地磁测量

地质名词

测量地磁要素及其随时间和空间的变化，为地磁场的研究提供基本数据。地磁测量可分为陆地磁测、海洋磁测、航空磁测和卫星磁测。根据测量范围的不同，地磁测量又可分为全球性的、区域性的和地方性的。地磁测量可以分为绝对测量和相对测量。它们的目的和所要求的精度不同。

陆地磁测

利用磁力仪在地面上进行地磁测量。一般使用磁偏角仪测量地磁偏角（由天文观测测定地理真北），使用石英丝水平强度磁力仪测量地磁水平强度，使用质子旋进磁力仪测量地磁总强度。用这样一组仪器进行测量,不仅速度快,而且精度高。地磁测点的分布要求尽量均匀，并应设在磁场均匀、没有人为干扰的地方。测点的经纬度是通过天文观测确定的。根据地磁测量的目的和要求，测点又有复测点和普通点之分。复测点的距离一般为二、三百公里，每年复测 1次。复测点的地磁资料主要是用来研究地磁场的长期变化，它在很大程度上弥补了地磁台站少、分布不均匀的缺陷。普通点的距离一般为几十公里，其资料主要用来编绘地磁图。　为了保证地磁资料的精度，不仅要有高精度的地磁仪器，而且要有合理的观测方法。在所有的地磁测量中，陆地磁测资料的精度最高，它不仅可以用来研究地磁场及其长期变化，而且也为研究固体地球物理学、地质和地球物理勘探中的某些问题提供重要的依据。

海洋磁测

利用船只携带仪器在海洋进行的地磁测量。主要有 3种形式：一是在无磁性船上安装地磁仪器；二是用普通船只拖曳磁力仪在海洋上测量；三是把海底磁力仪沉入海底进行测量。大规模地进行海洋磁测，是在20世纪初叶。1905～1929年，美国卡内基研究所先后用专门装备起来的船只和卡内基号无磁性船，在太平洋、大西洋和印度洋等海域进行了测量，取得了大量的磁偏角、磁倾角和水平强度资料。1957年以后，苏联利用曙光号无磁性船连续完成了印度洋、太平洋和大西洋的航行，获得大量的地磁资料（包括磁偏角、水平强度、垂直强度和总强度）。　从50年代开始，拖曳式质子旋进磁力仪用于海上测量地磁总强度（电缆长度≥3倍船身长）。70年代末,质子旋进磁力仪才被安置在海底来直接测量地磁场。这样在海洋表面和海底同时测量，就可以得到地磁场的垂直梯度（见海洋磁力测量）。　海洋磁测资料对编制地磁图、以及研究海洋地质和海底资源都有重要的作用。海洋磁测发现了海底条带状磁异常，为板块构造学说提供了重要依据（见板块大地构造学说）。

航空磁测

用飞机携带磁力仪在空中进行的地磁测量，它比陆地磁测和海洋磁测速度快，费用省。　航空磁测可分为两种类型，一种是用磁通门磁力仪，或质子旋进磁力仪，或光泵磁力仪测量地磁场的总强度（标量）;另一种是用磁通门分量磁力仪,或质子旋进分量磁力仪测量地磁场的各个分量，有的测量磁偏角、水平强度和磁倾角，有的测量地磁场的北向强度、东向强度和垂直强度。测量地磁总强度时，飞行高度较低，通常是几十米或几百米，测线也较密，线距为几百米或几千米。为了减少飞机本身产生的磁场对测量结果的影响，要把探头放在机舱外面（见彩图），用一定长度的电缆同飞机联接。测量地磁场分量时，飞行高度为几公里，线距为几十公里。测量地磁场分量的难度比测量其总强度的难度大得多，这是因为不仅要测定探头相对于参考系统的方向，而且要补偿飞机磁场对测量结果的影响。在进行航空磁测时,除了磁力仪之外,定位和导航是很重要的辅助技术。根据测量的目的和测区的条件，可以使用不同的定位和导航方法，例如可以用地形图和照相机、惯性导航仪和多普勒导航仪，以及高精度的圆系统定位导航。　航空磁测数据用模拟记录器或数字磁带来收集，并用微处理机进行处理。　尽管三分量航空磁测的精度低于地面磁测的精度，但它可以在交通不便或不可能进行地面磁测的地区进行测量，为研究这些地区的地磁场及其长期变化提供资料。另外，航空磁测还广泛地应用于金属矿普查、石油普查和地质构造研究等方面（见航空地球物理勘探）。

卫星磁测

把磁力仪放在人造卫星上进行的地磁测量。卫星磁测技术发展迅速，最初只是当卫星飞过地面接收站上空时，卫星才发射信息，后来使用记忆装置，就能获得整个卫星轨道上磁场数据。　1958年，苏联发射了世界上第一颗测量地磁场的卫星（“人造地球卫星”3号）,上面装有磁通门矢量磁力仪，由于不能准确地确定仪器的方向，所以只能得到总强度的资料。以后，苏联和美国又先后发射了几颗飞行不高的测量地磁场的卫星,如美国的“先锋”3号、“宇宙”26号、“宇宙”49号、“宇宙”321号、“奥戈”2号、“奥戈”4号和“奥戈”6号，这些卫星都只携带测量地磁场总强度的磁力仪（质子旋进磁力仪或光泵磁力仪），飞行高度通常是几百公里，能够准确、迅速地测量地磁场总强度。1979年10月30日美国发射了一颗“地磁卫星”，它的轨道通过两极上空，能够覆盖整个地球表面。卫星上除装有光泵磁力仪和磁通门矢量磁力仪外，还装有星象照相机,能较准确地确定卫星的飞行姿态,因而有可能作出较准确的地磁三分量的全球测量。　通过卫星磁测，人们在很短的时间里，就能取得整个地球磁场的资料。根据卫星磁测资料，可以建立全球范围的地磁场模型，研究全球范围的磁异常，并可以研究地磁场的空间结构（见磁层）。

中国的地磁测量

中国境内很早就有过磁偏角的测量。1683年起，在北京曾有过间断的记录。1867年开始有地磁三要素（磁偏角、磁倾角和水平强度）的测量资料。在1936～1947年期间，中央研究院物理研究所、中央地质调查所、北平研究院物理研究所和陆地测量总局都做过区域性的地磁三分量的绝对测量。1950年开始进行全国范围的陆地磁测，并于1969～1972年完成了全国地磁普测。　中国的航空磁测是从1953年开始的，到70年代末期，绝大部分地区都做过1:500000或 1:1000000的航空磁测。在中国中部和东部的广大地区,还做过1:50000的航空磁测。根据以上资料编绘出 1:1000000的中国航空磁力异常图。中国航空磁测主要用磁通门磁力仪和质子旋进磁力仪，也使用光泵磁力仪测量地磁总强度。　中国的海洋磁测主要是利用拖曳式质子旋进磁力仪，测量地磁总强度。

资料处理

从地磁测量资料中减去变化磁场和长期变化，并进行仪器差改正，以便把各个测点的观测值化为同一时刻和同一标准的数值。这个处理过程也叫地磁测量资料的通化或归算。

变化磁场改正

在所获得的地磁测量资料中，不仅包括基本磁场，而且也包括变化磁场，因而，为了得到某一测点的基本磁场，就必须把变化磁场从观测值中减去。作法主要有两种：一种是利用测点附近地磁台的日变记录，按野外观测的时间，从磁照图上直接量取变化磁场（假定测点和地磁台的变化磁场是一致的）。这种改正方法虽较简单，但由于忽略了变化磁场随纬度的变化，所以每个地磁台的控制范围不能太大（控制半径约为500公里）。另一种方法是根据地磁台的多年资料,用统计分析方法，得到变化磁场各个成分的时空变化规律，计算出各个测点的变化磁场值，再从观测值中减去。这种改正方法比较繁琐，它适用于地磁台稀少地区的地磁测量资料的整理。

长期变化改正

要把不同日期、不同年份的地磁测量资料归算到某一共同时刻，就要进行长期变化改正。通常是根据地磁台和地磁复测点的各个地磁要素的年变率，描绘出它们的地理分布，或用泰勒多项式表示出它们的地理分布，然后根据各个测点的经纬度即可量取或计算出相应的长期变化值。如果测区缺少地磁台和地磁复测点,就难以确定长期变化的分布。在这种情况下,可以利用相应年代的世界地磁图的等变线进行长期变化的改正。

仪器差改正

由于不同磁力仪的观测结果不一致，若要把不同磁力仪测量的地磁资料归算到某一共同标准（地磁台站标准或国际地磁测量标准），就要进行仪器比测，以确定仪器差。在磁测前后，均应将使用的地磁仪器与地磁台的标准地磁仪进行比测，如果野外测量时间较长，则在测量过程中间也应进行仪器比测，以便确定仪器差随时间的变化。经过仪器差改正之后，地磁测量资料就归算到某一共同的测量标准。中国是以北京地磁台的标准磁力仪为标准的。　另外,有些国家还对地磁测量资料进行高度改正,以便把不同高度的地磁资料归算到某一共同高度（如海平面）。　陆地磁测资料经过上述各种改正之后，就得到一系列年份相同、标准相同、高度相同的基本磁场数据。对于其他类型的地磁测量资料，还要进行一些特殊的改正，例如对于三分量航空磁测资料，还要进行飞机磁场的改正，以及定向系统漂移的改正（见地球变化磁场）。

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