应用地球物理重磁报告

应用地球物理—重磁电读书报告姓名：***学号：***************攻读专业：固体地球物理学课程成绩：前言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和矿产分布情况作出判断的一种地球物理勘探方法。磁法勘探是通过观测和分析由岩石、矿石（或其他探测对象）磁性差异所引起的磁异常，进而研究地质构造和矿产资源（或其他探测对象）的分布规律的一种地球物理勘探方法。二者有广泛的应用，如研究地壳深部构造；研究区域地质构造，划分成矿远景区；掩盖区的地质填图，包括圈定断裂﹑断块构造﹑侵入体等；广泛用于普查与勘探可燃性矿床(石油﹑天然气﹑煤)；查明区域构造，确定基底起伏，发现盐丘﹑背斜等局部构造；普查与勘探金属矿床(铁﹑铬﹑铜﹑多金属及其他)，主要用于查明与成矿有关的构造和岩体，进行间接找矿；也常用于寻找大的﹑近地表的高密度矿体，并计算矿体的储量；工程地质调查；如探测岩溶，追索断裂破碎带等。随著电子技术的发展和微处理机的广泛应用，测量磁场3个分量及其梯度的高精度航空磁力仪已经制成。加上高精度的导航和数据处理，绘图和资料解释推断的自动化，今后航空磁法勘探将代替部分地面磁法勘探，并在工作过程中自动作出解释，绘出磁性体空间分布图。利用这些图件，再结合其他资料，能可靠地对工作地区的地质构造作出推断，供找矿﹑找地下水﹑工程建设和地震预报等方面应用。我国在改革开放以后，随着科学技术的飞速发展，在重磁勘探领域取得了令人瞩目的成就，在测量精度方面大大提高。由于重磁法勘探应用广泛，成本不高，因此在勘探领域一般是其他勘探方法之前的首选方法。由于地球区域复杂，通常要对所采集的数据进行各种处理，以去除各种无关影响，提取所要的结果。同时根据处理结果对其进行解释，其中解释又分为定性解释与定量解释。在本次课程中，重力和磁法方面，我们主要学习了重磁方法的基本理论知识，重磁异常的反演方法以及重磁资料的地质解释和在勘探中的应用等。本文结合应用地球物理—重磁电这门课程的学习内容，主要介绍了重磁数据处理基本原理与方法,并结合自己的研究方向，做了几个简单的正演模型，结合所学知识对正演模型进行了初步的解释，为在实际中的应用提供参考。第一章重磁数据处理原理与方法一、重力场与磁场的波谱介绍重磁数据的处理分为空间域和波数域，在空间域中重磁数据的处理十分复杂，而经过傅里叶变换到波数域中后就变得十分简单方便。在波数域中对数据所有的处理都是一些因子的乘积；而且由于快速傅里叶变换的出现运算速度明显加快；除此之外波数域处理的另一个优点是没有了边缘损失。鉴于上述优点重磁数据处理都是在波数域中进行的。在波数域数据处理时要先把数据扩充到2的整数幂倍，然后利用FFT计算原始数据的谱，再将原始异常的谱乘以处理过程的权因子求转换谱，最后用逆FFT转换回空间域异常。用到泊松公式波数谱，其中重磁异常波数谱由水平尺寸、深度因子、位移因子和磁化因子乘积构成。二、数据处理的基本方法1、解析延拓：根据某观测平面上的实测异常，换算场源以外其它空间位置的异常称为解析延拓。换算平面位于实测平面之上，称为向上延拓，换算平面位于实测平面之下，称为向下延拓。向上延拓可以突出深部异常，压制浅部异常；计算形状参数勾绘断面图。而向下延拓可以突出局部异常，压制深部异常；划分水平叠加异常；评价低缓异常；增加解释推断的信息。延拓的波数谱只与深度因子有关，h0为向上延拓，h0为向下延拓。下面以无限长直立台阶为模型说明解析延拓的作用：模型参数：埋深H=10km，h=8km，台阶厚度t=H-h=2km，剩余密度ρ=0.9g/cm3，剖面线从x从-100km到+100km，y为1到128km，间隔均为1km。由图1-1对比可知，向上延拓后重力异常幅值变小了，向下延拓后重力异常幅值变大了，当在边界时会出现局部振荡。2、导数异常的计算：（1）垂向导数的计算：求垂向导数就是要根据实测重磁场T的分布来计算nnTz该平面上的分布。n为求导的阶数，常用的是n=1和n=2，即计算垂向一阶导数或垂向二阶导数。因为nnnTrTz，所以nr是计算年n阶垂向导数的波数响应。即垂向一阶导数的波数响应为r,垂向二阶导数的波数响应为r2。垂向导数异常能区分相邻异常体的异常，减少其相互迭加的影响。或者减轻围岩的干扰，分离迭加在背景场中的局部场。从理论上分析用垂向二阶导数的零值线可以圈定异常体韵范围和位置。图1-1（黑色为原始数据，蓝色向下延拓2km，红色为向上延拓2km）（2）水平导数的计算：水平导数即对x方向的导数TiuTx和y方向的导数TivTy若s是实测平面上某一任意方向，它与x方向的夹角为，则cossin(cossin)TTTiuvTsxy。方向导数可以用来突出某一方向的异常特征。x方向的方向导数对于x方向的高频成分有放大作用，y方向的方向导数对于y方向的高频成分有放大作用，因此实践中常用方向导数来分析区内某一方向的构造线特征。3、区域场与局部场的分离——匹配滤波：区域场与局部场的分离是区域重磁场数据处理的一个重要方面。在实际资料解释中也有重要意义。区域场以低频成分为主，局部场则以高频成分为主。采用提取不同波数成分的场就可以完成场的分离。匹配滤波：当实测场是由区域场与局部场迭加而成时，从径向平均对数功率谱曲线土就会显示两个拟合直线段，它们分别反映了区域场和局部场的主频段。因而采用一般的波数滤波方法就可以进行场的分离。4、化磁极：化极是将斜磁化的aZ、△T转换成垂直磁化的垂直磁异常。它消除由于磁化场的倾角和偏角引起的磁异常不对称性的一种滤波技术，以便使异常似乎是在磁极处获得的，从而异常形态简化，利于推断解释。5、小波分解：区域场和局部场的分离，是重磁场数据处理的一个重要方面，在实际的资料解释及应用中有重要的意义。从谱分析的观点来看，区域场和局部场的频率成分不同，区域场主要为低频成分，而局部场主要高频成分，因此通过提取不同频率的场，即可实现对位场的分离。区域场小波的多尺度分析理论和MALLAT算法，为我们提供了重磁位场分离的理论基础和计算途径。二维小波分解是在x和y方向上，分别做一维小波变换来实现，我们可以将二维小波分解与重构用公式表示如下（三层分解）：S=(A3+H3+D3+V3)+H2+D2+V2+H1+D1+V1，S=(A2+H2+D2+V2)+H1+D1+V1，S=A1+H1+D1+V1二维重磁异常S可逐步分解成不同尺度、不同形状的成分，A1-A3反映总体趋势成分，H1-H3表示X方向的趋势和Y方向的细节成分，D1-D3表示对角方向的细节成分（即X与Y方向的细节成分），V1-V3表示X方向的细节成分和Y方向的趋势成分。第二章实际模型正演一、重力模型为了模拟多层地质条件下的区域场和局部场的分离，利用小波变换二维多尺度分析方法，建立了有五个均匀长方体组成的空间三维三层地质模型。根据第一章介绍，对五长方体三层地质模型进行多尺度分离。各长方体的参数参见表2.1，五长方体空间位置如图2.1，五长方体叠加重力异常等值线如图2.2。表2.1长方体模型参数长方体编号剩余密度（g/cm3）长方体边长坐标x/100my/100mz/100m10.1a1=50，a2=900b1=90，b2=110c1=1，c2=520.1a1=110，a2=150b1=90，b2=110c1=1，c2=530.3a1=90，a2=110b1=50，b2=90c1=20，c2=3040.3a1=90，a2=110b1=110，b2=150c1=20，c2=3050.6a1=20，a2=180b1=20，b2=180c1=50，c2=60图2.1长方体模型空间位置图图2.2五个长方体叠加重力异常等值线图根据图2.3中可以发现，逼近阶次的逐渐增大模型的局部场逐渐被剥去，剩下的区域场逐渐明晰，到尺度为6时，区域场基本已经被分离干净；从2.3图中还可以发现，小波一阶和二阶逼近（图a和图b）反映的主要是五个模型的叠加重力异常，而小波四阶和五阶逼近（图c和图d）反映的主要是第二层和第三层长方体模型的叠加重力异常，而小波六阶逼近（图e）反映了第三层长方体模型的重力异常即区域场，从分离的效果来看，基本反映了三层地质模型的特点，说明小波变换的多尺度分解对于多层地质模型的位场分离依然有良好的效果。利用小波变换多尺度分析对位场分离后的等值线如下图：(a)小波分解一阶逼近(b)小波分解二阶逼近(b)小波分解三阶逼近(c)小波分解四阶逼近(d)小波分解五阶逼近(e)小波分解六阶逼近图2.3五长方体模型重力异常小波多尺度分解二、磁法模型利用小波变换二维多尺度分析方法，建立了有四个均匀球体组成的空间三维地质模型，各球的参数见下表(其中，球心坐标、埋深及半径的单位均为m，磁化强度单位为A/m，磁化倾角I取90°)：表2.2球体模型参数参数球体1球体2球体3球体4球心（x，y）(1500,1500)(500,1500)(500,500)(1500,500)埋深h50200600800磁化强度M100100100100半径r103070110对垂直磁化球体磁场模型进行多尺度分离如下:(a)垂直磁化球体理论模型磁场正演(b)小波分解一阶逼近(c)小波分解二阶逼近(d)小波分解三阶逼近(e)小波分解四阶逼近(f)小波分解五阶逼近(g)小波分解六阶逼近图2.4垂直磁化组合球体小波多尺度分解从图2.4可以看出，总体趋势上来说，随着分解层数的逐渐增加，深度较大的球体产生的磁场（区域场）逐渐被分离出来，而浅部球体产生的磁场（局部场）逐渐被剥去，说明利用小波多尺度分解的方法分离区域场可以取得良好的效果。从图e可以看出当分解层数为6时，浅部球体产生的磁场已经被分离干净，仅剩深部球体产生的磁场，说明在此种情况下，最佳分离尺度为6。致谢：非常感谢几位老师能够在百忙之中抽出时间给予我们指导，同时也感谢***师姐在学习过程中给予提供的帮助；最后，祝几位老师们，工作顺利，身体安康！参考文献：[1]成礼智等编著.小波的理论与应用.[M].北京：科学出版社，2004[2]张德丰著.MATLAB小波分析.[M].北京：机械工业出版社，2009.1[3]飞思科技产品研发中心编著.小波分析理论与MATLAB7实现.[M].北京：电子工业出版社，2005.3[4]胡宁.东昆仑三维重力异常解释方法研究[J].青海地质，1996,5(2):33-42.[5]李宗杰，杨林，王勤聪.小波变换在位场数据处理中的应用[J].石油物探，1997,36(2):86-93,70-78，88.[6]李宗杰，杨林，王勤聪.二维小波变换在位场数据处理中的应用试验研究[J].石油物探，1997,36(3):71-86.[7]侯遵泽，杨文采，刘家琦.中国大陆地壳密度差异多尺度反演[J].地球物理学报，1998,41(5):642-6.[8]侯遵泽，杨文采.中国重力异常的小波变换与多尺度分析[J].地球物理学报，1997,40(1):85-95.[9]李健，周云轩，许惠平.重力场数据处理中小波母函数的选择[J].物探与化探，2001，25(6):410-416.[10]MoreauF.Identificationofsourcesofpotentialfieldswiththecon-Tionuoswavelettransform:Basictheor[J].Geop-hysRes,1999,104:5003.[11]HornbyP,BoschettiF,HorovitzFGAnalysisofpotentialfielddatainthewaveletdomain[J].Geophys,1999,137:175.[12]SaihacPIdentificationofsourcesofpotentialfieldwiththecon-Tinouswavelettransform:Complexwaveletandapplicationtoaeromagn