中南大学汤井田老师电磁法勘探——1-2 电磁法的数学物理基础.
地球物理测井方法课件:1-2 自然电位测井
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ELECTRICAL DOUBLE LAYER OF CLAYS
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2. 阳离子交换
双电层内的阳离子或其水合离子相互交换位置,或与双 电层之外的阳离子及水合离子交换位置而移动,产生导 电现象,这种现象称为粘土的阳离子交换作用。 交换的难易程度:决定于岩石表面对阳离子的静电引力。
4.35 6.46 5.16 4.50 5.16 4.50 5.16 5.16 3.15 4.35
负离子
Cl- Cl- Cl- Cl- SO42- SO42- CO32- HCO3- HCO3- OH -
迁移率l(m2.S/mol )
6.55 6.55 6.55 6.55 6.79 6.79 6.00 4.67 4.67 17.4
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(3)岩石颗粒与水溶液接触的表面带有固定不动的负电荷, 粘土矿物中最显著;
原因:主要由于粘土晶体的置换作用和破键作用!
置换作用—Si-O四面体中Si4+被 Al3+离子置换,Al-O八 面体中Al3+被Mg2+、 Fe2+等离子置换;
破键作用—粘土结构单位层的四 周边缘发生化学键破 裂,产生多余负电荷。
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当溶液浓度较低时(R>0.1.m),电阻率与 浓度成线性反比:
Cw Rmf
Cmf
Rw
Rmf —泥浆滤液电阻率 Rw—地层水电阻率
Ed
Kd
lg Cw Cmf
Kd
lg
Rmf Rw
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2. 扩散-吸附电动势(泥质岩石)
大地电磁法的地形效应
link appraisement刘晓甲1 汤井田王琪琪11.中南大学 地球科学与信息物理学院;2.中南大学有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室;3. 中南大学有色资源与地质灾害探查湖南省重点实验室图1 梯形山峰模型图3 梯形山峰模型对大地电磁响应的影响(a) 坐标为(0,0,450)的点在梯形山峰模型在不同频率下的大地电磁响应,(b)在y=0的测线上不同测点的响应,x 为xy 模式,点为yx 模式。
图6 不同地下电阻率情况下地形对视电阻率的影响图4 不同频率下地形对视电阻率的影响图5 不同频率下地形对相位的影响变化,都是随着山峰高°的降低,地形引起的畸变减小。
本章中,我们对大地电磁受到地形影响的范围进行了研究,分别从频率、地下电阻率、地形坡度和地形的尺度几个方面进行了讨论。
地形对大地电磁响应作用的范围研究频率对作用范围的影响从图可以看出,在同样的地下电阻率情况下,不同频率时畸变大地电磁响应的范围大小也是不同的,如图2~5所示的梯形山峰模型,山峰高450m,山顶是边长为450m 的正方形,底面是边长2000m 的正方形,电阻率为100Ω·m,模型为100km*100km*100km 的立方体。
将测线布置在y=0m 处,测点从x=4000m 到x=1005m,共60个测点,频率从10000Hz 到0.01Hz,共22个频点,把电阻率畸变超过5%作为受到地形影响的依据,下表1是在不同频率时ρ(x 1)和yx ρ(x 2)开始受到地形影响时测点的x 坐标。
表1 不同频率时地形效应的影响范围比较频率(Hz)x 1(m)x 2(m)频率(Hz)x 1(m)x 2(m)1000025258800400800025255800400400040402900400200050501900450100075750.81000450800751000.410005005001001500.111005001002503000.081100500803003000.041100550404504000.021100550107004000.011100550图9 不同山峰高度时地形对相位的影响图8 不同山峰高度时地形对视电阻率的影响图7 不同地下电阻率情况下地形对相位的影响图10 模型和测点分布。
地球物理勘探电法电磁法
Hale Waihona Puke (4)固体电解质:离子导电,绝大多数造岩矿物,
如石英、云母、方解石、长石等,电阻率高
4、主要岩矿石电阻率及其变化范围
● ρ沉 < ρ变 < ρ火
● 沉积岩: 10 ~102Ω · m
● 火成岩: 102 ~106Ω · m
● 变质岩:介于两者之间。
5、影响电阻率的主要因素 (1)矿物成分、含量及结构 金属矿物含量↑,电阻率↓ 结构:侵染状 > 细脉状 (2)岩矿石的孔隙度、湿度 孔隙度↑,含水量↑,电阻率↓ 风化带、破碎带,含水量↑,电阻率↓ (3)水溶液矿化度 矿化度↑,电阻率↓
电化学活动性(η) 介电性(ε) 导磁性(μ)
直流电(稳定场) 人工场源
②利用场源多 天然场源
交电流(交变场)
传导类电法勘探(直 流电法)研究稳定电 流场 ③方法
电阻率法* 充电法
自然电场法 激发极化法 低频电磁法
种类多
感应类电法勘探(交 频率测深法 流电法)研究交变电 甚低频法 流场 电磁波法 大地电磁法
U MN s k I
ρ3
ρ1 ρ2
※ 视电阻率 —— 在电场有效作用范围内 各种地质体电阻率的综合影响值。
(3)影响视电阻率的因素
电极装置—供电电极(A、B)及测量电极(M、N) 的排列形式和移动方式 ① 电极装置类型及电极距的大小 ② 测点相对于地质体的位置; ③ 电场有效作用范围内各种地质体的真电阻率; ④ 各地质体的分布状态(即形状、大小、埋深及相 对位置)
地球物理勘探 电法、电磁法
什么是电法勘探:
它是以岩、矿石的电学性质(如导电性)差异为基 础,通过观测和研究与这些电性差异有关的(天然或 人工)电场或电磁场分布规律来查明地下地质构造及 有用矿产的一种物探方法,称为“电法”。
广域电磁法中垂直磁场分量的分析与应用
在 这方 面 , 陈明 生 l 4 ] 、 汤井 田l 5 ] 、 邱卫忠I 6 ] 等做 了相 关研 究工作 。
中 图分 类 号 :P 6 3 t 文献标识码 : A 文章编号 : 1 0 0 0 — 8 9 1 8 ( 2 0 1 5 ) 0 2 — 0 3 5 8 — 0 4
传统 C S A MT的 工 作 方 式 是 在 远 区 ( 3 ~ 5倍 的
趋 肤深 度 ) 范 围 内测 量 一组 正 交 的 电 、 磁场 , 一般 为 水 平 电场 E 和水 平 磁 场 然 后 求 取 卡 尼亚 视 电 阻 率 。通常 采用标 量 的 多道 工 作 方 式 . 在 一 次排 列
解释 ; 而在 地形影 响复 杂 、 静态效应严重的地区 , 利 用 对 地形不 敏感 的水 平磁 场 则具 有较 大 的优势 。
E 的最 佳选 择 。笔者 首先 对 垂 直磁 场 日 的特性 进 行 了分 析 , 给 出了利用 迭代 法求 取视 电阻 率 的方法 。
最 后 以某 冻 土层地 区金属矿 勘探 的实例说 明了垂 直
件很 差 的区域 , 如 沙漠 、 冻土 、 基 岩裸露 区域 , 电场 的
准确 测量 非 常 困难 , 而测 量 磁 场 则 不 受 接 地条 件 的 限制 , 在磁 场 各 分量 中 , 垂 直 磁 场 对 地 层 的 敏感 性强, 垂 向分 辨率 高 。 高 阻穿 透 能 力 强 , 是 替代 测 量
汤井田垂直磁场响应计算与特性分析电阻率和厚度分别为nhn则位于坐标原点的电偶极子在地表xy处产生的垂直磁场可以表示为10idsyhz1tej1rdrr0如图1所示直角坐标系下设层状大地的各层随着广域电磁法的兴起电磁场场区的概念变得模糊起来在广域电磁法工作中不需要电磁场必须满足远区场条件才能进行测量这样大大扩展了观测范围提高了工作效率
地球物理学中的电磁场正演与反演
第22卷 第4期地 球 物 理 学 进 展Vol.22 No.42007年8月(页码:1181~1194)PRO GRESS IN GEOP H YSICSAug. 2007地球物理学中的电磁场正演与反演汤井田, 任政勇, 化希瑞(中南大学信息物理工程学院,长沙410083)摘 要 本文在近年来众多的地球物理研究者的研究基础上,总结了当前地电磁模型正反演已有成果,定量分析了各种主要正反演的性能测试,指出不同正反演法的优点、缺点以及应用范围局限,提出了各种方法的发展趋势以及当前计算地球物理领域的核心内容,指出了计算地球物理领域的数值模拟发展方向.关键词 有限差分,有限元,积分方程,线性迭代,蒙特卡罗,电磁模型,正演,反演中图分类号 P318,P319 文献标识码 A 文章编号 100422903(2007)0421181214The forw ard modeling and inversion ingeophysical electrom agnetic f ieldTAN G Jing 2tian , REN Zheng 2yong , HUA Xi 2rui(S chool of I nf o -p hysics and Geomatics Engineering ,Changsha ,410083)Abstract Based on the excellent achievements by many geophysical researchers at present ,this paper has analyzed performances of the most used forward and inversion methods in electromagnetic quantitatively ,and then ,has pointed the merits and faults of this algorithms.So ,with the quantitative analysis and testing ,the development trend of a 2bove forward and inversion in geophysical electromagnetic filed is pointed and also the core of computational geophys 2ics is listed.At the end ,we have clearly listed the development trend of the numerical simulation in computational ge 2ophysics.K eyw ords finite difference method ,finite element method ,integral equation method ,linear iterate method ,monte 2carlo method ,electromagnetic simulation ,forward model ,inversion收稿日期 2007204210; 修回日期 2007206220.基金项目 国家863计划(2006AA06Z105,2007AA06Z134)项目资助.作者简介 汤井田,博士,博士生导师,中南大学教授,中国地球物理学会会员,美国勘探地球物理学家协会(SEG )会员.主要从事电磁场理论和应用、地球物理信号处理及反演成像等研究.(Email :jttang @ ).0 引 言在地球物理学,电磁场的复杂性决定了地球物理模型的复杂性,一般而言,地球物理模型无法以解析法得到解析解[1],因此,数值模拟方法在地球物理学中得到了广泛地应用,并以此,地球物理学家得到了许多经典的地电模型的电磁场分布数据.借助于这些电磁场分布数据,结合地电模型结构,我们可以初步建立电磁场数据与模型之间的对应关系.但对于复杂的模型来说,其电磁场分布也非常之复杂,在这种情况下,模型与电磁场数据之间的关系变得十分复杂,因此,需要一种高效的、准确的方法来建立模型与电磁模型之间的关系,这种方法即称为电磁模型的反演[2].目前而言,反演主要集中在完全2D 、3D 非线性模型上[3~5],在其中,3D 电磁场数值模拟是3D 电磁反演的核心引擎,因此反演与正演是相得益彰,互相促进的.限于篇幅,本文只讨论广泛应用于地球物理电磁场正演的有限差分[6~8],有限元[9,10],积分方程法[11,12]等,基于此的方法变种,如微分2积分法[13]等不具体讨论;对于反演来说,只讨论线性迭代法[14]、蒙特卡洛反演方法[3].而其它一些变种如微分2积分方法[13]等不具体论述.本文第一部分,讨论有限差分、有限元和积分方程法,分析其现有应用效果,其优点与缺点,基于此分析其发展趋势;第二部分详细论述反演算法的应用以及发展趋势,集中讨论线性化迭代法,蒙特卡洛地 球 物 理 学 进 展22卷非线性全局最优化方法等,分析其优点与缺点,并讨论解决当前阻碍其发展的解决方法,指出非线性反演的在电磁模型中发展趋势.表1 符号的意义T able1 The meaning of symbolsV Laplace算子ε介电常数μ磁导率σ介质电导率ω~角频率j ext外加电流σ~=σ-iωt复电导率e-iωt时间依赖常数E电场强度H磁感应强度E0初始电场强度H0初始磁感应强度r空间坐标V s体积A系统矩阵D空间维数X节点值向量B右边向量φ目标函数m目标模型δm模型增量λ罚函数因子J n×m灵敏矩阵H n×m海森矩阵i,n,k不清索引计数β调整因子M=N M模型集x模型参数w,v模型个体1 电磁场正演分析电磁正演模型的宏观控制方程为Maxwell方程,就其在频率领域的形式为[2]:Δ×H=σ~E+j ext,Δ×E=iωμH.(1)求解(1)式,便可获得H和E.对于绝大多数模型,(1)式只能够通常数值方法来求解,下面列举主要数值方法最新进展.1.1 有限差分法[4,7]有限差分(Finite-deference met hod,FDM)是最为古老的数值计算方法之一,其被用于应用地球物理邻域始于20世纪60代(Yee1966[7];Jones and Pascoe,1972[15];Dey and Morrison,1979[16]; Madden and Mackie,1989[17]),特别进入90年代,交错式样网格被广泛用于地电磁场的分析中来,使有限差分法步入全盛时期(Smit h and Booker, 1991[8];Mackie et al,1993,1994[18,19];Wang and Hohmann,1993[20];Weaver,1994[21];Newman and Alumbaugh,1995,1997[22,23];Smit h,1996a, b[24,25];Varent sov,1999[26];Champagne etal, 1999[27];Xiong et al.,2000[28];Fomenko and Mogi, 2002[29];Newman and Alumbaugh,2002[30]).有限差分的基本原理为:方程(Ⅰ)控制的模型被分为规则的网格,其规模为M=N x×N y×N z,N i为直角笛卡尔坐标系的坐标轴方向的节点距,电磁与磁场被离散到节点,并导致一些关于电磁场节点值的线性方程组,A FD X=B,A FD为3M×3M的复数、对称、大型、稀疏矩阵,X为3M长的各节点电场或磁场的三方向值的向量,B 为由j ext等激励和边界条件生成的长度为3M的向量.同上可知,有限差分的最大不足之处为,它要求模型能够被剖分成规则的单元如四边形,六面体等,严重制约了其在复杂地球物理模型中的应用;最大优点在于能够非常好的处理内部介质中电磁性差异引出的磁场与电磁不连续现象,这是由交错网格的基本性质决定.目前来说,作为电磁数值模拟方法的主导者,有限差分法(FD)正处于各向同性介质模型转向各向异性介质模型的升级(Weidelt,1999[31]; Weiss and Newman2002,2003[32,33]);正处于频率域电磁模型的模拟向时间域电磁模型模拟的空间转换,并借助于并行技术求解(Wang and Hohmann, 1993[20],Wang and Tripp,1996[34],Haber et al, 2002[35];Commer and Newman,2004[36]).1.2 有限单元法[4,8,9]有限单元法(Finite element met hod,FEM)并未广泛地被应用到地电磁场数值模拟计算当中来, FEM利用节点值与节点基函数来形成整个电磁场的分布.不同于FDM,FEM是基于电磁场的积分形28114期汤井田,等:地球物理学中的电磁场正演与反演式,它是由电磁场的微分形式通过Green等定理变换而得,通常也称有限法的解为微分形式的弱解.同于FDM,FEM最也形成大型,对称,复数,稀疏矩阵,A FE X=B.不同于FDM,FEM并不一定要求模型能够被剖分成规则单元,如三角形与六面体单元(其被理论与实践证明可以无限度精确地模拟地球物理模型),因此,FEM能够求解FDM不能够求解的复杂地球物理模型,并被应用于实际中(Reddy,1977[37] Coggen,1976[9];Pridmore,1981[38]Pasulsen, 1988[39]Boyce,1992[40]Livelybrooks,1993[41]Lager and Mur,1998[42]Sugeng,1999[43]unorbi,1999[44] Ratz,1999[45]Ellis,1999[46]Haber,1999[47]Zyserman and Santos,2000[48]Badea,2001[49]Mit subhata and Uchida,2004[50].由上可知,FEM不仅能够处理FDM能处理的简单模型,更能够处理复杂的模型,因此,FEM能够作为地电磁场数值模拟的通用者. FEM显然肯定一些不足之处:对于复杂的模型,其结果不能给人以绝对的信服,其解没有相应的误差分析,并且这种分析是非常之必要.FEM的发展趋势:(1)对复杂的模型给予相应的精确的误差分布,难以肯定结果的真实可靠性[24~30];(2)基于势理论的成长,电磁场借助于矢量势与(或)标量势的方程系统能够完美的代表电磁场分布,有限元求解这些系统是一种大势所趋[44,49,50].(3)虽然FD能够处理内部边界电磁场不连续现象,但是基于节点的有限元法不能处理此理解,从而给结果带来误差,基于边的矢量有限元能够很好的处理节点有限元的不足[43,50],因此,随着对误差的要求越来越小,矢量有限元将会越来越多的应用到地电磁场的分析中来.1.3 积分方程法[4,11,12]积分方程法实现了均匀导电半空间三维大地电磁响应的数值模拟.即求取张量格林函数积分时,采用二次剖分算法解决计算中奇异值问题,对于含有贝塞尔函数的积分项,利用结合连分式展开的高斯求积代替常规的快速汉克尔变换方法,确保了张量格林函数的正确计算并提高了计算精度.最后通过数值模拟结果的对比及模型试算验证了算法的正确性.积分方程法(Integral equation met hod,IE)把Maxwell方程变成Fredholm积分方程(Raiche, 1974[11,12])E(r)=E0(r)+∫V s G(r,r′)(σ~-σ~0)E(r′)dr′,(2)(2)式为电场表达式,此方程即为著名的散射方程(Scattering Equation,SE).(2)式中,E0(r)通常为已经项,G为3×3的Green函数在1D参考介质中矩阵,V s为(σ~-σ~0)不为0处的体积.通过离散化方程(2),产生线性方程组,AIEX=B为复数、密实矩阵.由此可见,IEM的主要优点为线性方程的维数相对FDM、FEM要小的多,可以快速求解模型;不足之处为,解的精度严重依赖于AIE的精确度,但一般来讲,AIE的精确无法得出有限保证,并且其本身也是一项十分耗时的工作.但是由于其速度快的优点,特别是在3D电磁模型计算中,被广泛地应用(Ting and Hohmann,1981[51];Wannamaker, 1984[52];Newman and HOhmann,1988[53];Hohm2 ann,1988[54];Wannamaker,1991[55];Dmit riev and Newmeyanova,1992[56];Xiong,1992[57];Xiong and Tripp,1995[58];Kauf man and Eaton,2001[59]).由于其速度快的原因,IE的发展趋势为求解三维大型、超大型基本电磁模型上面,由此可见,IE是所有电磁场数值模型中的效率快速者.积分方程法主要优点为,1.积分方程法只须对异常体进行剖分和求积,不涉及微分方法中的吸收边界等复杂问题,在三维电磁数值模拟研究中具有快速、方便等特点,与有限元和有限差分法相比,这种方法在模拟有限大小三维体电磁响应时更为有效,计算速度快,占用内存少因而积分方程法近年来受到人们的关注和重视,并取得较快的发展. 2.由于计算机的迅速发展,对异常体进行三维网格剖分和数值求积已变得越来越方便.同样的问题,用计算机计算的时间比以前大大降低.三维电磁响应数值模拟不再是“昂贵”和“费时”,从而可以成为一种廉价、快速、能推广的解释技术.1.4 频谱Lancsoz分解法[4]频谱Lancsoz分解法(Spectral Lancsoz Decompo2 sition Method,SLDM)是一种频率中非常有效的数值模拟方法(Druskin and Knizhernam,1994[60]; Druskin,1999[61]).特别是有模型多频率情况下的首先者,因为SLDM在求解多频模型所需时间与其它方法如FDM、FEM、IDM求解单频模型所需时间相当.SLDM由于其在多频模型模拟上的优点,算得上电磁场模型模拟中的高效者.目前而看,SDLM正转向各向异性模型的模拟(Wang and Fang,2001[62]),3811地 球 物 理 学 进 展22卷Davydycheva(2003)[63]提出了特别的电导率平均法与最优化网格法来减小网格大小与数目,从而加速了SDLM的速度,使其效率更上一层.综观上述各种数值模型方法,正演各种数值方法不外乎把地球物理模拟转化为复数,大型的线性方程组.因而如何快速、准确地求解此线性方程成为重中之重,在数据表明,此线性方程的求解时间约为总求解时间的80%[2].通常来说,由FEM、FDM、ID、SDL M等法生成的线性方程的条件数(Condi2tion Number,CN)非常之大(109-1012,Tamarch2enko,1999[64]),而求解速度与CN成正比,因此十分之有必要减小线性方程式的CN,从而加速成了方程组的预条件处理器(p reconditioners)的发展.在IEM方面,通常利用M ID E(modified iterative2dissipative met hod)来加快方程的收敛速度(Sing2er,1995[65];Pankratov,1995,1997[66][67];Singerand Fainberg,1995,1997[68][69];Avdeev and Zha2nov,2002[70]),通常与FDM法(Newman andAlumbaugh,2002[30])相对比,足见M IDE在ID中的作用,表2列出了IE与FD方法中各种预处理器的性能.表2 各种预处理器的性能,模型为三维感应测井(引用Avdeev(2002)[30])IE测试平台为PC P2350MH z,FD测试平台为IBM R S-6000590工作站T able2 The performance testing of differentpreconditioners,testing on3D induction loggingmodel(cited from Avdeev(2002)[30]).testing platform is PC P2350MH z for IE andIBM R S-6000590for FD正演方法网格大小N x×N y×N z=M频率(k Hz)预处理器迭代次数运行时间A(s)IE 31×31×32=30752101600MIDM72950500056332810L IN172121FD435334160J acobi60005686 4353345000J acobi12001101对于FDM、FEM、SLDM来说,最通常用预处理器则为J acobi,SSOR与不完全L U分解器(例如,M=25×22×21=11550,N bicgstab=396;T CPU= 18min在P31-Ghz PC上,Mit suhata and Uchida, 2004).另外,还有低感应数法(Low induction num2 ber,IN,Newman and Alumbaugh,2002[18])与多重网格预处理器等,表3、4列出L IN与J acobi处理器的测试性能.表3 IE法中的L IN与Jacobi处理器的测试性能,模型为3D感应测井模型的结果统计(采用Avdeev,2002[30]),本次Jacobi测试平台为P350MH z,LIN平台为IBM RS-6000590工作站T able3 The perform ance testing of L IN and Jacobi on IE method,testing models is3D induction logging models(cited from Avdeev,2002[30])Jacobi is tested on PC P2350MH z, L IN is tested on IBM RS26000590w orkstation预处理器迭代次数相对残差J acobi1 1.00E-035 2.00E-11L IN1 1.10E-011009.40E-051000 1.30E-10由上表各表定量分析可知,经预处理过的线性方程组不仅在收敛速度上加快,而且在精确度上也有所提高.因此,寻找最优的预处理器是今后地电模型电磁正演的发展趋势之一.2 电磁模型反演反演领域十分活跃,目前反演存在三个主要问题:(1)理论表明反演的收敛速度严重依赖于正演模型的精确,但目前正演的准确度仍然无法得以保证(Zhdanov,2000[70];Torres2Verdin and Ha2 bashy,2002[71];Zhang,2003[72]).(2)反演问题通常规模较大,通常需要在成千上万的节点上反演成千上万的参数.就目前而言,计算机速度较难以提供如此之动力.(3)地球物理模型的反演通常是非线性的、病态的,这有增加了数值模拟上的困难,结果很难以收敛到精确解,只可以把误差控制在一定的范围之内.非线性成倍增加了反演的计算负担,使反演很难在完全现实的状态中完成.(4)反演存在非唯一性、非稳定性,要解决此困难,通常要包括稳定罚顶(Stabilizing Penalty Func2 tion,SPF,Tikhonov and Arenin,1977[73]);通常SPF依赖于先念信息,可影响解的平稳性、精确性等等(Part niaguine and Zhdanov,1999[74];Sasaki, 2004[75];Heber,2005[76]).因此,选取合理的SPF 在反演过程是十分重要(Farquharson and Olden2 burg,1998[77]).因此,完全反演将会是十分活跃的领域,以下为48114期汤井田,等:地球物理学中的电磁场正演与反演当前反演的主要方法和最新进展.2.1 线性化迭代法线性化迭代法(linear iterator met hod,L IM)地电磁模型反演算法中最为古老的方法(Eato n,1989[78]),在其产生的10之中,发展较为缓慢.非约束非线性最优化(Unconst rained nonlinear optimi2zation,Nocedal and Wright,1999[79])思想的引入使得L IM得到快速发展,数学理论的完善更是推动了L IM的进步.L IM的标准迭代公式可表示为:φ(m,λ)=φd (m)+λR(m)→m,λmin,(3)一般来讲,要求解(3)式的最小值值问题,可应用非线性牛顿迭代性(nonlinear Newto n2type itera2 tions,NN I;如,Newton Iterations,N I、Gauss2 Newton Iterations,CN T、quasi2Newton Iterations, QN I)求解模型空间参数.一旦(3)式得到了满足,得是反演具休来说,在每的最优模型.L IM算法描述如下:Step1:初始化模型参数。
中南大学汤井田老师电磁法勘探——1-2 电磁法的数学物理基础.
1.2.4 其它(极化率,压电等)
压电性是电介质在压力作用下发生极化而在两端表面 间出现电位差的性质。 1880 年法国人 P. 居里和 J. 居里兄 弟发现石英晶体受到压力时,它的某些表面上会产生电荷, 电荷量与压力成正比;称这种现象为压电效应;具有压电 效应的物体称为压电体。居里兄弟还证实了压电体具有逆 压电效应,即在外电场作用下压电体会产生形变。压电晶 体的对称性较低,当受外力作用产生形变时单胞中正负离 子的相对位移使得正负电荷中心出现不相等的移动,导致 晶体发生宏观极化;而晶体表面电荷密度等于极化强度在 表面法向上的投影,故晶体受压力形变时表面出现电荷。
分离变量法
镜像法
电磁法勘探及应用/ 2018/10/25
1.3.3 数值模拟与物理模拟
数值模拟
-200
850 800 750 700 650 600
-400
-600
550 500 450 400 350 300 250 200
h/m
-800
-1000
-1200
150 100 50
-1400 -1000 -800 -600 -400 -200 0 200 400 600 800 1000
电磁法勘探及应用/ 2018/10/25
Copyrights© Jingtian Tang,CSU
1.2.1 电阻率
几种岩石电阻率的分布范围曲线
火成岩 变质岩 粘土
软页岩
硬页岩 砂 砂岩 多孔石灰岩 致密石灰岩
1 10 102 103 104 105 106
( m)
电磁法勘探及应用/ 2018/10/25
地球物理勘探试题及答案
地球物理勘探试题及答案一、选择题(每题2分,共10分)1. 地球物理勘探中,以下哪种方法主要用于探测地下的磁性物质?A. 重力勘探B. 磁法勘探C. 地震勘探D. 电法勘探2. 地球物理勘探中,地震波的传播速度通常与地下的哪种物理属性相关?A. 密度B. 磁化率C. 电阻率D. 弹性模量3. 在电法勘探中,电阻率是地下岩石的哪种物理量?A. 力学性质B. 热学性质C. 电学性质D. 光学性质4. 以下哪种地球物理勘探方法不依赖于地下岩石的电导率?A. 电磁法勘探B. 电阻率法勘探C. 地震勘探D. 重力勘探5. 重力勘探的原理是什么?A. 利用地下岩石的磁化率差异B. 利用地下岩石的密度差异C. 利用地下岩石的电阻率差异D. 利用地下岩石的弹性模量差异二、填空题(每空1分,共10分)6. 地球物理勘探中,________是指地下岩石对地震波传播速度的影响。
7. 磁法勘探中,________是指地下岩石的磁性特征。
8. 电法勘探中,________是指地下岩石的电导率。
9. 重力勘探中,________是指地下岩石的密度。
10. 地震勘探中,________是指地震波在地下的反射和折射。
三、简答题(每题10分,共20分)11. 简述磁法勘探的基本原理。
12. 描述地震勘探中地震波的类型及其在勘探中的应用。
四、计算题(每题15分,共30分)13. 已知某地区重力异常值为-20mGal,试计算该地区地下岩石的密度异常。
14. 假设在电法勘探中,某点的电阻率测量值为100Ω·m,试计算该点的电导率。
答案一、选择题1. B2. D3. C4. C5. B二、填空题6. 地震波速度7. 磁化率8. 电导率9. 密度10. 反射波和折射波三、简答题11. 磁法勘探的基本原理是利用地下岩石的磁性特征对磁场的影响,通过测量地表磁场的变化来推断地下岩石的磁性特征和分布。
在磁法勘探中,地下岩石的磁化率差异会导致地表磁场的局部变化,这些变化可以被磁力计测量并用于解释地下岩石的磁性结构。
电法勘探教程
<<电法勘探教程>> 程志平绪言1电阻率法1.1电阻率法基础1.1.1岩石的电阻率及其影响因素1.1.2稳定电流场的基本规律1.1.3均匀大地电阻率的测定及视电阻率的基本概念1.1.4常用电阻率法测量装置1.1.5电阻率法野外工作的几个问题1.2电阻率剖面法1.2.1概述1.2.2联合剖面法和对称四极剖面法1.2.3中间梯度法1.2.4电剖面法的地形影响和校正.1.3电阻率测深法1.3.1概述1.3.2电阻率测深法原理1.3.3水平层状大地对称四极电阻率测深曲线1.3.4水平层状大地对称四极电阻率测深曲线的解释1.3.5非水平层地电断面电阻率测深思考题2自然电场法.充电法2.1自然电场法2.1.1自然电场的成因2.1.2自然电场法的野外工作方法2.1.3自然电场法的应用2.2充电法2.2.1充电法的基本理论2.2.2充电法的野外工作方法2.2.3充电法的应用思考题3激发极化法3.1激发极化法基本理论3.1.1激发极化效应及其机理3.1.2激发极化场的正演计算方法3.1.3常用装置的激电异常3.2激发极化法的野外工作方法及其应用3.2.1激发极化法的野外工作方法3.2.2激发极化法的资料整理与解释3.2.3激发极化法的应用思考题4电磁法4.1电磁法理论基础4.1.1电磁场定解问题4.1.2岩土在交变电磁场中的电磁学性质4.1.3模拟准则,4.1.4均匀介质中平面电磁波的传播4.1.5交变电磁场中局部导体的异常场4.1.6两种常用场源的电磁场4.2地面电磁法4.2.1大地电磁测深法4.2.2频率测深法4.2.3瞬变电磁法4.2.4电磁偶极剖面法思考题附录附录1水平层状大地表面垂直磁偶极子的电磁场附录2水平层状大地表面水平谐变电偶极子的电磁场练习与思考电法勘探1.什么是电法勘探方法?电法勘探方法有哪些分类?2. 电法勘探方法与重力、磁法勘探方法有何异同点?3. 什么是岩矿石的电阻率?简述岩矿石电阻率的特点及影响因素。
中南大学汤井田老师电磁法勘探——3-1 层状介质上偶极子的谐变电磁场与可控源音频大地电磁法
电磁法勘探及应用/ 2013-11-7
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3.1.4远区及近区场的特征
近区电磁场( p<< 1 )
Er
E
IdL cos r 3
IdL sin 3 r
忽略高次感应项后,场与稳定电流场相同; 电场与电导率成反比,与频率无关,可以几何 测深,不能频率测深; 磁场既与电导率无关,也与频率无关,即磁场 是均匀的 电场随收发距立方衰减,快于磁场的平方衰减
E1x E 2 x E1 y E 2 y
H 1x H 2 x H1y H 2 y
(3.7)
1 E1z 2 z
电磁法勘探及应用/ 2013-11-7
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3.1.1 电磁模型及边值问题
1 E i A 2 A k
(3.5)
k 2 2 i , A 称为 Lorentz 势。同时 E 可用矢
(3.6)
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电磁法勘探及应用/ 2013-11-7
3.1.1 电磁模型及边值问题
A E U t
(3.2)
将式 3.1 和 3.2 带入 Mxell 方程组(b)可得:
2 A A A U 2 U t t t
电磁法勘探及应用/ 2013-11-7
3.1.1 电磁模型及边值问题
由均匀导电半空间表面水平电偶极子的电磁场满足的边值问题, 通过一 系列的推导, 可以写出均匀导电半空间表面水平电偶极子的电磁场各分 量的表达式,如下:
一种用于二度磁性体源位置估计的新方法
= ∆T
a
z02 − ( x − x0 )2 ( x − x0 )2 + z02 2
+
b
2z0 ( x − x0 ) ( x − x0 )2 + z02 2
(2)
图 1 水平圆柱体模型示意图
-94-
CHINA SCIENCE AND TECHNOLOGY INFORMATION Mar.2019·中国科技信息 2019 年第 6 期
测线走向与二度磁性体走向的夹角对计算结果 的影响
无限长水平圆柱体的磁异常
一个如图 1 所示的中心水平位置为 x0,埋深为 z0 的无
剩磁的无限长水平圆柱体的 ΔT 磁异常为:
{ } µ0R2M s sin I
∆T =
( z
−
z0 )2
−
(
x
−
x0
)2
cos
2Is
−
2( z
−
z0
)( x
−
x0 ) sin
industry
汤井田 1,2,3 曲 毅 1,2,3 胡双贵 1,2,3
1. 中南大学地球科学与信息物理学院;2. 中南大学有色金属成矿预测与地质环境 监测教育部重点实验室;3. 有色资源与地质灾害探查湖南省重点实验室
影响力
行业关联度
汤井田(1965-)男,博导,主要从事信号处理及电磁法数值模拟研究;通讯作者:曲毅。 基金项目:国家自然科学基金重点项目(41830107)和国家自然科学基金面上项目(41574120)联合资助
201 万~ 500 万◎
式(2)中,a 与 b 为常数,与圆柱体的水平位置无关。
测线走向对计算结果的影响
图 2 为一个沿 y 轴无限延伸的水平圆柱体模型图,设 θ
磁法勘探地球物理教程
物质的磁性
不同物质的磁化率各不相同,那么在同一外磁场的作用下,产生的磁化强度也不相同 。根据磁化率的不同特点可将物质分三大类。 (一)逆磁性物质 磁化率为负(κ<0)的物质称作逆磁性(又称反磁性或抗磁性)物质。它们的负磁化率 一般很小(κ≈10-5)。所有的惰性气体及一些金属和非金属,如蒸馏水、酒精、煤油、金、银 、硫等都属此类。 (二)顺磁性物质 具有正磁化率(κ>0 )的物质叫顺磁性物质。许多稀土金属和铁族盐类均属此类。 顺磁性物质的磁化率与绝对温度成反比,此现象由居里所发现,故称居里定律。顺磁
居里温度晶格就由反铁磁性变成顺磁性了。
虽然真正的铁磁性物质常见于地球之外的含大量铁镍合金的岩石、陨石和月 球标本中,但是大多数自然存在的磁性矿物,就其性质而言,不是亚铁磁性的就 是不完全反铁磁性的。今后我们将在广义上使用铁磁性这个词,以便包括决定岩 石磁性主要因素的上述各类磁性矿物。
17
五、铁磁性物质的磁滞现象
图2-5 铁磁性物质的磁滞回线 18
铁磁性物质才具有磁滞现象。
第二节
地球的磁场
地球周围存在的磁场,称为地磁场。地磁场是一个矢量场,其强度和方向随观测点的位 置而定,并且随时间而变化。地磁场存在在从地核到磁层边缘的范围内。近代研究指出,它是 由基本磁场,外源磁场和磁异常三个部分组成。
中心偶极子场(占基本磁场(80-85)%)
言
磁法勘探是通过观测和分析岩石、矿石(或其他勘探对象)磁性差异所 引起的磁异常,进而研究地质构造和矿产资源的分布规律的一种地球物理勘 探方法。
3
第一节
一、磁场
磁学的基础知识
大家知道,磁铁具有磁性,事实上,自然界的磁铁矿以及许多岩、矿石也具有磁性
。具有磁性的物体称为磁性体。磁体中两个磁性最强的部位,称为磁极。以符号N表示 正磁极或称指北极;另一个磁极称为负磁极或指南极,以符号S表示。磁极不仅有明显的 吸铁作用,而且不同极性的磁铁之间还存在着相互作用,即同性磁极互相排斥,异性磁
1-2、普通电阻率测井-41页精选文档
地球物理测井——岩石的导电特性
E=-(dV/dr)*r0
(1-10)
将(1-10))式代入(1-7),可得 -dV/dr=RI/4π r2 V=RI/4π r+C
由于r ∞时,电位V=0,故积分常数c=0,因此
V=RI/4πr
(1-13)
上式表明,在均匀无限介质中,任意一点的电位V与介质的
电阻率R及供电电流I成正比,与该点至电源点之间的距离r 成反比。
M、N两个测量电极之间的电位差为: Δ VMN=VM-VN=RI/4π (1/AM-1/AN) =RI/4π (MN/AM·AN)
R=(4π·AM·AN/MN)· ΔVMN/I
地球物理测井——岩石的导电特性
令K=4π·AM·AN/MN K是与各电极之间距离有关的系数,称为电极系 系数。A、M、N组成电极系电极之间的距离是固 定的,因此电极系系数K是一个常数。
高侵(增阻侵入):侵入带电阻率大于原状地层电阻率的侵入状态 低侵(减阻侵入) :侵入带电阻率小于原状地层电阻率的侵入状态
侵入剖面电阻率的高、低侵特征与储层所含流体性 质有关,还与泥浆滤液电阻率Rmf有关。
地球物理测井——岩石的导电特性
原状地层:
F=R0/Rw
I=Rt/Ro=Rt/FRW=1/Sw2
Rt=FRW/Sw2
冲洗带:
F=Ro/Rmf I=Rxo/Ro=Rxo/FRmf=1/Sw2
两式相除,根据经验公式Sxo=Sw1/5
RXO=FRmf/Sxo2
RXO/Rt=Rmf(1-S0)8/5/Rw
(P20表1-3)
地球物理测井——岩石的导电特性
冲洗带
泥岩 d
泥岩 d
水层
泥饼
侵入带
中南大学汤井田老师电磁法勘探——1-3 电磁法的数学物理基础.概要
常用的测深装置: 电偶源、磁偶源、线源、中 心回线。 中心回线常用于探测 1km 内 浅层测深工作,其他几种主 要应用于深部构造探测。
电磁法勘探及应用/ 2019/2/22
常用的测深装置: AB-MN(赤道偶极)、AB-s S-MN、S-s。(S:发射线 圈;s:接收线圈) 接地条件差常用:磁偶极 源发射。
2n系列伪随机信号频域分析: 对伪随机信号,随着 n 的增大,信号的带宽呈指数 增长,频谱在 2k(k=0 , 1 , 2 , … , n-2 , n-1) 次 谐波上有大致相等的极大值。利用帕斯瓦尔定理 分析2n系列伪随机信号基波和谐波的功率分配。 分析结果表明,对于伪随机 n 频信号,其 2k(k=0 , 1 , 2 , …, n-2 , n-1) 次谐波的总平均功率占了 信号总平均功率的大部分。使用伪随机 n频信号, 可以控制信号的带宽,只要选择适当的 n 值,就 能够得到我们所要带宽的信号。这对于频率域电 法勘探有重要意义。
频率域测量的是场 频率特性,时间域 则测量的是场时间 特性,因所用技术 不同从而导致二者 之间存在差别。
频率域 电磁法
电磁法勘探及应用/ 2019/2/22
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1.4.4频率域与时间域电磁测深的等效性及差异
时间域 电磁法 剖面装置不同
频率域 电磁法
电磁法勘探及应用
——电磁法的数学物理基础(Ⅲ)
中南大学地球科学与信息物理学院
2012年4月
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本章内容简介
1.1 电磁场的基本方程与电磁勘探 1.2 岩(矿)石的电磁性质 1.3 地球物理模型
高频大地电磁法及瞬变电磁法在隧道勘察中的应用
关 键 词 : 高 频 大 地 电 磁 法 ;瞬 变 电 磁 法 ;隧 道 勘 查 中 图 分 类 号 :P631.2 文 献 标 志 码 :A 犇犗犐:10.3969/j.issn.10011749.2017.05.04
0 引言
在 铁 路 建 设 中 ,隧 道 的 修 建 极 为 常 见 且 重 要 ,而 隧道所处位置一般位于地形复杂的山区。在铁路及 公 路 隧 道 挖 掘 过 程 中 ,常 遇 到 充 泥 充 水 溶 洞 、采 空 区 及其他不良地质体,这 些 不 良 地 质 体 可 能 造 成 施 工 过程中 的 塌 方 等 突 发 事 件,是 重 大 的 安 全 隐 患 。 [1] 为了在隧道施工过 程 中 减 少 坍 塌 等 事 故 的 发 生,在 隧道施工前需要查 明 附 近 地 质 体 的 信 息,以 利 于 采 取必要的措施对不 良 地 质 体 进 行 处 理,保 证 施 工 安 全和工程质量。在隧道前期地球物理勘查中常用方 法有高密度 电 法,探 测 精 度 高,但 探 测 深 度 浅[2];浅 层地震法容易受到地表层多次反射波的影响且受地 形 影 响 大[3];地 质 雷 达 受 地 形 的 影 响 大 且 探 测 深 度 浅[4];高频大地电磁法 (EH-4)具 有 对 复 杂 地 形 适
汤 井 田1,2,李 鹏 博1,2,肖 晓1,2
(1.中 南 大 学 地 球 科 学 与 信 息 物 理 学 院 ,长 沙 410083; 2.中 南 大 学 有 色 金 属 成 矿 预 测 教 育 部 重 点 实 验 室 ,长 沙 410083)
摘 要:隧道前期地球物理勘察工作,主要是对路线附近 的 隐 伏 不 良 地 质 体 发 育 情 况 以 及 其 附 近岩溶或采空区进行探测,高 频 大 地 电 磁 法 具 有 不 受 高 阻 屏 蔽 层、探 测 深 度 大 以 及 效 率 高 等 特 点 ,同 时 结 合 瞬 变 电 磁 法 对 低 阻 体 反 应 灵 敏 等 优 点 ,综 合 运 用 这 些 物 探 的 方 法 能 够 有 效 地 提 高 对 目标区域的勘探问题的识别能力。探讨了 高 频 大 地 电 磁 法(EH-4)及 瞬 变 电 磁 法(TEM)的 工 作 原 理 及 探 测 效 果 ,并 通 过 这 两 种 方 法 在 福 建 某 铁 路 隧 道 勘 察 的 应 用 ,分 析 及 总 结 了 两 种 方 法 在 隧道勘查中应用的可行性及有效性。
中南大学汤井田老师电磁法勘探——3-2 层状介质上偶极子的谐变电磁场与可控源音频大地电磁法
;
E
i
Az* r
Hz
k 2 Az*
2 Az* 2z
;
H 0
r 在上下r 两半空间的分界面即大地和空气的分界面上,电场 E 和磁场 H 的切向分量连续,即:
E1 E 2
Hr1 Hr2
代入上式可得矢势 Az* 应满足的边界条件:
A1*z
A2*z
,
A1*z z
m11 m2 2
coth(m2h2 LFra bibliotekcoth1
mN 1 N 1 mN N
)
电磁法勘探及应用/ 2020/1/28
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3.1均匀大地上水平电偶极子 3.2层状大地上的水平电偶极子 3.3均匀大地上垂直磁偶极子
3.4层状大地上的垂直磁偶极子
可得: rr
2 A* k 2 A* 0 k 2 i
则有:
r
r
E i A
rr
r
H k 2 A A
r
r
由于电场只有水平分量 E ,故可设 A* 只有垂直分量 Az* ,
r
即
A* (0,0, Az*)
于是有:
Er Ez 0;
Hr
2 Az* rz
3.3.1 电磁模型及边值问题
与水平电偶极子的情况类似,假设偶极电流为谐变电流,则电磁场亦为谐
变场
I I0eit ; E E0eit ; H H 0eit
在位移电流可忽略的条件下,Maxwell 方程组为:
r
v
rr
E iH (a) H E (b)
电磁法勘探在油气储层中的应用
电磁法勘探在油气储层中的应用电磁法勘探是一种非常重要的地球物理勘探方法,它在油气勘探领域中有着广泛的应用。
本文将探讨电磁法勘探在油气储层中的应用,并介绍其原理及优势。
一、电磁法勘探简介电磁法勘探是利用地下介质中的电磁性质来进行勘探的一种方法。
在油气勘探中,电磁法勘探可以提供关于地下油气储层的电导率信息,从而帮助勘探人员判断储层的存在及其性质。
二、电磁法勘探在油气储层中的原理电磁法勘探利用了地下电磁场的变化来获取有关储层的信息。
当电磁波传播到地下时,会与地下储层的介质相互作用,从而产生反射、折射、散射等现象。
通过测量电磁场的变化,可以推断出地下储层的电导率分布情况。
三、电磁法勘探在油气储层中的应用1. 油气勘探电磁法勘探可以提供储层的电导率分布信息,从而帮助勘探人员确定地下的油气储集层位置、厚度和形态。
通过对储层进行电磁响应分析,可以有效地提高油气勘探的成功率。
2. 优化生产电磁法勘探可以帮助勘探人员了解储层中的油气分布情况,进而优化生产方案。
通过对储层电导率的分析,可以确定油气的运移路径,优化注采井配置,提高油气的采收率。
3. 储层评价电磁法勘探还可以用于储层的评价。
通过对储层电导率的测量,可以判断储层的孔隙度、渗透率等重要参数,进一步评估储层的储量和储集能力。
4. 油气田开发监测电磁法勘探可以用于油气田的开发监测。
通过定期进行电磁测量,可以实时监测储层的变化情况,及时调整生产方案,保证油气田的稳定开发。
四、电磁法勘探在油气勘探中的优势1. 非侵入性电磁法勘探是一种非侵入性的勘探方法,不需要对地下进行任何破坏性的操作。
这使得电磁法勘探在环境保护和低碳开发方面具有一定的优势。
2. 高分辨率电磁法勘探的分辨率很高,可以提供较为准确的油气储层信息。
这对于勘探人员来说,可以提供更好的勘探决策,降低勘探风险。
3. 强大的穿透能力电磁波在地下的传播能力很强,可以穿透一定深度的地层。
这为勘探人员提供了更多的信息,使得勘探更加全面。
高频大地电磁测深在深边部矿产勘探中的应用第一期
2006 年 第 三 期
维普资讯
部找矿 仍是解 决其接替 资源 的最佳途径 。由于大 多数储量危 急矿 山及所在区域都经历过 了长 期的找矿勘 查,潜在 的资源 主 要 是难 识 别 的和 深 埋 藏 的 隐 伏 矿 床 (体 ),在 这 种 情 况 下 , 利用各种地球物理方法 ,对深部 、边部矿产 进行宏观预测 ,在 当前是一种快速 、精确 、经 济可行 的方法 。本 文介绍 了一种快 速 的 地 球 物 理 找矿 方 法 ,即 高 频 大 地 电磁 测 深 法 (High Fre— quency MT。 以下 简称 HMT),该 方法 选用 的频 率在 lOHz~ lOOKttz之 间 ,所 用 的 仪 器 为 美 国 StratagemEH-4电导 率 成 像系统 。通过对 内蒙古 (锡林郭勒盟)道伦大坝铜钨 多金属矿 区的成果进行 分析 ,证 明 了高频 大地 电磁测 深具有 精度 较 高、分辨率好、快速 、轻便的优 点。
4)、地 质勘 查是一项周期 长、风险大但综合效益潜力 巨大 的行 业 ,要 在 一 定 时 期 内集 中 一 定 的 投 入 ,才 能有 好 的 成 果 。 尽量吸收 国 内外勘 查、开发 资金 ,随着 需求 的不断扩 大和 工 作领域的不断拓展 ,未来的地质勘 查工作将更趋 多元化 ,社 会投 资必然大大超过 国家投资 (目前社会 资金 已经超过 国家 财政资金),未来 的地质勘 查工作必然 以商业性地质工 作为 主,而企业化程度 不断提高 的地勘单位是 日益 发展 的商业 性 地 质 工作 的 主 力军 。
6)、矿 产 资 源 的 战 略 储 备 ,是 国家 政 治 安 全 的 重 要 基 础 和维护 国家经 济安全 的重要保 障。美 国把工业金刚石、萤石 、 石 墨、蓝 晶石族矿物 、片状 云母、滑 石和 叶腊石等非金属 矿产 列 为 战 略 性 矿 产 储 备 品 种 ,而 我 国 至 今 还 没 有 真 正 意 义 上 、 保障 国家安全 的矿产 资源 储备 ,仅有 矿产 资源 的 自然 储备 (即储量)。应建立 国家战略性非金属矿产资源储备组织领导 机构;制定与发布有关 战略性非金 属矿产资源储 备的法律 、 法规 、政策及实施细则 ;尽早开展对 重点矿产 ,如滑石 、萤石 、 晶 质 石 墨 等 的 储 备 试 点 ,以取 得 实 践 经 验 。
基于电场矢量波动方程的三维可控源电磁法有限单元法数值模拟
基于电场矢量波动方程的三维可控源电磁法有限单元法数值模拟张继锋;汤井田;喻言;王烨;刘长生;肖晓【期刊名称】《地球物理学报》【年(卷),期】2009(052)012【摘要】从可控源电磁法的基本原理出发,推导了基于电场矢量波动方程的三维边值问题,利用广义变分原理,把边值问题转换为变分问题,并引入散度条件,避免了伪解的出现,使有限元计算在理论上更加完备.在准静态近似条件下,把水平电偶极子在空中和大地的远区电场闭合表达式作为有限元计算中的区域外边界条件,解决了边界条件加载的困难;把应用于地震模拟中的伪delta函数引入到可控源电磁法中的三维有限元模拟中.消除了源点的奇异性,提高了方程组的稳定性.通过对均匀大地和层状介质模型的模拟,检验了程序的正确性,并对典型的地质体模型进行了数值模拟,分析了其变化规律.【总页数】10页(P3132-3141)【作者】张继锋;汤井田;喻言;王烨;刘长生;肖晓【作者单位】长安大学地质工程与测绘学院,西安,710054;中南大学信息物理上程学院,长沙,410083;中南大学信息物理上程学院,长沙,410083;武汉理工大学土木工程与建筑学院,武汉,430070;中南大学信息物理上程学院,长沙,410083;中南大学信息物理上程学院,长沙,410083;长沙航空职业技术学院,长沙,410014;中南大学信息物理上程学院,长沙,410083【正文语种】中文【中图分类】P631【相关文献】1.基于二次电场的可控源电磁法三维矢量有限元正演模拟 [J], 汤文武;李耀国;柳建新;刘春明2.基于微增模型的海洋可控源电磁法三维非结构化矢量有限元数值模拟 [J], 陈汉波;李桐林;熊彬;王恒;张镕哲;李少朋3.基于二次场的可控源电磁法三维有限元-无限元数值模拟 [J], 张林成;汤井田;任政勇;肖晓4.基于混合阶矢量基函数的海洋可控源电磁三维谱元法数值模拟 [J], 陈汉波;李桐林;熊彬;王者江5.基于有限元-积分方程的三维可控源电磁法混合正演模拟(英文) [J], 周峰;汤井田;任政勇;张志勇;陈煌;皇祥宇;钟乙源因版权原因,仅展示原文概要,查看原文内容请购买。
基于非结构化网格的2.5D直流电阻率模拟
基于非结构化网格的2.5D直流电阻率模拟
汤井田;王飞燕
【期刊名称】《物探化探计算技术》
【年(卷),期】2008(30)5
【摘要】结合大型通用有限元软件ANSYS所提供的强大网格剖分功能,实现了2D 地质模型的非结构化三角形网格剖分,并编写了2.5D直流电阻率有限元法FORTRAN语言计算程序.经计算对比表明,在节点数基本相同时,非结构化三角形网格比传统的矩形网格、矩形~三角形网格具有更高的计算精度,可以很好地拟合复杂地形和地质体边界.在此基础上,采用非结构化三角形网格,计算了起伏地形下2.5D地电模型的视电阻率异常,并利用比较法进行了地形改正.与水平地形时的结果对比表明,比较法可以较好地消除地形影响,突出局部地质体的异常.
【总页数】6页(P413-418)
【作者】汤井田;王飞燕
【作者单位】中南大学,信息物理工程学院,长沙,410083;中南大学,信息物理工程学院,长沙,410083
【正文语种】中文
【中图分类】P631.3+22
【相关文献】
1.边界元法在
2.5D直流电阻率模拟中的应用 [J], 汤井田;王冉
2.基于有限元-无限元耦合的2.5D直流电阻率数值模拟 [J], 肖晓;原源;汤井田
3.基于非结构化网格的2.5-D直流电阻率自适应有限元数值模拟 [J], 汤井田;王飞燕;任政勇
4.基于局部加密非结构化网格的三维电阻率法有限元数值模拟 [J], 任政勇;汤井田
5.基于TV井地2.5D直流电阻率正则化反演 [J], 蓝泽鸾;张志勇;邓居智;周峰;李曼因版权原因,仅展示原文概要,查看原文内容请购买。
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虽然铜是很好 的导体,但是铜 是抗磁的物质。 也就是磁很难 通过铜来传导, 对于磁场来讲, 铜就是绝缘体。
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1.2.4 其它(极化率,压电等)
在充电和放电过程中 , 由于电化学作用引起的随时 间缓慢变化的附加电场现象 , 称为激发极化效应 (IP 效 应) 。 在浸染型金属矿石或矿化岩石中,金属矿物颗粒散 布在整个体积中,每个金属颗粒都能发生激发极化效应。 因而在外电场作用下,激发极化效应遍布整个矿体或矿 化体。这种作用称为体积极化。 反映体积极化作用强弱的无量纲参数是极化率η: 设E1为没有激发极化效应时外加于矿体或岩石的一次电 场,E2为矿体或岩石在一次电场作用下产生的激发极化 场,则有: E2 / ( E1 E2 ) 100%
电磁法勘探及应用/ 2018/10/25
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1.2.1 电阻率
几种岩石电阻率的分布范围曲线
火成岩 变质岩 粘土
软页岩
硬页岩 砂 砂岩 多孔石灰岩 致密石灰岩
1 10 102 103 104 105 106
( m)
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1.2.3 导磁率
根据 r 的大小,一般将介质分为顺磁质、逆磁质和 铁磁质三类。前两类的 r 为稍大或稍小于 1.00的正数, 而铁磁质的 r 则明显大于1.
与其它物质一样,矿物也可 以分为逆磁性、顺磁性和铁磁性 三类。属于前两种的有硬石膏、 石墨、白云石、方解石和石英, 这些矿物的 r值为0.9999~0.998 或1.0001~1.002。铁磁性矿物有 磁铁矿、磁黄铁矿、钛磁铁矿, 其 r 值为2~20。
电磁法勘探及应用
——电磁法的数学物理基础(Ⅱ) Nhomakorabea中南大学地球科学与信息物理学院
2012年4月
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本章内容简介
1.1 电磁场的基本方程与电磁勘探 1.2 岩(矿)石的电磁性质 1.3 地球物理模型
1.4 几种典型的电磁场源
电磁法勘探及应用/ 2018/10/25
密度 电阻率 介电常数
岩 石 的 物 理 性 质
弹性波速
岩矿石的 电磁性质
热导率 放射性
导磁率 极化率 压电性
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1.2.1 电阻率
岩(矿)石电性,是指其导电性和介电性。根据导 电性和介电性所占的比例,物质大致分为良导体和绝缘 体。电法勘探实际常遇到的地质体是介于二者之间的导 电介质。岩石导电性以电阻率来度量。 在电法勘探中习惯上把 电阻率高于围岩电阻率的 地质体称为高阻体;反之, 称为低阻体。
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1.2.2 介电常数
在国际单位中,介电常数可表示为: 0 r
0 为真空(或空气)的介电常数; r 为相对介电常数。
对于绝大多数的造岩矿物,包括硅质类,相对介电常 数εr=6~8.较高的相对介电常数可达几十,属于这一级 次的矿化有硫化物,如黄铁矿、磁黄铁矿、辉钼矿、钛铁 矿、铬铁矿、金红石、锡石等。与此同时,一些硫化物, 如闪锌矿、辰砂、雄黄等的介电常数不超过10.一些氧化 物,如玉髓、赤铜矿、尖晶石等也不超过10。水分子的张 弛极化是形成介电极化的主要原因。
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本章内容简介
1.1电磁场的基本方程与电磁勘探
1.2 岩(矿)石的电磁性质
1.3 地球物理模型
1.4 几种典型的电磁场源
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1.2 岩矿石的电磁性质
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1.2.2 介电常数
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1.2.3 导磁率
在介质中,磁感应强度B与磁场强度H的比值称为磁 导率μ。 B H 在国际单位制中,以符号μ0表示真空和空气的磁导率, 并规定μ0=4π×10-7H/m 。而其它介质的磁导率μ与 r 0 0 (1 ) μ0间的关系为 式中 r 称为该介质的相对磁导率,它表示该介质在外 磁场的作用下,分子电流定向排列后,使得介质内的 磁通量比在真空中增加的倍数,表示了介质导磁能力 的大小;κ则称为磁化率。
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1.1.7 电阻率
岩(矿)石电阻率的变化范 围 很 宽 , 从 10-8Ω•m 到 1014Ω•m. 岩 、 矿石中水溶液含 量及其盐离子浓度 矿物成分:岩矿石中 良导体矿物的含量
影响岩石或矿石 电阻率的因素
温度 压力
岩、矿石的结构、构造
孔隙度、裂隙度、通道
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1.2.4 其它(极化率,压电等)
压电性是电介质在压力作用下发生极化而在两端表面 间出现电位差的性质。 1880 年法国人 P. 居里和 J. 居里兄 弟发现石英晶体受到压力时,它的某些表面上会产生电荷, 电荷量与压力成正比;称这种现象为压电效应;具有压电 效应的物体称为压电体。居里兄弟还证实了压电体具有逆 压电效应,即在外电场作用下压电体会产生形变。压电晶 体的对称性较低,当受外力作用产生形变时单胞中正负离 子的相对位移使得正负电荷中心出现不相等的移动,导致 晶体发生宏观极化;而晶体表面电荷密度等于极化强度在 表面法向上的投影,故晶体受压力形变时表面出现电荷。
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1.2.2 介电常数
在外电场作用下,不导电的物体,即电介质,在紧靠 带电体的一端会出现异号的过剩电荷,另一端则出现同号 的过剩电荷,这种现象称为电介质的极化。 如果将某一均匀的电介质作为电容器的介质而置于其 两极之间,则由于电介质的极化,将使电容器的电容量比 真空为介质时的电容量增加若干倍。物体的这一性质称为 介电性,其使电容量增加的倍数即为该物体的介电常数, 用以表示物体介电性的大小。