频率域电磁测深
频率域电磁法勘探详解(供时频电磁法勘探参考)
波阻抗相位（FDEM）MT/AMT/CSAMT频率域电磁法勘探反演所用的波阻抗反演方法，测量点必须位于波区（又叫做平面波区或远区）同时测量相互正交的电场分量和磁场分量，电场与磁场的比值具有阻抗的量纲，称为波阻抗，用符号Z来标示，x方向的电场与y方向的磁场比值记为Z xy。
注意：Zxy：是复数K：波数，是复数ω：角频率μ：磁化率σ：电导率ρ：电阻率均匀介质中电场相位角落后于磁场，这个角度就是MT/AMT/CSAMT勘探数据处理过程中所给出的振幅和相位曲线中的相位曲线。
视电阻率计算公式如下：当平面电磁场垂直入射均匀大地时，即使不知道场源强度，只要测量出大地表面相互正交的一对电场和磁场，便可以确定大地的电阻率，而选用不同的频率可达到不同的勘探深度，这就是天然场源MT/AMT 或人工场源CSAMT的波阻抗反演的理论基础。
大地电磁测深一般要测量相互正交的两个水平电场Ex，Ey和相互正交的两个水平磁场Hx，Hy（MT测量过程中还要测量垂直磁场Hz）。
测量两个水平电场是用两对不极化电极，电极距一般为100～200米。
因为AMT和MT的天然电磁场信号较弱，应该采取措施避免测量电线晃动切割地球磁场产生的噪声。
测量磁场则是用两个相互正交的匝数很多的高导磁芯线圈。
MT/AMT/CSAMT波阻抗反演数据处理流程电磁场的测量是在时间域进行的，再用傅里叶变换将测量信号转换为频率域信号。
测量电磁场信号的采样时间间隔应使截止频率高于所需的最高频率，采样时窗宽度应大于所需的最低频率对应的周期。
为了避免数据量太大，当需要测量的频带范围较宽时，一般分为几个频段采样，并分段作傅里叶变换。
测量电磁场的频率范围应使最高频率对应的穿透深度为所需探测的第一层厚度的几分之一，最低频率对应的穿透深度为最大勘探深度的数倍。
为了去除局部电磁场的影响，现在实际测量中采用所谓的“远参考系统”，除测点外，还在距离测点数十公里以外的地方设立一个参考点，同时进行测量。
谈物探技术的电磁测深法-2019年精选文档
谈物探技术的电磁测深法所谓人工源频率测深指得是由发送装置分别发送不同频率的电磁信号，然后在另一个地点放置接收装置，用来逐个测量这些信号。
通过对测量出的这些数据进行处理和分析，能够达到了解测点垂向电性结构的目的。
而以脉冲形式发出信号的时间域电磁测深方式，则是通过对不同时刻采样数据的分析，以达到了解测点垂向电性结构的目的。
在此，我们仅讨论人工源的频率测深方法，以求给研究者提供借鉴和参考。
一、解析频率测深的基本原理我们知道，电磁波的趋肤深度是和频率的平方根成反比的，在不均匀的大地条件下，电磁波遵循的总规律始终是其穿透深度随着频率的降低而增加。
假如利用计算大地的视电阻率来界定，则较高频率所反映出的结果是较浅范围内的地电结构信息，相反较低频率所反映出来的结果则是较深范围内的地电结构信息。
在我们将频率测深和直流电阻率测深这两个方式相对比时，我们会发现，在直流电阻率测深中，通过逐步加大电极距AB/2能够达到增加探测深度的目的，而此时频率测深中电极距始终是保持不变的，它会通过逐渐降低工作频率来达到增加探测深度这一目的。
很显然，变化极距不如变换频率简单易行，因此我们可以说，频率测深的工作效率要比直流电阻率测深更高。
在工作频率足够低的到时候，可以达到数公里或更大频率测深的探测深度，而在直流电阻测深时，这种效果是很难达到的。
不仅如此，直流电阻率测深还会受到地域条件的限制，比如冻土带、沙漠、基岩出露地带等地方，这种方法是无法实行的，此时电磁测深就能发挥作用了，因为在这个时候，电磁测深能够采用磁偶极子发射方式，且高阻层无法对电磁波构成屏蔽。
二、关于远区频率测深的曲线1.频率测深远区曲线（二层断面）通过二层断面的频率测深远区曲线，我们可以发现：（1）在λ1/h1P1，则Pw的曲线会单调上升，呈现G型，同时趋于接近P2值。
如果P2P3；H型是P 1>P2P2>P3。
三、电磁测深曲线存在的等值现象与肿瘤电阻率测深相同的是，电磁测深曲线也是存在等值现象的，这种等值现象的出现，是由于实际观测中总是存在的误差造成的。
关于频率电磁测深几个问题的探讨（六）--频率电磁测深的电磁场分布与观测参量
关于频率电磁测深几个问题的探讨（六）--频率电磁测深的电磁场分布与观测参量陈明生【摘要】This paper analyzed electromagnetic field distribution characteristics of horizontal electric dipole and vertical magnetic dipole in the half space, pointed out the appropriate ground observation of the field components. In order to qualitatively explain, in general the field components are converted into apparent resistivity or ratio apparent resistivity of a single component. During the quantitative interpretation, field strength can be directly used to conduct inversion to reduce the conversion error. Based on current transmission power of electric dipole and magnetic dipole source and attenuation law of the electromagnetic field, in the practical application, horizontal electric dipole source can detect greater depth (< 3 000 m), vertical magnetic dipole source detects shallow earth( < 500 m ).%分析了水平电偶源与垂直磁偶源的电磁场在半空间大地中的分布特点，指出观测各场分量的合适地面部位。
地磁与地电-频率测深
k iu
式中
I 0 , K 0 , I1 , K1
为零阶和一阶的第一类和第二类修正的贝塞尔函数
(1)远区的电磁场
当
kr 1
e
kr
0
即在远区时，上式变为：
Idl Ex [3 cos2 2] 2r 3
3Idl sin Hz 2 4 2 k r
当，
§3.2.1 在均匀大地表面接地水平电偶源的电磁场
接地电极A,B间长度小于AB中心到观测点距离的 3—5倍时,在观测点处的场就可以近似认为是偶极
子场.长导线场源的电磁场求解问题,实质上是偶极
场源的积分问题,因为这样的场源可以视为无数个 偶极场源的组合.
设在地表AB连线的为X轴,Z轴朝下. 这时候,在电阻率为R的 均匀大地表面上解
存的的电现象。从麦克斯韦方程组可以知道，这一导电介质
的总电流密度为： (i )E j 式中 项为位移电流密度， i E 石的并联等效电路。引入复电导率
E
项为传导电流密度。这两种电流密度相加的性质正好提供岩
* i
1 * i
*
1
或者引入复介电常数
2
即在供电偶极的磁场之赤道上测量时，以上二式变为：
Idl Ex 3 2r
3Idl Hz 2 k 2 r 4
当，
0
Hz 0
即在供电偶极磁场之轴向上测量时，上式变为
Idl Ex 3 2r
小结:
对于所有远区场的水平分量均与r3成反比,而垂直分量与 r4 成反比.另外,磁场水平分量与 成比例,所以它对电阻 率的分辨能力较差.
i i
*
磁导率: 在介质中，磁感应强度B与磁场强 度H的比值称为磁导率，即
关于频率电磁测深几个问题的探讨（八）--频率电磁测深与瞬变电磁测深的关系
关于频率电磁测深几个问题的探讨（八）--频率电磁测深与瞬变电磁测深的关系陈明生【摘要】This paper, from the detection principle, describes the close relationship between the artificial source frequency electromagnetic sounding and the transient electromagnetic sounding. It is two aspects of a problem and can be converted each other. Two kinds of detection methods are essentially the same, they have the same charac-ters. But after all the problem is reflected from the frequency domain and time domain, the two domains have their own characteristics. The principle of two methods is based on Maxwell's equations, the forward formulas of two methods can be converted by Fourier transform, the actual detection signal characteristics of the sending and re-ceiving, field region division and other major aspects, the similarities and differences between two kinds of detec-tion methods are illustrated to deepen the understanding of detection theory and method. The two methods should be used optimally according to the reality.%从探测原理出发，说明人工源频率电磁测深与瞬变电磁测深的关系密切，这是一个问题的两个方面，可以互相转换。
电法勘探-感应类讲解学习
在实际工作中，发射磁距可指向X、Y、Z三个方向，接收线框也可接收X、Y、Z三个分量。 故同线和旁线装置分别有九种组合方式。如同线XZ与同线ZX装置。
“卡尼亚电阻率”____用互相垂直的电场水平分量和磁场水平分量计算的视电阻率。即
s
1
2 f
Ex Hy
2 2
“趋肤深度”____一般认为地下电磁场振幅衰减为地表强度的ｅ倍时的深度，也称 电磁波穿透深度，上式δ就称为趋肤深度。
z趋肤深度
2
503
f
第四节 瞬变电磁法
0：基本原理
瞬变电磁法测量装置由发射回线和接收回 线两部分组成。瞬变电磁法工作过程可以划 分为发射、电磁感应和接收三部分。
1）频率域电磁法：利用多种频率的连续谐变电磁场； 2）时间域电磁法：利用不同形式的周期性脉冲电磁场；
频率范围：1Hz-100kHz
非接地方式（感应方式）是在地表敷设不接地线圈－－磁偶极子，在线圈周围产生交变 一次电磁场，它能激发地下二次电磁场。地下二次电磁场的频率与激发场的频率相同，但相 位发生位移。由于一次场和二次场在观测点上的空间取向不同，所以这两种场的合成结果必 然形成椭圆。总电场（或磁场）矢量端点随时间变化的轨迹为椭圆，因此叫椭圆极化场。
由于良导电矿体内感应电流的热损耗，二 次磁场大致按指数规律随时间衰减，形成的 瞬变磁场。二次磁场主要来源于良导电矿体 内的感应电流，因此它包含着与矿体有关的 地质信息。
应用实例
1、划分地层结构与隐伏构造
频率域电磁测深—陈辉
n∆
/r
u1 (1 R1 − 1) 1 u1 1 = F1 ( n∆ ) 2 ∗ − 1 + r k1 R1 u R u λ + λ + ( )( ) 1 1 1 λ = en∆ / r
∆ =ln10 / 10
λ 2 (1 − 1 R1 ) F2 ( n∆ ) = ( λ + u1 R1 )( λ + u1 ) λ =e
应用实例
应用实例
K
Ex
=
π r3
AB ⋅ MN
4
2π r ε ω ρω = ⋅ 3 = 3 ABns
二、磁性源
磁性源
对于水平线圈垂直磁偶极子发射源
s 有源区 j − 2 2 ∗ ∗ m ∇ A +k A = 无源区 0 ∗ ∗ ∗ 1 H = −iωε ( A + 2 ∇ ∇ ⋅ A ) k ∗ E = ∇× A
一、电性源
电性源
对于电偶极子发射源
s 有源区 j − 2 2 e ∇ A+ k A = 无源区 0 1 E iωµ ( A + 2 ∇ ∇ ⋅ A) = k H = ∇× A
电性源
对于水平线圈垂直磁偶极子发射源
s 有源区 j − 2 2 e ∇ A+ k A = 无源区 0 1 E iωµ ( A + 2 ∇ ∇ ⋅ A) = k H = ∇× A
∗ 1
= u1
λ 2 + k12
PE = I ⋅ AB
电偶极子一维正演
Ex
21 iωµ0 PE 1 21 ∆ + ∆ F n H F n H ) 0 n ∑ 1 ( ) 1n ∑ 0( 2π r n = −53 −53 n= ρ1 PE 1 − k1r − 3 1 − (1 + k1r ) e πr 2
第五章电磁测深法
Z10 =
- i wm 0 = - iwm 0 / r1
-i
wm 0 r 1
=|
Z
0 1
-ip
|e 4
（4.5.17）
式中| Z10 |= wm 0 r1 。由此可见
r1
=
1 wm 0
| Z10
|2
（4.5.18）
当介质为水平层状时，按（4.5.18）式计算的结果应为视电阻率，且以rT 表示大地电磁法所测
k2 h2
= k1h1
k2 h2 k1h1
=
2p 2 l1 / h1
v2
p -i
e 4,
m2
式中 m 2 = r 2 / r1, k2 / k1 = 1/ m 2 ,n 2 = h2 / h1 。考虑到 hn ® ¥ ， Rn(w) = th(¥) ® 1 ，故可将 n 层介质 视电阻率公式（4.5.21）式按（4.5.15）的形式重写为 232
230
an e -kn (dn -hn ) a n e -kn (dn -hn )
+ bn e kn (dn -hn ) - bn e kn (dn -hn )
é = thêkn hn
êë
+
arthççèæ
ane -kndn an e -kndn
+ bnekndn - bne kndn
÷÷øöúúûù
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
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
Ex z0
——— Ex衰减到地面的 36%
所以取：
h有效 2
503.3
/ f
(米） 时
另取： Ex衰减到地面的 50%
h有效 356 / f (米）
说明：h有效 与电阻率和 f 有关，在某测点下电阻率一定，通过改变 f,
可探测地下不同深度。
3）电磁场表达式
90o
时
M点的EX 、Ey 、EZ 、及HX 、Hy 、Hz 与 r f 有 关。实际工作中常用 赤道电偶极源，
过渡区：介于波区与S区之间的场区。
r （6～8）H H 目标层的最大深度
一般 f (0.1～n1000）Hz
注：高频时为波区情况，低频时进入S区→→→与MT的不同之处
2）有效穿透深度
在波区，均匀半空间：设电偶极子AB向地下供入的谐变场为 eit
Ex
I
AB r 3
e2
z
当z 时 2
Ex
1 e
频率测深的几个特点：
①分辨力高 ②穿透能力强 ③各向异性影响小 ④地表不均匀影响大 ⑤勘探深度大
直流电测深曲线与频率测深曲线的分辨力比较 （a）直流电测深 （b）（c）频率测深
无论电磁波入射角多大，入射后总是近似垂直地面传播的平面波。
③ 波场区的划分
波区：r
2
时，地层波S衰减殆尽，地下只有S0波入射形成的S*波存在。
在波区S*相当于从高空垂直入射的平面电磁波。对地层分辨率最高，各向 异性影响小。
S区：r
2
时，地层波S占主导地位。其观测值与地层关系很弱，或只
与总纵向电导有关。
波区：
I AB
Ex r3
Ey EZ 0
Hx 0
I AB 2 H y (1 i) 2r3 0
3I AB H z i 2 0r 4
S区：
Ex
I
AB 2r 3
Hx 0
Hy
I AB
2r 2
Hz
I AB
4r 2
Ey EZ 0
说明：磁场分量与地层的电性无关。
4）视电阻率的概念
由电场、磁场公式可以计算地层电阻率公式：
Ex r3
I AB
Ex
Hz
2r 4 0
3I AB
Hz
在非均匀介质中，还用上式计算，即为综合影响，称为视电阻率
kH kE
Ex
r 3
AB MN
VE I
kE
VE I
Hz
2r 4 VH
3AB nA I
kH
VH I
———布极常数
n A ——接收线圈匝数和面积
L r
L （1/10)r
3) 野外观测方法
供电偶极子：f由高→低变化，f是离散的，某个频率→频点
f : n1000Hz 0.0nHz 在测点产生的电位差 VEx 或 VHz后，就可根据相关公式计算相应频率 之视电阻率和相位，并绘出该点的视电阻率和相位曲线。
双对数坐标：纵轴 lg 横轴 lg T
均匀大地
二层水平地层
三层水平地层
曲线特点:
a) 磁场分量视电阻率曲线
Hz
1 6
0r
2
b) 电场分量视电阻率曲线
Ex
2( h1
h2
r ...
hn1 )
1 2
n 1
Ex
尾支只与总纵向电导S和r有关。为水平渐近线。
c) 对称性：A→Q K→H曲线特征呈相反关 系，但并不完全等值。
§3.3 频率电磁测深法
3.3.1 频率测深法的基本原理
频率测深法的场源既可采用接地的水平电偶极子，也可采 用不接地的磁极子（水平线圈构成的垂立磁偶源）向地下输入 不同频率的电磁场。测量时，既可用水平电偶极子测量电场分
量 Ex , E y ,也可用垂直和水平线圈测量磁场 H x , H y H z
由于电磁场的穿透深度随频率而变化,频率高穿透深度浅,只反 映浅部的信息,频率低穿透 深度大,可以反映地球深部的信息.因 此,研究不同频率的电磁场特性,就可以了解测点电性结果岁深 度的变化,达到测深的目的.
3.3.3 频率测深的资料解释及应用
1）定性解释
分析对比→→划分曲线类型→→绘制各种图件 曲线类型图 等视电阻率平面图、断面图 其它参数的平面图、断面图
2）定量解释
①量板对比 ②其它方法 ③反演解释
3）应用效果
优点（相对于直流电测深）：
效率高 分辨能力高（主要对低阻层） 能穿透高阻屏蔽层 岩层各向异性影响小 勘探深度大
频率电磁测深装置示意图
1）电磁波传播途径及场区划分
① 传播途径
由场源发射的电磁波分为：天波、地面波、地层波
②电磁波的水平极化
设均匀半空间：波长
f 1Hz 0 3 10 5公里 f 1000 Hz 0 300公里
10 f
空气中 0
14.1公里
C f
0.447 公里
20 m 时：
③等值原理：同MT S等值性：薄层低阻 H A H等值性：薄层高阻 K Q
3.3.2 频率测深的野外工作方法
1) 测线与装置的布置
一般认为频率测深之记录点是场源和接收点之中点“O”。
2）装置参数
尽可能波区，偶极子
r （6～8）H H 目标层的最大深度
AB r MN r
AB （1/ 3～1/ 5)r AB （1/10)r
水平极化:由于电磁波在空气中和地层中传播速度不同,从电磁波发射后某一时刻起,为满足边界条 件,在地面附近形成一近于水平的波阵面,造成几乎垂直向下传播的水平极化平面电磁波。
由反射定律：
sin V 10f sin0 C 3105
f 1000 1000 时
sin 0.01sin0 即使0 90o 0.6o
VE ——MN间的电位差
VH ——接收线圈所测电位差
5）理论曲线
Hale Waihona Puke ①完全波区理论曲线：（即整条曲线都符合
r
2
②实际曲线（即整条曲线不能都符合
r
2
由于频率测深中收发距r是固定不变的，随着频率的降低和断面参数的变化， 测点所处的位置会从波区逐渐向S区过渡。频率测深曲线就会呈现高频为波区， 低频为S区的全波曲线的特征。