磁异常定量解释的方法有哪些

‘壹’ 激电异常的定量解释方法

为了对经评价后的有意义异常进行定量解释，除上面讲过的半定量方法，如利用异常曲线的特征点求埋深和利用剖面曲线或断面等值线的不对称性判断极化体的倾向外，这里我们再介绍几种能更进一步对激电异常作定量解释的方法。

（一）类磁选择法

类磁选择法是一种适用于对中梯装置的激电异常作反演的定量解释方法。实际上它是一种正演计算方法，当不断改变模型使正演结果与实测异常有最佳拟合时，便可给出反演结果。

1.体极化电场的积分计算法

我们知道，体极化可看成许多电流偶极子的体分布。现在考察一个极化强度为P的体积单元dv如图2-2-82（a）所示。按P的定义，此体积单的等效电流偶极矩p=Pdv，若极化体和围岩电阻率相同（ρ₁ =ρ₂），则它在极化体外任意点N产生的激电二次场之电位dU₂ ，可按电流偶极子在全空间中的电位公式写出：

地电场与电法勘探

图2-2-82 体极化二极场（a）和磁场（b）的类比

设围岩不极化（η₁ =0），则极化体外N点的二次场仅为极化体V在该点所产生，其电位可由（2-2-38）式的体积分求出：

地电场与电法勘探

上式适用于全空间条件，但实际上激电法多在地面观测。设N点在水平地面上，当用简单加倍的镜像法近似考虑地面影响时，则N点的二次场电位：

地电场与电法勘探

对于大极距的中间梯度装置，可近似看成极化体受水平均匀极化（P=常数）。于是，“综合电极化参数”：

地电场与电法勘探

可从（2-2-39）式的积分号中提出，则二次电位：

地电场与电法勘探

二次场沿地面（x方向）的电场分量：

地电场与电法勘探

（2-2-41）和（2-2-42）式便为用积分法计算体极化二次场的基本公式。它在形式上较简单，但除少数简单形状的极化体之外，一般说，用解析法计算式中的体积分并非易事。不过，上述公式与磁化体磁异常的计算公式类似，故可用电磁类比方法计算激电异常。

2.电磁类比

根据磁法勘探的正演理论，磁极化强度为J_x的水平均匀磁化磁性体V，在其外N点（图2-2-82（b））产生的水平磁异常，可用体积分表示为

地电场与电法勘探

对比（2-2-42）和（2-2-43）式得：

地电场与电法勘探

由于J_D/J_x为负值常数，如图2-2-82 所示，故上式表明，中梯装置激电二次场E_2x的剖面曲线，与水平磁化的水平磁异常有相同的形状，只是差一个负的常系数。

将极化强度P的定义式和（2-2-40）式代入（2-2-44）式得：

地电场与电法勘探

若极化体的极化不强，可近似地将极化体内的总场电流密度j视为与N点的总场电流密度j_x相等，则N点的总电场强度：

地电场与电法勘探

将（2-2-45）与（2-2-46）式相除，则得N点的视极化率：

地电场与电法勘探

这便为激电法中梯装置η_s异常与水平磁化的水平磁异常之类比关系式。η_s和的异常形状相同，但差一个负的系数。

若地球物理条件是二维的，则根据磁法勘探理论，水平磁化的水平磁异常，与按磁极化强度J_z作垂直磁化的垂直磁异常ΔZ^⊥间有关系：

地电场与电法勘探

故得激电中梯η_s异常与垂直磁化的垂直磁异常ΔZ^⊥间的类比关系式：

地电场与电法勘探

图2-2-83 豫南某铜矿18勘探线物探-地质成果图

由于在现有的磁法勘探理论中，垂直磁化的垂直磁异常ΔZ^⊥研究得较多，故（2-2-48）式较（2-2-47）式更适用。

任意截面形状的二维极化体上激电异常的计算方法如下：

任意截面形状二维磁性体的ΔZ^⊥，可通过“米科夫量板”读数后，按下式算得：

地电场与电法勘探

这样通过不断修改给出的地电模型进行反复计算，直至计算结果与实测数据达到最佳拟合时为止。此时该经过选择后的最终模型即为所要求取的反演结果。

现以河南某铜矿为例来说明类磁选择法的反演解释效果。

该矿为一与细碧角斑岩系有关的黄铁矿型铜矿，属中低温热液充填型。最初发现的L₉和L₁₀两矿体，近地表部分已被古人开采，并多被矿渣覆盖，使地面地质与化探工作遇到困难。要求物探配合。矿区内地形切割大，大多数矿体埋藏于潜水面以下，故自电和电阻率法效果不佳。但矿体及其周围的黄铁矿化近矿围岩能形成明显的激电异常，而该区又未发现其他激电干扰因素，所以用激电法作为该区普查找矿的基本方法。

在该区投入面积性激电（中梯）工作的结果，除在已知矿（L₉和L₁₀）上得到明显异常，并成功地追踪和圈定其范围之外，还在其南边发现了与之平行的低缓异常。考虑到该区不存在其他干扰，推断为深部盲矿体所引起。异常检查钻在穿过L₉和L₁₀之后，于深部打到了L₈和L₁₂两上新矿体，初步验证了激电所推断盲矿体的存在。盲矿体的发现扩大了该矿床的远景。为了确定该盲矿体的位置和空间形态，对18勘探线的纵向中梯η_s曲线做了类磁选择法解释，所得结果示于图2-2-83。从图上可看出。推断的矿体（包括矿化围岩）截面与钻探结果吻合得很好。

但应指出，类磁选择法是有条件的。其应满足的条件是：①极化体和围岩电阻率相同；②围岩不极化；③地表水平；④水平均匀极化等。当围岩极化率η₁≠0时，若用η_s-η₁代替η_s，用η₂-η₁代替η₂（极化体的极化率），则电磁类比关系仍能近似成立。由于上述①和③两个条件一般不易满足，故应用时应当慎重。

（二）利用点测深料作定量解释的方法

为了利用点测深资料对极化体的埋深、产状等作定量解释，现介绍可用计算机完成的几种作图解释方法（柯马罗夫B A，1994；李金铭等，1997；陈本池等，1998）。

1.确定极化体中心埋深的相对强度法

为了说明相对强度法的解释原理及作图方法，我们先来回顾一下在上一节提到的圆弧交汇法。

对埋藏球体主剖面上固定点源测深（FPS）法视极化率η_s曲线的理论研究结果表明，由供电点A到曲线极值点K的距离，近似等于由供电点A到球心的距离。因此剖面上若有两个以上供电点时，当分别以每个供电点为中心，以其到相应曲线极值点的距离为半径画圆弧，则由这些圆弧的交点便可确定球体的中心位置和深度。这就是所谓的圆弧交汇法。

为了对观测剖面通过的断面用计算机进行解释，在圆弧交汇法基础上提出的相对强度法，可作为确定极化体中心深度的另一种方法。其具体做法如图 2-2-84 所示。断面被网络化后，首先对各节点上的η_s值求和进而计算出它们的平均值-η_s=Σn 1 η_s/n（n 为观测剖面上的供电点数）。关于各节点的 η_s取值可按图2-2-84 所示通过作图方法完成。这里应注意，凡在供电点左半断面上的节点，均由η_s左支曲线的地面实测值确定；而在供电点右半断面上的节点，则均由η_s右支曲线的地面实测值确定。有了各节点的平均值后，再找出断面上的最大平均值，然后用去除以各节点的，最后便得到了各节点的相对强度值（类似地可求出各节点视电阻率的相对强度值。但对低阻体而言，应用最小平均值去除以各节点的平均值）。依次按一定间隔在断面上画相对强度等值线，并根据最大相对强度异常位置，来确定极化体的中心深度（对低阻体来说，视电阻率应为最小相对强度异常位置）。由图2-2-85（b）给出的球体上的解释结果可以看出，在所论条件下，视极化率η_s的相对强度异常中心与埋藏球体的中心十分吻合。

图2-2-84 相对强度法的作图示意图

图2-2-85 低阻极化球体主剖面上FPS法η_s理论曲线定量解释图（h₀/r₀=2）

2.确定极化体倾斜方向的积分参数法

为了确定具有一般产状（非直立或水平）脉状体的倾斜方向而提出的所谓有积分参数法，其主要依据是，当外加电流场的方向与倾斜良导极化体的长轴方向一致时，在倾斜一侧的η_s和ρ_s异常曲线与横轴所夹面积为最大。因此对FPS法来说，若将观测剖面上每个供电点测得的左、右两支曲线，分别求出它们沿测线的积分值（我们用符号表示），则根据积分值大小的相对变化便可确定极化体的倾斜方向（每条曲线的积分值，可通过对各测点之η_s观测值的求和取得）。

积分参数的表示和作图方法见图2-2-85中的（c）和（d）图。（c）图中的两条曲线，分别代表各供电点之左积分值和右积分值的连线。曲线交点反映了相对强度异常中心在地面的投影位置。交点两边的曲线是否对称，可反映极化体的产状。（d）图中两条花瓣形曲线称为速矢端线，它是由相对强度异常中心向各供电点引放射线，并在每条射线上用一定比例的线段长度代表相应的左积分和右积分值，然后分别将其连接而成。根据放射线上两条曲线的不对称性可指明极化体的倾斜方向。

3.确定极化体上界面位置及轮廓的微分参数法

基于η_s和ρ_s曲线的微分特性与埋藏体的上部边界有着密切关系，因此为了确定埋藏体上界面位置及轮廓，提出了所谓微分参数法。其具体做法是，先计算η_s，ρ_s曲线沿观测剖面的方向导数（dη_s/dL，dρ_s/dL），并找出其最大值。然后分别以各供电点为中心，以其到各自导数最大值点的距离为半径画圆弧，由诸圆弧的环绕线便可大致勾绘出埋藏体的上界面位置及轮廓［见图2-2-85中的（e）图］

图2-2-86给出了一个倾斜铜板上的水槽模型实验结果。由图可见对非等轴状极化体而言，定量解释效果还是比较好的。

图2-2-86 倾斜铜板主剖面上FPS法η_s实验曲线定量解释图

图2-2-87 五层水平地层温纳装置激电测深ρ_s和η_s曲线

（三）极化水平层的一维反演方法（李金铭等，1994）

对极化水平层而言，为了求取层参数所采用的方法与电阻率测深的一维反演方法相同。通常仍采用最小二乘意义下的最优化法，只是这时需

通过等效电阻率法将ρ换成=ρ_i/（1-η_i）后，由η_s=即可求出η_s的反演结果。图2-2-87给出了电阻率断面为 HKH（ρ）型，极化率断面为KHK（η）型的五层模型温纳测深ρ_s和η_s曲线。

反演结果列于表2-2-3。

由表2-2-3中的反演结果可以看出，在所给初值偏离真值较大（≥50%）情况下，仍能得到比较满意的结果。

表2-2-3 五层理论模型反演结果

（四）视极化率资料的二维反演方法

利用视极化率资料求取断面极化率分布的二维反演方法与前述视电阻率资料的二维反演方法相同，通常也是采用最小二乘意义下的最优化法。只是这时也需通过等效电阻率法来求得η_s的反演结果。

图2-2-88给出了一个山谷地形下有两个电阻率和极化率不同的均匀棱柱体时，由η_s拟断面数据来反演断面极化率分布的反演结果（阮百尧等，1999）。装置采用偶极-偶极，正演采用点源二维有限元法（带地形）。由图中极化率的断面反演结果可以看出，极化率的高值区较好地反映了两个极化体a和b的空间位置。

图2-2-88 偶极-偶极装置激发极化法数据二维反演

最后指出，近年来推出的视电阻率和视极化率二维人机联作的反演解释软件，以可视化方式实现了在计算机屏幕上显示并修改地电断面和计算结果的功能。这对已掌握一定先验资料情况下的异常解释，有其较大优势（王华军等，2000）。

‘贰’ 关于磁异常

中国人最先发明了指南针，其本质是说中国人最先发现并利用了地球磁场的存在。地球的磁场不仅驱动着指南针，也使地球上的某些岩石在它形成的年代被磁化，人们通过研究不同岩石的磁性和测量岩石的形成时期，即可了解岩石的原始时代、所处位置和当时的地磁极性，进而为研究海底扩张速率、地球膨胀数据，板块移动速度等等提供了依据。

当沉积颗粒在下沉时和熔岩流冷凝结晶过程中被磁化的同时，也记录了地球磁场的变化。当这些沉积颗粒和矿物晶体中的原子团的定向排列完成后，此时此地的地磁极性与磁倾角等参数就被固化在岩石矿物中，即使经过了岁月的更迭和大陆的运移，岩石所记录的当时当地的古地磁数据仍将被保留着。由于现今位置的地磁场与古地磁场存在着明显的差异，所以，在排除这些现代数据后，岩石所在的大陆的古地磁（即磁异常）资料就显现出来，人们利用这些古地磁数据便有可能确定地史时期中地球磁极的相对位置。在理想条件下，确定岩石磁化时的磁倾角和磁偏角是可以的，但由于地磁场的对称性，岩石的古经度不能被确定，不论古地磁极性是否给定，岩石的古经度始终不清楚。所以，人们利用古地磁资料，大多用以恢复岩石所在大陆的古地球纬度和古地磁极所在位置；如果给定地球磁极，则各个大陆不同时期的古纬度值分布图可反映大陆的运移方向和路径；如果给定大陆，则该大陆在不同时期的古地磁极点的连线即为一条极移轨迹（见图4-32）。

图4-32南美洲的古地磁分析结果（据Creer,K.M.1965）

（a）假如南极固定；（b）假如南美洲固定

瓦因和马修斯对磁异常资料给予地磁极性反转新的解释，赋予了海底扩张新的活力。在促使地质学家和地球物理学家们相信海底曾经扩张，板块曾经运动，大陆曾经与被磁化的岩石一起运移等方面，磁异常起了十分重要的作用。

人们利用磁异常资料，作出全球各大洋的海底磁异常条带图，再利用放射性年龄测定方法，将从海底取来的岩石进行年代测定，形成了洋底磁异常条带图。

由于放射性同位素年龄测定法存在着±5%的误差，一块年龄为2Ma的岩石，测定后误差值达到±10×10⁴a，一块1000×10⁴a的岩石，误差约为±50×10⁴a，因而，年龄越老的岩石误差值越大，当误差值大于一个极性期，无疑会给那些时代相同但极性相反的岩石极性区别带来困难。较为精确的磁场反向年龄（以及海底扩张速率）只能回溯约5Ma，因为测定陆上熔岩流的同位素年龄的精度不超过5Ma。所以，目前的许多资料，大都是简单地以近500×10⁴a的年龄资料确定的海底扩张速率来代表更长期的速率，将各大洋更老的正、反地磁幕建立起相关关系，并确定其年龄。

图4-33是地球物理学家根据海底磁异常建立起来的磁性地层剖面，它相当于地质学家们根据一个地区的地质资料建立的标准地层柱状剖面，剖面揭示地球上找不到比晚侏罗世更老的洋壳，预示着全球各大洋底曾经发生过全面的更新。

由此人们测定获得了大西洋、印度洋、太平洋等海底年龄图（如图4-34）。

根据磁性年代剖面和海底年龄图，可以获得近5Ma不同洋底的扩张速率（如图4-35）。为分析近代海底扩张提供了依据。

洋中脊的磁异常条带图是由一系列与中轴近于平行的不同地区不同编号条带组成的图件，不同编号的条带具有不同的时代和极性，它是完全以磁异常方式绘制的海底年龄和断层平面图。

图4-33晚白垩世至今的磁性地层柱状图

黑色为正常极性期，空白为反向极性期

图4-34大西洋海底年龄图（据普雷斯，1982）

综上所述，利用这些图件资料说明地球的膨胀运动，目前仅能定性地提供理论方法，具体的可直接供量化的图件应审慎挑选，因为这些图件完全是从海底扩张说的角度编制，在遇到问题时不可避免地受其学说的牵制进行数据的取舍。另外，年龄测定方法存在的误差传播，也不可能被完全消除。

‘叁’ 重、磁资料解释方法与技术

重磁资料的地质解释就是依据重磁异常的分布特征，勘探地区岩（矿）石的物性参数和地质条件，说明引起异常的地质原因，做出结论。

3.7.1 重、磁资料地质解释的内容、方法、步骤

3.7.1.1 重、磁资料的预分析

为保证资料完整、可靠和便于解释，在解释前应分析以下条件和因素。

1）分析与检查用于解释的基础资料——重磁异常，是否满足在允许的误差范围内按需要的详细程度测得所研究地质因素产生的异常，即分析重磁测量的精度、测网的形状和密度是否合适，异常是否可靠，这是能否取得好的地质效果的前提条件。

2）要研究和分析在一个工区内，不同研究对象引起的重磁异常之间，以及研究对象与非研究对象（或干扰因素）所引起的重磁异常之间，是否具有反映其特征的差异。如果这种差异存在，则应有目的地选用相应的数据处理方法将不同研究对象产生的重磁异常区分开来，同时消除或压制干扰体产生的异常，这样可以获得较为单一的地质因素引起的有效（目标）异常，以利于做出正确的地质判断。

3）对异常的解释一般是从“读图”或异常的识别开始，先把握全局，再深入到局部。即首先对异常进行分区或分类，分析各区（类）异常特征与区域地质环境可能的内在联系，在此基础上，进一步对各区内局部异常形成的地质因素做出合理解释。

4）对异常的解释应遵循从已知到未知的原则。相近的地质条件产生的异常具有相似的特征，尤其是在对局部异常的解释中，利用一口钻井资料或一条地震剖面资料作控制进行解释后，将获得的成功经验推广到周围条件相似地区的异常中去，可获事半功倍的效果。

5）要充分收集、分析、利用工区内地质、钻井、物性及其他物（化）探资料，尽可能增加已知条件或约束条件、限制反问题的多解性。

3.7.1.2 重、磁异常的处理与转换

重、磁异常的处理与转换是重、磁解释理论的一个重要组成部分。

在重、磁异常正反问题的讨论中，为简单起见，对讨论的问题作了假设，如地质体形状规则，密度或磁化均匀，单一形体，观测面水平等等。建立了地质模型与其重磁异常特征之间的关系，从而建立起一套解释的理论。然而实际情况却往往与这些理论假设有很大的差别。如果直接使用上述方法对控制异常进行解释就会有困难，或导致不正确的结论。

我们所获得的重、磁异常，包含了从深部到地表的所有密度不均匀体、磁性不均匀体的影响，是一个叠加异常；不同地质因素引起的异常无论是从幅度、分布范围、变化快慢等特征看均有所不同，因而其包含的信息量是很大的，但不同因素引起的异常的叠加，又给人们在识别、区分和研究上带来了巨大的困难。因此将叠加异常分解为孤立异常，或者突出某些异常、压制另一些异常，成为重磁异常处理与转换的一个主要的组成部分。

在重、磁勘探中一般只能获得Δg、Z_a、ΔT等量，有时为了使实际异常满足解释的需要，需要进行分量的转换，如由Z_a推算出H_ax，由Δg推算出V_xz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。

实践证明，磁异常的处理与转换对于提高解释推断的效果是很重要的，随着重磁测量精度的不断提高，实测异常中包含的可靠信息量也不断增加，如何有效地提取和利用这些信息，已成为重磁异常解释理论研究的重要课题。

重、磁异常转换和处理的方法很多，各种方法有各自的特点和作用，同时又有各自特定的适用条件，不能盲目使用。应当认真分析重磁异常特征，测区内物性，地质情况及所要解决的地质问题，合理选择处理方法。重磁异常的处理、转换只是一种数学处理加工，它能使资料中某些信息更加突出和明显，但不能获得观测数据中不包含的信息，因此在应用各种方法时必须注意到实际资料的精度和处理方法本身的精度。

重、磁异常数据处理与转换，既可在空间域进行，也可在频率域进行，以下就各种方法的目的、意义作一简单介绍，方法的理论根据、实施步骤，可参阅有关书籍。

（1）数据的网格化

在实践中，由于某些客观原因，在某些测点上不能实现测量，从而造成测点分布的不均匀。因此，必须由不规则网格上的实际数据换算出规则网格节点上的数据，此过程即为数据的网格化。

数据网格化的实质是对不规则数据点进行插值，通常采用二元拉格朗日插值多项式计算。

（2）异常的圆滑

由于测量误差，各项改正的误差以及近地表的随机干扰，常使异常曲线呈现无规律的锯齿状。在解释前，必须进行圆滑处理，常用方法为最小二乘圆滑法。

（3）解析延拓

由水平面（或水平线）上的观测异常计算场源外部的异常，称为异常的解析延拓。其中计算上半空间（或上半平面）异常称为向上延拓，反之称为向下延拓。向上延拓利用位场上半空间第一边值问题的解，即（1.1-58）与（1.1-59）式，加以求解，以二度磁性体ΔT异常为例，其上延公式为：

勘查技术工程学

向下延拓则采用插值多项式推导下延公式。

向上延拓的主要作用是突出深部较大地质体异常，压制浅部、较小地质体异常。向下延拓则可突出浅部地质体异常，也可区分水平叠加异常。

（4）分量转换

在重力勘探中一般只能测量Δg，磁法勘探中一般测量ΔZ、ΔT。在异常解释中有时需要其他量，这时需进行分量的转换，例如由ΔZ推算H_ax，由Δg推算出V_xz；有时为了使异常的解释更加简单、容易，也要进行磁化方向的转换，如将ΔZ 转化为，或者将 Z _a 转化成顺层磁化 Z″_a，H″_ax。

（5）异常的导数计算

重磁异常的导数广泛用于解释，同时有时为了突出浅部异常，区分水平叠加异常，经常要进行异常的导数计算，如用Z_a计算V_xz，V_zz等。

（6）区域场与局部场的划分

区域场与局部场是个相对的概念。通常，区域场为深部地质因素引起，局部场为浅部地质因素引起，为单独研究区域场或局部场，必须将它们从实测的叠加场中划分出来，常用的方法有图解法、平均场法及趋势分析法等。

3.7.1.3 异常的定性解释

定性解释包括两方面的内容：一是初步判断引起异常的地质原因，其次是大致判断地质体的形状、产状及范围。在地球物理勘探中，将直接寻找的对象称为目标物，将最终寻找的对象称为目的物。例如，用重力勘探配合磁法勘探找磁铁矿目标物就是目的物；而在油气田区目标物不是目的物，而是与矿产赋存位置有关的地质因素（包括火成岩、地层和构造等）。因此，异常的定性解释就是确定目标物是否存在、推断其赋存状态，对目的物存在可能性大小作出判断。

由于地下地质情况的复杂性，利用一种地球物理方法所获得的资料判断其产生异常的地质原因往往很困难，有时甚至是不可能的。考虑到研究对象往往具有多种物理性质，对多种地球物理方法所获得的资料进行综合分析有可能较精确地确定引起异常的地质原因。因此，只要方法使用得当，就能取得较好的地质效果。

3.7.1.4 异常的定量解释

定量解释通常在定性解释的基础上进行，其结果又往往可以补充解释的结果。它们之间无严格的界限，二者相辅相成。定量解释就是依据反演所得到的地质体的空间位置，几何参数和物性参数，进一步判断引起异常的地质原因；提供岩石（地层）或基底的构造、倾角和厚度在平面或剖面上的变化，以便推断地下地质构造；提供地质体在平面上的投影位置及地质体的深度、倾向等，以便合理布设钻探工程。

3.7.1.5 地质结论和图示

地质结论是异常解释的成果，也是重磁工作的最终成果。它是重磁资料所反映地质情况的简要概括或归总，也是由定性解释、定量解释与地质规律相结合而作出的地质推论，要注意的是，该地质结论不一定与地质人员的推论相同。

地质图示是重磁工作成果的集中表现和形象描述。重磁工作成果应尽可能以推断成果图的形式表示，如地质剖面图、地质略图、推断构造纲要图和矿产预测图等。

‘肆’ 磁异常的定性与定量解释

（一）磁异常的定性解释

磁异常的定性解释包括两个方面的内容：一是初步解释引起磁异常的地质原因；二是根据实测磁异常的特点，结合地质特征运用磁性体与磁场的对应规律，大体判定磁性体的形状、产状及其分布。

对磁异常进行地质解释的首要任务是判断磁异常的原因。对找矿来讲，就是要区分哪些是矿异常，哪些是非矿异常。实际工作中，由于地质任务和地质条件的不同，定性解释的重点与方法也不同，但一般都从以下几个方面着手。

（1）将磁异常进行分类。根据异常的特点（如极值、梯度、正负伴生关系、走向、形态、分布范围等）和异常分布区的地质情况，并结合物探工作的地质任务进行异常分类。例如，普查时，往往先根据异常分布范围，把异常分为区域异常和局部异常。区域异常往往与大的区域构造或火成岩分布等因素有关；局部异常可能与矿床和矿化、小磁性侵入体等因素有关。为了弄清每个异常的地质原因，对区域异常可结合地质情况，再分为强度大且起伏变化的分布范围也大的异常，异常强度较小而变化小的大范围分布的异常等；对局部性异常，可结合控矿因素等分为有意义异常和非矿异常等。

（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，根据岩（矿）石磁性参数，对比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，是为了结合岩石磁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。

（二）磁异常的定量解释

定量解释通常是在定性解释基础上进行，其结果常可补充初步地质解释的结果。定性和定量解释两者是相辅相成的，并无严格的分界。定量解释的目的在于：根据磁性地质体的几何参量和磁性参量的可能数值，结合地质规律，进一步判断场源的性质；提供磁性地层或基底的几何参量（主要是埋深、倾角和厚度）在平面或沿剖面的变化关系，以便于推断地下的地质构造；提供磁性地质体在平面上的投影位置、埋深及倾向等，以便合理布置探矿工程。

定量解释方法的选择，应选那些简单、方便、精度高，适用范围广，有抗干扰能力，前提条件少，能自动检验或修正反演结果的方法。

‘伍’ 磁测数据的处理与解释

（一）磁测数据的处理

在环境与工程测量中获得的磁测数据的处理与解释方法与矿产勘查中数据处理与解释方法基本相同。数据处理大体上可分为滤除干扰的一般处理和提取信息的专项处理两类。一般处理的目的在于滤除干扰，得到能客观反映磁场面貌特征的基础图件。专项处理的目的在于尽可能多地提取有效信息，或改变异常形式，以便于解释及与地质等综合信息的对比分析。

专项处理方法大致分成三类：

1）位场转换处理方法，如化极处理、磁重转换等。

2）突出“平缓场”弱变化的处理方法，如自适应滤波、互相关滤波等。

3）划分区域场与突出局部异常的方法，如上、下延拓，求导与积分，匹配滤波等。

需指出的是，上述处理方法的应用应根据实际情况进行取舍。

另外针对某些特殊情况，常用以下与高精度磁测相匹配的数据处理技术，避免处理精度不够对有用信息的损失。

1.磁异常弱信号提取技术，增强异常分辨能力

在利用磁异常进行地质问题调查中经常会遇到有用异常被干扰所淹没而难于分辨，所以弱异常的提取在磁异常解释中具有十分重要的意义。由于有用异常经常与干扰频率相近，所以采用统计方法可能更合适。如采用最佳检测系统与自调节滤波提取弱信号等。

2.航磁低纬度化极与变磁倾角化极

为解决航磁低纬度化极的不稳定性问题，人们研究了许多方法，综合起来可分为两类：一类是频率域方法；另一类是空间域方法。比较起来，频率域方法计算速度较快，但化极精度不够高。空间域方法精度较高，但由于涉及求解大型方程组问题，只能处理小面积数据，实用性差，近年来对空间域方法做了进一步改进，但在提高速度的同时也降低了精度，总的来说这类方法速度提高很有限。对于频率域方法提出了各种改进措施，这些方法在一定程度上使低纬度化极效果得到改善，但其精度仍有待提高，所以简便高精度的低纬度化极方法仍是今后需要研究的问题。

当航磁测区南北方向跨度大时，全区按一个磁倾角处理就会产生较大误差，所以必须考虑按实际地磁倾角变化的变磁倾角化极。目前在频率域解决此问题的途径有两种：一是把全区磁化倾角变化做统一处理的全变倾角化极；二是把测区划分为若干条带的小区，小区内地磁倾角取平均值，而后依次用每一小区的磁倾角对全测区数据做化极，最后将各带的处理结果拼接起来得到分带变倾角化极。由于全变倾角化极中对倾角变化规律的简化和分带化极的拼接处理等都将影响结果的精度，进一步研究高精度实用的变倾角化极方法仍是十分必要的。

3.磁异常曲面延拓

位场曲面延拓，对中高山区磁场的解释特别重要。国内外专家已提出过多种基于等效源层（空间域）曲面位场延拓方法。实际工作中由于磁测数据量大，特别是航磁在处理大量数据时常要花费大量计算机时，遇到分块处理拼图造成的不够精确等问题，因此这些方法还不便在生产实际中推广应用。在频率中研究快速实用的曲化平方法是一个有前景的方向，将位场表示为泰勒级数谱，采用迭代法逐次逼近求出平面上的场值。平面可以通过起伏面，但只有当延拓高度较小时才适用。

4.不同深度磁场的划分

为了提高磁场的垂向分辨率，研究沿深度的分场方法具有十分重要的意义。虽然目前已有匹配滤波、正则化滤波、补偿圆滑滤波等多种方法，但所得结果还不能与深度有定量的对应关系，可采用适合位场特点的小波变换方法以及深度滤波方法。

（二）磁异常的推断解释

磁异常的解释比较复杂，因为磁异常形态取决于诸多因素，如物体的几何形态、物体所处位置上的地磁场方向、组成物体岩土的磁化方向、相对于物体轴向的测线方位等。因此，在解释磁异常时，要特别注意分析磁异常的平面特征和剖面特征。磁异常反演可以采用比较成熟的一些反演方法，如特征点法、切线法、梯度积分法、矢量解释法、线性反演法等。

1.几种简单形体的磁异常特征

（1）柱状体的Z_a曲线特征

在自然界中的火山颈、筒状体等均可看作为柱状体。在北半球向北倾斜的柱状体基本上都是顺轴磁化，磁化方向由柱顶指向柱底，即柱顶为负磁极，柱底为正磁极，其他地方无磁极分布。当柱体截面积很小并向地下延深较大时，柱底正磁极在地表产生的磁场可以忽略，这时就相当于一个负点磁极（单极）产生的磁场。在通过正上方的剖面上，Z_a曲线的特征如图4-3（a）所示。由图可见在柱顶上方出现Z_a极大值，曲线两侧对称，且向两侧逐渐减小，远处趋于零，但不出现负值。柱顶上方的Z_a平面等值线特征是以柱顶在地面投影为圆心的一系列同心圆，如图4-3（b）所示。若柱体延深有限（双极）或斜磁化时，Z_a曲线呈不对称状，且在倾斜一侧，或在产生正磁荷的一侧出现负值。

图4-3 柱状体的Z_a曲线异常

（2）球体的Z_a曲线特征

自然界中的囊状体、透镜体、充有磁性矿物的溶洞都可以近似看作为球体。一个均匀磁化球体的磁场等效于一个磁偶极子的磁场。图4-4和图4-5分别为垂直磁化和倾斜磁化Z_a异常曲线图及断面上磁力线的示意图。垂直磁化的Z_a异常曲线呈对称状，极大值在球心正上方，两侧逐渐减小，且出现负值，远处趋于零。球顶上的平面Z_a等值线形状是以球心在地面投影为圆心的一系列同心圆，中间部分为正值，外围等值线为负值。斜磁化的Z_a异常曲线呈不对称状，两侧负值不相等，当磁化强度向右下倾斜时，Z_a极大值向左移，右侧负值幅度较大。其等值线形状倾斜侧变密，另一侧变疏。

图4-4 垂直磁化球体的Z_a曲线

图4-5 倾斜磁化球体的Z_a曲线

（3）板状（脉状）体的Z_a曲线特征

自然界中的层状体、脉状体都可近似地看作为板状体。当板状体的顶面埋深小于上顶面宽度时，为厚板，反之为薄板，薄板和厚板的磁场特征基本类似。当M的方向与层面平行时，称为顺层磁化，斜交时称为斜磁化。

当板状体无限延深且顺层磁化时（单极线），主剖面上Z_a曲线特征同单极的异常形态类似（图4-6），只是异常梯度变缓，宽度增大。在平面上，Z_a等值线的形状呈条带状。在斜磁化时，Z_a异常曲线呈不对称状，当板状体倾角小于地磁场倾角时（图4-7），Z_a曲线极大值向右偏移，左侧出现负值。其他情况可自行分析。在等值线平面图上，Z_a等值线呈具有一定走向的条带状，一侧为正值，另一侧为负值。

图4-6 顺层磁化板状体Z_a曲线

图4-7 斜磁化板状体Z_a曲线

（4）接触带的Z_a曲线

垂直接触带走向的测线上，Z_a异常曲线的特征（图4-8），在磁性岩层一侧出现正值，且延续较长范围，非磁性岩层一侧出现负值。

2.磁异常的定性解释

（1）磁异常解释的步骤

在磁异常图上，首先是根据勘探任务，从异常的规模、形态、梯度、峰值高低等异常特征入手，确定哪些是与勘探任务有关的有用异常，哪些是与勘探任务无关的干扰异常；然后用区域校正的方法消除干扰，突出并绘制出有用异常。在解释过程中还应密切结合工区的地质和其他物探资料，综合对比分析，从中找出引起磁异常的地质因素。最后对有意义的异常，可做定量或半定量计算。

图4-8 接触带的Z_a曲线

（2）磁异常特征与地质体之间的关系

磁异常的形态与地质体的形状、磁性强弱、产状等的关系，可综合如下：

如果在等值线平面图上磁异常沿某一方向延伸较远，说明该磁性体为二度体，长轴方向即为磁性地质体的走向。当磁异常无明显走向时，说明磁性体可能为球、柱等二度体。磁性地质体的规模可根据异常范围大致确定。

在Z_a等值线平面图上，如果发现在正异常周围有负异常，一般由有限延深的磁性地质体引起；如果只在一侧出现负值，则由无限延深斜磁化地质体引起；如果在正异常周围不出现负异常，则为顺层（轴）磁化无限延深的地质体。

磁异常幅值的大小与地质体的磁化强度成正比，且随地质体的体积增大而增加。当M和体积一定时，磁异常随地质体的埋深加大而减小，且曲线梯度小，异常范围加宽。

另外，根据磁异常等值线平面图还可以圈定地质体在地面投影位置。当Z_a曲线呈对称状时，高值带一般出现在磁性地质体正上方；当异常曲线不对称时，极大值相对于地质体中心有偏移，这时地质体中心在地面的投影位于极大值和极小值之间。

3.磁异常的定量解释

（1）特征点法

该法主要用于简单形体求解。对于无限延深顺轴磁化的柱体（单极），可用下式来求顶面埋深h：

环境与工程地球物理勘探

式中：x_1/2为原点（极大值点）到半极值点距离。

无限延深顺层磁化的板状体顶板埋深h为

环境与工程地球物理勘探

水平圆柱（偶极线）中心埋深h为

环境与工程地球物理勘探

（2）切线法

切线法是一种近似的经验方法。其特点是，方法精度不高但速度较快。具体做法是通过曲线极大值、极小值及曲线两翼拐点分别做五条切线，如图4-9所示。利用拐点切线与极值点切线交点的横坐标来求磁性体埋深h，其关系式为

图4-9 切线法原理

环境与工程地球物理勘探

式中：x_j、

为极大值点切线与拐点切线交点的横坐标；x₀、

分别为两个极小值点切线与拐点切线交点的横坐标。

（3）选择法

该方法也称理论曲线与实测曲线对比法。它是根据实测曲线和地质资料分析，初步确定地下磁性体的产状、体积及埋深，然后利用理论公式计算出其异常曲线，并用此理论曲线与实测曲线进行对比，如果两曲线基本特征一致，说明原确定的磁性体参数符合实际情况；若差别较大，需要进一步修改有关参数再计算理论曲线，再对比，以逐步逼近实测曲线，直至两曲线吻合为止。此时假定的各参数即为实测磁性体参数。具体计算方法多采用量板法或计算机处理。

‘陆’ 磁异常的解释

磁异常的解释的目的是根据磁测资料、岩(矿)石的磁性资料以及地质和其他物化探资料，运用磁性体磁场理论和地质理论解释推断引起磁异常的地质原因及其相应地质体(目标体)的空间赋存状态，平面展布特征。

为实现解释的目标，磁异常解释应遵循的一般原则是:①以地质为依据;②以岩石物性为基础;③循序渐进，逐步深化;④定性与定量、正演与反演、平面与剖面解释相结合;⑤综合解释;⑥多次反馈，不断修正。

不同的工作任务，磁异常解释的过程和要求也不同。总体来说，磁测资料的解释过程有:①磁测资料的预处理和预分析;②磁异常的定性解释;③磁异常的定量解释;④地质结论和地质图示。

6.2.4.1磁测资料的预处理

为了保证解释所需资料的完整、可靠和方便，在解释前应分析磁测精度的高低，测网的疏密，系统误差的有无和大小，正常场选择是否正确，图件拼接是否合理，资料是否齐全，是否有干扰影响存在等。若有问题，应改正或处理。还应该注意分析磁性地质体的磁性特征和磁性的均匀性、方向性和大小。在解释大面积磁测资料时，常需对异常进行分区、分带，确定解释单元。多数情况下，对磁测资料进行必要的转换和处理，如延拓、化极、求导等。

6.2.4.2磁异常的定性解释

磁异常的定性解释包括两方面的内容:一是初步解释引起磁异常的地质原因;二是根据实测磁异常的特点，结合地质特征运用磁性体与磁场的对应规律，大致判定磁性体的形状、产状及其分布。

(1)磁异常的分类

分类的目的是为了更好地查明异常的地质原因。磁异常的分类没有标准的分类方法，一般是根据异常的特点(如极值、梯度、正负伴生关系、走向、形态、分布范围等)和异常分布区的地质情况，结合物探工作的地质任务进行异常分类。如普查时可根据异常分布范围，把异常分为区域异常和局部异常。区域性异常与大的区域构造或火成岩分布等因素有关;局部异常可能与矿床和矿化、小磁件侵入体等因素有关。

(2)磁性体形状的初步判断

磁性体形状的初步判断主要可依据磁异常的平面、剖面和空间变化特征(表6.3，表6.4)。

表6.3点磁极、磁偶极、磁偶极线的磁场特征

表6.4二度板状体磁场特征

A.根据磁异常的平面和剖面特征

磁异常的平面等值线形态，反映地下磁性体的形态。例如球状体的Z_a异常等值线为等轴状，有一定走向的地质体引起一定定向的带状异常。如果正异常的两侧伴生有负异常，可认为磁性体为下延有限的磁性体。如只有正异常而无明显的负异常伴生，则可认为磁性体下延很大。当正异常一侧伴生有负异常，另一侧无负异常，则判断较为复杂，需具体分析。当走向长度大于10倍埋深时，中心剖面处异常的主体部分接近于二度体异常。

B.利用磁异常的空间变化特征

Ⅰ.利用磁异常断面等值线特征:磁性体形态不同，断面磁异常等值线不同。对于厚板体及水平薄板体，Z_a断面等值线有交于两点的趋势。这两点的深度及间距分别与板体的上端和水平宽度相当。对于接触带，则在一侧有相交的趋势。对于薄板体和水平圆柱体，Z_a断面等值线则有交于一点的趋势。在实际解释中交点虽无法精确求出，但近似推断是可能的。对于下界有限的磁性体，Z_a正等值线两侧，均有负等值线;而对于接触带，则只有在一侧有负等值线。

Ⅱ.利用不同高度上Z_a曲线特征:对于无限延深薄板体Z_a曲线，不同高度极大值、极小值及零值点横坐标连线相交于板顶。极大值与极小值点连线间的夹角为π/2，不同高度水平圆柱体的磁异常的极大点、极小点、零值点及1/2极值点连线相交于圆柱中心。根据以上特征可以大致判别其形状。

Ⅲ.计算形状参数n:简单规则形体磁异常的极大值与埋深h之间有以下关系式:

环境与工程地球物理

式中:c为与磁性体形状、产状和磁性有关的常数;n为仅与磁性体形状和大小有关的指数。磁性体规模愈大，则n值愈小。如有限延伸板体1<n<2;水平圆柱体n=2;球体n=3。

Ⅳ.由Z_a－H_a参量曲线判断形状:以Z_a值为纵坐标，以H_a值为横坐标，将各点的磁场值Z_a值与H_a值分别点出后连成曲线，根据参量曲线图的形态可以判断磁性体的形状。无限延深薄板状体Z_a－H_a参量图为一圆;水平圆柱体为一椭圆;无限延深厚板为一椭圆;有限延深厚板为椭圆心形线;有限延深薄板参量曲线形状接近水平圆柱体的椭圆。

(3)磁性体倾向的初步判断

A.根据Z_a异常特征判断倾向

Ⅰ.南北走向长椭圆状异常:异常南北走向，反映磁性体走向为南北向;在垂直异常走向剖面内，有效磁化强度为垂直向下。当Z_a正异常一侧下降缓慢，另一侧下降较快，并出现负极值，则磁性体倾向Z_a下降较缓的一侧。在此侧较远处若出现负异常，由磁性体下端所引起。当Z_a曲线对称时，则表明磁性体直立。若两侧无负值或负值不明显，则说明磁性体下延较大;反之若有负值存在，系下端延深较小所致。

Ⅱ.东西走向长椭圆异常:东西走向长椭圆异常，在南北向剖面内，忽略剩磁，则其磁化方向即为当地地磁场方向。此类异常特征与磁性体、产状的关系可概括为:①若Z_a曲线近于对称(特别是正异常部分)，说明磁性体向北倾斜，且倾角与地磁倾角相近，相当于顺层磁化。若北侧较远处出现负值，系矿体下端引起。②若Z_a曲线北侧下降较快，有明显的负极值，南侧下降较缓，这是磁性体倾角大于磁化倾角的板状体异常特征。

Ⅲ.任意走向的长椭圆状Z_a异常:磁性体走向既不是东西又不是南北向时，在垂直异常走向剖面内，有效磁化倾角应小于90°，但大于地磁倾角，其磁异常特征介于上述两种情况之间。

B.根据T_a异常特征判断倾向

利用矢量强度 判断磁性体倾向，将不受磁化方向的影响，无需已知磁化强度力向即可判断磁性体的倾向。由Z_a换算H_a并合成T_a，在T_a曲线上较缓的一侧为矿体的倾向。

6.2.4.3 磁异常的定量解释

定量解释是在定性解释的基础上进行，目的在于根据磁性地质体的几何参数和磁性参数，结合地质规律，进一步判断场源的性质，提供磁性地层或基底的几何参数(主要是埋深、倾角和厚度)在平面或沿剖面的变化关系，以便推断地下的地质构造，提供磁性地质体在平面上的投影位置、埋深及倾向等。

定量解释工作中应注意下列问题。

(1)根据工作目标任务合理选择定量解释方法

对于区域磁测资料，若以配合地质填图、研究区域构造、基底构造、圈定岩体和油气盆地为目标的解释工作，则应选择能用于大面积多体磁异常快速反演的方法。如磁性界面反演方法、视磁化强度填图方法、拟BP反演方法、各种快速自动反演深度深方法、欧拉法、总梯度模法、Werner法、切线法等。综合利用上列方法，再辅以合适的分场滤波方法即可获得深、浅层位的磁性构造、磁性体的深度、轮廓以及空间展布规律。

(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

对于区域磁测资料，如南北跨度大的测区、低纬度测区、地形起伏大的测区等，则应针对这些复杂情况，选用变磁倾角化极、低纬度化极以及曲面磁异常化极与曲面延拓、分量、导数转换的方法，对转换后的资料再作反演。也可直接选用在曲面地形上反演的方法，如已有曲面实测ΔT及ΔT'_x，ΔT'_y，ΔT'_z、则可直接在起伏地形下用欧拉法反演、复场强反演与球谐级数展开反演。若在弱地形下，可用拟BP法反演。

对于勘探区磁测资料，若地形起伏、地质体磁性分布均匀，且有多体，则仍可用三角形、多面体与二度半组合体人机交互可视化正反演方法进行定量解译。

(3)平面与剖面相结合，合理组合使用反演方法

在进行区域磁测资料解释时，一方面最好选择能控制全区的少量典型剖面作三维精细反演，可采用人机交互可视化正反演方法。在此基础上给出全区磁性界面反演的定解条件，以此来控制全区界面反演的效果。另一方面可先进行宽约束条件下的拟BP反演，反演出浅、中、深不同层位的磁化强度分布，进而给出区内磁性体展布的大致轮廓，以此作为初始模型，提供精细三维反演作进一步反演。这样把不同特点的反演方法有机结合，可以提高反演的效果。

6.2.4.4 地质结论和地质图

地质结论是磁异常地质解释的成果，也是磁测工作的最终成果。它是磁场所反映的全部地质情况的总结，是由定性、定量解释与地质规律结合所得出的地质推论。它不一定与地质人员的地质推论相同。

地质图示是磁测工作地质成果的集中表现。因此，磁测成果应尽可能以推断成果图的形式反映出来，如推断地质剖面图、推断地质略图、推断矿产预测略图等。这些图件不仅便于地质单位使用，也便于根据验证结果和新的地质成果进行再推断。

‘柒’ 磁异常的定性解释

（1）判断引起磁异常的地质原因：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，而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与火山岩地区，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。

（2）判断地质体的形状和走向：根据磁异常的平面特征，一般可将异常分为狭长异常与等轴状异常两类。一般讲当异常长度大于平均宽度三倍或三倍以上时，则称为狭长异常，否则称等轴异常。通常用

等值线来衡量异常的长和宽。狭长异常是由具有明显走向的地质体（如板块体、水平圆柱体等二度体以及磁性岩层接触带）引起。通常认为异常的走向即为地质体的走向。若异常对称，两侧无负值出现，可认为是顺层磁化无限延深板状体引起；若只在异常一侧出现负值，一般认为是斜交磁化（磁化强度方向与板的侧面斜交）无限延深板状体引起；若异常两侧均出现负值，则由向下延深有限的二度体，如水平圆柱体或有限延深的板状体引起的。

等轴状异常一般由无明显走向的球体、直立柱体等地质体引起，或由埋藏深度较大的有明显走向的地质体引起。当其周围无负值或只在一侧出现负值时，可以认为是顺轴磁化向下延深较大的柱体或沿走向不长的斜交磁化无限延深板状体引起。如果正异常周围出现负值，且北面出现负的极小值，则认为是球体或其他形状三度体引起的。有限延深板状体或柱体不仅可能在北面，而且也有可能在其他侧面出现极小值。

（3）推测地质体的位置与范围：地质体的位置，常指中心位置。对延深很大的地质体是指其上顶中心位置；对有限延深的地质体是指其截面的中心位置。当异常为对称曲线时，磁性体中心位置在极大值点的正下方；异常为反对称曲线时，磁性体中心位置在零值点正下方；当异常不对称时，磁性体中心位置在曲线极大值点和幅度较大的那个极小值点之间的某个位置，而偏向主要极值一方。平面图上为等值线最密集处。

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

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，Z_a曲线两拐点位置一般与磁性体顶边界相对应；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，则磁性体的边界在负的一侧不会超出负峰值以外，在正的一侧不会超出水平梯度较缓的地带。

（4）估计地质体的埋深：通常地质体埋藏浅时，Z_a异常强度大，范围窄，梯度陡；埋藏深时，异常范围宽，梯度平缓，但强度减弱。因此，在磁异常图上，出现强而窄的异常，可认为是埋深较浅的地质体引起；如异常范围宽，变化平缓，则认为是埋藏较深地质体引起。

‘捌’ 重磁异常的解释推断

6.4.1 基底形态

图6.4为相山地区火山-侵入杂岩重力三维反演基底等深图，西北部为红层覆盖区，反演的基底深度为火山-侵入杂岩的埋深，北部和东北部多为变质岩分布区，反演的基底深度为负值，没有地质意义，零值线与火山-侵入杂岩的边界大致吻合;东南部、南部及西南部基底花岗岩露头较广，对基底反演结果产生了一定影响，火山-侵入杂岩的露头边界并没有零值线与之相对应。

(1)相山西部(邹家山-石洞以西)，包括红层覆盖区，基底埋深相对较浅，在0～2.2km之间起伏变化，且因构造影响，基底隆凹变化也较大。

(2)相山东部基底等深线总体以相山为中心呈环状分布，由外向里，基底埋深逐渐加大，最大埋深大于2.8km，略呈EW向似椭圆状展布，表现出岩浆侵入通道的特征。在重力场中表现为环状重力梯度带，在磁场上表现为环状、串珠状正磁异常。凤岗东侧为相对凹陷区，在重力场中为重力低，对应于凤岗三叠系砂岩盆地。

(3)基底等深线围绕相山火山-侵入杂岩大致呈EW向展布，南、北两侧向杂岩体轴心基底埋深逐渐加大，形成了EW向湖溪—相山基底凹槽，其中相山主峰一带，长约6km，宽约4km的范围，被称为“黑洞”(核工业266大队，1997)，基底不存在。

6.4.2 基底构造

相山地区遥感影像构造解译成果显示地表或浅部盖层中，分布EW向、NE向、SN向、NW向和NNW向5组线性构造。不同高度重磁异常上延图、不同高度重磁异常方向导数计算结果显示，相山地区基底构造主要有EW向、NE向和NW向3组。

(1)EW向基底构造:相山地区布伽重力异常图显示相山中部为明显重力低值异常，异常轴线呈EW向(图6.2)，基底等深图上为一EW向基底凹陷带(图6.4)，暗示EW向基底构造的存在;在0°方向的一阶方向导数图中，相山地区可划分为北部、中部和南部3个明显的重力异常区，北部(湖溪-相山以北)总体表现为重力高值区，局部低值区，中部(湖溪-相山以南、浯漳以北)总体表现为重力低值区，局部高值区，南部(浯漳以南)则表现为串珠状的高值异常带，反映可能存在两条EW向基底构造，即Fb-1和Fb-2(图6.5)。在重力异常上延0.5km、1km和2km、0°方向的方向导数图中，重力异常的分布格局与图6.5相似，且Fb-1和Fb-2所在位置的两条EW向重力梯度带更加明显，如图6.6所示。航磁异常平面图上(图6.3)，Fb-1构造两侧磁异常存在明显差异，而Fb-2表现为近EW向的高磁异常带，可能为花岗斑岩充填所引起，上延2km后航磁异常分布格局没有发生根本变化(图6.7)。

图6.5 相山地区重力异常0°一阶方向导数图(单位:100×10^-9s^-2)

图6.6 相山地区重力异常上延2km、0°一阶方向导数图(单位:100×10^-9s^-2)

EW向基底构造是引起相山地区南北物性差异的主要因素，是华南地区雪峰山-武功山-光泽EW向花岗岩带的控岩构造的组成部分，形成时代属侏罗纪或前白垩纪，相山火山-侵入岩浆活动与EW向基底构造有密切的成因联系。

(2)NE向基底构造:在重力异常135°方向的一阶方向导数图上(图6.8)，NE向重力异常梯度带较为凌乱，NE向基底构造没有得到明显反映;上延2km后135°方向的一阶方向导数图中(图6.9)，则见到3条较明显的NE向重力异常梯度带，其他NE向梯度带基本被淹没，这3条NE向重力异常梯度带推测是NE向基底构造的反映，依次编号为Fb-3、Fb-4和Fb-5，其中Fb-4规模最大。在航磁ΔT平面等值图上(图6.2)以及上延2km后的航磁异常图上，Fb-4也得到了明显反映(图6.7)。

图6.7 相山地区航磁异常上延2km平面等值图(单位:nT)

图6.8 相山地区重力异常135°一阶方向导数图(单位:100×10^-9s^-2)

(3)NW向基底构造:NW向线性构造在地表主要分布在相山火山-侵入杂岩的东北部(芜头-河口排断裂)和西南边缘，地表或浅部的NW向构造是否是基底构造?在一系列航磁异常上延图上没有NW向构造信息的显示，在布伽重力异常平面等值图上(图6.3)，NW向构造也没有显示出来，但在重力异常上延0.5km、45°一阶方向导数图中，芜头-河口排(Fb-6所在位置)显示有NW向梯度带(图6.10)，在上延2km、45°一阶方向导数图中(图6.11)，该异常梯度带仍然存在，表明芜头-河口排断裂切割深度较大，是基底断裂构造。而杂岩体西南边缘的NW向构造的重力信息则基本被淹没，表明其规模可能较小。

此外，相山西部地表或浅部呈现的多条NNW向和NE向(如邹-石断裂)等线性构造，地表或浅部构造信息如重力异常梯度带仅局限于火山-侵入杂岩内部，深部构造信息不明显或趋于消失，为盖层构造性质;相山中部的SN向构造，或切错碎斑熔岩，或被花岗斑岩所充填，在重力异常上延2km、90°方向的一阶方向导数图中(图6.12)，存在近SN向圈闭重力负异常，是否是SN向基底构造的反映，尚待进一步研究。

图6.9 相山地区重力异常上延2km、135°一阶方向导数图(单位:100×10^-9s^-2)

图6.10 相山地区重力异常上延0.5km、45°一阶方向导数图(单位:100×10^-9s^-2)

6.4.3 磁异常与斑岩体

相山地区磁异常以弱磁异常为主，但局部地区的磁异常如相山南侧、东侧、居隆庵、芙蓉山、马鞍山等处的磁异常呈团块状分布，而且异常值大于+40nT，它们一般是副矿物中含有铁磁性矿物的花岗斑岩所引起，如位于芙蓉山、尧岗等地有花岗斑岩出露的地方磁异常值正负跳跃变化较大(核工业261大队，1996)。航磁异常上延2km时，浯漳北部的正磁异常仍然存在(图6.7)，表明花岗斑岩(浯漳岩体)露头规模大，延深也较大。

图6.11 相山地区重力异常上延2km、45°一阶方向导数图(单位:100×10^-9s^-2)

图6.12 相山地区重力异常上延2km、90°一阶方向导数图(单位:100×10^-9s^-2)

总之，相山火山-侵入杂岩的基底形态总体呈一“勺形”，在相山峰顶一带，基底埋深大于2.8km，为岩浆侵入通道。基底构造主要有EW向、NE向和NW向3组(图6.13)，其中EW向2条，NE向3条，NW向1条，EW向(Fb-1)、NE向(Fb-4)和NW向(Fb-6)基底构造的交会可能是相山火山-侵入杂岩的定位机制。

图6.13 相山地区推断基底构造图

‘玖’ 磁测成果解释

磁测成果的解释一般按下述步骤进行:

(1)磁测资料的预处理与预分析;

(2)磁异常的定性解释;

(3)磁异常的定量解释;

(4)磁测成果的地质解释和图示。

(一)磁测资料的预处理和预分析

对磁测资料进行预处理和预分析，是使对资料的解释建立在资料完整、可靠和便于解释的基础上。因此，在解释前分析磁测精度的高低、测网的稀密、系统误差的有无和大小、正常场选择是否正确、图件的拼接是否正确、资料是否齐全、是否有干扰(磁性表土、人工磁性堆积物等)影响存在等，若有问题，就应改正或处理。此外，还应注意分析磁性地质体的磁性特征(如磁性的均匀性、方向性和大小)。

为了便于解释，解释大面积磁异常的工作常需对异常进行分区、分带，确定解释推断单元，对复杂磁异常还要进行必要的转换和处理，如为了显示深部构造特征，消除局部异常的影响，需进行向上延拓;为了使异常走向更清晰，便于与地质图对比，要将斜磁化换算到垂直磁化等。

(二)磁异常的定性解释

磁异常的定性解释包括两方面的内容:一是初步解释引起磁场变化的地质原因，二是根据实测磁异常特点，结合地质特征，运用正演理论所确定的磁场特征与磁性体的对应规律，粗略判定磁性体的形状，分布范围和产状等。

对磁异常进行地质解释的首要任务是判断磁异常的地质原因。对找矿来讲，就是要区分出哪些是矿异常，哪些是非矿异常。关于矿与非矿异常的区分问题，在此不加详述，仅就初步地质解释的一般方法问题加以说明。由于实际工作中地质任务，地质条件的不同，地质解释方法也不尽相同。但一般都从以下几个方面进行分析。

1.由“已知”到“未知”，即先从已知地质情况着手进行研究

根据岩(矿)石的磁性参数，对比磁异常与地质构造的关系，找出磁异常与岩体或矿体等的对应规律，确定引起磁异常的地质原因，并依此确定对应规律，指导条件相同的未知区的工作。在推论未知区时，应充分注意某些条件的变化(如覆盖、干扰等)对异常的可能影响。

2.将异常进行分类

对磁异常进行分类的目的，是为了更好地查明异常的地质原因，便于重点研究，各个突破。

至于对异常如何分类，根据什么标准来分类，应根据物探的地质任务和测区异常总的情况而定。一般是根据异常的特点(如极值、梯度、正负值对应关系、形态、走向等)和异常分布区的地质情况，并结合物探地质任务来分类。例如普查时，往往先根据异常分布范围，把异常分为区域性异常和局部性异常。区域性异常往往与大的区域构造或火成岩等因素有关;局部异常可能与矿床和矿化有关。为了弄清每个异常的地质原因，对区域性异常可结合地质情况分为，异常值较高而又起伏变化的大范围分布的异常，异常值较低而又平静的大范围分布的异常等;对局部性异常可结合成矿控制因素等分为有意义异常和非矿异常等。

通过对磁异常的分类，不仅对测区异常能有一清晰的总体概念，也便于分类研究引起磁异常的地质原因。

3.对异常进行详细的分析

对异常进行详细分析的目的，是为了结合磁性和地质情况确定异常的地质原因。在分析时，应注意异常的形态、走向、分布范围、异常的强度、梯度、正负异常的对应特点和异常所处的地质位置，应区分是单一异常还是叠加异常，是规则异常还是不规则的零乱异常等。

通过对异常的仔细分析，运用正演分析结论，应大致判断场源物体的形状、产状和埋深。进而根据异常所处地质位置对成矿是否有利，结合磁性、地质资料以及粗略的定量估算，以初步确定异常的地质原因。

(三)磁异常的定量解释

定量解释通常是在定性解释基础上进行的，但其解释结果常可补充初步定性解释。

定量解释是以教科书中介绍的各种方法来计算磁性地质体的几何参数(形状、倾向、走向)以及磁性参数。其目的在于:根据磁性地质体的几何参数和磁性参数的可能数值，结合地质规律，进一步判定引起磁异常的地质原因;提供磁性地层或基底的几何参数(主要是埋深、倾角和厚度)在平面或沿剖面变化的概念，以便于推断地下的地质构造;提供磁性地质体在地面的投影位置、埋深和倾向，以便合理布置探矿工程。

(四)地质结论和地质图示

地质结论是磁异常地质解释的成果，也是磁法工作的最终成果。它是磁场所反映的全部地质情况的简要小结，是由定性、定量解释与地质规律的结合而作出的地质推论。它不一定与地质人员的地质推论相同。

地质图示是磁法工作中地质成果的集中表现。因此，磁法工作成果应尽可能以推断成果图的形式表现出来。如推断地质剖面图、推断地质略图、推断矿产预测略图等。这种图件不仅便于地质单位使用，也便于根据验证结果和新的地质成果进行再推断。

‘拾’ 重、磁异常转换处理基本原理

对重、磁异常进行反演解释中，往往需要进行必要的处理和异常场类型转换，如滤除干扰、分量换算、导数换算、高度延拓等，其目的是为了使地质对象在转换后的重磁场类型中，特点更明显，更便于分析、便于计算，这就是重、磁转换的主要任务。以往，在空间域里进行位场转换非常复杂，有时还很困难。在发展了快速傅立叶变换方法之后，重、磁位场转换逐渐变为以频率域转换为主，从而使位场转换成为重、磁资料处理的常规方法。

空间域内重、磁位场的各种转换都可以表达成下列褶积形式：

中国华北地区岩石圈三维结构及演化

式中，△g_a（x,y）、△g_b（x,y）分别为转换前后的位场，φ（x,y）为权函数，亦称为滤波脉冲响应函数。它的具体形式与转换类型有关，但计算是复杂的。另外，有些转换，困难在于无法构筑φ（x,y）的具体关系形式，例如向下延拓、磁异常场化极转换等。

利用傅立叶变换的褶积定理，上述褶积关系在频率域内就变为简单的乘积关系：

中国华北地区岩石圈三维结构及演化

式中，△g_a（u，υ），△g_b（u，υ）和φ（u，υ）分别为△g_a（x,y）、△g_b（x,y）和φ（x,y）的频谱；u和υ分别为x和y方向上的圆频率；φ（u，υ）称为权函数频谱，亦称为滤波器的频率响应函数。

（2.2）式极大地减少了计算量，另外一个突出的优点是：所有的转换都具有明确的频率响应函数φ（u，υ），向下延拓的响应函数是由向上延拓的响应函数经过简单变化得来的，其它转换与此类似。

频率域内重、磁异常转换过程分为3个步骤：①利用傅立叶正变换由已知实测重、磁异常求谱：△g_a（u，υ）＝F｛△g_a（x,y）｝，式中F｛｝表示傅立叶变换算子；②由异常谱乘上转换的频率响应函数φ（u，υ）得到转换后场的谱：△g_b（u，υ）＝△g_a（u，υ）·φ（u，υ）；③应用傅立叶反变换由转换后场的谱求得转换后的重、磁异常：△g_b（x,y）＝F-¹｛△g_b（u，υ））,F-¹{｝表示傅立叶反变换算子。

傅立叶正、反变换有简易快速的算法，所以对于重、磁异常的转换、处理，最主要是了解各种转换的频率响应函数φ（u，υ）；它起滤波的作用，因此也称为滤波因子。下面对主要转换进行简单介绍。

2.3.1.1重、磁场向上延拓

向上延拓在重、磁场转换中应用很广，向上延拓的目的在于抑制浅层地质因素或干扰引起的异常场，突出深部地质因素产生的重、磁异常。在一定范围内向上延拓的高度越大，延拓场所反映的地质信息越具有宏观性，近似相当于深度越大。因此，经常通过向上延拓不同高度得到的延拓场，研究不同深度的场源或构造信息。

向上延拓转换计算的频率响应函数φ（u，υ）为：

中国华北地区岩石圈三维结构及演化

式中h为向上延拓的高度。

从向上延拓滤波因子φ（u，υ）表达式可以看出，由于其值始终小于1，故为稳定计算。实际上（2.3）式也可用于计算向下延拓转换，只要取延拓高度为负值即可。但可以看出，向下延拓滤波因子的数值始终大于1，是不稳定转换，且延拓距离越大，向下延拓频率滤波因子的放大作用越强，所以在实际应用中需要格外小心，最好同时结合稳定措施。

2.3.1.2正则化滤波方法

正则化滤波方法是一种稳定滤波方法，可独立也可与其他滤波因子组合使用。下面对其原理作简要介绍。

假设重、磁场△g（x,y）的频谱为△g（u，υ），在频率域，为了进行稳定运算（即压制运算误差）或进行场的分离，需对重、磁异常频谱乘上一个稳定因子，正则化稳定因子形式为：

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式中：

；λ_x为基波波长，即测区范围尺度的倒数；β≥2;

，λ₀为要压制的众多局部异常尺度的最大长度。

“正则化稳定因子”的频率特性曲线具有理想低通滤波器特征。其变化形式同样可用于频率域高通或带通运算。例如，要提取波数位于［s₀₁,s₀₂］区间内的异常频谱，可取如下表达式：

中国华北地区岩石圈三维结构及演化

对应于该波段的空间域异常为

中国华北地区岩石圈三维结构及演化

由于“正则化稳定因子”的频率特性曲线具有理想低通滤波器特征，还具有两个视异常具体情况可供选择的参数，故应用效果相当好，已得到了广泛推广应用，也是本区深部构造研究的主要计算辅助工具。

另外需要说明的是，在重、磁位场的滤波及转换中，低通滤波的目的是突出深部场，压制浅部场；高通滤波则是突出浅部场，压制深部场；而带通滤波技术类似于地震处理中开“时窗”技术，不同波长的滤波窗口对应的场源深度不同，波长越大，深度越大，从而可分离出不同深度范围的异常。

2.3.1.3重、磁场任意方向的任意阶导数

在重、磁位场转换中，经常需要利用导数异常进行如断裂划分等研究，常用的一阶、二阶水平（或垂直）导数换算属于任意方向导数换算范畴。导数转换在重、磁转换中也称梯度转换。

任意阶导数计算的频率响应函数φ（u，υ）为

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式中，α，β，γ分别为求导数方向的3个方向余弦，q为所求导数方向一阶导数的频率响应。

2.3.1.4重磁水平总梯度计算

水平总梯度可以表示为下述形式：

中国华北地区岩石圈三维结构及演化

水平总梯度属于一阶水平导数转换的推广，但更有优点，特别是应用于重力的情况。例如，从重力水平总梯度异常图上可以更清楚地识别断裂，信息也比较丰富，能更好地确定测区主、次断裂的展布规律，反映不同期次断裂的异常信息，因而为断裂解释提供了可靠的处理结果。

2.3.1.5磁场的化磁极转换

磁异常化磁极转换计算相当于将实测磁异常转化成在磁极处测得的磁异常，目的是为了简化磁场形态。

磁异常形态往往比对应的重力异常复杂，其中重要的原因是地磁场的方向变化。倾斜地磁场对磁性场源（如断裂构造、侵入岩体等）磁化，场源所产生的磁异常与垂直地磁场垂直磁化所产生的磁异常在形态上差别很大。一般情况下，当垂直磁化时，磁异常形态与场源的对应关系较好，磁异常的极值点即指示场源的位置。为此，在实际工作中往往需要进行化磁极转换，把倾斜磁化转换成相当于垂直磁化，达到简化磁异常形态的目的，以提高异常场与场源之间的可对比性。

严格地说，化极在计算方法上涉及到分量转换和磁化方向转换两部分计算。在频率域里，化磁极转换计算的频率响应函数φ（u，υ）为：

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式中，q₀、q₁分别为原测量分量方向及原磁化方向上一阶导数的频率响应，当测量的量为△T且不考虑剩余磁性的影响时，q₀=q₁=（iα₀u＋β₀υ）＋γ₀（u²＋υ²）^1/2，其中α₀、β₀、γ₀分别为地磁场方向的3个方向余弦。

本次研究区域的纬度跨度较大，因而磁化倾角变化也较大，在化极的过程中，为了避免单倾角化极带来的误差，我们采取滑动窗口变倾角化极方法，以减少由化极所引入的误差。

2.3.1.6重力密度界面、磁性界面反演

当地层中存在明显的物性（密度、磁性）差异时，就相当于存在物性界面（即地层接触面）。在构造相对简单的情况下，物性界面的起伏会引起明显的重、磁异常场的变化。根据重、磁异常场的变化，反推密度界面或磁性界面的起伏，这属于界面反演计算。

在重、磁界面反演方法中，基于频率域的Parker迭代界面反演方法，由于适应性强、计算速度快，得到了广泛的应用。下面简单说明其原理。

设界面的平均深度为H，而h是界面相对于平均深度H的距离，设Z坐标轴向下为正，则H以上的h为负。该起伏界面的重、磁异常的频谱为：

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式中，σ，M 分别为密度、磁化强度，s＝（u² ＋υ²）^1/2,G为万有引力常数，

为h的频谱，

为重力异常△g的频谱，

为垂直磁异常△Z。的频谱等。（2.10）式、（2.11）式分别是重、磁界面正演计算公式，稍作变化即可作为反演迭代公式，具体表达成：

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式中，h_（i），h_（i+1）分别为第i次和第（i+1）次界面起伏的近似值。

需要指出的是，这种迭代存在如下几方面的问题：①下延因子导致重、磁场高频成分影响迭代的收敛性；②模型修正过程中，边界响应的影响；③运用反演的约束条件等。因此，需采取相应的措施，如压制高频，以及逐次逼近等具体反演措施。

2.3.1.7梯级带滤波增强技术

针对重、磁位场数据的特点，我们采取梯级带滤波增强技术，从而突出异常中的线性构造特点，该方法具有实际应用价值，特别是应用于重力异常的构造特征增强。

梯级带滤波增强技术属于非线性滤波方法，是针对传统处理方法所存在的问题提出的。它通过适当的数据处理，使重力梯级带信息得到非线性增强，从而能更准确地确定断裂等线性构造的位置。

传统的构造识别方法都类似于波谱分析，把异常成分一分为二，分别得到高频和低频成分，低频成分用于区域构造研究，高频成分用于局部构造研究。然而实际中，区域构造场既包括本身的低频场，又包括其边界所引起的高频成分。也就是说，用传统处理方法得到的结果不能包含完整的区域构造场。之所以出现这问题，根源在于传统方法原理是建立在线性滤波理论的基础上，而基于线性滤波理论的异常分离结果，若从场的角度看，其区域成分相当于对场进行了平滑，忽略异常细节突出区域特征。若从场源角度看，相当于对场源物性进行了加权平均。这难免模糊了异常之间的界限，从而降低了异常分辨率，甚至歪曲了区域异常场的特征，同时也就歪曲了局部异常场的特征，得到的区域异常并不一定对应于区域构造，而局部异常也不一定与局部构造对应。

为了克服传统处理方法的不足，在对传统处理方法基本原理进行分析的基础上提出一套新的滤波算子构造形式和变化规则，使解决传统处理方法所存在的问题向前迈进一步。

传统处理方法的实质是对给定窗口内的数据进行加权平均，不论计算点处于异常的什么部位，均用同一算子进行处理。尽管其应用面很广，但却不能用于重、磁异常构造识别与增强。梯级带滤波增强技术打破了窗口加权平均的经典模式，将统一的加权区域剖分成多个子域，在给定准则下选择其中之一的结果作为处理结果。

梯级带滤波增强技术的数据处理过程很简单，分如下步骤：

1）在每个子区域内分别计算异常均值和方差

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式中，n_i为第i个子区域数据测点数，

为第i个子区域异常均值，g _i（j）为第i个子区域内第j个点上的异常值，δ_i则为第i个子区域的异常方差，m 为窗口数据的组合子区域数（各子区域数据可有部分重叠）；

2）选择δ_i中最小者δ_min;

3）把δ_min所对应子域的异常均值作为处理结果；

4）窗口滑动到下一点上重复①～③。

梯级带滤波增强技术对重力梯级带信息具有良好的提取效果，是一种提高断层信息分辨率的有效方法。经梯级带滤波增强技术滤波后求取的水平总梯度异常，与单纯进行水平总梯度处理相比，能更为准确地确定断裂位置。

2.3.1.8重、磁剖面异常人机交互反演建模技术

对于剖面重、磁异常，采用多边形2.5D棱柱体模型的组合，即组合二度半体（2.5D）重磁异常人机交互正反演技术，这已是目前最常用、效果较好的定量解释方式。如果充分结合其它地质、地球物理资料，并将其作为约束条件，那么将提高解释效果。下面简介其基本原理。

图2.4 多边形棱柱体模型示意图

剖面多边形棱柱体重、磁异常的计算，不少学者都专门进行过研究。设图2.4所示直角坐标系下的多边形2.5D 棱柱体的密度为σ，则在空间任一点p（x,y,z）引起的重力异常△g（x,y,z）为（经过简化）

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记

。

其中

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式中，G为引力常数，i为棱柱体角点标号，N为棱柱体的边数，u_i=x_icosφ_i+z_isinφ_i；

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而其磁异常三分量分别为

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则总场磁异常

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式中，I₀,D₀为地磁场的倾角、偏角（初始值），I,D为地磁场的倾角、偏角，M,M_x,M_y,M_Z分别为磁化强度及其3个分量。

在本项目研究中，即是采用上述的公式进行重、磁异常正演计算。在反演中用到的各个偏导数，如对物性的偏导数相当于场值除以物性即

，它们只与地质体的形态（即几何构架）有关。重磁异常有关任意角点A_i（x_i,z_i）的偏导数

和

，原理虽简单，表达式却很复杂，这里就不列出了。

针对物性反演，设△g_o是观测线（或观测面）上的实测异常值，△g_c是由所有模型产生的对应观测点上的计算值，则衡量两者吻合程度的目标函数F为：

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式中，i为测点序列号，N为测点数，进一步写成

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式中，j为模型编号，σ_j为物性（磁化强度M，或密度σ），S_ij为几何构架。

最优化方法中，使F=min的第k个模型σ_k满足

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得：

如果有n个要反演的模型，则有如下线性方程组：

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或写成：

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其中：

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有很多方法可以求解上面的线性方程组。

A是对称矩阵，对矩阵A作进一步分析，可以证明：X^TAX≥0。在

的情况下，等式成立。故A是对称正定矩阵，可以用Cholesky分解法解对称正定矩阵线性方程组。但我们发现，在很多情况下，该方程组为病态，用奇异值分解等方法求解结果更好。