地球物理异常的划分及通论

10.1.1 异常识别和分类

地球物理场观测数据经过各种预处理和校正后获得地球物理异常，同时，首先遇到的是异常可靠性的分析，其次是叠加异常的分离和微弱异常信息的提取。

1）正常场、异常和干扰

地球物理异常是物理场相对其正常场的偏差，它分为重力异常、磁力异常、电性异常及其他异常。根据地球物理异常，可研究地壳和岩石圈结构以及地壳的不均匀性（如地质构造和矿床等）。

正常场是由物理参数均一的岩石所决定的地球物理场，其均一性与调査的比例尺有关。

正常场的概念对于人工激发场（直流电场、恒定电流的磁场、交变电磁场）和天然场（磁场、重力场、电磁场等）是不同的。在前一种情况下，均匀介质相对已知源的场，范围较大，所以这种介质可视为半空间。在后一种情况下，正常场或是用解析方法计算，或是将观测数据换算成在均匀半空间内等于零的数值或某一常数值。例如电法勘探中的视电阻率法，在天然场的情况下，正常场可用某些解析表达式来描述。

异常可分为大陆异常、区域异常和不同级次的局部异常。天然场区域异常的面积为几千平方千米到几万平方千米，局部异常则从几千平方千米到十分之几平方千米。有了这样的概念，就可能依据异常的级别划分出场的某些假定的正常场水平。

空间尺度（面积）比所研究的剖面和观测面积小得多（为其1/5或更少）的观测场分量，可取作局部异常，也就是说，表征局部异常的点数要比总的观测点数少几倍。

在解决勘探地球物理问题时，一般利用的是区域异常和局部异常，在研究局部异常时，可将地球正常场、大陆异常和区域异常之和作为正常场，并且在被研究剖面和观测面积范围内，前两部分的影响可以认为是稳定的。

从总的观测场中划分区域异常和局部异常带有条件性。例如，在不大的范围内进行大比例尺详査，区域异常通常反映地下起伏的大构造单元，可以看作稳定异常。然而，这时大的局部异常对于较小的异常开始起到区域异常的作用。例如，为了直接寻找石油和天然气而进行重力勘探时，构造产生的异常对于油气藏引起的异常来说是区域异常，这种异常往往称为背景异常。空间尺度（面积）比局部异常大很多（大4倍以上）的场的组成部分，可作为背景异常。

天然场和人工场中的地球物理异常按物理-地质可分为三类：①与矿床及在地壳上层具有普査勘探实际意义的其他不均匀性有关的异常（矿异常）；②表征埋深几千米的地质构造、断裂构造、岩石接触带的异常（构造异常）；③整个地壳和岩石圈结构决定的异常（深部异常），所有这些异常提供了该区地质结构的有用信息。除此以外，在物理场中还记录下许多由不同干扰因素引起的、在解决某一问题时没有实际意义的假异常。

使物理场的测量和所获资料的解释复杂化的所有因素称为干扰，可分为地质成因的干扰和非地质成因的干扰。地质成因干扰是由上覆岩层和下伏岩层的影响、断面上部的不均匀性局部地形等引起的；非地质成因的干扰，如场的短期变化、游散电流等。干扰又可分为随机干扰和非随机干扰。随机干扰是由大量非控制因素引起的，其中每一个因素的作用都不大（测量的随机误差）；非随机干扰是在划分局部异常时的背景部分的干扰。最后，还须分出通过技术和计算手段可消除的干扰和不可消除的干扰。

因为任何观测场都是由各种异常和干扰叠加而成的，所以研究的主要任务在于从干扰背景上划分出由调査目标引起的异常，以及把场分为不同性质的部分。在划分场和区分出单个异常后，要进行异常的物理性质解释，包括确定异常的地质性质和定量地描述异常源。

2）地球物理异常的划分

在干扰背景上划分异常是对任一地球物理场进行资料处理的主要任务之一。尽管为此目的利用了大量多种多样的场滤波方法，但可以划分出下列求解原则：①给出与调査目标的物理-地质模型相适应的场的数学模型；②研究异常和干扰的谱及其相关性质；③在某种最优化准则的基础上选择滤波（处理的算法）；④作出异常存在的解；⑤评价处理的质量。

一般采用叠加模型作为场的模型，即在第i点的测量结果，是区域（背景）分量Ai0，有用的局部异常Aia和由断面上部不均匀性影响、未考虑到场的变化、观测误差等引起的干扰Ain的总和，即

fi＝Ai0＋Aia＋Ain 　（10．1）

在求解场的区域分量时，往往将局部分量当作干扰，于是场的模型简化为

fi＝Aia＋Ain 　（10．2）

在事先消除区域分量的情况下，可采用类似的模型来划分局部异常。异常可用确定性函数（解析给定的形式），也可用随机过程表示；干扰通常用随机函数描述。

在干扰背景上划分异常时，频谱和相关间隔的差异起决定性作用。在划分异常时，测线间的相关性（延续性）有很大的意义。确定性异常的性质用振幅和相位谱评价，随机函数的性质通常根据自相关函数计算的能谱评价。

互相关函数是场的重要特征。根据达到正极值的互相关函数的横坐标可确定测线间异常的位移值，即可以求出测区内异常的走向。同时计算自相关和互相关函数，有可能直接根据原始资料估算信噪比。

评价场的谱和相关性质，可以更有根据地选择滤波器，以便用数字滤波方法划分异常。这些方法的基础是使用场源模型（最佳滤波器、反概率法、自适应滤波）、场的解析性质（上半空间和下半空间内场的变换等）、场的形态和结构特征（回归分析和因子分析）。

发现弱异常的方法（反概率法、测线间的相关、自适应滤波或自谐滤波）在岩石物理性质差异不太大、目标的埋藏条件不利及强干扰的情况下，为制作研究目标的物理-地质模型提供了极重要的补充信息。

对于用来从干扰背景中划分异常的滤波器，要评定它的质量。处理的质量决定于解的可能误差及滤波器的分辨能力。所谓最佳滤波，是在对所有滤波方法进行充分研究后，所得的其他非最佳滤波方法的极限。

10.1.2 异常的分离

地球物理异常是地下由浅到深各种场源体在地球物理场中的综合反映，虽然经过正常场（或背景场）和干扰的一些改正处理，但就是这样获得的地球物理异常仍然是个叠加场，这在位场异常中尤为突出。同时，通过各种数理方法分离异常，提取目标地质体的异常实际也是一种定性与半定量解释的内容（尤其是统计类模型），因此地球物理异常的分离［1］和信息提取成为地球物理资料处理和解释的重要内容。

各种地球物理异常因其方法原理与工作方法的不同，在异常分离和信息提取的方法上有所差异，其具体内容在有关文献与教科书中都有详细讨论。这里仅介绍一些基本的问题与方法，而且这些方法还与地球物理异常的综合处理与解释有关。

一个好的分离方法应该符合以下几个原则：①给出与调查目标的物理-地质模型相近的数学方法；②研究目标异常与非目标异常（包括干扰异常）的相关性；③在某种最优化准则下选择滤波或其他分离异常的方法；④能对分离结果作出质量评价。

根据目前地球物理异常分离方法的现状，大致可以分为以下几类。

1）滤波法

可以在时间域与频率域、空间域与波数域内进行。按频率响应（或波数响应）的特性，可以将滤波器分为低通、高通和带通滤波器三大类。位场中许多转换如解释延拓、导数和积分也都可以看成是滤波器。同时，滤波器又可以按照串联、并联和反馈的方式形成新的组合。此时还有按照最小平方准则来设计的最小平方滤波等，目前这种方法是应用最为广泛的分离场方法之一，但是当目标异常与非目标异常的频谱（或波谱）无显著差异时，其效果就会受到影响。

2）函数逼近法

通过拟合或用插值方式构造一个函数以逼近欲分离的异常。典型的方法有趋势分析法、拉格朗日插值和样条函数插值法、网函数插值法等。这些方法在位场分离中较为常用，且函数逼近的对象多为区域地球物理异常。

3）统计分析法

用数理统计的方法分离异常，现在应用得越来越多了。各种平均场方法、相关分析法、概率与反概率法等都属于这一类。对于统计类模型进行场分离尤为合适。

4）先验模型法

通过已知资料等先验信息，正演一部分场源体的场或建立一定的相关关系，达到分离异常的目的。

对于上述这些分离异常方法中的具体方法，有关专著中都有论述，在此不一一列举。但必须指出，这些分离方法均有各自的应用条件，了解其原理，理解它的应用条件，有的放矢地应用是取得分离效果的关键。例如，函数逼近法虽然也有效果，但它非常不确定。因为分离的效果直接与函数的选取、研究区的范围等因素有关，且缺乏客观评价分离异常误差的方法，使用效果上受人们的经验影响，主观性甚大，分离后异常难以作定量解释；滤波法则一般要求目标异常的频谱（波谱）与干扰异常的谱在统性特征上有明显差异；先验模型法的最大优点是充分利用了先验信息，通过比较成熟的正演计算，消除一部分非目标异常，或者建立预测对象的地质特征与其异常的相关关系，来研究提取目标异常。此方法减少了分离场的多解性，但应用条件是要求尽可能多的先验信息。

5）小波分析法

近些年来发展起来的小波分析，是异常分离的一种新的方法。该方法在信号处理、地震勘探、图像分析、语音合成、模式识别等众多非线性科学领域逐步得到广泛的应用。小波变换引入了多尺度分析思想，在空间域和频率域同时具有良好的局部分析性质，小波变换可以将信号f（x）分解成多种不同的频道和频率成分或各种不同的尺度成分，并且通过伸缩、平移聚集到f（x）的任意细节加以分析，具有“数学显微镜”的作用。基于小波分析这一特点，可以在重磁异常的分解中发挥重要的作用。

（1）小波变换的原理。设函数f（x）∈L2（R），定义其小波变换为

式中，ψ（x）∈L2（R）称为小波函数；的共轭函数；a为尺度函数；b为平移函数。

ψ（x）满足条件（x）dx＝0。

令Cψ＝dω，其中，ψ（ω）是ψ（x）的傅里叶变换，得相应的小波逆变换：

（2）小波多尺度分析。基于多尺度分析的理论，马拉特提出了一个塔式分解算法，设｛Vj｝是一给定的多尺度分析，ψ和φ分别是相应的小波函数和尺度函数，对于某个J1∈Z，函数f（x）∈VJ1，于是，有以下分解：

对于某一整数，J2＞J1，有

称Ajf（x）为f（x）在尺度2j分辨率下的连续逼近，Djf（x）为f（x）在尺度2j分辨率下的连续细节。

对于二阶情况，假设｛｝是一个二维多尺度分析，其中＝Vj⊗Vj，它们的尺度函数定义为

Φ（x，y）＝φ（x）φ（y）

小波函数为

Ψ1（x，y）＝φ（x）ψ（y）(www.xing528.com)

Ψ2（x，y）＝ψ（x）φ（y）

Ψ3（x，y）＝ψ（x）ψ（y）

设二维函数f（x，y）∈V2J1，由小波多尺度分解方法原理：

如果令J2＝4，f（x，y）＝Δg（x，y），则有

可简化为

Δg（x，y）＝A4f＋D1f＋D2f＋D3f＋D4f 　（10．10）

上式说明一个二维重力异常可以表达为由一个四阶逼近A4f及一阶、二阶、三阶和四阶4个细节（即D1f、D2f、D3f、D4f）所构成，对于更多阶的细节与逼近，依次类推。这也就是重力异常多重分解。

在东海前新生代盆地基底深度研究中，利用小波分析对自由空间异常进行处理，得到自由空间异常小波四阶细节异常（图10．1），它突出了新生代沉积基底的形态和格局，同时也突出了二、三级构造单元，整个盆地以NE走向为界，可以分成西、中、东三个分区。西分区对应于浙闽隆起区，重力高与重力低紧密排列，方向以NE向为主，也有NW及近EW和近SN向的；而中区则对应于陆架盆地，是研究主体；而东分区，则是两条连贯性较好的NE向重力高带与重力低带，分别对应于西段的钓鱼岛隆褶带和东段的冲绳海槽盆地。从中看出重力场的基本特征是“东西分带，南北分块”，不仅反映了中新生代相应构造格局的“东西分带，南北分块”，而且也反映了前新生代构造宏观特征，尤其是陆架盆地内的凹陷和凸起在重力异常小波变换四阶细节图上十分明显。在此基础上采用了长方体组合模型变物性的重磁频率域迭代反演方法反演了基底深度（图10．2）。

图10.1 东海陆架盆地自由空间重力小波四阶细节异常图（单位：mGal）

10.1.3 信息的提取和增强

信息的提取和增强是指把包含在原始观测异常中反映地质目标体存在和特征的信息，通过一定的数学处理提取出来或将其突出明显化，便于进行定性和半定量的解释。这种增强和突出信息的方法有以数学为基础的各种转换、特殊的滤波、计算异常的统计特征、异常的图像处理等。这里要强调的是信息的提取和增强，除了以数学物理方法为基础的异常转换（如位场的解析延拓、不同方向、阶次的导数或积分）外，一般仅用定性解释，这里仅介绍其中的几种方法。

图10.2 东海陆架盆地新生代沉积基底深度图（单位：km）

1）异常的各种转换

位场数据利用其基本性质可进行空间换算（向上或向下解析延拓）、导数换算（不同方向的导数和不同阶次的导数）、分量换算（由一个分量或总量转换成其他分量或总量）、磁化方向和重磁位场之间的换算（其中包括了积分换算）。上述几种换算在突出地质目标异常中都可以不同程度地起到作用。例如，空间换算可以在突出区域或局部场中发挥作用；导数换算可以突出局部异常和增强不同走向异常和断裂特征的信息；分量换算可以对不同产状、不同物性条件下的地质目标异常有所加强或削弱；磁化方向和重磁场换算则不仅对提取区域或局部场，而且对解释也带来了好处。

但是也要指出，由于上述各种换算基本都是进行数值运算，数值计算方法不同、近似程度的不同都会影响计算结果，所以在用换算结果进行定量解释时应特别小心，并考虑到换算所带来的转换误差。

2）相关法

相关法适合于在强干扰背景下突出有用信号的信息。相关法有自相关和互相关两大类：①自相关，当干扰为与有用信号不相关的随机干扰时，异常的自相关函数仅与有用信息有关，而与干扰无关；②互相关，通过计算测线间的互相关函数或特征信息与测线实测场之间的互相关函数来压制随机干扰，突出有用信息。前者方法的应用条件是随机干扰的均值为零，后者则是专门突出特征信息的。

下面以重磁对应分析及在华北地台区的应用为例进行说明。

物探中的重磁反演问题有其固有的多解性，这使得解释结果带有相当的主观性。同时异常体之间的干扰造成异常的叠加，也增加了解释工作的复杂性。然而如果能同时利用重力与磁测资料进行联合解释，即可利用更多的地球物理信息减少这种多解性与复杂性，进而对所研究的异常源给出更为切合实际的物性参数和几何参数，提高位场资料地质解释的质量。重磁资料之间的相关分析则是联合解释的一个主要内容，因为重磁异常的相关关系反映了重力源与磁源间的相关关系。比较传统的重磁异常相关分析多凭借肉眼对两者的异常形态加以对比，而少有定量分析的手段。基于泊松定理发展起来的所谓重磁异常对应分析（internal correspondence analysis，ICA分析）则对重磁异常的相关关系进行定量研究，给出适当的参数以描述地质体的物性。

ICA分析不仅限于场源仅为单个异常体的情形。当场源由不同类型的多个异常体构成时，采用滑动窗口将重力异常的垂直一次微商和化至地磁极的磁异常进行线性回归分析，则能分离和鉴别不同类型的异常，从而勾画出岩性相对均匀的地质单元或构造分区。

（1）方法原理。由同一场源引起的重力异常和磁异常的关系由泊松方程描述，即

式中，V为磁位；U为重力位；ΔJ为场源磁化强度；Δσ为场源密度差；f为重力常数；i为磁化强度方向的单位向量。

当垂直磁化时，泊松方程可表示为

式中，Tz为垂直磁化磁异常；g为重力异常。

式（10．12）表明Tz与∂g/∂z严格满足线性关系。不过在实际中选用如下稍加推广的泊松方程能得出更为正确的回归系数：

截距a反映了实测资料中的长波长成分，它主要与重磁异常资料整理时背景值的选取有关。由上式可见，将Tz与g/z作线性回归分析则可得到相关系数r、截距a和斜率α＝ΔJ/fΔσ的估计值。

对于二维的重磁异常数据，可以选择适当大小的二维窗口（一般取一个正方形）由研究区的某一角开始，先对窗内重力垂直一次微商和化极后的磁异常作线性回归分析，将求得的参数值作为窗口中心处的参数值，然后将窗口移至下一个点位再作相同计算，直至窗口覆盖整个测区。最后可以分别得到相关系数、截距和斜率三个参数的平面图。对于剖面资料只需选取适当长度的区间作为窗口即可。

（2）参数的物理意义。相关系数r反映了重磁资料在给定窗口内的线性相关程度。正相关时，r为＋1或接近于＋1，这时反映了重力高相应于磁力高；反相关时r则等于或接近于－1，这时反映了重力高与磁力低相对应或重力低与磁力高相对应。当r的绝对值较小（如0．2或0．3）时，则可认为重磁异常不同源，或存在邻近的异常干扰体，或是存在方向异于地磁场的强剩磁等。在解释中常常还是对r值较高的区域有兴趣，例如r＞0．8。至于r值的大与小，只是一个相对的概念，须结合实际情况而定，并无一个不变的数值界限。

斜率α＝ΔJ/fΔσ，当对f进行改正（即乘以f），并化为CGS单位后，确定了ΔJ与Δσ的比值。由这一比值的估计值当然不能完全决定ΔJ与Δσ，因为不同的ΔJ与Δσ可给出同一比值。同时还取决于围岩物性参数的选取。但若在解释中与其他地质地球物理信息一起考虑，该变量可提供很有意义的信息。在r值较高的地方由斜率α可给出十分准确的ΔJ与Δσ值。由此亦可看出，相关系数能为选取合理的ΔJ和Δσ值提供一个准则。

截距a反映了重磁异常资料的背景值。a＝0当然是最理想的情况。在实际中，只要在所研究范围内a保持常数或变化不大，则具备泊松方程的应用前提。所求得的各参数也就有一定意义。相反，若a值变化很大，说明在整个测区内背景值变化较大或异常体彼此干扰较强或存在剩磁，即不具备泊松方程的应用前提。由此而算得的ΔJ/Δσ值当然也就不可用。这里，截距a提供了利用ICA法计算正确ΔJ/fΔσ值的又一个准则。

（3）理论模型的计算结果。先从单个均质体为例，说明方法的实用性。场源模型为一立方体，棱长10km，顶深3km，ΔJ＝0．00928CGS，Δσ＝0．1×103kg/m3。垂直磁化，磁化场强度为0．58CGS。测点距1km。ICA分析的窗口为15km，图10．3为其中心剖面。左侧是重磁异常，右侧是对应分析的结果。由图可见截距a变化平稳，相关系数r为1，而斜率值较准确地反映了泊松比值0．0928（图中阴影柱所示）。这是泊松方程成立的最为理想的情形。当场源非单一异常体，而是两个垂直叠合的立方体模型时，异常主体部分所对应的r仍接近于1，而两侧各有一r值急剧下降的狭窄带。它反映了由上部异常体效应为主转到下部异常体效应为主的过渡带。截距系数曲线呈现出局部较大的变化，而不像上例那样的平缓，这是异常体间彼此干扰的反映。有意思的是这时的斜率曲线的幅值既不反映上方物体的泊松比，也不是下面物体的泊松比，而是两者的加权平均。

为研究异常体水平干扰的情形，设计了两个立方体沿水平接触的模型。它们的异常初看起来犹如一个单一异常，但相关系数曲线与截距曲线都呈现跳跃，特别是在两个立方体的接触处。这说明ICA分析能帮助更加正确地推断异常源特征。这时的斜率曲线同样能分别表现出两个立方体的泊松比值。

图10.3 立方体ICA分析结果

（4）华北地台的重磁对应分析。将华北地台的重磁资料进行前述的ICA分析，在推断本区的断裂构造和前震旦纪古老结晶基底起伏时能提供比重磁原始资料更为清晰准确的信息。在此基础上编制了华北地台断裂分布及结晶基底构造图（图10．4）。

图10.4 华东地台断裂与结晶基底构造图

从重磁相关系数看，绝对值大于0．5的区域达全区面积的一半，且有35％的点上绝对值超过0．7。除西北部外，截距变化也较平稳，说明重磁存在较好的相关。这些都表明利用重磁对应分析研究本区地质构造的前提是存在的。

利用相关系数图（图10．5）研究断裂构造可提取重磁资料的信息，使断裂带位置和行迹等更为清楚准确，减少主观性，改善解释的结果。如图10．5中，沿走向延伸数百至上千千米，宽度不大的负相关带分别对应着图10．4中该区的深大断裂。由图10．5还可看到，正负相关系数明显分区，如吉县到十堰连线东西分别以负或正相关为主。镇原与安康北西向连线也是这种界线。这反映地质构造、岩石物性存在区域性差异，应是断裂构造的存在部位，但切割深度较小，多为硅铝层断裂或基底断裂。

图10.5 华北地区重磁异常对应分析结果（相关系数等值线图）

相关系数图反映基底起伏形态，而斜率（泊松比值）反映结晶基底物质组分的变化（图10．6、图10．7）。相关系数为正时，可能重磁都高，如古老磁性基底，这时斜率值亦普遍较高；也可能重磁都低，反映磁性和密度都偏低的古老基底隆起区，或较厚沉积盖层的结晶基底凹陷区。而相关系数负值区多为重磁异常梯度带，反映深大断裂也可能是中新生代沉积盆地引起的重力高、磁力低。

根据以上讨论，编制了华北地台前震旦纪结晶基底构造图，并认为：①华北地台四周由深大断裂所局限，其内部被深大断裂分割成断块构造，这是该区古老结晶基底的主要构造格局；②断块构造内部，隆起区与凹陷区相间出现，使古老基底呈凹凸不平，由东至西为鲁西—皖北隆起、华北坳陷、太行隆起和鄂尔多斯坳陷（图10．4）。

图10.6 华北地区重磁异常对应分析结果（斜率系数等值线图，等值线间距200×10－4）

图10.7 华北地区重磁异常对应分析结果（截距数等值线图，等值线间距200×10－4）

3）图像处理

图像处理首先开始于地球物理勘探的遥感资料，现已广泛应用于航空、地面和海洋的地球物理资料的处理。它与传统的处理方法相比有以下特点：①图像处理结果可以用灰阶图或彩色图形式显示，信息更丰富，形象更直观，分辨率更高，便于地质解释；②图像既可以进行常规的转换处理，又可以做一些非线性处理，以突出增强某些有用信息；③图像处理可以实现图像的叠合显示，尤为便于综合物探解释。

图像处理主要方法有以下几种。

（1）灰阶图和彩色图。传统的地球物理场值等值线经圆滑处理后往往要损失细节，而灰阶图可克服这一弱点，对于识别构造尤为有用。将灰阶图转换成不同颜色，作成假彩色图，非常直观。一般习惯是高值用红色，低值用蓝色，中间用橘、黄、绿色表示。每个颜色还可分为若干色度，例如红还可分深红、玫瑰红、桃红、粉红和浅红等，大大增加了细节的分辨率。

（2）阴影图。将平面上的场数据，乘以一定的比例因子后作为“高程”数据，反映出场值的“地形变化”，它通过一定角度投影来完成。假设在一定方位，某一倾角的光源照射下，由于各处场值（相当于“地形地势”）不同，显示出明暗不一的图像。这种阴影图能突出反映与光源方向成正交方向上的构造线。

（3）空间域滤波。空间域滤波法就是通过褶积处理，包括常规的位场解析延拓、求导等手段来突出图像信息。除此之外还有一类非线性反差增强的褶积运算，使图像亮度的增量为不均匀分布，这些算法大致有分段线性、阶梯状累积分布函数、概率密度分布函数、正弦分布函数、高斯函数、幂函数、对数函数等。由于这类运算常常要求分析人员有良好的判断和计算机多次迭代，所以要在交互式分析系统中进行。

（4）频率域处理。一些地球物理场在频率域内转换处理都可以在图像处理中应用，既可以显示出不同频段的图像和功率谱分布图，同时还可以实现频率域的各种滤波，更为突出的是具有多参数综合的优点。它可以对位场不同高度延拓差值图进行显示，也可以将位场不同方向导数图叠合在一起做成异向导数综合图。

频率域内图像处理给应用带来了更多的好处，例如通过功率谱分布图，可以看出区内有几组主要谱线，从粗细看出以哪组为主，然后再作方向滤波，目的性较强。异向导数综合图既可以对区内各组构造一目了然，又可以了解一般图上不清楚的构造特征。

（5）多参数组合。多参数组合很好地体现了综合物探的优势，可以充分应用现有的卫星重力、卫星磁异常、卫星遥感、航空重力、磁力、电法及放射性测量以及地面、海洋的各种地球物理数据，根据需要有目的地进行多参数、全空间的各种组合，更好地减少多解性，提高推断解释的可靠性和分辨率。