大地电磁场课件：EM6-频率域电磁法
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在阶跃电流（通电或断电）的强大变化电磁场作用 下，良导介质内产生涡旋的交变电磁场，其结构和 频谱在时间与空间上均连续地发生变化。
6
瞬变电磁场状态的基本参数是时间。这一时间依 赖于岩石的导电性和收发距。在近区的高阻岩石 中，瞬变场的建立和消失很快（几十到几百毫 秒）；而在良导地层中，这一过程变得缓慢。在 远区这一过程可持续到几秒到几十秒，而在较厚 的导电地质体中可延续到一分钟或更长。
大地电磁测深法
音频大地电磁法 频率测深法
地面，海洋
可控源音频大地电磁法
地面 航空 井中
地面
19
变种方法 被动源法
频率域电磁法
频率域电磁
剖面法
主动源法
频率域电磁 测深法
被动源法 主动源法
时间域电磁法 瞬变电磁剖面法 瞬变电磁测深法
工作场合
音频天然电场法 甚低频法
地面 航空
不接地（大 定源）回线 法
电磁偶极剖 面法
变种方法 被动源法
频率域电磁法
频率域电磁
剖面法
主动源法
频率域电磁 测深法
被动源法 主动源法
时间域电磁法 瞬变电磁剖面法 瞬变电磁测深法
工作场合
音频天然电场法 甚低频法
地面 航空
不接地（大 定源）回线 法
电磁偶极剖 面法
实、虚分量 法
Βιβλιοθήκη Baidu
振幅比-相位 差法
虚分量-振幅 比法
地面 航空 井中
水平线圈法
倾角法
，之间存在看形式上的类比现象。 p kr 2 2 r
17
时间域
频率域
2 r 2 远区/近区： u 107 t r
p kr 2 2 r
20t (km)
10T (km)
勘探深度：
z 503 2t (m) 503 (m)
2
f
1262 t (m)
非常重要！！！
18
8
激发的第二种方式是，由发射装置直接将电磁能 量传入地中（地波）。这时，由于大地的趋肤效 应不可能立即在深部激发出瞬变场，过一段时间 之后才能形成。
在过程早期上述两种激发在时间上是分开的。第 二种方法建立的比较迟缓。随着时间的推移，这 两种场叠加在一起，即形成瞬变场的极大。在晚 期第一类场实际上衰减殆尽，而在地中形成第二 种场的优势。
21
频率域电磁剖面法的研究范围 研究深度为几十米到几百米，主要应用于矿
床的普查、地质填图、及工程地质、水文地 质调查中。 普查对象主要是矿体、接触带、裂隙破碎带、 陡倾斜地层、岩溶带、古河床等。
常用的方法有不接地回线法和电磁偶极剖面 法两种。
22
一、不接地回线法（大定源回线法）
对不接地的矩形
12
谐变场和瞬变场 的涡旋电流场的 结构： 由于瞬变电磁场 服从扩散方程的 规律，故随时间 的增加该场向深 处传播过程中逐 渐向外扩散，即 可借用“烟圈” 效应这一名词来 描述。
13
瞬变场扩散参数
14
15
比较
电流密度随深度的变化 曲线具有拐点z=/2。 形式上认为这一深度是 对瞬变场测量结果产生 有效影响的极限深度。
回线通以谐变电
3
频率域电磁场
实、虚分量的概念
实分量：一次场+二次场；虚分量：纯二次场。
4
频率域电磁场
波的极化：线极化、圆极化、椭圆极化
5
时间域电磁场是指在阶跃变化的电流源作用下，地 中产生的过渡过程的感应电磁场。因为这一过渡过 程的场具有瞬时变化的特点，故又名为瞬变场。
和频率域电磁场类似的，时间域电磁场的激发方式 也可分为电性源和磁性源。
11
在数学上借助于傅里叶反变换描述这一过程，即
F (t ) 1 F ( ) eit d
2
i
式中函数F可代表E、B、 B/ t，而F(ω)/-iω代表阶跃电 流电磁场的频谱密度。由此可见，如果在很宽频带内已知频率 域电磁响应，则可利用上述傅里叶反变换确定瞬变电磁场响应。
这一道理的物理基础是，它们都研究基于电磁感应定律的 涡旋电磁场，具有相同的物理原理。
实、虚分量 法
振幅比-相位 差法
虚分量-振幅 比法
地面 航空 井中
水平线圈法
倾角法
大地电磁测深法
音频大地电磁法 频率测深法
地面，海洋
可控源音频大地电磁法
地面 航空 井中
地面
20
什么是频率域电磁剖面法？
通常而言，电磁剖面法指采用回线源装置， 将交变电场通入发射线圈产生谐变电磁场， 接收线圈沿测线剖面进行移动观测，接收感 应磁场变化，进而研究某一深度范围内地下 电性的横向变化的地球物理方法。 （Loop-Loop Method）
当地下介质为无磁，且使用国际单位时
2 2t / 2t 107 m
与谐变场情况一样，在研究瞬变场过程中也引入 无量纲的归一距离
r 2 r 2
u
z
107 t r
1 u2
( 2 r )2
107 t 2 r 2
由此可见，归一参数u的平方倒数正比于介质电阻率。在近区 2r/<<1 ，即收发距r很小或（t）很大的范围（晚期时间 段）。在远区2r/>>1 ，即收发距很大或（或t）很小的范 围（早期时间段）。 我们从频率域和时间域电磁场的讨论中不难看出：p和u， 和
9
时间域下磁场的电报方程： 似稳态条件下，忽略位移电流项，解得：
10
瞬变场与谐变场：在结构上差别较大。
谐变场的结构是由某一种发射频率的涡旋电磁场 之间的相互作用来决定。
而瞬变场的结构是发射一个电磁脉冲，从过程的 一开始就由多种频率的涡旋电流磁场的相互作用 决定，电磁场各分量，如Ex(t)、Bz(t) 和 ∂Bz(t)/∂t 的瞬时值依赖于所有谐波频率的总和，其中包括 超高频和超低频。
由此可见，研究瞬变电磁场随时间的变化规律， 可探测具有不同导电性的地层分布（各层的纵向 电导或地层总的纵向电导）。也可能发现地下赋 存的较大的良导矿体。
7
瞬变电磁场的激发是通过两种途径传播到观测点 的。
第一种激发方式是电磁能量直接经过空气瞬时传 播到观测点处（空气波/天波）。地表的每个波前 点都会成为场源（根据惠更斯原理），于离发射 装置足够远处，在地表面上则会形成垂直向下传 播的不均匀平面波。
电法勘探
水槽实验报告要求：
一、实验目的 二、实验方法（装置图） 三、实验过程（数据表格） 四、实验结果（中梯：视电阻率/视激电电阻率/视极化率剖面曲线图；
测深：测深曲线/拟断面图； 就实验结果进行必要的讨论）
下周五（6.22）最后一次上课时交
2
人工电磁场
频率域电磁场 场源：电性源 & 磁性源
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瞬变电磁场状态的基本参数是时间。这一时间依 赖于岩石的导电性和收发距。在近区的高阻岩石 中，瞬变场的建立和消失很快（几十到几百毫 秒）；而在良导地层中，这一过程变得缓慢。在 远区这一过程可持续到几秒到几十秒，而在较厚 的导电地质体中可延续到一分钟或更长。
大地电磁测深法
音频大地电磁法 频率测深法
地面，海洋
可控源音频大地电磁法
地面 航空 井中
地面
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变种方法 被动源法
频率域电磁法
频率域电磁
剖面法
主动源法
频率域电磁 测深法
被动源法 主动源法
时间域电磁法 瞬变电磁剖面法 瞬变电磁测深法
工作场合
音频天然电场法 甚低频法
地面 航空
不接地（大 定源）回线 法
电磁偶极剖 面法
变种方法 被动源法
频率域电磁法
频率域电磁
剖面法
主动源法
频率域电磁 测深法
被动源法 主动源法
时间域电磁法 瞬变电磁剖面法 瞬变电磁测深法
工作场合
音频天然电场法 甚低频法
地面 航空
不接地（大 定源）回线 法
电磁偶极剖 面法
实、虚分量 法
Βιβλιοθήκη Baidu
振幅比-相位 差法
虚分量-振幅 比法
地面 航空 井中
水平线圈法
倾角法
，之间存在看形式上的类比现象。 p kr 2 2 r
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时间域
频率域
2 r 2 远区/近区： u 107 t r
p kr 2 2 r
20t (km)
10T (km)
勘探深度：
z 503 2t (m) 503 (m)
2
f
1262 t (m)
非常重要！！！
18
8
激发的第二种方式是，由发射装置直接将电磁能 量传入地中（地波）。这时，由于大地的趋肤效 应不可能立即在深部激发出瞬变场，过一段时间 之后才能形成。
在过程早期上述两种激发在时间上是分开的。第 二种方法建立的比较迟缓。随着时间的推移，这 两种场叠加在一起，即形成瞬变场的极大。在晚 期第一类场实际上衰减殆尽，而在地中形成第二 种场的优势。
21
频率域电磁剖面法的研究范围 研究深度为几十米到几百米，主要应用于矿
床的普查、地质填图、及工程地质、水文地 质调查中。 普查对象主要是矿体、接触带、裂隙破碎带、 陡倾斜地层、岩溶带、古河床等。
常用的方法有不接地回线法和电磁偶极剖面 法两种。
22
一、不接地回线法（大定源回线法）
对不接地的矩形
12
谐变场和瞬变场 的涡旋电流场的 结构： 由于瞬变电磁场 服从扩散方程的 规律，故随时间 的增加该场向深 处传播过程中逐 渐向外扩散，即 可借用“烟圈” 效应这一名词来 描述。
13
瞬变场扩散参数
14
15
比较
电流密度随深度的变化 曲线具有拐点z=/2。 形式上认为这一深度是 对瞬变场测量结果产生 有效影响的极限深度。
回线通以谐变电
3
频率域电磁场
实、虚分量的概念
实分量：一次场+二次场；虚分量：纯二次场。
4
频率域电磁场
波的极化：线极化、圆极化、椭圆极化
5
时间域电磁场是指在阶跃变化的电流源作用下，地 中产生的过渡过程的感应电磁场。因为这一过渡过 程的场具有瞬时变化的特点，故又名为瞬变场。
和频率域电磁场类似的，时间域电磁场的激发方式 也可分为电性源和磁性源。
11
在数学上借助于傅里叶反变换描述这一过程，即
F (t ) 1 F ( ) eit d
2
i
式中函数F可代表E、B、 B/ t，而F(ω)/-iω代表阶跃电 流电磁场的频谱密度。由此可见，如果在很宽频带内已知频率 域电磁响应，则可利用上述傅里叶反变换确定瞬变电磁场响应。
这一道理的物理基础是，它们都研究基于电磁感应定律的 涡旋电磁场，具有相同的物理原理。
实、虚分量 法
振幅比-相位 差法
虚分量-振幅 比法
地面 航空 井中
水平线圈法
倾角法
大地电磁测深法
音频大地电磁法 频率测深法
地面，海洋
可控源音频大地电磁法
地面 航空 井中
地面
20
什么是频率域电磁剖面法？
通常而言，电磁剖面法指采用回线源装置， 将交变电场通入发射线圈产生谐变电磁场， 接收线圈沿测线剖面进行移动观测，接收感 应磁场变化，进而研究某一深度范围内地下 电性的横向变化的地球物理方法。 （Loop-Loop Method）
当地下介质为无磁，且使用国际单位时
2 2t / 2t 107 m
与谐变场情况一样，在研究瞬变场过程中也引入 无量纲的归一距离
r 2 r 2
u
z
107 t r
1 u2
( 2 r )2
107 t 2 r 2
由此可见，归一参数u的平方倒数正比于介质电阻率。在近区 2r/<<1 ，即收发距r很小或（t）很大的范围（晚期时间 段）。在远区2r/>>1 ，即收发距很大或（或t）很小的范 围（早期时间段）。 我们从频率域和时间域电磁场的讨论中不难看出：p和u， 和
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时间域下磁场的电报方程： 似稳态条件下，忽略位移电流项，解得：
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瞬变场与谐变场：在结构上差别较大。
谐变场的结构是由某一种发射频率的涡旋电磁场 之间的相互作用来决定。
而瞬变场的结构是发射一个电磁脉冲，从过程的 一开始就由多种频率的涡旋电流磁场的相互作用 决定，电磁场各分量，如Ex(t)、Bz(t) 和 ∂Bz(t)/∂t 的瞬时值依赖于所有谐波频率的总和，其中包括 超高频和超低频。
由此可见，研究瞬变电磁场随时间的变化规律， 可探测具有不同导电性的地层分布（各层的纵向 电导或地层总的纵向电导）。也可能发现地下赋 存的较大的良导矿体。
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瞬变电磁场的激发是通过两种途径传播到观测点 的。
第一种激发方式是电磁能量直接经过空气瞬时传 播到观测点处（空气波/天波）。地表的每个波前 点都会成为场源（根据惠更斯原理），于离发射 装置足够远处，在地表面上则会形成垂直向下传 播的不均匀平面波。
电法勘探
水槽实验报告要求：
一、实验目的 二、实验方法（装置图） 三、实验过程（数据表格） 四、实验结果（中梯：视电阻率/视激电电阻率/视极化率剖面曲线图；
测深：测深曲线/拟断面图； 就实验结果进行必要的讨论）
下周五（6.22）最后一次上课时交
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人工电磁场
频率域电磁场 场源：电性源 & 磁性源