.2 磁场在磁约束聚变中的作用在磁约束聚变中，磁场具有关键作用。
它主要有以下几个方面的作用：首先，磁场起到限制等离子体运动轨迹的作用。
通过配置适当形式和强度的磁场，可以将等离子体限制在空间中特定区域内，避免它们与容器壁发生碰撞并损失能量。
其次，磁场帮助维持等离子体的稳定性。
重磁(梯度)张量数据边界识别方法研究
重磁（梯度）张量数据边界识别方法研究重磁（梯度）张量数据边界识别方法指的是利用重力和磁场数据获取地球内部的边界信息的一种方法。
通过对地球内部的重力和磁场进行测量并建立相应的模型，可以识别地壳、岩石和其他地球内部结构的边界。
本文将介绍重磁（梯度）张量数据边界识别的方法和一些相关研究。
首先，我们需要了解重力和磁场数据在地球内部结构识别中的作用。
重力数据可以提供与地下质量分布相关的信息，而磁场数据则可以提供与地下磁性物质分布相关的信息。
由于地壳中不同类型的岩石具有不同的密度和磁性，因此重力和磁场数据可以在一定程度上反映地壳和岩石的边界。
在重磁（梯度）张量数据边界识别中，主要有以下几种方法：1.磁梯度张量方法：这种方法基于磁场梯度的计算，通过计算磁场梯度张量（包括一阶和二阶磁梯度张量）来识别地球内部结构的边界。
磁梯度张量方法可以准确地提取地壳和岩石边界的位置和形状。
2.重力梯度方法：与磁梯度方法类似，重力梯度方法是基于重力梯度的计算来识别地球内部结构的边界。
重力梯度方法主要针对具有较小重力异常的地区，可以更好地反映地球内部的细节。
3.综合方法：综合方法是将重力和磁场数据结合起来进行边界识别的方法。
这种方法可以充分利用重力和磁场数据的互补性，提高边界识别的准确性和可靠性。
以上方法都需要进行一系列的数据处理和分析，包括滤波、去噪、数据插值等。
此外，还需要建立适当的物理模型和数学模型来描述地球内部的结构和边界。
相关的研究表明，重磁（梯度）张量数据边界识别方法在地球科学领域有着广泛的应用。
例如，在地球内部的岩石学、构造地质学和地球物理学研究中，可以利用重磁（梯度）张量数据来解释地球内部的岩石类型、地质构造和地热分布等问题。
此外，重磁（梯度）张量数据边界识别方法还可以在勘探地球资源和环境地球物理研究中发挥重要作用。
综上所述，重磁（梯度）张量数据边界识别方法是一种获取地球内部结构边界信息的有效手段。
通过对重力和磁场数据的处理和分析，可以识别地壳、岩石和其他地球内部结构的边界，为地球科学研究和勘探地球资源提供重要支持。
重磁法探测地下含矿构造
重磁法探测地下含矿构造地下矿产资源的探测一直是地质勘探工作中重要的一环。
重磁法是一种常用的地球物理勘探方法，通过测量地球重力场和地磁场的变化，可以揭示地下的矿藏和构造特征。
本文将详细介绍重磁法探测地下含矿构造的原理、方法和应用。
一、重磁法原理重磁法利用地球的重力场和地磁场的变化，通过测量地表上的重力和磁场数据，来推断地下矿产资源的分布和构造特征。
地球的重力和磁场受到地下物质的分布和性质的影响，不同的矿藏和构造特征会产生不同的重力和磁场异常值。
利用这些异常值，可以确定地下矿藏的存在和规模。
二、重磁法方法1. 重力测量：重力测量是重磁法中的重要方法之一。
重力仪器可以测量地球的重力场强度，它的原理是利用重锤的重力作用在弹簧上产生一个位移，进而推算出重力场的数值。
重力测量可以测定地球重力场的强度，通过分析重力场的变化，可以确定地下矿产资源和构造特征的分布。
2. 磁力测量：磁力测量也是重磁法中的一种重要方法。
磁力仪器可以测量地球磁场的强度和方向，它的原理是利用磁感应强度的变化来推算出矿藏的存在和规模。
磁力测量可以测定地球磁场的变化，并通过分析磁场异常值，确定地下矿产资源和构造特征的位置。
三、重磁法应用1. 矿产勘探：重磁法是一种重要的矿产勘探方法。
通过对矿区进行重磁场测量，可以推断出地下的矿藏类型、规模和分布。
这对于矿产资源的发现和评估非常重要，可以为矿产勘探提供科学的依据。
2. 地质构造研究：地质构造是地球表面和地下岩石的形成和演化过程中产生的各种构造形态和特征。
重磁法可以提供地质构造的详细信息，通过分析和解释重力和磁场异常的特征，可以揭示地球的构造演化历史。
3. 水文地质调查：重磁法还可以应用于水文地质调查。
水文地质是研究地下水分布、地下水动态和地下水对地质环境的影响的一门科学。
通过重磁法测量地下水的分布和流动状况，可以为水资源的开发和管理提供重要的参考。
四、重磁法在勘探中的优势1. 高效性：重磁法具有高效的勘探速度和较低的成本，能够在较短的时间内获取大量的勘探数据。
地球物理中的电磁数据处理与解释研究
地球物理中的电磁数据处理与解释研究第一章：概述地球物理学是研究地球内部结构、物质组成和物理性质的学科，电磁数据处理与解释是其中的一个重要分支。
地球物理中的电磁数据处理与解释研究，主要涉及到地球内部的 electrical conductivity，即电导率，地球内部的电导率不是均匀分布的，而是随其深度、物质组成、温度、压力等条件的变化而变化。
因此，电磁数据处理与解释是了解地球内部结构和性质的重要手段之一。
第二章：电磁数据采集电磁数据采集是电磁数据处理及解释的前提。
电磁数据采集有多种方式，其中较常用的有电磁探测方法和电阻率法等。
电磁探测法主要是使用一个或多个电磁场源（例如电流源）来产生电磁波，然后感测地下空间电磁波信号，并对其信号进行处理和分析。
电磁探测的优点是能够采集三维立体数据，但在坚硬岩层中的能力非常有限。
电阻率法，则是采用电极对和电流源将电流注入地下，然后用两个或多个电极对的测量进行电位差测量。
电阻率法相对于电磁探测法来说，测量结果更加稳定，但只能采集二维数据。
第三章：电磁数据处理电磁数据处理的主要任务是将从采集设备中获得的原始数据转化成可用的形式，并作为输入进一步的计算和分析工具。
首先，电磁数据需要进行预处理，主要包括数据的去噪和滤波。
由于电磁数据一般存在较多的噪声和干扰，先进行信噪比估计，采用滤波方法去除其中的噪声和干扰，从而提取出真正有用的信息。
然后，需要进行数据解释和分析。
这一步需要运用数学、物理和计算机科学等多个学科知识，研究电磁场的产生、传播、传输和反演等，以获得地球内部电导率、场强和材料特性等相关参数，进而得出更准确的地球模型。
第四章：电磁数据解释最后，电磁数据的解释会告诉我们地下物质组成和结构信息。
电磁数据解释是将数值结果转化成可理解的物理现象、过程和结论，基本目的是了解不同地质体层的理化参数，如电导率、磁化率、介电常数和地下流体成分等。
在电磁数据解释过程中，需要运用数学模型进行电磁场分析和反演。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
利用（1-8）式可得质点重力异常波数谱的表达式为
z
g%u, v 2 Gmeh u2v2
(1-11)
对于点磁极，其磁位表达式为 U mq r
式中 mq 为磁荷量。此式与质点重力位表达式形式上一致。因此其波数谱可写成
U% u, v 2 mqeh u2 v2
u2 v2
Z%r, 2 Mo i lcos msin n e e hr ircos rsin T%r, 2 Mor i lcos msin n i l0cos m0sin n0 e e hr ircos rsin
重磁场数据处理与解释
目录
第一章 波数域位场转换
§1.1 重磁场的波数谱及其特点 §1.2 波数域中位场数据处理与转换 §1.3 重磁资料波谱分析方法
第二章 视磁化率、视密度计算
§2.1 视磁化率计算 §2.2 视密度计算
第三章 位场异常的反演方法
§3.1 波谱分解的解释方法 §3.2 多边形组合模型人机联作解释方法 §3.3 希尔伯特变换方法及其应用 §3.4 欧拉法确定磁源位置和深度 §3.5 利用B·G理论反演磁源分布及确定质心 §3.6 模型参数具有上界约束的线性规划法反演位场源分布
从20世纪50年代末期到60年代，人们开始转向重视富里哀变换的滤 波方法(Dean，1958；Bhattacharyya，1965)和波谱的研究(Alldredge等， 1963；Alldredge，1965；Specter和Bhattacharyya，1965；Spector， 1965)。计算机等值线图绘制方法和显示方法的发展使二维资料的数字处 理逐渐广泛地被采用。许多作者致力于统计方法(Horton、Hempkins和 Hoffman，1964；Naidy，1967、1968)和趋势分析(Affleek，1963)，并 通过递归方法和最优化方法改善空间域褶积的效果(Shanks，1967； Robinson和Treitel，1967；Treitl和Robinson，1968)。快速富里哀变 换的问世(Cooley和Tukey，1965)使二维波数域数据处理与早期的方法比 较有明显的优越性，而且准确的理想滤波器也可能被采用。
则
U% u,v
J
G
i lu
mv
n
u
2
v2
V%u,v
这就是波数域中的泊松公式。对于二维情况有
U% J il n V%
G
(1-6) (1-7) (1-8) (1-9) (1-10)
二、点极重磁场的波数谱
对于一个质点的重力位的波数谱如（1-5）式所示。重力异常为 g V
60年代后期和70年代广泛采用了波数域分析。而且计算机存贮能力 和计算速度的提高使我们可能对很大面积的重磁资料进行处理。并逐渐 成为区域重磁资料地质解释的重要方法。
我国从70年代初期开始用电子计算机来处理和研究重磁资料。1974 年地质矿产部组织的金属物探资料电算学习班对这一技术的推广起了极 大的推动作用。当时主要采用空间域牡理方法。到70年代后期。波数域 分析方法也逐渐成为主要方法。本章将根据我们多年的实践，对区域重 磁资料的波数域处理转换的原理及实践中一些问题的处理予以介绍。
VGm r
m为质点的质量，r为质点到计算点之间的距离
r x 2 y 2 z 2
若质点位于坐标原点下方h处，则 0 ， h。又设计算平面上
，
则 z0
r x2 y2 h2
1
Erdelyi(1954)给出了 的富氏变换式为
r
1
2 eh u2 v2
重磁异常的波数谱表达式也可以表示为极坐标形式：
g% r, 2 Gmehreir cos rsin
z%r,
2
m e e hr i r cos r sin q
(1-15)
T%r, 2 mq i l0 cos m0 sin n0 ehreir cos rsin
b/2 b/2
x12
1 y12 h2
1/2 dx1dy1dh
为求V的波数谱，设
1
f1 x1 x12 y12 h2 1/ 2
f2
则这二个函数的褶积为
x1
1 0
-a/2 x1 a / 2 其它
cx
f1
x
x1
f
2
x1
则
t0 l0 x m0 y n0 z
T
l0
U x
m0
U y
n0
U z
利用(1-6)、(1-7)和(1-12)式，可以得到 T 的波数谱为
T%u,v i l0u m0v n0 u2 v2 U%u,v
根据(1-6)和（1-7）式，
(1-16)
V%xz u, v iu u2 v2V% V%yz u, v iv u2 v2V%
V%zz u, v u2 v2 V%
将上述各式连同均匀球体引力位波数谱表达式一起代入（1-16)式，可得
到垂直磁异常表达式为
Z%u,v 2 Mo i lu mv n
在空间域，重磁异常的处理和转换具有—个共同的特点，即它们都是
一种褶积运算，可以写成
Tb
x,
z
Ta
,
0
x
d
(1-1)
Ta x,0 x
式中（x）为权函数。根据富氏变换的褶积定理，此式在波数域中变成相
应波数谱的乘积，即
Tb ,z T%a ,0 x
第四章 界面位场异常的反演方法
§4.1 利用B·G反演理论反演磁性界面深度 §4.2 界面位场异常的快速正反演方法 §4.3 利用磁异常矩谱及导数谱计算磁性介质的下界面 §4.4 莫霍面深度的计算方法
第五章 数理统计及模式识别在区域地球物理中的应用
§5.1 标志与标志信息量 §5.2 特征提取 §5.3 单元面积选择 §5.4 均匀度检验最优分割法 §5.5 聚类分析 §5.6 数理统计在地质填图及构造分区中的应用 §5.7 重磁异常轴向统计 §5.8 模式识别 §5.9 图象处理与图象显示 §5.10 模式识别在矿产预测中的应用
第一章 波数域位场转换
频谱分析和滤波技术作为重磁资料地质解释的一种手段是紧密地与现 代电子计算机的发展相关的。早在50年代初期，滤波技术已在多种物探资 料的解释中起着日益重要的作用。但是二维资料处理却大大滞后。许多方 法只局限于剖面解释，或局限于简单模型、简单滤波器。其中局部场与区 域场之分离、求导和解析延拓是最早发展起来的(Pater，1949；Elkins， 1951；Grant，1953；Rosenbach，1953；Nettleton，1954；Grant，1957 等)。
的重力位为
a/2
V G
b/2 1d dd
r h a / 2 b / 2
式中 r x 2 y 2 z h2
现令 x1 x , y1 y , h, z 0 ，则
V G
h
a/2 a / 2
dx1
a/2
f a / 2 1 x x1 dx1
xa /2
f xa / 2 1 x1 dx1
已知 f1 x1的波数谱如(1-4)式所示。而 f2 x1 为一方波，其波数谱为
f%2 u
2 u
sin
au 2
根据褶积定理得 x a / 2
(1-2)
式中“”表示相应的波数谱。这表明空间域的积分运算对应于波数域中的
乘积运算。而且波数谱的连乘可以完成连续的多种变换。因此波数域中的
转换方法要方便简单得多。随着电子计算机的广泛应用，特别是1965年快
速富氏变换算法的问世，使区域重磁资料攀据处理中的波数域方法成为主
要方法。由(1-2)式可知，—为正确进行波数谱分析，就应当了解异常场的
T%u,v 2 Mo i l0u m0v n0
u2
v2
i
lu
mv
n
u2
v2
eh
u2 v2
u2 v2
(1-18)
同样，当磁偶极坐标为 0 ， 0 时，表达式中都增加一个与其位置有关
的因子 eiuv 。
写成极坐标形式有
xa /2
1 x12 y12 h2
1/ 2
2 dx1 Fsu.Tur.
2 u
sin
au 2
e
h
u2 v2
u2 v2
依此可求出yb / 2
yb/2
1 y12 h2
1/ 2
2 dx1dy1 Fsu.Tur.
波数谱，滤波处理的波数响应和实测异常场波数谱的计算。
§1.1 重磁场的波数谱及其特点
一、波数域的泊松公式
设重力位为V，磁位为U，则泊松公式为
v U J gradV
G
(1-3)
作为最简单的情况，一个位于 ,, 处的质点（相当于集中了一个均匀
球体质量的球心)，在x, y,z 处的重力位为
(1-12)
垂直磁异常为
Z U z
由此可得
Z% u, v 2 mqeh u2 v2
(1-13)