Ⅰ 强力磁铁是怎样制作出来的
钕铁硼的制造采用粉末冶金工艺，将含有一定配比的原材料如：钕、镝、铁、钴、铌、镨、铝、硼铁等通过中频感应熔炼炉冶炼成合金钢锭，然后破碎制成3～5μm
的粉料，并在磁场中压制成型，成型后的生坯在真空烧结炉中烧结致密并回火时效，这样就得到了具有一定磁性能的永磁体毛坯。毛坯经过磨削、钻孔、切片等加工工序后，再经表面处理就得到了用户所需的钕铁硼成品。
工艺流程： 配方--熔炼合金--破碎--制粉--磁场下成型---烧结---时效处理---检测---机械加工成型---电镀处理。
表面处理
烧结钕铁硼永磁材料是一种化学活性强的粉末冶金材料，其特性硬而脆、易被氧化腐蚀。基于这样的特点，目前采取的最有效的办法就是表面防护层。但钕铁硼烧结永磁体表面由于存在着在磨削加工时产生的恶化层和密度化不完全而产生的空孔、氧化相等，其表面处理必须采取必要的前处理和适当的电镀工艺，如下所示：
倒角→除油→酸洗→超声波清洗→电镀→老化→镀层检测
Ⅱ 磁测数据的处理与解释
(一)磁测数据的处理
在环境与工程测量中获得的磁测数据的处理与解释方法与矿产勘查中数据处理与解释方法基本相同。数据处理大体上可分为滤除干扰的一般处理和提取信息的专项处理两类。一般处理的目的在于滤除干扰，得到能客观反映磁场面貌特征的基础图件;专项处理的目的在于尽可能多地提取有效信息，或改变异常形式，以便于解释及与地质等综合信息的对比分析。
专项处理方法大致分成三类:
1)位场转换处理方法，如化极处理、磁重转换等;
2)突出“平缓场”弱变化的处理方法，如自适应滤波、互相关滤波等;
3)划分区域场与突出局部异常的方法，如上、下延拓，求导与积分，匹配滤波等;
需要指出的是，上述处理方法的应用应根据实际情况进行取舍。
另外针对某些特殊情况，常用以下与高精度磁测相匹配的数据处理技术，避免处理精度不够对有用信息的损失。
1.磁异常弱信号提取技术，增强异常分辨能力
在利用磁异常进行地质问题调查中经常会遇到有用异常被干扰所淹没而难于分辨，所以弱异常的提取在磁异常解释中具有十分重要的意义。由于有用异常经常与干扰频率相近，所以采用统计方法可能更合适。如采用最佳检测系统与自调节 滤波提取弱信号等。
2.航磁低纬度化极与变磁倾角化极
为解决低磁纬度化极的不稳定性问题，人们研究了许多方法，综合起来可分为两类:一类是频率域方法;另一类是空间域方法。比较起来，频率域方法计算速度较快，但化极精度不够高;空间域方法精度较高，但由于涉及求解大型方程组问题，只能处理小面积数据，实用性差。近年来对空间域方法作了进一步改进，但在提高速度的同时也降低了精度，总的来说这类方法速度提高很有限。对于频率域方法提出了各种改进措施，这些方法在一定程度上使低纬度化极效果得到改善，但其精度仍有待提高，所以简便高精度低纬度化极方法的研究仍是今后需要研究的方向。
当航磁测区南北方向跨度大时，全区按一个磁倾角处理就会产生较大误差，所以必须考虑按实际地磁倾角变化的变磁倾角化极。目前，在频率域解决此问题的途径有两个:一是把全区磁化倾角变化作统一处理的全变倾角化极;二是把测区划分为若干条带的小区，小区内地磁倾角取平均值，而后依次用每一小区的磁倾角对全测区数据作化极，最后将各带的处理结果拼接起来得到分带变倾角化极。由于全变倾角化极中对倾角变化规律的简化和分带化极的拼接处理等都将影响结果的精度，进一步研究高精度实用的变倾角化极方法仍是十分必要的。
3.磁异常曲面延拓
位场曲面延拓对中高山区磁场的解释特别重要。国内外专家已提出过多种基于等效源层(空间域)曲面位场延拓方法。实际工作中由于磁测数据量大，特别是航磁在处理大量数据时常要花费大量计算机时与分块处理拼图造成的不够精确等问题，因此，这些方法还不便在生产实际中推广应用。在频率中研究快速实用的曲化平方法是一个有前景的方向，将位场表示为泰勒级数谱，采用迭代法逐次逼近求出平面上的场值，平面可以通过起伏面，但只有当延拓高度较小时才适用。
4.不同深度磁场的划分
为了提高磁场的垂向分辨率，研究沿深度的分场方法具有十分重要的意义。虽然目前已有匹配滤波、正则化滤波、补偿圆滑滤波等多种方法，但所得结果还不能与深度有定量的对应关系，可采用适合位场特点的小波变换方法以及深度滤波方法。
(二)磁异常的推断解释
磁异常的解释比较复杂，因为磁异常形态取决于诸多因素，如物体的几何形态、物体所处位置上的地磁场方向、组成物体岩土的磁化方向、相对于物体轴向的测线方位等，因此，在解释磁异常时，要特别注意分析磁异常的平面特征和剖面特征。磁异常反演可以采用比较成熟的一些反演方法，如特征点法、切线法、梯度积分法、矢量解释法、线性反演法等。
1.几种简单形体的磁异常特征
(1)柱状体的Za曲线特征
在自然界中的火山颈、筒状体等均可看作柱状体。在北半球，向北倾斜的柱状体基本上都是顺轴磁化，磁化方向由柱顶指向柱底，即柱顶为负磁极，柱底为正磁极，其他地方无磁极分布。当柱体截面积很小并向地下延深较大时，柱底正磁极在地表产生的磁场可以忽略，这时就相当于一个负点磁极(单极)产生的磁场。在通过它正上方的剖面上，Za曲线的特征如图4－3a。由图可见在柱顶上方出现Za极大值，曲线两侧对称，且向两侧逐渐减小，远处趋于零，但不出现负值。柱顶上方的Za平面等值线特征是以柱顶在地面投影为圆心的一系列同心圆(图4－3b)。若柱体延深有限(双极)或斜磁化时，Za曲线呈不对称状，且在倾斜一侧，或在产生正磁荷的一侧出现负值。
图4－3 柱状体的Za曲线异常
(2)球体的Za曲线特征
自然界中的囊状体、透镜体、充有磁性矿物的溶洞都可以近似看作球体。一个均匀磁化球体的磁场等效于一个磁偶极子的磁场。图4－4和图4－5分别为垂直磁化和倾斜磁化Za异常曲线图及断面上磁力线的示意图。垂直磁化的Za异常曲线呈对称状，极大值在球心正上方，两侧逐渐减小，且出现负值，远处趋于零。球顶上的平面Za等值线形状是以球心在地面投影为圆心的一系列同心圆，中间部分为正值，外围等值线为负值。斜磁化的Za异常曲线呈不对称状，两侧负值不相等，当磁化强度向右下倾斜时，Za极大值向左移，右侧负值幅度较大。其等值线形状倾斜侧变密，另一侧变疏。
图4－4 垂直磁化球体的Za曲线
图4－5 倾斜磁化球体的Za曲线
(3)板状(脉状)体的Za曲线特征
自然界中的层状体、脉状体都可近似地看作板状体。当板状体的顶面埋深小于上顶面宽度时，为厚板，反之为薄板，薄板和厚板的磁场特征基本类似。当M的方向与层面平行时，称为顺层磁化，斜交时，称为斜磁化。
当板状体无限延深且顺层磁化时(单极线)，主剖面上Za曲线特征同单极的异常形态类似(图4－6)，只是异常梯度变缓，宽度增大。在平面上，Za等值线的形状呈条带状。在斜磁化时，Za异常曲线呈不对称状，当板状体倾角小于地磁场倾角时(图4－7)，Za曲线极大值向右偏移，左侧出现负值。其他情况可自行分析。在等值线平面图上，Za等值线呈具有一定走向的条带状，一侧为正值，另一侧为负值。
(4)接触带的Za曲线
垂直接触带走向的测线上，Za异常曲线的特征(图4－8)，在磁性岩层一侧出现正值，且延续较长范围，非磁性岩层一侧出现负值。
图4－6 顺层磁化板状体Za曲线
图4－7 斜磁化板状体Za曲线
图4－8 接触带的Za曲线
2.磁异常的定性解释
(1)磁异常解释的步骤
在磁异常图上，首先是根据勘探任务，从异常的规模、形态、梯度、峰值高低等异常特征入手，确定哪些是与勘探任务有关的有用异常，哪些是与勘探任务无关的干扰异常。然后用区域校正的方法消除干扰，突出并绘制出有用异常。在解释过程中还应密切结合工区的地质和其他物探资料，综合对比分析，从中找出引起磁异常的地质因素。最后对有意义的异常，可作定量或半定量计算。
(2)磁异常特征与地质体之间的关系
磁异常的形态与地质体的形状、磁性强弱、产状等的关系，可综合如下:
如果在等值线平面图上磁异常沿某一方向延伸较远，说明该磁性体为二度体，长轴方向即为磁性地质体的走向。当磁异常无明显走向时，说明磁性体可能为球、柱等二度体。磁性地质体的规模可根据异常范围大致确定。
在Za等值线平面图上，如果发现在正异常周围有负异常，一般为有限延深的磁性地质体引起;如果只在一侧出现负值，则为无限延深斜磁化地质体引起;如果在正异常周围不出现负异常，则为顺层(轴)磁化无限延深的地质体。
磁异常幅值的大小与地质体的磁化强度成正比，且随地质体的体积增大而增加。当M和体积一定时，磁异常随地质体的埋深加大而减小，且曲线梯度小，异常范围加宽。
另外，根据磁异常等值线平面图还可以圈定地质体在地面上的投影位置。当Za曲线呈对称状时，高值带一般出现在磁性地质体正上方;当异常曲线不对称时，极大值相对于地质体中心有偏移，这时地质体中心在地面的投影位于极大值和极小值之间。
3.磁异常的定量解释
(1)特征点法
该法主要用于简单形体求解。对于无限延深顺层磁化的柱体(单极)，可用下式来求顶面埋深h:
环境与工程地球物理勘探
式中:x1/2为原点(极大值点)到半极值点距离。
对于无限延深顺层磁化的板状体顶板埋深h，则有
环境与工程地球物理勘探
水平圆柱(偶极线)中心埋深h为
环境与工程地球物理勘探
(2)切线法
切线法是一种近似的经验方法。其特点是，方法精度不高但速度较快。具体做法是通过曲线极大值、极小值及曲线两翼拐点分别作五条切线，如图4－9所示。利用拐点切线与极值点切线交点的横坐标来求磁性体埋深h，其关系式为
环境与工程地球物理勘探
图4－9 切线法原理
式中:xj、x'j为极大值点切线与拐点切线交点的横坐标;x0、x'0分别为两个极小值点切线与拐点切线交点的横坐标。
(3)选择法
该方法也称理论曲线与实测曲线对比法。它是通过对实测曲线和地质资料的分析，初步确定地下磁性体的产状、体积及埋深，然后利用理论公式计算出异常曲线，并用此理论曲线与实测曲线进行对比。如果两曲线基本特征一致，说明原确定的磁性体参数符合实际情况;若差别较大，需要进一步修改有关参数再计算理论曲线;再对比，以逐步逼近实测曲线，直至两曲线吻合为止。此时假定的各参数即为实测磁性体参数。具体计算方法多采用量板法或计算机处理。
Ⅲ 磁测数据整理
由于使用的是ENVI高精度质子磁力仪，无零点漂移和读数突变现象，所以无需进行温度改正及其与仪器因素相关的改正，主要进行日变改正和正常场改正。
(一)日变改正
本次工作按照规范选择日变站。日变站位于当天计划测线的中部。日变站周围水平梯度及垂直梯度变化在半径2m及高差1m内小于1nT。日变站远离公路(离公路至少100m)、无电线、干扰小、地势平坦。每次日变站的选择都基本符合选址的要求。
日变观测所用仪器是2232号仪器，读数间隔为120s。日变观测早于基点观测，晚收于基点观测。在每天的日变观测期间，日变探头假设高度均一致，距地面1.5m，方向按探头上的标识对好。每天工作完毕，进行日变数据回放、成图。日变曲线经审查合格后，日变仪器与野外仪器经过232C标准接口对接，直接自动进行日变改正。
(二)正常磁场水平梯度改正
在北半球正常地磁场总强度值由南向北即随纬度的增加而逐渐增强，其梯度约为5nT/km，本测区南北长670km，累计梯度变化达3350nT左右，显然做这项改正是非常必要的。
本研究采用地磁场球谐分析的方法，选用10阶球谐级数来求得测区所有测点的正常地磁场总强度值。地磁场总强度3个分量球谐级数的表达式为:
东北地球物理场与地壳演化
式中:gmn、hmn是高斯系数，可查表得;ρmn(cosθ)是n次m阶缔合勒让得多项式;λ、θ分别为各测点的精度和余纬度。
测网测量结果提供的是各个测点的大地坐标值，经坐标转换可得出各个测点的经度λ和余纬度θ，将λ、θ代入上述球谐级数表达式，就可以得各个测点地磁总场强度的3个分量。根据 求得各个测点正常地磁场值。
Ⅳ 强磁的用处
仪表仪器
Ⅳ 强磁铁石的磁力是怎样计算出来的
强磁铁石的磁力是怎样计算出来的
永久磁铁（强磁铁石）和电磁铁（电磁铁石）的磁力是用磁通量（H）来描述的，它是磁感应强度（通常用B表示）与磁感应面积（S）的向量点积，也就是以下公式：
H=BS
直观形象地描述是，通过某一平面的磁通量的大小，可以用通过这个平面的磁感线的条数的多少来说明。磁感应强度越大，磁感线越密。因此，磁通量就越大，意味着穿过这个面的磁感线条数越多。
Ⅵ 多强的磁铁能消除硬盘上的数据
我看过国外一个
科教片
，做的就是
强磁
对
硬盘数据
的影响，一般的磁力根本不会对硬盘产生影响，最终是一种比吸起
报废汽车
的电磁还要大的超级电磁，才抹掉了硬盘数据。
Ⅶ 什么是强磁
就是强大的磁场
Ⅷ 强磁和普磁
钕铁硼(强磁),铁氧体(普磁)。
强磁，钕铁硼磁铁。如今对钕铁硼磁铁的别名叫法很多，如磁钢，磁铁，钕铁硼磁铁，烧结钕铁硼，强磁等都是稀土钕铁硼磁铁的别名。
普磁就是四氧化三铁这类的，比如磁铁矿等等。
强磁的性能比较好，最大磁能积、矫顽力等指标都要高出其他磁体。缺点是不耐高温。
我们常见的磁石就是一种铁氧体。
北京久久磁材有限公司
地址：北京市昌平区天通苑西三区18号
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Ⅸ 多强的磁铁可以销毁数据
磁铁只对磁盘数据有破坏作用。
手机数据一般不用磁盘存储，因为磁盘体积太大。
手机数据一般存储在FLASH或铁电中，没听说过磁铁可以破环FLASH数据。
Ⅹ 重、磁数据常规处理方法
所谓常规数据处理是指在重、磁数据处理中经常使用到的位场转换或滤波处理，如上延、求导数、化极等。下面对本次研究中使用的常规数据处理方法做一简述。
空间域异常处理、转换的基本公式均可以写成如下的褶积形式
东北地球物理场与地壳演化
式中:fa、fb分别表示原始异常处理和转换前、后的异常;为权函数。不同的处理、转换间只是它们的权函数不同而已。
由于上述两式与电子电工学中描述滤波器滤波特性的卷积的形式完全相同，因此异常的处理和转换又称为异常的滤波。由卷积定理有
东北地球物理场与地壳演化
式中: 分别为原始异常和处理、转换后异常的波谱; 为权函数φ的波谱(也称为处理与转换因子、波数响应、滤波算子)。
将(4-5)、(4-6)、(4-7)式比较可知，空间域的处理和转换是褶积运算，而波数域是乘积运算。而且，波数谱的连乘可以完成连续的多种变换。因此数域的转换方法要简单得多。随着电子计算机的广泛应用，特别是快速傅里叶变换算法的问世，使区域重磁资料数据处理中的波数域方法成为主要的方法。
在本次研究工作中，数据处理的计算工作是在波数域中进行的。十分明显，为实现波数域的异常处理、转换，必须已知或设计出处理、转换因子 。
根据计算，重、磁异常波谱公式是一些独立因子的乘积，其通式为
东北地球物理场与地壳演化
式中:A为参数因子，只与地质体的剩余密度或剩余质量有关;B为参数因子，只与地质体的磁化强度或磁矩有关;H(ϖ，h)为深度因子，仅与地质体的深度有关;S(ϖ，a，b)为水平尺寸因子，仅与地质体的水平尺寸有关;L(ls，ms，ns，mt，nt)为方向因子，只与磁化强度和地磁场的方向有关;D(ϖ，ξ，η)为位移因子，它是由于坐标原点任选而增加的因子。
(一)解析延拓
根据异常波谱特征的计算，可知无限延深直角棱柱体异常波谱深度因子H=e(－hϖ)。若原始异常体的深度为h1，解析延拓后异常体的深度为h2，则有
东北地球物理场与地壳演化
式中:Δh=h2－h1。
于是 因子延拓因子应为
东北地球物理场与地壳演化
式中:ϖx、ϖy分别为与x轴、y轴的对应的圆波数， 为径向圆波数。
上延时Δh>0，下延时Δh<0。上延可压制高波数成分(即突出低波数成分)，属低通滤波;下延可放大高波数成分(即突出高波数成分)，属高通滤波，但对低波数成分无压制作用。
(二)导数计算
重、磁异常的导数计算广泛应用于异常的处理和解释。原因在于:①异常的导数在不同形状的地质体上有不同的特征，有助于对异常的解释和分类;②异常导数可以突出反映浅部地质因素，而压制区域深部地质因素的影响，在一定程度上可以划分不同深度和大小异常源产生的叠加异常;③在利用欧拉反褶积对重、磁异常进行构造反演计算时，要用到异常水平一阶导数和垂向一阶导数。
1.垂向导数
由于重、磁异常函数f(x，y，z)的n阶垂向导数可以用下列公式表示
∂nf(x，y，z)/∂n=－∂nf(x，y，h)/∂hn，因此由深度因子H=e(－hϖ)可以求出异常的n阶垂向导数因子。
东北地球物理场与地壳演化
显然一、二阶垂向导数因子分别为:
东北地球物理场与地壳演化
重、磁异常垂直导数可放大高波数成分(即突出高波数成分)，但对低波数成分有压制作用。
2.水平导数
由傅里叶变换(FT)的微分性质可知，沿x和y方向的异常水平导数因子分别为
东北地球物理场与地壳演化
式中: 当n取1，即为一阶水平导数的转换因子。如果异常f(x，y，h)对任意水平方向l的导数为: (其中，α为l与x轴的夹角)。依FT的微分性质可得到异常的方向导数因子。
由上式可知，异常的水平导数可突出某一方向上异常特征(或构造线)，如α=45°时，能突出135°方向的构造线。
(三)化地磁极
球体总强度磁异常T的谱Δ 为：
东北地球物理场与地壳演化
式中:qs=j(lscosθ+mssinθ)+ns，qt=j(ltcosθ+mtsinθ)+nt;而ls，ms，ns为磁化强度M的方向余弦;lt，mt，nt为地磁场T0的方向余弦;θ为径向圆波数的极角。 为引力位的谱;G为万有引力常数;ρ为密度;ϖ为圆频率;μ0为真空导有磁率。
令qt=nt=1时，即垂直磁异常的谱为:
东北地球物理场与地壳演化
再令qs=ns=1时，即化极后垂直磁异常的谱为:
东北地球物理场与地壳演化
比较以上各式，便可得到化极转换因子为:
东北地球物理场与地壳演化
从(4-18)式看出，化极因子与ϖ无关，因此磁异常化极无滤波作用。另外，从(4-18)式可知，磁异常化极需已知磁化强度方向。然而剩磁与感磁方向不一致时，磁化强度的方向是难以确定的，尤其在大面积磁测资料处理时，区内磁体很多，更无法了解它们的磁化强度方向，因此往往假设磁化强度的方向与地磁场方向一致。另外，实践中还认为，在研究区范围内的地磁场方向是相同的。这种假设在测区不大的情况下对结果的影响较小。图4-2显示出化磁时磁化倾角对结果的影响。根据这一计算结果，若测区的南北纬度差在10°之内，用统一的地磁场方向余弦来作化磁极运算，其结果受影响不大。因此，对一般成矿预测为目的的区域性资料研究问题并不突出。但当作深部地质研究或大面积区域地质研究时，就要注意这种情况，有些学者已开始了测点地磁场方向余弦各异时的化磁研究工作。
图4-2 不同磁化方向化磁极后的曲线对比
(四)谱分析方法
谱分析方法作为重、磁异常数据处理、转换的重要方法，有着广泛的应用。利用径向平均对数能谱分析可以估算重、磁场源的平均深度，为进一步的处理和解释提供基础信息。
下面对径向平均对数能谱分析和平均深度估算的原理进行简介:
经计算可知，球体重力异常的波谱为:
东北地球物理场与地壳演化
则球体重力异常功率谱为:
东北地球物理场与地壳演化
对数径向功率频谱为:
东北地球物理场与地壳演化
式中A=2πGρv=2πGm。上式表明，球体重力异常对数径向功率谱与径向圆波数中呈线性关系，见图4-3a，故可利用lnE(ϖ)的拟合直线斜率求解出球体中心深度:
东北地球物理场与地壳演化
式中:f为波数，而ϖ=2πf。
另外，由球体磁异常功率谱也可计算深度。把引力位谱( =2πGme－hϖ/ϖ)代入(4-15)式，经整理可求得球体垂直磁化(qs=1)，垂直磁异常(qt=1)的功率谱为:
东北地球物理场与地壳演化
式中B=2πμ0VM/4π=2πμ0m/4π;m为磁矩;V为球体体积;M为磁化强度。
东北地球物理场与地壳演化
上式说明，球体垂直磁化垂直磁异常的对数径向功率谱与圆波数呈非线性关系(图4-3b)。但是，在高波数段近于线性关系，可用(4-21)式计算深度。
图4-3 对数径向功率谱
(五)重、磁对应分析
基于泊松定理发展起来的重磁异常对应分析方法，是重磁数据综合解释的重要方法，能对重磁异常的相关性进行定量研究，有效地将重磁信息进行综合，对重磁资料定性地赋予地质意义，并突出地质目标的反映，为重磁资料的地质解释提供有用的信息，特别是在强磁性火山岩解释中具有重要的作用。
重磁异常对应分析方法的基本理论如下:
由同一场源引起的重力异常和磁异常间的关系可以简单地用泊松方程描述。当垂直磁化时，泊松方程可表示为:
东北地球物理场与地壳演化
式中:Δz⊥为垂直磁化的垂直磁异常;M为场源磁化强度;G为万有引力常数;Δρ为场源剩余密度;Δg为重力异常; 为重力异常的垂向一阶导数。
上式表明垂直磁化的垂直磁异常与重力场的垂向一阶导数满足线性关系，而且拟合直线的截距为零。
由于原始资料不可避免地存在某些干扰因素，通常进行重磁异常的线性回归分析时，选用如下稍加推广的泊松方程:
东北地球物理场与地壳演化
式中:b为斜率;A为截距。
将Δz⊥与 作线性回归分析则可得到斜率b与截距A的估计值。两个离散序列的相关导数可以由下式求得:
东北地球物理场与地壳演化
式中:Cxy(k) 为两个离散序列x(t)={x1，x2，…，xn}和y(t)={y1，y2，…，yn}的相关函数，k为延迟时间。当x(t)=y(t)时，称为自相关函数Cxx(k)或Cyy(k)。
计算处理时，给定适当大小的分析窗口，将窗口内各点垂直磁化磁异常和重力异常的垂向一阶导数进行最小二乘线性回归，求得中心点的相关系数R、斜率b和截距A。
相关系数R反映了在给定窗口内重磁异常的线性相关程度，即宏观地反映了重磁异常的“同源性程度”。相关系数绝对值接近于1的窗口区间重磁异常的“同源性”较好，它们或者同源、或者都离场源较远、或者同处异常的拐点等。其中R接近+1时，重磁异常正相关;R接近-1时，重磁异常负相关。当R绝对值较小时，重磁异常相关性差，重磁异常可能不同源，或存在邻近异常干扰，或是存在方向不同于地磁场的强剩磁磁性体等。
斜率b反映了所有场源泊松比的加权平均值，称为广义泊松比。只有在重磁异常同源的前提下，回归所得的斜率b才有意义。仅由b不能直接确定M和Δσ，但若在解释中结合其他地质、地球物理信息，就能从中获得关于物性分布的有用信息，从而为进一步的定量解释提供依据。
截距A反映了实测资料中的长波长成分，它主要反映重磁异常数据的背景变化。在重磁异常完全同源的理想情况下，A=0。
由于重磁异常对应分析是对场源之间的相关系数进行定性和半定量研究的方法，它能分离和鉴别不同类型的异常，从而勾画出与异常场源相对一致的地质单元和构造分区，不相关区说明重磁异常不同源或存在邻近异常干扰。
(六)欧拉反褶积与构造反演
欧拉反褶积方法使用欧拉(Euler)齐次关系，对经方向谱分析过的数据快速估计重、磁场源的位置和深度，是一种既能够利用重磁网格数据，又对剖面数据有效地确定地质体位置(边界)和深度的定量反演方法(Reid等，1990)。这种方法并不需要已知地质信息(密度、磁化率等)的控制。使用该方法可以将位场及其梯度以及场源位置之间的关系用欧拉齐次方程表示，而场源的不同形状即地质构造的差异则表现为方程的齐次程度，就是所谓的地质构造指数，地质构造指数或齐次程度实质上表现了场随离开场源距离的衰减率。模型研究和应用实例表明，这个方法对确定断层、磁性接触带、岩脉、喷出岩体等构造位置或勾绘它们的轮廓有较高的精度。
位场的欧拉方程是由Thompson推导的。首先建立一个直角坐标系，取观测平面为z=0，z轴向下为正，x轴指北，y轴指东。考虑在此坐标系中的任一函数f(x，y，z)，如果
东北地球物理场与地壳演化
则称函数是n阶齐次的。此外可证明，如果f(x，y，z)是n阶齐次的，则满足下列方程
东北地球物理场与地壳演化
此偏微分方程称为欧拉齐次方程，或称欧拉方程。
对于位于(x0，y0，z0)的点磁源，在观测平面上任一点(x，y，z)处的总磁场强度具有如下形式:
东北地球物理场与地壳演化
式中 N=1，2，3，……。G不依赖于(x，y，z)。对于(3-23)这样的函数，其欧拉方程可写成
东北地球物理场与地壳演化
方程(4-29)是n=－N阶齐次的。三个坐标方向的梯度值可以利用空间域或波数域的一般位场变换计算出来。如果梯度值通过观测获得，直接用于方程(4-29)则更可取。
方程(4-29)虽然是根据磁源异常推导的，但对重力异常也同样适用。该方程用于平面网格重、磁异常数据的反演计算。如果假定方程中横向梯度∂ΔT/∂y为零，则可得到适用于剖面数据计算的方程。这对于众多走向方向不变的二度情况很显然就是这样。
齐次度N被定义为“构造指数”，它是重、磁异常场源深度变化“陡缓”的量度。特定的地质构造具有特定的衰减率(即:构造指数)。例如:倾斜断层的磁场、水平薄岩脉的磁场按线性的规律变化，构造指数就为1。表4-1列出了构造指数对应的地质构造。
利用不同坐标点(x，y，z)上的场值ΔT及其三个方向上的梯度值以及方程(4-29)组成的线性方程组，最后可以解出未知变量x0、y0、z0，进而确定构造形迹及位置。
表4-1 欧拉构造指数表
但是，直接用方程(4-29)及其变换的二度形式解决构造问题，会使解的精度极不可靠和不稳定。主要原因有如下几个方面:
(1)很难知道磁场ΔT的绝对水平，区域场或邻近磁异常的影响几乎总是存在的。
(2)根据线性方程组与系数的关系，较低的构造指数才会有较好的深度估计值。但大多数磁异常是偶极性的，有较高的构造指数。同时又有许多线性构造的指数接近于零而使反褶积发散。
(3)实测异常是多种构造指数特征的复杂叠加，很难用一些简单模型来模拟，亦很难将具有线性特征的构造识别与分离出来。
为克服上述三个方面的问题，釆用下面的一些办法:
从观测数据中消除偏差是通过网格数据进行窗口计算解决的。对网格数据假定异常在方程(4-29)求值的窗口范围内有一常量偏差，观测值为
东北地球物理场与地壳演化
这里B是常数。从方程(4-30)中解出ΔT，代入(4-29)，整理得
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如果构造指数小于0.5，即构造指数接近零时，这样可能造成对深度值的过低估计。为此需要提供一个补偿值A，使得欧拉齐次方程在构造指数较低时写为
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式中:A是与场幅值有关的一个参数。不同的构造形体有不同的A，A可以通过将已知的某一构造的解析式代入欧拉方程(4-29)而求出。
图4-4 重力异常欧拉反褶积计算结果示意图
图4-4中的曲线为重力异常等值线，圆圈为反演解的构造位置。圆圈直径的大小代表了不同的构造深度。
(七)重、磁人机交互剖面正反演
该项技术的优点是便于将重、磁异常的处理、转换方法得出的结果和其他地质、地球物理方法获取的先验信息输入到模型里，形成初始模型。并且根据计算结果和实际重、磁异常的差异，随时方便地修改模型，直观地监督和指导正反演过程。重、磁人机交互剖面正反演流程见图4-5。
图4-5 人机交互正反演流程图
1.重力人机交互正反演技术
重力人机交互正反演技术(Gamble，1979)主要是依据A截面为多边形的二度体重力异常计算方法来实现的。通过对初始模型计算出的重力效应与测线上的布格重力异常进行对比，不断修正模型，直至达到计算出的重力效应与测线上的布格重力异常之差满足预定精度。重力人机交互正反演流程见图4-5。
图4-6 二度体A截面
A截面为多边形的二度体重力异常计算方法:
假设二度体的剩余密度为σ，以计算点作为坐标原点，x轴与二度体走向垂直，z轴铅垂向下(图4-6)。若n边形第k个顶点的坐标为(ξk，ζk)，其中k=1，2，...，n。则(ξk，ζk)与(ξk+1，ζk+1)两个顶点连线上ξ与ζ有如下关系:
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引用解Δg正问题的基本公式，首先对ξ求积分，得
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式中:s为多边形的A截面积;l为A截面的周长。
将式(4-33)代入(4-34)得
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对上式积分可得到如下结果
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或写成下面的形式
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(4-36)式或(4-37)可以编成计算机程序，用以计算A截面为任意多边形的二度体的重力异常，进而可以进行重力人机交互正反演。在具体编程计算时应注意以下几个问题:
(1)因多边形的边数为n，故ξn+1=ξ1，ζn+1=ζ1;
(2)(4-36)和(4-37)两式是假设计算点位于原点时导出的，因此，当任意计算点P(x，y)的重力异常时，式中的ξk和ζk应以ξk－x和ζk－z来代替;
(3)在(4-36)和(4-37)式中，反正切函数的取值范围应在－π到π之间，即当ξk+1>ξk时，反正切函数在0到π之间取值;反之，则在－π到0之间取值。
2.磁法人机交互正反演技术
磁法人机交互正反演技术主要是依据A截面为多边形的二度体磁力异常计算方法来实现的。其基本思想同重力人机交互正反演技术相一致。
由于V2=Δg，所以根据公式(4-37)可以求出引力位的二阶导数
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将(4-38)和(4-39)式代入下面二度体的磁异常公式，就可以利用该式进行磁力人机交互正反演计算。
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式中:μ0为真空的磁导率;MS为有效磁化强度;is为有效磁化倾角;I0为地磁场倾角;A'为x轴与磁北的夹角。在具体编程序上机计算时应注意的问题等方面与重力人机交互方法相同(图4-5)。