1) magnetic survey
磁力测量
1.
The application of physical prospecting techniques of globe such as the subbottom profile probing,earthquake image exploration;side scan sonar and magnetic survey etc.
通过工程实例,论述了浅地层剖面探测、地震映像勘探、侧扫声纳、磁力测量等地球物理勘探技术在海域工程勘探中的部分应用,并简要分析物探方法的适用范围和缺陷。
3) seaborne magnetic survey
海上磁力测量<测>
4) aeromagnetic survey; airborne magnetic survey; airborne magnetometer survey
航空磁力测量<测>
5) magnetic measurement of stress
磁力应力测量
6) surveying of magnetic density
高精度磁力测量
补充资料：海洋磁力测量
在海面上通过磁力仪测量地磁场强度的方法。它是以岩石的磁性差异为前提，根据磁异常场的特征及其分布规律可以了解海底岩石磁性不均匀性，进而推断地壳结构和构造，洋底生成和演化历史，以及勘查大陆边缘地区的矿产分布。
20世纪初，海洋磁力测量是用陆地上所用的磁测仪器和方法在非磁性的木帆船上进行的，由于速度慢、精度低，没有大规模的应用。1956年制造出用于海上测量的质子旋进磁力仪，其测量方法简便、精度高、传感器不用定向，从而奠定了海上磁测的基础。从50年代末期以来，海上磁力测量蓬勃发展，目前航迹已遍布各大洋，尤其是在大陆架区，为发现和圈定大型含油气盆地作出了贡献。在各大洋区所发现的条带状磁异常十分壮观，为海底扩张说提供了依据。中国已完成浅海地区中等比例尺的海上磁测。
测量仪器 海洋磁力测量广泛使用质子旋进磁力仪，它是利用氢质子磁矩在地磁场中自由旋进的原理来测量地磁场总向量的绝对值。煤油、水、酒精等都含有不停"自旋"的氢质子，并产生一个"自旋"磁矩，称质子磁矩。这些质子在没有外磁场作用时，其指向毫无规则，宏观磁矩为零。当含氢液体处在地磁场中，经过一段时间，磁矩的方向就趋于地磁场的方向。如果加一个垂直于地磁场T 的强人工磁场H0（大于100奥斯特）,则迫使质子磁矩趋于H0的方向。当人工磁场突然消失，质子磁矩受地磁场的作用，将逐渐回到T 的方向上去。因为每个质子具有"自旋"磁矩，同时受地磁场T 的作用，就产生了质子磁矩绕地磁场T 的旋进现象，即所谓质子旋进。旋进的圆频率ω与地磁场总强度T的绝对值T成正比，即旋进的频率越高地磁场越强。
ω=νpT
式中ω=2πfp,fp为旋进频率;νp为磁旋比，νp=26751.3/（奥斯特·秒）。经换算:T=23.4874fp(伽马)（1伽马=10-5奥斯特）。
由此可见，地磁场的测量可以转化为旋进频率的测量。在电路中采用放大、倍频和控制电子门开启时间的方法，可将测量结果直接以伽马示出（见图）。
由于大气受太阳辐射的影响,引起电离层的变化,致使磁场发生短周期的变化，这种现象称为日变。由于海水和岩石之间,不同岩性的岩石之间有电导率的差异,致使大地电磁场在海陆和不同岩石之间的边界发生畸变。这种畸变是一种不规则的磁扰，因地而异，尤其是在海沟和岛弧地区更为明显，这种现象称之为海岸效应。
为了消除日变和海岸效应的影响，在海洋质子旋进磁力仪的基础上制造了海洋质子磁力梯度仪。它的基本结构是由两台高精度的同步质子旋进磁力仪、微分计算器、双笔记录器和由同轴电缆拖曳船后两个一前一后的传感器组成，传感器间的距离大于 100米。磁扰动场的影响，可由两个相同传感器获得的总磁场强度差值中消除，实际上得到的是总磁场强度的水平梯度值。然后对水平梯度值进行积分，得到消除了日变和海岸效应的总磁场强度值。这样，海洋质子磁力梯度仪作大洋磁测就无须再设置日变观测站，即可消除日变和海岸效应的影响，因而比质子磁力仪更适合于海上测量。
测量方法 海洋磁力测量可分为面积测量和路线测量。在大陆架区石油普查中，为查明区域构造和局部构造的特征，采用面积测量。大洋中，多采用宽间距的路线测量和小范围的面积测量，以查明条带状磁异常的展布方向和磁性海山的磁场特征。
为消除船体感应磁场和固定磁场对传感器的影响，除加长拖曳电缆外，还进行方位测量，测量值经日变改正后，得出方位曲线，提供船磁改正之用。由于不同纬度地区的磁倾角不同，同一条船在不同纬度地区的方位曲线也不相同。因此，应尽量采用与测区纬度相近地区所做的方位曲线。
地磁日变观测站应选设在平静磁场区，日变的基线值采取海上工作前某一天的静磁日24小时平均值。根据观测值做出日变曲线，供日变改正之用。
测值校正 质子磁力仪在实际测量中的地磁场总强度值T,包括均匀磁化球体引起的磁场、大陆异常，区域和局部异常、船磁影响和日变磁场。为了得到反映地壳上部结构和构造的磁异常，对观测值须进行正常场校正、船磁校正和日变校正。
① 正常场校正。正常场包括均匀磁化球体引起的磁场和大陆异常，它们的起因与地球的外核有关。在海洋磁测中，国际上广泛采用国际地磁参考场(IGRF)，此时地球的磁位为式中g嬘和h嬘称高斯系数; P嬘(cosθ)称施密特形式的缔合勒让德函数；α为赤道半径；γ为球心半径；θ为从北极起算的余纬度；λ为从东起算的经度。公式中所用的8阶球谐函数的系数以及年变化率每 10年公布一次。令μ=cosθ，式中P嬘(cosθ)为
当m=0时εm=1；m≥1时εm=2。而国际地磁参考场的北向、东向和垂直分量分别为
参考场的总向量为。
将计算的结果,以等值线的形式绘在定位图板上,再根据位置求得该点正常场值。或者，将公式和系数编为程序储存在计算机内，用计算机来做正常场校正。
② 日变校正。根据地磁日变站或地磁台的日变曲线进行日变校正。若出现复杂的磁扰或磁暴而无法进行校正时，要在测线上注明，以免在解释推断上带来错误。
③ 船磁校正（方位校正）。船磁校正是根据方位曲线进行的。通常以主测线方向的校正值为零，对其他航向上的观测值减去相对零线的方位偏离值。
经过上述校正所得到的磁异常值ΔT加以图示，做出海洋磁力测量的基本图件：剖面图、平面剖面图和等值线图。同时对磁异常进行定性或定量的解释，估算磁性体的最小埋藏深度和视磁化率，进而揭示地壳的磁性结构和构造。
海洋磁异常的特征 在大陆架和大陆坡上的磁异常属大陆性的，它与磁性体的产状关系密切，形成较为复杂的磁异常图像。通过对磁异常的分析和解释，可以进行构造分区，确定沉积盆地的范围和次一级的隆起和凹陷，大断裂带的展布和火成岩活动区，进而推断矿床的分布。大洋盆地的磁异常特征与大陆截然不同，它表现为正负相间互相平行的条带状磁异常或由磁性海山、海山链引起一系列高幅度的尖峰状磁异常和由它组成的链状磁异常。通过对条带状磁异常的分析，可以推断大洋盆地的形成和年代（见地磁极性转向年表）。
参考书目
V.瓦奎尔著，于联生等译：《海底地磁学》，科学出版社，北京，1984。(V.Vacquier， Geomagnetism inMarine Geology，Elsevier Publ.，New York，1972.)
20世纪初，海洋磁力测量是用陆地上所用的磁测仪器和方法在非磁性的木帆船上进行的，由于速度慢、精度低，没有大规模的应用。1956年制造出用于海上测量的质子旋进磁力仪，其测量方法简便、精度高、传感器不用定向，从而奠定了海上磁测的基础。从50年代末期以来，海上磁力测量蓬勃发展，目前航迹已遍布各大洋，尤其是在大陆架区，为发现和圈定大型含油气盆地作出了贡献。在各大洋区所发现的条带状磁异常十分壮观，为海底扩张说提供了依据。中国已完成浅海地区中等比例尺的海上磁测。
测量仪器 海洋磁力测量广泛使用质子旋进磁力仪，它是利用氢质子磁矩在地磁场中自由旋进的原理来测量地磁场总向量的绝对值。煤油、水、酒精等都含有不停"自旋"的氢质子，并产生一个"自旋"磁矩，称质子磁矩。这些质子在没有外磁场作用时，其指向毫无规则，宏观磁矩为零。当含氢液体处在地磁场中，经过一段时间，磁矩的方向就趋于地磁场的方向。如果加一个垂直于地磁场T 的强人工磁场H0（大于100奥斯特）,则迫使质子磁矩趋于H0的方向。当人工磁场突然消失，质子磁矩受地磁场的作用，将逐渐回到T 的方向上去。因为每个质子具有"自旋"磁矩，同时受地磁场T 的作用，就产生了质子磁矩绕地磁场T 的旋进现象，即所谓质子旋进。旋进的圆频率ω与地磁场总强度T的绝对值T成正比，即旋进的频率越高地磁场越强。
ω=νpT
式中ω=2πfp,fp为旋进频率;νp为磁旋比，νp=26751.3/（奥斯特·秒）。经换算:T=23.4874fp(伽马)（1伽马=10-5奥斯特）。
由此可见，地磁场的测量可以转化为旋进频率的测量。在电路中采用放大、倍频和控制电子门开启时间的方法，可将测量结果直接以伽马示出（见图）。
由于大气受太阳辐射的影响,引起电离层的变化,致使磁场发生短周期的变化，这种现象称为日变。由于海水和岩石之间,不同岩性的岩石之间有电导率的差异,致使大地电磁场在海陆和不同岩石之间的边界发生畸变。这种畸变是一种不规则的磁扰，因地而异，尤其是在海沟和岛弧地区更为明显，这种现象称之为海岸效应。
为了消除日变和海岸效应的影响，在海洋质子旋进磁力仪的基础上制造了海洋质子磁力梯度仪。它的基本结构是由两台高精度的同步质子旋进磁力仪、微分计算器、双笔记录器和由同轴电缆拖曳船后两个一前一后的传感器组成，传感器间的距离大于 100米。磁扰动场的影响，可由两个相同传感器获得的总磁场强度差值中消除，实际上得到的是总磁场强度的水平梯度值。然后对水平梯度值进行积分，得到消除了日变和海岸效应的总磁场强度值。这样，海洋质子磁力梯度仪作大洋磁测就无须再设置日变观测站，即可消除日变和海岸效应的影响，因而比质子磁力仪更适合于海上测量。
测量方法 海洋磁力测量可分为面积测量和路线测量。在大陆架区石油普查中，为查明区域构造和局部构造的特征，采用面积测量。大洋中，多采用宽间距的路线测量和小范围的面积测量，以查明条带状磁异常的展布方向和磁性海山的磁场特征。
为消除船体感应磁场和固定磁场对传感器的影响，除加长拖曳电缆外，还进行方位测量，测量值经日变改正后，得出方位曲线，提供船磁改正之用。由于不同纬度地区的磁倾角不同，同一条船在不同纬度地区的方位曲线也不相同。因此，应尽量采用与测区纬度相近地区所做的方位曲线。
地磁日变观测站应选设在平静磁场区，日变的基线值采取海上工作前某一天的静磁日24小时平均值。根据观测值做出日变曲线，供日变改正之用。
测值校正 质子磁力仪在实际测量中的地磁场总强度值T,包括均匀磁化球体引起的磁场、大陆异常，区域和局部异常、船磁影响和日变磁场。为了得到反映地壳上部结构和构造的磁异常，对观测值须进行正常场校正、船磁校正和日变校正。
① 正常场校正。正常场包括均匀磁化球体引起的磁场和大陆异常，它们的起因与地球的外核有关。在海洋磁测中，国际上广泛采用国际地磁参考场(IGRF)，此时地球的磁位为式中g嬘和h嬘称高斯系数; P嬘(cosθ)称施密特形式的缔合勒让德函数；α为赤道半径；γ为球心半径；θ为从北极起算的余纬度；λ为从东起算的经度。公式中所用的8阶球谐函数的系数以及年变化率每 10年公布一次。令μ=cosθ，式中P嬘(cosθ)为
当m=0时εm=1；m≥1时εm=2。而国际地磁参考场的北向、东向和垂直分量分别为
参考场的总向量为。
将计算的结果,以等值线的形式绘在定位图板上,再根据位置求得该点正常场值。或者，将公式和系数编为程序储存在计算机内，用计算机来做正常场校正。
② 日变校正。根据地磁日变站或地磁台的日变曲线进行日变校正。若出现复杂的磁扰或磁暴而无法进行校正时，要在测线上注明，以免在解释推断上带来错误。
③ 船磁校正（方位校正）。船磁校正是根据方位曲线进行的。通常以主测线方向的校正值为零，对其他航向上的观测值减去相对零线的方位偏离值。
经过上述校正所得到的磁异常值ΔT加以图示，做出海洋磁力测量的基本图件：剖面图、平面剖面图和等值线图。同时对磁异常进行定性或定量的解释，估算磁性体的最小埋藏深度和视磁化率，进而揭示地壳的磁性结构和构造。
海洋磁异常的特征 在大陆架和大陆坡上的磁异常属大陆性的，它与磁性体的产状关系密切，形成较为复杂的磁异常图像。通过对磁异常的分析和解释，可以进行构造分区，确定沉积盆地的范围和次一级的隆起和凹陷，大断裂带的展布和火成岩活动区，进而推断矿床的分布。大洋盆地的磁异常特征与大陆截然不同，它表现为正负相间互相平行的条带状磁异常或由磁性海山、海山链引起一系列高幅度的尖峰状磁异常和由它组成的链状磁异常。通过对条带状磁异常的分析，可以推断大洋盆地的形成和年代（见地磁极性转向年表）。
参考书目
V.瓦奎尔著，于联生等译：《海底地磁学》，科学出版社，北京，1984。(V.Vacquier， Geomagnetism inMarine Geology，Elsevier Publ.，New York，1972.)
说明：补充资料仅用于学习参考，请勿用于其它任何用途。
参考词条