陆域重力勘探进展

2022-02-02杨亚斌徐梦龙韩革命邱隆君吴新刚郜晓亮郝国江孙诚业张光之苏振宁

物探化探计算技术 2022年6期

杨亚斌, 荆磊, 徐梦龙, 韩革命, 邱隆君, 吴新刚,郜晓亮, 郝国江, 孙诚业, 张光之, 苏振宁

(1.中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所,廊坊 065000 2.国家现代地质勘查工程技术研究中心,廊坊 065000 3.海洋油气勘探国家工程研究中心,北京 100028)

0 引言

地球重力场是地球系统物质属性产生的一个最基本的物理场，其静态和动态(时变)特征反映了地球内部和表层物质的分布变化和运动状态，重力场观测数据为地球内部结构和地球动力学等研究提供基础观测信息[1-4]，它是重力勘探的理论基础[5]。重力勘探是测量与围岩有密度差异的地质体在其周围引起的重力异常，以确定这些地质体存在的空间位置大小和形状从而对工作地区的地质构造做出判断的一种地球物理勘探方法。

自从十九世纪三十年代重力被用于地质勘探以来，重力勘探经过几十年的发展，已经取得巨大成就。我国1936年首次利用重力扭秤探测铅锌矿，之后的很长一段时间，重力勘探的主要应用领域是油气和固体矿产勘查[6-10]。1967年物化探所完成我国第一个物探应用程序“矿区规则网重力测量地形改正”的手编程序[11]。1979年区域重力调查列入中国地质工作计划，开始系统开展区域重力调查工作，不断完善调查方法与提高我国陆域重力调查工作程度[12-13]。近些年，随着重力勘探仪器、观测方法、测量方式、数据处理技术及解释方法的发展，重力勘探更是迈向了一个新的阶段。笔者以重力勘探仪器设备、观测方法、数据处理与解释技术为出发点，对重力勘探技术在国内地学的应用研究现状进行总结和展望。

1 重力仪现状

陆域重力仪包括有相对重力仪和绝对重力仪。

1.1 相对重力仪

最早的重力测量仪器以摆仪和扭秤为主,1890年出现了最早的测量重力变化率的扭秤，哈特利(Hartley)[13]、格拉夫(A.Graf)[13]以垂直弹簧秤为基础研制出了杠杆弹簧扭秤系统，由此诞生了德国阿斯卡利亚(Askania)GS 型重力仪。在1939年制造出第一台可以工作的拉科斯特(LaCoste)金属弹簧重力仪，1947年美国的沃登(Sam.P.Worden)[13]研制成功了自动石英弹簧重力仪，此后其他制造商以同样的原理生产了类似的石英弹簧重力仪，如加拿大 Scintrex 公司的CG型和苏联的GAK型重力仪。目前，Scintrex公司的CG-6型全自动石英弹簧重力仪测量精度优于0.005×10-5m/s2，成为世界主流的相对重力仪[5,13-14]。

在国内，地面相对重力仪主要是由中国地质装备集团公司北京奥地探测仪器公司研发和生产的ZSM系列重力仪，采用机械调零式石英弹簧传感器。1975年，北京地质仪器厂生产的ZSM-3型重力仪投入批量生产。目前最新的重力仪已经实现0.001×10-5m/s2读数分辨率，重复性达到0.005×10-5m/s2，残余长期漂移<0.1×10-5m/s2，部分指标已经接近CG-5型重力仪水平。1994年物化探所研制了浅海重力测量系统，填补了我国在此方面的空白[11]。

1.2 绝对重力仪

1946年伏莱(C.Colet)[23]提出应用自由落体原理测定绝对重力值，并在1952年实现了±10.0×10-5m/s2精度绝对重力仪。1980年代后，法拉(J.E.Faller)[24]在之前基础上制成了JILA型轻便绝对重力仪，此后不断改进，于1993年研制出新一代商业化可移动式FG5型绝对重力仪，精度可达±0.001×10-5m/s2～0.002×10-5m/s2，目前该产品已升级到FG5-X。

中国计量科学研究院从1960年代开始，先后研制了NIM型系列绝对重力测量仪器[15-17]；清华大学研制了T-2等号型绝对重力仪[18]等。此外，中国地震局研制了新型激光干涉绝对重力仪，上述仪器精度可达0.005×10-8m/s2～0.010×10-8m/s2左右[19-20]。2002年开始，浙江工业大学、浙江大学、华中科技大学等单位研发基于激光干涉法的自由落体原理，原子绝对重力仪。近年来，绝对重力仪在小型化、仪器的测量精度和测量灵敏度等性能得以较快提升[21-22]。

2 方法技术现状

2.1 测地工作

重力勘探的前身是研究地球形状的重力测量学，它与测量学紧密相连，测绘技术的发展也促进着重力勘探技术进步。

2.1.1 坐标系统与高程系统

重力勘探工作必须用到坐标和高程资料，而大地坐标系统和高程系统是一个国家最基本、最重要的两个大地测量基准。我国重力勘探初期，采用了1954年北京坐标系[25]和1956年黄海高程系统[29]，1990年又启用了1980西安坐标系[25]和1985国家高程基准[29]。从2008年7月起，中国启用了新一代国家大地坐标系-2000国家大地坐标系[25](China Geodetic Coordinate System 2000， CGCS 2000)。

重力勘探工作所采用的坐标系统与高程系统也在不断更新，最新的行业标准《区域重力调查规范》(DZ/T 0082-2021)[27]也提出了新的区域重力调查技术要求：统一采用2000国家重力基本网系统；统一采用2000国家大地坐标系和大地高程基准；统一采用CGCS2000椭球面正常重力公式计算正常重力值。

2.1.2 点位测量技术

重力勘探工作中测地工作的主要任务是布设测网,确定测点和各级重力基点的平面位置和高程。其工作方法，已由地形图定点，水准、气压测高和航片定点测高等传统方法技术发展为全球导航卫星系统(GNSS)进行三维坐标测量。

通常区域重力调查测点平面位置和高程使用GNSS接收机测定，采用包括快速静态测量、实时动态测量(RTK)以及其他满足精度要求的测量方法[27-28]。控制点的联测方法为载波相对定位测量(静态定位)，测量控制点应由已知GNSS控制点引出，布网方式根据需要可采用三角网、单三角形、附合导线网等，测网至少应该包含2个已知GNSS控制点。

2.2 重力测量工作

2.2.1 重力基准网现状

全球重力基准是将全球相对重力测量纳入统一系统的基础。其发展经历了三个主要的系统：维也纳重力系统、波茨坦重力系统和国际重力标准网1971[3]。

1956年在前苏联国家重力测量队的协助下，我国建立了第一个国家重力基准网，由21个基本重力点和82个一等重力点组成，基本点精度优于±0.32×10-5m/s2，一等点精度优于±0.40×10-5m/s2，称为1957国家重力基准[26]。1985年我国完全自主地重新建立了国家重力基准，由6个基准重力点、46个基本重力点和5个引点组成，精度为±0.015×10-5m/s2，称为1985国家重力基本网[26]。2000年左右我国又完成了全国分布的295个重力基本点的高精度测量和数据处理，建立精度为±0.0074×10-5m/s2的2000国家重力基本网[26]。2017年～2019年建立了新一代重力基准网(尚未正式发布)。

2.2.2 重力测量

野外重力数据测量为基点-测点-基点的单程闭合方法。基点网采用双程往返(精度较高仪器)或三程小循环法(精度较低仪器)[27]。

2.2.3 地形改正

在重力勘探数据精度评价中，地形起伏的影响是个不可忽略的问题[30]。

1)近区地形改正(0 m～50 m)。近区地形改正值的获取，已从目估法发展到仪器测量法。用于近区地形改正的仪器主要有森林罗盘仪[31]、激光测距仪[32-35]和高精度GNSS[31,34]。目前，已有学者进行无人机激光扫描获取地形数据，利用棱柱公式进行近区地形改正试验，另外，还有一些学者利用大比例尺高精度DEM数据进行近区地形改正试验。

2)中区地形改正(50 m～2 000 m)。中区地形改正技术发展很快，以DEM高程数据基础，利用共用点法、表面积分法和三棱锥体元剖分法计算地形改正值[36]。此外，对湖泊水体的改正也有研究试验[33]。

3)远区地形改正(2 000 m～166 700 m)。远一区(2 000 m～20 000 m)地形改正采用平面公式计算地形改正值，使用1 km×1 km高程节点网按狭义地形改正(相对测点)和有限中间层(指20 km以内)模式计算；远二区(20 km～166.7 km)地形改正因包含中间层改正又称为广义地形改正,采用5′×5′平均高程用计算机完成[38-39]。

远区地形改正计算涉及大量的高程数据，方法技术进展缓慢，影响重力勘探数据总精度进一步提高，急需高程数据的更新和方法研究。

2.3 数据预处理

2.3.1 正常场改正公式

在重力勘探的工作中以往用过的正常场改正公式有1901～1909赫尔墨特公式、1930卡西尼公式、(IAG)推荐的1980公式。随着2000 国家大地坐标系(CGCS2000)的启用，重力正常场改正公式也须更新[40-41]。最新的行业标准《区域重力调查规范》(DZ/T 0082-2021)也提出了新的采用2000椭球面正常重力公式计算正常重力值[27]。

2.3.2 布格改正

高度改正、中间层改正计算公式所用的高程由1985高程基准改进为CGCS2000椭球大地高，减去了正高和大地高之间物质产生的重力值，使重力勘探工作使用的布格异常更加清晰、准确地反映了地质目标意义[42-44]。

2.4 数据处理

野外获取的重力数据经过零点漂移校正、固体潮校正、纬度校正(正常场改正)、布格校正(高度改正和中间层改正)和地形校正等预处理，得到反映地下密度异常体分布的布格重力异常[5,27,45]。

由于布格重力异常是地下所有的密度不均匀体引起的叠加异常，重力数据处理的目的是从叠加异常中分离或突出目标体引起的重力异常，使其产生的信息更易于识别和辨认。重力数据处理和反演是后期地质解释的关键[46-48]。

2.4.1 异常分离

为了获得勘探目标地质体引起的异常，通常需要对重力异常进行异常分离。能否正确提取出目标异常，决定着反演结果是否可靠。正是由于异常分离的重要性，多年来很多地球物理学者都致力于寻找更优的异常分离方法[5,48,49]。

国内、外的地球物理工作者[50-83]提出了多种区域和剩余异常分离方法，主要包括图形法、趋势分析法、滤波法(向上延拓法、匹配滤波、小波变换)、统计法、剥皮法等方法。

图形法是最早使用的方法，缺点是主观性比较大，常用于剖面数据处理，对于大量的平面数据难以实现。

Agocs[50]提出了基于最小二乘拟合的趋势分析方法,之后大量关于多项式拟合的方法及其改进方法被提出，这些方法包括采用正交多项式拟合，有变阶滑动趋势分析法、筛选-趋势分析法[53-55]。趋势分析法的结果好坏直接取决于所选取数学模型与实际区域异常的逼近程度。

滤波是一种很宽泛的概念，Dean[51]提出了重磁处理中的线性滤波理论，认为二阶导数、解析延拓、圆滑等可以被认为是滤波。随着计算机的广泛应用，快速傅立叶变换被引入到地球物理数据处理中，学者们设计了各种理想滤波器，推导了基于傅里叶变换和采样理论的新的卷积滤波系数，波数域滤波方法逐渐成为主流[56-60]。常用的滤波主要有：

1)垂向二阶导数法常被用来提取埋藏浅的局部异常。Evjen[52]利用垂向一阶导数与垂向二阶导数处理并解释了重力资料。之后，众多学者提出了关于垂向二阶导数在空间域的近似计算公式[61-63]。目前，导数的计算在波数域中被广泛的研究与应用。

2)解析延拓法是将获得的测区重力异常，利用相关的数学算法变换到更高或更低的观测面，以实现区域异常与局部异常的分离。最初由Peters[59-64]提出，他认为延拓可以对不同波长的信号进行增强或衰减。之后，众多学者对方法进行完善与发展[65-70]。

3)匹配滤波，位场信号的各频段成分不相关时，拟合对数功率谱并计算直线斜率和截距，确定匹配滤波因子，实现深源场和浅源场的分离。1970年Spector[71]等首先根据磁异常的功率谱设计了匹配滤波器来分离不同深度场源产生的异常。之后，学者们不断完善、推进该方法[72-78]。

4)利用小波多尺度分析方法，将重力异常分解到不同尺度空间中，尺度大小表示了异常所反映的地质体规模和埋深的大小。汤井田[79]将小波变换引入重磁数据处理。Fedi[80]利用小波变换的多尺度分析，用不同分量的组合来代表区域场和局部场。随着技术推进，利用小波变换把重力异常进行多重分解，在一定程度上将频谱互相重叠的异常提取出来，获得地壳三维密度结构的更多细节[82-83]。

剥皮法是由Hammer[83]提出的，即在浅层的构造已经很清楚的前提下，通过正演获得其异常，再从观测异常中减去这一部分异常，从而获得深层的信息。有大量的地质资料或钻孔、地震资料的控制，效果很好[84-86]。

2.4.2 边界识别

边界识别技术主要是对异常体的水平位置进行定位。在研究地质目标体的横向不均匀性特别是地质目标体边缘位置时，重、磁位场有其独特的优势。位场源边界识别方法包括：梯度运算类、数理统计类、其它类等，以前两者发展及应用最为广泛[79]。

梯度运算类是通过对位场进行梯度计算(或组合)，放大高频成份增强边界信息的识别，该类方法发展快速、应用广泛[88]。Evjen[89]提出利用垂向导数识别地质体边界信息；Cordell[90]认为梯度模的极大值对目标体的边界有较好的指示效应；王万银等[91]利用n阶垂向导数峰值及其比值对边界信息的有效提取；之后，其他学者进一步提高了该类方法的边界识别效果[92-94]。Nabighina[95-96]认为针对二维位场数据的解析信号与磁化方向无关；Nabighina与Roest[96-97]提出三维解析信号能提供有效的场源边界信息，Miller和Singh等[98]将解析信号相位的概念引入了边缘识别，提出倾斜角(Tilt Angle)法；随后，学者们对倾斜角法展开研究[99-104]；Wijns等[105]首次利用解析信号振幅对总水平导数进行归一化，提出了θ图法；周文纳等[106]于几何意义上对倾斜角法与Theta map法实现了统一；陈安国等[107]基于Theta图法进行了改进，实现了深部和浅部边界的均衡。

数理统计运算方法，压制噪声干扰并且结果相对稳定。杨高印等[108]提出小子域滤波方法进行异常的分离。之后，其他学者进行了该方法的改进[109-111]；Cooper等[112]首次提出了归一化标准差；张恒磊等[113]提出各向异性标准化方差法；王彦国等[114]提出归一化差分法，在边界定位及识别能力方面体现出优势性；徐梦龙等[115]提出各方向均方差相关系数法；Du等[116]提出基于滑动窗口的垂向导数平均值与其标准差的相关系数法。

其他类方法包括多尺度信号分析、结果图像的检测、加强等，也在不断发展。朱保健[117]利用小波模极大值进行位场的边界信息加强；杨文采、孙艳云、付丽华等[118-120]利用谱矩的位场几何特征对弧形特征的有效刻画；夏玲燕等[121]将非线性滤波技术与斜导数及其水平导数进行有效结合，实现弱信息加强及线性构造的提取；赵希刚等[122]利用图像细化技术对断裂带信息的窄化处理；肖锋等[123]利用Canny边界检测算子对斜导数法结果图中的边界信息提取；陈涛[124]提出Harris 滤波器技术，在提取边界的同时抑制噪声；张双喜等[125]结合二维经验模态分解与小波模极大值，对位场数据多尺度分解及各尺度异常边界检测；张志厚等[126]提出了基于深度学习的位场边界识别方法。

2.4.3 重力三维反演技术

重力反演计算就是将异常数据转化为描述地球内部场源密度变化及分布的数据。针对不同的地质信息，重磁反演主要分为形态反演和物性反演。形态反演是在已知场源物性参数的基础上，利用多面体来拟合地下地质体的几何形态分布，从而刻画地下地质体的界面。吴文鹂[127]在研究三角形多面体模型重、磁异常三维正演和反演技术的基础上,吸取人机交互正演模拟的优点,实现了三角形多面体模型重、磁异常数据三维人机联作反演。物性反演解释技术是对地下空间地质体的物性参数进行定量计算。物性反演由于具有反演条件宽松、容易操作且能够模拟复杂地质体的优点，成为近年来位场反演的主要发展方向[48，128-130]。

三维反演方法可以分为非线性化反演和线性化反演两类，其中线性反演的迭代优化方法有最小二乘法、牛顿法、正则化方法、最速下降法和共轭梯度法等。牛顿法收敛速度快但有Hessian矩阵及其逆矩阵的大规模计算问题。最速下降法计算量少但收敛速度慢，而共轭梯度法既解决了收敛速度慢的问题又避免了大型矩阵向量的计算和储存问题，是一种求解大型最小化问题的反演算法[131-136]。这些线性迭代优化算法收敛速度快，但容易陷入局部极小值、计算耗时等困境。随着数学优化方法的发展，多种全局随机优化的非线性反演算法被引入到地球物理反演中，并得到成功应用[48,128,137-138]。非线性化反演方法包括遗传算法、神经网络算法、模拟退火算法、最小二乘方法等。1983年Silva等[139]将遗传算法应用于磁法反演中；Montesinos等[140]采用遗传算法进行重力三维反演；姚长利等[128-129,159]改进方法，提高了非线性反演计算速度；Eslam 等[141]采用神经网络算法进行重力实测数据反演，且准确获得了异常的分布位置，该算法计算具有并行性，但收敛效率低，易存在局部极小化问题；马国庆[142]利用模拟退火法完成重磁异常物性反演，该方法有效地避免了大型矩阵的计算，可以克服局部极小化问题，但搜索效率变低；Tarantola 等[143]利用阻尼最小二乘方法求解非线性反演问题，从而得到稳定的解，但其计算速度慢。最小二乘方法既可以应用于非线性反演问题的计算，还可以应用于线性反演问题计算中。

同其他地球物理反演方法一样，由于复杂的地质情况，三维重力场数据信息不足和场源的等效性问题会致使重力反演研究存在两个重要难题，即解的不稳定性和多解性，解决此问题成为重磁反演研究的重点和难点。为解决此问题，很多学者开展了约束反演研究[83，144-146]。当约束条件采用不同的加权因子以及不同的计算策略时会得到不同意义上的解，主要的约束方式有：①深度约束，用于抵消核函数随深度自然衰减，消除其近地表权重过大而使反演密度分布不符合真实异常源的情况，进而提高深度分辨率[131-132,147-148]；②聚焦约束,可以清晰地刻画异常体的边界特征[149-152]，方便后期的处理解释；③物性边界约束，为了获得更合理的反演物性分布，在物性反演过程中需要加入地质体物性上下限约束条件，强制将反演密度值限制在一定的范围内[145,150]；④结构约束，可用于不同地球物理属性之间的联合约束，有交叉梯度约束[153-155]和总梯度约束(summative gradients)[156-158]等；⑤地质统计约束，可以将区域地质特征规律信息和地质学家对地质情况的认识加入到模型中。

面对大范围、大数据量的重力数据，反演效率低的问题非常突出。为此国内外学者从不同角度进行了研究，主要包括：①降维度处理方法，通过减少维度从而减少存储空间和计算量，有随机子域反演、小波压缩、基于多项式的反演[159-161]；②利用对称性的处理方法，几何格架法利用重力场正演核矩阵的平移不变的性质减少计算量[128]。在此基础上荆磊利用快速傅里叶变换(FFT)进一步实现了具有空间域计算精度和频率域计算速度的快速算法[162]。

3 重力数据库与图件编制

3.1 重力数据库

1981年物化探所研发了“区域重力资料整理处理成图自动化”软件系统[11]。原地矿部物化探局组织研发我国第一代制基于M-160型计算机的重力数据库，数据库由高程子库、重力数据子库和程序子库组成。高程子库存放全国及全球的高程数据。可以对高程数据检索、拼接、更新和进行从一公里到全球的地改及均衡改正的计算。重力子库存放重力测点的平面座标、高程、测点原始重力值和近中区地改值等五个基本数据，存放基点的座标和重力值、观测时间及施测单位的编号。可以通过程序控制对重力数据进行检索、更新及增补。程序子库包括库管理程序、资料整理程序和数据处理程序三类[163]。1997年由原地矿部区域重力调查方法技术中心升级迁移到PC计算机上，形成windows系统下可视化管理数据库[38]。2006年中国地质调查局发展研究中心再次升级为RGIS2006版。具备对全国范围从野外到室内的重力数据整理的数据预处理、时间域及频率域数据处理、数据库可视化管理、GIS制图、通用GIS数据转换等的功能,适合于重力调查及重磁综合解释工作[39，164]。

3.2 重力图件的编制

地球物理图件对于区域地质构造研究和资源调查战略部署等都发挥了重要作用，具有重要价值[165-167]。随着重力工作的持续推进，重力工作者在不同阶段编制出不同比例尺的全国和区域性重力图件。

1978年物化探所对所编1°×1°布格重力异常图解释认为，大兴安岭-太行山-武陵山的北北东向梯级带及青藏高原周缘梯级带反映了地壳厚度变化，有可能是深部断裂存在的一种标志。一些学者对1:4 000 000布格重力异常图进行系统解释，将全国重力场划分为22个异常区和18个异常带，为现代中国大地构造划分提供了地球物理依据[168-170]。左愚等编制1:12000 000重力系列图[171]。1999年孙文珂等利用最新实测重力数据编制1:5 000 000中国及毗邻海区重力系列图，并进行了说明。将布格重力异常图分为5个区，分布对应滨西太平洋构造域的内带及其外带、特提斯-喜马拉雅构造域、古亚洲构造域和三大构造复合地带，每个区的异常幅值反映了地壳厚度及密度的变化[167]。李志等利用最新完成的重力资料编制了青藏高原及邻区重力系列图，并进行了大地构造分区、推断断裂、圈定岩体、盆地形态等研究[172]。张明华等利用不同来源且基准未知的重力数据资料，采用背景一致性原则并进行局部调平、拼接，编制了1∶5 000 000比例尺的中国海陆及邻域布格重力异常图，并依据重力场特征、断裂带及造山带的相互关系，将重力场划分为38个一级异常区和部分二级异常区[173]。

4 重力勘探标准与规范

重力规范一般提出重力调查任务、基本技术要求、技术设计、重力仪调节及性能测试、野外工作、资料整理、精度评价、基础图件编绘、数据处理与解释、成果报告编写与资料提交等方面的技术要求。所有规范都是经过一段时间的工作实践后，制订出技术规定，最后升级为规范，并随着相关技术进步而不断修订完善。如1978年代有计划地开展了区域重力调查工作后，首先制订了《区域重力调查技术规定》[174]。1993年升级为行标《区域重力调查规范》(DZ/T 0082-93)[175],2021升级为新版《区域重力调查规范》(DZ/T 0082-2021)[23]。

重力勘探规范由两大行业规范构成，包括地质矿产行业规范和石油天然气行业规范。

地质矿产行业重力规范由自然资源部发布，按工作比例尺分为三种，现阶段执行的分别标准是《大比例尺重力勘查规范》(DZ/T 0171-2017)[176]、《重力调查技术规范(1∶50 000)》(DZ/T 0004-2015)[177]、《区域重力调查规范》(DZ/T 0082-2021)[23]。

石油天然气行业规范由国家能源局发布，现阶段执行的是《陆上重力勘查技术规程》(SY/T 5819-2010)版[178]。

5 重力勘探技术在地质工作中应用

重力勘探方法具有轻便、快捷和经济的特点，能快速获取大面积高精度重力数据，在地质工作领域有着广泛的应用。

5.1 在能源勘探方面应用

重力资料在确定沉积盆地边界、划分构造单元、确定基底起伏和盖层构造、进行油气远景评价等方面发挥了重要作用。在大庆、胜利、大港、任丘、长庆、二连等油气田的发现中，重力勘探都做出了贡献[9]。随着联合反演、三维建模技术的不断发展，重力勘探在能源资源勘探领域继续发挥重要作用。1999年在华北地区综合应用重力与地震勘探发现了信安镇北潜山，获得了高产油气流。2000年应用重力、地震联合反演解释，在武清凹陷斜坡码头潜山发现了工业气流。之后相继发现了信安镇潜山、码头潜山等一系列潜山，勘探取得了重大进展[179-183]。

5.2 在矿产勘查方面应用

重力勘探在探测矿产资源时，利用来自矿化作用、蚀变带和特定主岩或构造的位场响应，可以查找与成矿有关的地层、构造、岩浆岩、蚀变岩和矿化带等控矿因素，研究金属矿床赋存的岩体或构造以推断矿体的位置[184-189]。在直接找矿方面，重力勘探发现了加拿大魁北克西部以黄铁矿和闪锌矿为主的大型矿床[190]。国内，在冀东铁矿利用重力资料对隐伏铁矿或含铁建造进行了系统的解释和推断，推断9条与隐伏铁矿床或含铁建造有关的重力异常带，部分已被钻探工程所证实[191]。在间接找矿方面，重力勘探方法运用更为广泛。在美国加利福尼亚州矿区，利用地面重力和航磁数据，构建了2.5维重力模型，圈定潜在的拆离断层和矿化岩体分布[192]。

在加拿大拉布拉多，利用重力数据约束反演来预测和描绘的大型镍、铜、钴矿床的地下特征和展布，为矿体的开采提供了非常有用的地下信息[193]。重力勘探是我国20世纪60年代～70年代的铬铁矿和富铁矿的普查中的主要方法。1990年代，高精度重力测量发现了新疆小热泉子铜矿Ⅰ号矿床重力异常，并确定了孔位，钻孔的验证取得了当年找矿的重要突破[194]。在德兴铜矿勘探中，利用重力资料研究与侵入岩体成矿相关矿种中提取与导矿相关的导矿岩体与构造[195]。在黑龙江省下嘎来奥伊河矿勘查中，分析与矽卡岩型金属矿有关的重、磁异常，总结找矿模型并圈定靶区，钻探验证情况良好[196]。刘天佑等[197]在西藏朗县秀沟工区完成了高精度重磁勘探，推断出铬铁矿与矿化体的重磁远景异常，并且已经得到证。潘彤等[198]根据柴达木盆地南缘和北缘不同物性分布及成矿地质条件，优选重磁、电法、地震等有效的方法进行探测，总结分析其找矿模型，取得了一定的找矿效果。

5.3 在地质调查方面应用

5.3.1 工作程度

1950年代，由于石油勘探的需要我国大规模开展重力工作。经过70多年的工作，截至2021年底，全国完成1∶1 000 000区域重力调查833×104km2,基本实现我国陆域1∶1 000 000区域重力调查的覆盖；1∶250 000区域重力调查完成587.5×104km2，1∶250 000区域重力调查完成全国陆域国土可调查面积的69.5%，另有115×104km2属高山、荒漠属1∶250 000地面重力调查不可工作区，见图1。

图1 全国1:250 000区域重力调查工作程度图Fig.1 1:250 000 regional gravity survey progress map of China

5.3.2 地质调查成果

1)区域地质成果。孙文珂[199]在区域重力调查列入中国地质工作计划的40年后，编写了《中国区域重力调查40年回顾》。他提出①西拉木伦河深大断裂是板块结合带的祖先线，板块的多次聚散、开合，导致极为复杂的地质构造现象出现；②认为秦岭-桐柏-大别山同属一个构造带；③长江中下游构造岩浆岩带是由5个构造岩浆带构成的以铜铁为主的成矿带；④扬子陆块与华夏褶皱带之间的钦州-钱塘结合带；⑤对西南三江褶皱带及相邻深部构造与成矿关系新认识。《全国矿产资源潜力评价》项目利用全国重力资料，结合地质构造与航磁异常特征分析，综合推断了我国地质构造的纵横格局，研究对一些基础地质问题取得新认识。例如：大兴安岭-太行-武陵巨型重力梯度带是太平洋板块俯冲的前缘响应；二连浩特-贺根山断裂混杂岩带是晚古生代大陆边缘增生的构造边界[200]。杨亚斌等[201]对2010年～2014年度全国区域重力调查成果进行了梳理，编写了《重点成矿带1:250 000区域重力调查成果文集》。对大兴安岭梯级带、郯庐断裂、古特提斯缝合带位置提出新认识；探讨均衡重力异常与地震关系；分析岩浆岩与矿产关系等。

2)地球动力学成果。随着地球科学研究的不断深入，重力资料研究深部构造及地球动力学的水平也在不断提高。王谦[202]身利用重力资料研究汶川地震。根据均衡重力异常图看出，龙门山、邛崃山及其邻近地区存在十分明显的大面积很均衡的区域，认为这可能是该处地壳不稳定运动的重要根源之一。杨文采[203]利用重力资料分析和反演，刻划青藏高原地壳分层的三维密度结构，取得的6个等效层密度扰动图件，为研究地壳构造和物质运动提供了重要佐证。