CN101937106A - 一种海底大起伏测线磁测数据的处理方法 - Google Patents

Abstract

本发明提供了一种海底大起伏测线磁测数据的处理方法，首先获得海底目标区的磁测数据、磁测点位置数据和海底地形数据；基于所得到的海底地形数据对海底目标区进行三维网格划分，建立磁参数模型；建立反映磁异常理论值与观测值之间误差大小的目标反演函数，以目标反演函数最小值为拟合标准，修改磁参数；最终由反演得到的磁参数计算目标区域的磁异常参量。本发明方法不需向上延拓、高截滤波、将起伏面上的观测数据转化到水平面上，避免了引起分辨率降低的中间过程，利用三维空间域带地形直接反演法对磁测数据反演，不仅提高了分辨率，而且对测点位置的起伏量没有限制，适用于大起伏测线的海底磁测。

Description

一种海底大起伏测线磁测数据的处理方法

技术领域

本发明涉及海底地球物理勘探技术领域，尤其涉及一种海底大起伏测线磁测数据的处理方法。

背景技术

随着全球资源的日趋紧张，从上世纪80年代开始，世界各国都逐渐把目光转移到海洋上来，开始了对海洋领域资源的大力勘探。磁法勘探是地球物理勘探中一种不可替代的重要探测手段，主要有航空、地面、海面和海底磁测。

从理论上来看，几种磁测方式并无本质区别。但从勘探技术、方法和勘探效果上讲却各有特点。由于磁源场满足平方反比定律，磁测分辨率和勘探效果取决于源收距(目标体和观测点间的距离)。航空磁测效率高、不受地域限制，但由于源收距比地面磁测和海底磁测的源收距要大，分辨率相对地面和海底磁测要低，适合大规模普查。地面磁测最简易、勘探效果最好，但受地域限制。海面磁测方法和地面磁测相似，其勘探目标体在海底下面，海面磁测的源收距远大于航空和地面磁测，所以分辨率和勘探效果相比航空磁测和地面磁测较差，适合海域调查和深部地质研究。海底磁测的源收距比海面磁测和海域上的航空磁测的源收距要小得多，海底磁测相比海面磁测将大大提高勘探效果和分辨率，是航空磁测和海面磁测无法替代的，可提供海底火山、热液活动、硫化物、金属矿床等独特的成像技术，具有广泛的应用前景。

但是海底磁测相对于航空磁测和海面磁测在观测技术上非常复杂，难度很大。如图1所示，比较了几种磁测方式的磁测线。其中，航空磁测由搭载在飞机上的磁力仪测量飞行区域的磁数据。由于磁测时飞行起伏一般不超几十米，其磁测线的波动范围很小。同样，海面磁测由搭载在考察船上的磁力仪测量航行区域的磁数据，由于海面一般认为处于同一平面，其磁测线较之航空磁测线更为平滑。而海底磁测中磁力仪一般封装在耐压舱内，耐压舱放置在与考察船之间用缆绳连接的海底拖体内。这样磁测点位置就由拖***置确定，但由于深海海况一般比较复杂，拖***置不像航空磁测的飞机或海面的考察船那样能稳定地控制，造成测点位置起伏非常大，测点间起伏可达到几百上千米甚至几公里。导致海底磁测线的波动剧烈。同时洋脊海底的地形复杂，其轮廓线起伏也很剧烈。对于具有这种特征的磁测数据不能利用航空磁测或陆地磁测现有的常规处理，如延拓、曲化平、反演解释等技术来处理海底磁测数据，否则可能获得错误的结果。

这为海底磁测数据处理反演解释技术提出了新的研究课题，迫切需要发展有关海底测数据处理方法、技术等基础理论研究。因此开展海底磁测工作具有重要的现实意义并对磁法勘探理论发展具有重要意义。该项同类技术目前国外主要在频率域进行二、三维反演，它们需要滤波、向上延拓、要求将观测数据转化到水平面上，而这些会损失高频信号而降低分辨率。

发明内容

本发明旨在针对深海海底磁测数据具有测点位置起伏特别大、海底地形复杂等特征，不能用现有曲化平方法将观测数据转化到某一水平面上，从而无法用现有常规方法进行数据处理和反演解释这一问题，提供一种适合于这种特征的海底磁测数据的空间域带地形3D直接反演方法。

一种海底大起伏测线磁测数据的处理方法，包括：

(1)获得磁测数据、磁测点位置数据和海底地形数据；

在海底磁测中，磁测数据由拖体内的磁力仪采集获得，拖体被放置在深海中，与考察船之间用缆绳相连接，磁测点位置即为拖体的位置，海底地形数据由考察船上的水下定位装置(如声纳等)采集获得；

(2)对海底目标区域进行三维网格划分，建立磁参数模型；

根据获得的海底地形数据将海底地形轮廓划分为若干个三维网格，如每个单位网格为一个磁数据的测点。则海底地形可由三维网格的组合近似，划分的网格数越多，对海底地形轮廓的近似越精确。

针对划分后的三维网格建立磁参数的理论模型，模型由数学方程表示，方程可写为：

$g_{\mathrm{ij}}=\underset{i=1}{\overset{m}{\mathrm{\Σ}}}\underset{j=1}{\overset{n}{\mathrm{\Σ}}}{a}_{\mathrm{ij}}{\mathrm{\σ}}_{\mathrm{ij}}$

其中，m、n分别表示三维网格的行列数，g_ij表示第(i，j)个网格的磁异常，它是模型方程的理论值，a_ij表示磁异常g_ij对第(i，j)个单元网格磁参数σ_ij的偏导数。

(3)建立海底磁测数据的目标反演函数，以目标反演函数最小值为拟合标准，修改磁参数；

目标反演函数表示为：

$F=\underset{i=1}{\overset{m}{\mathrm{\Σ}}}\underset{j=1}{\overset{n}{\mathrm{\Σ}}}{(g_{\mathrm{ij}}^{\′}-g_{\mathrm{ij}})}^2$

式中，g_ij表示第(i，j)个网格上的磁异常的观测值，目标反演函数实际上反映了磁异常的理论值与观测值之间的误差。首先根据经验给出每个单元网格的磁参数初始值，计算磁异常初始值，然后对磁参数进行不断修改，修改量一般采用广义逆法求解，直到目标反演函数的值最小，表示磁异常的理论值与观测值之间的误差最小，此时的磁参数模型方程达到反演理论拟合标准。

(4)由反演得到的磁参数计算目标区域的磁异常。

本发明方法不需对海底测线进行向上延拓、高截滤波或将起伏面上的观测数据转化到水平面上，避免了引起分辨率降低的中间过程，利用三维空间域带地形直接反演法对磁测数据反演，不仅提高了分辨率，而且对测点位置的起伏量没有限制，适用于大起伏测线的海底磁测。

附图说明

图1为几种磁测方式所得磁测线的特性比较图；

图2为本发明方法的流程图；

图3为将海底地形划分为三维单元网格示意图。

具体实施方式

以下结合附图，详细说明本发明方法的具体实施过程。

如图2所示，本发明一种海底大起伏测线磁测数据的处理方法包括：

(1)获得海底目标区域的磁测数据、磁测点位置数据和海底地形数据；

在海底磁测中，磁测数据由拖体内的磁力仪采集获得，拖体被放置在深海中，与考察船之间用缆绳相连接，磁测点位置即为拖体的位置，由于大海洋流的随机波动性，使拖体会在缆绳的牵动下上下起伏，而使得拖体内的磁力仪所获得的磁测线波动较为剧烈，如图1所示。磁测数据构成了海底磁测大起伏测线，它是一个较复杂的曲面。海底地形数据由考察船上的水下定位装置(如声纳等)采集获得。

(2)对海底目标区域进行三维网格划分，建立磁参数初始模型；

根据海底地形数据将海底地形轮廓划分为若干个规则的长方体网格，如图3所示，长方体网格顶面的长度和宽度根据研究目标区域范围及研究要求等具体情况确定为已知量。若海底地形起伏较大，可将网格顶面的长度和宽度设置为较小的值，这样对目标区域划分为更多的网格，提高对复杂地形的拟合精度。若海底地形较平坦，则可将网格顶面的长度和宽度设置为较大的值。长方体顶面的z轴坐标取此处对应的海底深度，网格高度通过网格顶面的z轴坐标与底面埋深之差确定，而长方体网格的底面埋深根据地质、地球物理及其它资料确定。各单元网格中心作为一个测点位置则海底地形可由长方体单元网格的顶面近似表示，划分的网格数越多，对海底地形轮廓的近似越精确。

根据位场理论，海底磁测大起伏测线构成的任意复杂曲面上的磁异常可由各单元网格的测点磁异常叠加得到，海底磁测线曲面上的磁异常可用以下的模型方程表示：

$g_{\mathrm{ij}}=\underset{i=1}{\overset{m}{\mathrm{\Σ}}}\underset{j=1}{\overset{n}{\mathrm{\Σ}}}{a}_{\mathrm{ij}}{\mathrm{\σ}}_{\mathrm{ij}}---\left(1\right)$

其中，m、n表示所划分的网格有m行n列，σ_ij表示第(i，j)个网格的磁参数，如磁化强度或磁化率等，g_ij表示第(i，j)个测点的磁异常，它是模型方程的理论值，a_ij表示磁异常g_ij对第(i，j)个单元网格磁参数σ_ij的偏导数。式(1)可写成矩阵形式：

G＝A·B    (2)

其中，G表示在每个测点由式(1)得到的磁异常模型方程理论值g_ij组成的磁异常矩阵，A是磁异常矩阵G对第(i，j)个单元网格磁参数的偏导数aij组成的偏导数矩阵，B为每个网格磁参数σ_ij组成的磁参数矩阵，分别有：

$A=\left[\begin{array}{cccc}{a}_{11}& a_{12}& ...& a_{1(m\×n)}\\ a_{21}& a_{21}& ...& a_{2(m\×n)}\\ .& .& .& .\\ .& .& .& .\\ .& .& .& .\\ a_{m1}& a_{m2}& ...& a_{m(m\×n)}\end{array}\right]$

G^T＝[g₁₁  g₁₂  …  g_1n  g₂₁  g₂₂ …  g_2n …  g_m1  g_m2 …  g_mn]

                                                                                                    (3)

B^T＝[σ₁₁ σ₁₂ … σ_1n σ₂₁ σ₂₂ … σ_2n … σ_m1 σ_m2 … σ_mn]

其中，T表示转置。

(3)建立海底磁测数据的目标反演函数，以目标反演函数最小值为拟合标准，不断修改磁参数；

反演目标函数F可写为：

$F={(G^{\′}-G)}^2=\underset{i=1}{\overset{m}{\mathrm{\Σ}}}\underset{j=1}{\overset{n}{\mathrm{\Σ}}}{(g_{\mathrm{ij}}^{\′}-g_{\mathrm{ij}})}^2---\left(4\right)$

式中，G′表示在每个测点观测得到的磁异常g′_ij组成的矩阵。按照反演理论，在大起伏任意观测曲面上的3D磁异常反演就是确定各单元网格的磁参数，由每个单元网格的磁参数经过叠加求和所得到的磁异常与观测得到的磁异常数据相吻合，使理论计算结果与观测结果之间的拟合差最小，使得反演目标函数F的值最小。

由式(3)的极小值为拟合标准可得反演方程如下：

ΔG＝A·ΔB            (5)

其中，ΔG＝G′-G，ΔB为各单元网格磁参数的修改量Δσ_ij组成的矩阵：

ΔB^T＝[Δσ₁₁ Δσ₁₂ … Δσ_1n Δσ₂₁ Δσ₂₂ … Δσ_2n … Δσ_m1 Δσ_m2 … Δσ_mn](6)

首先，根据经验给出磁参数矩阵B的初始猜测值B₀，由广义逆法求解式(3)可得第一次磁参数模型修改量ΔB₀，由B₁＝B₀+ΔB₀得到第一次迭代修改后的磁参数矩阵。然后将B₁作为新的初始模型参数，同样由广义逆法得到第二次修改量ΔB₁。重复以上过程，直到第k次模型参数修改量ΔB_k-1，然后按照以下迭代公式对磁参数矩阵进行修改，直到反演目标函数F的值最小。

B_k＝B_k-1+ΔB_k-1(k＝1，2，3...)(7)

(4)由反演后得到的磁参数模型计算某一高度水平面或曲面上的磁异常。

由本发明方法计算磁测数据的过程无需经过延拓或曲化平的操作，但是由本发明方法计算得到最终的磁测数据模型方程后，同样可以将磁测数据演化到任意延拓面(延拓面一般为某一水平面，如图1所示)，只需在模型方程中输入延拓面的位置坐标，可以很方便的计算出延拓面的磁响应值。

Claims (3)

1.一种海底大起伏测线磁测数据的处理方法，其特征在于，包括：

(1)获得海底目标区域的磁测数据、磁测点位置数据和海底地形数据；

(2)对海底目标区域进行三维网格划分，建立磁参数模型；

(3)建立海底磁测数据的目标反演函数，以目标反演函数最小值为拟合标准不断修改磁参数；

(4)由反演得到的磁参数计算目标区域的磁异常。

2.根据权利要求1所述的海底大起伏测线磁测数据的处理方法，其特征在于，所述的磁参数模型为：

$g_{\mathrm{ij}}=\underset{i=1}{\overset{m}{\mathrm{\Σ}}}\underset{j=1}{\overset{n}{\mathrm{\Σ}}}{a}_{\mathrm{ij}}{\mathrm{\σ}}_{\mathrm{ij}}$

其中，m、n分别表示网格的行、列数，g_ij表示第(i，j)个网格的磁异常，σ_ij表示第(i，j)个网格上的磁参数，a_ij表示磁异常g_ij对磁参数σ_ij的偏导数。

3.根据权利要求2所述的海底大起伏测线磁测数据的处理方法，其特征在于，所述的目标反演函数为：

$F=\underset{i=1}{\overset{m}{\mathrm{\Σ}}}\underset{j=1}{\overset{n}{\mathrm{\Σ}}}{(g_{\mathrm{ij}}^{\′}-g_{\mathrm{ij}})}^2$

其中，g′_ij表示第(i，j)个网格磁异常的观测值。

Images