频率域电磁测深共19页文档
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。
频率域电磁测深
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
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
关于频率电磁测深几个问题的探讨(三)——频率电磁测深相位问题分析
第41卷 第5期 煤田地质与勘探Vol. 41 No.5 2013年10月COAL GEOLOGY & EXPLORA TIONOct. 2013收稿日期: 2012-10-10作者简介:陈明生(1940—)，男，山东单县人，研究员，博士生导师，从事电磁法勘探研究.文章编号: 1001-1986(2013)05-0062-04关于频率电磁测深几个问题的探讨(三)——频率电磁测深相位问题分析陈明生(中煤科工集团西安研究院，陕西 西安 710077)摘要: 频率电磁测深复电阻率含有振幅视电阻率和相位，相位既可由复电阻率的虚部和实部表示，也可通过振幅视电阻率转换得出。
阐述了振幅视电阻率转换为相位的原理和计算公式。
根据典型地电模型计算的振幅视电阻率曲线和相位曲线，分析了相位曲线与振幅视电阻率曲线的关系及特点。
分析结果表明，相位曲线变化幅度更大，相应频率更高，可提高对地层的分辨率，加大探测地层深度。
将振幅视电阻率和相位资料结合解释，可提高解释的地质效果。
关 键 词：振幅视电阻率；相位转换；地电模型；地层分辨率；探测地层深度；地质效果 中图分类号：P631 文献标识码：A DOI: 10.3969/j.issn.1001-1986.2013.05.013Analysis of frequency electromagnetic souding phase problemCHEN Mingsheng(Xi ′an Research Institute , China Coal Technology & Engineering Group Crop , Xi ′an 710077, China )Abstract: The complex resistivity of frequency electromagnetic sounding contains apparent resistivity of ampli-tude and phase, the phase can be expressed by the imaginary part and the real part of the complex resistivity can also be obtained through conversion of apparent resistivity of amplitude. This paper focuses on principle and for-mula which transform the apparent resistivity of amplitude into phase . According to the typical geoelectric model the apparent resistivity of amplitude and phase have been calculated, curve characteristics and the relationship be-tween each other have been analyzed. The results display phase curves with greater amplitude and higher fre-quency. Therefore, it can improve the stratum resolution and increase the detecting depth. Through explanation combining with the data of apparent resistivity of amplitude and phase, the geological effect of the interpretation can be improved.Key words: amplitude apparent resistivity; phase transformation; geoelectric model; stratum resolution; detecting depth;geological effect1 频率电磁测深相位表示频率电磁测深所探测的大地可理解为是一个具有电阻、电容和电感的交流电路，观测的各场强分量()F ω具有复数性质，通过一定的计算可将其转换为复视电阻率s ()ωρ，其表示式可写为：s ()()(12)n F ωK n Iωρ=,= (1)式中 I 为供电电流；K 为和装置等有关的系数。
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。
如何进行电磁测深与水文学测量
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。
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
应用地电学B课件：EM10-频率域电磁法
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。
15
在数学上借助于傅里叶反变换描述这一过程，即
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
在过程的早期，频谱中高频成分占优势，因此涡旋电 流主要分布在地表附近，且阻碍电磁场的深入传播。 在这一时间内，电磁场主要反映浅层地质信息。
7
随着时间的推移，介质中场的高频部分衰减(热损耗)， 而低频部分的作用相对明显起来，增加了穿透深度。 在往下传播过程中遇到良导地层时，其中产生较强的 涡旋电流，且其持续时间也较长。
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实际野外工作中，通常保持两接收线圈水平，即 观测磁场垂直分量的振幅比和相位差。一般按经 验设定，线框距大小为二倍的目标体埋深
42
如果将第n个测点在某一时刻的磁场垂直分量记为：
H n H nein
式中~号表示磁场为复量，不带~号的H为振幅，φ为相位
则第n+1个测点的磁场垂直分量可记为：H n1
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实例：广东某磁铁矿区回线法 观测结果
工作时选用500m×200m的矩形回 线。右图为回线内中心测线上的垂直 分量振幅和水平虚分量观测结果。
在矿体顶部有明显的垂直磁分量振 幅异常以及水平磁场虚分量异常。
水平虚分量异常随频率增高衰减较 为明显，这表明矿体导电性很好。
实、虚分量法存在的问题？ 一次场发射的不稳定可能造成接收的不稳定，形