短期变化: 指重力的日变，它与太阳、月亮和地球之间的相互位置有关。由于地球的自转，地表各点与日、月的相对位置不断发生变化，使得日、月对这些点的引力也不断改变，从而造成了重力的变化。

3. 重力异常

由于质量剩余，在地面某点P产生一个指向地质体质量中心的附加引力(场强度)ΔE 该附加引力在正常重力方向( 铅垂方向 )上的投影，即为重力异常

要获得探测对象产生的重力异常，一般应具备如下五个方面的条件：

第一，必须有密度不均匀体存在，即探测对象与围岩间要有一定的密度差，当地质体密度σ>围岩密度σ0 时，可观测到重力高；当σ<σ0 时，可观测到重力低；当σ=σ0 时，则观测不到重力异常。

第二，仅有密度不均匀体的分布，并不一定能产生重力异常。如一组水平岩层，密度不均匀体必须沿水平方向密度变化，即要有一定的构造形态，才能引起重力异常。

第三，不仅探测对象与围岩要有一定的密度差，而且剩余质量不能太小。

第四，探测对象不能埋藏过深。

第五，能否取得探测对象产生的异常，还取决于该异常能否从干扰场中辨别出来。只有地形不太复杂，围岩密度比较均匀，探测对象与围岩的密度差较大，且其它地质体的干扰场能从实测异常中消除时，重力勘探才能取得较好的地质效果。

第 3 节 重力勘探工作方法

根据地质任务的不同，重力勘探可分为预查、普查、详查和细测四个阶段。

第 4 节 重力资料的整理及图示

一、重力资料的整理

须对实测数据进行整理，消除干扰，提取有用信息。

重力校正

消除自然地形引起的重力变化需要进行三项校正，即地形、中间层和高度校正:

1. 地形校正：

测点所在水准面以上的正地形部分，多余物质产生的引力的垂分量是向上的，引起仪器读数减小；

负地形部分相对该水准面缺少一部分物质，空缺物质产生的引力可以认为是负值，其垂直分量也是向上的，使仪器读数减小。

可见地形影响恒为负，故其校正值恒为正。

2. 中间层校正

消除水准面与大地水准面或基准面 间还存在着一个水平物质层 的影响就是中间层校正。

由于地壳每增厚 1m ，重力增加约 0.419σ g.u，

当测点高于大地水准面或基准面时，Δh 取正，反之取负。我国和世界大多数国家都取中间层密度值σ为 2.67g/cm３。

3. 高度校正

地面每升高 1m 重力减小约 3.086g.u.，所以高度校正值 Δg高为：

当测点高于大地水准面或基准面时， Δh 取正，反之取负。

高度校正和中间层校正都与测点高程 Δh 有关，因此常把这两项合并起来，统称为布格校正。以 Δg布表示：

4. 正常场校正

在大面积测量中，各测点的正常场校正值可直接由正常重力公式计算。

小面积重力测量只作正常场的相对纬度校正。

第 5 节 重力异常正演

一、地球物理正演和反演

正演问题:

在地球物理勘探的理论研究中，根据地质体的形状、产状和物性数据，通过理论计算、模拟计算或模型实验等方法，得到地球物理场异常的理论数值或理论曲线，统称为正演问题。

简单地说，正演问题就是在给定地下特征和特定的物理模型的前提下确定所能记录到的数据。

反演问题：

根据观测数据推断地下特性的工作称为反演问题。

反演可以看成一种方法，借助于这种方法，人们可以获得精确描述所观测到的数据集的地下模型。

二、简单规则形体重力异常正演计算

1、 球体 (点质量)

异常分布的基本特征:

(1) 在 x=0 （即原点）处，异常取得极大值为

(2) 异常相对原点为对称分布

当 x→±∞ 时， Δg→0 。

(3) 在平面上，由对称性可知，其异常等值线为一簇以球心在地面投影点为圆心的许多不等间距的同心圆。

典型的球体重力异常 Δg 特征显示：

①在实测重力异常平面图中，近于圆形或长短轴差别不大的近椭圆形异常，多半是近于球形地质体产生的；

②在同一地区，异常愈尖锐，范围愈小，则该地质体的埋深会越小，反之则会更深些。

2、 水平圆柱体（水平物质线）

Δg 剖面图来看与球体类似，但平面图则完全不同，它是一组不等间距的平行直线，中间异常值最大，两边异常值小。当 x=0 时，可得:

第 6 节 重力异常的转换处理

一、重力异常的分类

重力异常可分为区域异常和局部异常。

区域异常：

分布较广的中深部地质因素引起的重力异常，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。

二、重力异常的迭加和分离

当球体的剩余密度为负时，异常的水平梯度值小于单斜异常的水平梯度时，叠加的异常不可能形成圈闭，平面等值线只是向异常的降低方向扭曲。

当球体异常的水平梯度大于单斜异常水平梯度时，在球体异常中心附近部位才能形成小的圈闭。

当球体的剩余密度为正时，叠加后的异常等值线是向异常升高的一方扭曲。

三、平均场法

在一定剖面或平面范围内的区域异常可视为线性变化，因而该范围的重力异常平均值可作为其中心点处的区域异常值；求平均异常时所选用的范围应当大于局部异常的范围。

四、趋势分析法

趋势分析法是目前重磁资料数据处理中常用的方法，参数选择恰当时，可以获得比较理想的分场效果。

以一个一定阶次的数学曲面来代表测区内异常变化的趋势，并以此趋势作为区域场来看待，从布格重力异常中减去这一区域异常，即获得测区内的局部异常。

五、空间域解析延拓法

根据观测平面或剖面上的重力异常值计算高于（或低于）该面上异常值的过程称为向上（或向下）延拓。

由于重力异常值是与场源到测点距离的平方成反比，因此对于深度相差较大的两个场源体来说，进行同一个高（深）度的延拓，它们各自的异常减弱或增大的速度是不同的。 进行上延计算时，由浅部场源体引起的范围小、比较尖锐的“高频”异常，随高度增加的衰减速度比较快；而由深部场源体引起的范围大的宽缓的“低频”异常，随高度增加的衰减速度比较慢。

因此，向上延拓有利于相对突出深部异常特征。

进行下延计算时，由浅部场源体引起的“高频”异常随深度增加（高度减小）的增大速度比较快，而由深部场源体引起的“低频”异常其增大速度比较慢。

因此，向下延拓相对突出了浅部异常。

第 3 章 磁法勘探

第 1 节 概 述

一、磁法勘探

磁法勘探是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。

二、 分类及应用

就工作环境而言，磁法勘探可分为：

航空磁测；

地面磁测；

海洋磁测；

井中磁测四类。

第 2 节 地球的磁场

存在于地球周围的具有磁力作用的空间，称地磁场，它是由基本磁场 ( 主磁场 ) 、变化磁场和磁异常三部分组成。

一、主磁场

主磁场占地磁场的 95% 以上，主要由地核内电流的对流形成。它是相对稳定的，但也存在着一种极为缓慢的变化。

1、地磁要素

地磁要素：

地磁场总强度T，水平强度H，垂直强度Z，X和Y分别为H的北向和东向分量，D和I分别为磁偏角和磁倾角。

二、变化磁场

变化磁场可以分为两类：

一类是连续出现的，比较有规律且有一定周期的变化；

另一类是偶然发生的、短暂而复杂的变化。

前者称为平静变化，后者称为扰动变化

1. 平静变化：

来源于电离层内长期存在的电流体系的周期性改变。

2. 扰动变化：

扰动变化包括磁扰 ( 磁暴 ) 和地磁脉动两类，是由磁层结构、电离层中电流体系及太阳辐射等的变化引起。

三、磁异常

磁异常：在消除了各种短期磁场变化以后，实测地磁场与作为正常磁场的主磁场之间仍然存在着的差异。

或者说，磁异常是地下岩、矿体或地质构造受到地磁场磁化以后，在其周围空间形成、并叠加在地磁场上的次生磁场。

第 3 节 地磁场解析表示

一、地心偶极子磁位

对磁轴与地球旋转轴一致（地心偶极子），地面上任一点的磁位为

二、地磁场的正常梯度

对地心偶极子的正常梯度场，沿子午线方向的梯度场:

第 5 节 磁测的野外工作方法

地磁场的日变观测

在高精度磁测时必须设立日变观测站，以便消除地磁场周日变化和短周期扰动等影响，这是提高磁测质量的一项重要措施。

日变观测站，必须设在正常场（或平稳场）内，温差小、无外界磁干扰和地基稳固的地方，观测时要早于出工的第一台仪器，晚于收工的最后一台仪器。

第 6 节 磁异常的正演

一、有效磁化强度矢量

Ms 为 M 在 XOZ 面的投影（分量），称为有效磁化强度矢量；

is 为 Ms 的倾角，即 Ms 与 OX 轴间夹角，称为有效磁化倾角；

二、总磁场强度异常

地磁场总强度 T 减去正常地磁场后得到总磁场异常 △T 。

△T 与 Ta 的关系

磁异常总强度矢量 Ta是磁场总强度 T 与正常场 T0 的矢量差，即：

而 △T 是 T 与 T0的模量差，即：

三、球体的磁场

在东西剖面内is=90°，有效磁化强度 Ms 垂直向下，这时球体在剖面内被垂直磁化。

四、水平圆柱体的磁场

当is=90°，xoz面即水平圆柱体为南北走向时，由上式可得：

五、规则磁性体与磁异常关系

1. 磁性体与其磁场平面分布的对应关系

单个磁性体磁异常的平面等值线形状大体可分为三种：长带状、等轴状和椭圆状。 如：球体的等值线为等轴状；

二度板状体和水平圆柱体等的等值线为长带状；

有限长水平圆柱体和板状体的异常为长椭圆状。

磁异常轴的方向一般反映地质体的走向。

根据等值线的形状，把磁性体区别为二度体异常和三度体异常。