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实验报告课程名称：地电学课题名称：大地电磁层状模型数值模拟实验专业：地球物理学姓名：xx班级：06xxxx完成日期：2016 年11月26日目录一、实验名称 (3)二、实验目的 (3)三、实验要求 (3)四、实验原理 (3)五、实验题目 (4)六、实验步骤 (4)七、实验整体流程图 (8)八、程序及运行结果 (9)九、实验结果分析及体会 (14)一、实验名称大地电磁层状模型数值模拟实验二、实验目的（1）学习使用Matlab编程，并设计大地电磁层状模型一层，二层，三层正演程序（2）在设计正演程序的基础上实现编程模拟（3）MATLAB软件基本操作和演示.三、实验要求（1）利用MT一维测深法及其相关公式，计算地面上的pc视电阻率和ph相位，绘制视电阻率正演曲线和相位曲线并分析。
（2）利用Matlab软件作为来实现该实验。
四、实验原理（一）、正演的概念：正演是反演的前提。
在实际地球物理勘探中，一些模型的参数是不容易确定的，如埋藏在地下的地质体模型的岩性、厚度、产状等参数，我们把这些描述未知模型的参数的集合定义为“模型空间”。
为了获得这些模型参数，可以利用那些可以直接观测的量来推测，而这些能够直接观测的量的集合则被称作“数据空间”。
如果把模型空间中的一个点定义为m，把数据空间中的一个点定义为d，按照物理定律，可以把两者的关系写成式中，G为模型空间到数据空间的一个映射。
我们把给定模型m求解数据d的过程称为正演问题。
（二）、MT一维正演模型简介大地电磁法作为一种电磁类勘探方法，它的模型参数为一组能够表征地球物理勘探目标体的电性参数，即目标体电阻率和相应层的层厚度。
所谓一维模型，即介质在三维空间中沿两个方向上模型参数是不变的，只在另一个方向上特征属性会变化。
在此一维模型即指水平层状一维介质，即介质只在沿垂直于地面上的方向上电性（电阻率）变化，在另外两个方向上保持不变的典型特征，所以就构成一组电阻率不同的电性层，抽象出来即是一组由电阻率及对应的层厚度构成的电性层数。
一、实习目的通过本次大地电磁测深实习，进一步巩固和深化课堂所学的大地电磁测深理论，提高实际操作能力。
了解大地电磁测深的基本原理、仪器设备、数据处理方法以及应用领域，为今后从事相关研究工作打下基础。
二、实习时间与地点实习时间：20xx年x月x日至20xx年x月x日实习地点：我国某地质调查局大地电磁测深实验室三、实习内容1. 大地电磁测深基本原理大地电磁测深法是一种非地震地球物理勘探方法，主要用于探测地壳深部结构和构造。
该方法是利用天然电磁场在地球表面产生的二次场，通过测量地面上的电磁场强度和相位，推断地下电性结构的一种方法。
2. 仪器设备本次实习主要使用以下仪器设备：（1）大地电磁测深仪：用于测量地面上的电磁场强度和相位；（2）GPS定位系统：用于确定测点的地理位置；（3）数据采集器：用于存储和传输数据；（4）计算机：用于数据处理和分析。
3. 实验步骤（1）准备工作：安装大地电磁测深仪，调试设备，确定测点位置；（2）测量数据：按照仪器操作规程，依次测量各个测点的电磁场强度和相位；（3）数据采集：将测量数据传输至计算机，进行初步处理和分析；（4）数据处理：对采集到的数据进行滤波、去噪、计算等处理，得到地下电性结构信息；（5）成果分析：结合地质背景和地球物理理论，对地下电性结构进行解释。
4. 实验结果与分析本次实习采集到的数据经过处理和分析，得到了地下电性结构信息。
以下为部分分析结果：（1）地下电性分层：根据大地电磁测深结果，地下电性结构可分为四层，分别为地壳、地幔、软流圈和地核；（2）地壳厚度：根据大地电磁测深结果，地壳厚度约为30-40km；（3）地壳结构：地壳可分为上地壳和下地壳，上地壳主要由花岗岩组成，下地壳主要由玄武岩组成；（4）地幔结构：地幔可分为上地幔和下地幔，上地幔主要由橄榄岩组成，下地幔主要由榴辉岩组成。
四、实习体会与收获1. 通过本次实习，我对大地电磁测深的基本原理、仪器设备、数据处理方法有了更加深入的了解，提高了实际操作能力；2. 实习过程中，我学会了如何使用大地电磁测深仪，掌握了数据采集、处理和分析的基本技能；3. 通过对实习数据的分析，我对地下电性结构有了更直观的认识，为今后从事相关研究工作打下了基础；4. 实习过程中，我结识了来自不同院校的同学，相互交流学习，拓宽了视野。
文章标题：大地电磁测深中相位超象限现象的正演模拟研究一、概述在地球科学研究中，大地电磁测深是一种常用的勘探方法。
通过测量地表上的电磁场响应，可以得到地下的电导率结构信息，从而对地下的矿产资源、地下水、地质构造等进行探测和解释。
在大地电磁测深中，相位超象限现象是一个十分重要的现象，它对勘探结果的解释和解读起着至关重要的作用。
本文将根据大地电磁测深中相位超象限现象的正演模拟研究，从浅入深地探讨这一主题。
二、相位超象限现象的基本原理1. 相位超象限现象的定义相位超象限现象是指在大地电磁测深数据的解释过程中，电磁场数据的相位比预期的要超出90度的现象。
这种现象经常出现在高导电率目标的附近，因此对于勘探高导电率目标具有重要意义。
2. 形成机理相位超象限现象的形成机理主要与地下高导电率目标的存在有关。
当电磁波穿过高导电率目标时，电磁波的相位会受到高导电率目标的影响而发生变化，导致测量到的相位超出预期值。
三、相位超象限现象的影响及应用1. 影响相位超象限现象的存在会使大地电磁测深数据的解释变得复杂和困难，需要更加精密和深入的分析和处理方法。
如果不加以正确处理，可能会导致对地下结构的误解和错误的解释，严重影响勘探结果的准确性和可靠性。
2. 应用尽管相位超象限现象会给解释带来挑战，但正是由于这一现象的存在，才使得大地电磁测深方法对高导电率目标的探测和识别具有独特的优势。
正确理解和处理相位超象限现象，能够提高大地电磁测深方法在勘探中的有效性和可靠性。
四、相位超象限现象的正演模拟研究1. 正演模拟原理通过数值模拟地下电磁场的传播和响应过程，可以获得不同地下结构下的电磁场数据，并研究相位超象限现象的成因和特征。
正演模拟是研究相位超象限现象的重要手段之一。
2. 研究方法及技术正演模拟研究相位超象限现象的方法主要包括地下电磁场数值模拟、高导电率目标构造的建模和参数分析等步骤。
通过对不同地下结构下的电磁场响应进行模拟，可以深入研究相位超象限现象的特征和规律。
本科生实习报告实习类型生产实习题目音频大地电磁测深实习报告学院名称地球物理学院专业名称勘查技术与工程（石油物探）学生姓名学生学号指导教师陈进超闵刚实习地点成都理工大学实习成绩2015年 9月-2015年11月音频大地电磁测深摘要电法勘探是勘探地球物理学中一个重要分支，是电学、电磁学、电子学及电化学在解决地质找矿及地质学问题中发展起来的一门应用科学。
电法勘探（常称为电法或电探）的地球物理学基础是地壳中多数岩矿石之间存在的电学性质的差异，它是通过观测和研究由电性差异引起的人工或天然电磁场的空间和时间分布规律及其变化特点，从而达到查明地下地质构造或矿产分布的一组勘探方法的总称。
音频大地电磁测深（AMT）原理是基于大地电磁测深法原理，是在五十年代初期提出的一种较新的地球物理探测方法。
它是频率域交变电流法，是通过对地面电磁场的观测，来实现不同深度的探测，进而研究地下岩矿石电阻率的分布规律的一种物探方法。
由于高频衰减快、低频衰减慢的特性，高频主要反映浅层，而低频主要反映深层。
大地电磁测深理论的关键是研究地面电磁场与地下岩矿石的电阻率存在的关系。
关键词：电法勘探；AMT；大地电磁测深；频率域交变电流。
实习内容一、方法原理AMT（音频大地电磁测深）法是电法勘探的一种重要方法。
该方法不同于高密度电法、联合剖面法和大功率激电法，主要原因是后3种方法为直流电流法，所用的原理是几何测深，即通过增大供电电极距AB，来实现对地下不同深度的探测，由于地下电流线受高阻屏蔽低阻吸引的影响，导致后3种方法的局限性，探测深度仅停留在浅部地层，但浅层分辨率高。
该方法野外作业相比直流电法，工作量明显减少，而且适应于野外不同地形，满足对地下浅、中、深地层不同深度的探测，但由于交流电法受干扰影响大，分辨率较低，因此AMT主要适用于对较深地层的探测。
该方法的场源为大地电磁场（天然场），具有很宽的频率范围，它主要由太阳风与地球磁层、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，乃至全球性的天然交变电磁场，不同频率的电磁场相互叠加在一起，是一个非常复杂的电磁振荡。
实验报告课程名称：地电学课题名称：大地电磁层状模型数值模拟实验专业：地球物理学姓名：xx班级：06xxxx完成日期：2016 年11月26日目录一、实验名称 (3)二、实验目的 (3)三、实验要求 (3)四、实验原理 (3)五、实验题目 (4)六、实验步骤 (4)七、实验整体流程图 (8)八、程序及运行结果 (9)九、实验结果分析及体会 (14)一、实验名称大地电磁层状模型数值模拟实验二、实验目的（1）学习使用Matlab编程，并设计大地电磁层状模型一层，二层，三层正演程序（2）在设计正演程序的基础上实现编程模拟（3）MATLAB软件基本操作和演示.三、实验要求（1）利用MT一维测深法及其相关公式，计算地面上的pc视电阻率和ph相位，绘制视电阻率正演曲线和相位曲线并分析。
（2）利用Matlab软件作为来实现该实验。
四、实验原理（一）、正演的概念：正演是反演的前提。
在实际地球物理勘探中，一些模型的参数是不容易确定的，如埋藏在地下的地质体模型的岩性、厚度、产状等参数，我们把这些描述未知模型的参数的集合定义为“模型空间”。
为了获得这些模型参数，可以利用那些可以直接观测的量来推测，而这些能够直接观测的量的集合则被称作“数据空间”。
如果把模型空间中的一个点定义为m，把数据空间中的一个点定义为d，按照物理定律，可以把两者的关系写成式中，G为模型空间到数据空间的一个映射。
我们把给定模型m求解数据d的过程称为正演问题。
（二）、MT一维正演模型简介大地电磁法作为一种电磁类勘探方法，它的模型参数为一组能够表征地球物理勘探目标体的电性参数，即目标体电阻率和相应层的层厚度。
所谓一维模型，即介质在三维空间中沿两个方向上模型参数是不变的，只在另一个方向上特征属性会变化。
在此一维模型即指水平层状一维介质，即介质只在沿垂直于地面上的方向上电性（电阻率）变化，在另外两个方向上保持不变的典型特征，所以就构成一组电阻率不同的电性层，抽象出来即是一组由电阻率及对应的层厚度构成的电性层数。
根据正演问题的概念，构成正演的元素有3个，即模型、测量数据和模型到数据的映射。
对模型来说比较简单，即为水平层状一维介质模型。
我们知道大地电磁法属于一种天然的交变电磁场的地球物理勘探方法，所以它的测量数据一般为大地电磁场的电场和磁场分量。
而将以上两者联系起来的关系—映射则是二者之间的物理规律，由于大电磁场场源的性质，可将大电磁场看作是垂直入射的平面波，通过地下介质传播到地面上。
在这个过程中，大地电磁场遵循电磁场的普遍规律，即Maxwell方程组。
在大地电磁法中，我们利用在地面上的视电阻率和相位进行后续的解释工作，所以正演的数据空间需转化为视电阻率和相位。
综上所述，MT一维正演即求解水平层状一维介质对垂直入射平面波在地面上的视电阻率和相位响应。
五、实验题目1、利用MT一维测深法及其相关公式，计算地面上的pc视电阻率和ph相位。
2、绘制视电阻率正演曲线。
3、绘制相位曲线。
六、实验步骤大地电磁法一维正演具有以下的基本推导思路：从大地电磁场满足的基本方程—麦克斯韦方程组出发，结合大地电磁场的特点，推导出单一方向的波动方程；然后，结合水平层状介质的边界条件，推导出能够表示地面波阻抗的递推式；最后根据视电阻率和相位的定义式，得出水平层状介质的大地电磁场响应函数（视电阻率和相位）。
我们知道麦克斯韦方程组有4个基本方程构成，另外还有3个本构关系将4个基本方程联系起来，其具体的形式如式：其中E和H为电场强度和磁场强度，j为电流密度，D为电位移矢量，B为磁感应强度，σ、μ、ε分别为电导率、磁导率和介电常数。
由于大地电磁法应用的频率都很低，一般f<10hz，这时在导电介质的位移电流∂D/∂t与传导电流j相比可以忽略不计。
所以麦克斯韦方程组可以简化为以下形式：考虑在谐变场的情况下，对上式前两式两边取旋度，并根据矢量分析公式可得出波动方程的形式由于是一维层状介质，所以在笛卡尔坐标系下电磁场在水平方向上是不变的，故只需研究沿Z轴向下方向上的电磁场分量。
由波动方程上式知：其中Km为第m层的复波数，求解得：所以，波阻抗Z可求得为：其中Z0m为第m层的特征阻抗：我们知道同一层内部积分常数Am和Bm是相同的，因此层内不同深度处的波阻抗可以通过积分常数联系起来。
为此，将上作如下变换：•则有：若取底面处波阻抗代入上式中求出Bm/Am，然后代入上上式求取顶面的波阻抗，则可把同一层顶面和底面的波阻抗联系起来，并消去积分常数Am和Bm。
记Zm 为第m层的顶面阻抗，底面的波阻抗等于第M+1层顶面的波阻抗，则结果如下：将上式代入阻抗的定义式：其中同样将上式写成如下形式：其中R m为第m层的反射系数。
所以就得到了顶面波阻抗的递推公式：最底层为n层。
而正演则是要求出在地面上的视电阻率和相位响应，对相位来说即是波阻抗相位，也就是波阻抗所对应的复数的幅角。
对视电阻率来说，根据视电阻率的定义有：所以就有n层层状介质的视电阻率响应为：由特征阻抗公式及变换式可得：从以上的递推过程可以看出，根据反射系数（波阻抗）的递推公式可以计算出地面上的视电阻率表达式以及阻抗相位的表达式，可用于进一步的程序实现。
七、实验整体流程图或算法为了测试该MT一维正演程序的应用效果，考虑选取几种典型的地电断面作为正演程序的输入模型，即二层模型、三层模型。
根据电性层各层电阻率的相互关系，二层模型可以分为G型和D型，而三层模型则分为A型、H型、K型和Q型这四种类型，至于多层层状（大于三层情况下）介质则可以分解为上述的几种简单类型。
我们已经知道，以上所述几种典型模型的视电阻率响应函数特征，如果将以上模型输入到本次所写的程序中，则可以作为测试本程序是否可行的依据。
大地电磁一维测深模拟输入输出模块大地电磁一维测深运算模块八、程序及其运行结果MT一维测深运算程序代码：G型曲线为两层模型曲线，其各层电阻率的关系为ρ1<ρ2，程序正演时取ρ1=100Ω﹒m，ρ2=1000Ω·m，h1=1000m。
正演理论结果如下图。
我们知道周期T和深度成正比，则从图上可以看出G型曲线在短周期视电阻率较小，随着周期T变长，视电阻率也相应的增大，但G型曲线仍存在尾支渐进线，渐近线与第二层的真电阻率相近：D型：D型曲线为两层模型曲线，其各层电阻率的关系为ρ1>ρ2，程序正演时取ρ1=1000Ω·m，ρ2=100Ω·m，h1=1000m。
正演理论结果如下图2-4。
从图上可以看出D型曲线在短周期视电阻率较大，随着周期T变长，视电阻率也相应的减小，但D型曲线仍存在尾支渐进线，渐近线与第二层的真电阻率相等。
A型：A型曲线为三层模型曲线，其各层电阻率的关系为ρ1<ρ2<ρ3，程序正演时取ρ1=10Ω·m，ρ2=100Ω·m，ρ3=1000Ω·m，h1=h2=1000m。
正演理论结果如下图2-5。
从图上可以看出A型曲线在短周期视电阻率较小，随着周期T变长，视电阻率也相应的增大，但A 型曲线仍存在尾支渐进线，渐近线与第三层的真电阻率相等。
从以上特征来看，A型与G型曲线有相似的特点。
K型：K型曲线为三层模型曲线，其各层电阻率的关系为ρ1<ρ2>ρ3，程序正演时取ρ1=10Ω·m，ρ2=100Ω·m，ρ1=10Ω·m ，h1=h2=1000m。
正演理论结果如下图2-6。
从图上可以看出K型曲线在短周期视电阻率较小，随着周期T变长，视电阻率也相应的增大，达到一峰值后逐渐减小，这一峰值与第二层的电阻率有关，但并不等于该电阻率，说明该峰值还受相邻层的影响。
但K型曲线仍存在尾支渐进线，渐近线与第三层的真电阻率相等。
H型：H型曲线为三层模型曲线，其各层电阻率的关系为ρ1>ρ2<ρ3，程序正演时取ρ1=100Ω·m，ρ2=10Ω·m，ρ3=100Ω·m，h1=h2=1000m。
正演理论结果如下图。
从图上可以看出H型曲线在短周期视电阻率较大，随着周期T变长，视电阻率也相应的减小，达到一个极小值后逐渐增大，这一极小值与第二层的电阻率有关。
但H型曲线仍存在尾支渐进线，渐近线与第三层的真电阻率相等。
另外，H型曲线与K型曲线，不仅在视电阻率曲线上有相反的特征，在相位曲线上亦如此。
Q型：Q型曲线为三层模型曲线，其各层电阻率的关系为ρ1>ρ2>ρ3，程序正演时取ρ1=1000Ω·m，ρ2=100Ω·m，ρ3=10Ω·m ，h1=h2=1000m。
正演理论结果如下图。
从图上可以看出Q型曲线在短周期视电阻率较大，随着周期T变长，视电阻率也相应的减小，但Q型曲线仍存在尾支渐进线，渐近线与第三层的真电阻率相等。
九、实验体会实验中设计了几个模型参数，经过正演计算以及matlab成图，验证了程序的正确性，通过整个过程的实践，对大地电磁一维正演有了全新的认识。
另外通过改变模型参数，深刻理解了模型参数变化和正演曲线的相关关系，对大地电磁的学习有很大的帮助。
通过本次实验我们进一步的熟悉了Matlab编程，学习了如何利用大地电测测深法及其相关公式来计算视电阻率，绘制视电阻率测深和相位曲线并分析。
并加深了对课堂上所学内容的理解。
