大地电磁测深简介
大地电磁法
第一节大地电磁测深法大地电磁测深法（MagnetotelluricSounding）,简称MT，是苏联学者Tikhonov(1950)和法国学者Cagniard(1953)50年代初提出来的利用天然交变电磁场研究地球电性结构的一种地球物理勘探方法。
由于它不用人工供电，成本低，工作方便，不受高阻层的屏蔽，对低阻层分辨率高，而且勘探深度随电磁场的频率而异，浅可以几十米，深可达数百公里，因此，近年来在许多领域都得到了成功的应用，引起了地球物理学家的广泛兴趣和极大的重视。
据报道，MT在苏联、美国、加拿大、澳大利亚、东欧、日本、冰岛等国的地球物理勘探工作中都占有重要地位。
近十年来，在我国也取得了突飞猛进的发展。
特别是在引进一批先进的仪器设备后，其勘探效果已逐渐被地球物理学家所公认。
现在已成为深部地球物理探测的一种重要方法和必不可少的手段；在石油和天然气的普查与勘探中，该方法是其它地球物理方法，特别是地震法的一种重要的补充；此外，在地热田的调查、天然地震的预测预报等方面，MT都发挥了或者正在发挥着重要的作用。
和任何新生事物一样，大地电磁的发展也不是一帆风顺的。
质自由50年代初问世以来，由于仪器测量精度不够，加之理论也不完善，它曾一度被打入冷宫，只是在此60年代引入模拟记录，在数字处理和解释中采用张量分析后，大地电磁才开始进入实际应用阶段。
随着数字技术的发展和数字化仪的推广，大地电磁法的地质效果才最终被地球物理学家所乘认。
在我国，虽然60年代初就引进了大地电磁法并开始了仪器的研制和方法的实验，然而，由于同样的原因，直至80年代初，在实际应用方面还没有取得任何突破性的进展。
大地电磁法（即大地电磁测深法）不仅给石油和天然气的普查与勘探增添了一种新的手段和方法，而且也给那些地震勘探难以进行（如火成岩和碳酸盐岩覆盖地区）和难以到达地区的石油勘探展示了新的前景。
大地电磁法也有它的不足。
首先，野外施工期限和每个测点上数据采集时间都受大地电磁场变异的强弱制约，记录的质量也取决于场源的性质和尺寸，这种“靠天吃饭”的被动源工作方式，无疑会大大影响工作效率，增加工作成本；其次，体积勘探的性质决定了MT的分辨率不高而且电阻率越高、频率越低，分辨能力越低；第三，观测误差，特别是低频的观测误差较大，而且观测误差的大小不仅受场源性质，构造的复杂程度和干扰的大小所制约，而且也有赖于观测时间的长短和叠加次数的多少；第四，在复杂地质条件下的资料处理和解释方法还很不成熟，有待进一步研究和发展。
大地电磁测深(地球物理)
环境监测
用于监测地下水、地热等 资源，评估地质灾害风险 和环境变化。
02 大地电磁测深技术
采集系统
电磁信号源
使用人工或天然的电磁场 作为信号源，通过发射和 接收装置进行测量。
接收装置
包括磁场和电场测量仪器， 用于采集不同频率的电磁 响应数据。
测量方式
根据不同的地质目标和工 作需求，可采用不同的测 量方式，如单分量、双分 量、三分量等。
大地电磁测深技术将与地质学、 地球化学、地球物理学等领域进 行更紧密的合作与融合，推动多
学科交叉研究。
深地探测需求增长
随着人类对地球深部资源的不断开 发利用，深地探测需求将不断增加， 大地电磁测深技术将发挥重要作用。
国际化发展
大地电磁测深技术将逐渐走向国际 化，加强国际合作与交流，共同推 动地球科学研究的发展。
数据处理方法
1 2
数据预处理
包括数据筛选、去噪、滤波等，以提高数据质量。
频率域和时间域分析
对采集的数据进行频谱分析和时域波形分析，提 取有用信息。
3
数据反演
将实测数据转换为地层电导率等地球物理参数。
反演解释技术
反演方法
成果表达
采用数值反演方法，将实测数据转换 为地层电导率分布。
将解释结果以图件、表格等形式表达， 为地质勘探、资源评价等领域提供依 据。
解释技术
根据反演结果，结合地质、地球化学 等信息，对地下地质结构进行解释和 分析。
03 大地电磁测深案例分析
案例一：某地区矿产资源调查
总结词
利用大地电磁测深技术，对某地区进行矿产资源调查，发现并圈定了多个具有开采价值 的矿体。
详细描述
通过大地电磁测深技术，对某地区进行全面的地球物理勘探，获取了该地区地下介质的 电性参数，包括电阻率、电导率等。通过对这些参数的分析，发现了多个具有高电阻率 的异常区域，这些区域可能蕴藏着有价值的矿产资源。经过进一步的钻探验证，证实了
大地电磁测深(地球物理)
b) H等值性——高阻薄层
3.2.5 大地电磁测深野外工作方法技术
现代大地电磁系统．一般由接收系统，采集系统，记录系统、电源系统 等组成。
大地电磁测野外 工作方法示意图
大地电磁仪是用来在野外测点上记录电场水平分量Ex, Ey 和磁场水平分量Hx, Hy及垂直分量Hz等五个分量。
3.2.6 大地电磁测深的资料解释
m H y ( z)
km [ Am ( )e k m z Bm ( )e k m z ] i 0
—— 第m层之复波数。
式中：m代表层序
km i m
Am， Bm
—— 第m层积分常数。
在水平均匀层状介质的第m层中波阻抗
m Ex ( z ) i Am e km z Bm e km z Z m ( z) m H y ( z) k m Am e km z Bm e km z
④雷电产生的地磁变异
⑤大地电磁场的频谱
图1 大地电磁场的频谱
2）天然电磁场的特点 在某一瞬间，大地电磁场在几百平方公 里或更大的范围内，振幅与频率保持一 定。
3.2.2 均匀大地介质中平面电磁波的传播
1）、平面电磁波的波阻抗
E Z H
地表X、Y轴上：
V /m A/ m
Z xy
Ex E cos E H y H cos H
1 2 2 Z 0.2T Z 5f
—— 卡尼亚电阻率
3.2.3 水平均匀层状介质中的大地电磁场
1）波阻抗递推公式
水平均匀层状介质情况下，设：n层，电阻率只与z有关
k n i n — —第n层复波数
图3-2-5 水平层状介质
赫姆霍茨方程的通解为
E xm ( z ) Am ( )e k m z Bm ( )e k m z
电测深和AMT简介
电测深和音频大地电磁测深简介电测深和音频大地电磁（AMT）测深可以统称为电法测深，前者为常规电法，后者为电磁法。
电测深法是在地表某点测量电极不动，按规定不断加大供电电极距，从而研究地表某点下方电性的垂向变化。
这里实际测量过程中因为要考虑到信号强度问题，测量电极在供电电极距增加到一定程度后，也会有相应的增加，而供电电极距的增加，没有个规定的标准，一般按对数比例来增加。
由于供电电极距的不断增大，增大了电流在地下的分布范围，实际上相当于加大了勘探深度。
因此通过分析电测深视电阻率曲线可了解测点沿垂向地质情况的变化。
电测深法的实际工作中，通常采用对称四极装置。
即供电电极AB和测量电极MN均对称于测点布设，每改变一次供电电极距，便可按下式计算该极距的视电阻率ρs，即ρs=K∗U MN I其中，K为装置系数，不同的电法装置有不同的计算公式，此处对称四极的装置系数K 为K=π∗AM∗AN MN对称四极野外施工装饰示意图如下大地电磁测深（MT）是以天然电磁场为场源来研究地球内部电性结构的一种重要地球物理勘探手段。
当交变电磁场在地下介质中传播时，由于趋肤效应的作用，不同频率的信号具有不同的穿透深度，在地面上观测大地电磁场，它的频率响应将反映着地下介质电性的垂向分布情况。
音频大地电磁测深（AMT）理论基于大地电磁测深（MT），两者之间的区别就是采集的数据频带的差异，大地电磁测深频带低，一般为10000s-10Hz左右，音频大地电磁测深的频带较高，为1s-100000Hz左右，这里频段为大概值，没有完全统一的划分。
相对应的采集深度也就不同。
电磁波的趋肤效应，就是电磁波在向导体内部渗透时，，因能量损失而逐渐衰减。
当波幅衰减到表面波幅的1/e倍时的深度，就称为交变电磁场对导体的透入深度。
也是我们音频大地电磁测深估算探测深度的理论基础之一。
前苏联学者提洪诺夫在1950年提出了关于大地电磁方法的三点假设：①大地电磁场本身结构虽然比较复杂，但可以近似地看作平面波垂直入射到地球；②在地点学中可引入阻抗的概念（在地表测得的彼此正交的大地电场和磁场分量之比），它反映地球电性分布对大地电磁场的影响；③有可能利用单个点上的大地电磁场观测信息探测地球。
大地电磁法测深的基本原理
大地电磁法测深的基本原理一、引言大地电磁法测深是一种非常重要的地球物理勘探方法，它可以用来探测地下的岩石、土壤、水和矿藏等物质的分布情况。
本文将详细介绍大地电磁法测深的基本原理。
二、大地电磁法测深的基本概念1. 电磁场电磁场是由变化的电场和磁场共同组成的，它在空间中传播并携带能量。
在大地电磁法中，我们主要关注的是频率范围在数千赫兹到数十千赫兹之间的高频电磁场。
2. 电阻率电阻率是描述物质导电性能大小的参数，它表示单位体积内该物质对于通过其内部流动的电流所产生阻力大小。
通常情况下，不同类型的岩石和土壤具有不同的电阻率值。
3. 大地电磁法测深大地电磁法测深是一种利用高频交变电场和交变磁场相互作用产生感应现象来探测地下结构及其性质（如岩性、含水性等）的方法。
三、大地电磁法测深的基本原理1. 电磁感应定律根据电磁感应定律，当一个线圈内部有交变磁场时，会在其内部产生交变电场。
同样地，当一个线圈内部有交变电场时，会在其周围产生交变磁场。
这种现象称为互感现象。
2. 大地电磁法测深的测量原理大地电磁法测深中使用了一对相互垂直的线圈（即发射线圈和接收线圈），发射线圈中通过高频交变电流产生高频交变磁场，接收线圈则用来检测由发射线圈产生的交变电场。
当发射线圈中的高频交变磁场穿过地下物质时，会在其周围产生感应电流，并进一步形成感应电场。
这个感应电场可以被接收线圈所检测到。
3. 信号处理和数据分析通过对接收到的信号进行处理和分析，可以得到不同深度处物质所具有的不同电阻率值。
通常情况下，岩石、土壤等具有较高的电阻率值，而水和矿藏等则具有较低的电阻率值。
因此，通过对大地电磁法测深数据的分析，可以推断出地下物质的分布情况。
四、大地电磁法测深的应用1. 矿产勘探大地电磁法测深可以用来探测地下矿藏的分布情况，从而帮助勘探人员确定最佳开采方案。
2. 水文地质调查大地电磁法测深可以用来探测地下水资源的分布情况，从而帮助水利部门制定最佳的水资源利用方案。
MT-1大地电磁测深系统介绍
,
,
然 场 的频谱
在 一 个 新 的地 区开 展大 地 电磁 测量 时 这 一方式 尤其 重要
。
,
。
现 场处 理功 能也 是十分 重要 的 它不仅 可 以 让操 作 员 了解 采集 数据 的质 量 决 定 该测
,
点测量 是 否 成功
MT
一
,
而 且 野 外 操作 员 可 以通 过 现 场处理 及 时监视 整个 系统 的工 作情 况
:
:
,
功耗 1 0 通 道时 小 于 重量
:
SW
1
k 5
g
(不 包 括 电池 )
,
外形 尺 寸
:
l x bx h
:
e
m
:
5 1 X 5 1 X 21
,
,
系统 计算 机 与 B I M 兼容 的折 叠 式计算 机 电池 供 电 支 持
磁 传感器
BF 4
:
一
T RU E BAS I C BF 6
一
BF S
19 93
年
5 月
石
油
物
探
装
备
第
3
卷
第
1
期
MT
一
1 大 地 电 磁 测 深 系 统 介 绍
李 来 顺
( 石 油地 球 物 理 勘 探 局 第 五 地 质 调 查 处 )
关键词
:
大 地 电磁 测量
磁 传 感器
相 干度
功率谱
偏移误差
阻 抗分 量
综
MT
一
述
1
大地 电磁 测深 系统 是 电磁 仪 器公 司 ( E M l ) 1 9 8 5 年 首先 推 出的利 用 电 池 供 电的
音频大地电磁测深原理简介
ATM物探仪（音频大地电磁测深）原理一、电磁波:地球物理勘探，简称物探。
分为电法、磁法和电磁法三种。
本质上都是电法，因为磁场也是电场感应而来。
物探电磁法分为两种：一）连续电磁波电磁波不间断（频率域即有很多不同频率的电磁波可作为工作频率进行选择，比如我们可以选择长波（音频范围的电磁波），另外还有微波、红外线等短波等）连续电磁波按产生方式还分为:1、人工场源电磁波又叫可控源音频大地电磁CSAMT,需人工产生发射电磁场。
优点：信号强，精度高，测量时间短。
缺点：近场效应，近处不准，设备大，转场不便，施工电极敷设需要挖较大的坑深埋，设备造价高。
2、天然音频大地电磁波ATM，天然音频大地的英文简称，是此次介绍的重点内容，它主要利用天然产生的电磁波(简称天电)进行地下介质电阻率异常的测量，省掉人工发射电磁波环节。
优点：测量简单，施工效率高。
无需发电设备，转场方便，适合矿区扫面，靶区筛查。
随着数据分析的发展，现在ATM在中国有较好的应用发展趋势。
该法最早由法国、俄罗斯提出。
2000年中南大学何继善院士在此基础上进一步探索，提出广域电磁法，电磁测深由原来的简化的平面波模型回归现在的曲面波模型，并因此获国家科技进步一等奖。
目前大地电磁测深技术无论理论与应用，我国已经有所领先。
缺点：精度较低，单次数据采集时间长。
天然场源电磁波又分长波、中波及短波，其中音频大地电磁波属于长波，是ATM法的工作波段，下节详细介绍。
二）瞬变电磁（时间域，时间为变量）瞬变电磁的电磁波属于间断脉冲型，利用接通、间断电流产生交变电磁波，进行地下介质电阻率异常的测量，与连续电磁波比，属于另一大类，与ATM无关，不多介绍。
见图二、ATM天然音频大地电磁波的波形电场波与磁场波（简称电波与磁波）互相垂直正交，且都垂直于传播方向，其中磁场波由电场波感应产生。
这样，电磁波测量电波与磁波两组信息，与单独的电法与磁法来说，信息量是翻倍提高的。
天然场源电磁波，也叫天电，主要由太阳风、地球磁暴及地球雷电区经几千或几万公里传播而来。
陈小斌-大地电磁测深原理及应用
一维正演：均匀半空间问题 一维正演：均匀半空间问题
假设场源的是沿着x方向极化的电性源（ 模式），由于地 模式）， 假设场源的是沿着x方向极化的电性源（TE模式），由于地 质模型不存在横向的变化，因此，感应的二次场只存在Hy 质模型不存在横向的变化，因此，感应的二次场只存在 分量， 和Ex分量，即总的电磁场可表示为： 分量 即总的电磁场可表示为：
缺点 体积效应，反演的非唯一性较强（跟地震方 体积效应，反演的非唯一性较强（ 法相比） 法相比） 纵向分辨能力随着深度的增加而迅速减弱
大地电磁测深的理论基础
1、正演问题 2、反演问题 3、实际资料的采集和处理
大地电磁测深法（MT）是以天然电磁场为 天然电磁场为 大地电磁测深法（MT）是以天然电磁场 电性结构的一种重要的 场源来研究地球内部电性结构 场源来研究地球内部电性结构的一种重要的 地球物理手段。其基本原理是：依据不同频 地球物理手段。 基本原理是：依据不同频 率的电磁波在导体中具有不同趋肤深度的原 的电磁波在导体中具有不同趋肤深度 趋肤深度的原 理，在地表测量由高频至低频的地球电磁响 在地表测量由高频至低频 高频至低频的地球电磁响 应序列，经过相关的数据处理和分析来获得 应序列， 大地由浅至深的电性结构。 大地由浅至深的电性结构。 由浅至深的电性结构
从理论研究对象的复杂性程度，也可分为三个发展阶段：一维，五十年 从理论研究对象的复杂性程度，也可分为三个发展阶段：一维， 代～八十年代；二维，九十年代～今天；三维，正在兴起 八十年代；二维，九十年代～今天；三维，
大地电磁测深的优缺点
优点
不受高阻层屏蔽、对高导层分辨能力强； 不受高阻层屏蔽、对高导层分辨能力强； 横向分辨能力较强； 横向分辨能力较强； 资料处理与解释技术成熟； 资料处理与解释技术成熟； 勘探深度大、勘探费用低、施工方便； 勘探深度大、勘探费用低、施工方便；
大地电磁测深法
Zom Zom
e 2 km hm
Zm1 Zom
从上式可看出，只要知道m+1层顶面波阻抗，就能 算出第m层的顶面波阻抗，以此类推，只要知道最 底层的顶面波阻抗，就能算出地球表面的波阻抗。
而对于底层的顶面波阻抗，由
于 z ,
Ex Cneknz Dneknz 0
所以 Dn 0,
Zn
Z on
i
kn
大地的视电阻率：
T
1 ωμ0
Z1 2
3、非各向同性（各向异性）介质中的大地电磁场 (1)非各向同性介质的张量电导率
同一点沿不同方向具有不同电导性的介质称为非各向
同介质，为了研究方便，假设介质中任一点都存在彼
此正交的两个电性主轴，两电性主轴上的电导率分别
为σ1和σ2，并且σ1 ≠ σ2。这种典型化的介质称为 对称非各向同性介质。
➢为适应大地电磁方法技术发展的需要，当今大 地电磁仪器发展的另一趋势是集成化、轻便化、多 道化和遥测遥控化。现在已经不是单纯的大地电磁 仪，而应该称为大地电磁系统； ➢70年代以来，我国也研制了几种型号的大地电磁 仪，为我国大地电磁的发展做出了重大贡献； ➢但目前用于生产的主要是国外MT仪器设备：加拿 大凤凰地球物理公司生产的V5-2000、V8多功能电 法仪；美国Zonge公司生产的GDP-32多功能电法仪； Metronix公司最新推出的GMS-07频率域综合电磁法 仪。
• 60年代以前，由于技术难度大，该方法的研究进展 缓慢。
• 但它具有探测深度大、不受高阻层屏蔽的影响、对 低阻层反应灵敏等吸引人的优点，因而对该方法的 研究始终为人们所关注。
• 70年代以来，由于张量阻抗分析方法的提出，方法 理论研究出现突破性进展，并随着电子、计算机、 信号处理技术突飞猛进的发展,大地电磁测深无论在 仪器研制，或是数据采集、处理技术与反演、解释 方法等方面的研究，都融合了当代先进的科学理论 和高新技术，这使大地电磁测深有了长足的进步。
第3节 大地电磁测深法
二、MT正演基本理论
1、均匀介质中的大地电磁场 引入笛卡尔坐标系，令z轴垂直向下，X—Y轴位于 地表水平面上。把麦克斯韦旋度方程展成分量形式：
由于平面电磁波垂直入射于均匀各向同性大地介质中， 其电磁场沿水平方向上是均匀的，即
E y z E x i H y z Hz 0 H y z H x 1 Ey z Ez 0 1 i H x
考虑到在国际单位制中，实测的磁场是B而不是H，而 H=B/µ；又除了铁磁介质外，一般岩石 µr=1，取 µ=µ0=4π×10-7H／m，ω=2π/T，并将E(mV／km)和 B(nT)用实际测量的单位代入，经过单位换算，得便于 计算的数值方程
以上是在均匀各向同性大地介质的条件下，地面电磁 场的振幅测量值和介质电阻率之间的关系式，也是大 地电磁测深法中最基本的关系式，在以后讨论非均匀 介质时还将用到，但那时必须赋以新的概念。
k2 i 2
ZTE = Ex = -iωμρ1 Hy Ey Hx = - -iωμρ2
k1 i 1
ZTM = -
Ex 0 E y ZTM
ZTE H x 0 H y
当测量轴和电性主轴方向不一致时，设两者之间的 夹角为
第三节 大地电磁测深法(MT)
大地电磁测深法概述
1、什么是大地电磁测深法？ 利用高空垂直入射的的天然交变电磁波(10-3~ 103Hz) 为激励场源，通过在地表观测相互正交的电场和磁 场来研究地下介质电性结构的一种地球物理勘探方 法。
2、MT发展历史 • 大地电磁测深是20世纪50年代初由A.N. Tikhonov和 L. Cagnird分别提出的天然电磁场方法。 • 60年代以前，由于技术难度大，该方法的研究进展 缓慢。 • 但它具有探测深度大、不受高阻层屏蔽的影响、对 低阻层反应灵敏等吸引人的优点，因而对该方法的 研究始终为人们所关注。
第五章电磁测深法
a
x
e -kn+1z
n +1
+ bx n+1e kn+1z - bx n+1e kn+1z
在 z = d n 的界面上，由于切线分量 Ex 和 Hy 连续，故阻抗连续，此时有
Z n = Z n+1
(当z = d n时)
省略脚标 x，并设介质无磁性 (mn = mn+1 = m0 ) ，则由（4.5.4）和（4.5.5）式得
二、 水平层状理论曲线及特点
1．二层理论曲线 大地电磁测深理论公式的最一般形式为
rT r1
= R12 (w ) =
f
æ ççè
l1 h1
,n
2
,L,n
n
,
m 2,
L,
m
n
ö ÷÷ø
式中，n i = hi / h1 (i = 1, 2,L, n) 。对于二层断面，由（4.5.22）式
R12 (w ) =
在第一层顶板 (n = 1, d1 - h1 = 0) ，即地面上，由（4.5.7）和（4.5.8）式得
R1
=
a1 + b1 a1 - b1
=
é th êk 1h1
êë
+
arthççèæ
k1 k2
öù R2 ÷÷øúúû
（4.5.9） （4.5.10）
式中
R2
=
é th êk 2h2
êë
æ + arthççè
得的视电阻率。可见，视电阻率的模或振幅具有以下形式
rT
=1 wm 0
| Z1 |2
（4.5.19）
按这种方法确定的视电阻率称为卡尼亚视电阻率，是为了纪念大地电磁法的奠基者、法国地球物
大地电磁测深法
大地电磁法研究专家单位姓名中南大学柳建新中国地质大学(武汉) 胡祥云成都理工大学王绪本技术原理大地电磁法（Magnetotelluric mehtod, MT) 是利用天然电磁场作场源，是在地面布设仪器测量5个分量的电磁场（3各相互垂直的磁场分量Hx, Hy and Hz 和2个相互垂直的水平分量Ex, Ey）（图1）.图1 野外观测装置示意图（包括3个磁场分量，2个电场分量）大地电磁数据处理对观测记录的5个分量的原始时间序列（time series)数据，通过频谱(spectre)分析，获得各个场分量的频谱，然后计算它们各自的和相互之间的自功率谱和互功率谱(auto, cross- spectrum )，进而计算反映地下构造的张量阻抗(tensor impedance)，以及视电阻率(apparent resistivity)、阻抗相位(impedance phase)等其他参数（图2）。
图2 数据处理流程示意图图3 是得到的视电阻率和阻抗相位图 0.0010.0100.100 1.00010.000100.0001000.00010000.0000.11.010.0100.01000.010000.0100000.0l o g 10(a p p .r e s i s t i v i t y /O h m m )0.0010.0100.100 1.00010.000100.0001000.00010000.000log10(period/sec)0306090p h a s e (d e g )xyyx图3视电阻率（上图）和阻抗相位（下图）， 横坐标是数据的周期大地电磁数据反演对视电阻率和阻抗相位等参数进行反演(inversion)解释得到地下的构造认识。
对于资料的反演，目前较成熟的是二维反演方法(2-D inversion)。
现世界上可用的先进的二维反演方法有几种，每种方法都有自己的优势，可以选择或对比使用。
大地电磁法测深的基本原理
大地电磁法测深的基本原理大地电磁法（EM）是一种非侵入性地质勘探方法，能够有效地探测地下的岩石、土壤和地层等物质的电导性和磁导率，从而反演出地下构造和矿产资源的分布。
该方法已被广泛应用于石油、天然气、煤炭、金属等领域。
基本原理：大地电磁法的基本原理是利用地球自然电磁场激发出的电磁波在地下物质中的传播和反射来反演目标区域的电性参数。
地球的电磁场主要由磁场感应电流和电离层电流等产生，这些电磁波在地球周围传播时会与地下物质发生相互作用，从而产生“被激发场”和“响应场”。
被激发场是指电磁波在源处产生的场，而响应场是指电磁波通过反射或透射，到达探测点时在地下物质中产生的场。
大地电磁法通常是在地面上设置发射线圈和接收线圈进行探测。
当发射线圈中通过一定频率的电流时，它会产生一个与频率相关的磁场，这个磁场将诱导电场在周围的空间中形成。
接收线圈用于接收由地下物质中传播的电磁波的信号。
将接收到的信号与激发电流进行比较，使用相应的计算方法以确定它们之间的相对振幅和相位差。
这些参数可以用于在地下介质中计算电导率和磁导率等物理参数。
实际上，大地电磁法通常用于测量矿物质类型和含量、地下水和石油等岩石孔隙结构、地下断层和岩石体的边界、地下矿床的储量等方面的信息。
应用：大地电磁法在矿产勘探和地质探测方面非常有用，尤其是在卫星图像不透亮或非常深入的地下区域进行探测。
由于它无需搜寻矿物标本，取样和公差等操作，因此更加节省时间和精力，同时还能减少对环境的影响。
此外，大地电磁法在水文地质研究、环境监测和工程勘探领域也得到了广泛应用。
它可以帮助地质学家和工程技术人员识别土壤类型、确定地下水位、了解岩土结构和岩石储量等方面的问题。
它还可以用于监测地盘和地下巷道的稳定性，以及环境污染和地下水流方向等问题。
总之，大地电磁法为我们提供了一种可靠的勘探手段，使我们能够更全面、深入地了解地下环境和资源分布的情况，为我们及时、准确地掌握地质和自然资源信息提供了有力的保障。
大地电磁测深法
h
1
大地电磁测深法概述
1、什么是大地电磁测深法？ 利用高空垂直入射的的天然交变电磁波(10-3~ 103Hz) 为激励场源，通过在地表观测相互正交的电场和磁 场来研究地下介质电性结构的一种地球物理勘探方 法。
h
2
2、MT发展历史
• 大地电磁测深是20世纪50年代初由A.N. Tikhonov和 L. Cagnird分别提出的天然电磁场方法。
波阻抗是张量。
h
30
三、水平层状理论曲线及特点
1、水平二层曲线
h
31
2、水平三层曲线
h
32
3、大地电磁测深曲线的等值性
什么是等值性？ 当地电断面参数不同时，对应的视电阻率曲线形状基 本不变，这种特性成为等值性。
为什么会出现等值现象？ 理论上将，一个地电断面只能对应一条视电阻率曲线， 但由于一些地电断面与所对应的理论曲线差别甚微， 而实际观测、计算和图示都无法反映这种微小的差别， 所以会出现等值现象。断面中存在薄岩层是出现等值 现象的重要条件。
物理解释：由于良导薄层对地面电磁场的影响取决于其中的电
流密度，而薄层中电磁场近似均匀，根据直流电路的概念，其
中电流密度只与岩层的纵向电导有关，只要保持良导薄层的纵
向电导不变，厚度和电阻率的变化并不影响其中的电流密度分
布，相应的视电阻率曲线也无多大变化。但是，如果是良导厚
层，由于趋肤效应使厚层中电磁场分布不均匀，厚度或电阻率
TM模式
E y z
i
H
x
H x z
2E
y
2E y 2z
k
2 2
E
y
0
k 2 i 2
大地电磁测深简介
大地电磁测深简介大地电磁测深法（Magnetotelluric Sounding），简称MT，是前苏联学者Tikhonov（1950）和法国学者Cagniard(1953）提出来的，利用天然交变电磁场研究地球电性结构的一种地球物理勘探方法，探测深度随电磁场的频率而异，浅可几百米，深可达数百公里。
国内测量频率一般为320-0.00055Hz范围。
在我国有近30-40年的发展历史，在探测地壳和上地幔的物质结构，普查石油天然气、煤田、地热以及寻找地下水和金属矿产等方面不可缺少的地球物理勘探方法之一。
目前国内使用的电磁法仪器主要有：加拿大凤凰公司的V5-2000型仪器、V8型仪器据说也可以用；德国Metronix公司生产的GMS-07e、08e综合电磁法仪；桔灯的ather电磁仪；美国Zonge公司的公司的GDP32Ⅱ电法工作站。
不极化电极是地球物理勘探各类电法中不可缺少的设备。
国内外常用的主要分为液体和固体两大类，从事物探工作的人员都应该不陌生。
不极化电极通常实用金属盐-金属作为电化学反应的原理来抵消极化效应，两个电极之间极差越小代表电极质量越好，测量的数据所携带的误差也就越小。
液体不极化电极主要使用硫酸铜-铜电极，此为1937年苏联科学家谢苗诺夫发明的装置，也是最早的不极化电极。
需要10小时以内更换硫酸铜溶液以保证溶液的浓度始终保持在一定水平。
它使用过程中溶液浓度不断的下降，带来的影响是极差不断的增加，当然实际工作中不会再次测量极差，所以在野外实际测量中使用也特别广泛，但由此带入的电阻率、极化率等参数误差有多少很难去追究。
固体不极化电极主要有氯化银、氯化镉、氯化汞等电极，均为外国科学家发明。
在长期的使用工程中，也发现其中有很多弊端，寿命短，极差大。
直到1970年前后发过科学家研制出Pb-Pbcl2固体不极化电极，电极的研究才到达巅峰，此后再无优于该类型的电极出现，显著的极差小、稳定好、寿命长、稳定好的各类优点，使得国内外物探工作基本均选用该类型电极。
大地电磁测深
大地电磁测深引言大地电磁测深法（ＭＴ）已广泛应用于地球深部构造研究及矿产资源勘查中，而对数据反演方法的选择则直接影响到其应用效果．目前，大地电磁反演方法大都是基于均匀水平层状介质模型假设条件和Ｌ２范数下提出来的，如博斯蒂克反演法（Ｂｏｓｔｉｃｋ，１９７７）、大地电磁拟地震反演法（王家映，１９８５）、高斯牛顿法、梯度法、马奎特法、奥克姆法（Ｃｏｎｓｔａｂｌｅ，１９８７）、曲线对比法（徐世浙、刘斌，１９９５）、共轭梯度法（Ｍａｃｋｉｅ等，１９８９、１９９３、２００１）、快速松弛反演法（Ｓｍｉｔｈ等，１９９１、２００１）、拟线性近似反演法（Ｚｈｄａｎｏｖ，１９９６）、聚焦反演法（Ｐｏｒｔｎｉａｇｕｉｎｅ，Ｚｈｄａｎｏｖ，１９９９）等．上世纪９０年代后期，随着非线性反演理论和三维正反演技术的发展，一些非线性反演方法随之兴起，如模拟退火法（师学明等，１９９８）、多尺度反演法（徐义贤，１９９８）、多尺度逼近遗传算法（师学明等，２０００）、共轭梯度极大似然反演法、非线性共轭梯度反演法（Ｒｏｄｉ、Ｍａｃｋｉｅ，２００１）、贝叶斯统计反演法（Ｓｐｉｃｈａｋ等，１９９５）、人工神经网络反演法（Ｓｐｉｃｈａｋ、Ｐｏｐｏｖａ，２０００）、量子路径积分算法（罗红明等，２００７）、阻尼粒子群优化反演法（师学明等，２００９）等．本文回顾了当前国内外主要的大地电磁反演方法并对其进行分类，并在目标函数构建、灵敏度矩阵计算、收敛速度等方面对各种方法进行了对比与评述．最后，讨论了大地电磁反演方法研究中存在的问题和发展方向．１大地电磁反演方法大地电磁反演方法的研究始终围绕着如何构建目标函数（使用不同的稳定器，如模型参数的范数、最大平滑稳定泛函、最小支撑泛函、最小梯度支撑泛函等）和减少数据计算量（灵敏度矩阵计算等方面）来增强解的稳定性，以求得与实际情况最吻合的地电结构分布．回顾过去，大地电磁反演方法研究经历了从定性近似反演到数值反演、从一维、二维反演到三维反演及线性到非线性全局最优化反演方法的发展阶段．因此，可以将大地电磁反演方法分为三大类：定性近似反演方法、基于目标函数的线性或非线性迭代反演方法和全局搜索最优反演方法．１．１定性近似反演法１．１．１博斯蒂克反演法博斯蒂克反演法（Ｂｏｓｔｉｃｋ）是由Ｆ．Ｘ．Ｊｒ．Ｂｏｓｔｉｃｋ［１］于１９７７年基于水平层状介质条件下提出来的一种一维近似反演方法．该方法以低频区视电阻率曲线尾支渐近线的特征为基础，利用渐近线的交点能反映交点以上底层平均电阻率而与底层电性无关的原理来做近似反演，又称为渐近线交点近似方法［２～４］．实际反演时利用相位曲线进行反演的公式如下：其中ρ为反演后的电阻率值；为测深曲线的相位值，ρａ为测深曲线的幅振值，即视电阻率值；犎为深度值；ω为圆频率；μ为磁导率．Ｂｏｓｔｉｃｋ反演法计算速度快、不需要初始模型，能够直接反映地电结构的特点；但是反演精度低，因为渐近线交点的确定受经验的影响较大，但仍不失为一种为其它反演方法提供初始模型的快捷方法．１．１．２曲线对比法大地电磁一维连续介质反演的曲线对比法是徐世浙和刘斌［５］针对Ｂｏｓｔｉｃｋ反演法精度低、理论曲线和实测曲线拟合误差较大难以准确分辨地质体界面的缺点而提出来的．曲线对比法以低频电磁波在地下穿透深度大于高频电磁波的穿透深度为理论基础，通过连续的低频来确定深部电导率的分布状态．反演过程中，首先将Ｂｏｓｔｉｃｋ反演（另外也可以用穿透深度法［５］或频率归一化阻抗因子方法［６］）得到的电阻率随深度变化的曲线作为初始模型，将视电阻率随周期变化的曲线转化为电阻率随深度变化的曲线，通过迭代逐步改善初始模型的电阻率值，直至获得满意的结果．另外，张大海和徐世浙［７］把相位信息加入曲线对比法反演过程，使得反演结果更加清晰地反映模型的电性分布．反演得到的拟二维断面图可作为多维反演的初始模型．该反演方法原理简单，具有计算速度快且不用计算偏导数矩阵的优点．１．１．３拟地震解释方法王家映等人［８］另辟蹊径，基于电磁波和弹性波在介质中传播的相似性提出大地电磁拟地震解释方法．假设把地层划分为电磁波的双程传播时间都相等的“微层”时，大地电磁场的复反射函数可表示为［９］犚ｅ１．２迭代反演方法迭代反演方法的核心在于如何构建目标函数和选取迭代控制参数来求解线性或非线性方程组，如早期的基于最小二乘原理的高斯牛顿法［１０］和梯度法［１１］分别沿目标函数等位面切线方向和负梯度方向搜索模型参数的改正量来求目标函数极小点，但两种方法均受初始模型的影响，找到的只是局部极小值点．另外，反演问题中经常面对的是求解不适定问题的病态方程组，因此在目标函数构建中引入了正则化的思想．１．２马奎特反演法高斯牛顿法中，由于雅克比矩阵（偏导数矩阵）的秩常小于模型参数个数使得线性方程组显病态性，即方程组的系数矩阵含有小特征值或线性相关的列向量，从而导致迭代不能收敛．因此，可以考虑在系数矩阵的主对角元素上加上一个可调整的正系数来增大系数矩阵的特征值来解决这一问题，使得线性方程组的解趋于稳定，这就是马奎特法实际应用中通常将视电阻率之差改成视电阻率对数之差，参数的变量用相对变化量代替［４］．马奎特法修正量的校正量方向介于梯度法和高斯牛顿法之间，即与目标函数等位面的夹角在０°～９０°之间．在迭代过程中，阻尼系数作为控制步长和搜寻方向的参数，通过选取适当的阻尼系数使目标函数逐次降低收敛到极小值点．虽然计算速度比高斯牛顿法快，但还是有可能得到局部极小点，甚至出现函数值发散的情况［１２］，对模型也不能进行评价，因此还是需要提出新的反演方法，以便在全局范围内搜索求得极小值．１．２．１广义反演法马夸特法通过修正病态方程组系数矩阵使其变为良态来求解，而广义反演法（ＧＬＩ）则是基于广义逆矩阵直接求解病态或奇异性线性方程组．广义反演法通过奇异值分解求取广义逆来确定参数改正量，最大的优点是避免了对矩阵求逆，而且可以提供信息密度矩阵、分辨率矩阵和解的方差等辅助信息对反演结果进行评价．但是当出现小奇异值时会使参数改正量很大，超出线性近似所允许的范围，使模型参数沿着错误方向变化，引起迭代发散．为了避免上述问题，Ｊｕｐｐ和Ｖｏｚｏｆｆ［１３］于１９７５年提出了改进广义逆矩阵反演理论，引入阻尼因子将改进的广义逆矩阵定义为［１４］１．２．２奥克姆反演法基于最小二乘原理的高斯牛顿法和马奎特法等在目标函数构建中没有考虑对非数据模型构造的压制．为了使反演模型简单光滑，Ｃｏｎｓｔａｂｌｅ等人［１７］在１９８７年提出奥克姆（ＯＣＣＡＭ）法，引入模型粗糙度来压制非数据的模型构造，也即求模型的最光滑解．文献［１７］给出了一维层状模型和连续模型下目标函数的构建，并讨论了收敛速度和迭代过程的稳定性等．Ｈｅｄｌｉｎ和Ｃｏｎｓｔａｂｌｅ［１８］在研究二维反演时，对具有光滑参数性质的拉格朗日乘子α的选取直接影响到迭代速度，一般可以通过算法改进和并行计算两个途径来提高速度．吴小平［２０，２１］、刘羽［２２］、Ｅｌｌｉｓ和Ｏｌｄｅｎｂｅｒｇ［２３］、Ｆａｒｑｕｈａｒｓｏｎ和Ｏｌｄｅｎｂｕｒｇ［２４］、陈小斌等［２５］等分别进行了拉格朗日乘子α的选取方法研究．实质上ＯＣＣＡＭ法是一种带平滑约束的最小二乘法正则化反演方法，其优点在于反演不依赖于初始模型，具有较好的稳定性和模型分辨率，但不足在于每次迭代要多次求解反演方程和正演计算，所以在高维反演中的应用并不多．１．２．3 快速松弛反演法为了避免ＯＣＣＡＭ法直接线性搜索，Ｓｍｉｔｈ和Ｂｏｏｋｅｒ［２６］提出快速松弛反演方法（Ｒａｐｉｄｒｅｌａｘａｔｉｏｎｉｎｖｅｒｓｉｏｎ，ＲＲＩ），通过计算每个测量点位置下面的电阻率扰动，把二维反演问题转化为一维反演问题．ＲＲＩ法不直接求雅可比矩阵，而是对正演求得的电场值做积分运算获得视电阻率对模型参数的偏导数，每次迭代只要做一次反演，提高了计算速度；但在反演时若某些参数控制不好，便得不到理想结果，甚至不能收敛．随着计算速度的加快，二维ＲＲＩ法才被推广到三维空间．谭捍东等［２８］推导出三维快速松弛反演算法中快速计算灵敏度的表达式，实现了求最小构造的三维快速松弛反演算法，并成功对日本Ｋａｙａｂｅ地区实测资料和新疆土屋铜矿床ＭＴ资料进行了反演［２９］．但是这种三维快速松弛反演算法只是三维正演加一维反演，并不是真正意义上的三维反演．林昌洪等［３０］采用并行虚拟机（ＭｅｓｓａｇｅＰａｓｓｉｎｇＩｎｔｅｒｆａｃｅ）计算加快了大地电磁数据三维快速松弛反演，通过模拟计算和实际测量数据反演证明该方法是有效的．１．２．4 共轭梯度反演法牛顿法在对目标函数极小值搜索时要计算Ｈｅｓｓｉａｎ矩阵（目标函数的曲率，即二阶导数）并求其逆使得收敛速度很慢甚至不收敛．针对这一弊端，Ｈｅｓｔｅｎｅｓ和Ｓｔｉｅｆｌｅ［３１］于１９５２年提出了共轭梯度法（ＣｏｎｊｕｇａｔｅＧｒａｄｉｅｎｔＭｅｔｈｏｄ），在求目标函数的极小值时沿着共轭梯度方向进行一维搜索，迭代过程只需计算一阶导数．Ｍａｃｋｉｅ和Ｍａｄｄｅｎ［３２］为了避免偏导数矩阵的计算把松弛法引入大地电磁三维共轭梯度反演计算．不是很快．根据Ｆｌｅｔｃｈｅｒ和Ｒｅｅｖｅｓ_______［３４］利用共轭梯度法求解非线性问题（目标函数时高于二次的连续函数）的思想，Ｒｏｄｉ和Ｍａｃｋｉｅ［３５］将非线性共轭梯度反演法（ＮＬＣＧ）用于求解大地电磁二维反演问题，较高斯牛顿法计算效率有很大提高．Ｎｅｗｍａｎ和Ａｌｕｍｂａｕｇｈ［３６］在串行机和并行机上对合成模型数据进行三维非线性共轭梯度反演，但还没见到实际应用的资料．在国内，胡祖志等［３７］提出非线性共轭梯度法大地电磁拟三维反演法，采用交错采样有限差分方法做正演计算，用一维灵敏度矩阵代替三维灵敏度矩阵，对非测点的灵敏度元素通过插值求得，并且在迭代反演过程中，采用拟牛顿法对拟灵敏度矩阵进行更新．通过ＹＸ模式、ＸＹ模式的拟三维反演计算证明了算法的可行性与正确性．刘小军等［３８］提出正则化共轭梯度法反演算法（ＲＣＧＡ），在每次迭代过程中根据目标的收敛情况动态选取正则化因子，有效地解决了迭代时目标函数发散的问题．１．２．5 拟线性近似反演法Ｚｈｄａｎｏｖ等人［３９］将拟线性近似的思想应用到电磁场反演问题中，对正演模拟算子拟线性近似得到关于修正的电导率张量的线性方程，然后用正则化共轭梯度法解线性方程，使用电性反射率张量去计算异常体电导率，用三个线性反演问题代替原来１６１０５期陈向斌，等：大地电磁测的电磁散射的非线性反演问题，这便是拟线性近似反演方法．拟线性近似方法将一部分多次散射引进了积分方程的计算中，而且用最优化方法求反射张量，所以拟线性近似方法的解要比用二阶Ｂｏｒｎ级数求得的解要精确．Ｚｈｄａｎｏｖ等人给出了理论模型三维反演结果，并用于实际大地电磁测深资料和可控源大地电磁资料的反演，表明了该反演方法具有信息量大、精度和效率高等优点．１．２．6 聚焦反演法基于最大平滑稳定泛函构建目标函数进行反演的缺点在于对地质体分界面分辨率较低．Ｐｏｒｔｎｉａｇｕｉｎｅ和Ｚｈｄａｎｏｖ［４４］在构建目标函数时引入最小支撑泛函的稳定器并与惩罚泛函相结合，对模型参数变化大和不连续的区域用一个新的稳定泛函来描述，使得目标泛函集中到最小的面积，更好的判断地质体界面的存在．刘小军等［４５］在研究二维大地电磁数据反演问题时基于吉洪诺夫正则化思想将最小梯度支撑泛函作为模型目标函数．研究表明聚焦反演能稳定地快速收敛到真实模型附近，且具较高的分辨率，地质体分界面反演效果突出．１．３全局搜索最优反演方法１．３．１二次函数逼近反演法牛顿法、梯度法和共轭梯度法等大地电磁反演方法求得的目标函数极小值并不是全局意义下的极小值，很容易使反演陷入局部极小．为了解决这一问题，可以用在一些点上与Φ（犿）等值的二次函数犳（狓）代替Φ（犿），以二次函数的极小值点作为Φ（犿）的近似极小值点，然后改变控制点找到Φ（犿）的更好的二次近似函数以改变极小点位置，从而建立起迭代过程，这就是二次函数逼近非线性全局最优化反演方法．当我们选用不同的二次函数时，便得到不同的二次逼近优化方法．该方法不依赖于初始模型、稳定性好、具有全局收敛的特点，且迭代搜索时不必用分辨率矩阵来确定搜索方向；不用计算梯度向量和二阶导数矩阵，具有很小的计算量．翁爱华和刘国兴［４７］采用缺项二次函数逼近Φ（犿），即超球逼近方法（ＳＳＡＡ）对大地电磁测深资料进行反演，具体操作过程见参考文献．严良俊和胡文宝［４８］也将二次函数逼近非线性优化方法用于Ｋ型和ＫＱＨ型地电模型反演计算和实测ＭＴ数据反演中，均取得了很好的效果．但是未见到关于二维和三维大地电磁资料的二次函数逼近非线性反演方法研究的相关内容．１．３．２多尺度反演法多尺度反演基于小波变换理论中多尺度分析（ＭＲＡ）将大规模的反演问题分解为小规模的反演问题，先求最大尺度时的反问题，将解作为下一次反演过程的初始值，直到求出对应于尺度为零的原反问题的解，其实现是通过把目标函数分解成不同尺度的分量，根据不同尺度上目标函数的特征逐步搜索全局最小值［１１］．徐义贤等［４９，５０］将多尺度反演方法用于对一维和二维大地电磁数据的反演中．在实际反演时，从选定的某一尺度开始，其初始模型可根据Ｂｏｓｔｉｃｋ转换曲线形状选取．多尺度反演法在大尺度上反演稳定，反演结果不受初始模型的影响，较好的避免了反演受局部极小值的困扰问题，加快了收敛速度．１．３．３模拟退火反演法模拟退火算法思想是Ｍｅｔｒｏｐｏｌｉｓ等人［５１］于１９５３年提出来的，之后Ｋｉｒｋｐａｔｒｉｃｋ等人［５２］将其用于优化问题的求解．模拟退火法在地震资料处理和反演中应用的较早，９０年代师学明等［５３］将其应用于一维层状大地电磁测深数据反演．模拟退火反演算法将反演参数看作是熔化物体分子存在的某种状态，将目标函数视为熔化物体的能量函数，通过控制参数逐步降低温度进行迭代反演，使目标函数最终求得全局极值点［５４］．从本质上来说，模拟退火法是一种启发式的蒙特卡罗洛法，不用求目标函数偏导数，不用解大型矩阵方程组，易于加入约束条件，不依赖于初始模型，易跳出局部极值，但大量的正演模拟和反演计算量限制了其在高维反演问题中的应用．针对这些缺点，姚姚［５５］提出利用模糊先验信息确定最低温度和改造目标函数来增加计算的稳定性，提高计算效率；张霖斌等［５６］以ＢｏｌｔｚｍａｎｎＧｉｂｂｓ统计理论为基础，利用似Ｃａｕｃｈｙ分布产生新扰动模型，提出新快速模拟退火算法（ＶＦＳＡ）；杨辉等［５７，５８］则以ＶＦＳＡ为基础，实现了ＭＴ拟二维模拟退火约束反演和带地形的二维ＭＴ多参量快速模拟退火约束反演．另外，井西利等［５９］从温度参数的选择入手提出了一种自适应模拟退火方法，使得退火过程和温度参数可以根据实际资料情况进行计算和自我调节；蒋龙聪等［６０］将遗传算法中的非均匀变异思想引入传统的模拟退火算法，增强局部搜索功能，提高了算法的收敛速度．模拟退火算法在高维反演中的应用和与其它反演算法结合进行混合反演是模拟退火反演方法应该着重研究的方向．１．３．４量子路径积分反演算法量子退火与模拟退火过程都属于优化退火过程，只是退火机制不同．量子退火利用量子跃迁的隧道效应机制求得全局极小值．罗红明等［６１］基于量子优化退火策略，以量子系统能量函数Ｈａｍｉｌｔｏｎ量构建反演目标函数，并以Ｆｅｙｎｍａｎ传播子来构成退火的接收概率提出量子路径积分反演算法（ＱｕａｎｔｕｍＰａｔｈＩｎｔｅｇｒａｌＡｌｇｏｒｉｔｈｍ，简称ＱＰＩＡ），并将其用于一维大地电磁模型和实测数据试验取得了很好的效果．１．３．５遗传算法反演法Ｈｏｌｌａｎｄ［６３］以遗传学中适者生存的理论为基础提出遗传算法，通过用二进制对模型参数编码形成染色体，在群体的繁殖、杂交和变异过程中，利用转移概率规则从模型群体集随机搜索［６４，６５］．Ｓｔｏｆｆａ和Ｓｅｎ［６６］最先将遗传算法引人地球物理学领域中用来反演一维地震波模型．王兴泰等［６７］首次尝试将其用于电测深曲线的反演，但是由于传统的遗传算法存在的早熟和计算效率较低等问题，使得应用受到限制，随之一些学者对其进行了改进．石琳珂［６８］提出了真值邻域的概念，利用这个概念得到了缩小搜索范围的压缩公式以提高计算速度．张荣峰［６９］则将遗传算法引入了大地电磁测深资料的反演研究中．为了改善传统ＧＡ算法存在的早熟的问题，刘云峰和曹春蕾［７０］通过在早期对目标函数进行压缩，避免初期优越模型对搜索过程的控制；在后期拉伸防止模型在最佳值附近的振荡，但缺点是计算时间较长．蔚宝强和胡文宝［７１］用十进制浮点数代替二进制位串，遗传操作直接针对十进制数串，避免了编码和解码的繁杂运算，在杂交或变异过程中，直接选取随机杂交变异点，实现相对位点的参数基因交换．Ｆｌｏｒｅｓ和Ｓｃｈｕｌｔｚ［７２］则在二维大地电磁数据反演中提出了具有高适应能力和适合于非线性假设检验的重组遗传模拟算法．柳建新等［７３］和白俊雨［７４］等则分别将实数编码技术和拟网格法与ＧＡ法相结合来来反演大地电磁二维和一维数据．而另外一些学者则是把遗传算法和其他反演算法相结合，形成混合遗传算法，如师学明等［７５］采用多尺度逐次逼近反演思想把遗传算法反演问题分解为一系列依赖于尺度变量的反问题序列，将大尺度的解当作次一级尺度反问题的初始模型集，再进行遗传反演如此类推逐次逼近全局最解．柳建新等［７６］把单纯形搜索与遗传算法结合构成混合遗传算法（ＨＧＡ），并采用最优群体保留策略，使得具有遗传算法的全局收敛性，也具有单纯形法的快速收敛性．谢维等［７７］引入局部搜索效率高的共轭梯度法，使得混合算法加快全局寻优过程，一定程度上解决遗传算法的早熟问题；罗红明等［７８］利用量子位编码代替二进制位编码，利用量子旋转门定向更新种群来代替传统方法中种群的选择、交叉和变异过程，使得算法具有并行运算能力和量子隧道效应，从而加快了搜索速度，改善了收敛速度．师学明等［７９］将自适应思想引入到量子遗传算法中来，通过动态调整量子遗传算法的模型搜索空间，建立自适应量子遗传算法解决一维层状介质ＭＴ反演问题．在大地电磁测深中一般将目标函数定义为模型的大地电磁测深响应值与相应观测值之差的二范数拟合差，但至今为未见到遗传算法和一些局部线性反演方法结合的混和算法．１．３．６人工神经网络反演法人工神经网络（ＡＮＮ）在地球物理学中的应用越来越受到人们的青睐．Ｒａｉｃｈｅ［８０］早在１９９１年就指出可使用神经元（ＮＮ）模式识别方法进行地球物理反演，对ＮＮ在不同地球物理问题中的应用作了介绍．Ｂａａｎ和Ｊｕｔｔｅｎ［８１］也对ＡＮＮ在地球物理的中的应用范畴做了概述，并指出ＡＮＮ实质就是一种优化反演问题．在此之后，Ｓｐｉｃｈａｋ和Ｐｏｐｏｖａ［８２］基于三层神经元的回传理论（ＢＰ）调整ＡＮＮ结构，并成功用于解决三维地电反演问题，同时指出ＡＮＮ方法可以做并行计算．人工神经网络还可以用于大地电磁时间序列分析，避免信号被天然或人为噪音干扰带来的传递函数错以至于导致错误的资料解释［８３，８４］，如Ｐｏｐｏｖａ和Ｏｇａｗａ［８５］通过数据结构消除噪音和扭曲以便对大地电磁响应函数做出正确估计，Ｓｈｉｍｅｌｅｖｉｃｈ等人［８６］将快速神经网络反演算法用于二维大地电磁动态参数监测．人工神经网络反演法可以对一个模型类的数据进行多重反演，具有对不完整数据或含有噪声的数据进行去噪反演等特点，但其反演结果的好坏强烈依赖于初值的选取，难以解决多个参变量的优化问题，且ＡＮＮ重构受到教育水平限制［６２］．１．３．７贝叶斯统计反演贝叶斯统计反演则将模型参数视为随机变量，将反演结果表述为模型空间上的概率密度函数从而较好的解决了带噪反演的问题．１．３．８粒子群优化反演算法粒子群优化算法（ＰＳＯ）是模仿鸟群寻找食物的社会行为的一种全局搜索最优化算法，原理可见文献［８９］．从文献［９２］中我们可以得知惯性权重ω的选择影响着算法的应用效果，较大的惯性权重ω值有利于跳出局部极小点，反之则有利于算法收敛．Ｒａｎｊｉｔ和ＳｈａｌｉｖａｎｈａｎＳ［９３］首次将惯性权重ω＝１时的基本粒子群优化算法用于一维直流电测深和一维大地电磁测深的模型数据和实测数据反演，但是搜索过程比较慢，在反演后期比较难收敛．为了选取合适的惯性权重值来提高算法性能，一些学者先后提出了线性递减权值（ＬＤＩＷ）策略、模糊惯性权值（ＦＩＷ）策略、随机惯性权值（ＲＩＷ）策略和自适应调整策略等．师学明等［９４］则基于模拟退火反演思想，提出惯性权重ω的振荡递减策略：ω＝０．９９犽·狉狋／２＋α，（２６）式中α为一常数，取值范围为［０，０．５］；狉狋为均匀分布在（０，１）之间的随机数；犽为迭代次数，犽＝１，２…犖，犖为最大迭代次数．该惯性权重ω曲线呈现一种波动阻尼递减的现象，类似于模拟退火法中的退火过程，有利于在早期跳出局部极值，晚期更快地收敛于全局极值．阻尼粒子群优化算法用于大地电磁数据的一维反演可以较快逼近全局最优解，优于传统的线性或近线性的局部最优化方法，避免了选取初始模型、计算灵敏度矩阵、陷入局部极值等缺点，又克服了蒙特卡洛、模拟退火反演模型搜索时间较长的弱点；但是反演过程中要多次进行正演计算，若要应用于二三维大地电磁反演计算还比较困难．２大地电磁反演方法存在的问题从大地电磁反演方法的发展我们可以看到，不管是定性近似反演方法，或是基于目标函数的迭代反演方法，还是全局搜索最优反演方法，都旨在利用电磁场方程或目标函数经过一系列相关运算来得到能拟合观测数据的最佳地电模型．这里就存在四个问题：（１）在现有假设条件下建立的电磁场方程能否准确表达实际地质体或深部隐伏矿体的电磁响应．地球本身就是一个复杂的地质体，从全球性的壳幔构造、岩石圈分布、区域大地构造到某一矿集区或矿床，其物质组成的多样性和空间结构的复杂性必然导致电性结构的非均匀与各向异性．但是目前大地电磁测深反演技术研究中大都是使用基于均匀水平层状介质的物理模型建立起来的电磁场方程和在Ｌ２范。
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固体不极化电极主要有氯化银、氯化镉、氯化汞等电极，均为外国科学家发明。在长期的使用工程中，也发现其中有很多弊端，寿命短，极差大。直到1970年前后发过科学家研制出Pb-Pbcl2固体不极化电极，电极的研究才到达巅峰，此后再无优于该类型的电极出现，显著的极差小、稳定好、寿命长、稳定好的各类优点，使得国内外物探工作基本均选用该类型电极。
在我国有近30-40年的发展历史，在探测地壳和上地幔的物质结构，普查石油天然气、煤田、地热以及寻找地下水和金属矿产等方面不可缺少的地球物理勘探方法之一。
目前国内使用的电磁法仪器主要有：加拿大凤凰公司的V5-2000型仪器、V8型仪器据说也可以用；德国Metronix公司生产的GMS-07e、08e综合电磁法仪；桔灯的ather电磁仪；美国Zonge公司的公司的GDP32Ⅱ电法工作站。
我们国内不极化电极的基本均为Pb-Pbcl2固体不极化电极，使用前需要将其在饱和氯化钠溶液中浸泡2-3cm高约30分钟，用万用表测量极差，小于规范2mv的配对使用。
若需要使用固体不极化电极（俗称电极、极罐）请尽管联系。。谢谢，满意请采纳！
不极化电极是地球物理勘探各类电法中不可缺少的设备。国内外常用的主要分为液体和固体两大类，从事物探工作的人员都应该不陌生。不极化电极通常实用金属盐-金属作为电化学反应的原理来抵消极化效应，两个电极之间极差越小代表电极质量越好，测量的数据所携带的误差也就越小。
液体不极化电极主要使用硫酸铜-铜电极，此为1937年苏联科学家谢苗诺夫发明的装置，也是最早的不极化电极。需要10小时以内更换硫酸铜溶液以保证溶液的浓度始终保持在一定水平。它使用过程中溶液浓度不断的下降，带来的影响是极差不断的增加，当然实际工作中不会再次测量极差，所以在野外实际测量中使用也特别广泛，但由此带入的电阻率、极化率等参数误差有多少很难去追究。
大地电磁测深法（Magnetotelluric Sounding），简称MT，是前苏联学者Tikhonov（1950）和法国学者Cagniard(1953）提出来的，利用天然交变电磁场研究地球电性结构的一种地球物理勘探方法，探测深度随电磁场的频率而异，浅可几百米，深可达数百公里。国内测量频率一般为320-0.00055Hz范围。