第3节 大地电磁测深法
大地电磁学_chp3一维正演
3.1 电磁场基本方程式
• 物质方程：
D E 1 H B j E (3 5) (3 6) (3 7)
• 为介质的介电常数（电容率）， 为导磁率，这些 参数较多地以相对介电常数 r 和相对导磁率 r形式 给出，它们是介质参数 或 和真空中相应的参数 0或 0的比值。
3.3 层状一维介质的正演问题
• （一）、水平层状一维介质中的电磁波 与均匀各向同性介质的大地电磁波相同之处：
1. 水平方向电磁波均匀，均可分成两组线性偏振波（TE 波、TM波） 2. E和H正交，无垂直分量（Ez、Hz＝0） 3. 波阻抗与测量轴方向无关。
不同之处：
1. 由于电性分界面的存在，电磁波发生反射和透射 2. 界面阻抗概念
E i H H E H 0 E 0
• 第四个方程是因为导电介质内部电荷密度实际上 为0，公式时间因子隐含在场E和H中，上式是大 地电磁测深理论研究的出发点。
3.1 电磁场基本方程式
(三)、电磁场波动方程与边界条件 将大地电磁场满足的谐变场麦克斯韦方程组的第 一个方程两边取旋度，并将第二个方程代入，可 得 E i ( H) i E 2 2 由于 E ( E) E E 2 2 2 从而得到 E i E ，或写成 E k E 0 其中，k 2 i k i
H y H0 ye
it
e
2
z (1i )
10 T
• 它表示随时间谐变的电磁场在均匀各向同性的大 地介质中传播时，沿传播方向是谐变的，并且按 指数规律衰减。 • 集肤深度（穿透深度）：场幅衰减到地面值的1/e 时电磁波所传播的距离，用p来表示： 2 p 1
电法勘探
第三部分 电法勘探第一节 电法勘探简介 一、什么叫电法勘探电法勘探就是以岩石的电性差异为依据，并通过观测和研究天然的或人工的电场（或电磁场）来解决各种地质问题的地球物理勘探方法的总称。
二、油气勘探常用哪些电法勘探方法目前用于油气田勘探的主要有直流电阻率法和大地电磁测探法。
三、电法勘探在油气勘探中的主要目的A 、解决区域地质问题B 、解决局部构造问题C 、直接找油 第二节 直流电阻率法的一些基本知识 一、有关术语的理解电阻率、视电阻率、地电断面、电性标准层、电流密度、电场强度、电位 1、岩石的电阻率(ρ) （1）定义：P282电流平行柱轴通过横截面为一平方米，长度为一米的岩柱时所呈现的电阻。
即（如右图）：（2）实用单位电阻率是描述物体导电性能的一个物理量，其实用单位是欧姆•米（Ω• m) 2、岩石的视电阻率(ρs) （1）定义：P294由上式计算出的电阻率值称为岩石的视电阻率。
式中：K 电极装置系数；ΔVMN 为测量电极之间的电位差； I 为供电电极之间的电流（2）实用单位：欧姆•米（Ω• m) （3）实质：ρs 是在电流场作用范围内，各种岩石电阻率的 综合反映。
3、地电断面（P287） （1）概念：根据岩层的电学（或电磁学）性质来划分的地质界面。
（2）注意：A 、 地质界面与地电断面不一定存在一一对应关系。
(P287图3.1.5所示)B 、地电断面能客观地反映工区地质构造的基本特征，可以利用电测井资料来建立地电断面。
C 、在绝大多数情况下，常以电阻率划分地电断面。
4、电性标准层 P288 （1）概念：是指地电断面中那些在电性上和围岩差别大，本身电性稳定，分布范围广，而且厚度较大的能在整个测区对比追踪的具有代表性的电性层。
（2）注意： 1）、 电性标准层可与地震标准层作一对比来理解； 2）、 在一个地区进行电法勘探之前，应根据该地区的地质断面及其他物探资料，选择可能存在的电性标准层。
5、电流密度（ j ) P288（1）定义：垂直穿过导体横截面上单位面积的电流强度。
研究生院-大地电磁测深原理及应用
2
在一般情况下，以上两式并不能获得真正的电阻率，这时 求得的量称为视电阻率，并把阻抗的幅角称为阻抗相位
TE / TM
ZTE / TM
2
, TE / TM arg(ZTE / TM )
一维正演：层状介质模型
阻抗的递推公式
Z 1 (h N 1 )
kN
源 信 号
k N 1 coth ik N 1t N 1 coth 1 Z 1 ( h N 1 )
源 信 号
Ex i dE x Hy , Z TE dz Hy
z 0
一维正演：连续介质模型
100 0 0
1 00 0
源 信 号
1 00
/ m
10
1000
1
0 .1
1
z / km
10
1 00
1 00 0
1 00
/ m
10
1
1 00
10
1
0 .1
0 .0 1
0 .0 01
0 .00 01
吉洪诺夫（苏联，1950），卡尼尔（法国人，1953） 从仪器采集系统和资料处理和管理方式，可将MT分为三个发展阶段：
手工量板阶段：五六十年代，起步阶段。模拟信号、标量阻抗 、手工对量 板法 ；
数字化阶段：70～今天。数字信号，张量阻抗，计算机自动正反演技术； 新的观测方式：远参考道、EMAP等；新的资料处理方式：Robust方法、张
为什么能够测深？—感性认识
100 1000
0.1
1
10
Resistivity / m 100
1000
10000
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。
大地电磁测深法技术规程-副本
• 4.6.3 野外工作期间，如遇仪器发生大的故障，又 无法排除时，应当立即送回基地修理，不得自行 拆卸。严禁带有毛病、不正常的仪器进行观测。 • 4.6.4 野外应建立仪器检测、维护记录，详细记述 仪器使用中出现的故障和排除故障的措施。 • 4.6.5 磁棒在搬运、埋设过程中应轻装，轻放，避 免撞击。 • 4.6.6 不极化电极应经常清洗，更换溶液，保持罐 内有充足、饱和的电解液，要求极差小于2mV。 • 4.6.7 采用远参考道法工作，基点与测点如以石英 钟控制同步观测，其石英钟精度不得低于 10-9s。
• 4.1.3 如因大地电磁测深曲线异常或失去连 续性，必须加密测点。 • 4.1.4 测点不能选在山顶或狭窄的深沟底， 应选周围开阔，至少是两对电极范围内地 面比较平坦相对高差与极距之比小于10% 的地方布点。 • 4.1.5 选点应考虑布极范围内地表土质均匀， 点位不能设置在明显的局部非均匀体旁。
3.2 测网设计
• 3.2.1 面积测量时设计的大地电磁测深测线
(以下简称测线)距和大地电磁测深点(以下 简称测点)距,一般规定如下:
比例尺 1:100 000
1:200 000 1:500 000
测线距，km 3~5
6~10 15~20
测点距，km 2~4
4~8
10~20
• 3.2.2 探测深部构造进行路线测量时，测点 距一般不应超过40km。 • 3.2.3 设计测线应基本垂直于区域构造走向。 • 3.2.4 测区内如有地震测线、垂向电测深点、 深钻孔等，设计测线应与其重合或靠近。 • 3.2.5 设计测线应避开城镇或大的居民点。 • 3.2.6 在解决特殊地质任务时，设计的测线、 测点距应根据需要加密。
4.2 观测装置的敷设
音频大地电磁测深原理简介
ATM物探仪（音频大地电磁测深）原理一、电磁波:地球物理勘探，简称物探。
分为电法、磁法和电磁法三种。
本质上都是电法，因为磁场也是电场感应而来。
物探电磁法分为两种：一）连续电磁波电磁波不间断（频率域即有很多不同频率的电磁波可作为工作频率进行选择，比如我们可以选择长波（音频范围的电磁波），另外还有微波、红外线等短波等）连续电磁波按产生方式还分为:1、人工场源电磁波又叫可控源音频大地电磁CSAMT,需人工产生发射电磁场。
优点：信号强，精度高，测量时间短。
缺点：近场效应，近处不准，设备大，转场不便，施工电极敷设需要挖较大的坑深埋，设备造价高。
2、天然音频大地电磁波ATM，天然音频大地的英文简称，是此次介绍的重点内容，它主要利用天然产生的电磁波(简称天电)进行地下介质电阻率异常的测量，省掉人工发射电磁波环节。
优点：测量简单，施工效率高。
无需发电设备，转场方便，适合矿区扫面，靶区筛查。
随着数据分析的发展，现在ATM在中国有较好的应用发展趋势。
该法最早由法国、俄罗斯提出。
2000年中南大学何继善院士在此基础上进一步探索，提出广域电磁法，电磁测深由原来的简化的平面波模型回归现在的曲面波模型，并因此获国家科技进步一等奖。
目前大地电磁测深技术无论理论与应用，我国已经有所领先。
缺点：精度较低，单次数据采集时间长。
天然场源电磁波又分长波、中波及短波，其中音频大地电磁波属于长波，是ATM法的工作波段，下节详细介绍。
二）瞬变电磁（时间域，时间为变量）瞬变电磁的电磁波属于间断脉冲型，利用接通、间断电流产生交变电磁波，进行地下介质电阻率异常的测量，与连续电磁波比，属于另一大类，与ATM无关，不多介绍。
见图二、ATM天然音频大地电磁波的波形电场波与磁场波（简称电波与磁波）互相垂直正交，且都垂直于传播方向，其中磁场波由电场波感应产生。
这样，电磁波测量电波与磁波两组信息，与单独的电法与磁法来说，信息量是翻倍提高的。
天然场源电磁波，也叫天电，主要由太阳风、地球磁暴及地球雷电区经几千或几万公里传播而来。
陈小斌-大地电磁测深原理及应用
一维正演：均匀半空间问题 一维正演：均匀半空间问题
假设场源的是沿着x方向极化的电性源（ 模式），由于地 模式）， 假设场源的是沿着x方向极化的电性源（TE模式），由于地 质模型不存在横向的变化，因此，感应的二次场只存在Hy 质模型不存在横向的变化，因此，感应的二次场只存在 分量， 和Ex分量，即总的电磁场可表示为： 分量 即总的电磁场可表示为：
缺点 体积效应，反演的非唯一性较强（跟地震方 体积效应，反演的非唯一性较强（ 法相比） 法相比） 纵向分辨能力随着深度的增加而迅速减弱
大地电磁测深的理论基础
1、正演问题 2、反演问题 3、实际资料的采集和处理
大地电磁测深法（MT）是以天然电磁场为 天然电磁场为 大地电磁测深法（MT）是以天然电磁场 电性结构的一种重要的 场源来研究地球内部电性结构 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 地球物理手段。 基本原理是：依据不同频 率的电磁波在导体中具有不同趋肤深度的原 的电磁波在导体中具有不同趋肤深度 趋肤深度的原 理，在地表测量由高频至低频的地球电磁响 在地表测量由高频至低频 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 应序列， 大地由浅至深的电性结构。 大地由浅至深的电性结构。 由浅至深的电性结构
从理论研究对象的复杂性程度，也可分为三个发展阶段：一维，五十年 从理论研究对象的复杂性程度，也可分为三个发展阶段：一维， 代～八十年代；二维，九十年代～今天；三维，正在兴起 八十年代；二维，九十年代～今天；三维，
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； 不受高阻层屏蔽、对高导层分辨能力强； 横向分辨能力较强； 横向分辨能力较强； 资料处理与解释技术成熟； 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； 勘探深度大、勘探费用低、施工方便；
可控源音频大地电磁测深法(CSAMT)
10000 1000
100
10
1
fre q .(h z)
(b)
10 1
0.1 0.01 0.001
Hy
1000 100 10 1 0.1 0.01
0.001
10000 1000
100
10
1
0.1
0.01
10000 1000
100
10
1
fre q .(h z)
fre q .(h z)
(c)
(d)
CURRENT ELECTRODE AB = 2000.0M,
29 30 0
33 3435
37 38 39
41 42 43 44
46 47 48 50 5152
54 56
58 59 6601 62 64 65 66 67
69 70
7374 75 76 77 78 79 80 81 82 83 0
-500
-500
-1000
-1000
-1500
-1500
Top of
CSAMT法的显著特点是工作效率高。人工场 源克服了天然场源信号弱的不足，因而信噪比高。 如果野外测点密集，按排列接收，一个小时左右 便可完成一套频率的测量，一台仪器一天便可完 成几个乃至十几个排列的观测。敷设一次供电线 路，能观测一块相当大的测区，生产效率高。
电磁法勘探技术
特点： 最高功率：200kw（传统: 30） 电流：100-150A（传统:30） 频率范围：9600-0.0078Hz （传统： 8192-0.125） 频点数：82（传统:14） 信噪比增加 勘探深度加大 分辨率提高
Controlled Source Audio Magneto Telluric (CSAMT)
大地电磁测深的野外工作方法简介
大地电磁测深的野外工作方法简介大地电磁测深的野外工作，首先必须根据所要研究的地质、地球探测问题和任务进行施工设计；然后根据设计1，正确的进行观测布极，资料采集时要求观测资料要求观测资料必须包含有足够的频率成分，足够的记录长度并满足一定的质量指标。
最后对观测资料进行自评。
下面介绍野外工作中值得重视的几个环节。
一施工设计在进行MT野外施工之前，应根据地质任务的要求进行施工设计，主要包括以下内容：（1）收集工区及邻区已有的地质和地球物理资料，初步建立起工区的地层-电性关系模式。
根据地质任务的要求，结合已知的构造走向和地质露头情况，确定测线间距、测点距离、测线方位，并根据勘探目标的深度和地层电性特征，提出对观测数据最低频的要求。
（2）对工区进行现场实地踏勘，了解工区的地形、交通、地质露头情况及各种电干扰源（铁路、输电线、水电站和煤矿等）的分布情况。
提出避开电干扰、确保野外观测质量的措施。
（3）根据有关规范要求和实际情况，提出仪器一致性点和质量检查点的要求，提出对电极距的基本要求。
二、野外资料采集1、选点MT法观测质量与测点所处环境关系很大，为了获得高质量的野外观测资料，测点选择的原理是：（1）根据地质任务及施工设计书，布置测线、测点，在施工中允许根据实际情况在一定范围内调整，但必须满足规范要求。
若测区范围内发现有意义的异常，应及时申请加密测线、测点，以保证至少应有三个测点位于异常部位；（2）测点尽量不要选在狭窄的山顶或深沟底，应选开阔的平地布极，至少在两对电极的范围内地面相对高差与电极距之比小于10%；（3）布极应尽可能避开近地表局部电性不均匀体；（4）所选测点应远离电磁干扰源。
在不能调整测点位置的情况下应采取其它措施减小电磁干扰。
1、观测装置的布设每一测点上需要测量彼此正交的电磁场水平分量及垂直磁场分量，野外采集装置的布设示意如图21）布极（1）方位：如果已知测区的地质构造走向，最好取x,y分别与构造的走向和倾角平行，这样可直接测量入射场的TE极化波和TM极化波，若地质构造走向未知，则通常取正北为x轴，正东为y轴。
电法复习资料
电法复习资料一、大地电磁测深1、什么是MT？MT的源是什么？源的特点？MT的优缺点？答：MT：大地电磁测深法。
场源是天然电磁场源（天然源电磁场指的是地球大气层及地球内部电流机制产生的电磁场）。
优点（1）仪器比较轻便（省去供电设备、成本低）。
（2）有丰富的频谱；（3）勘探深度大；（4）能穿透高阻层；（5）等值作用范围小、对低阻层分辨率高；（6）场源为平面波，理论相对简单。
不足：（1）被动场源（2）分辨率（3）观测误差（4）复杂地质条件下解释方法技术2、MT的两种模式TM和TE如何划分、判断？从理论上说，倾子的旋转方向可以唯一地确定走向和倾向，但是由于倾子观测精度的限制，由倾子确定的电性主轴也存在很大的不确定性.为了比较准确地确定TE和TM极化，我们主要是在综合实测阻抗和倾子旋转方向的基础上，利用已知的地质构造走向及其它地球物理资料逐点分析，划分出ρTE和ρTM。
3、MT阻抗张量如何求取？答：4、 MT 的处理流程？答：当对一个频率完成以上计算后，就转至下一个，如此循环以后，打印输出以下信息：1）视电阻率ρTE，ρTM曲线；2）相位φTE和φTE曲线3）电性主轴方向；4）倾子；5）相干度；6）信噪比；7）功率谱；8）水平非均匀程度；9）Bostick反演结果等。
5、什么是倾子，倾子相对阻抗张量的优缺点？可用倾子做解释答：优点：倾子可判断介质结构性质，可唯一确定地下构造走向缺点:但是由于倾子观测精度的限制，由倾子确定的电性主轴也存在很大的不确定性.6、阻抗张量的优缺点？答：缺点：不能唯一确定地下构造走向（平行，垂直，90°？）优点：？7、什么是静位移？为什么要研究静位移？静位移是如何引起的？静位移的特征？有哪些校正方法？答：静位移是地表电性不均匀造成的MT两条视电阻率曲线首支（高频端）发生移动,而相位位曲线却影响不大的现象。
为什么：（1）前人们对大地电磁静位移及其校正的研究还比较肤浅，校正也还基于区域构造为一维或二维的情况，若用二维方法对近地表局部三维体进行解释肯定存在问题。
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二、MT正演基本理论
1、均匀介质中的大地电磁场 引入笛卡尔坐标系，令z轴垂直向下，X—Y轴位于 地表水平面上。把麦克斯韦旋度方程展成分量形式：
由于平面电磁波垂直入射于均匀各向同性大地介质中， 其电磁场沿水平方向上是均匀的，即
E y z E x i H y z Hz 0 H y z H x 1 Ey z Ez 0 1 i H x
考虑到在国际单位制中，实测的磁场是B而不是H，而 H=B/µ；又除了铁磁介质外，一般岩石 µr=1，取 µ=µ0=4π×10-7H／m，ω=2π/T，并将E(mV／km)和 B(nT)用实际测量的单位代入，经过单位换算，得便于 计算的数值方程
以上是在均匀各向同性大地介质的条件下，地面电磁 场的振幅测量值和介质电阻率之间的关系式，也是大 地电磁测深法中最基本的关系式，在以后讨论非均匀 介质时还将用到，但那时必须赋以新的概念。
k2 i 2
ZTE = Ex = -iωμρ1 Hy Ey Hx = - -iωμρ2
k1 i 1
ZTM = -
Ex 0 E y ZTM
ZTE H x 0 H y
当测量轴和电性主轴方向不一致时，设两者之间的 夹角为
第三节 大地电磁测深法(MT)
大地电磁测深法概述
1、什么是大地电磁测深法？ 利用高空垂直入射的的天然交变电磁波(10-3~ 103Hz) 为激励场源，通过在地表观测相互正交的电场和磁 场来研究地下介质电性结构的一种地球物理勘探方 法。
2、MT发展历史 • 大地电磁测深是20世纪50年代初由A.N. Tikhonov和 L. Cagnird分别提出的天然电磁场方法。 • 60年代以前，由于技术难度大，该方法的研究进展 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 研究始终为人们所关注。
为了说明等值现象的规律，必须导出不同地电断 面具有相同波阻抗的条件，根据波阻抗的递推公式：
Z m Z om Z om (1 e 2 km hm ) Z m 1 (1 e 2 km hm ) Z om (1 e 2 km hm ) Z m 1 (1 e 2 km hm )
以H偏振波为例：
E Ex
Ex Cm e km z Dm ekm z km 1 Ex Hy (Cm e km z Dm ekm z ) i z i Ex i Cm e km z Dm ekm z Z xy Hy km Cm e km z Dm e km z
j1=σ1E1 , j2 =σ2 E2 jx= j1cosθ+ j2sinθ jy= - j1sinθ+ j2cosθ
令
（对称非各向同性 欧姆定律）
（张量电导率）
欧姆定律： 各向同性介质中：欧姆定律 J=ςE 电流密度方向与电场强度方向一致 只有一个参数：电阻率或电导率 各向异性介质中：“普遍”欧姆定律 电流密度方向与电场强度方向不一致 任意各向异性：6个参数(三个主轴电阻率和三个偏角)
电磁波可以沿两个电 x 2 Ey z 2 Ey 2 k2 E y 0 2 z i H x
TE模式
H y z Ex i H y z 2H y k12 H y 0 2 z 1 Ex
• 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、处理技术与反演、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，这使大地电磁测深有了长足的进步。 • 我国的大地电磁测深工作始于20世纪60年代初期. 至今，经历了60 年代的引进、探索期，70 —80 年 代的研究、试验时期和90年代的迅速发展、推广应 用时期。
2、 随机性与谐变性 (a)频谱特征：频率为１Ｈｚ的变化具有最小的 振幅，向高、低频段振幅均明显增加。
(b)Ｐ波特征 ：在电法勘探中利用称之为地磁脉动 的短周期脉动，称为Ｐ波。它具有周期为零点几秒 到几百秒的似周期振动特性。其中： Ｐc波—在白天以波群形式几小时内连续出现， 故称该波为连续脉动波，且主要是在早晨和下午期 间出现。 Ｐｉ波—出现在晚间，脉动具有衰减的正弦波性 质，其周期为几十到几百秒，称这种振动为不规则 脉动波． Ｐｃ－３和Ｐｉ－２亚振动类型的振幅最大，且 出现的概率也最大。此外，该类型波的振幅还与季 节、地理位置和太阳活动有关。
1 2 Z1 大地的视电阻率： T ωμ0
3、非各向同性（各向异性）介质中的大地电磁场 (1)非各向同性介质的张量电导率 同一点沿不同方向具有不同电导性的介质称为非各向 同介质，为了研究方便，假设介质中任一点都存在彼 此正交的两个电性主轴，两电性主轴上的电导率分别 为ς1和ς2，并且ς1 ≠ ς2。这种典型化的介质称为 对称非各向同性介质。
(2)H等值性
当薄层电阻率趋近于无穷时，纵向电导为零，则
Z m i hm Z m1
上式表明，高阻薄层的电阻率略有变化时，只要薄层 厚度不变，相应的视电阻率曲线基本不变。
物理解释：高阻层内没有明显的感应电流产生，它主 要作为电磁波的通路，传递上下岩层之间的电磁场信 息。高阻薄层本身电阻率略有变化，对地面电磁场的 影响不大，而厚度的变化却直接影响了电磁波的传播 距离。因而，厚度相同而电阻率略有变化的一组高阻 薄层，它们的视电阻率曲线是等值的。
记
i Z om km
为第m层的特征阻抗。
Cm e km z Dm e km z 1 ( Dm / Cm )e 2 km z Z ( z ) Z om Z om km z km z Cm e Dm e 1 ( Dm / Cm )e 2 km z Z ( z ) Z om 2 km z Dm / Cm e Z ( z ) Z om
E x' 0 E y' ZTM
ZTE 1 H x' H ' 0 y
写成 （张量阻抗）
二维、三维介质中电磁场结构和研究方法与一维 介质差别很大，平面电磁波在一维介质中传播时， 其电场E和磁场H是正相交的，地面波阻抗是一标 量。而二维、三维介质中电磁场分量并不正交， 波阻抗是张量。
(c) 电磁矢量随时间的变化：大地电磁场的矢量 Ｅ和Ｈ不仅振幅随时间变化，而且方向也随时间 变化，故在有限时间里（与变化周期比较）矢量 端点描述出复杂的图形（矢端曲线），矢端曲线 的伸长线称为极化轴。
3、可比性 在某一瞬间，大地电磁场在几百平方公里或 更大的范围内，振幅、频率均保持一定，且能够 同时相互对比。
四、MT数据采集与资料解释
1、MT仪器设备 在半个世纪中，大地电磁的发展经历了标量阻抗、 张量阻抗两个阶段，而大地电磁仪器的发展则经历 了模拟阶段、数字化阶段； 现代大地电磁仪器发展的一种趋势是硬件和处理 软件相结合，一方面要求实时处理，把处理软件固 化在仪器中，在资料采集时就获得良好的原始数据； 另一方面又要求把现代化的测量技术和手段GPS固 化在仪器中，以减少大地电磁测深点的人工定位测 量，并提高其水平坐标和高程测量的精度；
三、水平层状理论曲线及特点
1、水平二层曲线
2、水平三层曲线
3、大地电磁测深曲线的等值性
什么是等值性？ 当地电断面参数不同时，对应的视电阻率曲线形状基 本不变，这种特性成为等值性。
为什么会出现等值现象？ 理论上将，一个地电断面只能对应一条视电阻率曲线， 但由于一些地电断面与所对应的理论曲线差别甚微， 而实际观测、计算和图示都无法反映这种微小的差别， 所以会出现等值现象。断面中存在薄岩层是出现等值 现象的重要条件。
(1－2－19a) (1－2－20a)
(2－2－21a)
(1－2－22a) (1－2－23a) (1—2—24a)
Ex
E偏振(Ey-Hx) （TM模式）
H偏振（Hy-Ex） （TE模式）
2 1 1 Ey ρyx = Z yx = ωμ ωμ H x
2
2
=
2 1 1 Ex ρxy = Z xy = ωμ ωμ H y
3、MT优点
• • • • • • 仪器比较轻便（省去供电设备）； 有丰富的频谱； 勘探深度大； 能穿透高阻层； 等值作用范围小； 场源为平面波，理论相对简单。
一、地球天然电磁场特点
1、大地电磁场的形成
在很大地区范围内观测到的地球天然交变电磁场称 为大地电磁场。电场部分与称为大地电流的地球区 域电流的存在有关，而磁场部分与地磁变化或大地 电流的变化特点有关。 一次场源是由太阳微粒辐射作用下形成的地球磁层
hm
(1)S等值性
当薄岩层厚度趋近于零，但纵向电导不等于零，则 上式变为 Z m 1
Zm 1 S m Z m 1
只 Sm hm / m 常量 ， Z m 就不 变。 要 物理解释：由于良导薄层对地面电磁场的影响取决于其中的电
流密度，而薄层中电磁场近似均匀，根据直流电路的概念，其 中电流密度只与岩层的纵向电导有关，只要保持良导薄层的纵 向电导不变，厚度和电阻率的变化并不影响其中的电流密度分 布，相应的视电阻率曲线也无多大变化。但是，如果是良导厚 层，由于趋肤效应使厚层中电磁场分布不均匀，厚度或电阻率 的变化对电磁场结构具有不同的影响，故即使纵向电导保持不 变，厚度和电阻率的变化也会使电阻率曲线有明显变化。
2、水平层状介质中的大地电磁场
设大地由n层水平层状介质所组成(图1—2-9)。 各层的电阻率为ρ1，ρ2，ρm，„，ρn，厚度为h1， h2，hm，„hn→∞。 由于层状一维介质中的电性在水平方向上是均 匀的，因而垂直入射平面波的场强在水平方向上也应 该是均匀的，引入z轴向下的笛卡尔坐标系，将有
层状一维介质模型 图中Z1，Zm，…，Zn表示各层顶面的波阻抗