节大地电磁测深法精品PPT课件
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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
可控源音频大地电磁测深法
3.4.4
应用实例
1）CSAMT在山西沁水盆地煤层气勘探中的应用
地质任务是探测奥陶系高阻灰岩顶面的起伏，研究其与上覆地层构造的继承
关系，以查明该区的局部构造和断裂分布。
野外观测采用AB＝2km的双极源、供电电流强度为
MN＝200m。收发距
n ~ 20，测量电极距 A
r 6 ~ 10km ，大于探测目标奥陶系灰岩顶面深度
⑥垂直方向分辨率高,可探测对象厚度与埋深相比定义为 垂向分辨率,大约为10%～20%。
⑦由于接收机在接收电场的同时还要接收磁场，因此高阻
屏蔽作用小,可穿透高阻层。
缺点：
(1)静态效应(地表电性不均匀会影响到深部 的测量结果)：通过空间滤波软 件可减小静态效应的影响。
(2)近场效应：通过加大发射与接收间的距离(ｒ) 和近场改正软件，进行校正。 (3) 大功率发射,设备笨重,成本相对较高.
(1~2k m )的三倍。测探点距一般为500m，测深频段为2-1~212Hz。
图2 a为经过近场校正的视电阻率 拟断面图。 图2 b是经过空间滤波处理后的 拟断面图 图2d是静校正后数据—维定量解释结果 对比图2(a)、(b)、(c)、(d)可以看出，静校正后的 拟断面图 (特别是下部的 高阻等值线)，很好地反映了地下构造形态。视相位 a 拟断面图也大体上能反映 地下构造形态，而且没有(a)图那样复杂的陡立等值线异常带。这印证了相位资 料不受静态效应畸变影响的论断。 另一方面、图2 (b)的下部 a 等值线十分平缓，对地下构造反映得比较清楚。说 明单纯利用相位资料作解释或作静校正，有可能遗漏或模糊地下实际存在的横 向电性变化。
3.4.1 方法原理
AB (1～3) Km
f (1.25～4096 ）Hz (23 ～212 ) Hz
音频大地电磁测深法ppt
席振铢作为大地电磁测深的场源——大地电磁场大地电磁场（（又称天然场然场），），），具有很宽的频率范围具有很宽的频率范围具有很宽的频率范围，，它主要由太阳风与地球磁层地球磁层、、电离层之间复杂的相互作用电离层之间复杂的相互作用，，以及雷电活动等这些地球外层空间场源引起的区域性活动等这些地球外层空间场源引起的区域性，，乃至全球性的天然交变电磁场全球性的天然交变电磁场，，不同频率的电磁场相互迭加在一起迭加在一起，，是一个非常复杂的电磁振荡是一个非常复杂的电磁振荡。
大地电磁场入射到地下时磁场入射到地下时，，一部分被介质吸收衰减一部分被介质吸收衰减；；一部分反射到地面分反射到地面。
它带有反映地下介质电性特征的电磁场信息磁场信息，，人们通过观测地表的电人们通过观测地表的电、、磁场分量磁场分量，，来研究地下地质结构及其分布特征。
磁场电场(mv/km)频率(Hz)随着频率的降低，勘探深度在增加，这就是频率测深的原理。
埋深埋深、、产状布置测网尽量规整、、②尽量包含所有的测区地质信息尽量包含所有的测区地质信息。
网度越小越好网度越小越好。
、测深工作频率范围和电偶极距长度帮助后期资料处理与分析帮助后期资料处理与分析；；③选择工作参数电磁噪声比较平静电磁噪声比较平静，，各种人文干扰不严重各种人文干扰不严重；；选择测区内典型地质剖面；；④有一定规模的目标体存在有一定规模的目标体存在；；⑤尽量选择地形开阔尽量选择地形开阔、、起伏平野外工作方法技术1、电偶极子方向相互垂直电偶极子方向相互垂直，，要用罗盘仪定向要用罗盘仪定向。
2、电偶极子的长度用测绳测量电偶极子的长度用测绳测量，，误差误差<0.5<0.5<0.5米米。
3、磁传感器磁传感器（（磁棒磁棒））应距前置放大器大于应距前置放大器大于55米，干扰两个磁棒要埋在地下干扰两个磁棒要埋在地下，，保证其平稳保证其平稳，，用罗盘仪定向使用罗盘仪定向使Hx 磁棒相互垂直磁棒相互垂直，，误差控制在误差控制在11度，且水平且水平。
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
节大地电磁测深法PPT课件
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3、可比性
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、频率均保持一定，且能够同 时相互对比。
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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：
Hy
1
i
Ex z
km
i
(Cm e km z
Dmekmz )
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Z xy
Ex Hy
i
km
Cm e km z Cm e km z
Dmekmz Dmekmz
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记
i
km
Zom
为第m层的特征阻抗。
Z (z) Zom
E偏振(Ey-Hx) Ex）
（TM模式）
H偏振（Hy-
（TE模式）
1 2019ρ/1yx2=/14ωμ
Z yx
2
=
1 ωμ
Ey Hx
2
2
=
ρxy
=1 ωμ
Z xy
2
=
1 ωμ
Ex Hy
15
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
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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
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Ey z
大地电磁测深法基本原理和应用专题培训课件
数字化阶段：70～今天。数字信号，张量阻抗，计算机自动正反演技 术；新的观测方式：远参考道、EMAP等；新的资料处理方式：Robust 方法、张量分解方法等；
可视化阶段：正在兴起。国外：Geotools、WinGLink；国内有多家， 目前渐渐成规模化推广。
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 代～八十年代；二维，九十年代～今天；三维，正在兴起
11 、 2 1 2、 2 1 3、 、 n 1 n，
相对厚度为 v11、 v2h h1 2、 、 vn1hhn1 1. 与于周是期，n有层关地的电波参长数也的用视h1电来阻度率量关系h11式本1来0h1有T 2n个量：
T f(1 , ,n ,h 1 , ,h n 1 ,T )
缺点
1、体积效应，反演的非唯一性较强 2、纵向分辨能力随着深度的增加而迅速减弱 3、信号不稳定 、不规则，容易受到工业噪声干扰
大地电磁法的发展阶段
吉洪诺夫（苏联，1950），卡尼亚（法国人，1953） 从仪器采集系统和资料处理和管理方式，可将MT分为三个发展阶段：
手工量板阶段：五六十年代，起步阶段。模拟信号、标量阻抗 、手工 对量板法 ；
1x103
1x102
1x102
Apparent Resistivity / m
1x101
1x101
1x100
Phase / Degree
0.001
0.01
0.1
80
60
40
20
0
1
10
Period / S
100
1000
10000
A形曲线
Phase / Degree
0.001
可视化阶段：正在兴起。国外：Geotools、WinGLink；国内有多家， 目前渐渐成规模化推广。
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 代～八十年代；二维，九十年代～今天；三维，正在兴起
11 、 2 1 2、 2 1 3、 、 n 1 n，
相对厚度为 v11、 v2h h1 2、 、 vn1hhn1 1. 与于周是期，n有层关地的电波参长数也的用视h1电来阻度率量关系h11式本1来0h1有T 2n个量：
T f(1 , ,n ,h 1 , ,h n 1 ,T )
缺点
1、体积效应，反演的非唯一性较强 2、纵向分辨能力随着深度的增加而迅速减弱 3、信号不稳定 、不规则，容易受到工业噪声干扰
大地电磁法的发展阶段
吉洪诺夫（苏联，1950），卡尼亚（法国人，1953） 从仪器采集系统和资料处理和管理方式，可将MT分为三个发展阶段：
手工量板阶段：五六十年代，起步阶段。模拟信号、标量阻抗 、手工 对量板法 ；
1x103
1x102
1x102
Apparent Resistivity / m
1x101
1x101
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Phase / Degree
0.001
0.01
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Period / S
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A形曲线
Phase / Degree
0.001
电磁法勘探--可控源音频大地电磁测深法..
2.1 电磁法勘探--可控源音频大地电磁测深法(CSAMT)由于天然场源的随机性和信号微弱，MT 法需要花费巨大努力来记录和分析野外数据。
为克服MT 法的这个缺点，加拿大多伦多大学教授 D.W.Strangway 和他的学生Myron Goldstein 提出了利用人工（可控）场源的音频大地电磁法（CSAMT ）。
这种方法使用接地导线或不接地回线为场源，在波区测量相互正交的电、 磁场切向分量， 并计算卡尼亚电阻率，以保留AMT 法的一些数据解释方法。
自20世纪70年代中期， CSAMT 法得到实际应用， 一些公司相继生产用于CSAMT 法测量的仪器和应用解释软件。
进入80年代后，该方法的理论和仪器得到很大发展，应用领域也扩展到普查、 勘探石油、 天然气、 地热、 金属矿产、 水文、 工程、 环境保护等各个方面， 从而成为受人重视的一种地球物理方法。
虽然CSAMT 法属于一种人工源的频率电磁深测， 但和通常的频率域电磁测深不同。
这主要因为CSAMT 法测量两个相互垂直的电磁场切向分量计算卡尼亚电阻率， 因而具有较强的抗干扰能力， 且更容易获得对地电变化较灵敏的相位差信息； 又由于波区电磁场十分接近平面波， 因而其资料处理、 解释也较为简便， 可以保留AMT 法中的许多解释方法。
CSAMT 和AMT 或MT 亦有不同， 根本原因是CSAMT 法使用了人工场源，因而极化方向明显，信噪比高，易于观测。
但是，由于使用了人工场源， CSAMT 法必然受场源效应影响， 这主要包括非平面波效应、 场源附加效应、 阴影效应和测深通道的弯曲。
2.2.1 CSAMT 基本理论CSAMT 有2种常用的场源——水平电偶极子和垂直磁偶极子，此处注重讨论其场的特征和快速计算方法。
2.2.1.1水平层状半空间上水平如图2.2.1所示， N 层水平层状介质中第n 层的电阻率和层厚度分别记为ρn 和h n 。
水平电偶极子（接地导线）位于层状介质表面，偶极矩为P=IdL （I 为谐变电流）。
应用地电学B课件：EM7-大地电磁测深法-3
探测范围地下几十米
采集时间几分钟
AMT（Audio MT）：1Hz – 10kHz
音频大地电磁（AMT
探测范围上地壳几公里 ）
采集时间几分钟-几小时
BBMT（Broad Band MT）：1000Hz – 2000s
探测地壳范围几十公里
采集时间1-2天 大地电磁（MT
LMT（Long period MT）：1 – 10000s
20
了解工作区域基本情况，明确目标任务；
根据目标任务确定： 二维剖面/三维面积性测量？ 工作量、点位、点距、线距…… 研究目标深度（数据采集频段） 使用的仪器 具体采集参数
还需考虑预算、甲方要求等等……
21
22
根据不同的任务性质，可将MT方法进一步细分为以下四个频段：
RMT（Radio MT）：10kHz – 300kHz
近年来,随着各向异性反演、三维反演及多站点畸变校正技术的发展， 大地电磁测深方法不断得到完善,已经由传统的一维、二维工作方法逐 渐向三维区域性研究发展，其应用效果得到明显改善,成绩斐然,取得 了许多引人瞩目的研究成果。
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优点 1、 不受高阻层屏蔽、对高导层分辨能力强； 2、 横向分辨能力较强； 3、 资料处理与解释技术成熟； 4、 频谱丰富（10-4-105s）、勘探深度大（近地表至
）
探测岩石圈范围上百公里
采集时间一周以上 23
测量互相正交的电场两分量，以及磁场三分量。
24
常用数据采集装置 若工区地形条件较差，
可采用L或T型观测
25
电道：测量电场分量 金属电极：采集50Hz以上信号，AMT适用； 不极化电极：采集50Hz以下信号，宽频及长周期适用（与
自然电场法中类似）； 天然电场变化一般只有几个mV；
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
可控源音频大地电磁测深法(CSAMT)ppt课件
– 由于测点靠近场源而产生的非平面波效应。 – 由于场源下的地质情况而产生的场源附加效应（或 叫混叠效应）。 – 场源与测点之间地质体的影响被投射开来，产生的 阴影效应。
• 对场源效应所作的改正统称为场源效应校正。
场源效应校正
• 非平面波效应的校正 • 场源附加效应及校正 • 场源阴影效应及校正
– 参考书目 – 何继善等编 可控源声频大地电磁法 中南工大出版社 1990
Controlled Source Audio Magneto Telluric (CSAMT)
A B
Transmitting Source
Offset
Hy Ex
Hy
R x Receiving Station
Ex
High signal-to-noise ratio and high precision within 3000m depth. 电磁法勘探技术
• 产生的影响：静态位移会使测深曲线的 定量解释结果，无论电阻率还是层厚度 都会产生误差；而在对视电阻率拟断面 图作定性解释时，会使粗心的解释者误 将静态位移推断为陡立的深大断裂或垂 向大延伸的异常体。因此，对静态位移 作校正，消除或减小其影响，是CSAMT资 料处理的一项不可缺少的重要任务
• 校正方法：静态位移不可避免，我们必 须对那些与水平电场E有关的测量值进行 校正。基本方法有三个： • 空间滤波法； • 相位积分法； • 使用独立的、无静态效应的测量结果进 行辅助校正
可控源音频大地电磁测深法 (CSAMT)
汇报内容
• • • • • 野外施工方法 理论模拟 资料处理 实例 资料归档
可控源音频大地电磁法(CSAMT)，采用人
工场源供电，其频率范围为0.25～8192Hz。由 于CSAMT法所观测电磁场的频率范围、场强和 方向可由人工控制，其观测方式又与MT方法相 同，所以称为“可控源音频大地电磁法”。
• 对场源效应所作的改正统称为场源效应校正。
场源效应校正
• 非平面波效应的校正 • 场源附加效应及校正 • 场源阴影效应及校正
– 参考书目 – 何继善等编 可控源声频大地电磁法 中南工大出版社 1990
Controlled Source Audio Magneto Telluric (CSAMT)
A B
Transmitting Source
Offset
Hy Ex
Hy
R x Receiving Station
Ex
High signal-to-noise ratio and high precision within 3000m depth. 电磁法勘探技术
• 产生的影响：静态位移会使测深曲线的 定量解释结果，无论电阻率还是层厚度 都会产生误差；而在对视电阻率拟断面 图作定性解释时，会使粗心的解释者误 将静态位移推断为陡立的深大断裂或垂 向大延伸的异常体。因此，对静态位移 作校正，消除或减小其影响，是CSAMT资 料处理的一项不可缺少的重要任务
• 校正方法：静态位移不可避免，我们必 须对那些与水平电场E有关的测量值进行 校正。基本方法有三个： • 空间滤波法； • 相位积分法； • 使用独立的、无静态效应的测量结果进 行辅助校正
可控源音频大地电磁测深法 (CSAMT)
汇报内容
• • • • • 野外施工方法 理论模拟 资料处理 实例 资料归档
可控源音频大地电磁法(CSAMT)，采用人
工场源供电，其频率范围为0.25～8192Hz。由 于CSAMT法所观测电磁场的频率范围、场强和 方向可由人工控制，其观测方式又与MT方法相 同，所以称为“可控源音频大地电磁法”。
第三章 第四节 电磁法原理ppt课件
在这里需注意：“远区”是指收—发距r很 大或频率f很高的范围，这时电磁场为辐射场 ，电磁波具有平面波的性质（注：电磁波为球 面波，当其远离场源传播时，半径r会逐渐增 大，当r很大时，我们所研究的电磁波的那部 分球面可视为平面，这个范围的电磁波称为平 面波。）。“近区”是指收—发距r很小或频 率f很低的范围，这时电磁波不具有平面波的 性质，且受场源影响较大。位于“近区”和“ 远区”之间的范围，称为“中区”或“中间区 ”。
图3.4.7 无线电波透视法工作原理示意图 l—发射机； 2—发射机天线； 3—接收机； 4—接收机天线；
（一）频率测深的基本原理及工作方式
频率测深是一种频率域的电磁测深方法，与直流测
深方法不同，它是用改变频率的方法来控制探测深度，
而不用增大供电极距AB。因电磁波的穿透深度与其波长
有关，理论上可以证明，在均匀各向同性半空间中，电
磁波在电阻率为ρ的介质中传播的波长 503
f
。若地
层电阻率ρ不变，改变电磁波的频f 率 ，就可以改变其
图3.4.2 频率电磁测深法的装置形式 (a) 水平电偶极子装置； (b) 垂直磁偶极子装置
频率测深方法属于低频电磁法，因此可以 忽略位移电流的影响，视为似稳场。在频率测 深法中，虽然收—发距r是有限的，但在高频 情况下，观测地段可处于“远区”。这时电磁 波的传播是以平面波的形式入射到地表的，所 以“远区”又称为“波区”。而只有在波区， 地电断面中各层的电阻率、层厚等才能影响电 磁场的分布。随着频率的降低，同一测点又可 以处于“中间区”或“近区”。而“近区”的 电场类似于直流电场，仅与纵向电导有关。
r3
KE AB MN
KH
2 r4
3AB n
s
式中r为收—发距。此外，通过被测信号的 相位与供电电流初始相位的比较，还可得到电 、磁场的相位差△φE和△φH。
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Ｐｃ－３和Ｐｉ－２亚振动类型的振幅最大，且 出现的概率也最大。此外，该类型波的振幅还与季 节、地理位置和太阳活动有关。
(c) 电磁矢量随时间的变化：大地电磁场的矢量 Ｅ和Ｈ不仅振幅随时间变化，而且方向也随时间 变化，故在有限时间里（与变化周期比较）矢量 端点描述出复杂的图形（矢端曲线），矢端曲线 的伸长线称为极化轴。
2
=
1 ωμ
Ey Hx
2
2
=
ρxy
=
1 ωμ
2
Z xy
=
1 ωμ
Ex Hy
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
由于层状一维介质中的电性在水平方向上是均 匀的，因而垂直入射平面波的场强在水平方向上也应 该是均匀的，引入z轴向下的笛卡尔坐标系，将有
层状一维介质模型 图中Z1，Zm，…，Zn表示各层顶面的波阻抗
以H偏振波为例：
EEx
Ex Cmekmz Dmekmz
Hy
1
i
Ex z
km
i
(Cm e km z
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。
2、水平层状介质中的大地电磁场
设大地由n层水平层状介质所组成(图1—2-9)。 各层的电阻率为ρ1，ρ2，ρm，…，ρn，厚度为h1， h2，hm，…hn→∞。
Dmekmz )
Z xy
Ex Hy
i
km
Cm e km z Cm e km z
Dmekmz Dmekmz
记
i
km
Zom
为第m层的特征阻抗。
Z (z) Zom
Cm e km z Cm e km z
Dmekmz Dmekmz
Zom
1 1
(Dm (Dm
/ Cm )e2kmz / Cm )e2kmz
• 我国的大地电磁测深工作始于20世纪60年代初期. 至今，经历了60 年代的引进、探索期，70 —80 年 代的研究、试验时期和90年代的迅速发展、推广应 用时期。
3、MT优点
• 仪器比较轻便（省去供电设备）； • 有丰富的频谱； • 勘探深度大； • 能穿透高阻层； • 等值作用范围小； • 场源为平面波，理论相对简单。
• 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。
一、地球天然电磁场特点
1、大地电磁场的形成
在很大地区范围内观测到的地球天然交变电磁场称 为大地电磁场。电场部分与称为大地电流的地球区 域电流的存在有关，而磁场部分与地磁变化或大地 电流的变化特点有关。 一次场源是由太阳微粒辐射作用下形成的地球磁层 和电离层的变化形成的．这种平面电磁波在铅直方 向上穿透地层过程中，在导电地层内激发出旋涡电 流，其传播深度主要依赖于振动频率或者场的变化 周期．
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
Hale Waihona Puke 3、可比性在某一瞬间，大地电磁场在几百平方公里或 更大的范围内，振幅、频率均保持一定，且能够 同时相互对比。
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
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。
Ey z
iH x
Ex z
iH y
Hz 0
H y z
1
Ex
H x z
1
Ey
Ez 0
(1－2－19a) (1－2－20a) (2－2－21a) (1－2－22a) (1－2－23a) (1—2—24a)
E偏振(Ey-Hx) （TM模式）
H偏振（Hy-Ex） （TE模式）
ρyx
=
1 ωμ
Z yx
(b)Ｐ波特征 ：在电法勘探中利用称之为地磁脉动 的短周期脉动，称为Ｐ波。它具有周期为零点几秒 到几百秒的似周期振动特性。其中：
Ｐc波—在白天以波群形式几小时内连续出现， 故称该波为连续脉动波，且主要是在早晨和下午期 间出现。
Ｐｉ波—出现在晚间，脉动具有衰减的正弦波性 质，其周期为几十到几百秒，称这种振动为不规则 脉动波．
地磁层结构示意图
除与宇宙现象有关的低频场外，在地球上还有相对 高频（3-1000）的电磁场．其源可能是由工业漏电、超 长波无线电电台、大气电现象及地磁场的变化形成的。 高频主要分布在500-1000Hz，6000-8000Hz，低频为8300Hz。
2、 随机性与谐变性
(a)频谱特征：频率为１Ｈｚ的变化具有最小的 振幅，向高、低频段振幅均明显增加。
Dm
/ Cm
Z (z) Zom Z (z) Zom
e 2 km z
根据波阻抗在分界面的连续性，m层底界面波阻抗
等于m+1层顶界面的波阻抗，即 Zm (zm1) Zm1
Dm
/ Cm
Z m 1 Z m 1
Zom Zom
e2km zm1
1 Zm1 Zom e2kmhm
Zm
Zom
1
Z m 1 Z m 1
(c) 电磁矢量随时间的变化：大地电磁场的矢量 Ｅ和Ｈ不仅振幅随时间变化，而且方向也随时间 变化，故在有限时间里（与变化周期比较）矢量 端点描述出复杂的图形（矢端曲线），矢端曲线 的伸长线称为极化轴。
2
=
1 ωμ
Ey Hx
2
2
=
ρxy
=
1 ωμ
2
Z xy
=
1 ωμ
Ex Hy
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
由于层状一维介质中的电性在水平方向上是均 匀的，因而垂直入射平面波的场强在水平方向上也应 该是均匀的，引入z轴向下的笛卡尔坐标系，将有
层状一维介质模型 图中Z1，Zm，…，Zn表示各层顶面的波阻抗
以H偏振波为例：
EEx
Ex Cmekmz Dmekmz
Hy
1
i
Ex z
km
i
(Cm e km z
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。
2、水平层状介质中的大地电磁场
设大地由n层水平层状介质所组成(图1—2-9)。 各层的电阻率为ρ1，ρ2，ρm，…，ρn，厚度为h1， h2，hm，…hn→∞。
Dmekmz )
Z xy
Ex Hy
i
km
Cm e km z Cm e km z
Dmekmz Dmekmz
记
i
km
Zom
为第m层的特征阻抗。
Z (z) Zom
Cm e km z Cm e km z
Dmekmz Dmekmz
Zom
1 1
(Dm (Dm
/ Cm )e2kmz / Cm )e2kmz
• 我国的大地电磁测深工作始于20世纪60年代初期. 至今，经历了60 年代的引进、探索期，70 —80 年 代的研究、试验时期和90年代的迅速发展、推广应 用时期。
3、MT优点
• 仪器比较轻便（省去供电设备）； • 有丰富的频谱； • 勘探深度大； • 能穿透高阻层； • 等值作用范围小； • 场源为平面波，理论相对简单。
• 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。
一、地球天然电磁场特点
1、大地电磁场的形成
在很大地区范围内观测到的地球天然交变电磁场称 为大地电磁场。电场部分与称为大地电流的地球区 域电流的存在有关，而磁场部分与地磁变化或大地 电流的变化特点有关。 一次场源是由太阳微粒辐射作用下形成的地球磁层 和电离层的变化形成的．这种平面电磁波在铅直方 向上穿透地层过程中，在导电地层内激发出旋涡电 流，其传播深度主要依赖于振动频率或者场的变化 周期．
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
Hale Waihona Puke 3、可比性在某一瞬间，大地电磁场在几百平方公里或 更大的范围内，振幅、频率均保持一定，且能够 同时相互对比。
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
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。
Ey z
iH x
Ex z
iH y
Hz 0
H y z
1
Ex
H x z
1
Ey
Ez 0
(1－2－19a) (1－2－20a) (2－2－21a) (1－2－22a) (1－2－23a) (1—2—24a)
E偏振(Ey-Hx) （TM模式）
H偏振（Hy-Ex） （TE模式）
ρyx
=
1 ωμ
Z yx
(b)Ｐ波特征 ：在电法勘探中利用称之为地磁脉动 的短周期脉动，称为Ｐ波。它具有周期为零点几秒 到几百秒的似周期振动特性。其中：
Ｐc波—在白天以波群形式几小时内连续出现， 故称该波为连续脉动波，且主要是在早晨和下午期 间出现。
Ｐｉ波—出现在晚间，脉动具有衰减的正弦波性 质，其周期为几十到几百秒，称这种振动为不规则 脉动波．
地磁层结构示意图
除与宇宙现象有关的低频场外，在地球上还有相对 高频（3-1000）的电磁场．其源可能是由工业漏电、超 长波无线电电台、大气电现象及地磁场的变化形成的。 高频主要分布在500-1000Hz，6000-8000Hz，低频为8300Hz。
2、 随机性与谐变性
(a)频谱特征：频率为１Ｈｚ的变化具有最小的 振幅，向高、低频段振幅均明显增加。
Dm
/ Cm
Z (z) Zom Z (z) Zom
e 2 km z
根据波阻抗在分界面的连续性，m层底界面波阻抗
等于m+1层顶界面的波阻抗，即 Zm (zm1) Zm1
Dm
/ Cm
Z m 1 Z m 1
Zom Zom
e2km zm1
1 Zm1 Zom e2kmhm
Zm
Zom
1
Z m 1 Z m 1