地磁與地電-地磁地電

1、頻率電磁測深法頻率測深法是一種利用人工源（不同頻率）交變電磁場探測地下介質的電性沿鉛直方向變化 的一種電磁測深方法。磁導率:在介質中，磁感應強度B與磁場強度H的比值稱為磁導率.波區(qū)和S區(qū) 1 時，從場源（電偶源或磁偶源）發(fā)出的電磁波，分不同路徑向四面八方傳播。在空氣中稱為天波 S，沿地面?zhèn)鞑サ姆Q為地面波S，而在地層中稱為地層波G。然而，既使在倍研究深度的遠 區(qū)接收，S波與G波之間的相對強度也還存在比較復雜的關系。當kr Ikr1時，地層波G占主導地位，稱為S區(qū)。地層波G衰減殆盡，地下只有S波存在，稱為波區(qū)。在波區(qū)S相當于從高空垂直如射的平 面電磁波；當頻率測深法的基本原理頻率測深法的場源既可采

2、用接地的水平電偶極子，也可采用不接地的水平線圖（其面積為S） 構成的垂直磁偶源向地下輸入不同頻率的電磁場。測量時，既可用水平電偶極子測量電場分 量，也可用垂直和水平線圈（其面積為）測量磁場分量.由于電磁場的穿透深度隨頻率而變化， 頻率高穿透深度淺，帶回地面的只是淺部的信息，頻率低穿透深度大，可以帶回地球深部的 信息。因此，研究不同頻率的電磁場的特性，就可以了解測點電性結構隨深度的變化，達到 測深的目的。遠區(qū)電磁場3 Idl sin 02 兀 k 2 r 4Idl 3 cos 2 0 - 2 tt2 兀b r 3H z對于所有遠區(qū)場的水平分量均與r3成反比，而垂直分量與r4成反比.另外，磁場水平

3、分量與成 比例,所以它對電阻率的分辨能力較差.3 Idl sin 2兀r 2近區(qū)電磁場Ex = 27K3 cos 2 0 - 2)Idl電偶極子產(chǎn)生的的近區(qū)電磁場與直流相同，顯示不出交變電磁場的特點.尤其是磁場分量與介 質的電阻率無關,即不反映地電特性.頻率測深曲線均勻大地頻率測深曲線 渦旋電流密度的穿透深度依賴于波長（或頻率），對于短波或高頻，由于趨膚效應,電流密度集中在淺處，而長波或低頻其穿透深度深._電磁波的趨膚深度：R 人P5 =a 5033562 兀 l f在頻率域電法勘探中，一般認為有效勘探深度：Z有效空間相位KZ變化2n所經(jīng)過的距離稱為波長.視電阻率曲線的特點無論電長還是磁場計算

4、的視電阻率曲線的左支漸近線均給出大地的真電阻率，這一段屬于電 測深曲線的遠區(qū)，曲線的尾支對于電場而言，有的尾支漸近線.對于磁場,尾支漸近線為與橫軸 呈63026的斜線.頻率測深的工作方法和特點不管用電偶源還是磁偶源作為場源進行頻率測深工作，場源都應布置在地形平坦、構造簡單、 表層電性比較均勻、距探測目標埋深的幾倍以外的地區(qū)。用電偶源時，一般采用赤道式裝置， 測量EX和(或HZ)。如用磁偶源，則測量EQ和(或HZ)。工作時，由場源向地下輸入不 同頻率的交流電，同時在測點測量相應頻率之電場和(或)磁場分量。與直流電測深法不同，頻率測深是通過研究不同頻率的電磁場的振幅和相位，來達到測深的 目的。因此

5、，又將頻率測深稱為感應測深，以示和直流電測深靠改變電極距來達到測深目的 的幾何測深相區(qū)別。頻率測深方法特點：分辨率高：頻率測深曲線比直流電測深法的分辨力高。穿透能力強：由于直流電場不能穿過電阻率為無限大的屏蔽層，但磁場能穿過，這是由 于感應的結果。因此，在無屏蔽存在的地斷面中，頻率測深法比直流電測深法分辨率高；有 屏蔽存在時，由磁分量計算的頻率測深曲線要比電場分量的結果分辨力高，雖然屏蔽層為一 薄層，但它卻對電場起了屏蔽作用。電場振幅曲線不受屏蔽層以下第三層的影響，而磁場振 幅曲線卻不同，它能反映屏蔽層以下的第三、四層，似乎屏蔽層不存在的曲線。用電場和磁 場曲線的對比可以推斷出薄層的存在，兩條

6、曲線配合解釋可以互相補充，起到取長補短的作 用，便于綜合解釋。各向異性影響?。河捎陬l率測深法是在遠區(qū)測量，在測點附近，一次場以平面電磁波的形式垂直向下入射，從 而引起的電流線是水平的，因此，對場的分布起作用的是巖層的縱向電導率,而與橫向電阻 關系較小。可見，相對直流電測深法來說，巖石水平方向的各向異性對頻率測深曲線解釋結 果影響不大。然而，場源附近，場源和接收點之間，甚至接收點上表層電性不均勻和各向異 性，都會造成電磁場的畸變。(4)頻率測深實例電磁頻率測深法是采用可以控制的人工場源的一種電磁勘探方法，通過改變供電和接收信號 頻率來達到測深的目的。其中最常用的場源是把可以改變的發(fā)送機產(chǎn)生的交變

7、電流,通過一 定長度的導線連接到兩個接地的電極上,將交變電流供入大地，通常稱為水平電偶極子;有時 也將交變電流通過不接地的水平線圈作為場源，通常稱為垂直磁偶極子。瞬變電磁測深法瞬變電磁法是時間域電磁法的一個分支。它是在時間域中分析電磁場的建立或衰減過程，達 到研究巖層電性沿鉛直方向變化的一種電磁測深方法。瞬變電磁場是指在階躍變化電流源作用下，地中產(chǎn)生的過度過程的感應電磁場。因為這一過 度過程的場具有瞬時變化的特點，故取名為瞬變電磁場。一3J一3r 奶 0,/2 P t2 兀.J 2 P t / P 偵10 7 2 兀P t2兀人視電阻率的概念在非均勻介質的情況下，在早期和晚期如果仍用近似解析式

8、計算，其結果不再是介質的真電 阻率，而是視電阻率。當t加大時按氣（）= Mnu） - geUQl-二。2kq r 4，兀 I 3 ）式描述的規(guī)律變化；當f 8時，由于上式括號中的其它各項都趨于零，故電場從躍變值隨時間的增加逐漸衰減為零，衰減的規(guī)律不僅與M1有關，而且與電導率和收發(fā)距有關。一般將t 0, or , u 8（或）稱為早期，相反稱為晚期。水平均勻層狀介質表面瞬變電磁測深曲線的性質概述首尾支漸近線早期首支曲線的漸近線是平穩(wěn)地趨于P1，晚期的尾支漸近線趨于pn。2.分辨力對薄層的檢測能力是判斷電磁測深法分辨力的一個重要標準。一般說來，電磁測深法對良導 薄層比對高阻薄層的反應要比直流測深法

9、靈敏得多，瞬變電磁測深也不例外。決定瞬變測深 的分辨力的因素很多，如收發(fā)距的大小，激發(fā)脈沖的形式，接收裝置的類型等。計算結果表 明，收發(fā)距越大，越是早期測量分辨力越高;激發(fā)脈沖的頻譜成分，特別是決定薄層特性的 頻譜成分越豐富分辨力越高。如果測量系統(tǒng)的靈敏度足夠高，激發(fā)脈沖理想，收發(fā)距較大， 則用早期測量有可能分辨出頂層厚度的中間良導薄層和的中間高阻層.大地電磁測深法大地電磁測深法是利用天然交變電磁場研究地球電性結構的一種地球物理勘探方法。它不用 人工供電，成本低，工作方便，不受高阻層的屏蔽，對低阻層分辨率高，而且勘探深度隨電 磁場的頻率而異，淺可以幾十米，深可達數(shù)百公里.水平均勻層狀介質中的大

10、地電磁場在均勻各向同性介質中，大地電磁場有以下特征：Ex只與Hy有關（或Ey只與Hx有關），Ez和Hz都為零，換言之E與H互相垂直并分別 與傳播方向正交；電場分量Ex和磁場分量Hy的振幅和相位不僅與介質的電阻率有關，而且也與入射大地 電磁場的性質有關。因此單用電場和磁場分量研究或確定介質的電阻率是不可能的。但是電 場分量Ex和磁場分量Hy之比值Z，即阻抗，卻只與介質的電阻率和電磁波的頻率有關 E偏振dE y = - i 3日 HH偏振H二維介質中的張量阻抗E 一_Z,Z 一H X=炊xyxEZ,ZHL yyxyyy地電磁測深資料Bostick反演Bostick反演是以低頻區(qū)視電阻率曲線尾支漸進

11、線的特征為基礎的.以兩條二層地電斷面的視 電阻率曲線為例，其第一層的電阻率相等,其基底的電阻率分別為零和無限大.在低頻漸近線 上視電阻率分別滿足下列方程，p =8np (T)=13日 S 2p= 0np (3T)=3日H 20在S線和H線交點的右側，即相對高頻部分視電阻率近乎相等，也就是說在這些頻點上他們不 受斷面下電阻率的影響，而且視電阻率接近S和H交點處的電阻率.因此可以用交點上的數(shù)值 作為該頻點對應深度以上的電阻率，而與以下空間的電阻率無關.兩種漸近線交電的坐標值同時滿足上述兩式.因此，如果設法確定各個頻率的交點坐標，pT 和w，便可知道它們對應的深度及深度范圍內(nèi)的總縱向電導，進而推出介

12、質的電阻率.Bostick發(fā)現(xiàn),漸近線交點的坐標值與該頻率處的實測視電阻率值很接近因而可以用實測視 電阻率值代替交點上的視電阻率.上兩式聯(lián)立可解出各個頻率的交點坐標值，便可知道它們對應的深度和總縱向電導，進而推 導出介質電阻率.p （3 ）=博斯媂克反演公式h =rp/ wu一靜位移7 T當水平方向上有電性不均勻體時，在TM波作用下電流與界面正交，這時在不均勻體界面上便 會產(chǎn)生累積電荷,使水平方向的電流密度發(fā)生變化,TM視電阻率曲線出現(xiàn)位移.磁法勘探磁極化強度的定義是單位體積內(nèi)的磁偶極矩；磁化強度的定義是單位體積內(nèi)的磁矩；磁化率為磁化強度比上磁場強度。地磁要素：北向分量為X，東向分量為Y和垂直

13、分量為Z，T在xoy面內(nèi)的投影稱為水平分 量即磁子午線（磁北）方向。各分量與坐標軸正向一致時，該分量取正值，反之取負值。與 x的夾角（即磁北與地理北的夾角）稱為磁偏角，符號為D，偏東取時取正值，反之取負值。 與xoy內(nèi)的夾角稱為磁傾角，符號為I。當由xoy平面指向地下時，I角為正，反之為負。 上述X、Y、Z，H、D、I，T統(tǒng)稱為地磁要素。地磁場：地面上觀測得到的地磁場是各種不同成分的磁場的總和，按具體來源和變化規(guī)律可 分為主要來源于地球內(nèi)部的穩(wěn)定磁場和主要來源于地球外部的變化磁場地磁場的基本特征兩個磁極，磁極處的磁場強度約等于磁赤道處地磁場的兩倍，地磁場的等強度等值線大致與 緯度線平行等，說明

14、地磁場與一個磁偶極子的場相似，現(xiàn)代地磁場與一個磁心位于地心，磁 軸與地理軸夾角為11.50。航磁異常AT的意義航空磁測和海洋磁測所得到的量都是總磁場的標量異常即觀測地磁場的總強度T與正常地 磁場的總強度To的模數(shù)差，而總的磁異常 Ta = T - T0磁異常反演方法-切線法切線法是在解釋大量航磁資料中用以計算磁性體埋藏深度的一種簡便快速的經(jīng)驗方法，它可 以不事先考慮磁性體的形狀和磁化方向，也不考慮正場的選擇。對任一磁異常剖面曲線，作 一條極大值和兩條極小值的切線，再作過拐點的兩條切線，它們相交的坐標為XI，X2, X3,X4，則磁性體的埋藏深度H可以用下式來計算h = -（x 1 - x2）

15、+ 1（x3 - x4）2 22磁異常的地質解釋及應用重磁資料的地質解釋就是根據(jù)異常的分布特征，結合工區(qū)的地質條件和巖（礦）石的物性參 數(shù)，說明引起異常的地質原因，做出地質結論。異常的解釋通常分為定性解釋和定量解釋。定性解釋的任務側重于確定引起異常的原 因，并粗略地判斷產(chǎn)生異常的地質體的埋深、產(chǎn)狀特征。定量解釋則是根據(jù)異常估計地質體 的形狀，定量計算地質體的埋深、大小及產(chǎn)狀等。定性解釋是定量解釋的基礎，而定量解釋 又進一步豐富和完善了定性解釋的內(nèi)容，二者互相補充，相輔相成，貫穿于解釋工作的全過 程。重磁異常解釋的步驟闡明引起異常的地質因素。就是確定異常是地殼深部地質因素的反映，還是淺部地質因素

16、 的反映；是礦體引起，還是構造或其他不均勻體（如侵入體、巖性變化等）引起的。對異常進行劃分。重磁資料是地下從淺到深不同深度，不同賦存狀態(tài)、物性參數(shù)不同的地 質體的綜合反映，要獲得探測對象所引起的異常，一個重要的手段就是用數(shù)學方法對實測異 常進行劃分，從中提取我們所需要的信息。計算地質體產(chǎn)狀參數(shù)。在劃分實測異常并查明了有用異常的性質之后，下一步的工作就是 根據(jù)重磁資料估計產(chǎn)生異常的地質體的形狀、產(chǎn)狀和空間位置，并在此基礎上對異常做進一 步的定量解釋，以確定探測對象的產(chǎn)狀要素及其在地下的賦存形態(tài)。重磁異常解釋應注意的問題1）異常的推斷解釋必須緊密結合地質資料。在解釋中應仔細分析工區(qū)的地質情況和異常

17、的 特點，才能把握哪些結論是合理的，哪些結論是不符合地質情況的，從而減少多解性，使推 斷解釋工作盡可能符合實際。2）加強各類物探、化探資料的綜合分析。不同的物、化探資料反映巖石、礦物的不同的物 理、化學性質，各類物、化探異常往往由不同的或完全不相同的地質對象引起。因此充分利 用這些資料綜合分析、綜合評價，就有可能從不同側面，比較完整、準確地了解地下地質情 況，有助于正確地解釋異常。3）要遵循由簡到繁、由淺如深、由已知到未知的認識原則。在大面積工作中，要對獲得的 異常按其特點和地質情況進行分類。要從地質情況已知的地區(qū)入手，研究異常分區(qū)、分帶特 征與巖、礦體或地質構造的對應關系，用以指導未知區(qū)異常

18、的解釋。4）要加強對異常的驗證。異常解釋的正確與否有待于實踐的驗證，在有條件的地方，可以 選出有代表性的異常進行驗證，這對提高解釋推斷水平往往有重要意義。5）要反復多次解釋。人們對異常的認識是逐步深化的，不可能一次完成。因此對資料的解 釋也必須反復進行。要不斷收集新的資料（包括驗證結果），對異常進行再推斷、再解釋， 修改原解釋中有矛盾的地方，從而使異常的解釋盡可能達到完美的境地。雖然異常的解釋推斷是一項復雜的工作，但是只要遵循上述原則，不斷地認識，實踐，再認 識，再實踐，就能把握異常與地質現(xiàn)象之間的本質聯(lián)系，使解釋不斷深化，逐步接近客觀存 在的實際地質情況。直流電阻率測深法直流電測深法是根拒巖石和礦石的導電性的差異，在地面上不斷改變供電電極和測量電極的 位置，觀測和研究所供直流電場在地下介質中的分布，了解測點電阻率沿深度的變化，達到 測深、找礦和解決地質問題的目的的電法勘探的一