应用地电学B课件：EM7-大地电磁测深法-3
应用地电学B课件：EM2-大地电磁场
压器可能受到危害
中等地磁暴
9 >Kp≥7
卫星：可能发生表面充电，跟踪出现问题，需要对卫星的定向进 行矫正； 通信：卫星导航、低频无线电导航和短波无线电传播可能会断断 续续出现问题； 电力：电网系统出现比较普遍的电压控制问题，某些保护系统也 会出现问题
弱地磁暴
7 >Kp≥5
卫星：卫星操作可能有小的影响，或需要有地面发出指令对卫星 的定向进行矫正，大气阻力增加影响轨道预报； 电力：电力系统可能出现电压不稳
解释：这种时间规律与阳光照射的地表性质有关。 世界时20点左右, 阳光直射到太平洋上, 海水的蒸发作用最 大, 大气的对流最激烈, 同时赤道两侧的地下电流也最强。 这时, 水蒸气所携带的不同电性的粒子最多, 电荷的积累与 释放作用也就最强烈, 所以雷电暴的数目也就最多。 相反,当世界时04点时, 太阳直射于干燥的非洲大陆, 水蒸 气最少, 因此雷电的数目也最少。
33
高频部分（>1Hz，或<1s）主要来源于全球的雷电活动。 全球的雷电活动以赤道附近最为活跃，随纬度升高而减少 ，极地最少。这些电磁波可以在地球电离层空穴波导中进 行远距离传播并被地表的大地电磁测深仪器所接收。
34
天然大地电磁场的高频与低频部分衔接起来就构成了完整 的大地电磁场的频谱。两种场源形式在近地表处都可以近 似视为平面波，这样，就可以利用经典的电磁场理论对天 然大地电磁场在地下介质中的传播规律进行研究。 （例外？）
幅度不稳定, 形态不规则, 持续时间一般为10 min 左右。
20
电磁脉动主要是高纬度地区的电磁现象,夜间出现较多,季
节变化复杂。在地电学研究中,电磁脉动占有重要地位，
其对应频段是大地电磁测深研究的主要频段。
大地电磁法及其应用
大地电磁法及其应用狭义电磁法：前身：磁法、大地电流法（Telluric)（目标：探测地球构造）。
主体：大地电磁法（MT)及有关技术（MT，Magneto-telluric）。
广义电磁法：磁法、电法、电磁法。
大地电磁测深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。
测深方法：重磁电震。
非地震方法：重磁电（重力+广义的电磁类）。
大地电磁是重要的非地震测深方法研究对象：地球内部的电性结构（电导率结构）。
物理原理：宏观电磁理论（有耗媒质中的低频电磁波理论）。
大地电磁测深的优缺点优点不受高阻层屏蔽、对高导层分辨能力强；横向分辨能力较强；资料处理与解释技术成熟；勘探深度大、勘探费用低、施工方便；缺点体积效应，反演的非唯一性较强（跟地震方法相比）纵向分辨能力随着深度的增加而迅速减弱大地电磁法（MT）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。
基本原理：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。
大地电磁法原理示意图大地电磁法野外观测装置2、理论背景理论基础：麦克斯韦方程3大地电磁的理论基础：正演问题需要一个信号激发源需要地表响应的观测数据还需要掌握模型在源作用下地表响应产生的物理过程：这就是正演正演指的是对于一个给定的模型，在一定激发源的作用下，根据一定的物理原理求其响应的过程。
大地电磁正演过程两大假设：1）激励场源：垂直入射到地表的均匀平面电磁波2）地球模型：水平层状导电介质视电阻率和阻抗相位的定义横电波横磁波：场的极化模式横电波（TE ） ：垂直于传播方向的场分量只有电场；横磁波（TM ） ：垂直于传播方向的场分量只有磁场；大地电磁测深中只研究场源为横电磁波的情况大地电磁测深中常说的极化模式是以场源的极化方式来区分的，并且这种区分一般只在二维情况下才有意义。
培训资料物探-电测深法.ppt
② 曲线首支ρs=ρ1
③ 曲线尾支ρs=ρ2
④ G型曲线中ρ2→∞时，尾支45°上升
⑤ D型曲线中线
三层介质的地电参数：
ρ1、h1、ρ2、h2、ρ3、h3 且h3﹥﹥ABmax/2
曲线依各层电阻率之间的关系，共分4种类型精品16H型： 1 2 3
精品22曲线类型总结法
一、测区范围选择
一般情况对于探测水源、滑坡、构造等 任务要追踪较宽的范围；而对于分层等工作 探测范围相对较小。
应注意的是，电探是一种体积勘探，电 场涉及的范围很宽，测区以外的地层变化也 会给测区的测量造成一定影响。精品24二、测点密度选择
用。精品53. 偶极测深----当成对电极A与B之间的距离、M与 N之间的距离小于AB与MN之间的距离时的排 列称为偶极测深。
AB为供电偶极、MN为测量偶极，且AB=MN＜ ＜OO’
常见排列：轴式偶极、赤道偶极
轴式偶极
k OO'3 MN2
AM 3 MN2
赤道偶极
A O’ B
A
k
AM AN AN AM
等比布置极距，测深曲线绘制则应选择双对数 坐标，这样可保证在坐标系中相
等比安排AB是由电场的特点决定的。
设：ABi1 m, ABi
ABi r
则第i个极距中心点O的场强为：Ei
I 2r 2
G型曲线，而当μ2小于 1时，下层电阻(jMN/j0)ρMN]
曲线首支--由于AB很小，下层对上层的电 流分布影响甚微，此时ρs≈ρ1 曲线中间—随着AB的增大，下层的影响增 大，G型曲线上升、D型曲线下降。
曲线尾支—当AB＞＞h1时，上层的影响可 以忽略，下层对电流的分布起着确定性作 用，因此ρs曲线尾支出现ρs=ρ2的渐近线
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
地球物理勘探-第四章电法勘探-PPT课件
AO=BO﹥3h; AO＝L+l（L和l分别为脉状体的走向长度 和下延长度之半）； MN=1/3～1/5A0
电阻率均匀介质中存在一个高阻体
电阻率均匀介质中存在一个低阻体
二、电剖面法
人工建立地下稳定直流或脉动电场，采用不变的供电极距， 使整个或部分装置沿观测剖面移动，逐点测量视电阻率ρ的值。 电剖面法所了解的是沿剖面方向地下某一深度范围内不同电性 物质的分布情况。
由于供电电极及测量电极排列方式不同
1. 联合剖面法 装置形式
M A
B N
地面水平， 地下为均匀、 无限、 各向同性介质。
则地表任意两测量电极M和N的 电位U的表达式为:
U I 1 2 r
式中AM、AN、BM、BN分别为供电电极A、B与测量电极M、 N之间的距离。将上两式相减可得M、N两点间的电位差：
式中K称为电极排列系数(或 装置系数)，其单位为米，是一个 仅与各电极间空间位置有关的量。
总场
绝对测量 相对测量
辐射场
异常场
地质雷达 甚低频法
相对测量
瞬变场
异常场
绝对测量
连续波电磁测井 瞬变脉冲电磁测井 井中无线电波透视
频率电磁测深法 多频振幅相位法 多频振幅法 水平线圈法 倾角法 椭圆极化法 振幅比相位差法 虚分量法
瞬变脉冲电磁法
天然场
天然音频磁场航空电法
航
空
连续波航空电法
电磁法勘探--可控源音频大地电磁测深法
2.1 电磁法勘探--可控源音频大地电磁测深法(CSAMT)由于天然场源的随机性和信号微弱，MT 法需要花费巨大努力来记录和分析野外数据。
为克服MT 法的这个缺点，加拿大多伦多大学教授 D.W.Strangway 和他的学生Myron Goldstein 提出了利用人工（可控）场源的音频大地电磁法（CSAMT ）。
这种方法使用接地导线或不接地回线为场源，在波区测量相互正交的电、 磁场切向分量， 并计算卡尼亚电阻率，以保留AMT 法的一些数据解释方法。
自20世纪70年代中期， CSAMT 法得到实际应用， 一些公司相继生产用于CSAMT 法测量的仪器和应用解释软件。
进入80年代后，该方法的理论和仪器得到很大发展，应用领域也扩展到普查、 勘探石油、 天然气、 地热、 金属矿产、 水文、 工程、 环境保护等各个方面， 从而成为受人重视的一种地球物理方法。
虽然CSAMT 法属于一种人工源的频率电磁深测， 但和通常的频率域电磁测深不同。
这主要因为CSAMT 法测量两个相互垂直的电磁场切向分量计算卡尼亚电阻率， 因而具有较强的抗干扰能力， 且更容易获得对地电变化较灵敏的相位差信息； 又由于波区电磁场十分接近平面波， 因而其资料处理、 解释也较为简便， 可以保留AMT 法中的许多解释方法。
CSAMT 和AMT 或MT 亦有不同， 根本原因是CSAMT 法使用了人工场源，因而极化方向明显，信噪比高，易于观测。
但是，由于使用了人工场源， CSAMT 法必然受场源效应影响， 这主要包括非平面波效应、 场源附加效应、 阴影效应和测深通道的弯曲。
2.2.1 CSAMT 基本理论CSAMT 有2种常用的场源——水平电偶极子和垂直磁偶极子，此处注重讨论其场的特征和快速计算方法。
2.2.1.1水平层状半空间上水平电偶极子的电磁场如图2.2.1所示， N 层水平层状介质中第n 层的电阻率和层厚度分别记为ρn 和h n 。
水平电偶极子（接地导线）位于层状介质表面，偶极矩为P=IdL （I 为谐变电流）。
音频大地电磁测深法
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。
可控源音频大地电磁测深法
可控源音频大地电磁法(CSAMT) 是在大地电磁法 (MT)和音频（n×10-1~n×103）大地电磁法(AMT)的基 础上发展起来的一种人工源频率域电磁测深方法.实质 是人工源卡尼亚电阻率测深法，有三大特点：使用人 工场源; 测量卡尼亚电阻率，而不是测量单分量视电阻 率;改变频率进行测深; 为了克服AMT 观测上的一些困难，20世纪70年代 初，加拿大多伦多大学的D.W.Strangway教授和他的学 生M.A．Goldstein提出沿用AMT的测量方式，观测人工 供电产生的音频电磁场。由于所观测电磁场的频率、 场强和方向可由人工控制，而其观测方式又与AMT法 相同，故称这种方法为可控源音频大地电磁法 (CSAMT)。
垂向区的布置图
CSAMT的仪器是具有实时处理的数字化仪，频率范围要求从0.1到200 Hz为了使用 更为有效，仪器应为多道。最高采样率要求达到0.25ms。每道都要有去假频滤波器和 抑制电源干扰的滤波器，同时整机的特性必须噪声低、输入阻抗高，道间干扰小。 GDP-32Ⅱ+仪器照片 V8仪器照片
3）提高观测质量的技术措施
—— 阻抗相位
3.4.2 CSAMT野外工作方法
1）最佳测量分量和位置的选择 垂向区：供电偶极的赤道区， r 共轴区：供电偶极的轴向区，
4
为远区。
r 5
为远区。
2）野外工作方法技术
供电偶极距：一般为1～3km 测点距供电偶极的距离（收发距）：5～20km 电场测量电极距：10～300m，一般用不极化电极 接收的磁场信号经绝缘线输送到接收器与电场同时记录。
3.4.4
应用实例
1）CSAMT在山西沁水盆地煤层气勘探中的应用
大地电磁场课件：EM3-激电场
视电阻率及其定性分析方法
K UMN
I 当地面水平、地下充满均匀各项同性的导 电岩石时，用上述公式的计算结果为均匀大 地电阻率。若进行测量的地段地下岩石电性 分布不均匀时，计算结果称之为视电阻率， 并用ρs表示。
s
K
U MN I
这是电阻率法中最基本的计算公式。在电阻
率法的实际工作中，一般测得的都是视电阻率，
电法勘探
授课教师：张乐天
1 等效电阻率法及均匀大地极化率的测定 2 激电场的边界条件 3 简单地电结构中的激电场
地下激电场的传播规律
在上一节中，我们讨论了稳定电流场在地下的传播规律， 在这一节中，我们将通过主要讨论几种规则几何形体在直流长 脉冲激发下通过理论计算方法取得的激电场，研究地下激电场 的传播规律 满足条件：1、极化电场达到稳定（T->∞）
由于背景场U0为均匀电流场，在球 坐标下，容易求得：
U0 j01r cos
问题转化为如何求解异常场：
U (2) 1a
U (1) 1a
由于球内外电位具有轴对称性质， 位函数应与φ无关，因此；
j0 y
a x
电流线
等位面
从拉普拉斯方程出发，利用极限条件与边界条件求解
r
r
2
U r
1
sin
sin
(m 1,2,...,n 1)
（不要求记，但给出公式应当会用）
7
稳定电流场的微分方程的求解 复习
对于稳定电流场而言，有
J E
若考虑求解的范围内无电流源
J 0
则有： u 0，
2u 0
即为数理方程中的拉普拉斯方程，上式反映了稳定 电流场的内在规律。u为该方程的解。
复习
第三讲：电测深法
A j A在MN中点O处产生的电流密度： MN
ＡＢ两个点电源在Ｏ处产生的电流密度 翻倍。
j 均匀半空间Ｏ点处电流密度：
AB
o
视电阻率的微分形式
s
r AB 2
AB jMN s AB MN jo
I 2 r
MN 1
1
h1
1
h1
h1 AB lg s lg lg 2 1
复 习 ： 几 个 基 本 问 题
横向电阻、总横向电阻
当电流垂直岩柱体底面 流过时，测得的电阻称横
向电阻（T）
T h
岩柱体由多个厚度和电 性不同的岩层组成时，总 横向电阻为：
T T1 T2 Tn hi i
i 1
n
复 习 ： 几 个 基 本 问 题
纵向电导、总纵向电导
证这一中间层的纵向电导 S2 变，曲线形态不发生变化。
2
h2
h2 2 定， 较小的情况下ρs曲线中段 h1
不
红色：h1=10,h2=2,h3=∞;ρ1=150, 蓝色：h1=10,h2=1,h3=∞;ρ1=150, 玫红：h1=10,h2=2,h3=∞;ρ1=150, 绿色：h1=10,h2=1,h3=∞;ρ1=150,
ρ2=400, ρ2=800, ρ2=800, ρ2=400,
ρ3=20 ρ3=20 （虚线） ρ3=20 ρ3=20
其它参数不变， h2不是很大时： ρ2 增大时（枚红色曲线）视电阻率曲线 极大值升高；相反，只减小ρ2 时，视电 阻率曲线的极大值降低。 h2 减小时（绿色曲线）视电阻率曲线极 大值降低；相反，只增大h2 时，视电阻 率曲线的极大值升高。
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探测范围地下几十米
采集时间几分钟
AMT（Audio MT）：1Hz – 10kHz
音频大地电磁（AMT
探测范围上地壳几公里 ）
采集时间几分钟-几小时
BBMT（Broad Band MT）：1000Hz – 2000s
探测地壳范围几十公里
采集时间1-2天 大地电磁（MT
LMT（Long period MT）：1 – 10000s
20
了解工作区域基本情况，明确目标任务；
根据目标任务确定： 二维剖面/三维面积性测量？ 工作量、点位、点距、线距…… 研究目标深度（数据采集频段） 使用的仪器 具体采集参数
还需考虑预算、甲方要求等等……
21
22
根据不同的任务性质，可将MT方法进一步细分为以下四个频段：
RMT（Radio MT）：10kHz – 300kHz
近年来,随着各向异性反演、三维反演及多站点畸变校正技术的发展， 大地电磁测深方法不断得到完善,已经由传统的一维、二维工作方法逐 渐向三维区域性研究发展，其应用效果得到明显改善,成绩斐然,取得 了许多引人瞩目的研究成果。
18
优点 1、 不受高阻层屏蔽、对高导层分辨能力强； 2、 横向分辨能力较强； 3、 资料处理与解释技术成熟； 4、 频谱丰富（10-4-105s）、勘探深度大（近地表至
）
探测岩石圈范围上百公里
采集时间一周以上 23
测量互相正交的电场两分量，以及磁场三分量。
24
常用数据采集装置 若工区地形条件较差，
可采用L或T型观测
25
电道：测量电场分量 金属电极：采集50Hz以上信号，AMT适用； 不极化电极：采集50Hz以下信号，宽频及长周期适用（与
自然电场法中类似）； 天然电场变化一般只有几个mV；
(
H
)
a
()
1
d lg d lg a
d lg
H a ()
•或者：
(H)
a
()[
2 (
)
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
1]
需要注意的是Bostick方法仅仅是一种近似反演方法 可能与真实情况不完全符合
大地电磁测深法（Magnetotellurics, MT）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。其基本原理是：依据不同频率的电磁波在导电介质 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，经过相关的资料处理来获得大地由浅 至深的电性结构。
应用地电学B
水平地层大地电磁测深曲线的渐近线
高阻基底条件下，可计算出上覆各层的纵向电导：
S
Si
h1
1
h2
2
...
hm
m
低阻基底条件下，可计算出上覆岩层的总厚度：
H h1 h2 ... hn1
2
水平地层大地电磁测深曲线的等值性 S等值性 H等值性 薄层 与直流电测深曲线等值性的区别
匀，低阻体产生感应二次场。
6
二维介质中的大地电磁场
二维介质中的测深曲线
7
不同维度下的阻抗张量：
1-D（标量） 2-D（矢量） 3-D（张量）
x-y方向选取任意 xy=TE，yx=TM Zxy=-Zyx
仅在x//构造走向时为反对角阵 此时xy=TE，yx=TM，Zxy≠Zyx 一般情况下四个元素均不为零
3
高导层在测深曲线中的反映
随深度增加分辨力减弱 S等值性 低阻层屏蔽
4
二维介质中的大地电磁场
极化模式的划分
5
二维介质大地电磁场畸变的分类： 电流型畸变： 与附加电荷有关，TM模式，电场垂直构造走向，界面处产生附加电荷。 感应型畸变： 与附加电流有关，TE模式,电场平行构造走向，水平方向上电性分布不均
12
水平地层大地电磁测深曲线的等值性 良导基底：
这种情况下地面阻抗与电磁场变化的频率及良导基底以上各 层的总厚度成正比。
13
• Bostick一维反演计算公式推导：
1 d lg a
(H
)
a
()
1
d lg d lg a
d lg
H a ()
• Bostick一维反演计算公式：
1 d lg a
10
• Bostick方法是一种直接反演方法，其基于大地电磁测 深曲线低频渐近线的性质，将视电阻率随周期变化的 曲线变换成为电阻率随深度变化的曲线，即频深转换。
水平地层大地电磁测深曲线的等值性 高阻基底：
这时地面阻抗的低频渐近公式是一个不随频率变化（低频范 围内）的常数，其数值等于高阻基底以上各层纵向电导之和 的倒数。
410 km的地幔转换带附近）； 5、 利用天然大地电磁场，无需发射装置，测量装置
轻便，施工方便，勘探费用低；
缺点 1、 体积效应，反演的非唯一性较强（与地震方法相比）； 2、 纵向分辨能力随着深度的增加而迅速减弱 ； 3、 信号不稳定 、不规则，容易受到工业噪声干扰 ；
工作设计 数据采集 数据处理 数据分析 反演解释
不极化电极
26
不极化电极结构： 铅-氯化铅电极； 铜-硫酸铜电极； 银-氯化银电极（主要用于海洋）。
27
电极需要埋入土中 以保证稳定性 典型的工作中（1 天采集时长）需要 将电极埋入20cm 为保证与地下接地 良好，需要将电极 坑内浇水或泥浆 电极线在长周期测量时需要埋在地下
研究对象：地球内部的电性结构（电导率/电阻率结构） 物理原理：宏观电磁理论（有耗媒质中的低频电磁波理论）
17
20世纪50年代初由前苏联科学家Tikhonov和法国科学家Cagnird分别提 出。
60年代以前,受技术难度所限,该方法的研究进展比较缓慢；但它具有 探测深度大、不受高阻层屏蔽的影响、对低阻层反应灵敏等吸引人的 优点,因而对该方法的研究始终为人所关注。
70 年代以来,由于张量阻抗分析方法的提出,方法理论研究出现突破性 进展,并随着电子、计算机、信号处理技术突飞猛进的发展,大地电磁 测深无论在仪器研制,或是数据采集、处理、分析与反演、解释方法等 方面的研究,都融合了当代先进的科学理论和高新技术,这使大地电磁 测深方法有了长足的进步和发展,因此成为电磁法勘探众多方法技术中 最成熟的方法。
任何情况下四个元素均不为零 xy≠TE，yx≠TM
8
转换函数（Transfer Function）
Hz
Tx
,
Ty
H H
x y
9
一维反演假设地下介质是一维层状的，将视 电阻率与频率的关系转变为近似真电阻率与 深度的关系，得到地下电性随深度的变化特 征。
常用的方法有Bostick反演、高斯—牛顿法、 Occam法，梯度法、广义逆反演、马夸特法 等等