大地电磁场课件：EM6-频率域电磁法
合集下载
高频大地电磁法及应用
就频率而言，100KHz以下的电磁波主要是各类低频段 AM电台、接地电网等。但人文电磁波与电离层的相互 作用产生的电磁信号可能是另一个因素。
精品
二、高频大地电磁场的场源
地面波传播:无线电波沿地球表面传播，各类中、长波广播电台、电 视发射台、接地电网、电信通讯网络主要是地面波传播。其特点是信 号稳定，没有多径效应，基本上不受气象条件的影响，但随频率增高 传输损耗迅速加大，因此特别适宜频率小于100KHz的长波和超长波的 传播。它们沿地面传播可达几千至几万公里，100KHz到1500KHz的中 波可以沿地面传播几百公里,具体决定于波长、功率及土壤的电性参 数等。地面波的波前向下倾斜是其损耗与在地下传播的主要原因．
标量测量 矢量测量 张量测量
精品
一、历史与发展(CSAMT)
优点：勘探深度中：按Bostick深度，n*10m-n*1000m 信噪比高：信号强，观测效率高，预处理简单 穿透力强：不受高阻电性层屏蔽 Cagniard电阻率：抗干扰力相对强
缺点：过度带与近区效应 阴影效应 人工场源，计算及反演复杂 分辨率低 静态效应
一、历史与发展
1910: 先驱者的工作 1932: Peters,Bardeen,Maxwell 方程组 1933:L.W.Blau,Eltran 法：层状介质上的TEM:石油 1940后:J.R.wait,S.H.Ward,Tikhonov,Vanyan,Cagniard 1950-1960:MT,AMT 1970-1980:CSAMT，TEM 1990-2000:连续电导率剖面
Gamble(1979):远参考测量
Bostick F X (1991):电磁阵列剖面法(ElectrMagnetic Arry Profiling，EMAP)
精品
二、高频大地电磁场的场源
地面波传播:无线电波沿地球表面传播，各类中、长波广播电台、电 视发射台、接地电网、电信通讯网络主要是地面波传播。其特点是信 号稳定，没有多径效应，基本上不受气象条件的影响，但随频率增高 传输损耗迅速加大，因此特别适宜频率小于100KHz的长波和超长波的 传播。它们沿地面传播可达几千至几万公里，100KHz到1500KHz的中 波可以沿地面传播几百公里,具体决定于波长、功率及土壤的电性参 数等。地面波的波前向下倾斜是其损耗与在地下传播的主要原因．
标量测量 矢量测量 张量测量
精品
一、历史与发展(CSAMT)
优点：勘探深度中：按Bostick深度，n*10m-n*1000m 信噪比高：信号强，观测效率高，预处理简单 穿透力强：不受高阻电性层屏蔽 Cagniard电阻率：抗干扰力相对强
缺点：过度带与近区效应 阴影效应 人工场源，计算及反演复杂 分辨率低 静态效应
一、历史与发展
1910: 先驱者的工作 1932: Peters,Bardeen,Maxwell 方程组 1933:L.W.Blau,Eltran 法：层状介质上的TEM:石油 1940后:J.R.wait,S.H.Ward,Tikhonov,Vanyan,Cagniard 1950-1960:MT,AMT 1970-1980:CSAMT，TEM 1990-2000:连续电导率剖面
Gamble(1979):远参考测量
Bostick F X (1991):电磁阵列剖面法(ElectrMagnetic Arry Profiling，EMAP)
地球物理方法技术-电磁法
2.3 电磁法(EM)
2.3.4 电磁法的应用实例
在该地主要是寻找裂隙水，断裂探测为主要目标。在该区布置了勘探剖面，EH4电磁成像电阻 率断面如图2，发现了两个有利的断裂，在F1断裂处实施钻探，在580m处获得高产水。
2.3 电磁法(EM)
2.3.4 电磁法的应用实例
上团
21 21 21 9 5 1
2.3 电磁法(EM)
2.3.3 电磁法的异常特征 3) 甚低频法
f: 15500—22300Hz
2.3 电磁法(EM)
2.3.3 电磁法的异常特征 4) 音频大地电流法
f: 1—20KHz
2.3 电磁法(EM)
2.3.4 电磁法的应用实例 1)联合使用Slingram和常规VLF法勘探地下水
垂直线框
-----
2.3 电磁法(EM)
2.3.3 电磁法的异常特征 2 电 磁 偶 极 源 虚 分 量 振 幅 法 ) )
水平线框
-----
2.3 电磁法(EM)
2.3.3 电磁法的异常特征 2 电 磁 偶 极 源 虚 分 量 振 幅 法 ) )
旁线(XZ)
-----
2.3 电磁法(EM)
2.3.3 电磁法的异常特征 2 电 磁 偶 极 源 ) ) 水 平 线 圈 法
Specialist Training Course on EMD
地球物理方法技术
中国地质大学(北京)地球物理学院 杨 进
地球物理方法技术
第1章. 第2章. 第3章. 第4章. 第5章.
地球物理方法绪论 传统的地球物理方法 地球物理新方法、新技术 地质问题中地球物理方法的策略 地球物理勘探实例
地球物理方法技术 第2章. 传统的地球物理方法 2.1 电阻率法(DC) 2.2 激发极化法(IP) 2.3 电磁法 (EM) 2.4 大地电磁法 (MT) 2.5 磁法和重力(MM,GM) 2.6 浅层地震反射法 2.7 测井
第三章 第四节 电磁法原理
线圈的圈数和面积；μ为介质的磁导率(或称
绝对磁导率)，μ0为真空的磁导率，μ0 = 4π ×10﹣7H/m；KE和KH为装置系数，其值分别 为
KE
r3
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。
方法，分为H、A、K及Q型振幅曲线。图3·4·3为μ2= 1/4 、υ2 = 4、ρ3→ ∞时，不同收—发距r的H型ρωEχ曲线 (曲 线参变量为r / h1)。曲线首支频率很高 ( λ1/h1→ 0)，电 磁波穿透深度很浅，故首支趋于ρω = ρ1的渐近线。应当 指出，由于ρω 趋于ρ1的过程比较复杂，因此首段是经过 数次摆动趋于ρ1的。随着频率的降低，穿透深度逐渐增 大，ρω减小，并出现尖锐的极小值，反映了中部低阻层 ρ2的存在。
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。
由于该方法不需专门建立场源, 根椐地质任 务的不同即可探测磁分量也可探测电分量, 因 而近年来不仅在地质找矿方面, 而且在水文地 质调查中也获得了此较广泛的应用。 甚低频法在野外工作时，必须先将接收机校准 于所选电台的频率，使接收线圈面沿垂直轴转 动，当接收的信号最大时，线圈面所指的方向 即为电台方向。然后照准该方向(即以该方向
绝对磁导率)，μ0为真空的磁导率，μ0 = 4π ×10﹣7H/m；KE和KH为装置系数，其值分别 为
KE
r3
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。
方法，分为H、A、K及Q型振幅曲线。图3·4·3为μ2= 1/4 、υ2 = 4、ρ3→ ∞时，不同收—发距r的H型ρωEχ曲线 (曲 线参变量为r / h1)。曲线首支频率很高 ( λ1/h1→ 0)，电 磁波穿透深度很浅，故首支趋于ρω = ρ1的渐近线。应当 指出，由于ρω 趋于ρ1的过程比较复杂，因此首段是经过 数次摆动趋于ρ1的。随着频率的降低，穿透深度逐渐增 大，ρω减小，并出现尖锐的极小值，反映了中部低阻层 ρ2的存在。
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。
由于该方法不需专门建立场源, 根椐地质任 务的不同即可探测磁分量也可探测电分量, 因 而近年来不仅在地质找矿方面, 而且在水文地 质调查中也获得了此较广泛的应用。 甚低频法在野外工作时，必须先将接收机校准 于所选电台的频率，使接收线圈面沿垂直轴转 动，当接收的信号最大时，线圈面所指的方向 即为电台方向。然后照准该方向(即以该方向
大地电磁学
MT噪声分析与去噪
静态校正方法研究
常用反演方法 一维反演 模拟退火法 Occam反演 共轭梯度法 二维反演 Occam方法 应用与成 像分析
RRI快速反演
成像反演 二维、三维概率 成像
1.4 MT资料处理解释方法简介
大地电磁测深处理与解释软件
1.4 MT资料处理解释方法简介
复杂模型反演效果－2D
1.2 大地电磁法的发展
• 法国学者卡尼尔（L Cagniard）论证了场源为垂直入射的 平面波在水平均匀层状介质条件下的大地电磁场的解，并 2 把阻抗响应变换成习惯的视电阻率形式
Hy为地面上相互正交的电磁场分量的振幅谱。地面阻抗Z 是地下介质电阻率分布和信号周期T的函数。 • 以上两篇论文奠定了早期大地电磁法的理论基础，所论述 的模型成为吉洪诺夫－卡尼尔模型，此后，MT法引起广 大地球物理工作者的重视，成为研究地球内部构造的一种 重要方法。
TE
-2
-2
TM
-2 -4 -4
TE/TM
-4
-6
-6
-6
-8
-8
-8
-10 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20
-10 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20
-10 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20
-2
-2
-2
-4
-4
-4
-6
-6
-6
-8
-8
1.2 大地电磁法的发展
• 大地电磁理论方面的发展 大地电磁的基本原理：MT是研究地壳和上地幔构 造的一种地球物理探测方法，它以天然交变电磁 场为场源。当电磁波在地下介质中传播时，由于 电磁感应的作用，地面电磁场的观测值将包含有 地下介质电阻率分布的信息，而且由于电磁场的 集肤效应，不同周期电磁信号具有不同的穿透深 度，故研究大地对天然电磁场的频率响应，可获 得地下不同深度介质电阻率分布信息。
高频大地电磁法及应用
３、场源效应：电法的场源是电法勘探灵活多变的重要 因素，如DC,IP,SIP,DUIP,TEM,LOTEM,CSAMT,MT等等,从 而使电法勘探可以适用于不同的地质目标。但电法的场 源是双刃剑，它同样也带来了负面效应，主要有： （１）近区及过渡带效应：非平面波效应 （２）阴影效应及场源迭加效应：非平面波与互换原理 （３）工作效率的降低 （４）正演计算及反演解释的复杂化
半导电平面上的平面波传播
地面精品波能流密度示意图
二、高频大地电磁场的场源
不同频率时电磁波的轨迹图 不同入射角时电磁波的轨迹 天波传播。通常指自发射天线发出的电磁波，在高空中被电离 层反射后回到地面的传播方式。长波、中波、短波都可以利用 天波通信。天波传播主要特点是传播损耗小，因而可以利用较 小的功率进行远距离通信。被电离层——地表反射、折射穿入 地下的电磁波是“人文天然”电磁场的又一来源。
三、频率域电磁测深的共性问题
a.测点距不均匀体无穷远(MT500)无静态偏移 b.测点位于模型中心(MT0)曲线明显下降,但TE,TM重合 c.测点位于模型内侧(MT18),TE,TM曲线均向下移 d.测点位于模型外侧(MT25),TE,T精M曲品线分别向上,下移
三、频率域电磁测深的共性问题
齐岳山隧道德胜场暗河静态效应改精正品前的EH-4电阻率剖面
Gamble(1979):远参考测量
Bostick F X (1991):电磁阵列剖面法(ElectrMagnetic Arry Profiling，EMAP)
仪器：MT-1,MT-24,V5/V6/V8/V5-2000,GDP-32..集成化、 智能化、多功能化、分布式GPS同步与授时
解释：定性、半定量、定量、一维／二维／三维，综合化
精品
半导电平面上的平面波传播
地面精品波能流密度示意图
二、高频大地电磁场的场源
不同频率时电磁波的轨迹图 不同入射角时电磁波的轨迹 天波传播。通常指自发射天线发出的电磁波，在高空中被电离 层反射后回到地面的传播方式。长波、中波、短波都可以利用 天波通信。天波传播主要特点是传播损耗小，因而可以利用较 小的功率进行远距离通信。被电离层——地表反射、折射穿入 地下的电磁波是“人文天然”电磁场的又一来源。
三、频率域电磁测深的共性问题
a.测点距不均匀体无穷远(MT500)无静态偏移 b.测点位于模型中心(MT0)曲线明显下降,但TE,TM重合 c.测点位于模型内侧(MT18),TE,TM曲线均向下移 d.测点位于模型外侧(MT25),TE,T精M曲品线分别向上,下移
三、频率域电磁测深的共性问题
齐岳山隧道德胜场暗河静态效应改精正品前的EH-4电阻率剖面
Gamble(1979):远参考测量
Bostick F X (1991):电磁阵列剖面法(ElectrMagnetic Arry Profiling，EMAP)
仪器：MT-1,MT-24,V5/V6/V8/V5-2000,GDP-32..集成化、 智能化、多功能化、分布式GPS同步与授时
解释：定性、半定量、定量、一维／二维／三维，综合化
精品
6电磁场与电磁波图文图文课件.2节
4. 导电媒质中的平面波
导电媒质中电、磁场和坡印廷矢量的表达式为
Ex E0eze jz
Hy
1
~
E0eze jze j0
Sav
1 2
Re
E
H*
az
E0 2
2~
e-2z
c os 0
结论
导电媒质中的均匀平面波仍然是TEM波。 在导电媒质中的波是一个衰减的行波。电场和磁场的振幅 随距离按指数规律衰减，衰减的快慢取决于 ，称为衰减 常数，它表示场强在单位距离上的衰减，单位是Np/m。
~ k
~ j
因此电磁波的相速 不再是个常数，它 不仅取决于媒质参 数，还与信号的频
1
1
2
1
2
1
2
率有关。
1
1 2
1
2
1
2
复波阻抗 ~
~
~ e j0
结论
电磁波的相速随着频率的变化而变化的现象称为色散。因 此，导电媒质为色散媒质(dispersive medium)。 由于 、 都随着频率的变化而变化，当信号在导电媒质 中传播时，不同频率的波有不同的衰减和相移。 对于模拟信号来说，带宽为 的信号在前进过程中其波 形将一直变化，当信号到达目的地时发生了畸变，这将会 引起信号的失真； 对于数字信号来说，由于频率越高衰减越大，使到达接收 点的数字信号脉冲展宽，因此，要降低误码必然要降低信 号的传输速率，这必影响数字通信的带宽和容量。
结论
表示在传播过程中相位的变化，称为相位常数。 和
从不同的侧面反映场在传播过程中的变化，称为 传
播常数。
k~
电场与磁场不同相，
彼此间存在一个
固定的相位差!
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。
AMT工作方法与部署
第一节、方法原理频率域大地电磁法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。
天然变化的电磁场或人工发射的电磁场向地下穿透并在地下介质中感生出受地下电性结构控制的大地电磁场，依据不同频率的电磁波在导体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，经过相关的数据处理和分析来获得大地由浅至深的电性结构，进而根据不同地质体或地质构造的电性差异达到解决地质问题的目的，主要运用的频率范围为10-4Hz ～104Hz 。
根据利用的场源或频率范围不同电磁法可分为天然场源的大地电磁法MT （Magnetotelluric ）、音频大地电磁法AMT （Audio Magnetotelluric ）以及人工场源的可控源音频大地电磁法CSAMT （Controlled Source Audio Magnetotelluric ）和利用无线电长波电台为场源的 RMT （Radio Magnetotelluric ）等。
音频大地电磁法（AMT ）相较于大地电磁法（MT ），研究频带较高，探测深度较浅稍。
其频率范围主要为1~104~5Hz ；音频大地电磁法理论模型基于电磁波传播理论和麦克斯韦方程组导出的水平电偶极源在地面上的电场及磁场公式：)2cos 3(2231-⋅⋅⋅=θπρr AB I E x （1） E I AB r y =⋅⋅⋅⋅34213ρπθsin （2） E i I AB r z =-⋅⋅⋅⋅()cos 1221201ρπμωρθ （3） H i I AB r x =-+⋅⋅⋅⋅()cos sin 1342310πρμωθθ （4） H i I AB r y =+⋅⋅⋅-()(cos )142323102πρμωθ （5）H i I AB r z =⋅⋅⋅32104ρπμωθsin （6）式中，I 为供电电流强度；AB 为供电偶极长度；r 为场源到接收点之间距离。
- 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)。
大地电磁测深法
音频大地电磁法 频率测深法
地面，海洋
可控源音频大地电磁法
地面 航空 井中
地面
19
变种方法 被动源法
频率域电磁法
频率域电磁
剖面法
主动源法
频率域电磁 测深法
被动源法 主动源法
时间域电磁法 瞬变电磁剖面法 瞬变电磁测深法
工作场合
音频天然电场法 甚低频法
地面 航空
不接地（大 定源）回线 法
电磁偶极剖 面法
11
在数学上借助于傅里叶反变换描述这一过程，即
F (t ) 1 F ( ) eit d
2
i
式中函数F可代表E、B、 B/ t，而F(ω)/-iω代表阶跃电 流电磁场的频谱密度。由此可见，如果在很宽频带内已知频率 域电磁响应，则可利用上述傅里叶反变换确定瞬变电磁场响应。
这一道理的物理基础是，它们都研究基于电磁感应定律的 涡旋电磁场，具有相同的物理原理。
回线通以谐变电
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
瞬变电磁场状态的基本参数是时间。这一时间依 赖于岩石的导电性和收发距。在近区的高阻岩石 中，瞬变场的建立和消失很快（几十到几百毫 秒）；而在良导地层中，这一过程变得缓慢。在 远区这一过程可持续到几秒到几十秒，而在较厚 的导电地质体中可延续到一分钟或更长。
当地下介质为无磁，且使用国际单位时
2 2t / 2t 107 m
与谐变场情况一样，在研究瞬变场过程中也引入 无量纲的归一距离
r 2 r 2
u
z
107 t r
1 u2
( 2 r )2
107 t 2 r 2
由此可见，归一参数u的平方倒数正比于介质电阻率。在近区 2r/<<1 ，即收发距r很小或（t）很大的范围（晚期时间 段）。在远区2r/>>1 ，即收发距很大或（或t）很小的范 围（早期时间段）。 我们从频率域和时间域电磁场的讨论中不难看出：p和u， 和
9
时间域下磁场的电报方程： 似稳态条件下，忽略位移电流项，解得：
10
瞬变场与谐变场：在结构上差别较大。
谐变场的结构是由某一种发射频率的涡旋电磁场 之间的相互作用来决定。
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。
由此可见，研究瞬变电磁场随时间的变化规律， 可探测具有不同导电性的地层分布（各层的纵向 电导或地层总的纵向电导）。也可能发现地下赋 存的较大的良导矿体。
7
瞬变电磁场的激发是通过两种途径传播到观测点 的。
第一种激发方式是电磁能量直接经过空气瞬时传 播到观测点处（空气波/天波）。地表的每个波前 点都会成为场源（根据惠更斯原理），于离发射 装置足够远处，在地表面上则会形成垂直向下传 播的不均匀平面波。
12
谐变场和瞬变场 的涡旋电流场的 结构： 由于瞬变电磁场 服从扩散方程的 规律，故随时间 的增加该场向深 处传播过程中逐 渐向外扩散，即 可借用“烟圈” 效应这一名词来 描述。
13
瞬变场扩散参数
14
15
比较
电流密度随深度的变化 曲线具有拐点z=/2。 形式上认为这一深度是 对瞬变场测量结果产生 有效影响的极限深度。
21
频率域电磁剖面法的研究范围 研究深度为几十米到几百米，主要应用于矿
床的普查、地质填图、及工程地质、水文地 质调查中。 普查对象主要是矿体、接触带、裂隙破碎带、 陡倾斜地层、岩溶带、古河床等。
常用的方法有不接地回线法和电磁偶极剖面 法两种。
22
一、不接地回线法（大定源回线法）
对不接地的矩形
3
频率域电磁场
实、虚分量的概念
实分量：一次场+二次场；虚分量：纯二次场。
4
频率域电磁场
波的极化：线极化、圆极化、椭圆极化
5
时间域电磁场是指在阶跃变化的电流源作用下，地 中产生的过渡过程的感应电磁场。因为这一过渡过 程的场具有瞬时变化的特点，故又名为瞬变场。
和频率域电磁场类似的，时间域电磁场的激发方式 也可分为电性源和磁性源。
实、虚分量 法
振幅比-相位 差法
虚分量-振幅 比法
地面 航空 井中
水平线圈法
倾角法
大地电磁测深法
音频大地电磁法 频率测深法源自地面，海洋可控源音频大地电磁法
地面 航空 井中
地面
20
什么是频率域电磁剖面法？
通常而言，电磁剖面法指采用回线源装置， 将交变电场通入发射线圈产生谐变电磁场， 接收线圈沿测线剖面进行移动观测，接收感 应磁场变化，进而研究某一深度范围内地下 电性的横向变化的地球物理方法。 （Loop-Loop Method）
，之间存在看形式上的类比现象。 p kr 2 2 r
17
时间域
频率域
2 r 2 远区/近区： u 107 t r
p kr 2 2 r
20t (km)
10T (km)
勘探深度：
z 503 2t (m) 503 (m)
2
f
1262 t (m)
非常重要！！！
18
变种方法 被动源法
频率域电磁法
频率域电磁
剖面法
主动源法
频率域电磁 测深法
被动源法 主动源法
时间域电磁法 瞬变电磁剖面法 瞬变电磁测深法
工作场合
音频天然电场法 甚低频法
地面 航空
不接地（大 定源）回线 法
电磁偶极剖 面法
实、虚分量 法
振幅比-相位 差法
虚分量-振幅 比法
地面 航空 井中
水平线圈法
倾角法
8
激发的第二种方式是，由发射装置直接将电磁能 量传入地中（地波）。这时，由于大地的趋肤效 应不可能立即在深部激发出瞬变场，过一段时间 之后才能形成。
在过程早期上述两种激发在时间上是分开的。第 二种方法建立的比较迟缓。随着时间的推移，这 两种场叠加在一起，即形成瞬变场的极大。在晚 期第一类场实际上衰减殆尽，而在地中形成第二 种场的优势。
电法勘探
水槽实验报告要求：
一、实验目的 二、实验方法（装置图） 三、实验过程（数据表格） 四、实验结果（中梯：视电阻率/视激电电阻率/视极化率剖面曲线图；
测深：测深曲线/拟断面图； 就实验结果进行必要的讨论）
下周五（6.22）最后一次上课时交
2
人工电磁场
频率域电磁场 场源：电性源 & 磁性源