测量多少点物理场

❶ 基本物理量、场方程及测量单位

根据经典电磁学，描述磁场的基本物理量是磁通量密度（B）、磁场强度（H）、磁极化强度（J）和磁化强度（M）。磁通量密度又称为磁感应强度，是表征磁场特征的基本物理量，其定义由Biot-Saval定律给出，代表单位面积中的磁通量或单位电流元在磁场当中所受到的力。磁场强度是一个由磁通量密度导出的物理量，即

岩石物理学基础

式中：μ₀为真空或空气中的磁导率，其数值为μ₀=4π×10^-7H/m（亨利/米），

J=μ₀M （4-1-2）

其中，磁化强度M代表单位体积内的磁偶极矩。在各向同性的条件下，

M=χ^（m）H （4-1-3）

因此，

B=μ₀μ_rH=μ₀（1+χ^（m））H （4-1-4）

式中：χ^（m）和μ_r=1+χ^（m）均是无量纲的物理量；χ^（m）为磁化率；μ_r为相对磁导率。

在各向异性条件下，磁化强度矢量M和磁场强度矢量H的方向不一致，磁化率变为二阶张量（矩阵），即

岩石物理学基础

从而，

岩石物理学基础

式中：U为二阶单位张量；μ_r为相对磁导率张量。

类似地，在各向异性条件下，磁化强度和磁场强度之间的数学关系变为

岩石物理学基础

这说明，在各向异性条件下，磁通量密度和磁化强度的每一个分量都是磁场强度各分量的线性组合。

磁化率是刻画物质磁性的基本物理量。因此，对物质磁性的研究主要是研究其磁化率。由公式（4-1-5）可知，磁率张量χ^（m）中共含有9个分量。由于能量守恒定律，χ^（m）中的交叉项相等，即

。因此，磁化率在各向异性的条件下是一个对称的二阶张量。

在国际单位制（SI）中，磁通量密度和磁极化强度的单位是Tesla（特斯拉，T），即

1T=1V·s/m² （4-1-8）

磁场强度和磁化强度的单位是A/m（安培/米）。在实际工作中，Tesla显得太大，因此一般取其1/10⁹，称为Nano-Tesla（纳特，nT）。

国际单位制（SI）是目前磁学单位的标准。在历史上，在磁学和电学中曾出现过厘米克秒静电单位制（简称为 CGSE 单位制或 esu 单位制），厘米克秒绝对电磁单位制（简称为CGSM单位制或emu单位制），绝对高斯单位制（esu和emu的混合单位制）以及实用单位制（也称为MKSA单位制）。

在过去的地球物理图书或资料中，磁场的单位采用的是电磁单位制。在这个单位制中，磁场强度和磁化强度的单位是奥斯特（Oe），磁通量密度和磁极化强度的单位是高斯（Gs）或伽马（γ）。电磁单位制与国际单位制的换算关系是：1Gs

10^-4T，1（γ）

1 nT，1 Oe

79.6A/m。在电磁单位制中的磁化率是国际单位制中的磁化率除以4π。

❷ 地球物理场定义

geophysical field——地球物理场指具有一定地球物理效应的区域或空间，如地球内外存在的重力场、地磁场、地电场、地热场、地应力场等。
它是地球物理学观测和研究的主要对象。地球物理场的空间分布和显示特征各异，不同地区的地球物理场显示的特征截然不同。因此，研究地球物理场不但可以探讨地球内部的组成，还可以探讨地球内部物质的特性；同时对地球的起源及演化、地震成因等基本理论问题的研究也有重大意义。此外对深部矿产资源探测及地震预报也起着日益重要的作用。

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❸ 什么是场，物理和数学上如何定义场

场在数学上是指一个向量到另一个向量或数的映射。

物理上场指物体在空间中的分布情况。场是用空间位置函数来表征的。

场的一个重要属性是它占有一个空间，它把物理状态作为空间和时间的函数来描述。而且，在此空间区域中，除了有限个点或某些表面外，场函数是处处连续的。若物理状态与时间无关，则为静态场，反之，则为动态场或时变场。

场的性质：

场的物理性质可以用一些定义在全空间的量描述，例如电磁场的性质可以用电场强度和磁场强度或用一个三维矢量势A(X,t)和一个标量势(X,t)描述。这些场量是空间坐标和时间的函数,它们随时间的变化描述场的运动。

②标量场。

标量场是由一个向量对应一个标量的函数。如温度场、密度场、浓度场等。

❹ 地球物理勘查综合应用

地球物理勘查是盆地型地热地质工作的重要手段。地球物理勘查的主要任务是初步查明:①地热异常区范围和地层结构;②基底起伏及隐伏断裂的空间展布;③确定热储的空间分布特征及勘探靶区、深度等。地球物理勘查的手段就是通过不同的物探方法对一个地区进行平面测量和垂向测量。平面测量一般测的是天然物理场,如重力、磁法、电法等。它一般要在地面上建立多个观测点,每一个观测点上只接收一个稳定的场值。一条线上的观测值组成剖面曲线,由多条平行的剖面可以组成平面数据来刻画地质体平面特征。垂向测量如人工地震、电法、面波测深等,一般要建立一个变化的人工场(也有天然场)在原地布一个接收系统来了解地下不同深度的物理量,即得到一条垂向剖面。选择平面测量和垂向测方法的前提是要考虑目的层与其他层的物性差异,这个差异要足够大,能反映到物理场中,被仪器观测到。常用的地球物理勘查方法及主要目的如下:

航卫片解译:航卫片的解译可以判断地热勘查区地质构造基本轮廓及隐伏构造;可以显示泉群和地热溢出带位置;地面水热蚀变带的分布。热红外解译可判断地表热异常分布等。在勘查面积较大,已有地质资料较少地区,该方法可提供较多的地热地质信息。

地温测量:圈定地热异常区,定性分析热储空间分布特征。

重力法:确定基底起伏及断裂构造的空间展布和断裂规模,在有利条件下可探测浅部岩溶发育带和孔隙型岩层分布。

磁法:确定火成岩体的分布,与火成岩有关的断裂破碎带及蚀变带位置。

地震:是较精确的一种地球物理方法。能准确判定盖层、风化层厚度,了解基岩起伏形态以及断裂构造展布特征、产状。测试地层波速为追索构造破坏程度、热储层段划分提供信息。

可控源音频大地电磁测深:判定地层富水情况。

由于地球物理勘查工作是间接探测方法,信息解译有多解性。开展工作时应设计出合理的方法组合,尽量用较小的投入获取较多的地热地质信息,以便去粗取精,去伪存真。最常见的组合方式为:先在较大范围内采用重力、氡气测量,初步圈定构造断裂的位置和规模(断裂带宽度),再有针对性的布置部分人工地震探测剖面,以便较准确判定断裂展布、产状和地层结构(重力也可),然后选择布井有利部位,开展少量大地电磁测深判定富水情况。

华北地区地热资源地球物理勘查主要方法组合见表3-6。

表3-6 华北地区地热资源勘查主要综合物探方法组合

关于深度问题,由于沉积盆地是在大地构造作用过程中形成和发展的,因此,地球物理勘查不应只考虑沉积盖层,还需了解地壳的底界-莫霍面,乃至整个岩石圈的资料。利用布格重力异常可以求出莫霍面深度的起伏变化,利用磁异常可以得到居里面埋深,利用大陆深反射地震(COCOP)可详细研究深部界面,包括莫霍面。这种勘查往往是进行区域地热形成机理研究需要的基础资料。

❺ 根据测绘所获得的等位线和电场线的分布,分析哪些地方场强较强哪些地方场强较弱

因为U=E*d,就是说,电场强度等于电势的变化率,所以在电场线方向等位线(等势线)越密集,电场强度越大!

❻ 地球物理勘探的地球物理场

各种地球物理方法在地表或地表附近测量的各种物理现象的信息可以统称为地球物理场的信息。地球物理场可分为天然存在的地球物理场和人工激发的地球物理场。地球的重力场、地磁场、地电场、地温场、核物理场是天然存在的地球物理场；由人工爆炸产生弹性波在地下传播的弹性波场、向地下供电在地下产生的局部电场、 向地下发射电磁波激发出的电磁场等，属于人工的激发的地球物理场。地球物理场还可分为正常场和异常场。
异常场
是由勘探对象所引起的局部地球物理场，例如赋存在地下的磁铁矿体或磁性岩体产生的磁场，这部分磁场迭加在它的围岩和地球其它部分产生的磁场之中，在研究观测得来的磁场时，就要区分或提取出磁异常场； 又如铬铁矿的密度比围岩的密度大，盐丘岩体的密度比围岩的密度小，这两种情况分别会引起重力场局部增强或减弱的异常现象。地球物理勘探正是根据对正常场和异常场的分布特征进行地质解释和推断的。
人工激发的地球物理场
如爆炸产生的弹性波场，弹性波在岩层中传播遇到不同密度的分界面时会发生反射、折射和能量衰减等现象，根据弹性波返回到地面的时间来研究其传播速度、岩层厚度和产状等问题。人工场源的优点是场源的参数为已知，便于控制，分辨力较高，能够取得较好的地质效果，但费用较大。

❼ 现代大地测量学有哪些主要特点

1.从多维式大地测量发展到整体三维大地测量。传统大地测量技术主要是采用光学仪器为基础进行地面的距离，角度，高度和重力等多种测量，然后根据这些观测数据简介方式确定地面点的水平位置和高程，也可能此只能认为将高程和平面坐标十位互补联系的元素分别测定。现在可以有空间大地测量直接测定相对于地球之心的三维绝对位置。
2.静态大地测量发展到动态大地测量。传统。地测量没有能力监测地球表面位置及地球重力场元素的动态变化，只能测出静态刚性地球假设下的地面点坐标和地球重力值，并将这些数值视为常
量。现代的大地测量技术可以测到非刚性(弹性，流变性等)地球表面点及重力场元素随时间变化。这种动态大地测量也可称为包含时间相依量的四维大地测量。
3.从在几何空间描述地球发展到物理— 几何空间描述地球。传统大地测量的科学和工程技术任务测定地球椭球的几何参数(长半轴、扁率) 和地球椭球在地球体内的定位，再以此为依据测定地面点的坐标，这些传统大地测量所测定出来的参数都是在几何空间中描述地球。即使物理大地测量中的地球重力场参数也是为了将物理空间(即地球重力场中) 的大地测量观测值归算到几何空间中(即参考
椭球面_L的坐标)。而现代大地测量则不仅可以测定地球重力场，而且还可以监测研究非刚性旋转地球的各种动态变化，如地球的极移、自转速度、板块运动、断层蠕变等等地球物理参数，这些参数都是在物理— 几何空间中描述地球。
4.从局部参考坐标系中的地区性(相对) 大地测。发展到统一地心坐标系中的全球性(绝对) 大地测
量。传统大地测量由于受到观测仪器等的限制，只能以地面两点间可通视为条件进行相对定位测量，不可能进行跨越海洋的洲际间的全球大地测量，因此传统大地测量工作只能局限在一个国家或一个地区建立地区性的局部大地测量坐标系统，地面点的坐标〔包括高程) 是相对这样的地区坐标系的。各个国家或地区所建立的各自的局部大地参考系，彼此问一般是互不联系的。而现代大地测量由于空间尺度的扩大，有可能建立全球统一的地心坐标系，并将全球各个局部大地参考系纳人到这个全球统一的参考系中，测定地面点在其中的绝对坐标。
5.地球表面的大地测量发展到地球内部物质结构的大地测量反演。从赫尔默特的大地测量定义开始，传统的大地测量都只限于在地球表面进行位置和地球外部重力场的测定，是研究地球表面的学
科。现代大地测量中以空间大地测量为标志的大地形变测量技术不论在测量的空间尺度上还是精度水平都已经有能力监测地球动力学过程产生的运动状态和物理场的微变化，如板块运动、地壳形变、活动构造带的应力场以及重力场变化，极移细节、自转速度变化和海平变化等等，通过研究这些动力学现象去了解地球内部构造及其动力学过程。

❽ 用电流场模拟静电场时，实际实验中需要测量哪些物理量

用电流场模拟静电场时，实际要测量的物理量是两点之间的电势差。

❾ 大学物理静电场的测量方法及依据是什么

依据是库伦定律,F＝kq1q2/(r*r),
方法是在电场当中放置一个检验电荷,一般为正电荷,测量该电荷的受力大小和方向,则该点的电场的方向就是受力方向,电场大小为受力大小除以检验电量

❿ 重力数据整理

本工区重力数据整理包括高度改正、中间层改正、地形改正和正常场改正。

(一)布格改正及精度

高度改正采用如下公式:

Δg_h=0.3086(1+0.0007cos2φ){h}_m－7.2×10^－7{h²}_m(单位:10^－5m/s²)

式中:φ为测点的纬度;h为测点海拔高程，高程数据由测地测量工作提供。

中间层改正按下式计算:

Δg_σ=－0.0419{σ}_g/cm3{h}_m(单位:10^－5m/s²)

式中:σ为中间层密度，选σ=2.67g/cm³。

布格改正误差(不考虑中间层密度误差)用下式计算:

东北地球物理场与地壳演化

式中:ε_h为测点高程均方误差(由测量提供，2005年ε_h=0.25m，2006年ε_h=0.29m)经计算:2005年ε_b=±0.049×10^－5m/s²，2006年ε_b=±0.044×10^－5m/s²。

(二)正常场改正及精度

正常场的计算采用1901～1909年赫尔默特正常重力公式:

g_φ=978030(1+0.005302sin²φ－0.000007sin²2φ)(单位:10^－5m/s²)式中:φ为测点纬度。

正常场校正的误差，包含有纬度测量误差和南北向距离的测量误差。由于纬度测量精度很高，故此项校正误差主要来源于纬向距离D的误差，因此正常场改正采用下式进行:

ε_φ=±0.814sin2φ·ε_D

式中:φ为测点平均纬度;ε_D为测点纵坐标均方误差(单位:km)。

取测点平均纬度为46.3°，ε_D为±0.003km(由测量提供)，经计算ε_φ=±0.002×10^－5m/s²。

(三)地形改正

由于本工区剖面长度长，而且包含部分山区，地形起伏也较大，因此必须进行地改工作，地形改正采用三部分进行。

0～50m地形改正以锥形公式为基础由重力测量工作人员目估获得，公式为:

东北地球物理场与地壳演化

式中:n=4，α为地形坡度。

50～1000m地改由本单位工作人员计算完成，采用如下扇形地改公式:

东北地球物理场与地壳演化

1000m以外地改委托西安物探公司计算。

0～50m地改目估精度为ε_T1=±0.10×10^－5m/s²;50～1000m地改精度2005年为ε_T2=±0.045×10^－5m/s²，2006年为ε_T2=±0.047×10^－5m/s²;1000m以外远区地改精度(西安物探公司提供):1～20km为ε_T3=±0.119×10^－5m/s²，20～166.7km为ε_T4=0.089×10^－5m/s²。

地改总精度公式:

2005年为0.180×10^－5m/s²，2006年为0.184×10^－5m/s²。

(四)布格重力异常值的计算

布格重力异常值采用下式计算

Δg=g_k+Δg_h+Δg_σ+Δg_T－g_φ

式中:g_k为测点绝对重力值;Δg_h为高度改正值;Δg_σ为中间层改正值;Δg_T为地形改正值;g_φ为正常重力值(单位:10^－5m/s²)。