Глава 5. Интерпретация магниторазведочных данных

<2 3 4 567 8 >

При интерпретации результатов магниторазведки очень важно установить геологическую природу отдельных аномалий или аномальных зон и попытаться выяснить, какие геологические процессы привели к образованию объектов, обладающих аномальной намагниченностью по отношению к вмещающим породам. Поэтому, приступая к интерпретации, необходимо, чтобы был собран весь возможный материал о геологическом строении участка, магнитных и плотностных свойствах различных пород, участвующих в его строении.Вначале выполняют качественную интерпретацию: дают описание структуры поля, выделяют отдельные области с однотипным полем, например, нормальным, спокойным, повышенным, или пониженным, или резко возмущенным и т.п. Характеризуют отдельные аномалии – указывают их интенсивность форму, размеры, простирание и на базе опыта проведения работ в подобных районах делают предположительное заключение о природе аномалий, т. е. о происхождении и составе пород, слагающих возмущающие объекты.Однозначное решение указанной задачи не всегда возможно. Поэтому желательно найти не один, а несколько возможных вариантов решения и попытаться выделить наиболее вероятностные из них. Такое выделение во многих случаях оказывается возможным, так как разные по природе источники аномалии могут различаться глубиной залегания, формой и размерами тел, намагниченностью, плотностью, а также другими физическими свойствами. В связи с этим необходимо выполнять количественную интерпретацию с целью определения перечисленных выше параметров.Региональными называются аномалии, проявляющиеся на больших площадях (в десятки и сотни тысяч км²) и обусловленные крупными образованиями в земной коре и верхней мантии. Присутствие региональных аномалий обычно проявляется в тенденции изолиний поля к ориентировке (вытягиванию) в определенном направлении и в систематическом изменении величин, характеризующих поля в этом направлении. Перпендикулярно к этому направлению поля обычно плавно изменяются.Локальные аномалии проявляются на картах в трех формах: 1) наличием систем замкнутых изолиний с одним или несколькими относительными максимумами или минимумами; 2) наличием локальных вариаций (изгибов) в ходе изолиний; 3) наличием сгущений изолиний (зон резко повышенного градиента поля). По своей морфологии локальные аномалии обычно подразделяются на изометричные и линейные. Изометричные аномалии характеризуются концентрическим характером изолиний, линейные – параллельным расположением с резким изменением формы в области замыкания. Заключения об источниках аномалий основываются на следующих принципах:1. Наличие аномалий с относительным максимумом свидетельствует о присутствии возмущающего тела с положительной интенсивностью намагничения и, наоборот, наличие аномалий с относительным минимумом свидетельствует о наличии дефекта намагниченности.2. Наибольшие по абсолютной величине значения аномалий наблюдаются, как правило, вблизи проекций центров тел на дневную поверхность. Исключением в некоторых случаях являются магнитные аномалии, обусловленные объектами с наклонным намагничением и вертикально намагниченными горизонтальными пластами малой вертикальной мощности.3. Линии наиболее быстрого изменения поля (наибольших по абсолютной величине градиентов поля) приближенно соответствуют боковым границам возмущающих тел.4. Простирание аномалий соответствует простиранию возмущающих тел; изометричные аномалии соответствуют телам с изометричной проекцией на дневную поверхность.5. Наличие симметрии на графиках поля вдоль направлений перпендикулярных простираниям изолиний свидетельствует о симметричном расположении плотностных и магнитных (при вертикальном намагничении) масс относительно вертикальной плоскости, проходящей через точку максимума (или минимума) графика. Асимметрия графиков свидетельствует об асимметрии в распределении масс.6. Сложная конфигурация изолиний в плане, особенно наличие нескольких экстремумов, свидетельствует о присутствии нескольких, достаточно близко расположенных возмущающих тел. Под количественной интерпретацией понимается нахождение по наблюденному аномальному полю параметров распределения масс (элементов залегания возмущающих тел) на основе аналитических или графических соотношений. Количественная интерпретация может включать в себя определение всех или только некоторых параметров возмущающих тел. Методы количественной интерпретации аномалий опираются на теорию решения прямой и обратной задач гравитационно-магнитного потенциала. Прямой задачей называются методы вычисления и нахождения картины структуры поля (нахождение значений потенциала или его производных) в любых точках пространства, внешнего к образующим поля массам, по заданному распределению этих масс (плотности или интенсивности намагничения масс и их координат). Обратной задачей предусматривается нахождение распределения параметров масс, создающих наблюдаемое поле, по его значениям. Для расчетов и интерпретации аномалий геопотенциальных полей могут применяться следующие методы:1. Расчеты и интерпретация аномалий по аналитическим формулам.2. Расчеты и интерпретация различными палетками.3. Интерпретация по атласам и по палеткам теоретических кривых.4. Интерпретация интегральными методами.5. Интерпретация аномалий на основе изучения вероятностно – статистических закономерностей полей.При геологической интерпретации аномалий иногда удобнее использовать не сами наблюденные значения поля, а их некоторые преобразования (трансформированные) аналоги.Наблюдаемые геопотенциальные поля являются результатом суммированного влияния аномалеобразующих масс различной природы, которые следует трансформировать или разделить на некоторые составляющие. Под трансформацией здесь понимается некоторое преобразование исходного наблюдаемого поля с целью выделения одних его особенностей и подавления других, менее существенных.К наиболее важным трансформациям можно отнести следующие преобразования и пересчеты:1. Осреднение наблюдаемого поля осуществляется чаще всего с целью выделения региональной составляющей наблюдаемого поля. Могут применяться различные приемы осреднения: графические, палеточные, интегральные, аналитические.2. Преобразования, связанные с получением новых составляющих напряженности поля или их градиентов, осуществляются с применением аналитических и палеточных методов.3. Аналитические продолжения предусматривают нахождение значений какой-либо составляющей в некоторой совокупности других точек, т. е. пересчет поля в верхнюю или в нижнюю полуплоскости (полупространство), продолжение поля в боковую область. Аналитическое продолжение поля может быть осуществлено с применением палеточных и аналитических методов, на основе решений интегрального уравнения Пуассона и дифференциального уравнения Лапласа.Измеряемое поле отражает влияние различных источников, расположенных в земной коре. Одним из важнейших этапов интерпретации аномалий является задача разделения влияния различных объектов. Для этого наблюденное поле с помощью различных графических приемов или вычислительных операций преобразовывают таким образом, чтобы усилить одни и резко ослабить другие компоненты поля. Такие преобразования называют трансформациями, а их результаты – трансформантами.Следует иметь в виду, что никакая трансформация не может дать принципиально новых данных, поскольку любая трансформация в лучшем случае не ухудшает исходных данных.Большинство методов трансформации основано на следующем соответствии порядка геологического объекта и отвечающей ему аномалии: чем крупнее объект и чем глубже он залегает, тем более обширные по площади и малые по градиенту аномалии он создает и наоборот. Первые аномалии называют региональными, а вторые – локальными. Понятие региональных и локальных аномалий является относительным и определяется масштабами съемки.Для выделения региональной составляющей поля применяются методы осреднения и пересчета в верхнее полупространство.Простое среднеарифметическое осреднение выполняется с использованием радиально-кольцевой или квадратной палетки (площадной вариант), либо в пределах некоторого интервала (профильный вариант).При подобном осреднении подавляются мелкие аномалии и усиливается региональная составляющая поля, слабо зависящая от осреднения. Поэтому среднее значение поля рассматривается как региональный фон в центре палетки. Разница между наблюденным значением поля в центре палетки и региональным фоном называется остаточной или локальной аномалией.U_лок_i = U_i – U_ср_i.В общем случае размер палетки или интервала должен быть таким, чтобы он значительно превосходил размеры локальных аномалий, от которых нужно избавиться, и был много меньше размеров региональных аномалий.Одним из наиболее эффективных методов разделения сложного поля является аналитическое продолжение в верхнее полупространство – пересчет на некоторую высоту h. При таком пересчете соответственно возрастают глубины залегания источников, а амплитуды аномалий уменьшаются. Затухание амплитуд аномалий с высотой существенно определяется параметрами возмущающих тел: чем больше глубина залегания верхней кромки или центра тела и горизонтальные размеры тела, тем медленнее убывают аномалии с высотой. Поэтому в поле, пересчитанном в верхнее полупространство, преимущественно сохраняются аномалии, обусловленные телами, залегающими на больших глубинах, имеющими большие размеры по горизонтали и значительную протяженность на глубину. Эффект же неглубоко залегающих и небольших по размерам тел оказывается в значительной мере подавленным.Исходя из приведенных соображений, с учетом геологической задачи, размеров и глубины залегания изучаемых структур выбирается необходимая высота пересчета. Ясно, что в реальных условиях, когда поле создается совокупностью структур разного порядка, однозначно подобрать высоту пересчета так, чтобы эффект от одних структур был полностью подавлен, а от других практически не искажен, невозможно. Удается только подобрать некоторый интервал оптимальных высот пересчета. Поэтому обычно пересчет производится на несколько высот. Полученный материал дает также возможность представить пространственное распределение поля, которое может с успехом использоваться при количественных расчетах.Любой процесс трансформации гравитационных и магнитных аномалий базируется на преобразованиях Фурье и все интегральные преобразования, применяемые при разделении полей, могут быть представлены в виде интеграла свертки. Существует довольно много способов аналитического продолжения гармонических функций, различающиеся приемами вычисления частных интегралов и выбором пределов интегрирования. Поэтому в практике интерпретации отмечается качественное сходство региональных аномалий, выделенных методом осреднения или пересчета на высоту, и при практической обработке материалов можно ограничиться применением одного из этих методов.Многие методы выделения локальных аномалий являются естественным дополнением соответствующих методов определения региональных аномалий. Поскольку региональная составляющая поля определена, то, вычитая ее из наблюдаемой аномалии, получают приближенное представление о величине локальной аномалии (остаточной аномалии).

Основной закон магнетизма был сформулирован Кулоном, который предполагал, что существование магнетизма связано с наличием магнитных масс, положительных и отрицательных. Между двумя магнитными массами m₁ и m₂, помещенными в среду с магнитной проницаемостью μ = 1 + 4πk, действует сила F, которая определяется законом Кулона , где r – расстояние между центрами магнитных масс.

С последующим развитием физики было доказано, что магнитных масс, как самостоятельных субстанций, в природе не существует, а магнитные свойства тел являются следствием движения электрически заряженных частиц в атомах вещества. Одни вещества способны под действием магнитного поля упорядочивать движения зарядов и намагничиваться, другие – нет. Хотя магнитных масс в природе нет, но в теории магнетизма законом Кулона формально продолжают пользоваться. При этом под магнитной массой одного знака понимается произведение интенсивности намагничения (J) на площадь намагниченного тела (S), перпендикулярную этому вектору (m = JS).

Любое намагниченное тело можно представить сочетанием двух таких магнитных масс, находящихся на противоположных частях тела – полюсах. Северным (положительным) полюсом намагниченного тела (например, магнитной стрелки) считается тот, который поворачивается в сторону северного географического полюса, если дать возможность телу свободно вращаться вокруг вертикальной оси. Как отмечалось выше, при таком определении магнитный полюс Земли, находящийся в северном полушарии, обладает южным (отрицательным) магнетизмом, поскольку притягиваются магнитные массы противоположного знака, а массы одного и того же знака отталкиваются.

В теории магниторазведки, как и в любых других методах геофизики, решаются прямые и обратные задачи. Прямой задачей магниторазведки называется нахождение магнитных аномалий (T_a, Z_a и др.) над объектами известной формы, глубины залегания и намагниченности. Обратной задачей магниторазведки является определение формы, глубины залегания, намагниченности по измеренному площадному распределению аномалий.

Для облегчения решения задач магниторазведки вводится понятие магнитного потенциала точечной магнитной массы , где r – расстояние от центра магнитной массы до точки наблюдения.

В теории магнетизма пользуются понятием магнитного диполя, т. е. двух равных, близко расположенных магнитных масс противоположного знака (рис. 9). Потенциал диполя dU выражается формулой

где r₁ и r₂ – расстояния от центра магнитных масс до точки наблюдения.

Рисунок 9. Магнитный диполь.

Выразив с помощью теоремы косинусов r₁и r₂ через r, dl и θ можно записать

Разделив числитель и знаменатель на r и используя формулу бинома Ньютона, получим

Поскольку (dl/r) << 1, то всеми степенями выражения dl/r, большими единицы, можно пренебречь, и формула потенциала диполя упростится:

Или, заменив dM = mdl, получим окончательное выражение для потенциала диполя

Из выражения для потенциала диполя нетрудно получить составляющие поля H_x и H_y и полный (H) вектор напряженности. Заменив cos θ = x/r, можно записать:

В частности, на протяжении оси диполя (θ = 0) H₀= 2dM/μr³ на перпендикуляре к оси диполя, в его центре (θ = 90°) H₉₀= dM/μr³.

Реальные магнитные тела можно рассматривать как совокупность элементарных магнитных диполей.

Интенсивность намагничения элементарного объема (J), согласно определению, равна отношению магнитного момента (dM) к его объему (dV). Поэтому выражение для потенциала магнитного диполя перепишется в следующем виде: , где вектор J направлен вдоль оси диполя.

Магнитный потенциал любого тела можно представить в виде интеграла по объему этого тела от потенциалов элементарных диполей, из которых состоит данное тело:

, ,

где интегрирование ведут по всему объему тела (V).

Эти уравнения лежат в основе всей теории магниторазведки. Аналитические выражения при решении уравнений получаются лишь для тел простой геометрической формы и однородной (постоянной) намагниченности. Для тел более сложной формы, да еще при разной намагниченности, возможны численные решения с помощью ЭВМ. Допущение вертикальной намагниченности не только упрощает решение задач, но и является вполне обоснованным, поскольку намагниченность горных пород при широте, большей 40–45⁰, близка к вертикальной. Кроме того, при расчетах можно считать, что μ = μ₀, где μ₀ = 4π·10^-7 – магнитная проницаемость воздуха.