第八章 时间域电磁测深概述

四）瞬变电磁测深法（水文地质工作手册）1、 方法原理简介瞬变电磁测深法(简称TEMS)是一种时间域电磁法。

基于电性差异，以阶跃波形电磁脉冲激发，利用不接地回线或接地线源向地下发射一次脉冲磁场，在一次脉冲磁场的间歇期间(断电后)，利用线圈或接地电极测量由地下介质产生的感应二次场（二次涡流场）随时间的变化，达到寻找目标地质体的地球物理勘探方法。

其数学物理基础为电磁感应原理，即导电介质在阶跃变化的激励磁场的激发下产生涡流场的问题。

一次脉冲信号。

二次场信号表示为：52M q Vμ⋅⋅=(1) 式中：0μ为磁导率；M 为发送线圈磁矩；q 为接收线圈等效面积；ρ为地层电阻率；t 为时间。

从上式中可以看出，二次场信号与34ρ ，54t 成反比，当探测地下良导电地质体时。

在往地面敷设的发送回线中通以一定的脉冲电流。

使回线中间及周围一定区域内便会产生稳定的磁场(称一次场或激励场)，如果一次电流突然中断，则一次磁场随之消失，使处于该激励场中的良导电地质体内部由于磁通量Φ的变化而产生感应电动势d dt ε=-Φ (据法拉第电磁感应定律)，感应电动势在良导电地质体中产生二次涡流，二次涡流又由于焦耳热消耗而不断衰减，其二次磁场也随之衰减(见图1)。

由于感应二次场的衰变规律与地下地质体的导电性有关，导电性越好，二次场衰减越慢；导电性越差，二次场衰减越快。

因此，通过研究二次场的衰减规律便可达到探测地下地质异常体的目的。

图1 TEM 法工作原理示意图瞬变电磁场在大地中主要以扩散形式传播，在这一过程中，电磁能量直接在导电介质中由于传播而消耗，由于趋肤效应，高频部分主要集中在地表附近，且其分布范围是源下面的局部，较低频部分传播到深处，且分布范围逐渐扩大。

传播深度：d= （2）传播速度：zd V t ∂==∂ （3）式中：t — 传播时间；σ —介质电导率；0μ— 真空中的磁导率。

由(2)式得：72210t h p π-=⨯， (4) 在中心回线下，时间与表层电阻率之间的关系可写为：()()2125031400I L t ηπρμ⎡⎤⎢⎥⎢⎥⎢⎥⎣⎦= (5) 联立(4)(5)式，可得中心回线装置估算极限探测深度H 的公式为:15210.55L I Hρη⎛⎫ ⎪⎝⎭= (6)mR N η=式中:I — 发送电流；L — 发送回线边长；1ρ—上覆电阻率；η—最小可分辨电压，它的大小与目标层几何参数和物理参数及观测时间段有关。

如何进行电磁测深与水文学测量电磁测深与水文学测量在现代科学技术中起着重要的作用，它们能够帮助我们更好地了解水文环境及其变化，提供相关数据支持和决策依据。

本文将探讨如何进行电磁测深与水文学测量，以及这两种方法的应用和优缺点。

一、电磁测深方法1. 原理电磁测深是利用电磁波在不同介质边界的反射和折射现象来测量水深的一种方法。

它根据电磁波在不同介质中传播的速度差异，通过测量电磁波的传播时间来计算水深。

2. 测量设备电磁测深仪由发射器和接收器组成。

发射器产生电磁波，接收器接收并处理反射回来的信号。

常见的电磁测深仪有无线电磁测深仪和声纳电磁测深仪。

3. 测量步骤进行电磁测深之前，首先需要选择适合的测量点位，并确定测量的水域范围。

然后，将发射器置于水面上，发射探测信号。

接收器接收反射回来的信号，并计算传播时间，从而得到水深数据。

4. 应用与优缺点电磁测深方法在海洋调查、水文勘测、航海导航等领域得到广泛应用。

它的优点是测量速度快，精度高，对水质影响较小。

但同时也存在一些缺点，如对电磁波传播介质的要求较高，不能用于部分特殊介质的测量。

二、水文学测量方法1. 原理水文学测量是通过测量水文要素的变化来研究和分析水文循环过程的方法。

它包括测量水位、流速、流量等参数，反映水文系统的状况。

2. 测量设备常用的水文学测量设备有水位计、流速仪、测流船等。

水位计用于测量水位的高低，流速仪用于测量水流的速度，测流船用于测量河流、湖泊等水体的流量。

3. 测量步骤水文学测量的步骤较为复杂，需要根据具体的测量要求进行调整。

一般来说，首先需要选择合适的测量点位，并考虑流量的均匀性。

然后根据测点的条件选择合适的测量设备，并进行测量。

最后，根据测量数据进行分析和处理。

4. 应用与优缺点水文学测量方法在水资源管理、防洪减灾、水利工程设计等方面有着广泛的应用。

它的优点是准确度高，可用于长期观测和短期监测，对于了解水文系统变化具有重要意义。

但同时也存在一些缺点，如测量周期较长，数据处理相对繁琐。

时间域电磁法和频率域电磁法说到“时间域电磁法”和“频率域电磁法”，你可能会觉得这俩听起来像是高深莫测的科技名词，实际上，它们也没那么神秘。

就是两种用来探测地下物质的方法，用电磁波“跟地下东西打个招呼”，看看有啥反应，再根据反应来推断地下的情况。

想象一下你在一个完全黑暗的房间里，不知道里面有什么，你伸出手去碰，摸到一块硬硬的石头，摸到一个软软的沙包，摸到一个冰凉的金属杆，你就知道这些东西的大概模样了。

时间域电磁法和频率域电磁法就是给我们一种“摸黑”的方式，帮我们从地下的“黑暗”中摸出一些线索。

先说说时间域电磁法吧，听名字就有点“瞬间”的感觉。

它的原理就像是你朝空中打了一颗烟花，烟花炸开的那一刻，你的眼睛立刻看到它的光，能知道它的亮度和颜色，然后推测出它是怎样爆炸的。

同理，时间域电磁法通过瞬间发射一个电磁脉冲，然后看它在地下如何传播，传播得多快，能穿过什么样的物质，最终反射回来的信号就能告诉你地下有什么。

换句话说，它就像是向地下发射了一个“信号弹”，看弹跳回来之后的“回音”来判断地下是空的还是满的，或者有什么不同的材料。

这种方法就像是一个侦探在解谜，时间非常重要，什么反应都得算得清清楚楚。

那种地面下瞬时的反应，通过时间来观察，我们可以快速得出一个结论。

更重要的是，这种方法比较适用于地下的材料变化比较复杂，像地下有很多小石头、空洞什么的，反射回来的信号会有很明显的差异。

再说了，这个方法的一个好处是，它可以把时间当作一个很精确的测量标准。

它能够把每个微小的时间差距都算在内，然后根据这些时间差去推断地下的结构，挺精准的。

不过呢，这种方法也有它的烦恼。

想象一下你是一个侦探，手里拿着一支很强的手电筒，每次都打个光亮出去，结果地下有各种各样的障碍物。

你只能靠“光”照到的一点点区域来判断结果。

如果地下有些东西特别复杂，信号反射回来不够清晰，那就有点难度了。

也就是说，时间域电磁法对于地下结构特别复杂或者信号特别微弱的地方，可能就不是那么灵光了。

四）瞬变电磁测深法（水文地质工作手册）1、 方法原理简介瞬变电磁测深法(简称TEMS)是一种时间域电磁法。

基于电性差异，以阶跃波形电磁脉冲激发，利用不接地回线或接地线源向地下发射一次脉冲磁场，在一次脉冲磁场的间歇期间(断电后)，利用线圈或接地电极测量由地下介质产生的感应二次场（二次涡流场）随时间的变化，达到寻找目标地质体的地球物理勘探方法。

其数学物理基础为电磁感应原理，即导电介质在阶跃变化的激励磁场的激发下产生涡流场的问题。

一次脉冲信号。

二次场信号表示为：52M q Vμ⋅⋅=(1) 式中：0μ为磁导率；M 为发送线圈磁矩；q 为接收线圈等效面积；ρ为地层电阻率；t 为时间。

从上式中可以看出，二次场信号与34ρ ，54t 成反比，当探测地下良导电地质体时。

在往地面敷设的发送回线中通以一定的脉冲电流。

使回线中间及周围一定区域内便会产生稳定的磁场(称一次场或激励场)，如果一次电流突然中断，则一次磁场随之消失，使处于该激励场中的良导电地质体内部由于磁通量Φ的变化而产生感应电动势d dt ε=-Φ (据法拉第电磁感应定律)，感应电动势在良导电地质体中产生二次涡流，二次涡流又由于焦耳热消耗而不断衰减，其二次磁场也随之衰减(见图1)。

由于感应二次场的衰变规律与地下地质体的导电性有关，导电性越好，二次场衰减越慢；导电性越差，二次场衰减越快。

因此，通过研究二次场的衰减规律便可达到探测地下地质异常体的目的。

图1 TEM 法工作原理示意图瞬变电磁场在大地中主要以扩散形式传播，在这一过程中，电磁能量直接在导电介质中由于传播而消耗，由于趋肤效应，高频部分主要集中在地表附近，且其分布范围是源下面的局部，较低频部分传播到深处，且分布范围逐渐扩大。

传播深度：d= （2）传播速度：zd V t ∂==∂ （3）式中：t — 传播时间；σ —介质电导率；0μ— 真空中的磁导率。

由(2)式得：72210t h p π-=⨯， (4) 在中心回线下，时间与表层电阻率之间的关系可写为：()()2125031400I L t ηπρμ⎡⎤⎢⎥⎢⎥⎢⎥⎣⎦= (5) 联立(4)(5)式，可得中心回线装置估算极限探测深度H 的公式为:15210.55L I Hρη⎛⎫ ⎪⎝⎭= (6)mR N η=式中:I — 发送电流；L — 发送回线边长；1ρ—上覆电阻率；η—最小可分辨电压，它的大小与目标层几何参数和物理参数及观测时间段有关。

时间域电磁法时间域电磁法是一种非常常用的地球物理探测方法，广泛运用于地质、环境、水文等领域的研究中。

它可以利用地球的电磁场，通过设置电磁发射源，测量电磁场的强度变化来获得地下介质的电阻率信息。

一、背景介绍时间域电磁法是一种基于电磁感应原理的勘探技术，利用地球的自然电磁场作为信号源，通过激发和接收电磁波信号来探测地下介质的电阻率。

在研究地质构造、地下水、地下矿藏等方面具有广泛的应用。

二、原理说明时间域电磁法是一种激发-接收型的电磁勘探方法。

在实际应用中，通过电磁发射器产生一个短脉冲电流，激发地下介质中的感应电流。

这些感应电流将产生一个变化的电磁场，被地面上的电磁接收器接收，并转化成电压信号进行记录。

通过分析记录到的电压信号，可以推断出地下介质的电阻率信息。

三、实现方法时间域电磁法的实现需要一组电磁发射器和接收器，发射器一般采用短脉冲电流，通过线圈产生一个强烈的瞬时磁场，从而激发地下介质中的感应电流；接收器则是一组接收线圈，将感应电流转化成电压信号进行记录。

为了获得更高精度的勘探效果，需要对电磁信号进行滤波、调幅处理。

四、应用及优势时间域电磁法在地下勘探、环境监测等领域中有着广泛的应用。

它可以用于勘探地下水、矿产资源等地质信息，也可以用于检测土壤污染、海岸侵蚀、岩土工程稳定性等环境问题。

相对于传统的地球物理探测方法，时间域电磁法优势明显，它可以探测到地下介质的电阻率分布，具备高分辨率、高效率、非破坏性等特点。

总之，时间域电磁法是一种非常有前途的地球物理勘探方法，可以为我们探究地质学、环境学等学科提供强有力的技术支持，是未来勘探技术发展的重要方向。

勘探电磁场论重点总结——仅为个人观点总结一、名词解释：1、点电荷：当带电体的大小在所研究的问题中可以略去不计时，近似地把电荷看做集中于一点，称该带电体为点电荷，记做q。

2、面电荷密度：当电荷分布在极薄的曲面内，其厚度远远小于至观测点的距离r时，在曲面上任取一个面元s，带电量为q，则q与s的比值极限称为面电荷密度，记为σ。

3、体电荷密度：当电荷分布于物体内时，在带电体内任取一体积元V，其电量为q，则q与V的比值极限称为体电荷密度，记为ρ。

4、传导电流：在导电介质（金属导体、半导体、正负离子移动）中电荷的定向移动形成传导电流。

5、体电流密度：单位面积上的电流强度，记为Jv。

6、面电流密度：单位长度上的电流强度，记为Js。

7、导体：含有大量可自由移动的电子、导电能力强的物质称为导体。

8、电介质：是电阻率很大、导电能力很差的物质，主要特征是在于它的原子或是分子中的电子与原子核的结合力很强，电子处于束缚状态。

9、电像法：对某区域内只有一个或几个点电荷，区域边界或交界为导体或电介质的特殊情形，用假想的“像电荷”代替实际存在的边界处的电荷的方法称为电像法。

10、像电荷：等效电荷q’的位置与原电荷q对称，符号相反，故将q’称为原电荷q的“像电荷”。

11、稳定电流电场：电荷流动的电场的分布不随时间变化，则电流也不随时间变化，即为稳定电流，导电媒介内的这种电场即为稳定电流电场。

12、涡旋电场：由变化的磁场所激发的电场线闭合的电场称为涡旋电场。

13、谐变电磁场（单色电磁场、定态电磁场）：以单一频率振荡的电磁波。

14、能流密度：单位时间内流过场中某点与S垂直的单位面积的电磁场能量。

记为S，S=H×E。

15、理想电介质：各向同行、均匀分布，满足D=εE，B=μH，电导率σ=0，电荷密度ρ=0的电介质成为理想电介质。

16、自由空间：充满理想电介质的空间。

17、平面电磁波：在自由空间电磁波只沿传播方向发生变化。

18、趋肤效应：对于铜、银等良导体，衰减常数很大，电磁波只能进入到良导体表面的薄层内，这种现象叫做趋肤效应。