大地电磁法及其探测中的应用-北京大学学术报告.

陈小斌（博士）中国地震局地质研究所北京大学地球与空间科学学院（学术报告）2011年7月2日主要内容一、大地电磁测深的简单介绍二、大地电磁测深的基本原理三、大地电磁测深的应用情况四、当前存在的问题和主要研究热点地球电磁法范畴和简介狭义电磁法：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（Magnetotelluric,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。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）大地电磁测深的发展情况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、张量分解方法等；可视化阶段：正在兴起。国外：Geotools、WinGLink；国内有多家，目前渐渐成规模化推广。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，五十年代～八十年代；二维，九十年代～今天；三维，正在兴起国际电联等关于频段范围的划分标准频段名称频率范围（Hz）波段名称波长范围（km）ITU极低频ELF3－30超低频SLF30－300特低频ULF300－3000甚低频VLF3000－30000低频LF30000－300000极长波（100－10）X106超长波（10－1）X106特长波（1000－100）X103甚长波（100－10）X103长波（10－1）X103美特低频(ULF)30极低频(ELF)30－300甚低频(VLF)3000－30000俄极低频(КНЧ)30超低频(СНЧ)30－300甚低频(ОНЧ)3000－30000中3000－30000超长波（100－10）X106声频大地电磁（AMT）0.25－1000大地电磁测深（MT）0.001－1000大地电磁网（Network－MT）0.00001－0.1电磁场频带划分标准和命名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体积效应大地电磁体积效应1、一些感性认识2、理论背景3、正演问题4、反演问题5、实际资料的采集和处理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。14大地电磁法原理示意图WEM信号目标大地电磁法野外观测装置为什么能够测深？—感性认识110100100010000Resistivity/m1001010.1Depth/km101001000ApparentResistivity/m1E-0050.00010.0010.010.11101001000Frequency/Hz为什么能够测深？—感性认识110100100010000Resistivity/m1001010.1Depth/km101001000ApparentResistivity/m1E-0050.00010.0010.010.11101001000Frequency/Hz为什么能够测深？—感性认识101001000ApparentResistivity/m1E-0050.00010.0010.010.11101001000Frequency/Hz110100100010000Resistivity/m1001010.1Depth/km2、理论背景理论基础：麦克斯韦方程JamesClerkMaxwell(1831-1879)麦克斯韦的第一篇论文是关于椭圆曲线的，发表于1845年，年仅14岁；第一篇电磁学论文1855年（24岁），关于法拉第的磁力线问题；1873年（42岁），完成电磁学巨著：电磁通论；建立起了光、电、磁的统一理论，完成亘古大业；1879年（48岁）逝世，英年早逝。麦克斯韦方程关于磁场的安培定律：关于电场的高斯定律：麦克斯韦定律：法拉第电磁感应定律：DHjt安培定律、高斯定律JohannCarlFriedrichGauss(1777-1855)创建了地磁场的球谐分析理论和全球性的地磁观测系统穿过封闭曲面的磁场通量为0，磁场为无源场，不存在磁单极子。穿过封闭曲面的电场通量，其值等于曲面所包围的体电荷密度。法拉第电磁感应定律MichaelFaraday(1791-1867)变化的磁场感应产生电场麦克斯韦定律变化的电场以及传导电流感应产生磁场DHjt其它的一些关系式本构方程边界条件欧姆定律在电导率的突变边界上，电场法向分量不连续，但电流密度法向分量连续。GeorgSimonOhm(1789-1854)1831年法拉第发现“电磁感应定律”。许多人质疑：“它有什么用？”法拉第回答：“一个新生的婴儿，您认为有什么用？”学术关注的第一要义：是新，是与众不同，其次才是其用途。关于激发场源关于探测对象一维正演：阻抗、视电阻率、相位二维、三维正演如何探测地下结构？如何探测地下结构？如何探测地下结构？需要一个信号激发源需要地表响应的观测数据还需要什么？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什么？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。假设：垂直入射到地表的均匀平面电磁波大地电磁正演：关于激励场源激励源与场点要足够远电离层电流的定向流动或小规模的扰动、太阳风、远距离的雷电和工业用电等INTERNALMAGNETICFIELD据徐文耀EXTERNALMAGNETICFIELD外部磁场徐文耀弧形冲击面磁层顶等离子层极尖傅承义磁场场强随频率变化的曲线关于模型（研究对象）：地球的电性结构一般情况下，磁导率和介电常数取为真空中值，即：因此，大地电磁测深的探测对象为地球的电导率结构。由简单到复杂，地球的电导率结构可以视为一维结构、二维结构和三维结构，对应的理论研究也有一维问题、二维问题和三维问题。mFmH/10/36/1,/1049070大地电磁正演：关于模型一维模型二维模型三维模型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：水平层状导电介质大电磁正演过程？取时谐因子为，即场可以表示为：对于某一个频率ω，麦克斯韦方程为：由此可得两个矢量波方程其通解为222222kkkiHH0EE0it()()diteEtehH()00iiEHHEEHiieekrkrUAB大地电磁正演：理论支持最简单模型：均匀半空间问题2kkHEZzxyTMθ大地空气假设场源的是沿着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和Ex分量，即总的电磁场可表示为：)0,,0(),0,0,(yxHEHE此时矢量波动方程退化为：zEiHEkdzdExyxxdd1,022其解为：xzxyzkykixEukzEiHAeEzy1,)(则阻抗为：zyxTEkHEZ同理可得TM模式下的阻抗为：x关于场源的垂直入射当平面电磁波在空气中的传播方向与地面法线方向成θ角时，因为空气中电导率为零，故有：sinsin)()(AirAirykk在地表，电磁场的切向分量连续，故要求：sin)()(AiryEarthykk因为地球内部，传导电流远大于位移电流σωε，从而：ikkkkEarthzEarthyEarthzEarth)(2)(2)()(故均匀平面电磁波不管以什么角度自空中入射到地面，其阻抗均为：iZiZTMTE,均匀半空间下阻抗、电阻率的关系iHEZiHEZxyTMyxTE,22,TMTEZZ在均匀半空间下：可以求得电阻率为：视电阻率和阻抗相位的定义)arg(,//2//TMTETMTETMTETMTEZZ一维正演：层状介质模型))0(arg(,)0(2NTMTENTMTEZZ1234源信号1111221111113223333312112222211()()cothcoth()...........()cothcoth()()cothcoth()(0)cothNNNNNNNNNNNNNZhkkZhiktZhkkZhiktZhkkZhiktZhkZikk11111coth()NktZh阻抗的递推公式视电阻率和相位四种典型的三层模型曲线：K、H0.0010.010.1110100100010000Period/S1x1011x1021x103ApparentResistivity/m020406080Phase/Degree1000欧米10欧米1000欧米10欧米0.0010.010.1110100100010000Period/S1x1011x1021x103ApparentResistivity/m020406080Phase/DegreeK形曲线H形曲线四种典型的三层模型曲线：A、Q0.0010.010.1110100100010000Period/S1x1001x1011x1021x103ApparentResistivity/m020406080Phase/Degree1000欧米10欧米1000欧米10欧米0.0010.010.1110100100010000Period/S1x1011x1021x1031x104ApparentResistivity/m020406080Phase/DegreeA形曲线Q形曲线一维正演：连续介质模型源信号000222,dd.,,0zyxTExyzzxxzxxxHEZzEiHikEdzdEEEEkdzEde一维正演：连续介质模型1101001000z/km0.1110100100010000/m1001010.10.010.0010.0001/Hz1101001000/m源信号阻抗定义的推广：张量阻抗和倾子矢量xyTMyxTEHEZHEZyzyxzxzHTHTH在一维情况下：在一般情况下，磁场Hy不仅与Ex而且可能同Ey也有关，对于磁场Hx也一样。这时，电场与磁场的关系用下式表示：yxyyyxxyxxyxHHZZZZEE阻抗张量yyyxxyxxZZZZZ此外，关于垂直磁场有定义：倾子矢量][zyzxTTT二维和三维模型问题接收点123412345源信号源信号横电波横磁波：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