2011磁法勘探复习资料.pdf

《2011磁法勘探复习资料.pdf》由会员分享，可在线阅读，更多相关《2011磁法勘探复习资料.pdf（14页珍藏版）》请在三一文库上搜索。

1、2011 磁法勘探复习资料（主要为思考题） 第一章 1.解释下列名词: (1)地磁要素 : 以观测点为坐标原点，选取一个直角坐标系。取X 轴指向地理北，Y 轴指向地 理东， Z 轴铅直向下。观测点处地磁场强度T 在 X、Y、Z 轴上的分量分别称为北向分量X， 东向分量Y 和垂直分量Z。T 在 XOY 平面上的分量H 称为水平分量。H 指向磁北，其延长 线即是磁子午线。我们规定，各分量与相应坐标轴的正向一致时为正，反之为负。 磁子午线 (磁北 )与地理子午线 (地理北 )的夹角称为磁偏角，以D 表示。 H 偏东时 D 为正，反之为负。 T 与 XOY 平面的夹角称为磁倾角，以I 表示。 T 下倾

2、时 I 为正，反之为负。 (2)国际地磁参考场IGRF: 1968 年国际地磁和高空物理协会（IAGA ）首次提出并公认了 1965.0 年代高斯球谐分析模式，并在1970 年正式批准了这种模式，称为国际地磁参考场模 式，记为 IGRF。它是由一组高斯球谐系数（、 ）和年变率系数（、）组成的，为地 球基本磁场和长期变化场的数学模型，并规定国际上每五年发表一次球谐系数，及绘制一套 世界地磁图 (3)通化 : 地磁要素是随时空变化的，要了解其分布特征，必须把不同时刻所观测的数值都归 算到某一特定的日期，国际上将此日期一般选在1 月 1 日零点零分，这个步骤称之为通化 （4）地磁图 : 将经通化后的

3、某一地磁要素值按各个测点的经纬度坐标标在地图上，再把数 值相等的各点用光滑的曲线连结起来，编绘成某个地磁要素的等值线图，便称为地磁图。 （5）磁暴：磁暴是一种强烈的扰动。从赤道到极区均可观察到磁暴现象，而且几乎是全球 同时发生。 发生时对地磁场水平分量的强度影响特别显著，而对垂直分量影响相对小些。因 此，通常研究磁暴的形态和特征是通过水平分量变化来进行的。 2、试述地磁场随空间、时间变化的基本特征？ 答： （1）地磁场长期变化总的特征是随时间变化缓慢，周期长。 一般变化周期为几年，几十年，有的更长。地磁场的短期变化主要起因于固体地球外部的 各种电流体系。 按其变化特征也可分为两类：一类是按一定

4、的周期连续出现，月变化平缓而有规律，称为平 静变化；太阳日变化是以一个太阳日24 小时为周期，称为地磁日变，它的变化是依赖于地 方太阳时，其基本特点是： 各个地磁要素的周日变化是逐日不停地在进行，其中振幅易变、 相位几乎不变。白天(618) 时磁场变化较大，夜间较平静。夏季的变化幅度最大，冬季的 。 2222222 ; ;/;sin;cos ;/;sin;cos ZYXTYXH HZtgIITZITH XYtgDDHYDHX 幅度最小、春秋季节居中。日变的平均幅度为nn 10nT。太阳日变化另一特点是它与该日 的地磁活动性有关，受太阳黑子活动周期性的影响。另一类是偶然发生，持续一定时间后就 消

5、失，是短暂而复杂的变化，变化幅度可以很强烈，也有的很小，称之为扰动变化。一类 为无明显周期， 变化幅度范围较大的磁扰动。按其物理机制又可分成六种，其中磁暴往往遍 及全球。 另一类为变化幅度很小，具有准周期结构特征的地磁脉动，同样它也可进一步分类。 （2）随空间变化特征：等偏线是从一点出发汇聚于另一点的曲线族，明显地 分别汇聚在南、北两磁极区，在这两点上磁北方向可以从0变到 360，即没有固定的磁 偏角。按磁偏角定义，同样在地理两极也是如此。因此，在南北两半球上磁偏角共有四 个汇聚点。全图有两条零偏线(D=0 )分布，将全球分为负偏角区(D0 ) 两个部分等倾线大致和纬度线平行分布。零倾线在地理

6、赤道附近，称为磁赤道， 但不是一条 直线。由磁赤道向北，磁倾角为正，在北极附近有一点(实际上是一个小区域)I=90 ,称为北 磁极。磁赤道以南，磁倾角为负，有类似的变化特征，有一个南磁极世界地磁场水平 强度（ H）等值线大致是沿纬度线排列的曲线族，在磁赤道附近最大，约为34000nT，随着 纬度向两极增高，H 值逐渐减小趋于零，在磁南、北两极处H=0。除了两磁极区之外，全球 各点的 H 都指向北垂直强度（Z）等值线图。由图可见，其大致与等倾线分布相似， 与纬度线近乎平行，在磁赤道上Z=0，由此向两极其绝对值逐渐增大，在磁极处达到 60000 70000nT，约为磁赤道附近水平强度值的两倍，在磁

7、赤道以北Z0，表示垂直分量 向下，在磁赤道以南Z 13 表示地壳场。目前一般取至 n = m = 10。 5.如何定义正常磁场和磁异常？ 答：通常情况下，正常场和异常场是相对的概念，正常磁场可以认为是磁异常(即所要研究 的磁场 )的背景场或基准场。如研究大陆磁异常，则将中心偶极子场作为正常地磁场；研究 地壳磁场时， 以中心偶极子场和大陆磁场之和为其正常场，可见正常场的选择是根据所研究 磁异常的要求而确定的。 6.地磁场随空间、时间变化的特征，对磁法勘探工作的意义何在？ 答：在高精度磁测中，地磁周日变化是一种严重干扰场，一般在地面磁测、航空磁测过程中 设 有专用仪器进行地磁日变观测，以便进行相应

8、的校正，称为日变改正。 但在海上磁测时， 这 是一个困难的问题，如近海测量，虽然可建立日变站进行观测校正，但由于海岸效应等 因素会影响其精度。若为远洋磁测，就根本无法建立日变站，因此，为了提高测量精度必 须提出相应的措施， 消除其日变干扰场。在强磁暴和强磁扰期间，应该停止野外磁测工作， 避免那些严重的地磁扰动覆盖在地质体异常之上。然而，短期变化场中也有对磁法勘探工 作有利之处， 如地磁脉动微扰是一种更短周期的电磁波，它在具有高电导率的地壳层中可能 是产生感应大地电流电磁场的天然场源，作为磁测的激发场。故有可能利用它来区分矿与非 矿异常。且测量其大地电流可以确定地壳层的电导率及其厚度等，以解决某

9、些地质、地球 物理问题。 第二章 1、解释以下名词： 热剩磁：在恒定磁场作用下，岩石从居里点以上的温度，逐渐冷却到居里点以下，在通过居 里温度时受磁化所获得的剩磁，称热剩余磁性（简称热剩磁）。应当注意，热剩磁并非全都 是在居里温度时产生的。如将岩石自居里点逐渐冷却至室温，且只在某一温度区间施加外磁 场，由此得到的热剩余磁性，称部分热剩磁。 居里温度 : 居里点： 2、铁磁性的类型和特点有哪些？ 答： （1）铁磁性：磁畴内原子磁矩排列在同一方向，例如铁、镍、钴即属于此。 （2）反铁磁性：磁畴内原子磁矩排列相反，故磁化率很小，但具有很大的矫顽力。 （ 3）亚铁磁性：或称铁淦氧磁性，磁畴内原子磁矩反

10、平行排列，磁矩互不相等，故仍具 有自发磁矩。此类物质具有较大的磁化率和剩余磁化强度。 3、感应磁化强度 i M和剩余磁化强度 r M在成因方面有何不同？ 答：位于岩石圈中的地质体，处在约为0.5 10-4 T 的地球磁场作用下，它们受现代地磁场 的磁化， 而具有的磁化强度，叫感应磁化强度，它表示为Mi =T 式中 T 是地磁场总强度， 是岩石、矿石的磁化率，它取决于岩石、矿石的性质。岩石、矿石在生成时，处于一定 条件下，受当时的地磁场磁化，成岩后经历漫长的地质年代，所保留下来的磁化强度，称作 天然剩余磁化强度，它与现代地磁场无关。 剩余磁化强度的类型及其实际意义？ 答：（一）热剩余磁性（TRM

11、 ） 在恒定磁场作用下，岩石从居里点以上的温度，逐渐冷却到居里点以下，在通过居里温 度时受磁化所获得的剩磁，称热剩余磁性（简称热剩磁）。 （二）碎屑剩余磁性（DRM ） 沉积岩中含有从母岩风化剥蚀带来的许多碎屑颗粒，其中磁性颗粒 （磁铁矿等） 在水中沉积 时，受当时的地磁场作用，会沿地磁场方向定向排列，或者是这些磁性颗粒在沉积物的含水 孔隙中转向地磁场方向。沉积物固结成岩石，按其碎屑的磁化方向保存下来的磁性，称为碎 屑剩余磁性（沉积剩余磁性，简称碎屑剩磁）。 （三）化学剩余磁性（CRM） 在一定磁场中，某些磁性物质在低于居里温度的条件下，经过相变过程（重结晶）或化 学过程（氧化还原）所获得的剩

12、磁，称化学剩余磁性（简称化学剩磁）。 （四）粘滞剩余磁性（VRM ） 岩石生成之后，长期处在地球磁场作用下，随时间的推移，其中原来定向排列的磁畴， 逐渐地弛豫到作用磁场的方向，这一过程中所形成的剩磁称粘滞剩余磁性。 （五）等温剩余磁性（IRM ） 在常温没有加热情况下，岩石因受外部磁场的作用（比如闪电作用），获得的剩磁称等 温剩余磁性。 地壳岩石具有的原生剩磁，既是磁法勘探，也是古地磁学研究的对象。但是，次生剩磁 不能作为古地磁研究的“化石”。 4、影响岩石磁性的因素有哪些？各起何作用？ 答：岩石的磁性是由所含磁性矿物的类型、含量、颗粒大小与结构，以及温度、压力等因素 决定的。 （一）岩石磁性

13、与铁磁性矿物含量的关系 根据实验资料和理论计算，侵入岩的磁化率与铁磁性矿物含量之间存在统计相关关系。 一般来说，岩石中铁磁性矿物含量愈多，磁性愈强。 （二）岩石磁性与磁性矿物颗粒大小、结构的关系 实验结果表明， 在给定的外磁场3 1.35 104H = A/m 作用下， 铁磁性矿物的相对含量不 变，其颗粒粗的较之颗粒细的磁化率大。可用于衡量剩磁大小的矫顽力Hc，与铁矿性矿物 颗粒大小的关系恰好相反，Hc 随铁磁性矿物颗粒的增大而减小。喷出岩的剩磁常较同一成 分侵入岩的剩磁大。 此外，铁磁性矿物在岩石中的结构对岩石的磁化率也有影响。当磁性矿物相对含量、颗 粒大小都相同，颗粒相互胶结的比颗粒呈分散

14、状者磁性强。 （三）岩石磁性与温度、压力的关系 高温与高压，对矿物和岩石的磁性会产生影响。顺磁体磁化率与温度的关系，已由居里 定律确定。 铁磁性矿物的磁化率与温度的关系，有可逆及不可逆两种。前者磁化率随温度增高而增 大，接近居里点则陡然下降趋于零，加热和冷却的过程，在一定条件下磁化率都有同一个数 值。后者其加热和冷却曲线不相吻合，即不可逆。 它是温度增高后不稳定的那类铁磁性矿物 的特征。 此外， 温度增高还能引起矿物矫顽磁力Hc 的减小。 岩石磁化率与温度的相互关系 比单纯矿物的复杂，岩石的磁化率温度曲线与铁磁性矿物的成分有关，岩石的居里温度 Tc 分布仅与铁磁性矿物成分有关，而与矿物的数量、

15、大小及形状无关。因此，热磁曲线 （磁 化率温度曲线）可用于分析确定岩石中的铁磁性矿物类型。温度增高， 还导致岩石剩余磁 化强度退磁。 铁磁体磁化，同时发生机械变形，其形变与晶体大小变化有关。铁磁体变化时，其形状和体 积的改变称为磁致伸缩。岩石在机械应力作用下，由于铁磁体的磁致伸缩，其磁性大小会有 变化。比如在弱磁场中，当磁铁矿受到40MPa 的单向压力时，其磁化率减小，且其减小与 磁化场强度还有关系。同样， 岩石磁化率随着所受机械压力的增加而减小。垂直于受压方向 所测得的磁化率，与压力的相依关系较弱。 岩石的剩余磁化强度，亦随着岩石受压的增大而减小。 5、什么是消磁作用？消磁作用对 i M方向

16、的影响？ 答：，设均匀有限磁介质，受外部磁场（地磁场）0 T 磁化，则其两端表 面将有面磁荷分布，它在其内部产生与磁化场0 H 方向相反的磁场e H ，称为消磁场（退 磁场）。则有限体内部的磁场为0 H = H + He 对于均匀磁化磁性体，可证明其退磁场为e H = - NM 式中， N 为消磁系数（退磁系数），它是与磁性体形状有关的常数。消磁作用使 i M 偏离磁化场To 的方向。一般来说， 愈大，Mi 偏离 To 的方向愈大，且总是偏向 磁性体的长轴方向。 6、如何理解磁性差异是磁法工作的地球物理前提？ 答：位于地壳中的岩石和矿体处在地球磁场中，从它们形成时起，就受其磁化而具有不同程 度

17、的磁性，其磁性差异在地表引起磁异常。 研究岩石磁性， 其目的在于掌握岩石和矿物受磁化的原理，了解矿物与岩石的磁性特征及其 影响因素。 有关岩石磁性的研究成果，亦可直接用来解决某些基础地质问题，如区域地层对比，构造划 分等。 第三章 2、质子旋进式磁力仪测量外磁场的基本原理：理论物理分析研究表明，氢质子旋进的 角速度 与地磁场 T 的大小成正比，其关系为： 式中， 为质子的自旋磁矩与角动量之比，叫做质子磁旋比( 或回旋磁比率 ) ，它是一个常数。 根据我国国家标准局1982 年颁布的质子磁旋比数值是： 又因 ,则有 式中， T 以纳特 (nT) 为单位。由式可见，只要能准确测量出质子旋进频率f

18、，乘以常数，就 是地磁场T的值。 质子磁力仪的盲区：当 =/4，信号幅度只降低到最大幅度的一半，因此对探头定向只要求 大致与T 相垂直。但是，接近于 0，则是探头的工作盲区。 梯度容限：感应讯号的衰减，与探头所处的磁场梯度有关，梯度越大，衰减愈快。可以精确 地测定旋进频率( 即测定地磁场值) ，所允许存在的地磁场最大梯度，叫做仪器的梯度容限。 第四章 2、什么是定向标本？如何采集定向标本？ 答：为了研究岩矿石剩余磁化强度的大小和方向，需要采集定向标本，也就是要确定标本在 原露头上的空间位置。一般用三种定向标志来确定，即在采集标本的露头上画出两个方向上 的水平线确定水平面，标出水平面的上、 下方

19、确定其垂直轴，并在标本上标出磁北方向箭头， 见图 3-4-1。然后，设法取下标本，最后对标本进行编录登记。 第五章 1、研究和计算磁性体磁场有何实际意义？ 答：野外磁测的最后成果是磁异常的等值线平面图和平面剖面图。 磁测的根本目的是要解决地质问题，这需要对磁测资料进行定性、定量和地质解释。 为此，必须先了解各种地质现象与磁异常的对应规律和本质联系以及磁异常特征与各种磁 性地质体形状、 产状等的定性和定量关系，以便根据测得的磁异常推断出地下的地质情况。 2、导出重磁位场泊松公式的条件及公式 答： (1) (2) (3) (4) p T 811 p 2.675 198 7 0.000 007 51

20、0 T s 2f 2 23.487 4 p Tff (5)不考虑剩磁 (或认为 M与 Mr方向一致 )。 同一均匀磁化物体的磁位为： 将(5.2-1)式代入 (5.2-2)式，可得： 上式即为磁位与引力位间的泊松公式，该式表明，同一个既均匀磁化又密度均匀物体的磁 位 上式即为磁位与引力位间的泊松公式。该式表明，同一个既均匀磁化又密度均匀物体的 磁位，可由其引力位来计算。 3、什么是T？T的物理意义及其与Xa、Ya、Za 分量的关系。 答：而 T 是 T 与 0 T 的模量差，即：T = T - T 因此，可把 T 看作是 B在固定方向的投影，这样，T 的物理意义与Z、 H相似， 都是 T 在固

21、定方向的分量。由于是 B在 B方向的分量，令t表示其单位矢量， 其方向余弦为 vv p dv r gradM r dvMr U 1 4 1 4 1 3 v p dv r gradMU 1 4 1 VgradM G U p 4 1 cos),cos(,cos),cos(,cos),cos( 000 tztytx IZAIHAIHT aayax sinsincoscoscos 对于二度体， 由于磁性体沿 y 方向无限伸长， 磁位沿 y 方向无变化， 磁位对 y 的微商为零， 即 H，故(5.2-18)式简化为 4、解释以下名词： 有效磁化强度：Ms 为 M 在 XOZ 面（即观测剖面）的投影（分量

22、），称为有效磁化强度矢 量。 有效磁化倾角：iS为 MS 的倾角，即MS与 OX 轴间夹角，称为有效磁化倾角 垂直磁化：在中高纬度区，当地质体南北走向A=0o时，在东西剖面内，is=90o，相当于垂 直磁 顺层磁化：顺层磁化时， 斜交磁化：当地质体东西走向A=90 o，在南北剖面内有is=I ，相当于斜磁化 5、什么是二度磁异常的规格化公式？并说明其用途？ 答： 规格化公式表明，如我们掌握了某种形体的a a Z 、H 或 a / a / Z 、 H 的表达式及 其曲线形态， 就可利用规格化公式导出该形体斜磁化时的磁异常表达式，分析其剖面异常特 征。 利用规格化公式，我们可以方便地分析和画出不同

23、磁化方向的a H 、T 曲线。通常我 们熟悉不同磁化方向的a Z 曲线，利用a Z 曲线我们可以画出a H 、T 曲线。如直立下 延无限 6、为什么T受斜磁化的影响比Za 大？请举例说明。 由本章第八节二度垂直磁化磁异常规格化公式可知，若为Za 时，K =1， =is；若为 Ha 时， K=1, = is -90 ;若为 T 时，sin I/ sin is , = 2 is 90 。有效磁化倾角为i s 的一个二度体 T 曲线相当于有效磁化倾角为2is - 90 的同一个二度体的Za 曲线。若Za 曲线 is 从 900 变化，则 T 曲线变化更快，相当于Za 曲线 is 从- 9090 变化

24、。如i s= 45o 的 T 曲线，相当于i s=0 时的 Za 曲线，这表明 T 受斜磁化影响比Za 大。根据上述关 IZAIHT aax sincoscos )sincos( /axa HZKT 系，可以用有效磁化倾角is 的 Za 曲线代替有效磁化倾角为is 的曲线。三度体情况不存在 此种简单关系。图5-6-1 是不同有效磁化倾角s i 水平圆柱体的Za T 曲线。还可以直接 得出结论：二度体的总磁场 T a不受斜磁化影响。 7、画出并分析一直立下延无限板状体有效磁化倾角为90，60，45， 30，0 0 的 Za , 曲 线。 8、分析比较球体与水平圆柱体磁场的异同点。 9、分析比较厚

25、板、薄板、水平薄板、台阶、接触带的磁场特征。 10、绘出下列磁性体在给定磁化条件下的T 异常剖面曲线（20 分） 。 第 3 小题提示：垂直磁化水平圆柱体 222 22 )( )( 2 0 Rx xRMs T 第六章 1、对磁异常进行处理和转换的目的是什么？ （1）使实际异常满足或接近解释理论所要求的假设条作。例如把分布在曲面上的实测异 常换算成分布在同一平面上的异常；把叠加异常分解为孤立异常，或把似二度异常转换为二 度异常等。即把复杂异常处理成简单异常，以便于解释。 （2）使实际异常满足解释方法的要求。例如由磁场某单分量测量结果换算其它分量的值； 或者由磁场值转换成为频谱值等。从而可以提供多

26、方面的异常信息来满足一些解释方法本身 的要求。 （3）突出磁异常某一方面的特点。例如通过向上延拓等方法来压制浅部磁性体的异常， 相对突出深部磁性体的异常；通过滤波或换算方向导数来相对突出某一走向方向的磁异常特 征等。 2、试推导空间域二度向上延拓公式 在重磁异常的解释中，有时需要由观测平面上的换算出场源以外任意点上的。对于二度半空 间狄里希莱问题，即 3、试证明二度向上延拓公式的系数之和等于1。 4、简述磁异常一阶导数（或一阶差商）的物理意义。 曲线的形态与()(x)和() ()的形态是一样的 ，曲线相当于板状体两旁厚度为的两个薄板所产生的磁场；而曲线相则当于将 一个薄板异常变成上下两个水平柱

27、体的异常。根据这一分析不难理解对一个厚板状磁性体而 言，曲线就相当于分布于厚板角点上的水平柱体异常。(如图 c)。由此可见导数异常将 大大减少相邻磁性体异常之间的干扰，有利于分离叠加异常。 5、为什么垂直磁化磁异常的垂向二阶导数等于零的位置可以确定岩体的边界（厚板状体的 边界） ? 答：根据这一分析不难理解对一个厚板状磁性体而言，曲线就相当于分布于厚板角点 上的水平柱体异常用垂向二阶导数圈定磁性体的范围和位置。分析厚板状磁性体异常公式可 知， 其垂向二阶导数的零值点恰好为其边界的位置。对于一般棱柱体异常也具有同样的特点。 因此， 若将实测异常换算成垂直磁化，再计算其垂向二阶导数后，其零值线基本

28、上反映了磁 性体的范围。 6、什么叫化到地磁极？为什么要进行化极处理？ 把 T 化到地磁极的过程包含了 T 化 Z a 的分量换算和斜磁化Za 化垂直磁化Za 的磁 化方向换算磁化方向换算的方法是由斜磁化的磁场Za 求垂直磁化方向的磁位U ，再由 垂直磁化磁位U 求垂直磁化的磁场Za 。由于这种转换相当于把T 换算到地磁极的 地磁场状态故称为化到地磁 7、 频率域位场转换的基本原理？写出磁异常转换的各种频率响应因子，并说明其滤波作用。 答：所谓频率域位场转换是把空间域实测的磁异常通过傅立叶变换得到频谱，再 乘以换算因子， 反复换算来实现，人们习惯把空间域的磁异常通过傅立叶变换来实现各种换 算称

29、为频率域或波数域。在频率域进行磁异常的转换，其最大优点是空间域的褶积关系变为 频率域的乘积关系；同时还可以把各种换算统一到一个通用表达式中，从而使磁异常的换算 变得简单。另一个优点则是可以从频谱特性出发，形象地讨论各种换算的滤波作用。 8、什么是维纳滤波与匹配滤波方法？ 7、请总结归纳划分区域异常和局部磁异常的方法，说明它们的原理及异同点。 ，目前磁异常的转换处理主要有圆滑、划分异常（如区域场和局部场的分离，深源场与浅源 场的分离等）、 磁异常的空间转换（由实测异常换算其他无源空间部分的磁场，也称解析延 拓）；分量换算（由实测异常进行 T,Hax,Hay 之间的分量换算）、导数换算（由实测异常

30、 计算垂向导数、水平方向导数等）、不同磁化方向之间的换算（如化到地磁极等）以及曲面 上磁异常转换等等。磁异常转换处理的方法包括空间域和频率域两类。频率域方法由于速度 快，方法简单等优点，已成为磁异常转换处理的主要方法。早在20 世纪 50 年代，诸如导 数异常的计算，磁场解析延拓，化到地磁极 第七章 1、什么是磁异常反演的多解性？请举例说明。 多解性问题是地球物理反演解释中普遍存在的问题。为了避免或减少磁异常反演的多解 性问题，必须充分利用地质及其它地球物理资料进行综合推断解释 2、试分析克服磁异常反演的多解性的措施？ （1）充分利用已知资料进行约束 2）补充其它观测资料 3）采用适当的正则化

31、措施 4）求最合理的解而不是最精确的解 显然，反演计算结果的可靠性是反演方法得以应用的根据，而位场反演中固有的多解 性，严重地影响到计算结果的可靠性。应当特别强调的是，可靠性主要指的是得到的模型体 与实际地质体的符合程度，而决不能满足于由模型体算出的理论异常与观测异常的“ 拟合 ” 好坏。 多解性的存在是固有的，但是采用适当的模型，特别是应用已知资料施加约束，一定 能够限制它的影响，并取得比较可靠的结果。 举例： 3、简述切线法、特征点法的应用条件及优缺点。 切线法是利用过异常曲线上的一些特征点（如极值点，拐点）的切线之间的交点坐标间 的关系来计算磁性体产状要素的方法。该方法简便、快速、受正常

32、场选择影响小，在航磁 T 异常的定量解释中曾得到广泛应用。 利用磁异常曲线上一些特征值，如极大值、半极值、1/4 极值，拐点，零值点及极小值 等坐标位置和坐标之间的距离，求解磁源体参量的方法称为特征点法。其实质就是求解出不 同形状磁性体磁场解析式的特征点与该形体参量间的关系式，然后由异常曲线上读取各个特 征值代入相应关系式求得反演结果 4、简述欧拉齐次方程法快速反演方法原理与实现步骤。 答：它不需要假设任何特定地质模型。因此即使在地质体不能用一些棱柱体或厚板来适当表 示时， 也能应用欧拉法并作出推断，所以它较之于其它方法可应用于更多的地质情况。为了 提高方法的这种灵活性需要解释人员起很大的作用

33、，有时候解释者可能需要借助对测区地质 情况的了解以便在欧拉法所得出的两种或多种可能之间作出选择。另外， 欧拉法属于借助于 计算机进行自动深度估计的方法，它既可以应用于剖面磁测数据也可以应用于平面网格磁测 数据。 5、什么是最优化反演方法？ 最优化选择法反演的原理是将实测资料与已知形状产状的模型体所产生的理论异常对比，反 复修改模型体的大小、产状等参量， 使理论曲线和实测曲线较满意的符合为止。我们就取该 理论曲线对应的模型体作为实际地质体的解释。 步骤： (1) 给出实测磁异常及测点的坐标； (2) 选择进行解释的地质体模型，如二度倾斜有限延深板状体，三度倾斜长方体等； (3) 给出地质体模型参量(包括物性、空间位置、大小等)初始估计值 (称初值 )； (4) 计算地质体模型的理论异常,并将该异常与实测异常对比； (5) 根据理论曲线与实测曲线的符合程度,即它们之间差异,判断是否需要修改地质体参 数重新计算对比； (6) 若理论曲线与实测曲线的符合程度不满足预先给定的要求,则修改地质体模型的参 量,以使理论曲线与实测曲线之间的差异不断减小,如此反复迭代,直到满足要求为止； (7) 输出最后模型体的参数,作为解释结果。 6、简要总结你所学过的反演方法。