【正文】 以用來測量重力值，把它們歸結起來可以分兩個方面，即重力絕對值的測定和重力相對值的測定。它表示重荷移動單位長度時相應的重力值的變化，稱之為重力儀的格值。 同時有兩個力作用在擺桿上，即重力和彈力，重荷在重力的作用下，帶動擺桿以0點為軸心向上轉動，用Mgl表示重力產生的力矩，其中l(wèi)為擺桿的長度，g為重力值。0）]式中 K，K180。 為了測出兩點重力變化，可以轉動測微螺絲，改變彈簧2的張力，使擺桿恢復到原來的平衡位置，通常稱之為零位。AS180。0）將上兩式相減，并整理得K180。AS180。B反映出來。 (1)普通觀測 1)閉合于同一基點的規(guī)則。當重力儀的零點變化不夠規(guī)律或者要進行高精度的重力測量時，可采用多點重復觀測。如圖6—7所示在厘米方格紙上，用讀數g為縱坐標，以時間t為橫坐標，把所有的重復點按照一定比例點在圖上，然后把相同點用直線連起來，這樣就形成了一些大致平行的直線。然后用直線把相同的點連起來，再以第一點為標準，將其他各線依次平移，讓各線的起點落在它前一條線上。顯然，對基點網的觀測，其精度必須高于一般測點的觀測精度，為此要采用一些提高精度的措施。當測區(qū)同時建立幾個基點網環(huán)路時，每個環(huán)路中必須包括相鄰環(huán)路中兩個或兩個以上的基點作為公用，以便對基點網平差。如圖6—9所示，每天從任意基點出發(fā)，經過一定數量的一般點觀測，最后在另一Gi＋1基點閉合，結束一天的工作。對測點O來說，還存在著高出大地水準面以上這部分質量的影響，然而為了要使測得的重力單純地反映地殼內部密度變化，就必須把測點O移到相當于同一大地水準面上才好比較。下面說明是怎樣校正的。面的一部分質量使得測點O的重力減小，其增加力的方向如圖6—10中所示。 校正的辦法是應用積分的原理，將質量的多余部分和缺少部分分成以測點O為中心的許多扇形柱體，如圖6—11所示。（b）圖是其中的一個扇形柱體，這個扇形柱體對測點O可以用積分的方法計算出來。但是，如圖6—10所示，這時測點O與在大地水準面上測點A比較，測點O的位置仍在原處，并且多一層(180。中間層校正可按式(6—9)計算，令積分限Rm=0，積分后得中校式中的h是測點O和水準面的高差，可正可負，測點在水準面以上為正，反之為負。地質體的大小、形狀、位置、密度均是未知的，無法進行估計，但是對于正常重力場隨高度變化，可用下面方法加以計算。 通常將高度校正和中間層校正合并，稱為布格校正。 圖6—12 三、重力異常的定量分析 討論了重力異常的基本概念后，下面研究重力異常和地質因素之間的聯(lián)系，即重力異常反應什么樣的地質特征和規(guī)律。根據式(6—3)，可得到P點的重力異常垂直分量為式中 dm——質量單元； r——dm到P點之間的距離； P——引力與垂直方向的夾角。 設一球體，其剩余質量為M，半徑為R，球心埋藏深度為D，采用直角坐標系，如圖6—14所示，則由球體引起的在xoy平面上任意一點P(x，y，O)的引力，按公式計算得圖6—14 球體坐標系式中 r——球心到點P的距離。這種根據已知產狀的地質體，利用公式計算得到的異常曲線稱之為理論曲線。 D越大，gmax越小，異常范圍越廣，g曲線變化越平緩；D越小，gmax越大，異常范圍越窄，g曲線變化越陡。再將上述結果代人gmax＝fM／D2，可得剩余質量M值 如果知道球體對圍巖的剩余密度，還可以利用下式求出球體的半徑R值。 設水平圓柱體的密度是均勻的，則可以認為它的全部質量集中在軸線上，通常稱之為物質線。令g減小至gmax的1／10以下時，即從而 解得 可見當觀測點遠離O點，其距離相當于三倍埋藏深度時，可以認為重力異常無顯示了。設水平層的剩余密度為，厚度為h，深度為D，又設水平層中的任一質量單元為dm，其坐標為()，則dm在地面上產 圖6—18 半無限水平板坐標系生的沿x軸任一點P(x，0，0)上的引力為r為dm到P點的距離，則整個半無限水平層產生在P點的引力為經積分后得 (6—16) 由式(6—16)可看出，半無限水平層所產生的重力異常與y軸無關，它表明重力異常沿y軸方向其值不變；沿x軸方向，經計算其異常的變化如圖6—19(a)、(b)所示。圖6—19 半無限水平板重力異常曲線和等值線當為已知時，可以計算出斷層的厚度，即 (6—17)這里的gmax為異常的最大值，gmin心為異常的最小值。顯然，當所選的密度符合真實密度時，校正后的重力剖面曲線應為水平直線；如果所選密度比實際值小，則布格校正偏大，使布格重力異常剖面曲線與地形起伏成正比，即地形高處，重力異常值大；地形低處，異常值小。從圖中看出，／cm3比較合適。布格影響系統(tǒng)b值為 b＝—+ (6—21)這樣由式(6—20)確定b后，即可用式 (6—21)求出中間層密度。為此可利用若干條重力剖面，將其值經緯度校正，然后按下法作圖，如圖6—21所示，橫坐標代表高程，縱坐標代表緯度改正后的重力值。進行井中逐段或連續(xù)測量，可得到整個井的密度曲線。玄武巖類與橄欖巖類之間存在界面，稱為莫霍洛維奇面(簡稱莫氏面)。據地殼均衡學說，山越高，山根就越深，即硅鎂層(玄武巖類)越深，亦即莫氏面越深。 當基底埋藏深度較淺時，如圖6—24所示(實線為重力異常線) 重力異常和基底起伏沒有直接聯(lián)系，所反映的是基底巖性的變化。 斷裂在重力資料中的表現形式是多樣的，其主要形式有： ①重力等異常線的密集帶。 3)結晶基底表面起伏的重力異常反映。 ④地殼深部結構變化不大。(3)沉積蓋層的解釋 1)重力異常對沉積蓋層內部結構的間接聯(lián)系。重合不僅是指構造隆起反映重力高，凹陷反映重力低，而且它們可以表現為相反的情況。 ②在沉積蓋層中，存在著明顯的密度界面。 如圖6—29所示，該地區(qū)上部地層屬于第三紀和第四紀沉積巖，密度大。 因此，在應用重力資料研究局部構造時，應該對異常進行處理、加工，如區(qū)域校正、場的劃分、二次導數等，以消除對局部異常的干擾。磁極所含磁荷的多少，用磁量m表示。N/A或Wb。不管是條形磁鐵或是磁針，都具有正負磁荷的兩個磁極，宦們是磁量相等而符號相反的兩個點磁極，總是成對共同出現，將其作為一個整體，通常稱之為磁偶極子。即實驗表明，同一物質磁化強度與磁化磁場成正比，以T表示磁化磁場則有 (6—30)式中 ——比例系數，稱做物質的磁化率。 抗磁性：它的磁化率很小，為(—1～—2)CGSM。在自然界中；只有鐵、鎳、鉆和它們的化合物、合金以及鉻、錳合金屬于鐵磁性的。 (1)磁滯現象 如果用磁化曲線來表示磁性物質的磁化強度與磁化場強的關系，則順磁性和抗磁性物質的曲線均為直線，見圖6—32(a)所示，其磁化過程是可逆的。再繼續(xù)往下，相反的磁場抵消了剩余磁性，在點，時，等于零。其中稱為飽和磁化強度，稱為剩余磁化強度，稱為矯頑磁力。4．巖石的感應磁性和剩余磁性 實踐表明：巖石所以有磁性，除巖石中需要含有磁性礦物外還需外加磁場。 許多實際資料表明，巖石除具有感應磁性以外，巖石中只要含有鐵磁性礦物，就有剩余磁性，用表示，其值可以比感應磁性還大，的方向可以與的方向不同，甚至相反。如圖6—34所示，采用直角坐標系，原點O為地面上任一點，x軸指向地理正北，y軸指向地理正東，z軸垂直向下，xOy所在的平面為水平面。在地磁學中常測定的是H，D和I，用它們來研究地磁場的分布。因為 所以 (6—34)其中M＝2lm，為磁偶極子的磁距。+，代入式(6—34)即得地面上任一點的磁位 (6—35)式中 r——地球半徑。在赤道上 ＝0, I=0, Z=0, H=T= 顯然，兩級磁場強度等于赤道磁場強度的2倍，以上計算所得結果與地磁圖所示大致符合。這種差異(地面各測點的地磁數據與地心存在磁偶極子所產生的磁場值之差)，稱為大陸磁場。因此，地面上任一點的磁場T，可表示為正常磁場To和因地質原因所引起的磁異常Ta之和，即T ＝To +Ta (6—37) 在實際工作中，正常磁場T0一般是指地磁圖上所表示的磁場，而磁異常Ta又可分為區(qū)域異常和局部異常。 從圖6—37上可看出，磁異常是矢量，各點處的磁異常不僅大小不等，而且方向亦不一致。二、野外磁力測量 1．磁力儀 磁力測量和重力測量一樣，也分絕對測量和相對測量。 圖6—37 磁異常示意圖 對于地面磁力測量，當前實際生產中采用的地面磁力測量儀器主要是質子磁力儀，其替代了機械式的磁力儀。航空磁力儀種類較多，有質子旋進磁力儀、光泵磁力儀等。 (1)巖石磁性測定數據的統(tǒng)計 1)直接法。平均值 (6—38)常見值：在一批數據中出現次數最多的那個數據x0稱為該批數據的常見值。均方差越大，數據越離散；均方差越小，數據越集中于平均值附近。直方圖較直觀地反映出這批觀測數據的變化情況。它所對應的橫坐標范圍就是常見值變化范圍。 1)玫瑰圖：極坐標的射線表示角度，等間距的同心圓表示頻率?！?90176。由于和是相互聯(lián)系的，單獨統(tǒng)計和工作量較大，因此目前常用球面分布圖統(tǒng)計和。圖6—40中點密集部分即為和的常見值。校正方法是應用最近時期的地磁圖，確定出工區(qū)正常場的水平梯度值，那么正常場水平梯度值乘以測點至基點之間距離，就是相應測點的校正值。表示上傾；+表示下傾；⊕表示現代地磁場方向； 日變校正就是消除地磁場隨時間的變 ○表示平均Jt方向。Z為正，校正值為負；反之校正值為正。校正辦法是對基點重復讀數，將兩次讀數的差值，按時間分配到每一個測點上。為了使磁異常特征一目了然，往往把磁異常值用圖件形式直觀表示出來。若將各測線的磁異常剖面圖依據線距大小拼繪在一起，就得到磁異常剖面平面圖，如圖6—44所示。當前采用的處理方法有數據網格化、光滑、解析延拓、濾波、高次導數法等。插值方法很多，但通常采用拉格朗日插值的方式。各種圓滑方法與重力勘探中的圓滑方法相同。 向下延拓的主要作用是增大淺部異常的比例，而且向下延拓較向上延拓的誤差大。 6．地形起伏的化直法 由于實際地形經常是起伏不平的，而對磁異常的解釋都是按磁場在一水平面上來討論的，因而當實測磁異常是在地形有起伏的情況下觀測的，就應當將它換算成在一水平面上觀測到的，這種換算稱之為化直法。磁性的不均勻分布與巖石、地層、礦產(藏)、地質構造有關，即磁異常與地質因素存在著聯(lián)系。 1．簡單形體磁異常的正反演問題 為了使討論的問題能揭示地質體產狀和磁異常特征之間的聯(lián)系，在討論各問題之前，事先假設地質體的磁化是均勻的，可以用一個磁化率系數表示，磁化磁場為均勻磁場，并設地質體只有感應磁化，其感應磁化強度Ji正比于地磁場總強度T，而Ji的方向和地磁場T的方向一致。 設Z軸和T的夾角為，并用直角坐標表示，則T的垂直分量Za為 (6—40)當x＝0，y＝0時，Za為極大，Zamax＝，Za向周圍逐漸減小，其等值線為同心圓，如圖6—47所示。 圖6—47 細長柱體磁異常等值線 圖6—48 細長柱體剖面異常圖由式(6—40)，令 y＝0，為了由異常曲線求埋藏深度h，令Za曲線的半值點坐標為。為了求它所引起磁場，只要將沿水平方向的多個點磁極排列起來，求其所引起的磁場總和。 圖6—50(b)是圖6—50(a)中的一條曲線，它是一條對稱曲線，當x＝0時，有極大值。當地層傾斜，并且為順層磁化，其頂端寬度大于埋藏深度h時，J0的傾角為，在這種情況下，只有頂面出現磁荷。 由式(6—43)可看出，Za曲線對稱于原點，在原點最大，Za也達到最大。 2．復雜條什下的不規(guī)則地質體磁異常的計算方法 當二度體的橫截面為任意形狀時，難以用公式計算磁異常的理論曲線，為此可采用計算二度體重力異常一樣的辦法——扇形量板法來討論磁異常的正反演問題，在此不再重述。 (3)磁異常地質解釋 磁異常地質解釋就是由磁異常的分布特征，并結合巖石的物性參數和地質條件，說明引起磁異常的地質原因，找出磁異常與地質因素之間的聯(lián)系。成果圖包括地質剖面圖、地質略圖、構造要素圖、礦產預測圖等。 (2)磁法勘探在區(qū)域地質調查中的應用 1)利用磁異常劃分構造單元。磁異常在地臺區(qū)的特征是：異常表現為寬闊，變化平緩，沒有一定的方向性，異常數目少，梯度值小，通常表現為較低的正負磁異常。這種磁場反映出前喀爾巴阡拉拗陷和裙皺的喀爾巴阡區(qū)，其沉積雜巖的厚度大，侵入體的埋藏深。利用磁法勘探確定斷裂，常常是有效的。 ④異常強度和寬度發(fā)生變化。產生這一現象的原因，可以認為是由于斷層的存在，兩邊巖石的埋藏深度不同，從而表現出兩邊礅異常的性質不同。在地臺區(qū)研究結晶基底起伏，可推斷沉積巖系的分布范圍和厚度的變化情況，對劃分構造單元、指出油氣遠景區(qū)均有重要