磁异常特征

磁异常特征（精选9篇）

磁异常特征 篇1

摘要：通过瞬变电磁感应电压表达式,从原理上说明瞬变电磁法比直流电法对电阻率的变化更敏感。通过对华北煤田地质条件分析及对以往瞬变电磁勘探资料的研究,总结了华北煤田瞬变电磁勘探的主要地质任务及常见探测目标体的典型异常特征。指出瞬变电磁勘探可以在煤矿水文物探中发挥更好的作用。

关键词：瞬变电磁法,水文物探,异常特征,华北煤田

近年来,由于安全生产的需要,各大煤田均加大了地质勘探的投入。在华北煤田,地下水是煤矿安全生产的主要威胁之一,在开采前查明煤层的水文地质情况,是有效防止煤矿开采过程中突水事故发生的有效手段[1,2]。岩层物性参数中对水最敏感的是电阻率(或电导率)[3],而瞬变电磁法在各种物探方法中对电性的变化又是最敏感的[4],因此瞬变电磁勘探得到了广泛的应用[5~7]。

1 瞬变电磁勘探简介

瞬变电磁法属于时间域电磁法,它是利用接地导线或不接地回线通以脉冲电流做为场源,向地下发送一次脉冲磁场,以激励探测目的物感生二次电流,在一次脉冲磁场间歇期间,利用线圈或接地电极观测二次场随时间变化的响应[6~10]。

图1是均匀半空间条件下的瞬变响应曲线。整个过程可分为三个阶段,早期(响应电压不随时间变化)、中间过渡期(响应形态随时间变化)和晚期(双对数坐标中是一条直线)[4]。在晚期段,垂向上的瞬变电磁感应电压可以表达为[4]:

式中:

t=电流关掉后的延迟时间(s)

σ=电导率

μ=磁导率(4π×10-7H/m)

M=发射磁矩(正方形回线M=I×L2)

L=正方形发射线圈边长(m)

I=发射电流(A)

Vz(t)=观测到的垂向上的瞬变电磁感应电压(v)

Sr=接收线圈有效面积(m2)

从(1)式可以看出,瞬变电磁观测的感应电压和σ3/2成正比,而直流电法观测的电位差与电阻率成正比,所以,从本质上,瞬变电磁法比直流电法对电阻率(或电导率)的变化更敏感,对有电性差异的目标体有更高的分辨能力[4]。这是近年来瞬变电磁勘探在煤田水文物探中得以广泛应用的主要原因。

2 华北煤田瞬变电磁勘探的主要任务

2.1 华北煤田典型地层及其电性特征

华北煤田多为石炭二叠纪煤田,含煤地层主要赋存于二叠系山西组及石炭系太原组[11,12]。典型的华北煤田地层由上至下为[12]:

第四系:主要由黄土、黏土、砂及砾石层组成。

第三系:由黏土、砂、砾石层、黏土岩、砾岩或泥灰岩等组成。

二叠系:主要由砂岩、泥岩和煤层组成。

石炭系:由砂岩、泥岩、煤层和灰岩组成。

寒武、奥陶系:主要为灰岩、白云质灰岩等组成。

华北型石炭二叠纪煤系,在电测深曲线上为中、低阻电性层,它与上覆和下伏地层组成HA或KHA、QHA等类型。诸多类型变化主要集中的H型以前部分,主要因为新生界地层电性变化大所致;石炭二叠纪煤系反映在H型极小部位之后刚上升的部分,呈明显或不明显的小A型;尾支上升的高阻层是石炭纪下部石灰岩及其下老地层的反映。

2.2 瞬变电磁勘探的主要地质任务

煤矿水文物探的主要任务为查明矿井水的来源及其充水通道。矿井水的水源有四种,即矿体围岩空隙中的地下水、地表水、老窑积水和大气降水;需要用物探方法探测的主要是煤层附近地下水的赋存情况及老窑积水区的分布情况。充水通道主要有两种类型:岩层中的各种空隙和人为因素的充水通道。事实上,地下岩层的各种空隙既是地下水的储存空间,当其连通性较好时,也是矿井的充水通道。

结合华北煤田开采情况,勘探的主要地质任务一般为:(1)探测二叠系煤层顶、底板砂岩裂隙富水区分布情况;(2)探测石炭系煤层顶、底板砂(灰)岩裂隙、溶隙富水区分布情况;(3)探测奥陶系及/或寒武系灰岩岩溶发育富水区分布情况;(4)探测老窑采空区积水区分布情况;(5)探测第四系砂砾石含水层的分布情况;(6)探测主要构造的含、导水情况等。每个煤矿的具体地质情况有所不同,所以其地质任务也不尽相同,但大部分为以上几条任务的不同组合。

3 各种主要富水区(带)的瞬变电磁异常特征

煤层顶板砂岩富水区:砂岩富水性相对较弱,一般作为煤层直接或间接含水层时才成为探测的目的层。砂岩层在华北煤系地层中属于中低阻电性层,其电阻率高于第四系粘土层、泥岩等,但又明显低于砾岩及灰岩层,同一砂岩层电阻率相对较为稳定,当砂岩因裂隙发育富水时,其电阻率会有所降低,但差异不大,断面图上会呈现等值线弯曲或与背景电阻率差异不太大的低阻封闭圈。图2为河南某煤矿瞬变电磁断面图,煤层埋深约140m,二1煤层上方40 m为一厚层中粒砂岩,从图中可以看出,在桩号130 m和145 m砂岩层埋深处有低阻异常封闭圈,但其电阻率值和围岩差异不大,约5Ω·m,为砂岩裂隙发育富水的反映。

煤层底板灰岩富水区:灰岩层背景电阻率较高,华北石炭~奥陶系灰岩一般作为电法勘探的主要电性标志层之一。当灰岩岩溶发育富水时,其电阻率值会明显降低,形成明显的低阻凹陷或封闭圈。图3为河南某矿瞬变电磁断面图,断面上二1煤层埋深120~150 m,二1煤下约50 m为奥陶系马家沟组灰岩,据区域资料,该灰岩段剧部岩溶裂隙发育、水量丰富,对煤矿开采威胁较大。从图中可以看出,奥陶系灰岩电阻率相对较高,一般大于300·m,而在桩号1 250~1 300 m处,等值线出现凹陷,电阻率值明显低于背景值,为灰岩岩溶发育富水的反映。

导水断层在断面图上的特征:断层导致同一岩层的错断,电性上,导致同一电性层的不连续,在断面图上会出现等值线的台阶状异常。当断层破碎带含水时,沿断层破碎带会出现低阻异常。导水断层会造成不同的含水层发生水力联系,尤其是当断层沟通下部灰岩强含水层或在地表出露形成地表水补给地下水的导水通道时,对煤矿安全生产威胁巨大。图4为兖州某煤矿瞬变电磁断面图,从图中可以看出,沿F1正断层附近出现低阻封闭圈及串珠状低阻异常,为典型的导水断层异常特征。

老窑采空区:由于煤层的采空可以导致上覆岩层形成“三带”,煤层底板岩层因其上方压力的减小导致应力释放,在采空区下方附近岩层中形成裂隙,所以采空区造成煤层顶底板结构和物性的变化,同样这在瞬变电磁勘探资料上亦有所反映。当采空区充水时,采空区及煤层的底板因富水呈低阻反映,采空区上方由于其富水性不同,可能呈不同的异常反映,当上部岩层在潜水面以上时,可能会呈高阻反映。图5为河南310国道某段工程勘探瞬变电磁断面图,该公路在使用过程中地面出现裂缝、蹋陷,通过瞬变电磁勘探认为为地下采煤导致上覆岩层变化所致。图中桩号50~70 m处沿煤层及其顶、底附近出现低阻异常,在上方出现高阻异常,为采空区导致岩层变化的典型断面异常特征,高阻异常和低阻异常的过渡带为地下水潜水面。该成果在后期道路治理、修复过程中得到充分证实。

4 结论

1)在各种物探方法中,瞬变电磁勘探因其对电阻率的变化最为敏感,这注定了瞬变电磁勘探在各种水文物探中要发挥重要作用。各种应用实例也证实瞬变电磁勘探在华北煤田水文物探中取得了较好的效果。

2)前述各异常特征均为地质情况相对较为单一情况下的反映,实际的水文勘探中可能会几种情况同时存在,对异常的识别会造成困难。

3)当前瞬变电磁在煤田勘探中取得了较大发展。但瞬变电磁勘探仪器众多、装置灵活,结合具体地质任务选取合适的仪器及工作装置是取得较好地质效果的关键。

参考文献

[1]刘树才,刘志新,姜志海.瞬变电磁法在煤矿采区水文勘探中的应用[J].中国矿业大学学报,2005,34(4):414-417.

[2]刘树才,岳建华,刘江.西部保水开采中的水文电法勘探技术[J].中国矿业大学学报,2004,33(2):187-189.

[3]傅良魁.应用地球物理教程——电法放射性地热[M].北京:地质出版社,1991.

[4]Hoekstra P,Blohm M W.,Case Historiesof Time Domain Electromagnetic sound-ings in environmental geophysics[J].Geotechnical and Environmental Geo-physics,1990(2):1-15.

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[7]牛之琏.时间域电磁法原理[M].长沙:中南工业大学出版社,1992.

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[9]Kaufman A A,Hoekstra P.ElectromagneticSoundings[M].Amsterdam,Netherlands:ELSEVIER.2001.

[10]Kaufman A A,Keller G V.Frequencyand Transient Soundings[M].Amster-dam,Netherlands:ELSEVIER.1983.

[11]杨孟达,刘新华,王瑛,等.煤矿地质学[M].北京:煤炭工业出版社,2000.

[12]中国煤田地质总局.中国煤田电法勘探典型成果图集[M].北京:煤炭工业出版社,2000.

磁异常特征 篇2

东亚大陆磁异常的西向漂移

西向漂移是地磁场长期变化最重要的特点之一, 而西漂最显著的部分是非偶极子场部分. 本文以1900-国际参考地磁场 (IGRF)为依据, 运用无线电科学中的“移动变形图案相关分析”方法对近百年来东亚大陆磁异常的漂移运动进行了分析, 得到磁异常各分量漂移矢量随时间的变化. 结果表明, 最能代表地磁场西漂特征的Z分量异常近百年来平均西漂速度为0.07°/a, 明显小于全球磁场西漂的`平均速度0.2°/a. Z分量还显示出0.02°/a 的缓慢北向漂移. 详细分析还表明, 东亚大陆磁异常的漂移分为3个阶段:1900-1930年为较快的西漂,平均速度为0.10°/a; 1930-1980年为西北向漂移,平均西漂速度分量0.07°/a, 北漂速度分量为0.04°/a; 1980年后漂移几乎停止, 并有转为东漂的迹象.

作 者：魏自刚 徐文耀 WEI ZI-GANG XU WEN-YAO 作者单位：中国科学院地质与地球物理研究所,北京,100101刊 名：地球物理学报 ISTIC SCI PKU英文刊名：CHINESE JOURNAL OF GEOPHYSICS年，卷(期)：43(1)分类号：P3关键词：东亚大陆磁异常 西向漂移 相关分析 长期变化

磁异常特征 篇3

关键词：重磁勘察；插值切割分离方法；构造边界识别；自相关滤波

1 插值切割异常分离方法研究

对插值切割法进行理论研究并对模型进行异常分离处理进行分析，可以得知：

第一，在重磁异常数据中，经常会存在着叠加在一起的局部异常以及区域异常。使用插值切割法能够保证其有着良好的分离效果，并保证能够很好的将其进行分离；

第二，在对切割半径进行选择的时候，还要对切割的精度加以重视。需要注意，因为其与数据的本色是否有关难以确定，所以在精度越高的情况下，计算时间也会越长，这会导致区域出现异常失真的现象。

第三，插值切割法的分离效果与原数据之间的间隔有着相关性，切割后的异常值的误差是原始数据间距造成的。如果间距小，那么误差也会因此变小，要对原始数据进行查证处理，减小间距，从而提高计算的精确度；

第四，无论怎样分离，插值切割所得的区域场中都会存在着一定的局部场，这些局部场中存在着部分的区域场。由于算法本身的特性，几乎难以将其进行完全剥离，所以只能尽量减小其相互间的影响。

2 数值计算类构造边界识别方法研究

通过对各种边界识别技术的阐述、模型试验处理以及结果的对比分析可以得知。

第一，所有的边界识别方法都能对异常体的位置进行一定的识别，它们的对异常体边界进行刻画有着不同的公式。由于其识别能力的不同导致其受到的影响也会具有一定的差异性。通过极大值来对异常体边界进行刻画的因素主要有水平总导数、总梯度模量、斜导数的水平梯度和θ图法，因此将其应用于复杂地质体能够更加直觀的对地质体的准确边界位置进行反映；

第二，对同一模型的重力异常和磁力异常进行边界识别处理，对处理的结果进行研究可以得知重力异常问题能够被所有的边界识别方法所解决，而且还具有显著的效果。然而对于磁力异常来说，把其换算成化极磁异常或者磁源重力异常很有必要性。如果将其直接应用于磁力异常问题，特别是斜磁化的磁力异常进行处理，会导致边界识别结果有较大的误差。有很多方法容易受到磁里异常分量和磁化方向的影响；

第三，所有的边界识别方法都可以归结为导数计算或者基于导数计算的方法，因此必须要对计算结果的稳定性和精度问题进行考虑。其中需要涉及到水平方向导数，水平方向导数其在某一指定方向上的异常值的变化率，常用的有一阶方向导数和二阶方向导数，简称一阶导数和二阶导数，一阶导数是计算异常值沿某方向的坡度，坡度上升则为正值，坡度下降则为负值。另外计算精度还会受到网格化的处理、扩边处理等处理结果好坏的直接影响。斜导数及其水平梯度以及θ角在稳定性方面很差，因此很容易受到网络化处理等的影响，而且影响的程度还很大。

第四，经过大量的理论研究和实验分析，可以知悉，随着地质体的埋深增大，所有的边界识别方法也会使识别能力出现下滑，识别的边界位置与真实位置之间的差距也会随着增大，特别是斜导数及其水平梯度以及θ角的方法。

所以笔者建议，地质体由于深浅的不同造成的叠加异常例如野外实测重磁异常：

第一是通过边界识别方法对比分析地质构造，对地质体的边界进行综合确定；

第二是通过异常分离，减少局部场和区域场之间的相互干扰，最终提高边界识别的能力。

3 自相关滤波方法研究

对于自相关滤波函数的研究是秦葆湖提出的自相关滤波函数以及韩兆红在其基础上改进的分析和理论模型实验，通过分析可以得出以下结论：

第一，秦葆湖提出，自相关滤波函数能够对区域场的影响进行基本削弱，并能够突出弱异常，并对异常体的位置能够准确的进行反映，然而其存在的不足的是滤波结果和真实值之间有着一定的差距。不仅如此还有着假异常和场值异常等问题。对自相关滤波法进行改进能够取得一定的突破，在对原有的优势不产生影响的情况下，对假异常和场值异号的问题进行有效的解决，场值的大小也会因此而得到改善；

第二，对于自相关滤波函数，它的处理结果会受到窗口大小K的影响，而且影响也会得到一定的增加，其中还可能伴随着扩边的影响，然而在实际的应用过程中，为了保证处理的效果，K值经常会取在3到10之间；

第三，两种自相关滤波方法在处理结果上都存在场值大小与真实值相异的情况，自相关滤波方法虽然不能做定量解释，但是只能定性分析异常体位置。另外，两者都容易受到随机干扰的影响，难以对干扰进行压制从而对有用信息进行突出，这就是需要改善的地方以及今后值得进一步研究的问题。

第四，自相关滤波方法有着一定的特点，它能对埋藏在强背景场下的局部异常问题进行突出，但是在突出过程中容易受到较大的影响，最终导致异常体的位置可能与真实位置有一定的偏差，所以在这个问题上，对异常分离进行利用，能够减少局部场与区域场之间的相互干扰，并对这个不足点进行改善，对异常体的位置进行准确确定。

4 总结

本文对重磁异常分离方法及构造边界识别方法进行系统理论基础学习，切割半径及切割精度一定要合理选取，数据间距要小，保证插值切割法发挥作用。对磁异常进行边界识别处理前，要把气换算成化极磁异常，在自相关滤波方法的应用中利用异常分离，能极大的提高分离识别的效果。

参考文献：

[1]冷眉.重磁资料异常分离与构造边界识别方法的研究及应用[D].成都理工大学，2014.

[2]许顺芳.克拉玛依后山地区重磁场及其与构造格架关系研究[D].中国地质大学，2015.

[3]刘金兰.重磁位场新技术与山西断陷盆地构造识别划分研究[D].长安大学，2008.

[4]韩兆红.利用重磁资料进行构造边界识别与弱异常提取的方法研究及应用[D].吉林大学，2011.

磁异常特征 篇4

关键词：高磁异常,辉绿岩,M1磁异常,磁铁矿

0前言

区域位置:勘探区位于青藏高原西南部, 环球纬向特提斯造山系的东部与阿尔卑斯-喜马拉雅巨型构造带东段, 属冈底斯-腾冲陆块, 隆格尔-工布江达断隆带。

地质概况:区域出露地层有二叠纪地层, 以浅海相碎屑岩、碳酸盐岩沉积为主, 岩石遭受了绿片岩相区域变质作用的改造;晚侏罗世至早白垩世地层, 以海陆交互相碎屑岩、碳酸盐岩沉积为特征;古近纪林子宗群为中酸性火山岩夹碎屑岩沉积地层;新近纪、早更新世基性 (偏碱性) 火山岩地层等。火山岩分布区发育火山机构, 二叠纪地层发育复式背斜构造, 白垩纪及其以后的地层发育宽缓褶皱构造, 沿水系山间盆地有第四纪沉积物分布, 出露的岩体主要有白垩纪、古近纪、新近纪各类中酸性岩体。

1地磁异常分区

根据矿区磁异常、电异常形态、大小以及地质背景, 在区内划分了4个推断岩性带 (D1、D2、D3、D4) 、4个推断异常区 (M1、M2、M3、M4) 、3个推断断层或破碎带 (F1、F2、F3) , 1个推断串珠状侵入体带 (L1) 。详细划分情况见图1。

经过对全区磁测数据进行统一分析, 得出△T (n T) 值, 全区平均值为226 n T, 呈现低正值分布, 这主要与总基站架设在中低等磁性地层之上, 而区内多分布含中低磁性的火山角砾岩、中基性凝灰岩以及低磁性甚至是负磁性的石英闪长岩及二长花岗岩地层有关。

D1、D2、D3、D4岩性带的划分主要以既有地质资料与磁异常幅值高低的对应关系为划分依据, 从扫面成果来看, D1、D3岩性带内岩体磁性特征相似, 磁异常幅值差异不大, 推断两个岩性带内岩体无较大差异, 均以中低磁性的含角砾凝灰岩、岩屑凝灰岩以及低磁性甚至是负磁性的石英闪长岩、二长花岗岩等为主, 石英闪长岩、二长花岗岩在带内聚集相对集中;D2、D4岩性带内岩体磁性特征同样相似, 磁异常幅值差异不大, 推断两个岩性带内岩体无较大差异, 均以中低磁性的含角砾凝灰岩、岩屑凝灰岩以及低磁性甚至是负磁性的石英闪长岩、二长花岗岩等为主, 含角砾凝灰岩、岩屑凝灰岩在带内聚集相对集中;而跨越D2、D3岩性带, 存在两条磁异常带, 一条为北西向, 一条为北东向, 推断北西向磁异常由隐伏断层或破碎带F1引起, 而北东向磁异常由次一级断层或破碎带或浅表层板状异常体F2引起;D2岩性带中部偏南处还存一个近东西向的磁异常, 推断为次一级断层或破碎带或浅表层板状异常体F3引起;D4岩性带中部存在数个不规则异常块, 划分为磁异常区M3、M4, 每个磁异常块具有一定规模, 相互之间存在一定规律性, 推断为局部基性辉长岩或基性花岗 (斑) 岩构成的串珠状侵入体L1引起。整个勘查区含角砾凝灰岩、岩屑凝灰岩以及石英闪长岩、二长花岗岩岩体的地层, 岩性稳定, 延深较大。推断断层或破碎带F1延深到地表以下200 m后, 异常渐渐消失, 掩盖于背景异常之下;次一级断层或破碎带或浅表层板状异常体F2和F3向下延深50 m后, 磁异常均迅速尖灭;D2与D4岩性带背景异常在延深200 m后逐渐融为一体。

M1、M2异常区的划分主要以磁异常幅值结合物性资料及已经开展的地表地质工作情况为划分依据。由于M1、M2异常区处于同一岩性带D2内, 同处于推断断层或破碎带F1附近, 我们对异常的判断标准较为统一, 结合分析D2异常带对应的岩体、地层, 我们针对异常分区对应的区域演算了磁异常下限, D2异常带异常下限在700~800 nt之间, 我们将大于700 n T剩余磁异常区域及其相应的负异常区域判定为有价值异常。整个D2岩性带内能达到700 n T异常的异常区共2处 (M1、M2) , M1具有一定规模, 而M2受勘查范围所限, 其延伸情况未知, M1、M2异常在空间分布及异常形态上存在一些差异, 推断M1异常体受推断断层F1、F2影响, 受到多次挤压, 使其异常形态在小范围内发生较大的改变;M2异常形态却较为孤立。

D1、D2、D3、D4岩性带的划分与既有地质资料对应较好。异常划分见表1。

2异常特征及解释推断

勘查区共划分异常区4个, 异常编号为M1、M2、M3、M4, 见图2, 其中磁异常M1判为乙类异常。分析不同高度的上延数据图及垂向导数等值线图, 我们可以看出, M1异常范围较大且具有较大的极值范围, M1磁异常可以从中部将该磁异常划分为北部磁异常和南部磁异常, 北部与南部磁异常共同构成了M1磁异常, 但北部磁异常和南部磁异常在异常形态上具有相似性的同时也具有较大的差异性, 它们均为正负伴生磁异常, 磁异常幅值均较平缓, 但北部磁异常的负磁异常出现在正磁异常北面, 磁异常完整, 具有板状异常体异常特征, 推断该磁异常主要由推断次一级断层或破碎带F2引起, 而南部磁异常的负磁异常出现在正磁异常东面, 推断该磁异常主要受推断断层或破碎带F1影响, 正负磁异常的分异更大可能为岩性差异造成, 而受磁化方向影响因素较小。结合上延成果及垂向导数成果分析, M1南部磁异常不存在叠加异常, 而M1北部磁异常存在叠加异常, 在压制浅层局部异常后, M1北部异常的异常形态迅速消失, 其板状异常形态在下延50 m后, 逐渐尖灭, 而M1整体异常幅值衰减较慢, 推断地表50 m以下存在的异常体有进一步下延的趋势, 顶板中心埋深100~200 m, 并且该异常体才是构成M1异常的主异常体, 在M1异常区内, 地表几乎不能采集高磁性的岩石标本也印证了这一推断。推断本次勘查区内, 主要以铁矿为找矿目标, M1磁异常幅值偏低, 中浅层存在大量磁铁矿 (化) 聚集的可能性不大, 但是不排除存在磁黄铁矿 (化) 聚集或在深部存在磁铁矿 (化) 聚集的可能性。我们在M1异常区南北部异常分界带内范围布设精测剖面, 经过处理分析精测剖面数据, 结合2.5度正反演成果, 我们发现, 如果以物性测定参数来建模的话, 根本无法使正演曲线和实测曲线到达较好的拟合程度, 而将更高磁化强度和不同磁化方向的异常体带入模型, 置于M1异常南北部分界带对应区域, 却能够解决这一问题, M1磁异常幅值偏低, 中浅层存在大量磁铁矿 (化) 聚集的可能性不大, 这与M1异常处于推断断层或破碎带F1、F2夹角地段有关。数字处理手段与实际情况存在一定差异, 但是正反演成果为我们推断解释M1异常带来一个新的方向。其正反演成果也印证了这一推断。

M2异常区范围较小且由于勘查范围不足造成异常未圈闭, 该磁异常存在范围极值, 与M1不同的是, M2为正磁异常, 结合上延成果及垂向导数成果分析, M2磁异常不存在叠加异常, 其异常特征与M1南部磁异常相似, 顶板中心埋深100~200 m, 同样处于推断断层或破碎带F1附近, 有一定成矿前景。

M1、M2异常从空间分布上看, 存在一定规律性, 虽然在M1、M2异常之间, 异常形态断裂, 看似形成两个独立的异常不连续, 但是经分析推断M1、M2异常均与推断断层或破碎带F1相关, 顶板中心埋深100~200 m, 其成矿前景较好。

在M1、M2异常区区域内主要分布中低磁性的含角砾凝灰岩、岩屑凝灰岩以及低磁性甚至是负磁性的石英闪长岩、二长花岗岩等, 部分区域存在中等磁性的辉绿岩体、花岗 (斑) 岩。分析物性测定成果, 我们认为即便在物性测试测得标本数据普遍比新鲜露头测得标本数据偏高的情况下, 这些中低磁性甚至是负磁性的岩体无法引起M1、M2相对高磁异常。由于在地表能采集到大量岩屑凝灰岩、少量基性岩类, 推断在D2、D4岩性带下方, 可能存在富集的岩屑凝灰岩、基性辉绿岩、半深成-深成基性斑岩或其他在地表无法采集或极少量采集到标本的深成基性岩类。铁矿 (化) 与这些岩体存在什么关系, 还需要结合地质资料分析。M3、M4磁异常均处于推断侵入体带L1附近, 从地面高精度磁测扫面成果分析, 作为以铁矿为勘查目的, 异常幅值偏低, 仅仅局部存在个别极值点。但是经过处理分析1号精测剖面数据, 结合2.5度正反演成果 (见图3) , 我们发现, M3磁异常为数个叠加磁异常构成, 推断M3异常主体为板状异常可能性较大, 顶板中心埋深50~100 m, 顺层磁化, 有进一步下延的趋势;而M4异常主体为浅表层囊状异常可能性更大, 顶板中心埋深50 m以内。由正反演成果分析, M3异常体的产生的剩余磁化强度没有M4异常体产生的剩余磁化强度大, 但是M3异常体的延伸与延深范围更大, 由于在M3异常区内地表能发现一些矿化分布, 推断M3在深部存在矿产聚集的可能。异常推断详见表2。

基于Surfer的磁异常区评价 篇5

磁法勘探是发展最早、应用广泛的一种地球物理勘探方法。它是通过观测和分析由岩石、矿石或者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分布的规律。由于其轻便易行、效率高、成本低等优点, 已被广泛应用于直接寻找磁铁矿、固体矿产、油气构造的普查等很多领域。袁稳等[1]用VBA编写的程序, 快速处理及生成用以绘制平剖图的磁测数据, 并基于Surfer绘图软件生成所需要的平剖图, 通过验证, 不但方法快捷, 所得平剖图中正负异常与原始数据能够准确对应。葛志广等[2]根据磁测数据分别用不同的方法导入Surfer作图软件中, 分别得到了不同效果的等值线图, 可以满足不同应用的需求, 有利于正确研究、分析目标体。陈林[3]利用Surfer软件, 实现地磁数据等值线图和三维信息图的绘制, 使地磁数据信息可视化过程更加便捷高效, 便于对结果的分析。裴彦良等[4]利用Surfer等多种软件对数据进行处理, 以期使磁异常解释更加精确。此后周范军等[5,6]、郭毅[7]、徐如刚等[8]、王宏格[9]、王耀辉[10]等都结合实例用Surfer绘制平剖面图对异常区进行了解释, 聂文昌等[11]还结合剖面进行延拓, 对成矿远景区进行了预测。这些研究都为磁法找矿提供了依据, 证明磁法找矿具有良好的前景。

本次磁法勘探研究是对张家口市涿鹿县柳树庄铁矿区1∶1万地面高精度磁法测量数据进行整理, 用Surfer作图软件绘制等值线平面图, 并据此圈定磁异常, 确定找矿靶区, 分析其分布规律。

1 工区地质概况

柳树庄铁矿区位于涿鹿县柳树庄村以南, 董家庄村以东, 塔儿寺村以西。隶属涿鹿县矾山镇柳树庄村, 距涿鹿县城45 km, 距张家口市110 km。省道S241自矿区西侧通过, 矿区与外界有简易公路相通, 交通方便。

区内属中高山区, 山体总体走向呈南北向, 地形切割较强烈, 沟谷纵横交错, 坡度在10°~40°。地貌为燕山运动所造成, 大地构造为燕山沉降带, 北部为燕山支脉, 南部为太行山支脉。

矿区大地构造位置为中朝准地台 (Ⅰ2) , 燕山台褶带 (Ⅱ22) , 军都山岩浆岩带 (Ⅲ52) , 大河南台斜断块 (Ⅳ152) 与八达岭宆褶束 (Ⅳ162) 的接合部。区内广泛出露蓟县群、青白口群。主体由中~厚层砂砾质白云岩、厚~巨厚层 (含) 藻团砂屑白云岩 (局部富叠层石) 及富叠层石硅质条带白云岩组成, 中部偶夹纹层状泥晶白云岩及藻席白云岩, 厚221.0 m。矿区内出露的地层只有中、新元古代蓟县群雾迷山组和铁岭组。分布于太平堡—水关口一带, 在苇子村和上梨园一带也有零星分布, 主要岩性为流纹岩及石英砂岩。深成侵入岩, 主要岩性为黑灰色中粒闪长岩。

勘查区内有1条较大断层。断层面走向45°~55°, 倾向315°~320°, 倾角65°~70°, 长度3.60 km, 宽度10 m~50 m, 展布形态为直线型, 断层性质为正断层, 断面特征为角砾岩、碎粉岩。断层面上矿化蚀变有硅化、褐铁矿化、碳酸盐化等。

2 前处理

1) 测地和磁测仪器性能指标验证。野外定点采用手持式GPS, 为了保证精度, 开工前对使用的5台GPS做了参数的统一设置和一致性试验。试验证明了GPS的一致性满足工作的要求。

磁测采用CZM-4质子磁力仪, 开工前进行了仪器噪声水平测定和一致性测定。试验指标均满足设计及规范要求。

2) 参数的统一设置。坐标系统为1954北京坐标系。点位显示格式为高斯投影三度带的直角坐标系, 单位为m。具体设置User UTM Geid界面:中央子午线为E114°00'00″, 投影比例+1.000 000, 东西偏差+500 000.0 m, 南北偏差0.0 m。

测网网度为100×20 m, 测线方向127.5°, 测线方向垂直于接触带走向。测量工作采用GPS定位、航迹监控的方法。

3) 野外数据处理。对于野外采集的数据, 要先进行编辑, 前后对比去除岐变点、突变点的数据, 去除的数据不超过1%, 所有数据都经100%复算;然后经过正常场改正、日变改正、测线调差等一系列处理, 最后求出ΔT值。

3 磁异常解译过程

磁异常处理以总基点参数值作的各项改正值求出的ΔT值作平面数据处理, 结合该区的实际材料图、ΔT平面等值线图, 参照图面反映的曲线形态、异常形态内容, 结合收集到的地、物、化探等资料内容对本次实测结果进行综合研究分析。

首先, 对实测结果进行数据网格化、后经滤波处理去除地表小的磁性干扰物引起的不规则磁异常, 以真实反映地质体深部的ΔT场特征, 起始等值线大于3倍的测量均方差, 异常梯度较小时以50 n T为间隔绘制, 在测区异常梯度较大时以100 n T间隔勾绘。

区内磁场展布大致由两部分组成, 北部为负异常区, 南部为条带状分布的正异常区。北部负异常背景区磁场值大部分变化幅度不大, 负异常极值一般在-400 n T。南部正异常磁场值一般在50 n T~350 n T之间, 异常走向为北西—南东向。

磁异常分布情况如图1所示。

异常位于矿区的中、南部, 北西走向, 成串珠状, 西北及东南两端未封闭, 异常宽约400 m, 带长约900 m, 具多个异常中心, 异常峰值都较低, 在300 n T左右。异常北西侧伴生负异常, 极小值在-1 000 n T以下。

化极后, 在垂直磁化条件下, 平面异常总体形态变化不大, 串珠状异常变为条带状, 异常总体向北偏移大约50 m (见图2) 。

经对化极后磁场的平面向上延拓, 当上延50 m时, 浅表部干扰形体和局部异常已消失, 磁异常条带状特征显著, 梯度由陡变缓, 整体异常衰减较大, 中部异常基本消失。上延100 m时, 随着上延高度的增加, 异常形态更加宽缓, 中、西部异常消失, 东部异常极值为250 n T。上延200 m时, 等值线变得更加稀疏, 东部局部异常范围继续缩小, 异常最大值为200 n T。由以上磁异常特征可知, 引起异常的地质体埋藏较浅。

4 结语

隆东井田重磁异常的地质意义 篇6

1 井田地质概况

1.1 区域地质概况

隆东井田位于邢台市隆尧县城以东5km处, 其西北以9号煤层露头为界, 东南以隆尧断层为界, 东西两侧均以断层为界, 面积约30km2, 为新生界覆盖隐蔽型煤田。太原组8号煤为全区稳定可采煤层, 厚度0.64~3.13m, 平均厚度2.16m。隆东井田分布于冀东南沉降区中部西侧, 隆尧断凸东部。井田内构造以断裂为主, 且均为正断层, 断层走向大致沿北北东-北东向, 除边界断层以外, 区内所分布的断层断距均小于50m;西南部褶曲比较发育, 主要有北吴町向斜和南吴町背斜, 褶曲轴向与断层走向极为相近。

2 重磁异常特征

重磁资料具有覆盖面积广、信息量大、数据处理方法成熟、资料容易获取等特点, 是研究区域地质的重要物探资料[2], 对于研究井田内部岩浆侵入体位置有着重要意义。沉积岩与结晶岩之间有一个密度差为0.3g/cm3的分界面。新生界较下伏岩层密度较小, 所以在隆起区域的重力异常变化主要由结晶基底和奥陶系地层的隆起造成的。沉积盖层基本无磁性, 磁异常背景往往反映磁性结晶基底的起伏变化或局部磁异常, 可以推断沉积盖层与基底构造的相互关系。

2.1 区域重磁异常特征

邢台-石家庄区域重力异常值变化为-350~1000g.u.。重力等值线的总体展布方向呈北东向或北北东向。以石家庄-邢台一线为界, 以东平原区以降低的重力异常为特征, 以西等值线逐渐升高呈北北东向延伸的重力异常。东北部平原区, 即临城-隆尧-巨鹿一线以北, 重力场重力异常负值形成圈闭, 其走向呈北东向。重力异常正、负相间分布, 大致反映了区域构造的基本特征, 特别是断裂、基底隆起和坳陷盆地。在邢台、广宗、隆尧附近重力高, 重力异常值为-350~500 g.u., 展布方向呈北东向。为河北平原区内部次一级的断凸构造单元。

磁异常展布方向大致沿北北东向和东西向, 并局部形成正、负相间的圈闭。在石家庄-邢台一线以西, 高频正负磁异常相间排列, 展布方向多变, 多为北北东向、北东向和北西向, 磁异常值-50~300n T。临清坳陷内磁异常值南部较高, 在宁晋、隆尧、巨鹿磁异常值低, 磁异常值变化为-150~500n T。重磁异常特征反映了本区较厚的沉积层与复杂的断裂等地质构造。区内的地层走向, 断层走向及褶曲轴向由于受基底结构的控制, 多为北东向及北北东向。

2.2 井田重磁异常特征

在航磁异常等值线图上明显的在隆东井田部位出现有局部高磁异常, 呈椭圆状圈闭, 其长轴走向北东。推断以旧城为中心有一岩浆侵入体, 推测此岩体距地面1 125m, 倾向南东。

3 岩浆侵入体特征

邯邢地区分布有数个小岩体, 如符山、綦村、矿山村等岩体, 各岩体的分布沿北北东向展布, 均产于断裂带中, 受断裂控制。浅成岩浆变质作用, 岩浆主要侵入煤系, 侵入深度约为500~1500m, 以小型中酸性和中基性侵入体为主, 煤级分带窄、范围小, 沉积盖层较薄, 断层发育。结晶基底和奥陶系石灰岩要比其它沉积盖层岩石导热率高。正是由于岩浆的强烈活动, 岩浆侵入及其水和CO2热液的渗滤与扩散, 决定了岩浆侵入的速度和能力, 而且以不同热传递方式对上伏岩体的烘烤, 形成了地热异常, 使煤质发生变化。

隆东井田以第5勘探线为界, 其西煤层埋深大致为550~600m;其东变为700~900m。航磁异常等值线的形态与高变质煤种的分布情况基本相吻合, 另据区内3~4钻孔8号煤层煤岩镜下观察结果发现, 煤层中见有很多与岩浆岩活动相关的气孔[3], 判定隆东井田煤层旧城附近主要受区域岩浆热变质作用, 东部地区由于煤层埋深较深, 煤变质程度属中等, 主要受区域变质作用的影响。综上所述, 隆东井田煤变质成因主要是受区域变质作用和区域岩浆热变质作用共同叠加造成的。

4 煤质变化规律

8号煤层煤种较多, 有无烟煤、贫煤、焦煤、肥煤、气肥煤、气煤、1/2中粘煤等, 主要以焦煤、气肥煤为主。由于岩浆侵入体提供了低煤级烟煤向高煤级无烟煤转化的热动力, 造成环旧城附近宽缓的煤级分带。据煤质、煤样化验资料整理分析, 结果显示煤中的挥发分随与旧城距离的增加而升高 (图2) 。各牌号煤种沿地理平面呈条带状分布, 不同牌号煤种在煤田平面内形成一系列平行条带。8号煤层煤类牌号处于中等煤变质阶段以上, 如6-7号勘探线上的补-8号钻孔和4-6号钻孔等煤质分析属于无烟煤, 区域大范围内分布了焦煤、气肥煤和贫煤。

本区煤系地层及煤层属于陆相及海陆交互过渡相沉积, 8号煤层厚度变异系数为0.210, 全区稳定可采。煤类为焦煤及气肥煤, 多为低-中灰, 高硫, 高挥发分, 中-高发热量, 特低-低磷煤, 粘结性强, 焦煤及气肥煤胶质层厚度10.0~37.0mm之间 (表1) , 煤层不能单独炼焦, 可以做炼焦配煤。

5 结论

隆东井田局部高磁异常, 是由磁性岩浆岩体引起的。由于区内钻探未有直接揭露岩浆侵入体, 推断岩浆岩赋存在奥陶系石灰岩中, 由于岩浆热液的渗滤和扩散对围岩的烘烤, 是本区煤变质分带的主要热源。区内煤变质作用主要受区域变质作用影响, 叠加了岩浆热变质作用。受岩浆热源的影响, 煤种变化以旧城为中心向外呈条带分布, 旧城为无烟煤, 向外逐渐过渡为贫煤、焦煤、气肥煤和气煤。从旧城附近的钻孔测温成果来看, 地温梯度为2.72℃/hm, 地温属正常区, 对以后煤矿开采活动影响不大。

摘要：根据区域重磁异常特征研究及其数据处理成果, 初步揭示隆东井田内主采煤层石炭纪太原组8号煤层煤质变化规律及影响因素。为今后充分利用该煤炭资源, 有一定的实用意义。

关键词：重磁异常,岩浆侵入,煤变质,隆东井田

参考文献

[1]河北煤田地质局著.河北煤田地质与勘查技术[M].北京:煤炭工业出版社, 2007.6.

[2]曹代勇, 关英斌等.沁水煤田东部构造特征研究[M].重庆:重庆大学出版社, 1996.11.

磁异常特征 篇7

目前, 在航磁解释中常用的弱小磁异常提取方法有平滑窗口求剩余、二次多项式拟合求剩余、原平面磁场减去上延到某一高度的磁场求剩余, 等等。这些方法在一定程度上消除了强磁背景, 突出了弱小异常, 但在消除强磁背景的同时, 局部弱小异常的幅值损失较大, 有的方法在处理之后还会出现假异常。结果, 去除背景场较彻底, 局部弱小异常的幅值损失小, 因而显得清晰, 易于辨认。

1 小波变换的原理、算法与实现

小波变换与傅氏变换一样, 都是用一组基函数逼近。在傅氏变换中, 基函数是三角调谐函数。傅氏变换只能获得函数的整体频谱而不能获得函数的局部特性。

小波变换通过对一个小波母函数作扩展与平移变换构造出一组不同尺度的基函数, 把函数分解成不同尺度的成分, 从而做到既反映信号的整体频谱特征, 又能保留任一局部范围的变化细节。当扩展因子取小值时, 小波波形窄, 小波变换突出高频成分 (波数) ;扩展增加, 小波波形变宽, 用于突出低频成分;位移因子起平衡作用。

在这里, 并没有要求小波基为正交的, 但正交小波基则在小波变换中有很多优点。。Daubechies给出一组有限支集上的正交小波基, 以此为例, 介绍离散小波变换 (DWT) 的算法。

用一组系数表示小波, 称为小波滤波系数。Daubechies给出一套小波基, 包括最局部性的小波基和非常圆滑的小波基。最简单的只有4个系数。用这4个系数可以组成变换矩阵, 矩阵中空白元素都为零。这个矩阵相当于一组具有固定扩展因子和不同平移因子的小波。

变换矩阵的奇数行和偶数行表示两个系数不同的滤波器。两个滤波器的作用分别是提取信号中的平均圆滑成分和变化细节部分。在这种意义下, 它们是一对“镜滤波器”。用变换矩阵与输入信号序列左乘, 就把信号分解成表示信号圆滑成分的S1部分和表示信号局部变化的D1部分。两部分长度相等, 都是输入信号长度的1/2。然后, 把变换矩阵的行列数减半, 再与S1部分左乘, 把S1分解成S2和D2两部分。S2部分是输入信号的加大一倍尺度的平滑成分, D2为相应尺度上的变化成分。把变换矩阵的行列数减半, 相当于小波函数的扩展因子加倍。上述作法不断重复, 就可以把输入信号序列分解变换为序列, N是输入信号序列的长度。Sm表示信号的最基本的平均圆滑趋势, 表示信号的不同尺度的变化细节。这种逐层递推的变换过程称为金字塔算法。

逆变换矩阵就是正变换矩阵的转置矩阵。小波变换同时具有空间域和频率域良好的分析性质。小波变换可将信号分解成不同频率成分, 而且可以通过伸缩, 平移聚焦到信号的任一细节加以分析。这就是小波变换的重要特色, 也是它与傅氏变换不同之关键所在。正是由于小波变换具有这样的特性, 使它成为信号分析的有效工具, 在很多领域得到广泛应用。在地球物理领域的应用包括异常分解、检测信号的奇异性等方面, 利用小波变换的异常分解特性, 提取弱小磁异常。

2 小波变换的应用效果

实验区磁场分布的特点是盖层区磁场平缓, 幅值在一300~200n T;基底出露区磁场变化剧烈, 为杂乱磁场区, 幅值在一100~500 n T。区内局部异常差异较大, 幅值10~n X、102n T, 宽度几十米到几公里不等。试验的目的是突出宽度小于1 000m的局部异常。方法的应用效果可以通过目标异常的清晰度、背景场去除程度和有用信息的损失程度来衡量。试验区中较有代表性的1280测线小波变换前后的对比结果, 该测线能较好地代表测区的磁异常形态。在剖面19 km之前部分和24.5km之后部分反映盖层区相对平缓磁场, 叠加其上的局部小异常是我们的研究对象。其中10km附近强磁场部分反映龙宝山中生代侵入岩体, 强磁异常主要是较强磁性的闪长岩, 闪长玢岩和一些夕卡岩化岩石的综合反映。该岩体及周围分布有金的化探异常和金矿化点, 叠加在强磁背景之上的弱小异常应引起重视。19km至24.5km之间反映的是基底出露区一些磁性包体、变粒岩等产生的杂乱磁场;24.5km附近的磁场梯度带对应于燕-甘断裂带;19km附近磁场突变处对应于郑城一梁丘断裂的延伸部分。经小波变换后可看出, 区域背景磁场均被滤去, 经分解后局部异常得到不同程度的增强, 因而显得更为清晰、突出。

小波变换前后异常一一对应, 没有出现假异常;被突出的这些大小不同的异常, 规模大多在1km之内, 幅值没有明显的损失, 相反, 个别异常分解之后却更为明显。不管是背景去除方面, 还是信噪比方面, 小波变换方法处理效果是明显可见的。

小波变换方法应用软件经过不断的改进和调试, 已可用于解释处理, 数据格式为航磁ASCII码OPT。该方法在山东枣庄工区的实验结果与在这一地区采用的原平面减去上延150m高度的残差得到的剩余异常相比较, 具有明显的优越性, 因此, 值得在其他地区进一步实验, 以期得到推广应用。

摘要：目前, 在航磁解释中常用的弱小磁异常提取方法有平滑窗口求剩余、二次多项式拟合求剩余、原平面磁场减去上延到某一高度的磁场求剩余, 等等。这些方法在一定程度上消除了强磁背景, 突出了弱小异常, 但在消除强磁背景的同时, 局部弱小异常的幅值损失较大, 有的方法在处理之后还会出现假异常。结果, 去除背景场较彻底, 局部弱小异常的幅值损失小, 因而显得清晰, 易于辨认。

关键词：小波,变换方法,提取,弱小,磁异常,效果

参考文献

[1]物化探局调查组.航空物探工作在地质部[J].航空物探技术, 1988.[1]物化探局调查组.航空物探工作在地质部[J].航空物探技术, 1988.

磁异常特征 篇8

1 矿井瞬变电磁法基本原理

矿井瞬变电磁法勘探属于全空间效应的勘探方法, 它利用不接地回线在井下巷道内设置通以一定电流的发射线圈, 并在其周围空间产生稳定的一次电磁场。当电流突然断开时, 由该电流产生的磁场也立即消失。为维持发射电流断开之前存在的磁场, 岩层中被激发出感应电流, 使磁场不会即刻消失。发射电流断开的瞬间, 最初激发的感应电流集中于巷道附近岩层中, 随着时间的推移, 巷道周围的感应电流逐渐向外扩散, 其强度逐渐减弱。在断开发射电流后的任一时刻, 感应涡流在巷道内产生的磁场可以等效为一个水平环状的电流磁场。这些等效电流环像从发射回线中“吹”出来的一系列烟圈, 因此将巷道顶、底板导电岩层中涡旋电流向外扩散的过程形象地称为“烟圈效应” (图1) [5,6,7,8,9,10]。

2 物理模拟实验方法

实验仪器为澳大利亚生产的Terra TEM型瞬变电磁仪。依据物理模拟相似性准则[7], 用铜棒模拟低阻陷落柱, 采用多匝小线圈重叠回线装置进行模拟实验。铜棒直径为6.5 cm、高度为20 cm、电导率为1.56×107S/m。实验模型为全空间均匀介质 (空气) 模型。

实验时, 将铜棒分别竖直放置在模拟工作面底板不同垂直距离h位置处, 每个高度分别按线圈架设方位角α (线圈平面与水平面间的夹角) 为75°、60°、45°、30°、15°五个方向探测 (图2) 。通过对比分析不同高度位置、不同角度探测的低阻异常体响应特征, 探讨改变探测线圈与异常体之间的距离h以及线圈架设方位角α对工作面底板低阻异常体空间定位的影响规律, 进行工作面底板低阻异常体的定位技术研究。

3 实验结果及分析

图3为铜棒距工作面底板5 cm (h=5 cm) 时的视电阻率断面图。从图3中可以看出, 在铜棒垂直深度不变的情况下, 当线圈与水平面的夹角α分别为75°、60°、45°、30°、15°时, 低阻响应先是依次增强, 低阻异常区域范围增大, 在α=30°时低阻响应达到最强, 而后在α=15°时又开始减弱。

图4、图5分别为铜棒距工作面底板10 cm (h=10 cm) 和15 cm (h=15 cm) 时的视电阻率断面图。分析图4、图5可知, 铜棒距工作面底板10 cm (h=10 cm) 和铜棒距工作面底板15 cm (h=15 cm) 时的低阻响应特征类似:铜棒垂直深度不变的情况下, 当线圈与水平面的夹角α分别为75°、60°、45°、30°、15°时, 由于线圈与铜棒的耦合变化及线圈探测距离的影响, 低阻响应特征均为先依次增强, 低阻异常区域范围增大, 在α=30°时低阻响应达到最强, 而后在α=15°时稍微减弱, 与α=30°时总体变化不大。

图6为铜棒距工作面底板20 cm (h=20 cm) 时的视电阻率断面图。分析图6可知, 铜棒垂直深度不变的情况下, 当线圈与水平面的夹角分别为75°、60°、45°、30°、15°五个角度时, 由于线圈与铜棒的耦合变化及线圈探测距离的影响, 在α=75°时几乎没有出现低阻异常;随后, 低阻响应依次增强, 低阻异常区域范围增大。值得注意的是, 铜棒在该垂直深度下并未出现如h=5 cm、h=10 cm和h=15 cm中先增强再减弱的情况。

综合对比分析图3—图6可知, 同一角度探测时, 不同垂直深度的铜棒所引起的低阻异常具有以下规律。

(1) 随着深度的加大, 低阻异常响应减弱, 相对低阻区域的视电阻率值相对增大。

线圈与异常体的垂直距离h=5 cm时, 从α=15°到α=75°, 均有低阻异常响应。其中, α=45°、30°、15°方向响应都很强烈, 而α=60°、75°方向的响应与h=10 cm时α=30°、45°方向的响应相差不大。

线圈与异常体的垂直距离h=10 cm时, 仅有α=30°探测方向有较强的低阻响应, 但依然比h=5cm时的要低很多;α=75°方向低阻响应很弱;其他方向有低阻响应, 但响应不强。

线圈与异常体的垂直距离h=15 cm时, 仅有α=15°、30°方向有低阻响应, 但响应不强;其他方向低阻响应很弱。

线圈与异常体的垂直距离h=20 cm时, 仅有α=15°、30°方向有微弱的低阻响应, 其他角度几乎都没有低阻响应, 尤其是α=75°方向。

之所以产生上述现象, 这是因为感应涡流环 (“烟圈”) 形成的锥体与铜棒切割的磁力线越多, 感应的二次场越强, 感应涡流场衰减速度越小。

(2) 当α不变时, 随着深度的加大, 铜棒与探测线圈的距离越来越远, 铜棒切割的磁力线减少, 一次场的传播受铜棒的影响程度减弱, 感应二次场也逐渐减弱, 所以低阻异常响应减弱。

(3) 当h不变时, 随着α的变化, 感应涡流环 (“烟圈”) 形成的锥体与铜棒切割的磁力线会发生变化, 因而接收到的感应电动势大小也会发生变化。

h=5 cm、h=10 cm和h=15 cm三种深度下, 低阻异常响应均是先随着α的减小而逐渐增强, 在α=30°时达到最大。这是因为随着α的减小, 铜棒切割的磁力线增加, 一次场的传播受铜棒的影响程度增强, 感应二次场也逐渐增强, 所以低阻异常响应逐渐增强;随后又在α=15°时低阻异常响应减弱, 这是由于铜棒长度的限制, 在α=15°时, 线圈探测角度 (线圈法线与水平面间的夹角) 过大, 导致铜棒切割的磁力线减少, 感应二次场减弱, 低阻异常响应减弱。

在h=20 cm时, 铜棒引起的低阻异常响应并没有出现先增强后减弱的情况。这是因为在小角度 (α较大) 探测时, 铜棒与探测线圈的距离过大, 铜棒切割的磁力线较少甚至没有切割, 感应二次场较弱, 低阻异常响应较弱甚至没有响应;而在线圈探测角度较大 (α较小) 时, 随着α的减小, 铜棒切割的磁力线增加, 一次场的传播受铜棒的影响程度增强, 感应二次场也逐渐增强, 所以低阻异常响应逐渐增强。

4 结论

采用物理模拟实验的方法, 对矿井瞬变电磁法探测工作面底板异常体空间定位技术进行了研究, 实验结果表明:向工作面底板进行多角度探测时, 随着异常体与底板之间距离的增加, 大角度探测时低阻响应会越来越弱, 直至消失;当异常体与底板之间的距离增加到一定程度时, 所有向底板方向的探测都将无法探测到低阻异常体。在井下实际施工过程中, 可以选择多个角度向底板探测, 使地质异常体与探测回线达到最佳耦合状态, 从而进一步精确地对工作面底板异常体进行空间定位。

参考文献

[1]邵爱军, 刘唐生, 邵太升, 等.煤矿地下水与底板突水[M].北京:地震出版社, 2001.

[2]施龙青, 韩进.底板突水机理及预测预报[M].徐州:中国矿业大学出版社, 2004.

[3]刘树才, 岳建华, 刘志新.煤矿水文物探技术与应用[M].徐州:中国矿业大学出版社, 2006.

[4]岳建华, 甘会春.矿井瞬变电磁法及其应用[C]//中国地球物理学会年会论文.南京:南京师范大学出版社, 2003.

[5]于景邨.矿井瞬变电磁法勘探[M].徐州:中国矿业大学出版社, 2007.

[6]牛之琏.时间域电磁法原理[M].长沙:中南大学出版社, 2007.

[7]蒋邦远.实用近区磁源瞬变电磁法勘探[M].北京:地质出版社, 1998.

[8]于景邨.矿井瞬变电磁法勘探[M].徐州:中国矿业大学出版社, 2007.

[9]LEE T.Estimation of depth to conductors by the use of electromagnetic transients[J].Geophysics, 1977 (65) :61-75.

磁异常特征 篇9

1 工区地质概况

预查工区南北长5.98 km, 东西宽5.75 km, 面积约23.11 km2, 综合前人资料和本年内的野外地质调查资料, 区内出露的地层主要有中元古界熊耳群鸡蛋坪组、马家河组和官道口群高山河组、龙家园组、巡检司组和第四系沟系沉积物。野外填图过程中所见地层主要为中元古界熊耳群鸡蛋坪组、马家河组和官道口群高山河组、龙家园组。各时代地层的分布总体均呈东西向走向分布。

2 已发现矿化点分布

地质测量前期踏勘过程中, 在区内发现两条铁矿化脉和一个铅锌矿化脉, 但无具体坐标。

Ⅰ号铁矿化脉长约1 700 m, 沿断裂带分布, 受断裂控制, 矿化脉宽1~6 m不等, 发育磁铁矿化、褐铁矿化, 走向近东西向, 倾向北北东, 倾角75°。

Ⅱ号铁矿化脉长约1 500 m, 沿断裂带分布, 受断裂严格控制, 铁矿体宽1~5 m不等, 发育磁铁矿化、褐铁矿化, 走向近东西向, 倾向北北东, 倾角75°左右。

踏勘过程中在两个铁矿化脉连续打块取样分析MFe38.78%~44.48%。

铅锌矿化脉长约600 m, 沿断裂带分布, 走向近东西向, 倾向北, 倾角约85°, 地表发育褐铁矿化, 局部见星点状方铅矿化、闪锌矿化, 连续打块样分析铅0.01%~0.10%。

3 区内地球物理特征

根据1∶5万高精度地面磁测资料, 区内栾川-黑沟断裂以北的华北陆块南缘的磁场主要表现为梯度值小, 异常面积大, 正负磁异常过渡的特点, 反映了华北陆块南缘卢氏-栾川陆缘褶皱带的火山岩与岩浆活动的状况以及古老地层基底隆起特征。秦岭造山带磁场呈正负相间出现、幅值变化较大的特征, 说明可能属于老的变质基底。

通过圈出的ΔT磁异常综合分析可以看出, 区内ΔT磁异常总体呈北西或北西西向带状展布, 其长轴方向与区域构造线基本近似。这些磁异常与区内构造和地层分布关系密切, 异常长轴多为近东西向和北西西向, 或沿地层或构造带成串珠状分布。

磁异常与矿化的关系密切, 无论磁铁矿床还是沉积型赤铁矿都表现为强正磁异常。斑岩型和矽卡岩型钼 (钨) 矿多与燕山期中酸性小岩体有密切的成生关系, 区内的夜长坪大型钼矿、后瑶峪钼钨多金属矿等均位于正磁异常与低磁异常的梯度带附近。

4 电性参数统计

按岩、矿石特征分类进行, 统计ηs、ρs的变化范围和算术平均值。 (见表1)

5 使用装备及主要技术参数

供电电源使用7.5 kW重庆翼虎发电机, 工作仪器是重庆数控技术研究所研制的WDFZ-5T型大功率智能发射机一套, WDJS-3/6数字直流激电接收机一台。供电电极使用1.5 m长铁电极, 测量电极用不极化电极 (极罐) , 供电导线使用内芯6 mm2铜导线, 测量导线用内芯为2 mm2铜导线。

6 典型物探综合剖面图解释

Ⅰ号剖面激电中梯极化率ηs异常的总体分布规律是:剖面异常一般规模较小, 激电异常幅值也较弱, 单个激电异常宽度一般为20~40 m, 异常形态窄幅频繁跳跃, 类似于脉状地质体形成的异常。

从Ⅰ剖面中梯剖面成果看, 激电异常集中于800~900号点、1160~1720号点。异常大多同时表现出高阻特征, 因此推测在该区可能为石英脉型磁铁矿 (化) 地质体。

该次激电测深成果最大供电极距ab/2进行到1 500m, 探测深度按ab/4进行估算, 大约探深750m。因为剖面及测深异常不符合层状地质体的理论模型, 该次对测深异常不进行数值模拟正反演计算。

从1剖面测深成果来看, 激电异常主要表现为直立条带状形态, 剖面左侧异常以浅部为主, 至深部异常呈局部形态, 异常从浅至深连续性不好。其中920点、1200点等处浅部异常稍强, 延深不大。剖面中部的1300点、1540点等处浅部异常较弱, 但中深部异常连续性较好, 规模也相对较大。剖面右侧的1600~1720段异常以浅部为主, 但有几十米的延深, 异常强度也较强。1剖面视电阻率异常也主要表现为直立条带状形态, 在600、1160、1380、1600、1720等点处出现高阻异常。其中600点处的视电阻率异常以中深部为主, 但没有激电异常配合;1160点处的视电阻率异常以中深部为主, 中深部激电异常较弱;1380、1600点处的视电阻率异常以中深部为主, 中深部与激电异常配合较好;1720点处的视电阻率异常延深较小, 浅部与激电异常配合较好。

综上所述, 比较有意义的高阻高极化异常位于剖面中部的1300点、1540点处;剖面右侧的1600、1720等点处虽然异常延深不大, 但激电异常强度较高, 也可进行探索。

7 结论

(1) 勘查区物性测定成果表明, 矿体与围岩有明显的电性差异, 因此, 工作区具备采用地质-物探模式找矿的基本前提是:矿化类型及矿物组合决定了矿 (化) 体具有“高阻、高极化”的物性特征, 与围岩有明显的物性差异。简单的地质背景也给找矿提供了便利的条件。采用地质-物探两者相结合的方法在该矿区取得了一定的物探数据和有用信息, 说明此次物探勘查工作所选择的工作方法是可行的。

(2) 激电勘查的地质效果明显。激电中梯工作在矿区圈定了多个高阻高极化异常, 通过对异常的分析研究, 定性解释推断, 确定了进一步进行测深工作的靶区。同时, 利用激电对称四极测深点资料对中梯异常进行了解剖, 尽可能地对矿 (化) 体相应部位的顶部埋深、延伸情况做出定性判断。

(3) 物探推断圈定的矿 (化) 体有待于工程验证。为了从整体上把握矿区的成矿规律, 建议首先利用物探资料并结合地质情况对高值高极化异常有利成矿之地段进行山地工程揭露, 验证异常性质, 取得找矿突破。

参考文献

[1]河南省有色金属地质矿产局第四地质大队.河南省卢氏县成家山矿区铁矿预查物探工作报告[R].2014.

[2]中华人民共和国地质矿产部.[DZ/T]电阻率剖面法技术规程[S].中国标准出版社, 1993:2-6.