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大地电磁测深(地球物理)

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

音频大地电磁测深法ppt

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。

大地电磁测深法基本原理和应用专题培训课件

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

陈小斌-大地电磁测深原理及应用PPT课件

陈小斌-大地电磁测深原理及应用PPT课件
大地电磁测深原理及 应用介绍
陈小斌
2009年12月23日
2021
1
主要内容
一、大地电磁测深的简单介绍 二、大地电磁测深的基本原理 三、大地电磁测深的应用情况 四、当前存在的问题和主要研究热点
2021
2
大地电磁测深的简单介绍
2021
3
大地电磁测深法（Magnetotelluric, 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 的地球物理手段。其基本原理是：依据不同频率的 电磁波在导电煤质中具有不同趋肤深度的原理，在 地表测量由高频至低频的地球电磁响应序列，经过 相关的资料处理来获得大地由浅至深的电性结构。
100 0欧 米 10欧 米
10欧 米 100 0欧 米
1x103
1x103
Apparent Resistivity / m 1x102
Apparent Resistivity / m 1x102
1x101
1x101
Phase / Degree
0.001
0.01
0.1
80
1
10
Period / S
60
E xA i(k e yy kzz),H y i1 E zxku zE x
则阻抗为
：
ZTE
Ex Hy
kz
同理可得TM模 式下的阻抗为：
2021
ZTMH Eyx k2kz
20
一维正演：关于场源的垂直入射
当平面电磁波在空气中的传播方向与地面法线方向成θ角时， 因为空气中电导率为零，故有：
ky(A)i rk(A)isrin
2021
5
2021
6
大地电磁测深的优缺点

应用地电学B课件：EM7-大地电磁测深法-3

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。
18
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

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。

大地电磁测深法基本原理及应用

大地电磁测深法基本原理及应用

Maxwell方程组及意义
以麦克斯韦方程组为核心的电磁理论，是经典物理学最 引以自豪的成就之一。它所揭示出的电磁相互作用的完 美统一，为物理学家树立了这样一种信念：物质的各种 相互作用在更高层次上应该是统一的。
➢（1）描述了电场的性质
➢（2）描述了磁场的性质 ➢（3）描述了变化的磁场
激发电场的规律。 ➢（4）描述了变化的电场
得：
lg1
lg
，不同1的0T
Tlg
也只能使1和 曲h线1 发生平移。
h1
h1
层状一维理论曲线的计算与图示
因此，用双对数坐标系来描述二层介质视电阻率理论曲线
时，只要参数 2
相 2等，其曲线形态是一致的。
1
对n层地电断面的视电阻率曲线也有类似的结论。
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
大地电磁场源
大地电磁测深是在地面上观测具有区域性乃至全球性分布 特征的天然交变电磁场来研究地下岩层的电学性质及其分 布特征的一种勘探方法。地球磁场是不断变化的，这种变 化按周期长短分为两种类型，即长周变化和瞬时变化。
cothcothcothcoth0cothnnnnnnnnnnnnnzhkkzhiktzhkkzhiktzhkkzhiktzhkzikk??????????????????????????????????????????????????????????????????11111cothnktzh????????????阻抗的递推公式精品资料000100101110100100010000periods1x1011x1021x103apparentresistivity?m020406080phasedegree1000欧米10欧米1000欧米10欧米000100101110100100010000periods1x1011x1021x103apparentresistivity?m020406080phasedegreek形曲线h形曲线精品资料000100101110100100010000periods1x1001x1011x1021x103apparentresistivity?m020406080phasedegree1000欧米10欧米1000欧米10欧米000100101110100100010000periods1x1011x1021x1031x104apparentresistivity?m020406080phasedegreea形曲线q形曲线精品资料层状一维理论曲线的计算与图示理论曲线的图示为了尽量减少理论曲线的数目通常用相对单位表示地电断面的参数值并将曲线绘制在双对数坐标系上所谓相对坐标系是指以第一层地电参数电阻率来度量有关的量这时各层相对电阻率为相对厚度为与周期有关的波长也用h1来度量于是n层地电参数的视电阻率关系式本来有2n个量

第五章电磁测深法

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

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”。

第三章 第四节 电磁法原理ppt课件

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。

大地电磁测深2009(地球物理)

大地电磁测深2009(地球物理)

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. 在1Hz左右,无论电场和磁场都是低谷; 在1000Hz处磁场几近寂静,电场有一低 谷.在几十赫兹到104 Hz范围内,人文活 动的电磁场干扰特别严重.这些特点决定 了大地电磁法只适合于采集较低频率.通 常观测时间长,分辨率较低,适合解决深 层宏观问题.
大地电磁测深的原理
当天然交变电磁场入射大地,在地下以波 当天然交变电磁场入射大地, 的形式传播时, 的形式传播时,地面电磁场的观测值由于 电磁感应的作用, 电磁感应的作用,会包含地下介质的电阻 率分布的信息. 率分布的信息.不同周期的电磁场信号具 有不同穿透深度, 有不同穿透深度,因此大地电磁测深通过 研究地表采集的电磁数据能够反演出地下 不同深度介质电阻率分布的信息. 不同深度介质电阻率分布的信息.
E = E0e iωt
Hy = 1 E x iω z
σ >> 1 时,可忽略位移电流的影响: k 2 = iωσ 当 ωε
由边界条件:
z → ∞ , Ex = 0
∴ Ex = Ae kz
kA kz 1 ∴ Hy = e = Ae kz iω iωρ
Ex = iωρ = ωρ e iπ / 4 Hy 只考虑波阻抗的振幅: 1 2 ∴ ρ= Z —— 均匀半无限介质电阻率 Z = ωρ ω ∴ Z xy =
Z 0m =
iω km
k m = iωσ m
说明:地面上测得的波阻抗(Z=0时)
Z ( n ) (0) = f ( ρ1 , ρ 2 , ... , ρ n , h1 , h2 , ..., hn1 , ω )
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2019/12/14
11
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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12
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
19
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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13
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
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) 14
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。
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16
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→∞。
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
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层状一维介质模型
2019/12/14 图中Z1，Zm，…，Zn表示各层顶面的波阻抗
18
以H偏振波为例：
EEx
Ex Cmekmz Dmekmz
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．
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
2节019、/12/地14 理位置和太阳活动有关。
9
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10
(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。
• 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。
2019/1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。
Cmekmz Dmekmz Cmekmz Dmekmz

Z
om
1 1

( (
Dm Dm
/ Cm )e2kmz / Cm )e2kmz
Dm
/ Cm

Z(z) Z(z)
(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。
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(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。
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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8-
201390/120/1H4 z。
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2、 随机性与谐变性
• 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。
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• 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。
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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．
第三节 大地电磁测深法(MT)
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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。
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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。