СПОСОБ РАСШИРЕНИЯ РАЙОНОВ ПРИМЕНЕНИЯ НАВИГАЦИИ ПО МАГНИТНОМУ ПОЛЮ
METHOD FOR WIDENING MAGNETIC FIELD NAVIGATION APPLICATION AREAS

Изобретение относится к области навигации по геофизическим полям и может быть использовано при навигации аэроносителей в труднодоступных районах, навигации подводных аппаратов при поисках месторождений полезных ископаемых на больших глубинах на акваториях, и при навигации аэроносителя, измеряющего современное магнитное поле, по старым эталонным картам магнитного поля для увязки полей между собой и переноса современных координат на эталонные (старые) карты - «увязка координат».
Известен способ определения своего места кораблями и самолетами по рельефу морского дна или местности, соответственно [1].
Известно также техническое решение в данной области при определении своего места носителем магнитометрической аппаратуры по эталонному магнитному полю Земли [2].
Из известных способов и технических решений оба источника [1, 2] являются наиболее близкими к заявленному решению.
Недостаток известных способов [1, 2] заключается в том, что навигация по магнитному полю не может осуществляться на всех территориях и акваториях Земного шара, т.к. многие районы не имеют достаточной для навигации плотности сети наблюдения эталонного магнитного поля Земли и даже имеются «пустые» участки, где магнитные съемки отсутствуют. При навигации по рельефу один и тот же носитель не может осуществлять определения своего места над местностью и на акваториях. По магнитному полю, к примеру, аэроноситель может осуществить навигацию как над территориями, так и на акваториях. Целью настоящего изобретения является возможность осуществления магнитной навигации в любых районах Земного шара, где магнитная навигация известными способами не может быть выполнена или выполняется с большой погрешностью.
Поставленная цель достигается тем, что производится измерение модуля магнитного поля Земли на профиле с подвижного носителя, карты магнитного поля Земли мелкого масштаба или на отдельных маршрутах, и/или рельефа местности, и/или батиметрических данных, и/или спутниковой альтиметрии на акваториях, и/или карты структурных горизонтов (сейсмических, гравитирующих, электрических), локальные геологические объекты, данные о физических свойствах пород, теоретические, лабораторные или экспериментальные зависимости между различными физическими свойствами пород в заданном районе и/или регионе.
При этом, согласно изобретению, используя имеющиеся зависимости между физическими свойствами пород и геофизическими полями, дополнительно к редким данным по магнитному полю Земли выполняют вычисление псевдомагнитных аномалий по имеющимся геофизическим полям и геологическим разрезам, коррелируют наблюденное поле со всеми псевдомагнитными аномалиями и выбирают те псевдомагнитные аномалии, которые с ним (реальным полем) коррелируются, с помощью множественной регрессии вычисляют весовые коэффициенты различных псевдомагнитных аномалий, суммируют эти аномалии с учетом весовых коэффициентов, полученную сумму отождествляют с эталонным магнитным полем Земли исследуемого участка и определяют точные координаты носителя путем сопоставления информации, полученной с помощью бортовой системы измерения магнитного поля Земли, с эталонной информацией о поле в вычисленных псевдомагнитных аномалиях посредством вычисления некоторого функционала типа корреляционной функции и поиском экстремума этой функции.
Такое конструктивное выполнение способа расширения районов применения навигации по магнитному полю позволяет осуществлять навигацию в районах, где магнитное эталонное поле изучено слабо или местами и даже отсутствует полностью.
Это достигается следующим образом.
Неотъемлемой частью всех навигационных систем по геофизическим полям является ЭВМ на борту носителя, датчики скорость и курса. Это постоянно обеспечивает приближенную навигацию, которая уточняется по геофизическому полю.
Навигация по аномальному магнитному полю относится к методам высокоточной навигации. Осуществляется она путем сопоставления выполненных ранее съемок, т.н. эталонных съемок, с выполненными измерениями для определения местоположения носителя в момент измерения. Осуществляется она путем сопоставления выполненных ранее съемок, т.н. эталонных съемок, с выполненными измерениями и для определения местоположения носителя в момент измерения. Сопоставление наблюденного с носителя магнитного поля Земли с эталонным производится обычно путем оценки функционала типа взаимокорреляционной функции и поиском экстремума этой функции.
В настоящее время высокоточной аэромагнитной, гидромагнитной и наземной съемками покрыты многие районы. Погрешность съемки в этих районах достигает 1-2 нТл. Это надежные эталонные участки для магнитной навигации и/или корректировки навигационных параметров носителя по магнитному полю.
Однако многие районы до сих пор покрыты лишь региональными съемками или только редкой сетью региональных маршрутов. Навигацию по таким полям осуществлять можно лишь с большой погрешностью. Требуется найти такие способы, с помощью которых можно повысить точность навигации в таких районах. Для этого необходимо повысить точность эталонных магнитных аномалий. Это можно сделать путем вычисления дополнительных теоретических магнитных аномалий по известным в исследуемом районе другим геофизическим полям и геолого-геофизическим разрезам. Это будут т.н. псевдомагнитные аномалии, с помощью которых можно повысить точность навигации по магнитному полю во много раз.
Необходимо отметить связь между потенциалом притяжения и магнитным потенциалом, а также между некоторыми вторыми производными гравитационного потенциала и составляющими напряженности магнитного поля H и Z. Связь между производными магнитного и гравитационного потенциала может быть использована при интерпретации данных гравитационной и магнитной съемок, в т.ч. при пересчете данных одних съемок в другие [3].
Так, по распределению поля силы тяжести, вычисляются производные магнитного потенциала [4]. Также псевдомагнитные аномалии используются для интерпретации данных магнитных и гравитационных съемок. Если псевдомагнитные и реальные магнитные аномалии совпадают, то магнитное и гравитационное поля обусловлено одними и теми же причинами. Расхождение между этими аномалиями свидетельствует о существовании только гравитирующих или только магнитных объектов [5].
Гравитационное поле может быть измеренным (аэро, надводные и наземные съемки), альтиметрия на акваториях, поправки Буге, вычисленные по рельефу дна моря или дневному рельефу, или вычисленные по другим геофизическим методам (сейсморазведка, электроразведка и др.) и/или результатам их интерпретации.
Сопоставление плотности пород с другими физическими свойствами выявляет определенные статистические связи между ними, хотя и ограниченные многими условиями. При постоянстве модулей упругости скорость распространения упругих волн в большинстве случаев пропорциональна плотности: более плотные породы характеризуются повышенной скоростью упругих волн. Общей закономерной связи плотности пород с магнитной восприимчивостью не наблюдается. Породы, имеющие одинаковую плотность, могут в зависимости от условий их образования обладать совершенно различной магнитной восприимчивостью. Магнитная восприимчивость магматических пород растет с повышением их плотности и основности. Между плотностью и магнитной восприимчивостью осадочных пород корреляционной связи не обнаружено.
При ионной проводимости и постоянной минерализации поровых вод для изверженных и осадочных пород наблюдается прямая зависимость удельного электрического сопротивления от плотности. Присутствие электронопроводящих минералов приводит к повышению плотности и к уменьшению удельного электрического сопротивления. С увеличением минерализации пластовых вод электрическое сопротивление снижается, плотность при этом может остаться неизменной [4].
В справочнике геофизика [4] приводятся плотности интрузивных пород, эффузивных пород различного состава и возраста, метаморфических и осадочных пород, а также взаимосвязь плотности с другими физическими свойствами горных пород:
- между удельным электрическим сопротивлением и плотностью пород устанавливается прямая корреляционная связь при условии ионной природы проводимости постоянства степени минерализации пластовых и поровых вод;
- скорость распространения упругих волн пропорциональна плотности пород при определенных значениях и постоянстве модулей упругости.
Поэтому в случае использования таких приближенных зависимостей они могут быть уточнены на этапе вычисления нормированных по наблюденному МПЗ псевдомагнитных аномалий.
Для вычисления псевдомагнитных аномалий может быть предложена следующая последовательность действий: вычисляется плотность по электрическим и скоростным свойствам разреза, по реальной плотности и вычисленной решается прямая задача гравиразведки, а полученные гравитационные аномалии пересчитываются в псевдомагнитные [5].
При наличии информации о дневном рельефе и глубинах моря вычисляются поправки Буге, которые характеризуют поверхностный и зачастую более плотный и поэтому магнитный слой переменной мощности. Поэтому он может иметь значимую долю в наблюденном поле и должен быть пересчитан прямо (но это трудоемко для расчетов магнитного поля) или через гравитационное поле в псевдомагнитные аномалии [5]. Точно так же спутниковая альтиметрия, призванная уточнить гравитационное поле Земли на акваториях, пересчитывается в псевдомагнитные аномалии.
Получение псевдогравитационных, а затем псевдомагнитных, или сразу псевдомагнитных аномалий может быть выполнено по теоретическим, лабораторным или экспериментальным зависимостям между физическими свойствами пород.
При наличии нескольких вариантов выбор оптимального производится путем оценки информативности по корреляции измеренного на профиле с носителя реального магнитного поля и различными псевдомагнитными аномалиями.
Псевдомагнитные аномалии обычно вычисляются по локальным аномалиям, локальным объектам, структурным горизонтам и др. принятым в каждом методе геологическим моделям. Поэтому в псевдомагнитные аномалии вводится попрака за нормальное поле. В этом случае наблюденные реальные аномалии сравниваются с псевдоаномалиями. Однако для исключения ложной корреляции за счет нормального поля корреляцию следует рассматривать без нормального поля в обеих аномалиях. В этом случае из реальных аномалий на протяженном маршруте, длиной не менее 50 км, требуется вычесть линейный тренд, который может быть отеждествлен с нормальным полем.
Значение нормального поля на эпоху проведения реальных измерений вычисляется также теоретически.
Главное магнитное поле Земли определяется источниками, находящимися в жидком ядре и на границе ядро-мантия. Это поле характеризуется наличием как глобальных, так и региональных аномалий и непрерывно изменяется во времени, т.е. характеризуется так называемым вековым ходом. В задачах геолого-геофизической интерпретации аномального поля неправильно определенный уровень нормального поля представляет собой дополнительный источник погрешности.
Поскольку на территории России отсутствует сеть опорных измерений векового хода геомагнитного поля, для целей интерпретации нами используется мировая модель нормального поля. Эта модель основана на представлении нормального поля в виде ряда по сферическим функциям, коэффициенты которого определяются каждые 5 лет на основе мировой сети магнитных обсерваторий.
где X, Y, Z - соответственно северная, восточная и вертикальная составляющие;
R - средний радиус Земли, r - расстояние от точки до центра Земли;
λ - долгота, θ=π/2-φ - дополнение до широты;
n
i
m
P (cosθ) - присоединенная функция Лежандра первого рода;
n
n
m
m
g , h  - сферические гармонические коэффициенты.
Начиная с первых спутников, оборудованных аппаратурой для измерений компонент геомагнитного поля, и по настоящее время именно спутниковые данные позволили более точно описать пространственную структуру поля на акватории океанов и в высоких широтах. В результате качество представления моделью структуры поля на территории России, несмотря на отсутствие специальных измерений, повысилось. Коэффициенты мировой модели, получившей название IGRF, т.е. Международное геомагнитное поле относимости, обсуждаются и принимаются на специальной сессии Международной Ассоциации Геомагнетизма и Аэрономии IAGA. Там же эти коэффициенты подвергаются корректировке в случае необходимости. В настоящее время порядок полиномов увеличен до 13-го, а соответствующее число коэффициентов, подлежащих определению, до 195. Преимущество этой модели состоит в том, что по IGRF коэффициентам значение компонент главного геомагнитного поля может быть рассчитано в любой точке земного шара, на любой высоте и на любую дату. IAGA принята также компьютерная программа, позволяющая провести такие расчеты, доступная на сайте Ассоциации. Между фиксированными 5-летними эпохами коэффициенты модели определяются линейной интерполяцией. Кроме того, модель предусматривает прогностические коэффициенты векового хода на последующие 5 лет.
Увеличение скорости изменения геомагнитного поля в районе северного магнитного поля привело к тому, что прогноз векового хода для высоких широт может не вполне отражать региональные особенности и требует постоянной корректировки. Однако в отсутствии других источников информации мы вынуждены использовать для выделения нормального поля IGRF прогноз с 2005 до 2010 года.
Для учета не сферичности Земли нами используются параметры эллипсоида Красовского с полуосями A=6378.16 км и B=6356.776 км.
Любые трансформации магнитных и гравитационных полей, начиная с самого простого пересчета поля вверх, требуют нормировки трансформированных значений. Тем более требуется нормировка для вычисленных по разрезам аномалий, для которых используются приблеженные физические свойства пород.
Нормировка псевдомагнитных аномалий может быть выполнена путем корреляции отдельных локальных аномалий на профиле (площади) псевдомагнитных аномалий и профиле реальных аномалий. Например, это может быть выполнено способом обратных вероятностей [4]. Однако это трудоемкий процесс и он может быть заменен более простым способом.
i
Пусть на профиле вычислено несколько псевдомагнитных аномалий PM(x), вычисленных по разным объектам, разрезам и/или геофизическим полям, где х - координата, и наблюденное поле T(x).
Найдем зависимость:
1
1
2
2
m
m
1
0
T(х)=aPM(х)+aPM(х)+…+aPM(x)+cx+c
1
m
1
0
Где a…a - весовые коэффициенты; (сх+с) - линейный тренд, который может быть отждествлен с фоном или нормальным полем Земли.
Неизвестные весовые коэффициенты и коэффициенты линейного тренда оцениваются по методу наименьших квадратов. После перемножения весовых коэффициентов на псевдомагнитные аномалии и суммировании этих произведений получим нормированные псевдоаномалии, которые можно сравнивать с наблюденными с подвижного носителя аномалиями, и определять по максимальной корреляции положение носителя. Сравнение происходит на участке, длина которого определяется по числу независимых точек (m) измерения магнитного поля с подвижного носителя.
н
к
Если σ - требуемая погрешность навигации, а σ - погрешность навигации эталонной (магнитной или псевдомагнитной) карты, то [6]:
и число точек определяется как
R
R
Число точек m может быть также определено по корреляции (R) между реальными измерениями и эталонными аномалиями, ошибки которой σ опять зависит от m. Число точек m достаточно, когда R при увеличении числа m (на некоторые Δm) не изменяется в сторону увеличения меньше σ. Однако определение m - это уже другая задача.
Предложенный способ нашел применение в нескольких задачах.
Во-первых, привязка новых профильных (в т.ч. на редких геотраверсах) аэромагнитных съемок на удаленных акваториях к старым картам МПЗ до появления спутниковой навигации.
Во-вторых, даже после появления спутниковой навигации остались проблемы, связанные с координированием автономных необитаемых подводных аппаратов и в работах с очень редкой сетью реальных магнитных съемок.
В связи с этим, стал вопрос о необходимости прогнозирования аномалий МПЗ по другим геофизическим полям, если соответствующие съемки были выполнены в исследуемом районе, или известно геологическое строение (разрезы сейсмические и другие), или известен рельеф дневной или подводный, полученные по тем или иным методам. Как пересчитать точечные аномалии (признаки) в аномалии МПЗ освещено в научной литературе по комплексной интерпретации и в справочниках по каждому из методов геофизики.
Очевидно, что теоретические аномалии будут найдены (по имеющимся признакам) не все те, которые могут быть обнаружены в наблюденном поле. Тем не менее, в теоретическом поле будет достаточно аномалий для взаимокорреляции с наблюденным полем. Кроме того, из наблюденного поля могут быть исключены некоторые аномалии во время расчетов по оценке весов используемых признаков. В этом уравнении порядок линейной составляющей на профиле может быть повышен до второго и даже третьего. Критерием его выбора может служить максимум корреляции нормированных признаков и наблюденных аномалий из которых вычтена эта составляющая.
Таким образом, в предложенном способе расширения районов (площадей) применения навигации по наблюденным ранее на редких (мелкомасштабных) сетях аномалиям МПЗ и рассчитанным теоретическим аномалиям по другим геофизическим аномалиям и признакам сводится к следующей определенной последовательности действий.
Производится измерение модуля магнитного поля Земли на профиле с подвижного носителя и по приближенным координатам подбираются карты магнитного поля Земли мелкого масштаба или на отдельных маршрутах. Кроме того, подбираются карты рельефа местности (или батиметрические данные), спутниковой альтиметрии на акваториях, карты структурных горизонтов (сейсмических, гравитирующих, электрических), локальные геологические объекты, данные о физических свойствах пород, теоретические, лабораторные или экспериментальные зависимости между различными физическими свойствами пород в заданном районе и другие имеющиеся признаки. Число дополнительных признаков может быть любым. Минимальное число - один, если, к примеру, это рельеф.
Используя известные зависимости между физическими свойствами пород и геофизическими полями дополнительно к редким данным по магнитному полю Земли в приближенно определенных по штатной системе носителя координатах выполняют вычисление псевдомагнитных аномалий по имеющимся геофизическим полям и геологическим разрезам. Затем выбирают такие такие псевдомагнитные аномалии, которые с наблюденным полем коррелируются и с помощью множественной регрессии, вычисляют весовые коэффициенты различных псевдомагнитных аномалий. Суммируют эти аномалии с учетом весовых коэффициентов и полученную сумму отождествляют с эталонным магнитным полем Земли исследуемого участка. Посредством вычисления некоторого функционала (типа корреляционной функции) между эталонным (реальным и псевдомагнитным) и наблюденным с подвижного носителя и поиском экстремума этой функции, определяют точные координаты носителя.
Список литературы
1. Способ определения своего места кораблями по рельефу морского дна. - Патент США, кл. 33-1, №3.212.189, опубл. 19.10.1965.
2. Белоглазое И.Н., Джанжгава Г.И., Чигин Г.П. Основы навигации по геофизическим полям. - М: «Наука». Главная редакция физико-математической литературы, 1985, 328 с.
3. Миронов B.C. Курс гравиразведки. - Л.: «Недра», 1972. 512 с.
4. Под ред. Никитского В.Е., Глебовского Ю.С. Справочник геофизика. - М: «Недра», 1980, 367 с.
5. Каратаев Г.И. Основные вопросы методы совместного анализа магнитных и гравитационных аномалий. - Вопросы разведочной геофизики, вып.2, - Новосибирск: Изд.: СО АН СССР, 1961, с.127-157.
6. Никитин А.А. Статистические методы выделения геофизических аномалий. - М: «Недра», 1979.