СПОСОБ ОПРЕДЕЛЕНИЯ СТАЦИОНАРНОГО ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ ПРИ ПРОВЕДЕНИИ МОРСКОЙ МАГНИТНОЙ СЪЕМКИ
METHOD OF DETERMINING STATIC GEOMAGNETIC FIELD DURING SEA MAGNETIC SURVEY

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 [1-3], 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 [2, 3]. Ввиду отсутствия серийных морских МВС способ [1] в основном применяется при съемке со льда, когда в качестве МВС используют сухопутные магнитометры. Точность данных способов не превышает 5-10 нТл.
В известных способах [4, 5] 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 [4, 5], в которых для контроля используют данные МВС, расположенные в относительной близости от района исследований.
В известном способе [7] 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, достигают десятков нанотесл.
Известны также способы [8-10], 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, установленными на движущихся носителях, разнесенных на известное (заданное) расстояние вдоль направления движения, 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 вычитают из непосредственно измеренных.
Геомагнитное поле (ГМП), измеряемое в движении, является сложной функцией времени Т [х(t), у(t), z(t), t], полная производная которой равна [11]:
где  - вектор скорости носителя.
c
в
В первом приближении измеренные значения можно представить в виде суммы стационарной и вариационной составляющих: Т [x(t), y(t), z(t), t]≈T(x,y,z)+Т(t).
Тогда при движении в плоскости по направлению  из (1) следует:
с
в
откуда видно, что при одновременном измерении полного поля Т и градиента его стационарного Т можно вычислить вариации Т, если известна скорость носителя. При дискретных измерениях значение градиента (производной) поля по направлению  на базе Δх на i-шаге вычисляют как:
интегрирование данных преобразуется в суммирование:
n
c
n
в
а разность Т(x, t)-T(x)=Т (t) определяет вариации.
в
В общем случае суммарную относительную погрешность измерения вариаций данным методом δ можно выразить [11] через:
и
где М - инструментальная погрешность магнитометра;
l
δ - погрешность, обусловленная колебаниями базы измерений;
в
δ - погрешность, обусловленная градиентами вариаций;
ν
δ - погрешность за счет ошибок судового лага;
и
δ - погрешность интегратора;
А - средняя амплитуда измеряемых вариаций ГМП;
n - число циклов суммирования.
в
3
3
∂
и
в
и
ν
x
x
в
3
-3
Из анализа выражения (5) видно, что при суммировании данных происходит накапливание ошибок, т.е. возможности метода ограничены числом циклов n, при котором σне выйдет за пределы заданного значения σ. В процессе измерений при накапливании погрешности до σ рекомендуется [11] начать новый цикл интегрирования от нового уровня. Например, при измерениях в море при цикле Δt=10 c и общей продолжительности интегрирования около 3 час (n=10), используя жестко установленный градиентометр (δ=0) с М=δ=0,1 нТл и считая погрешности интегратора и измерения скорости малыми (δ≈δ≈0), по формуле (5) можно оценить, что при средней амплитуде вариаций А=100 нТл средняя квадратичная погрешность измерения вариаций σ≤6%. По данному способу можно учесть и измерить вариации ГМП с частотой f≤ν/Δx, что при Δх=100 м и ν=10 уз. будет соответствовать f≤0,05 Гц (Т>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 ΔТ на базе 1-5 м составит 0,04-0,2 нТл, что потребует повышения точности измерения ГМП до ~10 нТл. В настоящее время такие чувствительности принципиально возможно получить с помощью криогенных и некоторых типов квантовых магнитометрических преобразователей [12].
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.
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 [4, 9, 13], лишает градиентометрический способ его универсальности.
Общим недостатком известных способов является относительно низкая точность измерения вариаций стационарного геомагнитного поля.
Повышение точности при измерении вариаций стационарного геомагнитного поля достигается в известном способе определения стационарного геомагнитного поля при проведении морской магнитной съемки, заключающемся в одновременном измерении вариаций геомагнитного поля двумя или более магнитометрическими преобразователями, установленными на движущихся носителях, разнесенных на заданное расстояние вдоль направления движения, в котором один магнитометрический преобразователь дополнительно разнесен по вертикали на расстояние 100-200 метров от морской поверхности, с возможностью перемещаться 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 [15].
Новые возможности повышения точности учета вариаций в известном способе [15] появляются за счет использования при площадной съемке не только научно-исследовательского судна, снабженного буксируемым дифференциальным магнитометром (градиентометром) и идущего по маршрутному галсу, но и его штатного вертолета, оборудованного 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, используют данные опорного маршрута вертолетной съемки. Используя значительное преимущество вертолета в скорости, этот маршрут прокладывают вдоль основного направления движения судна и завершают в точке окончания его галса, начиная с которой вертолет выполняет 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. Это обусловлено тем, что магнитные составляющие естественного электромагнитного поля (ЕЭМП) меньше, чем электрические зависят от характера геоэлектрического разреза вдали от горизонтальных неоднородностей.
В работе [14] 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.
n
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 [14]. 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. В работе показано, что модульный δT-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 δT на направление вектора , так как . Кроме того, в глубоководных районах (с глубиной h) буксируемый со скоростью ν Т-магнитометр регистрирует практически только переменную часть ГМП на частотах
1
2
Отсюда следует, что в глубоководных районах вблизи магнитного экватора существует возможность на основе синхронных измерений с помощью буксируемого T-магнитометра и измерителя горизонтальной составляющей электрического поля оценить величину входного импеданса и построить часть кривой МТЗ в диапазоне частот f<f<f, 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 δT, вызываемую накоплением ошибок при интегрировании (5).
1
1
N
c
N
в
c
Известный способ [15] реализуется следующим образом. Посредством измерительной аппаратуры, установленной на судне и вертолете, выполняют измерения. В данные, полученные посредством аэромагнитометра, вводят поправку за вариации δT(t) по данным судового градиентометра, где . Поскольку линейная часть дисперсии погрешности градиентометра σ в соответствии с (5) пропорциональна времени t, то при достижении судном точки N в момент t=l/ν 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 tпроизводится съемка полигона размером l×L (где  где n - коэффициент отношения ν к ν, k - величина, обратная величине между галсовыми расстояниями (степень плотности галсов), m - расстояние между галсами. Далее цикл съемки может повторяться.
Однако условия измерений на борту летательного аппарата менее благоприятны, чем на судне в силу обстоятельств, обусловленных нерегулярными долгопериодическими вертикальными и горизонтальными ускорениями с периодом 30-100 с и более, а также необходимостью учета скорости и высоты полета.
В связи с этим в конструкции измерительной аппаратуры и в методике измерений должны учитываться специфические особенности съемки с борта летательного аппарата, в том числе и определение поправок за долгопериодические вертикальные ускорения. При этом определение поправок должно осуществляться методом, не зависящим ни от инерционных сил, ни от силы тяжести, иначе поправка будет содержать погрешность из-за изменения величины g по маршруту. Использование для этой цели барометрического измерителя вертикальной скорости летательного аппарата, имеющего невысокую точность, не всегда приводит к желаемым результатам.
Задачей предлагаемого технического решения является повышение точности при измерении вариаций стационарного геомагнитного поля.
zz
zx
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 движущихся носителях, разнесенных на заданное расстояние вдоль направления движения, в котором один магнитометрический преобразователь дополнительно разнесен по вертикали на расстояние 100-200 метров 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, введен еще один магнитометрический преобразователь, размещенный в толще морской среды на носителе, представляющем собой самоходный управляемый аппарат, оснащенный навигационными и гидроакустическими средствами измерения и связи, дополнительно измеряют наклонения вектора магнитного поля, по которому определяют отношение составляющих гравитационного поля V и V, при этом второй дополнительный магнитометрический преобразователь установлен с возможностью его перемещения вдоль направления движения первого магнитометрического преобразователя, с последующим его перемещением поперек направления движения первого магнитометрического преобразователя со скоростью движения выше или ниже скорости первого магнитометрического преобразователя, по крайней мере, на порядок.
На летательном аппарате установлен протонный магнитометр типа ELSEG или аэромагнитная градиентометрическая система типа HAGS (в зависимости от класса летательного аппарата.
На судне установлен протонный магнитометр типа G-8, совместимый с судовыми средствами навигации и системой стабилизации судна. На самоходном управляемом подводном аппарате установлен магнитометр-градиентометр типа GSM. Выбор данного измерителя обусловлен тем, что при измерении параметров вектора индукции геомагнитного поля (ГМП) основным препятствием к получению достоверной информации о пространственном распределении ГМП являются его временные вариации, наиболее сильно проявляющиеся в высоких широтах. Автоматическое исключение влияния вариаций в процессе съемки обеспечивается при использовании магнитометров-градиентов, которые состоят из двух измерительных систем: магнитометрической - для измерения разностного сигнала от двух датчиков и пространственной - для измерения значений разности глубин по направлению движения самоходного управляемого подводного аппарата, при этом относительные погрешности измеряемых величин будут равны.
Как известно (см. например, Гравиразведка. / Справочник геофизика под ред. Е.А.Мудрецовой, К.Е.Веселова. - М.: Недра, 1990, - 606 с.; Магниторазведка. / Справочник геофизика под ред. В.Е.Никитского, Ю.С.Глебовского. - М.: Недра, 1990 - 470 с.), гравитационное поле и аномальное магнитное поле Земли являются потенциальными и имеют следующие общие свойства:
- описываются уравнением Пуассона;
- связь между магнитными и гравитационными потенциалами для однородных масс описываются формулой Пуассона;
- магнитный и гравитационный потенциалы при выполнении измерений вне источников полей описываются уравнением Лапласа;
- аналитические зависимости моделей однородных источников в форме шара или кругового цилиндра по выбранным для вычисления производной ускорения силы тяжести и составляющих геомагнитного поля совпадают с точностью до постоянных коэффициентов.
Связь параметров магнитного и гравитационных полей подтверждена на практике (см., например, В.Н.Луговенко, А.В.Пчелкин, И.В.Луговенко. Сравнение аномальных геофизических полей и их интерпретация. / Геомагнитизм и аэрополия, 1999, т.39, №2, с.137-140) на основе сравнения их автокорреляционных функций (таблица), где:
Модельные зависимости
Магнитное поле
Гравитационное поле
(вектор)
(вектор)
Оценка потенциала с источником поля
ΔU=-ρ
Δ(V)ρ=4πP(ρ)
Оценка потенциала без источника поля
ΔU=0
Δ(V)ρ=0
Уравнение для шара с постоянной плотностью
H=-ξMξx/(x<sup>2</sup>+ξ<sup>2</sup>)<sup>5/2</sup>
Vxz=-3Gξx/(x<sup>2</sup>+ξ<sup>2</sup>)<sup>5/2</sup>
Z=M(2ξ<sup>2</sup>-x<sup>2</sup>)/(x<sup>2</sup>+ξ<sup>2</sup>)<sup>5/2</sup>
Vxz=Gm(2ξ<sup>2</sup>-x<sup>2</sup>)/(x<sup>2</sup>+ξ<sup>2</sup>)<sup>5/2</sup>
Уравнение для цилиндра
H=-2M2ξx(x<sup>2</sup>+ξ<sup>2</sup>)<sup>2</sup>
Vxz=-4Gλξx/(x<sup>2</sup>+ξ<sup>2</sup>)<sup>2</sup>
Z=2Mξ<sup>2</sup>-x<sup>2</sup>/(x<sup>2</sup>+ξ<sup>2</sup>)<sup>2</sup>
Vxz=Gλ(ξ<sup>2</sup>-x<sup>2</sup>)/(x<sup>2</sup>+ξ<sup>2</sup>)<sup>2</sup>
Связь параметров гравитационного и магнитного полей для моделей шара и цилиндра
Нш=VxzM/Gm
Нц=VxzM/Gλ,
Zш=VzzMGm
Zц=VzzMGλ
Связь параметров гравитационного и магнитного полей через уравнение Пуассона
Xs=(JxVxx+JyVxy+JzVxz)
Ys=(JyVxy+JyVyy+JzVyz)
Zs=(JxVxz+JyVyz+JzVzz)
U, V - скалярный потенциал магнитного и гравитационного полей;
H, Z - горизонтальная и вертикальная составляющие вектора магнитного поля;
G - постоянная тяготения;
X, ξ - положение точки в плоскостной системе координат;
М, m - магнитная и гравитационная масса;
Р(ρ) - определение плотности тяготеющих масс;
λ - эффективная масса единицы длины;
J, Jx, Jy, Jz - напряженность (интенсивность) намагничения и ее составляющие;
Xs, Ys, Zs - результаты измерения магнитного поля на судне.
Выражение из четвертой строки таблицы равно: .
Для определения пространственного вектора гравитационного поля введен аналогичный угол гравитационного наклонения θ. Тогда в соответствии с выражениями (строки 4 и 5 таблицы) следует, что для произвольного шара (цилиндра) аналитическая зависимость магнитного и гравитационного наклонения в одной системе координат совпадает, т.е.
.
Из формул (6) и (7) следует, что tgθ=tgJ.
Следовательно, по результатам измерений наклонения вектора магнитного поля может быть определено отношение составляющих гравитационного поля Vzz и Vzx.
Общность аналитических зависимостей описания геомагнитного и гравитационного полей с точностью до постоянных наблюдается для шаровидных и цилиндрических объектов. Для объектов сложной формы совпадение аналитических зависимостей не наблюдается. Однако практические измерения как магнитного, так и гравитационного полей показывают, что модели шара и цилиндра при расстояниях, удаленных от источника (примерно на расстояние, превышающее размер источника), применимы и к реальным источникам с незначительной погрешностью.
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. Ривин Ю.Р., Ставров К.Г. Временные вариации геомагнитного поля. / Раздел монографии "Учет временных вариаций при проведении морской магнитной съемки". М.: ИЗМИРАН, 1984. - С.3-18.
3. Магниторазведка: Справочник геофизика. / Под ред. В.Е.Никитского, Ю.С.Глебовского. - М.: Недра, 1990. - С.151, 179-188, 216-220.
4. Гордин В.М., Розе Е.Н., Углов Б.Д. Морская магнитометрия. - М.: Недра, 1986, с.58-71, 97-103.
5. 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.
6. 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.
7. 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. - С.265 с.
8. Авторское свидетельство СССР №739454.
9. 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.
10. Семевский Р.Б. и др. Специальная магнитометрия. - СПб.: Наука, 2002. - 228 с.
11. Семевский Р.Б., Чернобуров Е.И., Поддубный А.И. Измерение вариаций геомагнитного поля в движении. // Геофизическая аппаратура. 1977. - Вып.61. - С.46-50.
12. Афанасьев Ю.В.. Студенцов А.В., Хорев В.Н. и др. Средства измерений параметров магнитного поля. - Л.: Энергия, 1979. С.120-139, 229-242.
13. 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.
14. Сочельников В.В. Основы теории естественного электромагнитного поля в море. - Л.: Гидрометеоиздат, 1979. - С.140-155, 162-165.
15. Патент RU №2331090.