重力勘探—重力异常的数据处理 - 图文

第四章 重力异常的数据处理

布格重力异常反映了地壳内部物质密度的不均匀性，即从地表到地下

几十公里的地壳深部，只要物质密度横向发生变化，在地下不同的空间和范田内形成剩余质量，就可以引起地表的重力异常。 定性解释侧重于判断引起异常的地质原因，并粗略估计产生异常的地

质体的形状、产状及埋深等。

定量解释则是通过理论计算．对地质体的规模、形状、产状及埋深等

作出具体解答。

重力异常的推断解释的步骤：

① 阐明引起异常的地质因素 具体地说，就是确定异常是浅部因素还是深部因

素引起，是矿体还是构造或其它密度不均匀体(岩性变化、侵入体等)的反映。——定性解释

② 划分和处理实测异常 重力异常图往往是地表到地球深处所有密度不均匀体

产生的异常的叠加图象。为了获取探测对象产生的异常，需要将它们进行划分。不同的研究目的提取的异常信息不同，例如，矿产调查要提取队是矿体或没部构造产生的局部异常；而深部重力研究的目标正好相反，需要划分出的是反映地壳深部及上地幔的区域异常。

③ 确定地质体或地质构造的赋存形态 一是根据已知地质体或地质构造的

形状、产状及埋深等．研究它们引起的异常的特征，包括异常的形状、幅度、梯度及变化规律等。二是根据异常的形态及变化规律等，确定地质体或地质构造的形状、产状、埋深及规模等。前者足由源求场，称为止(演)问题；后者是由场求源，称为反(演)问题。正问题是反问题的基础，而求解反问题则是定量解择的最终目的。

§4.1 重力异常的主要地质原因

一．地壳深部因素

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莫霍洛维奇面：地壳与上地馒之间存在着一个界西

地壳厚度各地不同，大陆平原地区大约20～30km，高山区为40～60km，西藏高原达60km以上，海洋区为10～20km，最薄处仅数公里。这一界面上下物质密度差达0.3g／cm3以上，界面以上的硅镁层密度为2.8～3.0g／cm3，硅侣层为2.5～2.7g／cm3，界面以下物质密度为3.3～3.4g／cm3。

该界面的起伏引起地表重力变化的特点是导常分布植围广，幅度变化大。地形海拔越高，地壳越厚，布格重力异常就越低，而海洋地区一般显示重力异常高。

地壳厚度变化与布格力异常存在近似的线性关系。内比可见，地壳深部对重力异常的影响主要来源于莫氏界面的起伏。重力异常形态与地形起伏呈镜像关系。

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图4-1 青藏高原布格重力异常，地壳厚度和地形剖面图

高原地区地形越高，地壳厚度越大，沉积层越厚，常有强达-4000～-5500g.u.的异常(图4-1)；大陆平原地区地壳厚度减小，沉积层仅数公里，重力异常强度一般为正负几百重力单位；海洋地区显示重力正异常，强度最大可达3000～4000g.u.

2．结晶基岩引起的重力异常

在沉积岩不厚、结晶基底较浅的地台区，其基底一般由强烈变质的各种类型的结晶片岩、片麻岩、大理岩等组成。同时还有各种类型的侵入岩，成分变化较大。此外，由于受到构造运动的影响，结晶基岩形成褶皱和断裂，这就造成结晶基岩内部的物质密度发生横向变化而引起地表重力异常。在结晶基底深度较大地区，覆盖层有巨厚的沉积岩系，在这种情况下，基岩内部的岩性变化和构造对重力异常影响相对减弱，基岩顶面的起伏变化则相对的对重力异常有较大影响。结晶基岩的平均密度为2.7～2.8g／cm3，上覆沉积岩平均密度为2.5～2.6g／cm3，所以它们之间往往形成剩余密度为0.1～0.3g／cm3的密度分界面。在结晶基底密度较均匀的情况下，重力异常主要反映了结晶基岩表面的起伏，它的隆起和坳陷是划分地质构造单元的重要依据。

由于我国大多地区下古生界地层(以灰岩为主)和结晶基底无明显的密度变化，而下古生界地层与上覆沉积岩之间却有明显的密度差别。这时，根据重力异常研究基底起伏时，基底就可能是包含了结晶基底和下古生界的沉积基底，人们往往把两者统称为基底。

3．沉积岩层的构造和岩相变化

沉积岩系不同时代和不同岩性的地层往往存在着密度差异。明显的密度界面除前面所说的下古少代基底的顶界瓦之外，还有州L个界面上下存在着密度捏Srl，并且这些界面又往往与地质界而相吻合，这是利用重力勘探研究沉积岩层区域性和局部性构造的依据。这些外面往往也是地震勘探的波阻抗界面、屯法勘探的导电性界简，例如煤系地层的底部与央陶系灰岩的界面。当沉积岩内部有裕皱、尖灭、断裂构造使密度界面陨之起伏和紫断时，就会引起巫力异常变化，这类异常的幅度一般为100g.u．左右或者更小，分布范围也较小，一般数平方公里到数百平方公里。

沉积岩内部岩相变化、砾石层局部堆积、岩浆岩入侵体等,也能引起局部重力异常的变化。

4．金属矿体和其它地质原因

一般金属矿体的密度比围岩大的多，通常有1～3g/cm3的密度差别，但因其范围较小，如埋藏较深时，引起的重力异常很微弱，所以勘探金属矿应使用高精度重力仪。

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在地表附近的浅层，如果物质密度不均匀也会引起重力异常，如地下洞穴、煤矿区的采空区或巷道、陷落柱等都能引起重力异常。

上述各种因素所发现的重力导常特征是不相同的，在研究某种地质原因引起的重力异常时，必须根据其特征加以区分。

数据处理的目的

1） 消除重力测量和对测量结果进行校正时引进的一些偶然误差或

与勘探目的无关的某些近地表小型密度不均匀体的干扰； 2） 从叠加的异常中划分出与勘探目的有关的异常； 3） 进行位场转换，以满足解异常反问题的需要。

如：将△g→→Vxz Vzz

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§4.2 重力异常的平滑

一、剖面异常的平滑方法

1、徒手平滑法

要求：① 圆滑偏差小于实测异常的均方差；

② 曲线围成的面积不变，中心不变。

2、线性平滑公式

1三点： g(0)?[g(?1)?g(0)?g(1)] 3

1五点： g(0)?[g(?2)?g(?1)?g(0)?g(1)?g(2)] 53、二次曲线圆滑处理

g(x)?a0?a1x?a2x2 1[17g0?12(g?1?g1)?3(g?2?g2)] 五点： g0?35

1[7g0?6(g?1?g1)?3(g?2?g2)?2(g?3?g3)] 七点： g0?21

二、平面异常的平滑方法

1、线性

2、二次曲面平滑公式

三、多次线性内插

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§4.3 重力异常的识别

一、区域异常和局部异常

区域异常：分布较广的中、深部地质因素所引起的重力异常

特点：幅度和范围都比较大，梯度小

局部异常：相对区域因素而言范围有限的研究对象（构造、矿产）

引起的异常

特点：幅度和范围都比较小，梯度大

剩余异常：从布格异常中去掉区域异常后的剩余部分。

局部异常和区域异常是一对相对的概念，如研究浅部地质构造问题，研究对象引起的异常称为局部异常，把较深部的地质原因引起的异常作为区域性异常。当研究结晶基底时，就把结晶基底引起的异常作为局部异常，地壳界面引起的异常称为区域异常。

除区域异常和局部异常外，凡是比勘探对象更浅层或地表的原因引起的异常统称为浅层干扰异常。此外，干扰异常也包括偶然的测量误差、各项校正的误差等。这些干扰因素往往使重力异常出现某些跳变，使异常曲线呈锯齿状。在对异常进行解释前，必须消除这些无意义的跳变，使曲线光滑。

叠加在区域背景场上的局部异常可使实测异常产生某些畸变，但从布格异常等值线平面团上仍能识别局部异常的某些特征。

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二、重力异常的划分

划分重力异常一般采用两类方法：一类是将总异常分解为几个不同的部分，把需要的保留下来，不需要的消除掉；另一类是位场转换方法。至于从复杂的干扰背景上划分有用异常，常用的方法有数字滤波及相关分析等。

1、图解法

1）直线法 2）圆滑曲线法

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2、平均场法

在一定范围内（剖面、平面上）的区域异常可视为线性变化 1）偏差值法

2）圆周法（多边形法）

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区域异常变化平缓，在量板圆周范围内可以认为是呈线性变化的，因此圆周各点上区域异常的平均值应近似等于量板中心点的区域异常使。但局部异常的分布范围却十分有限，在量板圆周上的局部异常呈现出正、负交替或幅值迅速衰减的情况，它们的平均值几乎趋于零。因此，只要量板的圆周半径取得合适，圆周上各点的布格异常平均值?g就不包含局部异常成分，而只含区域异常，且与量板中心处的区域异常值相近，即

?g??g区域

所以，从量板中心的布格异常值中减去平均重力值，就近似得到了局部异常值。

?g区域??g??g

下是江苏某铁矿区：布格异常等值线平面图。是用六边形量板得到的局部重力异常等值线平面图，图中出现了明显的异常封闭圈。在穿过局部异常中心的I-I’面上，272号钻孔于156m深处见到厚达144m的铁矿层。

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§4.4 位场转换

一、位场转换的主要内容

① 由观测平面上△g—→同一平面上的Vxz Vzz ② 由观测平面上△g—→任意高度上的△g

在无质量分布区域，引力位V满足拉普拉斯方程

重力异常△g也满足拉氏方程

第一类边界条件：

?2???????????解得：

f(x,y,z)?x2??f(x,y,z)?y22??f(x,y,z)?z22?0f(x,y,z)z?0?f(x,y,0)已知 f(x,y,z)z???0f(x,y,z)?向上延拓：

?z2???f(?,?,0)[(x??)?(y??)?z]2223/2d?d? ?g(0,0,?h)?

h2????g(?,?,0)(?2??2?h)23/2d?d? 位函数的计算：把观测面看作为面密度为

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?(?,?,0)?12?G?g(?,?,0)的无限大的等效物质面。

V(x,y,?z)?

12????g(?,?,0)[(x??)?(y??)?z]2221/2d?d?二度体：

?g(0,?h)?

h?????g(?,0)????h22d? 二、重力异常的解析延拓

1、二度体向上延拓公式：

?g(0,?h)?0.2951?g(0,0)?0.1653[?g(h,0)??g(?h,0)]?0.0660[?g(2h,0)??g(?2h,0)]?0.0325[?g(3h,0)??g(?3h,0)]?0.0190[?g(4h,0)??g(?4h,0)]

?0.0124[?g(5h,0)??g(?5h,0)]?0.0087[.......

2、向下延拓公式：

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?g(0,h)?3.7048?g(0,0)?1.1653[?g(h,0)??g(?h,0)]?0.0660[?g(2h,0)??g(?2h,0)]?0.0325[?g(3h,0)??g(?3h,0)]

?0.0190[?g(4h,0)??g(?4h,0)]?0.0124[?g(5h,0)??g(?5h,0)]?0.0087[......

由上两式可见，随着|x|增大,式中的系数迅速减少。换算时，应根据异常的大小及精度要求，合理地取计算点数。

三、重力位高次导数法

重力位二次垂向导数Wzz(即比例，有利于异常的划分。

??g?z)和三次垂向导数Wzzz(即

??g?z22)可改变异常所含成分的

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上图为两个大小不一、中心埋深也不相同的球体。浅部小球的异常在实测异常中并不显著，但对该异常求取二次垂向导数(即Wzzz)后．深部大球引起的“区域异常”受到压抑．而浅部小球引起的“局部异常”得到充分显示，因此，高次导数异常就是局部异常。

重力位高次导数还可以区分多个地质体的叠加异常。征两个平行排列的水平圆柱体上方，它们的?g异常已经叠加在一起，完全反映不出下面的地质体。重力二次垂向导数清晰地显观出了它们各自的异常。

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本文来源：https://www.bwwdw.com/article/ehwf.html