Способ определения стационарного геомагнитного поля при проведении морской магнитной съемки

Способ определения стационарного геомагнитного поля при проведении морской магнитной съемки

Иллюстрации

Показать все

Реферат

Изобретение относится к области геофизики, а более конкретно к способам определения вариаций геомагнитного поля при проведении магнитных съемок, преимущественно при морской магнитной съемке.

Известны способы определения вариаций стационарного геомагнитного поля [1-4], в которых используют данные магнитовариационных станций (МВС), установленных в районе съемки; необходимое количество МВС и их максимальное удаление определяются степенью неоднородности поля вариаций геомагнитного поля в данной зоне [3, 4]. Ввиду отсутствия серийных морских МВС данные способы [1, 2] в основном применяются при съемке со льда, когда в качестве МВС используют сухопутные магнитометры. Точность способов не превышает 5-10 нТл.

В известных способах [5, 6] учет вариаций геомагнитного поля основан на анализе расхождений значений ("невязок") геомагнитного поля, возникающих при съемке, в точках пересечений рядовых и секущих галсов (профилей). Точность данных способов составляет порядка 10 нТл и возрастает с увеличением количества секущих.

Известны также модификации способов [5, 6], в которых [7] для контроля используют данные МВС, расположенные в относительной близости от района исследований.

В известных способах [2, 8] анализируются соотношения, связывающие характеристики геомагнитных вариаций на поверхности Земли с параметрами межпланетной среды и магнитосферы, контролирующими их источниками. Погрешности таких способов, использующих методы потенциального, регрессивного и спектрального анализов данных, полученных посредством аппаратуры, установленной на обсерваториях, достигает десятков нанотесл [2, 8].

Известны также способы [9-11], позволяющие автоматически учитывать вариации в процессе съемки. Данные способы используют и непосредственно для измерения вариаций геомагнитного поля с движущегося носителя. Сущность этих способов заключается в одновременном измерении поля двумя (или более) магнитометрическими преобразователями, разнесенными на известное (заданное) расстояние вдоль направления движения носителя с магнитометрическими преобразователями, вычитании полученных сигналов и интегрировании (суммировании) полученного результата, начиная с опорного значения геомагнитного поля. Вычитание сигналов магнитометрических преобразователей исключает из результатов измерений вариации (однородные в пределах базы градиентометра), а интегрирование разностного сигнала восстанавливает значение стационарного геомагнитного поля. Для выделения вариаций восстановленные значения поля из непосредственно измеренных вычитают.

ГМП, измеряемое в движении, является сложной функцией времени Т[x(t),y(t),z(t),t], полная производная которой равна [12]:

где - вектор скорости носителя.

В первом приближении измеренные значения можно представить в виде суммы стационарной и вариационной составляющих: Т[x(t),y(t),z(t),t]≈T_c(x,y,z)+T_в(t).

Тогда, при движении в плоскости по направлению из (1) следует:

откуда видно, что при одновременном измерении полного поля Т и градиента его стационарного T_c можно вычислить вариации T_b, если известна скорость носителя. При дискретных измерениях значения градиента (производной) поля по направлению на базе Δх на i-шаге вычисляют как:

интегрирование данных преобразуется в суммирование:

в разность T(х_n,t)-T_c(х_n)=T_b(t) определяет вариации.

В общем случае суммарную относительную погрешность измерения вариаций данным методом δ_b можно выразить [12] через:

где

М_u - инструментальная погрешность магнитометра;

δ_l - погрешность, обусловленная колебаниями базы измерений;

δ_b - погрешность, обусловленная градиентами вариаций;

δ_v - погрешность за счет ошибок судового лага;

δ_u - погрешность интегратора;

А - средняя амплитуда измеряемых вариаций ГМП;

n - число циклов суммирования.

Из анализа выражения (5) видно, что при суммировании данных происходит накапливание ошибок, т.е. возможности метода ограничены числом циклов n, при котором σ_b, не выйдет за пределы заданного значения σ₃. В процессе измерений при накапливании погрешности до σ₃ рекомендуется [12] начать новый цикл интегрирования от нового уровня. Например, при измерениях в море при цикле Δt=10 с и общей продолжительности интегрирования около 3 час (n=10³), используя жестко установленный градиентометр (δ_∂=0) с М_u=δ_b=0,1 нТл и считая погрешности интегратора и измерения скорости малым (δ_u≈δ_ν≈0), по формуле (5) можно оценить, что при средней амплитуде вариаций А=100 нТл СКП измерения вариаций σ≤6%. По данному способу можно учесть и измерить вариации ГМП с частотой f≤ν_x/Δx, что при Δх=100 м и ν_x=10 уз. Будет соответствовать f≤0,05 Гц (T_b>20 с). С увеличением скорости судна и уменьшением разноса датчиков частотный диапазон учитываемых вариаций возрастает, однако при этом уменьшается разность измеряемых величин ГМП. Так, при средней величине градиента ГМП в океане 40 нТл/км приращение ΔT на базе 1-5 м составит 0,04-0,2 нТл, что потребует повышения точности измерения ГМП до ˜10^-3 нТл. В настоящее время такие чувствительности принципиально возможно получить с помощью криогенных и некоторых типов квантовых магнитометрических преобразователей [13].

Таким образом, на основе градиентометрического способа вполне реально обеспечить измерение и учет геомагнитных вариаций в движении с относительной погрешностью порядка 5...10%, при этом в результате обработки на судовом вычислительном комплексе автоматически учитываются вариации ГМП, частотный диапазон которых будет определяться длиной базы измерения и скоростью носителя.

Отметим, что наличие в дисперсии ошибок (5) линейной составляющей, нарастающей пропорционально количеству измерений, является одним из основных ограничений градиентометрического способа по длине галса (максимальному периоду выделяемых вариаций). Использование для снижения этих погрешностей данных либо косвенного метода учета вариаций, либо данных МВС, установленных на концах галсов, предлагаемое в [5, 10, 14] лишает градиентометрический способ его универсальности.

Общим недостатком известных способов является относительно низкая точность измерения вариаций стационарного геомагнитного поля.

Задачей предлагаемого технического решения является повышение точности при измерении вариаций стационарного геомагнитного поля.

Поставленная цель достигается тем, что в способе определения стационарного геомагнитного поля при проведении морской магнитной съемки, заключающемся в одновременном измерении вариаций геомагнитного поля двумя или более магнитометрическими преобразователями, установленными на носителях, разнесенными на заданное расстояние вдоль направления движения носителей, измерение вариаций геомагнитного поля, в котором один магнитометрический преобразователь дополнительно разнесен по вертикали на расстояние 100-200 м от морской поверхности, с возможностью его перемещения вдоль направления движения первого магнитометрического преобразователя с последующим его перемещением поперек направления движения первого магнитометрического преобразователя со скоростью движения, превышающего скорость первого магнитометрического преобразователя по крайней мере на порядок.

Новые возможности повышения точности учета вариаций появляются, если использовать при площадной съемке не только НИС, снабженное буксируемым дифференциальным магнитометром (градиентометром) и идущее по маршрутному галсу, но и его штатный вертолет, оборудованный более простым модульным прибором. При этом учет вариаций с коротким периодом обеспечивается непосредственно по данным судового градиентометра, а для исключения его линейных ошибок, накапливающихся при длительных измерениях, можно использовать данные опорного маршрута вертолетной съемки. Используя значительное преимущество вертолета в скорости, этот маршрут следует прокладывать вдоль основного направления движения судна и завершать в точке окончания его галса, начиная с которой вертолет будет выполнять рядовые маршруты (поперек опорного), возвращаясь на судно-носитель.

Выделение магнитотеллурической составляющей на фоне помех облегчается, если помехи по электрическому и магнитному каналам вызваны различными источниками (являются некоррелированными), например, при измерении электрических и магнитных полей на разных носителях.

Ввиду того, что магнитные составляющие естественного электромагнитного поля (ЕЭМП) меньше, чем электрические зависят от характера геоэлектрического разреза вдали от горизонтальных неоднородностей. В работе [15] показано, что с точностью до 5% в средних широтах возможен горизонтальный разнос электрических и магнитных датчиков на величину Δr≤(0,013...0,025)r, где r - расстояние от района работ до проекции источника на поверхность Земли. При этом разнос датчиков по вертикали на расстояние до 200 м практически не сказывается на результатах измерений.

Таким образом, для целей магнитотеллурического зондирования (МТЗ) на море в средних широтах возможно использовать синхронные измерения электрической компоненты ЕЭМП буксируемым за судном измерителем (на относительно малых скоростях) и магнитной компоненты (с помощью компонентного дифференциального магнитометра, установленного на другом судне или на низколетящем вертолете или другом летательном аппарате (ЛА), удаленном на расстояние до 50-100 км). В авроральной зоне и вблизи магнитного экватора разнос измерителей электрических и магнитных компонент приводит к большим (до 50%) погрешностям измерений импеданса Z_n [15]. Таким образом, в высоких и экваториальных широтах проведение МТЗ у поверхности более целесообразно при расположении магнитометра и измерителя электрического поля на одном судне.

Незначительная величина магнитного наклонения в низких широтах позволяет использовать для измерения горизонтальной составляющей δН в движении вместо компонентного градиентометра модульный, который легче реализуется. Действительно, в работе показано, что модульный δТ - вариометр можно использовать как δН-вариометр при определении импеданса в поверхностной установке Тихонова-Каньяра с относительной погрешностью не более 20% в поясе широт ±20% и менее 6% - в поясе ±15%.

Известно, что при использовании в качестве вариометра прибора, измеряющего модуль полного вектора (например, протонного или квантового), фактически регистрируется проекция вариации δТ на направление вектора так как Кроме того, в глубоководных районах (с глубиной h) буксируемый со скоростью ν T-магнитометр регистрирует практически только переменную часть ГМП на частотах

Отсюда следует, что в глубоководных районах вблизи магнитного экватора существует возможность на основе синхронных измерений с помощью буксируемого Т-магнитометра и измерителя горизонтальной составляющей электрического поля оценить величину входного импеданса и построить часть кривой МТЗ в диапазоне частот f₁<f<f₂, где определяется по теореме Котельникова из минимальной дискретности измерений Δt.

При МТЗ у поверхности необходимо использовать указанные выше методы снижения гидродинамических (в первую очередь волновых) помех. Отметим, что использование ЛА облегчает снижение влияния гидродинамических помех ввиду высокой скорости носителя. Кроме того, магнитные поля волн на высотах полета ЛА затухают на 2-3 порядка.

Установка на ЛА (например, на судовой вертолет) магнитометра и проведение измерений синхронно с судовым магнитометром-градиентометром позволяет значительно снизить погрешность измерений δТ, вызываемую накоплением ошибок при интегрировании (5).

Способ реализуется следующим образом. Например, посредством измерительной аппаратуры, установленной на судне и вертолете, выполняют измерения посредством аппаратуры, установленной на вертолете, на опорном маршруте l (см. чертеж, а) со скоростью ν_в=nν_с, где ν_с - скорость судна, при этом в конечной точке маршрута l. В данные, полученные посредством аэромагнитометра, вводят поправку за вариации δT(t₁) по данным судового градиентометра, где Поскольку линейная часть дисперсии погрешности градиентометра σ в соответствии с (5) пропорциональна времени t₁, то, таким образом, при достижении судном точки N в момент t_N=l/v_c она будет учтена по данным вертолетной съемки с погрешностью т.е. накопление ошибок идет в раз медленнее. Таким образом, при такой комплексной вертолетно-судовой съемке на одном цикле за время t_N производится съемка полигона размером 1×L (см. чертеж, г), где Далее цикл съемки может повторяться.

Реализация способа технической сложности не представляет, так как для его осуществления могут быть использованы серийные средства измерения и обработки измеренной информации.

Источники информации

1. Инструкция по морской магнитной съемке (ИМ-86). / МО СССР, ГУНиО, 1987. - С.22-26, 50-54, 96-103.

2. Ставров К.Г., Кулагина Т.М. Развитие методов учета геомагнитных возмущений при морской магнитной съемке. /В/ч 62728-1979. - Деп. в ЦИВТИ МО СССР, 1980, №Д4489.

3. Ривин Ю.Р., Ставров К.Г., Временные вариации геомагнитного поля. / Раздел монографии "Учет временных вариаций при проведении морской магнитной съемки". M., ИЗМИРАН, 1984. - С.3-18.

4. Магниторазведка: Справочник геофизика. / Под ред. В.Е.Никитского, Ю.С.Глебовского. - M.: Недра, 1990. - С.151, 179-188, 216-220, 114.

5. Гордин В.М., Розе Е.Н., Углов Б.Д. Морская магнитометрия. - M., Недра, 1986, с.58-71, 97-103.

6. Ставров К.Г., Паламарчук В.К., Демин Б.Н. Комплексный метод учета вариаций при морской магнитной съемке в интересах навигации. // Тезисы докладов Первой Российской научно-технической конференции "Современное состояние, проблемы морской и воздушной навигации". - СПб: "Судостроение", 1992, 174 с.

7. Ставров К.Г., Демин Б.Н., Паламарчук В.К., Филабок Н.Н. Технология разновысотных магнитных съемок при поисках и освоении нефтяных и газовых месторождений на континентальном шельфе арктических морей. / Труды Первой Международной конференции "Освоение шельфа Арктических морей России". - М.: 1994. - С.128-132.

8. Ставров К.Г. О создании автоматизированной системы обеспечения оповещениями об опасных гелио-геофизических возмущениях на акваториях Мирового океана. / Сборник докладов 4-й Российской научно-технической конференции "Современное состояние, проблемы навигации и океанографии" ("НО-2001"), т.2. СПб: ГНИНГИ, 2001, 265 с.

9. Компонентный дифференциальный магнитометр: А.с. СССР №739454, МКИ G01V 3/16/ К.Г.Ставров, Б.Н. Демин, Р.Б.Семевский и др. №2570130/18-25; Заявлено 09.01.78; Опубл. 05.06.80, Бюл. №21.

10. Розе Е.Н., Марков И.М. Градиентометрический метод измерения геомагнитного поля в океане. // Учет временных вариаций при проведении морской магнитной съемки. - М.: ИЗМИРАН, 1984. - С.194-224.

11. Семевский Р.Б. и др. Специальная магнитометрия. - СПб.: Наука, 2002, с.228.

12. Семевский Р.Б., Чернобуров Е.И., Поддубный А.И. Измерение вариаций геомагнитного поля в движении. // Геофизическая аппаратура. 1977. - Вып.61. - С.46-50.

13. Афанасьев Ю.В., Студенцов А.В., Хорев В.И. и др. Средства измерений параметров магнитного поля. - Л.: Энергия, 1979. С.120-139, 229-242.

14. Ставров К.Г., Бурцев Ю.А., Паламарчук В.К. и др. Оценка вариаций геомагнитного поля по результатам градиентометрических гидромагнитных съемок. / Методы и средства исследований структуры геомагнитного поля, М., ИЗМИРАН, 1987.

15. Сочельников В.В. Основы теории естественного электромагнитного поля в море. - Л.: Гидрометеоиздат, 1979. - С.140-155, 162-165.

Способ определения стационарного геомагнитного поля при проведении морской магнитной съемки, заключающийся в одновременном измерении вариаций геомагнитного поля двумя или более магнитометрическими преобразователями, установленными на носителях, разнесенными на заданное расстояние вдоль направления движения носителей, измерение вариаций геомагнитного поля, отличающийся тем, что один магнитометрический преобразователь дополнительно разнесен по вертикали на расстояние 100-200 м от морской поверхности с возможностью его перемещения вдоль направления движения первого магнитометрического преобразователя с последующим его перемещением поперек направления движения первого магнитометрического преобразователя со скоростью движения, превышающей скорость первого магнитометрического преобразователя, по крайней мере, на порядок.