大地电磁测深(地球物理).pptVIP

§3.2 大地电磁测深法 大地电磁测深法，简称MT(magnetotelluric)，是利用天然交变电磁场研究地球电性结构的一种地球物理勘探方法。 发展： 　　　　1950年 吉洪诺夫（苏） 1953年 卡尼亚Cagniard 　　　　奠定了早期大地电磁测深的理论基础。 　　　　1957年 苏联第一台仪器 　　　　60年代：法、美、苏、加等国进一步改进了仪器 特点：场源为地磁场与太阳风相互作用产生的: E= -V×H 频率低、波长长、探测深度大、成本低、精度差； 应用：主要用于区域性的大地构造勘探。 1）大地电磁场的分类 　　 2）天然电磁场的特点 在某一瞬间，大地电磁场在几百平方公里或更大的范围内，振幅与频率保持一定。 3.2.2 均匀大地介质中平面电磁波的传播 总结： 大地电磁法(MT)和音频大地电磁法(AMT)大地电磁场的场源，主要是与太阳辐射有关的大气高空电离层中带电离子运动有关。其频率范围从n×10-4～n×104Hz。由于频率很低，MT法的探测深度很大，达数十公里乃至一百多公里，是研究大地构造的经济和有效的手段。 * 3.2.1 地球的天然电磁场 太阳风和地球磁场 ①磁暴 图3-2-2 磁暴 ②磁湾 磁亚暴多半出现在极区，是全球性磁暴在高纬度区的表现形式。因为这类扰动在记录上常表现为许多海湾形状的曲线，所以又称湾扰或磁湾。 ③地磁脉动 ④雷电产生的地磁变异 ⑤大地电磁场的频谱 地磁脉动乃是地球磁场的瞬时变化，是大地电磁测深最重要 的场源，具有准周期性特点。其振动周期大致为0.5s到103s。 图1 大地电磁场的频谱 1）、平面电磁波的波阻抗 地表X、Y轴上： 标量阻抗：沿任意正交的测量轴上所测量的波阻抗相等。即一维介质中，波阻 抗与测量轴方向无关，可用一个标量来描述，称为标量阻抗。 2）、波阻抗与介质电阻率的关系 以（Ex ，Hy）偏振波为例，设 当 时，可忽略位移电流的影响： 由边界条件： 只考虑波阻抗的振幅： —— 均匀半无限介质电阻率 —— 卡尼亚电阻率 3.2.3 水平均匀层状介质中的大地电磁场 1）波阻抗递推公式 水平均匀层状介质情况下，设：n层，电阻率只与z有关 图3-2-5 水平层状介质 赫姆霍茨方程的通解为 式中：m代表层序 —— 第m层之复波数。 ， —— 第m层积分常数。 在水平均匀层状介质的第m层中波阻抗 阻抗的递推公式 —— 第m层的特征阻抗。 —— 第m层的复波数。 说明：地面上测得的波阻抗（Z=0时） 2）视电阻率的概念 在均匀介质情况下，可以直接求得介质的电阻率： 　　在非均匀介质中，也用上式计算，求得的不是单一介质的电阻率而是在电磁场分布范围内，介质电阻率的综合反映，称为该频率的视电阻率． 　　记为 ： 在计算阻抗时，如电场 的单位取为mV／km，磁场 的单位取为伽 马，则经简单的单位变换后，有 式中： T——电磁波之周期，单位为秒。 3.2.4 大地电磁测深 　　　理论曲线 1）二层大地电磁测深曲线 的性质(双对数坐标系) ① 曲线左支l1/h18时，曲线表南为高频短周期， 曲线右支，低频长周期， (a) 时，曲线尾支渐近线与 横轴成63度26分夹角。 (b) 时，曲线尾支斯近线与 横成-63度26分夹角。 固定h1，r1,变m2 ② 二层大地电磁测深曲线的对称性： 则两个地电断面相应的视电阻率和相位曲线 完全对称。 ③ 曲线左支出现假极值：（反射波的干涉现象，称干涉极值） 与两层直流电测深曲线比较 2）三层大地电磁测深曲线的性质 三层理论量板：A Q K H型 A型视电阻率和相位曲线 固定m2、m3，变v2 Q型视电阻率和相位曲线 K型视电阻率和相位曲线 Q型视电阻率和相位曲线 3) 三层大地电磁测深曲线的性质 ①对称性： K与H A与Q存在对称性 条件 即：薄的低阻中间层和厚的高阻层对称——MT对低阻层反应灵敏 ② 渐近线： 首支渐近线 尾支渐近线:　当 时，尾支渐近线为与横轴成63度26分的直线——S线。 在实测曲线上，S线与 的交点横坐标为 ③曲线的等值性 　　所谓等值性，就是在一定的观测误差范围内，一条大地电磁测深曲 线与多个地电断面相应的这种性质。 a) S等值性———低阻薄层 b) H等值性——高阻薄层 3.2.5 大地电磁测深野外工作方法技术 　　现代大地电磁系统．一般由接收系统，采集系统，记录系统、电源系统 等组成。 大地电磁仪是用来在野外测点上记录电场水平分量Ex, Ey 和磁场水平分量Hx, Hy及垂直分量Hz等五个分量。 大地电磁测野外 工作方法示意图 3.2.6 大地电磁测深的资料解释