内 容 提 要

本书介绍以下重要问题：国际地磁参考场及其计算方法，地磁区域性和地区性模型及球冠谐和分析法，

地壳与上地幔岩石的磁性，波数域变换中的随机误差，几种位场异常反演新方法（希尔伯特法、沃纳法、离散

线性反演法、视磁化强度填图法等），最后还介绍了国际上磁法前沿概况及新的应用领域。

目 录

第一章 地磁场模型理论分析与地壳上地幔岩石的磁性

1正常地磁场的理论分析

一、内源稳定磁场的组成及其特点

二、正常磁场模型

三、全球模型

四、地区性地磁场模型

2变化磁场分析

一、正常变化场与异常变化场

二、几种典型地电剖面上的变化场异常

三、中国几个变化场异常区

3地壳和上地幔岩石的磁性

一、地壳和地幔

二、大陆地壳的磁性

三、海洋地壳的磁性

四、上地幔的磁性

五、温度、压力对岩石磁性的影响

第二章 位场变换中的随机误差分析与划分区域场和局部场的方法

1位场波数域变换中的随机误差分析

一、随机误差的谱估计

二、误差传递系数的一般表达式

三、单步变换处理的误差传递系数

四、多步变换处理的误差传递系数

2划分磁异常区域场和局部场的插值切割法

一、基本原理

二、插值切割算法

三、随机误差的传递规律

四、理论模型计算与野外实例应用

第三章 位场异常反演方法

1磁异常希尔伯特（Hilbert） 变换反演方法

一、一维希尔伯特变换基本关系式

二、二度体磁场与希尔伯特变换场相互关系分析

三、综合利用磁场与希尔伯特变换场化到顺层磁化的方法

四、综合利用磁场与希尔伯特变换场反演is（或γ）的方法

五、综合利用磁场及其希尔伯特变换场反演磁性体深度方法

六、利用一维希尔伯特变换增强弱磁异常

2二度体磁异常快速自动反演方法

一、沃纳反褶积法

二、磁异常总梯度模反演法

三、组合函数反演方法

3视磁化强度填图方法

一、波数域视磁化强度填图方法

二、空间域视磁化强度填图方法

三、视磁化强度填图方法评述与实际应用

4波数域位场异常迭代反演及曲面上位场数据的转换

一、曲面位场异常的快速正演计算

二、迭代反演方法原理

三、双界面及多界面的快速正反演计算

四、波数域中曲面上位场异常的转换方法

5位场异常离散线性反演和B.G.反演理论及方法

一、离散线性反演

二、Backus－Gilbert反演理论

三、线性反演在位场异常解释中的应用——求源分布

四、非线性反演问题求解

6神经网络反演法及分形分析简介

一、神经网络（neuralnetwork）反演法简介

二、分形（fraotal）分析简介

第四章 磁法的某些重要应用及单位制问题

1岩石磁各向异性、磁异常微磁测量及其地质应用

一、岩石磁各向异性

二、微磁测

三、综合应用磁各向异性与微磁测确定火山口

2油气田区重、磁资料的应用

一、物性界面及物质层的位场异常正演计算方法

二、物性界面位场异常约束反演计算

三、位场异常的广义线性约束反演方法

四、其他方法

五、重磁资料的综合解释方法

六、磁法直接探测油气问题

3海陆磁异常特征及分析

一、地球表面海洋及大陆的磁异常场特征

二、磁卫星高度的地球洋壳陆壳的磁场特征

4关于磁法勘探单位制换算问题

一、国际单位制与高斯制中磁化率的换算

二、两种单位制中的正反演问题

三、消磁系数与视磁化率

参考文献

第一章 地磁场模型理论分析与

地壳上地幔岩石的磁性

1正常地磁场的理论分析［1］［2］［3］

在地球表面附近任何地点，地球磁场由三个源引起，它们分别位于地核及核幔界面，

地壳（或许还包括上地幔的最上部）以及电离层和磁层中。这三个源引起的磁场分别称为

地核场、地壳场和外源场。

地核场也叫主磁场（过去称为基本磁场），其幅度最大，它的分布近似于一个偶极子场

的分布。地核场随时间的变化是缓慢的，称为长期变化，每年最大的变化约为1％。主磁

场的成因问题目前还没有解决，最合理和有希望的一个学说是所谓的“发电机”学说。这

个学说认为主磁场是由地球的液态外核和核幔界面上的电流体系引起的，这些电流由地球

内部的能源维持。

在磁层边界及磁层内部以及电离层中分布着许多电流系，他们随时间而变化，周期从

10－4秒到1年，这些变化引起地面磁场幅度的变化，由n×10－1nT到n×103nT。上述外部

电流系引起的外源场随时间的变化，在地球内部产生感应电流，因而引起感应场，其分布

与地壳和地幔的电性结构有关。关于这个问题，在§2中还要较详细地介绍。

地壳场通常称为磁异常（或异常磁场），是由于在地核场作用下，地壳的地质、地球物

理特性变化引起的，其幅度由n×10－1nT到n×103nT或更大。地壳场源的尺度比外源场和

地核场的尺度要小，因此其空间梯度一般较大。地壳场的一部分是由感应磁化强度所引起，

并依赖于主磁场，另一部分则是由剩余磁化强度引起的。

一般认为，地幔是无磁场源的，这是由于它的温度在一般情况下高于居里点，因而不

存在铁磁性和亚铁磁性效应。另一方面，地幔的电导率很小，物质的对流也极其缓慢，与

之有关的电流及磁场可忽略不计。以后我们还要从地磁场的空间分布特点来说明这个问题，

这里只是从物理上简单地说明地幔无磁场源的原因。

地壳场是磁法勘探的主要研究对象。为了正确有效地从地球磁场中分离出异常场，我

们对于另外两种场的特点也应该有较深入的了解。

一、内源稳定磁场的组成及其特点［4］

如果我们不考虑外源变化磁场（和感应磁场）的贡献，或者说可以用适当的方法将变

化磁场从观测结果中剔除掉，则将留下地核场和地壳场。地核场还有长期变化，但很缓慢，

因而我们可把这两部分磁场当作稳定磁场进行研究，即它们只是空间坐标的函数。

地核场（主磁场）由两部分组成：偶极子场T0和世界磁异常Tw，T0十Tw的水平梯度

值很小，约为（5—10）nT/km，而且在大范围内基本上是恒定值，在地磁图上，主磁场诸

要素的等值线是很光滑的曲线。

地壳场（异常磁场，磁异常）TA的幅度虽比主磁场的幅度要小很多，但它的水平、垂

直梯度很大，就是说空间变化急剧。许多学者对TA的特点进行了统计分析研究，认为它是

分块的平稳随机函数。按照分布范围和幅度，大体上可把TA分成三部分：大区域场TBR、

区域场TR及局部场TL0对于TA进行统计分析的结果，有助于我们了解TBR、TR及TL的定

量特征。TA的自相关函数的零相关半径值r0可近似地看作是正异常的范围，另一特征数量

标准偏差σ则可表示异常幅度。对于TBR，r0＝（300—700）km和（900—1000）km，σ＜200

nT；对于TR，r0＝（35—40）km，σ＝400nT；对于TL，r0＝（3—5）km，σ＝500nT。对于

TL，还可再细分。

由以上分析结果可见，内源稳定磁场TIS由许多部分组成，TIS＝T0＋TW＋TBR十TR＋

TL。其各组成部分随高度的衰减特性是不相同的，利用这种特性，也可以分离各个组成部

分。

某些学者的计算和分析表明，在距地表10km高度上，所有局部异常将消失；在50km高

度上，区域异常消失；在500km高度上，大区域异常将消失；最后，在10000km高度上，

世界磁异常将消失，只剩下偶极子场。

由此，可列下表说明不同高度上TIS的组成情况，其中h表示距地表的高度。

不过需要注意，上述结果只是近似的，我国几个有名的大区域异常，如青藏高原负异

常、塔里木、四川正异常等，在飞行高度为400km的磁卫星MAGSAT上仍能测出，只不

过其幅度甚小，大约在10nT以内。

二、正常磁场模型

由于地磁场由许多部分组成，它们的幅度、分布范围以及与之相关的地质因素各不相

同。在解决地质找矿问题时，我们往往只对某一类磁异常感兴趣，需要将它从其他部分分

离出来，为此就要剔除一个背景场或正常磁场。许多学者认为正常磁场是一个相对的概念，

视研究对象而定，因此可以建立不同层次的正常场模型。

如果我们把整个地壳场作为研究对象，则需要建立主磁场模型，即全球的正常场模型。

一个多世纪以来，由于数学方法（高斯球谐分析方法）的提出和计算方法技术的不断完善，

以及全球范围内观测数据的积累这一正常场模型在不断修正。特别是近二十多年来经过地

磁学家的努力，现在已建立了一个国际通用的主磁场模型，称为国际地磁参考场（IGRF，

InternationalGeomagneticReferenceField），IGRF在地磁学中还有其他的用途。主

磁场系指T0十Tw，如果我们要研究Tw，则应取地心倾斜偶极子场为正常磁场。例如，当

人们研究有名的东亚异常（又名蒙古异常、西伯利亚异常，它对我国境内磁场的分布亦有

很大的影响）时，选取T0作为正常磁场。