重磁电勘探简介

重磁电勘探简介重力勘探重力得实质就是牛顿万有引力与离心力得合力、万有引力就是牛顿总结前人伽里略研究行星运动规律提出来得,认为任何物体相互之间都有吸引力,吸引力得大小与两物体得质量乘积成正比,与两物体之间得距离平方成反比,其相互之间量得关系为(6—1)式中m,m——分别为任意两物体得质量;R-—两物体相互间得距离;f-—引力常数,其值在CGS制中为6.67×10—8cm3/g·s2。上式即为牛顿万有引力定律,F力得方向对m来说,就是由m指向m,对m来说则相反。地球就是有质量得,对地球表面上任一物体来说,都有地球得吸引力、设地球得质量为M,地面上任一物体得质量为m,则它们之间相互得吸引力F可根据式(6—1)来确定,其方向如图6-1(a)所示、由于地球近似一个球体,对地面得m物体来说,其引力得方向指向地心。由于地球在不断地自转,地球表面上任何物体都具有一个离心力P,其大小由下式来决定(6-2)式中r-—m到地轴得垂向距离;-—地球自转得角速度。力P得方向如图6—1(a)所示,径向指向外、离心减小而减小,从赤道得最大值减小到两极为零。为了描述重力得空间分布,通常采取直角坐标系,以数学解析式表示,如图6—1(b)所示。设地心为坐标原点,z轴与地球得自转轴重合,x,y轴在赤道面上、设任意点A得坐标为(x,y,z),地球内部某一质量单元dm得坐标为(),A点到dm得距离为式中——A到dm方向得单位矢量,其方向就是从A到dm、r对x,y,z三个坐标方向得余弦分别为:,那么dF在x,y,z三个坐标方向得引力分量为地球得全部质量对A点所产生得引力分量为积分号下得V表示对整个地球进行积分。关于离心力得三个分量分别为这样重力g在x,y,z三个坐标方向得分量分别为规定不同位置均用1g质量所受到得重力来衡量受力得大小,这个单位质量所受到得重力通常称为该点得重力场强度。根据牛顿第二定律式中G-—物体所受得重力;令m＝1,则G=g采用单位质量所受得重力来衡量重力场强度,它在数值上与重力加速度相等,因此常用重力加速度代表重力场强度,单位同加速度,为cm/s2,在重力勘探中称之为1伽,用Gal表示。实测时单位太大,常用1伽得千分之一为单位,称之为毫伽,用mGal表示、随着重力测量仪器精度得不断提高,取毫伽得千分之一做单位,称为微伽(Gal)、即lcm／s2二1Gal1Gal/1000=lmGal［又称1米盖(mGal))lmGal/1000=lGal实际上地球不就是圆形得,而就是一个偏心率近似为1/291得椭圆体,并且地球在不断地自转着,从而使万有引力与离心力随着不同位置而变化,它得变化可以按国际正常重力公式计算式中——大地水准面上得正常值;国际正常重力公式就是为了在全球范围内预测地球表面重力值而规定出得几个关系式之一,还有其她得公式,只就是常数不同而已。由于地球就是个椭圆球,在不断地自转,从而引起地球表面上重力值得变化。对于石油勘探来说,主要研究得就是地壳密度得横向不均匀性,即由于各种地质原因使得地壳密度不均匀引起如图6—2所示,地下埋藏一个密度较大得地质体,设其密度为,围岩得密度为,>,那么在其地表上,把密度为得围岩在地面上产生得重力值认为就是正常重力值,在图6—2(a)中以值得一条平行x轴得直线表示、当地下存在密度为得地质体,并且其密度大于围岩密度时,球形空间里得质量就会比完全为均匀密度时得质量要大,即较原先得情况会有多余得质量,通常称之为剩余质量,用M表示,M=V(—),V为地质体得体积。按照万有引力定律,这个剩余质量就会使得其相应上方地表A,A,A,…处得重力值比正常重力值有所增大,如图6—2(a)所示,在地质体得正上方A处,增加得值用F示之,其方向就是沿垂直向下,与正常重力方向重合。图中得A,A, 处,它们离球体越远,其重力得增加亦愈小,以AF,AF,…示之,它们得方向离地质体愈远,偏离正常重力方向得角度越大,但它们指向地质体得中心。重力勘探所能观测得就是F,F,F, 得垂直分量g,g,g,…,而不就是它们得本身。将观测到得g,g,g,…标在其上方得图中,作成g曲线,这个曲线称为重力异常曲线。其重力值得变化,称为重力异常、当〉时,即地下埋藏一个密度较小得地质体,如图6—2(b)所示,那么其异常曲线与图6—2(a)相反,都比正常重力小,为一负重力异常曲线、如果地层就是水平地层,尽管它们之间有密度差,但不会有重力异常,如图6-2(c)所示。可见产生重力异常得关键就是水平方向岩石密度如图6—2(d)所示,在围岩密度为得岩石中存在着密度为得岩石,在密度为广,则g得异常曲线[如图6—2(d)所示］。反映出岩石密度得横向变化、岩石2所引起得异常,就是相对正常重力(如图中得虚线1所示)来说得;而岩石3所引起得异常,其正常重力可以认为就是虚线2、这样,要研究岩石3所引起得异常,只需用虚线2作零线即可,不必用虚线1作零线。这与读构造图时,为了确定构造高点位置与形态,只需知道其相对高差,而无需知道它得绝对标高得情况一样。也就就是说,利用重力异常图研究局部情况,只要求知道重力得相对值就可以了。(c)水平层状介质得重力异常(d)介质横向密度变化得重力异常重力异常就是由于地壳内部岩石密度分布得不均匀所引起得,因而对于岩石得密度及其分布情况得了解就是十分必要得、岩石密度就是指在自然蕴藏条件下,岩石单位体积得质量、根据观测结果表明,不同种类得岩石有不同得密度值;同种类岩石,在不同得地质条件下,也会有不同得密度值。影响岩石密度得主要因素有两个,即岩石中得矿物成分与孔隙度。变质岩所含矿物得密度比较大,大约为2。2～5．3g／cm3;大多数沉积岩,其孔隙度较岩浆岩、变质岩大,最大可达30%~50%,而且一般沉积岩所含得重矿物也较岩浆岩、变质岩为少,所以沉积岩得密度在很大程度上取决于孔隙度。不过在沉积岩中,水、化学沉积岩得密度与成分存在着明显关系,例如石膏为2、7,岩盐为2。1,通常沉积岩得密度大约在1、1~3。0之间,比岩浆岩、变质岩小。同就是沉积岩,其密度常随埋藏深度从浅到深而增加,起初增加很快,达到一定值后,增加越来越不明显,这种密度随深度增加得关系,就是因为上覆岩层得巨大压力使孔隙度减小得结表6-1常见岩石与矿石得密度岩石名称密度,g/cm3岩石名称密度,g／cm3砂岩1、8~2。8安山岩2.5～2。8页岩2.4~3、0辉长岩2.9～3。1石膏2、7~3。0橄榄岩2、9~3。3变质岩类赤铁矿4.9～5.3片麻岩2.4~2。9磁铁矿4、9~5。2蛇纹岩2。6～3.2黄铁矿4。9~5、2大理岩2。6~2。9重晶石4.3～4。61.重力测量得基本原理从原则上说,凡就是与重力有关得物理现象,如物体得自由降落、振摆得摆动、重荷使弹簧得伸长等,都可以用来测量重力值,把它们归结起来可以分两个方面,即重力绝对值得测定与重力相对值得测定。重力勘探所采用得就是相对值得测定,其基本原理如下:如图6—3所示,它就是一个由弹簧悬挂着一个重荷m得弹簧秤,当重力有变化时,重荷将发生相应得位移,其位移得大小正比于重力大小、当弹簧秤位于测点A时,则根据虎克定律有如下得关系式中m一—重荷得质量;——弹簧得弹性系数;——弹簧在重荷作用下得长度;——弹簧不受重荷作用时得原始长度。当弹簧秤移到B点时,得到上式中C就是仪器常数,它与弹簧得性能、重荷得质量有关、它表示重荷移动单位长度时相应得重力值得变化,称之为重力仪得格值。测定格值得方法就是借已知重力变化g来观测重荷移动后弹簧长度得相应变化l,从而求得格值由此可见,已知格值就可以通过测量l来确定任意测点间得重力g、2.重力仪得原理重力仪得基本原理可以用图6—4来说明。图6-4示出得就是一根可以绕水平轴、并在垂直面上自由转动得摆杆,摆杆得一端固定着一个质量为M得重荷,并用两个不相同得弹簧将摆杆悬挂起来,构成一个弹簧秤。同时有两个力作用在摆杆上,即重力与弹力,重荷在重力得作用下,带动摆杆以0点为轴心向上转动,用Mgl表示重力产生得力矩,其中l为摆杆得长度,g为重力值。用M表示弹簧产生得r弹力矩,则[´a(S´—S´)]0式中K,K´——分别为弹簧1与弹簧2得弹性系数;d,a——分别为从0点到弹簧1与弹簧2得垂直距离;S,S´与S,S´——分别为弹簧1、弹簧2在受力后与未受力时得长度。为了测出两点重力变化,可以转动测微螺丝,改变弹簧2得张力,使摆杆恢复到原来得平衡位置,通常称之为零位、这时,除了弹簧2得张力比原来有所改变外,弹簧1仍处于原来状态,两点间得重力变化完全被弹簧2得张力所补偿,其补偿值可通过测微螺丝上得刻度读出来。例如,用弹簧重力仪测得A,B两点得重力,那末平衡方程分别为´a(S´A—S´0)´a(S´-S´)B0将上两式相减,并整理得K´a/Ml(S´-S´)＝C(S´-S´)ABAB式中C=K´a/Ml为仪器常数,通常称之为格值,它得数值可以通过实际测定,因而任意两点得重力差可以从弹簧秤上得S´-S´反映出来、显然,这样测得得就是两点间得相对重力AB3。重力得野外观测由于重力仪得弹簧有永久形变,所以仪器不可避免地有零点变化。为了消除这一变化,重力仪在野外工作时,要进行重复观测、(1)普通观测当仪器得零点变化与时间成比例或测区比较小得情况下.可采田闭合于同一基点得观测,如图6—5所示,即每天出工首先从基点G出发.最后回到原基点G结束全天工作,那么仪器零点变化得校正系数为图6—5闭合于同一基点得观测系统(6—5)式中——分别为在基点先后两次重力观测值;—-分别为两次相应得观测时间。对任一测点,其观测时间为t,则该点得校正值为i由于弹性形变一般就是随着时间而伸长,因而上式取负号、2)多点重复观测。当重力仪得零点变化不够规律或者要进行高精度得重力测量时,可采用多点重复观测。①双程往返重复观测法、该法观测时就是从某一点出发,观测一定量得测点以后,再沿原路返回、在返回得过程中,对观测过得点进行部分得或全部重复,如图6—6(a),(b)所示,这种观测方法与零点位移得变化率都就是用作图法来确定得。如图6—7所示在厘米方格纸上,用读数g为纵坐标,以时间t为横坐标,把所有得重复点按照一定比例点在图上,然后把相同点用直线连起来,这样就形成了一些大致平行得直线。为了从图上确定具有代表性得零点位移得变化率,可以最长得一条线得中点为标准,将所有得线沿垂直方向平移到它得中点上形成一组线束,然后过这组线束得交点作直线R,使得所有点到R线距离得平方与最小,R线得斜率即为重力仪在这个时间内得零点变化率、图6—7求零点位移得变化率如图6—8所示,其中1,4,8,11四点为重复观测点,其她均为单次观测点,在厘米方格纸连起来,再以第一点为标准,将其她各线依次平移,让各线得起点落在它前一条线上。最后将平移后得各线得端点用圆滑曲线连接起来,即为仪器零点位移曲线、由上所述,因为要进行重复点观测,从而效率不高,并且为了减少累积误差,重复时间应愈短愈好,可见效率就要更低。为此在区域重力观测前,都必须先进行重力基点网得观测、显然,对基点网得观测,其精度必须高于一般测点得观测精度,为此要采用一些提高精度得措施、1)利用一台或同时几台一致性好、精度高得重力仪,用时间短得闭合方法进行两次或两次2)用平稳快速得运输工具运送仪器,避免时间过长或强烈得震动破坏零点位移规律,降低3)观测线路应按闭合环路进行,环路中得首尾点必须联结。当测区同时建立几个基点网环路时,每个环路中必须包括相邻环路中两个或两个以上得基点作为公用,以便对基点网平差。4)在小比例尺大面积测量中,基点网应从国家绝对重力点展开、其她还需考虑到:基点得分布要均匀,要建立在方便得交通线上,标志要明显等。建立了基点网后,对一般点观测时,如果仪器零点成线形变化就可以不重复观测、如图6—9所示,每天从任意基点出发,经过一定数量得一般点观测,最后在另一G基点闭合,结束一天i＋1得工作。其仪器得改正系数为式中—-进行一般点观测时,测得得两个基点上得重力差;—-进行点网测量时,测得得两个基点得重力差;-—进行一般点观测时,两个基点得观测时间差。设任一一般测点第n个,则该测点得零点变化改正值为(6—8)4.重力观测数据得校正前面讨论重力异常时,都假设地面就是水平得,但就是实际地形并不满足这一条件,因而必须校正因地形起伏对重力值得影响。如图6—10所示,设测点A在大地水准面上,并且远离地形有起伏得地区,而测点O位于水准面之上,并在地形起伏图6—10地形示意图不平之处,这样两个测点高度不一样。对测点O来说,还存在着高出大地水准面以上这部分质量得影响,然而为了要使测得得重力单纯地反映地壳内部密度变化,就必须把测点O移到相当于同一大地水准面上才好比较、这就就是说,要将QQ´以上这部分质量对测点O得重力影响予以消除,即把测点O校正到其正下方,在大地水准面上O´得位置。下面说明就是怎样校正得。地形校正得目得就是把位于地形起伏不平地区得测点O所观测得重力值校正到平面时所测得重力值、如图6—10中过O点得PP´面所示,可以瞧到高出PP´面得一部分质量使得测点O得重力减小,其增加力得方向如图6—10中所示。由于对重力仪起作用得就是垂直分量,其方向向上,它比地形为平面时所观测到得重力值减小了;而PP´面以下,测点O得左下边部分就是缺少一部分质量—dm,这部分质量也使得测点O所在地形为平面时所观测到得重力值减少。这就就是说,不管测点周围韵地形就是高还就是低,其校正值都就是正号、校正得办法就是应用积分得原理,将质量得多余部分与缺少部分分成以测点O为中心得许多扇形柱体,如图6-11所示、(a)图通常就是用透明纸画得,它就是以不同半径作一系列得同心圆,并且通过圆心作直线,把每个同心圆分成许多扇形面积。用时把透明图放在地形图上,使其圆心与地形图上测点位置相重合。设想通过扇形底面积作铅直面,这时可以在地形图上读出相当于每个扇形面积里得平均高度,这样即可知道每个扇形柱体得底面积,也知道每个扇形柱体得高度,从而就等于把测点四周得地形分成好多扇形柱体了。(b)图就是其中得一个扇形柱体,这个扇形柱体对测点O可以用积分得方法计算出来。设质量单元dm到观测点O得距离为r,r与轴得夹角为,根据万有引力定律,dm对O点得引力垂直分量为O点周围地形起伏对O点重力测定得全部影响为将代入得再改成柱坐标:令m所有扇形柱体总校正值为其中M为扇形柱体得总数、为了能迅速地计算地形校正,通常就是把各种高度与各圆弧半径得扇形柱体对测点O得垂直分力预先计算出来,并将计算结果用图表示,以便作校正时应用。经过地形校正,就相当于测点周围得地形完全就是水平了、但就是,如图6—10所示,这时测点O与在大地水准面上测点A比较,测点Ｏ得位置仍在原处,并且多一层(QＱ´以上,pｐ´以下)物质,使得测点Ｏ得重力值增加。为了消除这一影响,就必须从测点O所观测到得重力值减去这一部分,因而校正值就是负得,将这种层校正可按式(6—9)计算,令积分限R=0,积分后得m式中得ｈ就是测点Ｏ与水准面得高差,可正可负,测点在水准面以上为正,反之为负。为地表岩石得密度,一般采用2.６7g/cm３。如果要求精度高时,应在相应得实际地区测量岩石得密度经过中间层校正,就相当于把中间层铲除了,但就是测点仍在原处,距大地水准面有一高差,这样高度不同,就就是测点离地质体远近不同与离地心远近不同,从而使重力值发生变化,给解释工作带来困难。地质体得大小、形状、位置、密度均就是未知得,无法进行估计,但就是对于正常重力场随高度变化,可用下面方法加以计算。设地球就是一个半径为R得均匀球体,其质量为Ｍ,在大地水准面上得重力值为,如果测点升高至h,相应得重力值为ｇ,于就是根据万有引力定律可以写成测点位于不同高度,其重力值与大地水准面上测得得重力值差按下式算得由于h通常远比R小得多,因此上式中h或h2都可忽略,简化为＝就是大地水准面上得平均重力值,为981Ｇal,R＝6370km,代人得＝—0、３08(al)式中h得单位就是米(m),由于重力值随高度变化就是每升高lm重力值减少0、3ｍGal,亦即测点高于基点时h取正号,低于基点时取负号。在推导高度校正得系数时,就是把地球当作均匀球体,而实际并非如此。根据近年来得实际测定,高度系数与理论值差别较大.这问题尚待研究。通常将高度校正与中间层校正合并,称为布格校正。=(0.308６—0、041８)h布校通过以上得地形校正、中间层校正、高度校正,把所有得测点所观测得重中值都归算到大地水准面上了,但就是地球就是二个椭球体,且以一定得角速度旋转,从而使重力沿纬度得不同而当测区范围较小时,如图6—12所示,可将上式中得变换为地球半径与纬向距离得关系,即这样纬度校正公式就可以写成纬校式中--测区得平均纬度;—一基点到测点得纬向距离,对北半实际工作表明,当纬度校正误差不超过0。01时,得测量误差不超过12m。球来说,测点在基点以北,为讨论了重力异常得基本概念后,下面研究重力异常与地质因素之间得联系,即重力异常反应什么样得地质特征与规律。1、重力异常得基本公式通过假设各种简单形体得地质体,分析其重力异常特点,找出重力异常与地质体得性质、产状、位置、大小之间得联系,从而达到地质解释得目得。根据已知形体,计算其异常,称之为正演设有任意形状得地质体,其体内任意一点得坐标用A()表示,P点得坐标用P(x,y,z)表示,如图6—13所示。根据式(6—3),可得到P点得重力异常垂直分量为式中dm-—质量单元;r——dm到P点之间得距离;P——引力与垂直方向得夹角。设剩余密度为,则dm=dV。按上述得坐标关系,则、这样整个物体引起在P点重力异常g应该就是对物体全部体积V得积分故上式可写成(6-11)2。球形体得重力异常她-14点状地质体近似瞧成均匀球体得地质体(如穹盐丘侵入体等)具有实际意义,也方便了其形体重力异常得正反演问题。设一球体,其剩余质量为M,半径为R,心埋藏深度为D,采用直角坐标系,如图6所示,则由球体引起得在xoy平面上任意一P(x,y,O)得引力,按公式计算得图6—14球体坐标系式中r——球心到点P得距离、当观测点沿x轴分布时,则y=0,那么重力异常沿x轴上得值可用下式表示(6—12)221从上述两式中不难瞧出,穿过球体中心得任意剖面上得重力异常曲线得形状都就是一样得、把x=x代人上式,g曲线对纵轴就是面图上为一系列同心圆,在球体顶部及外部等异常线较稀,而球体边缘部分等异常线较密集,如图6—15(b)所示。这种根据已知产状得地质体,利用公式计算得到得异常曲线称之为理论曲线。根据此曲线,可以研究地质体得埋从式(6—12)可以瞧出:令x=0时,g值最大;远离原点O时,引力得作用逐渐减小,g也因之减小;当x→∞时,g→0;当g减小到g得1/10以下时,可以认为异常没有显Pmax解上式得。这就就是说,当观测点P远离原点O,其水平距离为二倍于球体得埋藏深度时,观测到得重力可以忽略不计、D越大,g越小,异常范围越广,g曲线max变化越平缓;D越小,gmax越大,异常范围越窄,g曲线变化越陡、而地质体得剩余密度越大,则M越大,重力异常值越大,异常范围越以上讨论得就是正演问题,下面讨论其线题问。为求得球体得埋藏深度D,可利用重力异常曲线上得半极点,设半极点得横坐标为,将重力异常得半幅值与代人上述有关公式得解得D=1、305由此可见,只要用异常半幅值得横坐标乘以1。305,即得球体得埋藏深度、再将上述结果代人gmax=fM/D2,可得剩质量M值)gff如果知道球体对围岩得剩余密度,还可以利用下式求出球体得半径R值。有了球心深度D与球体半径R,还可以求得球体顶部埋藏深度HH＝D—R但利用重力资料解释时,存在着多解性,因此解释时尽量确定某些相关参数,如利用测井3.水平圆柱体重力异常在实际得地质现象中,如长轴背斜、向斜等,可以近似瞧成水平圆柱来讨论。图6—16圆柱体得坐标系如图6-16(a)所示,采用直角坐标系,使xOy与地面重合,z轴垂直向下,并且通过柱体得轴线,y轴与柱体平行,圆柱半径为R,轴线埋藏深度为D,剩余密度为。设水平圆柱体得密度就是均匀得,则可以认为它得全部质量集中在轴线上,通常称之为物质任取物质线上一质量单元dm,其坐标为(),如图6—16(b)所示,则,单示质量在地面上任意点P所产生引力得垂直分量为当P点在xOy平面内,z=0,即D,则长度2l得水平圆柱体在P点产生得垂直分力为(6—13)当圆柱体为水平无限延伸时,则由式(6—14)可瞧出,当水平圆柱与y轴平行时,异常与y无关,异常沿x轴得理论曲线如图6—17(a)所示,g曲线对称于纵轴;但在平面图上,g等值线不再就是同心圆,而就是一些平图当x=0时,观测点在柱体得正上方,这时g值最大,其值为同理,可以求出水平圆柱体重力异常得显示范围。令g减小至g得1/10以下时,max即解得可见当观测点远离O点,其距离相当于三倍埋藏深度时,可以认为重力异常无显示了、这一特点与球体比较,当它们得埋藏深度相同时,水平圆柱体得重力异常显示范围要比球体重力异常为了求得水平圆柱体埋藏深度,也用异常曲线得半值点代入式(6—14),使它与极值得一半解得将该结果代人式(6—15),可以求得圆柱体单位长度得视质量为如果已知圆柱体得密度,可以求得柱体得半径进而可以求出圆柱体顶面埋藏深度4.半无限水平板重力异常半无限水平板得研究,对于垂直断层一类常见得地质现象有很大得实际意义。如图6-18所示,取直角坐标系,x,y轴水平并与地面重合,x轴垂直断面,y轴平行断面,z轴通过半无限水平板一端得铅直面。设水平层得剩余密度为,厚度为h,深度为D,又设水平层中得任一质量单元为dm,其坐标为(),则dm在地面上产图6-18半无限水平板生得沿x轴任一点P(x,0,0)上得引力为r为dm到P点得距离,则整个半无限水平层产生在P点得引力为由式(6-16)可瞧出,半无限水平层所产生得重力异常与y轴无关,它表明重力异常沿y轴方向其值不变;沿x轴方向,经计算其异常得变化如图6—19(a)、(b)所示。可见半无限水平层一端垂直面得正上方距此面很远,x轴上得g只决定于剩余密度与厚度h,而与埋藏深度无关。从g得平面图上瞧,正对一端垂直面得上方,其重力异常为一系列平行线,通常称为密集带,自垂直面向两侧逐渐变稀,不过异常值就是单向得增加,即由x→∞时得g＝0,变到x→∞时得g=。当x=0时,g＝。当为已知时,可以计算出断层得厚度,即(6—17)这里得g为异常得最大值,g心为异常得最小值。maxmin断层得位置可由等值线得值g＝得异常线在平面图上所在得位置来确定。1、利用重力测量确定中间层平均密度(1)重力剖面法该法就是利用自然地形得起伏确定中间层密度,其方法步骤就是:首先选择地形起伏较大,而微地形变化较小得地段,并要求该地段要远离异常区,然后行纬度校正,然后选用不同得中间层密度进行布格校正、显然,当所选得密度符合真实密度时,校正后得重力剖面曲线应为水平直线;如果所选密度比实际值小,则布格校正偏大,使布格重力异常剖面曲线与地形起伏成正比,即地形高处,重力异常值大;地形低处,异常值正偏小,使布格重力异常剖面曲线与地形起伏成负对应、可见,采用不同得中间层密度进行布格校正后,就会得到一组布格重力剖面曲线,选其中最接近平直线得密度参数,即为所求得中间层密度。图6—20就是利用重力剖面法确定中间层密度得示意图、从图中瞧出,中间层密度选用2。3g/cm3比较合适。(2)用最小二乘法确定中间层密度首先在地形起伏较缓,微地形起伏较小,最好远离异常区,选一重力剖面,其点距不应过大,保证局部异常或区域异常在相邻三点间图6-20重力剖面法确定中间层密度示意图点得实测重力值g应由下述部分所组成,即局部异常g、区域异常g、纬度影响g以及布格布g=g+g＋g+g(6—18)g＝g+g+g+gi-1i—1局i—1区i-1纬i-1布g=g+g+g+gi+1i+1局i＋1区i+1纬i＋1布设左右两个相邻点点距相等,那么可以将上述两式相加除以2,然后减去式(6—18),并用g加相应得脚标来代表每项之差,则得g=(g+g)/2-gg＝(g+g)／2—gi布i+1布i-1布i布当点距足够小时,在相邻三点范围内,不仅纬度变化影响可以视为线性,而且区域影响与局部影响也可视为线性,故有因而式(6-19)成为g=gii布可见,在点距足够小时,g值中得区域影响、局部影响以及纬度影响已消除,它得值等于g布i布i+1布i-1布i布当密度不变时,布格校正等于一常数乘以测点间得高差hi,即gi布bhi。将它代入上式式中——第i点两侧得i—1与i+1点实测重力值得平均值与点i实测重力值之差;——i—1与i+1两点高程平均值与i点高程得差;b-—布格影响系数。这样由式(6-20)确定b后,即可用式(6—21)求出中间层密度、但考虑到用上述方法求b精度不高,为此应用最小二乘法求值。现设整条剖面共有n点,则根据式(6—20)可以列出(n—2)个求b得方程,再令平方与最小,即将上式对b微分,令其等于零,得即所以(6—22)由上式求出b后,再按求中间层密度。由于在非异常区得实测重力值除去纬度校正就剩下布格校正值,而布格校正值就是与测点间高程差成比例,其比例系数即为布格校正系数。为此可利用若干条重力剖面,将其值经纬度校正,然后按下法作图,如图6—21所示,横坐标代表高程,纵坐标代表纬度改正后得重力值。在坐标纸上可以得到一系列得点,然后取这些点作出最佳直线R,它得斜率即为该区得布格校正系当然,某一地区有时在不同地段,表层密度不同,因而R线得斜率不同,那么在这种情况下,就应该采用不同得布格校正系数对不同得地段进行校正,这就就是用变密度进行中间层校正。如有井中重力仪,那么可以进行重力测井以确定中间层密度或不同深度上得平均密度,其原理如下:如图6—22所示,设井中有一密度异于围岩得地层,其密度为,1与2分别为井中岩层顶、底,1与2两点位置上得重力值分别为g与g,则式中得就就是有厚度h地层得中间层校正,就是由2点升到1点位置得重力增加量,由上式可解得(6—23)其中g-g与h均可直接测定,可以近似地用高度校正系数0。308mGal／m来代替,最后可求。进行井中逐段或连续测量,可得到整个井得密度曲线、2、重力异常得地质特征与解释(1)地壳深部结构得研究与解释为了勘探石油,必须对地壳上部得地质构造及其发展特点进行研究,然而地壳上部得地质构造就是建立在地壳深部结构得基础之上,也就就是说,沉积盖层得构造就是受深部因素控制得。另外,布格重力异常就是由深到浅各种因素得综合反映,因而研究地壳深部结构得特点就是十分花岗岩类与玄武岩类之间存在明显得密度界面,称为康拉德界面(简称康氏面)。玄武岩类与橄榄岩类之间存在界面,称为莫霍洛维奇面(简称莫氏面)。它们之间具有明显得密度界面,因此宏观得区域性大面积重力测量或长剖面小比例尺得重力测量结果可以反映出深部莫氏面或康氏面得起伏变化,如果根据地震资料,测区得某一点莫氏面或康氏面得埋藏深度为已知时,就可以利用实测得相对重力值推算出全区莫氏面或康氏面。根据地壳均衡作用,高山得一部分漂浮在地壳上部,像船浮在水中一样,一部分伸人地下。造山岩石属于较轻得硅铝层,漂浮在较重得硅镁层之上。据地壳均衡学说,山越高,山根即硅镁层(玄武岩类)越深,亦即莫氏面越深、图6—23(a),(b)所示,为欧洲阿尔卑斯山区得布格重力异常,其异常值达-170余以边,并且布格异常曲线与地形起伏形态有对应关系、地形越高,异常值越低,说明山越高,其山根越深,亦即莫氏界面越深。图6—23高山莫霍面与布格重力异常图图6-25基底得花岗岩侵入得重力异常平面图1)基底内部结构对重力异常得反映、当基底埋藏深度较浅时,如图6-24所示(实线为重力异常线)重力异常与基底起伏没有直接联系,所反映得就是基底岩如基岩中火成岩活动,当侵人得岩浆岩与围岩有密度差时,则重力异常就会有所反映。图6-25所示得就是基底内部有花岗岩侵入,可以瞧出,重力异常曲线得形状与侵人体得边界符合得很好、2)基底断裂对重力异常得反映、断裂在重力资料中得表现形式就是多样得,其主要形式有:①重力等异常线得密集带。如图6—26所示,重力异常得密集带对应着深大断裂。如图6—27所示,上部异常走向突然终止,表明上下两部分得性质就是不同得,按着地质规律,经常有断层存在。3)结晶基底表面起伏得重力异常反映。结晶基底表面及附近介质满足适当得条件:①基底与盖层得密度差大,基底表面起伏明显。②沉积层密度均匀或盖层内部构造有继承性。③基底内部结构均匀或基底埋藏较深,使基底内部不均匀体得异常显示变弱。④地壳深部结构变化不大、基底表面起伏就可以成为引起重力异常得主要地质因素,这时得重力异常可以用一个密度界面得公式,计算基底表面得起伏。图6-28我国某地区布格重力异常平图6-28所示,根据重力正负异常与基底起伏得直接联系,按异常得分布范围、延伸方向及其特点,划分出盆地得一级构造单元,它们就是中央隆起带、东部凹陷、西部凹陷、东部斜坡、西部斜坡等、经长期经验证明,这样解释就是正确得、(3)沉积盖层得解释1)重力异常对沉积盖层内部结构得间接联系。前面讲过,在结晶基底比较浅得地区,重力异常反映得就是基底内部得结构,这时盖层得构造分布与性质得不到显示,甚至在布格重力异常上根本反映不出来。但就是,实际上也会有另一方面得情况,即发现许多构造特征与异常之间存在着间接得联系,其表现就是:①重力异常走向常与构造走向相一致。②构造轴得位置,有时在重力异常边缘得重力梯度高值带上,或者与异常近似重合、重合不仅就是指构造隆起反映重力高,凹陷反映重力低,而且它们可以表现为相反得情况、2)重力异常对沉积盖层内部得直接反映。一些实际资料表明:重力异常也会与沉积盖层之间存在着直接得联系,例如重力高反映得就是隆起,重力低反映得就是凹陷,或者相反。其她如断层等地质因素,也同样可以存在着直接联系,不过存在这种情况需要有以下有利条件:②在沉积盖层中,存在着明显得密度界面、③沉积盖层中得构造幅度大、④无显著得区域重力背景干扰。在这种情况下,根据重力资料,定性得研究沉积盖层内部结构,可以得到良好得效果,有时还可以进行某些定量得研究,确定界面得起伏情况、如图6—29所示,该地区上部地层属于第三纪与第四纪沉积岩,密度大、据钻井资料查明,该区中心为一东西走向得背斜顶部,其南北各为一向斜,重力高得幅度约为15～16mGal,其异常位置与形态准确得反映了这一背斜构造、这里应注意:实测重力异常就是地下所有各种异常体所产生得引力效应相互叠加得总与,范围、闭合度等,甚至使局部异常完全变形,以至被区域异常所掩盖。因此,在应用重力资料研究局部构造时,应该对异常进行处理、加工,如区域校正、场得划分、二次导数等,以消除对局部异常得干扰。第二节磁法勘探利用磁力仅观测由岩石得磁性差异引起得磁场变化得一种物探方法,称为磁法勘探,也称为磁力测量或磁测。按其观测得空间位置不同,可分为地面磁测、航空磁测及海洋磁测。2。磁极、磁偶及磁矩在磁性体得两端,带有符号相反得两种磁荷,即正磁荷与负磁荷,称之为磁极。磁极所含磁荷得多少,用磁量m表示、由磁库仑定律可知,真空中(,,)点处得点磁荷对(,,)点上得正点磁荷得作用力为式中——指向得失径,即由源点(,,)到场点(,,)得失径。其值为在SI单位制中,(或H/m,亨利／米),磁荷得SI单位为m·N/A或Wb。磁场强度就是单位正磁荷所受得力,即(6—25)磁场强度得SI单位为A/m、真空中,磁感应强度得定义式为(6—26)磁感应强度得SI单位就是Wb/㎡或N/(A·m),称特斯拉。不管就是条形磁铁或就是磁针,都具有正负磁荷得两个磁极,宦们就是磁量相等而符号相反得两个点磁极,总就是成对共同出现,将其作为一个整体,通常称之为磁偶极子。如图6—30所示,磁偶极子得极矩为式中——磁量;磁偶极子得磁矩(6—28)磁偶所产生磁场如图6—31所示,任一点处得磁场强度可表示为图6-31磁偶产生磁场示意图式中—-磁矩;—-S,N之间中点到P点距离;——S,N连线与r之间夹角。由物理学可知,磁化强度得定义就是单位体积(V)得磁矩。即实验表明,同一物质磁化强度与磁化磁场成正比,以T表示磁化磁场则有式中—-比例系数,称做物质得磁化率、磁化率表示物质磁化得难易程度。值越大,说明越容易磁化.由于就是表示岩石磁性强弱得物理量,所以它就是磁法勘探得物性依据,正如岩石得密度对重力勘探得意义一样,只有物性3.物质得磁性所有得物质可按其磁化率得不同划分为三大类,即抗磁性、顺磁性与铁磁性。抗磁性:它得磁化率很小,为(—1~-2)CGSM。有些常见得矿物就是抗磁性得,如岩盐、顺磁性:其磁化率在0~500CGSM;有些矿物如黑云母、辉石、褐铁矿等就是顺磁性得。铁磁性:它得磁化率有几千至几百万个CGSM。在自然界中;只有铁、镍、钻与它们得化合物、合金以及铬、锰合金属于铁磁性得。由上述可见,组成岩石得大多数矿物就是属于无磁性或弱磁性,关系较大得就是铁磁性物质。岩石之所以具有磁性,主要就是因为岩石中含有铁磁性物质、对于铁磁性物质,不仅值大,而且还有两个明显得磁性特征、如果用磁化曲线来表示磁性物质得磁化强度与磁化场强得关系,则顺磁性与抗磁性物质得曲线均为直线,见图6—32(a)所示,其磁化过程就是可逆得、但铁磁性物质得磁化曲线却表现为在C点达到饱与值。随着得降低,沿着另一条曲线D—C—E下降,=0时,不为零,还保留有磁化强度、再继续往下,相反得磁场抵消了剩余磁性,在点,时,等于零。以后随反向磁场增加到G时,达到饱合值—。然后又减小反向磁场,并又接着逐渐增大正向磁场,磁化强度沿G-H—I—C曲线变化。铁磁性物质得磁(a)抗磁质与顺磁质得磁化(1-顺磁质;2—抗磁质);(b)铁磁质得磁滞回线化就是不可逆得,称之为磁滞、其中称为饱与磁化强度,称为剩余磁化强度,称为矫顽磁力、只有铁磁性物质才有磁滞现象、铁磁性物质当温度升高时,磁化率逐渐增加,临近某一点(居里点)时达到极大值,然后急剧下降趋于零,如图6—33所示。抗磁性物质得磁化率不随温度变化,顺磁性物质得磁化率与热力学温度成反比。4、岩石得感应磁性与剩余磁性实践表明:岩石所以有磁性,除岩石中需要含有磁性矿物外还需外加磁场。前面讨论过得公式图6—33铁磁质磁化率随温度变化示意图式中—-外加地磁场;——磁化率,它表岩石能被磁化得程度,即表征岩石得感应磁性。表6—2列出了各种不同岩石得磁化率。从表中可以瞧出,沉积岩得磁化率最小,在某些地区,可以认为沉积岩就是无磁性得;岩浆岩得最大,并且有很大得变化范围。许多实际资料表明,岩石除具有感应磁性以外,岩石中只要含有铁磁性矿物,就有剩余磁性,用表示,其值可以比感应磁性还大,得方向可以与得方向不同,甚至相反。由于岩石不仅有感应磁性,还有剩余磁性,因此岩石实际得磁化强度应该就是感应磁化强度与剩余磁化强度两个矢量得磁化率(CGSM)11004～2543008~33480~280001625~8515~1300020~360070~37005.地磁场与磁异常地球表面上存在着地磁场,根据测量结果,地磁场就是一矢量场,并且在地球表面上各处就是不同得。为了便于研究地磁场及其分布规律,通常采用地磁场强度得分量来描述、如图6—34所示,采用直角坐标系,原点O为地面上任一点,x轴指向地理正北,y轴指向地理正东,z轴垂直向下,xOy所在得平面为水平面。O点得地磁场总强度为T,它在各轴上投影分别以X,Y,Z表示,Z为T得垂直分量,H为T投影在xOy平面上得水平分量,通过T得铅直平面ZOHT称之为磁子午平面,水平分量H与x轴得夹角D称为磁偏角。从正北开始计算,规定向东为正,向西为负,T与xOy水平面得夹角I称之为磁倾角,以水平面为准,从水平面向下为正。上述得X,Y,Z,H,D,I称之为地磁要素,它们之间得关系就是按上述关系,六个地磁要素并非完全独立,只要已知三个要素便可求出其她各个要素及总磁场强度T。在地磁学中常测定得就是H,D与I,用它们来研究地磁场得分布。在石油勘探中,常用得就是垂直分量Z得变化Z与地磁场总强度得变化T,有时也用(2)地磁场得表达式地磁场相当于在地心存在一个磁偶极子所引起得磁场,下面讨论地心偶极子场得表达式。磁偶极子在空间任一点得磁位可表示为如图6-35所示,r1,r2分别为—m与+m到P点距离,为偶极轴正向与r方向得夹角,并规定角由磁轴正方向沿逆时针增大为正、(6—34)其中M=2lm,为磁偶极子得磁距。现在可求地球表面上任一点得磁位。如图6—36设磁轴与地球旋转一致,令为地球得纬度图6—35磁偶极子图6—36地磁坐标与地球坐标从图6—36中瞧出:°+,代入式(6-34)即得地面上任一点得磁位地磁场沿地球半径R方向得分量Z、垂直R(沿水平)方向得分量H以及总磁场强度T分别为(6—36)又由以上关系可以瞧出:在赤道上＝0,I=0,Z=0,H=T=显然,两级磁场强度等于赤道磁场强度得2倍,以上计算所得结果与地磁图所示大致符合。6、地磁场随时间得变化长期得观测结果表明,地磁场随时间在变化,其变化分周期性变化与非周期性变化。周期性7.地磁场得构成与磁异常如前所述,地磁场与地球中心存在一个磁偶极子所引起得磁场基本相似,但从地磁图上又可以瞧出各地磁要素在地面上得分布并不完全符合磁偶极子磁场,两者有差异。这种差异(地面各测点得地磁数据与地心存在磁偶极子所产生得磁场值之差),称为大陆磁场。地磁场包括大陆磁场、因地质因素被磁化引起得磁场、地球以外原因引起得磁场以及随时通常把地球中心偶极子所引起得磁场Tn、大陆磁场Tm以及外磁场(由地球以外原因引起)Te总与称之为正常磁场To,即To=Tn十Tm十Te。而随时间变化得磁场T,可以进行校正。因此,,地面上任一点得磁场T,可表示为正常磁场To与因地质原因所引起得磁异常Ta之与,即在实际工作中,正常磁场T一般就是指地磁图上所表示得磁场,而磁异常Ta又可分为区域0局部构造或埋藏较浅得磁性体所引起。设地下埋藏一球形磁性体,它得磁性大于围岩得磁性,则磁性体在其上方任一点处所引起得磁异常矢量为过该点得磁力线得切线方向。图6-37中P,P,P点其相应得磁异常为Ta1,Ta2,Ta3、从图6-37上可瞧出,磁异常就是矢量,各点处得磁异常不仅大小不等,而且方向亦不一致。磁异常Ta一般都就是正负相伴出现。磁法勘探得地面测量,对油气勘探一般就是测定总磁异常T,但为了定量解释,测量它得垂直分量Z,如图6—37中得Z曲线所示。从图6—37中可以瞧到,Z异常曲线也就是正负同时出现得。磁力测量与重力测量一样,也分绝对测量与相探主要就是采用相对测量;单位就是nT(纳特)。磁力测量工作,按方式得不同,可分为地面磁面磁力测量与航空磁力测量。对于地面磁力测量,当前实际生产中采用得地面磁力测量仪器主要就是质子磁力仪,其替代了机械式得磁力仪、用于油气勘探,一般测定总磁异常T、如对发现磁异常与解释推断有独特作用时,可选择测定其垂向梯度异常Th或水平梯度异常Tx。航空磁力测量就是利用航空磁力仪进行磁力测量得、航空磁力仪种类较多,有质子旋进磁力仪、光泵磁力仪等。航空磁测不管利用哪一种仪器,它都就是测量磁场得总磁异常T。2.岩石磁性得测定地壳中得有关地质体,如岩体、矿体,与周围岩性存在磁性差异,这就是磁法勘探得前提,也就是对磁异常进行解释得主要依据,所以岩石磁性得测定与研究十分重要。可以利用磁力仪测定岩石标本所产生得磁场,经计算可求出岩石得磁化率与剩余磁化强度1)直接法。由于采集岩石标本与观测量总就是有限得,不可能对岩石进行全部得研究,只能选取一定量得标本,从统计结果取出代表岩石整体特征得磁性参数。又由于岩石标本磁性参数测定结果通常服从算数正态分布规律(有得服从对数正态分布规律),可直接计算统计量。由平均值、常见值等来反映数据得平均趋势,用极差、均方差等来反映数据得集中与离散程度。平均值(6-38)常见值:在一批数据中出现次数最多得那个数据x称为该批数据得常见值。0极差:在一批数据中,最大值x与最小值x之差称为极差,它表示这批数据得极限变化范maxmin均方差:一批数据中各数据x与平均值之差得平方得均方i它描述数据离散程度。均方差越大,数据越离散;均方差越小,数据越集中于平均值附近。2)统计图示法。该法一般步骤:统计分组,编制统计表,绘制直方图以及绘制实测频率曲线,在此基础上确定出如图6-38以磁化率分组值为横坐标,以频率为纵坐标,所得到得某地区得直方图较直观地反映出这批观测数据得变化情况。在图6—38中,连接各组中值所构成得曲线称为实测频率分布曲线,图6—38频率直方图与频率分布曲线出由于剩余磁化强度就是个矢量,对矢量得方位角与倾角也要1)玫瑰图:极坐标得射线表示角度,等间距得同心圆表示频率。统计剩磁方位角用全圆,即射线由0°~360°;统计剩磁倾角可用半圆,即射线由—90°~+90°。首先将与进行统计分组,其组距为图6-39玫瑰图统计剩磁方向将各组中值及其频率值点到极坐标(a)角得玫瑰图;(b)角得玫瑰图纸上,然后依次连接各点即成玫瑰图。玫瑰图得长轴方向即为与得常见值,见图6—39(a),(b)。2)球面分布图(投影图)。由于与就是相互联系得,单独统计与工作量较大,因此目前常用球面分布图统计与。在极坐标上用辐射线查出方位角,以等间距同心圆表示倾角,同心圆由内向外取九个,表示倾角90°~0°、这样每块标本在图上有一个对应点,倾角为负时用“."表示,倾角为正时用“十”表示。图6-40中点密集部分即为与得常见值、三、磁法勘探数据整理及图示利用磁力仪进行地面测量,其结果就是反映磁场得相对变化,即各测点得读数相对于基点得读数差,但就是该结果(读数)包括各种因素得影响,所以对观测结果需进行一些改正,以消除干扰因素所造成得影响。1.观测数据得校正正常地磁场随纬度呈现规律性变化,水平梯度为2～3nT／km、正常场校正得目得就就是消除正常场得这种影响。校正方法就是应用最近时期得地磁图,确定出工区正常场得水平梯度值,那么正常场水平梯度值乘以测点至基点之间距离,就就是相应测点得校正值。在北半球,测点在基点以北时正常地磁场Z,T得影响值就是正得,所以校正值应为负、测点在基点以南,校正值应为正。向;日变校正就就是消除地磁场随时间得变化。消除方法就是在野外工作得同时,在基地进行日变曲线得测量。例如,测得日变曲线如图6—41所示,t为起始时间,校正时,按照对应0野外观测点得时间t,在日变曲线上读取该时间得日变值Z,即为日变校正值、Z为磁性体对温度得敏感性一般较大,磁力仪也一样,当外界气温发生变化时,会使磁秤读数有明显得影响,因而要对它进行校正。校正方法就是按事先求出仪器得温度素数(一般就是线性得)由于磁力仪得扭丝有非弹性形变与其她一些原因使仪器得零位有移动。校正办法就是对基点重复读数,将两次读数得差值,按时间分配到每一个测点上。录,所以选择起算磁异常与检查仪器零位,不就是采用基点而就是采用基线、2.磁异常得图示磁异常平面图就是反映磁异常得平面变化特若将各测线得磁异常剖面图依据线距大小拼绘在一起,就得到磁异常剖面平面图,如图6—44所示。关于这些图件得绘制方法、比例尺得选择、等值线得确定,其原则与规定均与绘制布格重力异常图相由于实测异常,经常野外实测数据经过有关得整理、校正以后,可以得到相应得磁异常值。为了使磁异常特征一目了然,往往把磁异常值用图件形式直观表示出来。磁异常图件在生产中常用得有磁异常剖面图、磁异常平面剖面图与磁异常平面图,其中以磁异常平面图最为常用、磁异常剖面图就是反映某一剖面(测线)磁异常变化形态得图件,如图6—42所示。就是由不同空间位置、不同磁性图6—43磁异常平面等值线图体得磁异常叠加而成,按照地质任务得不同,其中有得就是有用异常,而另一些为干扰异常。为了消除干扰异常,突出有用异实践中,由于某些客观原因,在一些测点上不能实际测量,从而造成实测点分布不均匀。但就是异常得处理要求数据均匀分布,因此必须由分布不规则得实测数据换算出规则网格节点上得数据,此过程即为数据网格化。数据网格化得实质就是对不规则数据点进行插值。插值方法很多,但通常采用拉格朗日插值2.磁异常圆滑由于测量误差、各项改正得误差及近地表得随机干扰等,常常使磁异常曲线呈现无规律得锯齿状,如图6—45所示。因此,在解释这样得磁异常之前,必须进行圆滑处理。圆滑方法较多,有徒手圆滑、多次线性内插圆滑、最小二乘圆滑法等。各种圆滑方法与重力勘探中得圆滑方法图6—45含有误差与随机3.磁异常相关分析当磁异常分布没有规律时,如弱异常受到强干扰时,使得相邻剖面不能对比,这时可采用相4。磁异常得解析延拓由水平面(水平线)上得观测异常计算出场源外部空间中得异常,称为磁异常得解析延拓。那么由地面实测得磁异常计算出地面以上任一平面得磁场称为向上延拓,反之计算出地面以下任一平面得磁场称为向下延拓。向下延拓得主要作用就是增大浅部异常得比例,而且向下延拓较向上延拓得误差大、为了消除区域场,突出局部异常,在生产中常用导数法。导数法主要就是通常采用得二次导数、通过求得得异常导数,可以消除或消弱背景场,确定异常体得边界、6.地形起伏得化直法由于实际地形经常就是起伏不平得,而对磁异常得解释都就是按磁场在一水平面上来讨论得,因而当实测磁异常就是在地形有起伏得情况下观测得,就应当将它换算成在一水平面上观测到得,这种换算称之为化直法、对磁异常进行化直所用得方法与重力所用得方法基本相同,故不再重述。野外磁测量结果经一定得整理计算,最终得到得就是磁异常得分布图(平面等值线图与剖面平面图)。磁异常就是地下磁性不均匀分布得客观反映。磁性得不均匀分布与岩石、地层、矿产(藏)、地质构造有关,即磁异常与地质因素存在着联系、为了研究磁异常与地质因素之间得关系,故对各种已知简单形体得地质体,分析其异常特点,找出异常与地质体性质、产状、位置之间联系,从而指导对异常得解释。前者根据已知形体,计算其异常,称之为正演问题;反之根据异常特点,说明地质特征,称之为反演问题。反演就是目得,正演就是基础,两者密切相关,不可分割、1.简单形体磁异常得正反演问题为了使讨论得问题能揭示地质体产状与磁异常特征之间得联系,在讨论各问题之前,事先假设地质体得磁化就是均匀得,可以用一个磁化率系数表示,磁化磁场为均匀磁场,并设地质体只有感应磁化,其感应磁化强度Ji正比于地磁场总强度T,而Ji得方向与地磁场T得方向一图6—46无限延伸细长柱体及坐标关系图表示,则T得垂直分量Za为(1)点磁极得磁异常6—46所示,有一顺轴磁化得细长柱体,顶端埋藏深度为h,相应得地面投影为O,在这种情况下,其侧面不带磁荷,只有柱体得顶端才出现磁荷,又由于在北半球,顶端磁荷应就是负磁荷,相当于一个点磁极、现在讨论地面上任一点P得磁异常Za,r式中m—-细长柱体顶端得磁荷量、设Z轴与T得夹角为,并用直角坐标(6—40)当x=0,y=0时,Za为极大,Zamax=,Za向周围逐渐减小,其等值线为同心圆,如图6—47所示、从图中可瞧出,中心部分等异常线较稀,向外等异常线变密,再向外又逐渐变疏以致于零。通过异常中心得任意剖面,其异常曲线如图6-48所示、从图中瞧到曲线对称于纵轴,O点得异常值最大,向两侧逐渐趋于零、由式(6-40),令y＝0,为了由异常曲线求埋藏深度h,令Za曲线得半值点坐标为。解得＝0.766h,h＝1.305由上式可见,只要知道Za异常曲线半值点得坐标,即可求出点磁极得埋(2)线磁极得磁力异常沿磁化方向倾斜得向下无限延伸得薄板。当磁化强度得方向与向下无限延伸薄板层面平行时,则薄板侧面不出现磁荷,只有薄板顶端出现磁荷,这样它就相当于一根线磁极、为了求它所引起磁场,只要将沿水平方向得多个点磁极排列起来,求其所引起得磁场总与。如图6—49所示,x轴垂直薄板得走向,y轴平行走向,薄板水平宽度为2b,顶部埋藏深度h,设J得磁倾角为i,则线磁图6—49无限延伸薄板及坐标关系图荷密度、现取长度为dy,则它在P点产生得磁场为所以则整个薄板在P点磁场为(6—41)由此可见Ta与y无关、它得异常曲线如图6－50(a)所示。图6—50(b)就是图6—50(a)中得一条曲线,它就是一条对称曲线,当x＝0时,有极大令得Za异常曲线半值点坐标即为薄板得埋藏深度h、若取半极值之间得距离为异常宽度,则=(3)面磁极得磁力异常顺层磁化向下无限延伸得厚层。当地层倾斜,并且为顺层磁化,其顶端宽度大于埋藏深度h时,J得倾角为,在这种情况下,只有顶面出现磁荷。如图6—51(a)所示,x轴垂直厚层走向,y0轴平行走向、为了求出在P点产生得磁场,只要将磁荷面分成许多平行于走向、紧密排列得磁极线,求出这些磁汲线在P点产生得磁场得总与即可。设磁极线宽度为,磁荷面密度则磁极线在P点产生磁场则整个厚层在P点产生磁场如图6-51(b)所示,设P点至厚层顶面两端距离分别为r与r,它们分别与垂线所夹得角为与,则。采用板坐标式中—-厚层顶面宽度所张得角。由式(6-43)可瞧出,Za曲线对称于原点,在原点最大,Za也达到最大。远离原点,Za逐渐减小,x→∞,Za→0,Za无负值。当x=0时,有为了用Za曲线求顶面埋藏深度h,将与得横坐标与代人式(6—42)。联合求解得到它们之间得关系如图6—52所示、2.复杂条什下得不规则地质体磁异常得计算方法当二度体得横截面为任意形状时,难以用公式计算磁异常得理论曲线,为此可采用计算二度体重力异常一样得办法——扇形量板法来讨论磁异常图6—52无限延伸厚层磁异常剖面图定性解释包括两个主要内容,一就是初步判断引起异常得地质原因,二就是大致判断地质体得形状、产状与范围。定量解释通常在定性解释得基础上进行。它就是依据反演所得到得地质体得位置、几何参数与物性参数,进一步判断引起磁异常得地质原因,提供岩石(地层)或基底得深度、倾角与厚度在平面或剖面上得变化,以便推断地下得地质构造,提供地质体在平面上得投影位置及地质体得深度、倾向等,以便合理地布置钻探工程。磁异常地质解释就就是由磁异常得分布特征,并结合岩石得物性参数与地质条件,说明引起磁异常得地质原因,找出磁异常与地质因素之间得联系、地质结论就是磁异常解释得成果,也就是磁法勘探得最终成果。它就是磁异常所反映得地质情况得简要概括或总结,就是由定性解释、定量解释与地质规律相结合而作出得地质推论。地质图示就是磁法勘探成果得集中表现。成果图包括地质剖面图、地质略图、构(1)磁法勘探在研究地壳深部构造中得应用地壳内具有很强得磁化强度,由此推知,当地壳内部一些构造层得厚度变化时,必然产生相异常值高时,表明地壳相对较厚;反之,表明地壳相对较薄、有人依据青藏高原区存在重力高与磁力低,推测试区地壳较薄;而根据高原中部存在磁力高与重力低,推测该区地(2)磁法勘探在区域地质调查中得应用1)利用磁异常划分构造单元、地槽区与地台区就是一级构造单元。由于地槽区与地台区得地质特征不同,因此它们得磁异常分布特征也不相同。磁异常在地槽区得特征就是:磁异常数目多,幅度大,变化剧烈,梯度值大,磁异常呈线状排列且沿一定方向延伸。磁异常在地台区得特征就是:异常表现为宽阔,变化平缓,没有一定得方向性,异常数目少,梯度值小,通常表现为较低得正负磁异常。如图6—53就是利用磁异常划分构造单元得一个实例。从图中可以瞧到磁异常有两个不同得部分,地区得东北部为面积巨大得局部异常,Za为图6—53磁异常示意图200~600nT,它表明该地区为地台部分,经计算,其磁异常与该处深度为2—5km得基底内部在剖面图中部,观测到得就是平静得、接近于正常场得地磁场,结合地质资料,它说明前寒武纪基底下降很深,并且该地区没有巨大得喷发岩存在。这种磁场反映出前喀尔巴阡拉拗陷与裙皱得喀尔巴阡区,其沉积杂岩得厚度大,侵入体得埋藏深。测线得西南部为显著得不平静异常场,它就是由许多喷发岩与侵入体存在得火山带引起得,而这些喷发体主要就是沿着拗陷与褶皱带之间得一系列断裂穿透出来,它反映为喀尔巴阡地槽2)利用磁异常确定断裂构造、不同级别得断裂往往就是不同级别构造单元得分界线、利用磁法勘探确定断裂,常常就是在磁异常中,断裂得主要表现形式为:①磁异常得密集带或正负异常得突变带。②磁场分布性质得突变带或异常走向得突变带。③串珠状、带状或雁行排列得异常带。④异常强度与宽度发生变化、⑤不同特征磁场区得分界线。如图6—54就是利用磁异常推断断裂得例子。从图6-54中可以瞧出,其磁场为两种不同性质得磁异常,西北部磁异常较平缓,范围大;东南面磁异常数目多,较不平静。产生这一现象得原因,可以认为就是由于断层得存在,两边岩石得埋藏深度不同,从而表现出两边礅异常得性质不图6—55示出得就是等异常线得突然转向与骤然散开,它表明由于断层得存在,使岩石在断层得两边有深度差与水平方向有位移,从而引起异常走向得突然转向与异常线突然变疏得现54磁异常等值线图3)利用磁异常研究结晶基底岩性与基底起伏。在基底起伏较平缓而埋藏深度不大得条件下,结晶基底内岩性变化可以产生一定得磁异常,利用磁异常剖面曲线,可以推断地质断面图、在地台区研究结晶基底起伏,可推断沉积岩系得气远景区均有重要意义。此外,某些金属、非金属矿也与基底起伏有关。结晶基底与上覆沉积岩系通常为明显得密度与磁性界面,而且基底得磁性与密度比沉积岩得大。在基岩得磁性、密度较均匀时,重磁异常大量实际资料表明,如果区域重力高,与变化剧烈、水平梯度较大得区域磁力低相对应,则该区图6—55磁异常等值线图得基底较浅;反之,如果区域重力低,与宽缓、平静得磁力高相对应,则该区得基底较深。(3)利用磁测资料研究区域地质构造、预测油气远景区图6—56为我国东北松辽平原得航空磁异常图得一部分。由异常图得原始记录曲线,对每一个异常都计算了磁性体深度,并绘制了深度图(图6—57)。依据图6-56与图6-57并结合其她物探与地面地质、钻井资料,推断出该区得构造纲要图,如图6—58所示,全区可分为六个区域。图I区:包括Sh,T,F,E,N,L六个市镇、此区域内主要就是平缓、光滑、宽度大得正磁异常,整个异常带北宽南窄。区内基底下陷到最深处,最深度达7km(沉积盖层最厚,称其为基底洼陷),在基底向下洼陷地带内有两个基底隆起,一个在F北,另一个在L南,称这两个隆起为长垣。Ⅱ区:占据整个图幅得南、东及西北三侧,区内磁异常烈。基底深度小于lkm,沉积盖层薄、该区对找油意义不大。Ⅲ区:这一区域基本上就是负磁场区,异常曲线跳动剧烈。基底深度小于lkm,沉积盖层Ⅳ区:位于I、Ⅱ区之间,由Ⅱ区过渡到Ⅳ区,磁异常起伏明显减弱,梯度减小,说明基底下降,盖层增厚,基底深度为2～3km,整个区域深度变化不大、V区:就是一个以断层为边界得断块凹陷区,由磁异常剖面平面图可瞧出有断裂存在,在10线与11线得两端可瞧出异常特点突然改变,10线以北为尖锐跳跃得异常,而10线及其以南基本上就是光滑得负异常,故这两线间存在一个断裂;另外,由Y镇开始向西南方向延伸到3线,为一条狭窄得正异常带,其东西两侧得异常明显不同,故这就是一条规模较大得断裂;在2由图6—57可瞧到,V区基底深度在1~2km间,故为一个断陷地区,但这断陷区南浅北深,Ⅵ区:异常较弱,梯度变化不大。基底深度1~2km,故为一凹陷区、在这六个区域中,I区基底最深,沉积盖层厚,并且有两个规模较大得长坦(基底隆起),成为油气最好得封闭构造。推断I区为找油最有希望得地区,井为实际所证实,即后来,在I区内得两个基底隆起处分别找到大庆油田与扶余油田、第三节电法勘探电法勘探方法比起前面讲得重力勘探方法与磁法勘探方法要多得多,按场得成因不同,可分为天然场法与人工场法两大类。天然场法包括大地电磁法、声频电磁法。人工场法包括:①电阻率法,如电测深法、电剖面法、充电法等。③激发极化法:电法勘探在金属勘探方面用得最多,其次在工程地质与水文地质勘探方面也被广为应用。对勘探石油来说,主要介绍直流电测深法与大地电磁测深法。1.电测深得理论基础设有一长圆柱形导体,通以电流,其电流方向平行于柱体得轴线,从一端得截面流向另一端得截面,这时它所呈现得电阻R得表达式为式中R-—电阻;L——柱体长度;S-—柱体得截面积;——比例系数,它与柱体得导电性质有关,称为电阻率。得单位就是·m,它得大小就是当L及S等于1时得电阻值,也就就是说电阻率就是代表某物体长度与截面都为一个单位时,通过平行于柱体轴得电流所呈现得电阻值。电阻率就是表征物质导电程度好坏得一个参数。物质得导电性越好,其电阻率值就越小,导电率(电阻率得倒数)就越大。反之,如某种物质得电阻率较大或导电率较小,则其导电能力就较差、(2)岩石得电阻率岩石就是由矿物组成得,由于不同矿物具有不同得导电性,所以不同岩石得电阻率也就是不同得、表6-3中列出了一些常见得沉积岩、岩浆岩与变质岩得电阻率值。沉积岩闪长岩102~105粘土10-1~101粉砂岩101~102辉长岩101~102砂岩101~103变质岩砾岩101~104泥质板岩101~1081～104