海洋地球物理与海底构造学 (31)讲解

1930年卡西尼公式
g 9.78049(1 0.0052884sin2 0.0000059sin2 2 )
1979年IUGG公式
g 9.780327(1 0.0053024sin2 0.000005sin2 2 )
（2）重力位
保守力场：在一个封闭系统中动能和位能的总和守恒。重
1.概述
二、未来展望
2 1世纪海上重力与磁法测量将以以下几个方面为 重点发展方向：勘探仪器、数据处理技术、解释理论 与方法、应用领域等。
仪器方面：将发展海上航空标量、矢量、梯度重力测 量 和海上航空全梯度磁力测量、三分量磁力测量，提 高海上综合信息采集能力。
数据处理技术方面：发展高精度海洋重磁数据处理技术，
三度体的重力位：
dU Gdm r
U

G

1
r
dxdydz
G drddz

G r sin drdd

（3）重力位的梯度和高阶导数
重力是重力位的梯度
g U
重力位场基本方程
g U 2U
区域内无引力物质时——拉普拉斯方程
2U 0
g ge (1 sin2 1 sin2 2)


gp ge
ge
; 1

12
8

来自百度文库
1
4
上式中，ge、β 、β 1是计算重力公式的关键，不 同的科学家有不同的参数值，可得到不同的计算正常 重力公式：
1901-1909年赫尔默特公式
g 9.7803(1 0.005302sin2 0.000007sin2 2 )
力场是保守力场，在重力场中移动质量所作的功与路径无关， 只与端点有关。
重力场做功：将单位质量m从无穷远处沿任何路径移到距M
的重心距离为R的一点所做功：
U (r)
R
g dr
R F (r ) dr

m
GM
R dr r2
GM R
点质量的重力位： U (r ) GM R
①自由空间异常：对观测重力值仅作高度校正和正常 场校正。
g f g0 gh g
②布格重力异常：对观测重力值进行地形校正、布格 校正（高度校正和中间层校正）和正常场校正
gb g0 gT gh g g
关于海洋重力异常的说明：
区域内有引力物质时——泊松方程
2U 4G
重力位的导数：根据场论中梯度定义
g U U i U j U k x y z
g(x)i g( y) j g(z)k
重力位的一阶导数：沿任意方向的分量与重力位沿该方向的
方向导数。
U g(x) x Ux
σ 为中间层密度，单位g/cm3，厚度单位m。校正值单位105m/s2。）
gb (0.3086 0.0419 )h
正常场校正：正常重力场对测点观测值的影响：理论计算得到
的地球正常重力场公式（如果测点与基点不在同一纬度，会产生 因纬度不同的正常重力差，必须去掉。）
g ge (1 sin2 1 sin2 2 )
根据位场理论，利用观测面重、磁资料，可计 算观测面之上或其下不同高程处重、磁场值，此即 为向上延拓和向下延拓。
上延可突出深源异常，压制浅源异常，且根据 异常特征的变化 ，异常衰减的速度，可估算出场源 埋深。
下延可突出浅源异常，且根据异常形态特征，， 异常增强的速度，可勾绘出场源几何形态。
2.3 重磁测量
（1）重力
牛顿万有引力定律： F G Mm r r3
G 6.67 1011 m3 /(kg s2 )
重力：物体所受重力是地球质量对物体产生的引力
及该物体随地球自转引起的离心力的合力
Z F C
重力场强度g ：单位质量的
物体在重力场中所受的重力
g F C mm
重力勘探中重力即指重力场强度或重力加速度。 单位制：CGS单位（厘米克秒制）： Gal，mGal，uGal
U zz
（4）海洋重力测量方法
海洋重力测量最早是使用潜水钟在海底进行重力测量。 观测者与重力仪同时潜入海底。其后，远距离操作的海底重 力仪取代了潜水钟。海底重力仪无需操作者潜入海底，却能 达到与陆地同样的观测精度。
1960年以后，船载重力仪出现。船载重力仪测 量效率高，成本底，且可以在海洋地震勘探船上与 地震勘探同时进行。
2.3 重磁测量
1.概述
一、海上重磁勘探
到目前为止，只有重力、磁法有广泛的覆盖率，其资料 在选区阶段已被普遍利用。而且这两种方法在圈定岩体、识别 断裂、划分构造单元、区分不同岩性单元、反演地层界面等方 面，效果明显，适合于地质填图。
重磁方法有着与地震勘探不同的机理与特点，充分利用 已有资料，采用合理的数据处理方法，可充分发挥其潜在的优 势。
国际单位（SI）（米千克秒制）：m/s2 1Gal (伽) =10-2m/s2 1mGal (毫伽) =10-5m/s2 1uGal (微伽) =10-8m/s2
正常重力公式：由正常重力位推算的正常椭球面上的 重力公式，基本形式（gφ 为计算点地理纬度φ 处的正常重力值，ge
为赤道重力值，gp为两极重力值，β 为地球的力学扁率，ε 为地球扁率）
第二章 海底构造的地球物理研究方法
2.3 重磁测量
1.概述
海洋重、磁勘探的特点是可以在地震勘探作业的 同时，获取重力及磁力数据，扩大了勘探的信息量，取 得事半功倍的效果。
近一、二十年以来由于高精度观测仪器、资料处理 技术和解释方法的发展，使得重磁测量在海洋地质构造 研究和海洋油气勘探中取得了很大进展。
和海洋重磁异常弱信号的提取、不同深度重磁异常的划分、低 纬度变倾角化磁极以及位场曲面延拓。
解释理论与方法方面：开展海洋卫星重磁测量，综合海洋
卫星、海洋航空、海面重磁测量资料研究海底结
构与海底构造。发展复杂条件下海洋三维重磁场多参数综合反 演可视化技术以及快速自动反演技术。
应用领域方面：探索磁性多参数的应用新领域，充分发挥磁
海洋重力测量主要受四个方面的干扰——厄缶效应、水 平加速度效应、垂直加速度效应、交叉－耦合效应。
海洋重力测量的主要干扰因素：海洋重力测量主要受四
个方面的干扰——厄缶效应、水平加速度效应、垂直加速度效 应、交叉－耦合效应。
海洋重力测量的主要干扰因素：海洋重力测量主要受四
个方面的干扰——厄缶效应、水平加速度效应、垂直加速度效 应、交叉－耦合效应。
g( y)

2U xy
U xy
z
g(x)

x
g(z)

2U xz
U xz


2U
z g( y) y g(z) yz U yz
x
g(x)
2U x2
U xx

2U
g(y) y
y 2
U yy
z
g(z)
2U z2
（5）重力异常
海洋重力观测资料经零点校正后，是各测点相对于总基点 的相对重力值。这种重力资料含有地下密度不均匀地质体产生的 异常、海水层变化产生的异常、不同纬度产生的异常等，必须将 各测点相对重力值按统一标准改正，才可得出各点单纯重力异常。
布格校正及布格异常（h为测点与基准面之间的高差，单位m；
重力勘探是以岩矿石的密度差异为基础，表现 在重力场中为重力异常。由于地表至地下深处均存 在横向密度差异，故重力异常是地下密度变化的综 合反应，即，重力异常是一个叠加异常。重力异常 的复杂性亦在于此，因此，正确认识重力异常的前 提是区分叠加异常。
磁法勘探是以岩矿石磁性差异为基础。在海底 和海水覆盖地区，磁异常主要反映基底构造、岩浆 岩分布、海底大洋中脊扩张等情况。
法在海洋环境污染调查中的作用。
第二章 海底构造的地球物理研究方法
2.3 重磁测量
2.重磁测量原理
一、重力方法原理
实质：以海水和海底地壳中不同岩、矿石之间 密度差异为基础，通过观测和研究重力场的变化 （重力异常），探查海底地质构造和矿产资源。
主要用途：探查海底地质构造和深部构造、圈 定海洋油气远景区、寻找海底金属矿产。
KSS31M海洋 重力测量系统
重力海上测量基本要点：技术设计仪器的检查与标定
基点网的布置与观测普通点、检查点的布置与观测资 料处理成果解释
国家85重力基准网
工区及测线位置
海洋重力测量的主要干扰因素：重力仪测量海上任意点
和绝对重力值已知的港口基点之间的g的差值。为了将重力归 算到大地水准面上，并计算由海底下质量变化引起的重力场扰 动或异常，附加改正是必需的。
U g( y) y U y
U g(z) z Uz
例：沿z轴 方向（铅 垂方向） 加速度
g(z)
U z

G

z r3
dxdydz

G


z r2
drddz

G


z r
sin
drdd
重力梯度与 重力位二次导数
y
g(x)

x