航磁数据处理资料1228083155.docx

1、航磁数据处理资料1228083155航磁数据位场转换处理及效果航磁T测量数据是不同深度、不同形态、规模的磁性地质体磁场信息在观测面上的综合 反映。由于场的叠加效应，使得某些具有一定地质意义的异常变得复杂，在原始图件上很难 识别，给地质解释工作带来了难度。为了提高对航磁异常的分辨能力，突出更多有用信息， 根据测区航磁异常特征和地质解释需要，对原 始测量数据进行了原平面化极、上延、垂向一 阶导数以及剩余异常提取等几种位场转换处理。第一节位场转换处理及效果航磁平面网格数据位场转换处理釆用表达式简单、运算速度快捷的频率域算法，进行化 极、导数换算、解析延拓等处理。频率域转换的过程是：首先对异常资料进行

2、傅立叶正变换， 以得到异常资料的频谱；而后把异常的频谱和与转换相应的频率相应函数点积，得到处理后 异常的频谱；最后对处理后异常的频谱进行傅立叶 反变换，从而得到处理后的异常。位场转换处理使用的软件是中国国土资源航空物探遥感中心自主开发的WINDOWS系统下地球物理数据处理解释软件(GeoProbe Mage)及航空物探彩色 矢量成图系统(AgsMGis) o一、原平面化极处理化极，即化磁极，就是把斜磁化异常转变为垂直磁化异常，相当于在磁北极观测异常。 测区处于中纬度地区，由于倾斜磁化的影响，造成磁异常中心不是正好对 应在地质体的正上 方，而是相对于地质体的中心向南部产生一定的偏移。这对于确定磁

3、性地质体的空间位置、 形态、分布范围以及对磁异常的定性定量解释均带来一定的困难。化极可用于消除由于非垂 直磁化引起的异常不对称性，在剩磁很小或感磁远大于剩磁且两者方向一致的情况下，将实 测的斜磁化异常转化为垂直磁 化异常，这样可以较为准确的确定异常的场源位置，提高异常 解释的定位精度。从而使异常形态简化，并与磁性体位置保持一致，有利于圈定磁性体边界 和走向。作化极处理时要注意剩磁的影响，化极处理一般都假定磁化方向与地磁场方向一致，对 于那些剩磁远远大于感磁且剩磁方向与地磁场方向不一致的磁性体就不符 合这一假设条件， 特别是测区中的火山岩分布区，由于剩磁较大会出现磁场畸变现 象，使用时应注意甄别

4、。从 项目组野外物性测量结果看，区内多数岩石以感磁为 主，剩磁方向与感磁方向接近，符合化 极的前提条件。全区采川频率域偶层位变倾角磁方向转换方法实现磁场全变倾角化极。在观测面上建立笛卡尔直角坐标系，使X轴志向磁北，Z轴垂直向下。假设观测场T是一分布在观测面下方沪h平面上的偶层磁荷面引起的。它在观测点P(x, y, z处产生的 磁位U与磁场T分别为1 Mg d d (1rT u tg U式中giu4v,2f ,f Ju2l/移项得M Ml对(1)式两端作傅氏变换得:同样的，将式代入式进行傅氏变施冶代入式得:1410e2 Io ZF U g F M Io (9g I。移项得(7)式、(9)式即为频

5、率域变倾角磁方向转换的两个基本公式。己知观测场 T,可应用(7)式计算F U,再将F U F U代入(9)式中计算F M。再把F M代入地磁极处的F T极，即可实现变倾角化极处理。F T极与F M的关系如下。在地磁北极有：to lo 0, 0, 1 , to loO,由 式、(9)式可得：Z F Ufe25 F M (11)假设要换算的场为A,其磁场方向单位矢为t,磁化方向单位矢为I,则只要把他们代入 (7),令t。、 I。偏差为零，即得FU的初值FU：FoU 丄一F TPUo g to对FoU反变换求得初值U。，把U。代入式得F U,如此反复迭代，直到求得 的U值之差小 于给定的标准为止。求

6、得FU后，类似地取FU为Fo M - -F U e2 g Io反变换求得此，把见代入式，求得FM,如此反复可最后求得FM,并代入(11)式求 得化磁极磁场。由于本区处于XXX。XX XXX XX属于中纬度地区，斜磁化能够产生一定影响，对原 磁场数据进行化极处理后，在垂直磁化的条件下，磁异常的形态以及磁异常与磁性体的关系 都比较简单，便于进行地质解释。对比航磁 T等值线平面图和航磁T化极等值线平面图，航磁化极处理作用非常明显(图1):局部异常整体向北偏 移，表明通 过化极处理，使异常回归到磁性地质体上方；减小或消除了由于斜磁化 而引起的多数局部异 常正负异常伴生现象，为进一步圈定岩体边界创造条件

7、；使异常带及梯度带更加明显，有利 于揭示出不同地质体的分布与形态，对圈定各种不同类型的断裂、确定磁性体的性质及边界 具有重要的意义。图1航磁T化极处理效果对比图-航磁T等值线平面图；b-航磁T化极等值线平面图、化极垂向导数处理航磁局部异常通常是叠加在区域背景场上的次级异常， 在原始航磁或化极航磁等基础图件中表现并不明显，需要通过一定的数学处理手段来突出其特征。垂向导 数处理是 解决这个问题的一种有效手段，它反映了磁场在垂直方向上的梯度变化，在增强由浅部磁性 体引起的局部异常、压制长波区域场有很强的功能，可以突出在总场图上不明显的细节，并 能分解横向叠加异常，理论上导数的次数越高，这种分辨能力就

8、越强。磁异常垂向导数换算公式如下:S=y x, y, z 爲 x, y, z 及 2z x, y, z、Sz x, y, z 分z的一阶导数及二阶导数的频谱，则有微分定力易于得到: T S u, v, z 2 iuS二 u, v, 0 eS u, v, z 2 iuS二 u, v, 0 esy2 八 1/22 u: v:Szz U, V, Z2 u vSzU, v, 0 eS zxx2 iu 222 uVi/2 gzSzyyU, V,Z2ivSz u,v,0 eSzzz.代由此可知，求磁场的n阶垂向导数的频谱，应乘上的导数因子为 2/恢 ?同理，可以写出：而求磁场沿X方向或y方向的n阶水平导数

9、的频谱，应乘上导数因子为 2 iu 或2 iv no如果求磁场的m阶垂向导数、n阶沿x方向水平导数、I阶沿y方向的导数的n I m _频谱（即求 注的频谱），应乘上的导数因子为n elx y zc （12）2 iu n2 iv 1 2 u v仇航磁T垂向一阶导数己经广泛地应用于磁异常的解释，它能区分相邻磁性体异常，减少 其相互叠加的影响，并把叠加在背景场中的局部异常分离出来，是压 制区域场，圈定局部异 常，分离叠加异常的常用方法。在实际磁场转换处理中，由于垂向一次导数相当于高通滤波 器，在突出高频异常的同时，也突岀了测量、磁场调平等干扰误差。对本区化极场的数据进 行压制干扰垂向一阶导数处理，

10、处理后的图件与原磁场图相比（图2&、b）,突出了浅部磁性体信息，而压制了深层区域场的影响。 该处理也消除或减弱了局部异常之间的叠加和干扰现象。因此，航磁T化极垂向一阶导数处 理在提取强背景场中的弱缓异常，圈定局部异常、火山构造、划分构造边界等方面具有重要 作用。根据厚板状磁性体异常公式，垂向二阶导数的零值线为磁性体边界位置。因此，航磁T 化极垂向二阶导数处理的主要目的是利用航磁异常垂向二次变换率来圈定磁性体的范围和边 界。本区航磁T垂向二阶导数处理是在化极处理的基础上，对化极后的网格数据采用频率域位场转换方法求取磁异常沿垂直方向上的二次变换率，并编制了航磁T垂向二阶导数等值线 平面图（图2c）

11、 o在理论上，经 垂向二阶导数处理后，区域场得到了进一步的压制，很大程 度上消除了深部磁性 体的影响，使得磁性体的范围和边界更加明显，仅供参考使用。三、化极0方向水平一阶导数处理化极0。方向水平一阶导数处理的目的是突出异常在东西向的线性特征， 分辨东西方向上构造线的展布，以准确的划定浅层构造、断裂构造，以便推断区内的构造 格架。磁异常水平导数换算公式如下：图2航磁T化极垂向一阶导数处理效果对比图a航磁T等值线平面图；b-航磁T化极垂向一阶导数等值线平面图；c-航磁T化极垂向二阶导数等值线平面图；女 口 果令 S=s X, y, z S=y x, y, z S x, y, z 及 Sk x, y

12、, z、 Szyy x, y, z、 Szzz x, y, z分别为Z=x, 几2对火、y、z的一阶导数及二阶导数的频谱，则有微分定力易于得到：由此可知，求磁场的n阶垂向导数的频谱，应乘上的导数因子为 而求磁场沿x方向或y方向的n阶水平导数的频谱，应乘上导数因子为2 2 1/2 u V 52 iu “或2计设I是实测平面上任一方向，它与X轴的夹角为a,则有:利用(13)式即可实现磁场的频率域方向导数计算，当 aO,代入(13)式即可求得0 方向水平导数。Sn (u, v, z) =2 n iu Sr (u, v, zSn u, v, z 2 iu Sr u, v, z (14)航磁T化极0。方

13、向水平导数处理结果显示(图3),局部域近东西向的线性异 常特征及 弧形异常特征都非常明显，为该区划分浅层构造、近东西向断裂构造等提 供依据。图3航磁T化极0吩向水平向导数处理效果对比图四、向上延拓处理磁场向上延拓处理就是将原观测面上的磁场值向上换算到另一个高度面上。随着上延高 度的增加，磁性体引起的异常幅度按指数规律衰减。衰减最快的为浅部局部磁性体引起的高 频异常成分，而具有一定延伸的大规模磁性体引起的低频异常成分衰减较慢。可见，向上延 拓处理起到压制浅部小规模磁性体异常而突出深大地质体异常的作用。设场源位于z=l平面一下(H0),则磁场在z=H平面以上是对X、y、Z的连 续函数。若Z=0观测

14、平面上的磁场T x, y, 0为己知，可以得到向上延拓公式为由褶积积分公式可知，上式为T x,y, 0与1 z 关于变量x, y二维褶3/22 x2 y2 z: 3/2积。空间域的褶积与频率域的乘积相对应。下面分别求 T x,y,0及 空的3/2傅立叶变换，设Tx, y, z对于变量x, y的傅立叶变换为SpU, v, z,有 ( Sr u, v, z T x, y, z e1 vz dxdy则St u, v, 0 T x, y, 0 e1 *V7 dxdy (16)利用上式可以由已知的T x, y, 0求出其频谱u, v,0o进一步求 z 的2 x2 y2 z: 3/2傅立叶变换，应用Erd

15、elyi ( 1954)给出的积分变换表可以得到：当z0时上式成立，利用褶积定理得到：U Vl/2 EZSr u, v, z Sr u, v, 0 e上式对于z0成立。T x, y,0是ST u, v, z的反傅立叶变换，即2 2 l.*2gzTx,y,z STx,y,OeUV 辔乱 dv （19）式即为向上延拓的频谱表达式。通过磁场向上换算，相当于加大了观测面与场源的距离，可以使局部小规模异常随换算 高度的增加而减小，而深部规模较大的磁性体所产生的异常更加凸出。为了了解深源磁性体的 特征及航磁异常随高度衰减变化特征，判断磁性体的埋深及延伸情况，在化极基础上进行了0. 5km、1.0km、3

16、0km、5. 0km 四种不同高度的向上延拓处理。通过不同高度的向上延拓，消除了高频磁异常的干扰，使得磁场面貌逐渐 单调，达到了突岀低频区域异常的目的，对了解深源磁性体的特征和基底构造具有一定的地质 意义。图4航磁T化极上延处理效果对比图a-航磁T化极上延0. 5km等值线平面图；b-航磁T化极上延1. 0km等值线平面图；c-航磁T化极上延3. 0km等值线平面图；b-航磁T化极上延5.0km等值线平面图；对比测区上延高度磁场图可以看出（图4）：化极上延05km后，高频干扰异 常被压制， 有意义的局部异常基本保留；化极上延 1. 0km后，规模较小的局部异常衰减得很快，中等规模的异常明显突出

17、，区域磁场面貌反映得更加清晰；化极上延3km后，由 于测区覆盖较浅，而引起局部异常的磁性地质体延伸有限，高频异常几乎消失；化极上延5km 后，有效的压制了浅部磁性体引起的异常，突出了深源 低频磁异常。因此，化极上延05km 或1.0km磁场图，对研究本区区域构造、划分隐伏岩体非常有效；上延3. 0km后仍然存在的磁 异常则反映出了规模较大、延伸较 深或埋深较大的磁性地质体；上延5. 0km后反映的深源低 频磁异常，对于确定磁性 基岩、深大断裂及区域构造格架有着重要意义。五、化极匹配滤波求取局部及区域场区域场和局部场的分离问题是航磁数据处理的主要内容之一， 对实际资料的解释有重要意义。利用匹配滤

18、波算法可对航磁数据进行区域场和局部场的分离，进一步达到突出 浅部异常或突出深部异常的目的。我们可以假设局部异常是由许多下延较小的磁形体引起的， 由场的等效原理可知，这类磁性体可以用随机分布的偶极源组成的等效层代替。设偶极源等效层的深度为d2, 源的偶极磁距为mdp , , d2 ,其傅氏正变换为mdp u, v, d2 ；并设观测面高度为z,则以求岀偶 极等效层所产生的场的振幅谱为 （为简洁式中略去uo/4 ,并不影响结果）（20）Adp u, v, z 4 : if vMdp u, v, d2 e -八显然,振幅Adp U, V, d2是和 ir-vMdp u, v, ch e：八丹成正比的

19、。在假定区域场是由许多下延伸很大的磁性体所引起，它们可以用由随机分布的电极等效层 所代替。设点极等效层深度为 di,电极源的磁荷密度为mp , ,di,其傅氏正变换为叫u, v, di ,则由点极等效层引起场的振幅谱为Ap u, v, z 2 M p u, v, di e 一 一 （21）当不考虑干扰场时，设实测场为区域场与局部场之和，它的振幅谱为A u, v, z 2 M p u, v, di e， 4 :ju2 v gM dp u vQ e 2 d：=A* （22）为了从实测场中提取区域场，可以设计一个只对区域场响应的滤波器，即与区域场匹配 的滤波器。令滤波器的频率响应函数为） U,v,z

20、,为使它仅对区域场响应，A u,v, z u,v,z AP u,v,z （23）即要：将（21）、（22）式代入（23 ）式可得：U, V,z（24）2 Mdp Vu v 2 TUTVa： a：1 Mp实际上此时u,、,，与z无关，应为u,vo求出频率相应八后，由（23）式求出A u,v,z,在利 用无相移的傅氏反变换（即相位谱不变），就获得了区域场。同样，如果从实测场中提取局部场，也可以设计个只对局部异常匹配的滤波器，用同样 的方法也可以得到它的频率响应函数为U, V辛甲甲*图5航磁T化极匹配滤波处理效果对比图Mp 2 Sub de2 ce2 M dp * u v利用匹配滤波分离场时，其关键

21、是是否具有良好的径向对数能谱曲线，因为滤波因子是 通过径向对数能谱曲线获得的。径向平均对数功率谱经过数据拟合得到的直线斜率与点距间 的关系式：(25)式中，x表示点距，k表示直线斜率，h为区域场与局部场分离的最佳深度。航磁数据处理中，匹配滤波法是分离局部与区域异常场的重要手段之一，因为匹配滤波 器是己知相关滤波器，它要求二者具有明显差异的波数成分，该工区的航磁异常特征满足这个 条件（图5）,浅部大多为带状、块状或零散分布的火山岩、侵入岩体，提取区域场时，它是 一个低通滤波器，这与数学解析向上延拓不同之处在于它有一个较为复杂的类似于汉宁滤波器 的窗函数。在提取高频成分时，它不会放大导致高频成分的

22、振荡效应，因为高通时的滤波器渐 近线为1。与向上延拓相比，该方法简单易行，而且还能够获取分析局部场与区域场的相关窗 口。通过匹配滤波算法可以分离浅部异常信息，通过不同的匹配因子，可以逐层剥离异常，为 地下异常区域的分层解析提供了技术手段。a-航磁T化极匹配滤波浅源异常提取图； b航磁T化极匹配滤波深源异常提取图;六、剩余异常剖面平面图对于那些频率高、幅值低的航磁异常，在航磁T等值线平面图上受网格化取数圆滑滤波 影响以及成图精度的制约，往往显示不清或被漏掉；而在航磁 T平面剖面图上往往叠加在较大异常的背景场上，不容易识别出来。为了从剖面上将一些局部异常和 较微弱的短波异常从区域背景中分离提取出来

23、， 釆用空间域非线性滤波法对测区剖面数据进行非线性滤波处理计算，提取航磁剩余异常。非线性滤波方法是根据剖面异常曲线的曲率变化，按一定的异常宽度窗口拟合计算出剖 面的区域背景异常值，然后将其从原始剖面异常中减去，所获得的剖面异常即为相应的剩余异常。该方法可以有效的提取指定波长的剩余磁异常，具体计算公式如下 和迭代步骤如下(图6)：步骤i用剖面实测异常作为第一次圆滑的原始数据，用(26)、(27)、(28)式估计给定滤 波窗口宽度WD两倍内异常曲线弯曲方向的特征值。St Tf 血 o. 5gTF KmTf K(26)Szc TP K 0. 5g Tr 陰Tf Kp1(27)so Tf K 0. 5

24、g L KT KF P:(28)步骤2如果Ski、Sk2、Sk3同时满足下面条件:图6非线性滤波方法原理示意图0乂* & 0表明Kmi、K、Kpi三点之间，异常曲线弯曲方向相同，拥有同一个区域异常。由(29)、(30)、(31)式计算出Kmi、K、Kpi三点区域异常值，然后向前移动窗口，回到步骤1。(29)Tf Km Tf 陰 Sku 0. 5(30)Tf K Tf K Q. 0. 5(31)Tf KrTf KpxSk. 0. 5步骤3如果Ski、Sk2、Sk3不同时买足步骤2的条件，则向前移动窗口，步长等 于滤波窗口宽度，回到步骤i,指导整条剖面计算完成为止。步骤4以点距为单位，逐步减少窗口

25、宽度，用新得到剖面异常代替原始异常，重复步骤i 2、3,共重复Wd次，使滤波窗口内每一个异常点都得到处理，提高滤波效果。步骤5为保证计算精度，重复上述步骤i 2、3、4过程25次，获得剖面区域异常。步骤6用原始剖面异常值减去由上面过程获得的区域异常值， 得到剖面剩余异常值为了获得较好的滤波效果，根据本区地质解释的需要，并分析对比不同滤波异 常窗口处理结果信息，经过使用对比，本区最后选用滤波异常半宽度羽000m,沿剖面逐线完成对航磁 弱缓异常的提取。从航磁弱缓异常处理效果看，消除了背景场的影响，分离了叠加异常，局部 异常的形态更加完整清晰，并对弱小异常起到增强作用。如图7中，经过弱缓异常处理后，

26、弱 小磁异常在数条测线上反映明显，异 常边界也更加清晰。图7航磁、剩余异常综合图a-航磁T剖面平面图；b-航磁T剩余异常剖面平面图第二节2. 5D人机交互解释目前对起伏地形条件下航磁数据进行定量正反演计算主要采用最优化算法， 在原起伏测量面上直接进行解释。本次研究以最优化理论为基础，使用二维半模型(2. 5D)来模拟二度和三度地质体。为了提供模型正演计算的速度，很多专家对基于二度半多边形截面楞柱体重磁正反演公 式做了推导简化工作。该区采用了有直接积分推导出的公式(姚长利，1998)。如图8所示，一 个多边形界面2.5D棱柱体，设其密度为a磁化强度为胚 则在任意点P (x, y, z)引起的磁场

27、 三分量为：图8 2. 5D棱柱体模型及坐标系统其屮，Iji PiYp3 sin iln 邑丨-f R 1 yPji Y , j 1, 2, 3ocos i arCt：nR；arctan 竺Wi RiHaxP COSloCOSDoHaxP coslosinDoP sin Io(35)总场异常：Hax P(32)乙 P sin iM xhiM/2W3ii 1(33)(34)以上各式中：i为棱柱体角点序号， N为棱柱体的边数， lo、Do为地磁场倾角、M x M cos I cos D, M y M cosl sin D, M s M sin I偏角，I、D为磁化强度方向的倾角、偏角依据上述公式，

28、中国国土资源航空物探遥感中心自主研发的高精度重磁剖面解 释系统 （GMVPS）,软件中加入高程参量以适合各种起伏地形条件，结合最新计算 机技术、自动反 演技术及多种异常转换技术，实现了复杂地形条件下磁异常的定量解释（图9） o该技术具有下列明显的技术优势：用一系列有限长的组合多边形棱柱体逼近三度体进行正反演，较以往用多边形二度体拟合剖面磁异常更接近实用；用起伏面作为异常 起算面，较以往水平面更适合复杂地形地区；集成了模型可视化编辑、剖面数据处理、磁化 强度和模型实时正反演等功能。这里的 可视化”是指磁性地质体模型在计算机屏幕上始终以图形或图象实体岀现，并可直接对其进行修改、反演等 操作，其形态、物性变化过程也是图形化的； 实时”是指模型的变化与其引起的异常曲线的响应变化几乎是同步的。11二凶丈科叩百看细轧论H背肾富刑啡:F、反瀆韬貳转抽鋭岀邯肝黄于GU7TS.特许用戶图9高精度重磁剖面解释系统（GMVPS ）界面