Плетнев С.В. Магнитное поле: свойства, применение

Подождите немного. Документ загружается.

График Z

будет иметь максимум над центром пласта и асимптотически

стремиться к нулю при удалении от пласта. В плане над пластом будут вытя-

нутые аномалии Z

одного знака. Анализируя формулу (2.13), можно найти

связи между глубиной залегания пласта (h) и х

1/2

, т.е. абсциссой графика, где

Za=Zmax/2; h=x1/2.

Магнитная масса единицы длины равна m=Jl=Z

max

μh/2. Заменив J~kТср,

получим l

=m/T

. Зная Т

СP

и k, можно рассчитать ширину пласта.

Прямая и обратная задачи для вертикально намагниченного горизонталь-

ного цилиндра бесконечного простирания.

Пусть на глубине Н параллельно оси у расположен бесконечно длинный

цилиндр с магнитным моментом единицы длины, равным М = J

, где J -

интенсивность намагничивания, постоянная для всего цилиндра и направлен-

ная вертикально, s — поперечное сечение цилиндра (рис. 6.10.7). Требуется

определить напряженность поля вдоль оси х. Поле такого цилиндра можно

считать эквивалентным полю бесконечного числа вертикальных магнитных

диполей, центры которых расположены по оси цилиндра.

Потенциал в точке от элементарного диполя определяется согласно урав-

нению (2.5):

Потенциал всего цилиндра равен потенциалу от системы диполей, распо-

ложенных вдоль оси бесконечного цилиндра, или интегралу по объему ци-

линдра от выражения для потенциала элементарного диполя:

(2.14)

Легко видеть, что при х=0 будет максимум Z

, а при x=±HZ

=0 При |х|>0

значения Z

будут отрицательны, при |х|<H— положительны.

В плане над горизонтальным цилиндром будут вытянутые аномалии двух

знаков.

При решении обратной задачи глубину залегания цилиндра можно опре-

делить по формулам: H=|x

|=0,7|x

min

| , где х

и x

min

— абсциссы точек, в которых

=0 и Z

min

. Зная Н, можно найти погонную массу цилиндра M=Z

max

μ/2 Заменив J~ kТср, получим k

=M/T

. Зная Т

СP

и k, можно рассчитывать

площадь сечения цилиндра.

Численные методы решения прямых и обратных задач магнитора-

зведки

Пользуясь формулой (2.6), можно решать прямые задачи для тел других

форм и невертикальной намагниченности. Практически эти расчеты реализу-

ются с помощью ЭВМ. Обратные задачи можно решать методом сравнения

наблюденных графиков или карт аномальных магнитных полей с теоретически

рассчитанными для меняющихся геометрических параметров и магнитных

свойств. Получив наименьшие расхождения между ними, теоретические пара-

метры совпавшей модели переносятся на реальные объекты. Они играют роль

одного из эквивалентных решений (см. 6.1).

6.10.2. Аппаратура и методика магниторазведки

Принципы измерений параметров геомагнитного поля и аппаратура для

магниторазведки. Измеряемые параметры геомагнитного поля

Измерения магнитного поля Земли и его вариаций проводят как на стаци-

онарных пунктах - - магнитных обсерваториях, которых насчитывается на

Земле около 150, так и при магниторазведочных работах. Абсолютные опре-

деления полного вектора напряженности геомагнитного поля сводятся к изме-

рению, как правило, трех его элементов (например, Z, D, Н). Для этого приме-

няют сложные трехкомпонентные магнитные приборы, которые называются

магнитными теодолитами и вариационными станциями.

При геологической разведке измеряют абсолютные Z, Т и относительные

(по отношению к какой-нибудь исходной (опорной) точке ΔZ, ΔT) элементы.

Приборы для магнитной разведки (магнитометры) характеризуются раз-

нообразием принципов устройства. В основном используются четыре типа

магнитометров — оптико-механические, феррозондовые, протонные и кванто-

вые.

Оптико-механические магнитометры

Чувствительная магнитная система оптико-механических магнитометров

состоит из магнита, который может вращаться либо вокруг вертикальной оси

(подобно магнитной стрелке в компасе) для измерений приращений горизон-

тальной составляющей в двух точках (АН), либо вокруг горизонтальной оси

452

для измерения приращений вертикальной составляющей (ΔZ). Углы отклоне-

ния Δφ, пропорциональные ΔH или ΔZ, определяются с помощью специальной

оптической системы. Сняв отсчеты по магнитометру в двух точках (п и n

можно определить приращение, например, ΔZ=c(n-n

), где с — цена деления

магнитометра. Ее определяют путем градуировки с помощью эталонировоч-

ных магнитов. На этом принципе был построен магнитометр, названный веса-

ми Шмидта, применявшийся в магниторазведке для измерения ΔZ свыше 50

лет. Среди отечественных магнитометров к этому типу относились полевые

приборы М-2, М-18, М-27, а также приборы для измерения магнитных свойств

образцов М-14 и астатические магнитометры. Погрешности в определениях ΔZ

с помощью таких магнитометров составляют ±(2-5)нТл.

Феррозондовые магнитометры

Измерителем поля в феррозондовом магнитометре является феррозонд

(или магнитомодулярный датчик), представляющий собой катушку с ферро-

магнитным сердечником. Первичная обмотка сердечника возбуждается от

вспомогательного звукового генератора частотой 200 Гц. Под его воздействием

меняется магнитная проницаемость материала сердечника, а это, вследствие

законов индукции, приводит к тому, что во вторичной обмотке катушки воз-

никает электродвижущая сила, пропорциональная вектору напряженности

магнитного поля Земли, направленному вдоль оси сердечника.

Для измерения вертикальной составляющей феррозонд ориентируется по

вертикали особым маятником, помещенным в кардановом подвесе. Последний

снабжен демпфирующим устройством для быстрого затухания колебаний.

Феррозонд подключается к измерительному блоку. В нем помещен звуковой

генератор, переключатель поддиапазонов, переключатель компенсации маг-

нитного поля, измерительный индикаторный прибор. Среди отечественных

магнитометров к этому типу относится магнитометр М-17, предназначенный

для измерения ΔZ с точностью до 1±5 нТл.

На феррозондовом принципе изготовлялись отечественные аэромагнито-

метры — АЭМ-49, АМ-13, АММ-13, АСТ-46, АМФ-21 и др. В аэромагнито-

метрах измерительный феррозонд с помощью особых карданных устройств и

двух дополнительных взаимно перпендикулярных феррозондов устанавлива-

ется вдоль полного вектора напряженности магнитного поля Земли. Он поме-

щается в специальной гондоле и буксируется за самолетом на кабеле длиной

40-50 м. Электрический сигнал с этого блока по кабелю попадает на пульт

магнитометра, установленный на самолете, где усиливается электронным уси-

лителем, выпрямляется и попадает на автоматическое компенсационное уст-

ройство и особый самописец. На ленте, кроме напряженности поля AT, запи-

сываются высота полета, марки времени, отметки ориентиров или синхронных

аэрофотоснимков. Аэромагнитометры устанавливаются на самолетах легкого

типа или на вертолетах. Погрешности измерений ΔT-аэромагнитометрами не

превышают ±20 нТл.

453

Ядерно-прецессионные (протонные) магнитометры

Чувствительным элементом протонного магнитометра является жид-

кость, богатая протонами (вода, спирт). Сосуд с этой жидкостью помещается

внутри питающей (поляризационной) катушки, в которой с помощью постоян-

ного тока от батарейки создается магнитное поле. Его надо направить перпен-

дикулярно полному вектору магнитного поля Земли в данной точке (7). Жид-

кость "намагничивается" в течение примерно двух секунд, и все протоны,

которые можно считать элементарными магнитиками, устанавливаются вдоль

намагничивающего поля. Затем намагничивающее поле быстро выключается.

Протоны, стремясь установиться вдоль вектора Т, колеблются (прецессируют)

вокруг него и индуцируют в измерительной катушке очень слабую ЭДС,

частота которой пропорциональна величине напряженности поля . На этом

принципе были изготовлены отечественные магнитометры: полевой (МПП-

203) с погрешностью измерений Т до ±2 нТл, а также аэромагнитометр (МСС-

214) и гидромагнитометр (ММП-3) с погрешностями порядка ±3 нТл.

Квантовые магнитометры

В квантовыхмагнитометрах, предназначенных для измерения абсолют-

ных значений модуля индукции магнитного поля (В=μ

Т), используют так

называемый эффект Зеемана. Атомы, обладающие магнитным моментом, при

попадании в магнитное поле приобретают дополнительную энергию, частота

излучения которой пропорциональна полному вектору магнитной индукции

этого поля в точке наблюдения. Чувствительным элементом магнитометра

является сосуд, в котором имеются пары цезия, рубидия или гелия. В резуль-

тате вспышки монохроматического света (метод оптической накачки) электро-

ны паров переводятся с одного энергетического подуровня на другой. Возвра-

щение их на прежний уровень после окончания накачки сопровождается излу-

чением энергии с частотой, пропорциональной величине магнитного поля.

Отечественная промышленность выпускала полевые квантовые магнитометры

М-33, ММП-303 для измерения с погрешностью 0,1 -- 1 нТл, а также морской

магнитометр КМ-8 и аэромагнитометр КАМ-28.

Наземная магнитная съемка

Общая характеристика методики полевой магнитной съемки

Наземная полевая магнитная съемка проводится с помощью пешеходных

магнитометров весом 5 -- 6 кг (см. 5.1). На каждой точке измеряются или

абсолютные значения полного вектора геомагнитного поля (7), точнее магнит-

ной индукции (В=μ

Т), или относительные значения . Под относительными

понимаются приращения той или иной составляющей поля в любой точке

наблюдения по отношению одного исходного пункта. При снятии отсчетов

записывается время (t). Полевая съемка отличается высокой производитель-

ностью: отряд из двух человек отрабатывает от нескольких десятков до двух-

сот точек в день.

454

Методика, т.е. способ проведения магниторазведочных работ, сводится к

выбору вида съемок, их масштаба, направления профилей, густоты точек

наблюдения, точности измерений и способа изображения результатов.

Различают три вида наземных магнитных съемок: 1) картировочно-поис-

ковые, 2) поисково-разведочные, 3) разведочные (или детальные). Остановим-

ся на краткой характеристике этих видов съемок.

Целью картировочно-поисковых магнитных съемок является решение

задач крупномасштабного геологического картирования (масштабы 1 : 50 000,

1 : 25 000, 1:10 000), а также непосредственные поиски железосодержащих

руд. Съемка ведется по системам профилей, маршрутов, расстояния между

которыми меняются от 200 до 500 м. Расстояния между точками не менее 50

м.

Целью поисково-разведочных магнитных съемок является детализация

аномалий картировочно-поисковых съемок: выявление тектонических нару-

шений, оценка размеров, формы и положения рудных тел. Поисково-разведоч-

ные съемки выполняются в масштабах 1:10 000, 1 : 5 000, 1 : 2 000, 1 : 1 000.

Съемка осуществляется по системам профилей, удаленных на расстояния 50

- 200 м, с шагом наблюдений от 10 до 50 м.

Целью детальных разведочных магнитных съемок является выяснение

размеров, формы и положения включений пород с различными магнитными

свойствами, разведка рудных месторождений, детальное геологическое карти-

рование. Масштабы съемок от 1 : 2 000 и крупнее, а расстояния между профи-

лями могут изменяться от 10 до 100 м. Расстояния между точками наблюдений

меняются от 5 до 20 м в зависимости от размеров рудных тел, их глубины и

интенсивности намагничения.

Способы проведения полевой магнитной съемки

Полевые магнитные съемки бывают профильными и площадными. Съем-

ки по отдельным профилям используются при рекогносцировочных исследо-

ваниях для выявления общих закономерностей аномальных полей. Однако

иногда интерпретационные профили задаются вкрест выявленных площадной

съемкой аномалий. Основным же видом съемок являются площадные, выпол-

ненные по системам параллельных профилей.

Подходы к выбору сети наблюдений такие же, как и в гравиразведке (см.

2.2.2). Однако при магнитной съемке менее жесткие требования к топопривяз-

ке, отсутствует опорная сеть, а густота рядовых пунктов наблюдения несколь-

ко больше.

Сеть наблюдений разбивается как инструментально, так и визуально с

измерением шагами расстояний между пунктами и инструментальной привяз-

кой начала и конца профилей, а также исходной точки. Последняя выбирается

на базе экспедиции. Здесь же желательно установить один магнитометр для

снятия напряженности геомагнитного поля через 30-60 минут или магнитова-

риационную станцию для ее непрерывной записи. Эти приборы служат для

расчета вариаций

вар

вap

геомагнитного поля

любое время

Вариации

455

можно получить и из ближайших обсерваторий, удаленных от десятков до

первых сот километров по мере уменьшения требований к точности съемки.

Расстояния между профилями берут в 3-5 раз меньше длины, а между

точками съемки (шаг наблюдений) — в 3-5 раз меньше ширины предполагае-

мых аномалосоздающих объектов. Для стандартизации методики рекоменду-

ют шаг съемки делать равным 1, 5, 20, 25, 50 или 100 м. Расстояния между

профилями, направленными всегда вкрест предполагаемого простирания раз-

ведываемых структур или рудных тел, могут быть равны шагу или в 2 — 3 раза

превышать его.

Разновидностью наземной магнитной съемки является микромагнитная.

Это высокоточная съемка с точностью измерения Т, ΔT, ΔZ до 1 нТл и шагом

квадратной сети 1-5 м. Для исключений вариаций через несколько замеров на

рядовых точках берется отсчет на опорном пункте.

Качество выдаваемых геомагнитных карт (кондиционность) определяется

прежде всего густотой сети (расстояние между профилями должно составлять

примерно 1 см в масштабе карты) и точностью съемки. Для оценки точности

съемки на ряде точек (5-10% от общего количества) ведутся повторные наблю-

дения и рассчитывается средняя квадратическая погрешность измерений

где δi— разность отсчетов на i-той точке при основном и повторном

замерах, а n — число повторных точек. Требования к точности наблюдений

при наземной съемке устанавливаются в зависимости от масштаба съемок и

напряженности магнитного поля. В слабых полях точность наблюдений долж-

на быть высокой: среднеквадратическая погрешность съемки не больше ±5 нТл

при мелкомасштабных съемках и не больше ±2 нТл при крупномасштабных.

При наличии интенсивных магнитных аномалий (сотни и тысячи гамм) сред-

неквадратическая погрешность не должна превышать +(20-30) нТл.

Результаты полевой магнитной съемки

В результате полевой съемки по наблюденным составляющим (T,AT,AZ )

рассчитываются аномальные магнитные поля (см. 2.3):

= Т-Т

-Т

ВАР

, ΔТ

= ΔТ - ΔТ

вар

, ΔZ

= ΔZ - ΔZвap, (2.16)

где Тн — нормальное поле, Твар, ΔTвap, ΔZвap — вариации поля на время t

замера T, ΔT, ΔZ. В выражениях для относительных параметров ΔТа и ΔZа часто

принимается, что Т

и Z

на опорном пункте равны нулю. Это допустимо, если

изучаемая площадь не превышает нескольких десятков квадратных километ-

ров. Для съемок больших территорий необходимо знать Т

и Z

, т.е. "привя-

456

(2.15)

зать" опорные пункты к системам сети нормального магнитного поля Земли

(см. 4.1.4).

Результаты магнитной съемки изображаются в виде графиков Та, ΔТа и

ΔZa (их называют иногда профилями), карт профилей и карт. На графиках по

горизонтальной оси откладываются пикеты, по вертикали — аномалии магнит-

ного поля (положительные значения -- вверх, отрицательные — вниз). При

построении карт профилей на карте наносятся профили наблюдений, а перпен-

дикулярно им откладываются аномалии. На картах у каждой точки записыва-

ются аномальные значения геомагнитного поля и проводятся линии равных

значений. Сечение изолиний при построении карт должно быть в 2 — 3 раза

больше точности определения аномалий.

Воздушная и морская магнитные съемки

Аэромагнитная съемка

Аэромагнитная съемка проводится по системе профилей при непрерывной

записи Т или AT на каждом профиле (маршруте). Направления профилей

выбираются вкрест предполагаемого простирания структур или тектоничес-

ких нарушений.

Расстояние между профилями зависит от масштаба съемки: при миллион-

ном масштабе расстояния между маршрутами устанавливаются 10 км, при

масштабе 1 : 500 000 — 5 км, при масштабе 1 : 100 000 — 1 км, при масштабе

1 : 50 000 — 500 м. Чем крупнее масштаб, тем меньшей должна быть высота

полета аэромагнитной станции. Обычно она меняется от 50 до 500 м. Скорость

полета 100 - 200 км. Привязка профилей при аэромагнитной съемке осущест-

вляется разными способами: по аэрофотоснимкам, радиогеодезическая и др. и

должна быть тем точнее, чем крупнее масштаб съемки.

Для учета вариаций и сползания нуль-пункта прибора перед началом

рабочего дня и после его окончания делается специальный залет на опорный

(контрольный) маршрут длиной до 10 км. Все рабочие маршруты "привязыва-

ются" к контрольным маршрутам.

Для оценки погрешности измерений и увязки между собой маршрутов

выбирается несколько профилей, перпендикулярных рабочим маршрутам. На

этих профилях проводятся повторные залеты. По результатам повторных из-

мерений вычисляется среднеквадратическая погрешность измерений. Точ-

ность съемки считается хорошей, если погрешность не превышает ±10 нТл или

20% от амплитуд выявленных аномалий. При обработке магнитограмм ано-

мальные значения рассчитываются путем вычитания из наблюденного значе-

ния Т нормального поля Т

. Последнее определяется по картам нормального

магнитного поля или с помощью расчета так называемого нормального гради-

ента по данным аэромагнитной съемки. В результате аэромагнитной съемки

строятся карты, графики, а также карты графиков Т

или ΔТ

457

Гидромагнитная съемка

Гидромагнитная съемка в океанах, морях и на озерах ведется как на

специальных судах, так и попутно на кораблях любого назначения. Для исклю-

чения влияния металлического корпуса судна применяются специальные при-

емы, а датчик поля буксируется за ним на кабеле длиной свыше 100 м в

специальной немагнитной гондоле либо вблизи дна, либо на некоторой глуби-

не. Профили (галсы) привязываются по штурманским картам. Съемки бывают

профильными, реже площадными. В результате строятся графики, карты гра-

фиков и карты Т

или ΔТ

6.10.3. Интерпретация и задачи, решаемые магниторазведкой

Интерпретация данных магниторазведки складывается из геофизической

интерпретации и геологического истолкования, тесно связанных между собой.

Первым этапом является качественная интерпретация, позволяющая судить о

местоположении пород с разными магнитными свойствами. Второй этап -

количественная интерпретация, или решение обратной задачи магниторазвед-

ки, — имеет целью определение количественных параметров разведываемых

геологических объектов.

Качественная и количественная интерпретация данных

магниторазведки

При качественной интерпретации графиков, карт графиков и карт магнит-

ных аномалий ведется их визуальное выделение. При этом обращается внима-

ние на форму изолиний, их простирание, ширину, соотношение положитель-

ных и отрицательных аномалий, абсолютные значения максимумов и миниму-

мов. Далее, используя сведения о магнитных свойствах пород, устанавливают

связь тех или иных аномалий магнитного поля с определенными геологичес-

кими образованиями.

Интерпретация гравитационных и магнитных аномалий имеет много

общих черт. Это объясняется сходством основных законов взаимодействия

гравитационных и магнитных масс (законов Ньютона и Кулона), что и привело

к установлению математических связей между гравитационным и магнитным

потенциалами. Наряду со сходством имеются и различия в природе и морфо-

логии гравитационных и магнитных аномалий.

Аномалосоздающие объекты в гравиразведке однополярны, т.е. они созда-

ют либо положительные, либо отрицательные аномалии. Аномалообразующие

объекты в магниторазведке двуполярны, так как каждое намагниченное тело

может создавать и положительную, и отрицательную аномалии. По этой при-

чине структура аномального магнитного поля сложнее, чем гравитационного.

Она дополнительно усложняется за счет разной длины тел по направлению

458

намагничения, разного угла намагничения, наличием индукционной и остаточ-

ной намагниченности пород.

Характерно, что почти для всей территории России намагниченность

пород близка к вертикальной, поэтому графики и карты Т

и Z

практически

совпадают. При прямой вертикальной намагниченности центры магнитных

масс выделяются положительными аномалиями. При наклоне вектора намаг-

ниченности, меньшем 50°, максимумы Т

несколько смещаются к югу от

эпицентра аномалии Z

, а на северных частях профилей наблюдаются слабые

отрицательные аномалии. При горизонтальной намагниченности (в экватори-

альных районах) соотношение положительных и отрицательных аномалий

примерно одинаково. Аномалии разделяют на составляющие, обусловленные

различными по размерам намагниченными объектами. Основным методом

такого разделения является пространственная частотная селекция, при кото-

рой магнитные аномалии разделяются по ширине. При этом полагается, что

чем больше ширина, тем больше поперечные размеры и глубина залегания

аномалосоздающих намагниченных тел.

Основными способами частотной селекции являются усреднение и пере-

счет в верхнее (для выделения низких частот) и нижнее (для подчеркивания

высоких частот) полупространство. Используя эти способы, наблюденные

карты и графики трансформируют во вспомогательные карты и графики, как

это делается и при обработке гравитационных карт. На них подчеркиваются

(становятся более наглядными) аномалии, обусловленные геологическими

объектами разной природы, глубины и особенно разных горизонтальных раз-

меров. Чем больше радиус усреднения и высота пересчета вверх, тем лучше

выделяются аномалии большего периода, а значит, больших размеров, т.е.

региональные аномалии. Чем больше глубина пересчета вниз, тем лучше под-

черкиваются локальные особенности магнитного поля. Имея набор карт с

разными уровнями пересчета, можно оценить пространственное изменение и

характер источников поля.

На наблюденных или трансформированных картах выявляются и корре-

лируются аномалии, соответствующие одним и тем же объектам, намечается

плановое расположение контактов различных пород, прослеживаются конту-

ры, положение эпицентров, пространственное положение (падение, простира-

ние) тех или иных структур или включений. Изометрическим аномалиям Т

, у которых поперечные размеры на карте примерно одинаковы, соответст-

вуют изометрические в плане геологические объекты; вытянутым изодинамам

соответствуют геологические структуры, отдельные слои и рудные тела вытя-

нутой формы.

Если для вертикально намагниченных тел поле аномалий Z

имеет один

знак, то это свидетельствует о большой глубине расположения другого полюса

намагниченных пород, т.е. подошва тела залегает на глубине, в 5-6 раз боль-

шей, чем кровля. Если же глубина залегания нижней части тела мало отлича-

ется от глубины залегания верхней части, то вокруг интенсивной аномалии Z

обязанной верхнему полюсу, будет наблюдаться слабое поле другого знака,

459

обусловленное нижним полюсом намагниченных пород. Направление наклона

пород — в ту сторону, где площадь распространения слабых аномалий больше.

Экстремумы аномалий пропорциональны магнитному моменту (J

), т.е.

возрастают с интенсивностью намагничения (J = kТ ), а значит с ростом

полного вектора напряженности геомагнитного толя (7) и магнитной воспри-

имчивости (k) аномалосоздающих объектов, а также их поперечного сечения

(s), объема (V) или ширины (l).

Участкам с высокими горизонтальными градиентами аномалий верти-

кальной составляющей геомагнитного поля часто соответствуют контакты

пород с разными магнитными свойствами.

При наклонном и горизонтальном намагничении структура поля резко

отличается от вертикально намагниченного поля.

Количественная интерпретация данных магниторазведки

1 . Общая характеристика количественной интерпретации. Аппроксима-

ция аномалосоздающих объектов телами простой геометрической формы, оп-

ределение их глубины, размеров, точного местоположения, интенсивности

намагничения — основная цель количественной (расчетной) интерпретации,

или решения обратной задачи магниторазведки. Математически решение об-

ратной задачи магниторазведки неоднозначно, так как похожие аномалии

могут быть созданы геологическими телами разной формы, размеров и интен-

сивности намагничения. Для более однозначной интерпретации магнитных

аномалий, и, в частности, оценки размеров тел, необходимо знать интенсив-

ность намагничивания тел J, определяемую по измерениям магнитной воспри-

имчивости образцов (J~kT), значениям напряженности поля Земли Т, а также

дополнительные геологические сведения о наиболее вероятной форме объек-

тов.

Как и в гравиразведке, для количественной интерпретации данных магни-

торазведки применяются прямые и косвенные методы. Среди прямых методов,

используемых для обработки отдельных простых магнитных аномалий (ло-

кальных или региональных), наибольшее применение находят аналитические

(или методы характерных точек) и палеточные (или методы сравнения). К

косвенным относится ряд методов обработки сложных аномалий, в которых

путем последовательного решения прямых задач методом подбора формы и

глубины возмущающих масс добиваются совпадения наблюденной аномалии

с теоретически рассчитанными. Эти методы базируются на использовании

ЭВМ.

Начинается количественная интерпретация с определения местоположе-

ния, протяженности аномалосоздающих тел, их формы, глубины залегания.

Далее аномалосоздающие объекты аппроксимируются телами простой геомет-

рической формы. Для этого используются форма, знак аномалий и вся априор-

460