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1、大地电磁测深原理及应用介绍 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 大地电磁测深的简单介绍 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
2、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
3、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 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 大地电磁测深的理论基础 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
4、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 为什么能够测深 感性认识 为什么能够测深 感性认识 2 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
5、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 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 其它的一些关系式 本构方程 边界条件
6、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 3 大地电磁的理论基础 正演问题 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
7、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
8、应的理论研究也有一维问题 二维问题和三维问题 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 麦克斯韦方程为 由此可得两个矢量波方程其通解为 大地电磁正演 理论支持 最简单模型 均匀半空间问题 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 此时矢量波动方程退化为 其解为 则阻抗为 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
9、的传播方向与地面法线方向成 角时 因为空气中电导率为零 故有 在地表 电磁场的切向分量连续 故要求 因为地球内部 传导电流远大于位移电流 从而 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 均匀半空间下阻抗 电阻率的关系 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 一维正演 层状介质模型 源信号 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 H K形曲线 H形曲线 四种典型的三层模型曲线 A Q A形曲线 Q形曲线 一维正演 连续介质模型 源信号 一维正演 连续介质模型 源信号 阻抗定义的推广 张量阻抗和倾子矢量 在一维情况下 在一般情况下 磁场Hy
10、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 阻抗张量 此外 关于垂直磁场有定义 倾子矢量 二维和三维模型问题 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式来区分的 并且这种区分一般只在二维情况下才有意义 一维情况虽然可以解耦出TE和TM模式 但不能带来更多的信息 三维模型下不能解耦出TE模式和TM模式 TE模式 Ex Hy Hz TM模式 Hx Ey Ez 二维情况下大地电磁曲
11、线极化模式划分 二维模型 场可解耦为两组模式 二维正演 边值问题 TM模式 TE模式 二维正演方法 1 积分方程法 2 有限差分法 3 有限元法 有限元直接迭代算法 陈小斌 1999 2000 二维正演计算的简单实例 TE模式 TM模式 视电阻率分布 二维正演的简单算例 TE模式 TM模式 阻抗相位分布 复杂模型的正演结果 三维正演 边值问题 在三维情况下 电磁场不能解耦成两组独立的场 这时必须直接求解矢量波方程 以上方程包含了一个隐含条件 求解域的电阻率是分块均匀的 三维正演方法 1 积分方程法 2 交错网格有限差分法 3 矢量有限元法 棱边元 4 大地电磁的技术核心 反演 如何理解反演 反
12、演是指根据实测的数据来反推产生这些数据的系统内在信息的一种数学物理过程 反演的两个基本条件 实测的数据和一个先验模型系统 通常的最小二乘多项式拟合就可以看成是一个反演过程 参与拟合的数据就是反演中实测的数据 多项式 这种函数形式就是 先验模型系统 如何理解反演 对于大地电磁测深而言 实测的数据 就是在地表实测的视电阻率 相位等数据 先验模型系统 是对地球电导率模型的假设 一维 二维还是三维 以及在此假设基础上的正演实现过程 更明确的说 这里的 先验模型系统 就是指的是 一维正演 过程 二维正演 过程或 三维正演 过程 对于大地电磁测深而言 所谓待反演的 系统内在信息 指的就是电导率结构 大地电
13、磁测深反演就是根据地表实测的视电阻率 相位等数据来求取大地深部电导率结构的过程 该电导率结构的正演响应能极好地拟合视电阻率 相位等实测数据 正演 反演 二维正演计算的简单实例 TE模式 TM模式 视电阻率分布 二维正演的简单算例 TE模式 TM模式 阻抗相位分布 复杂模型的正演结果 手工量板法 反演问题和反演方法的分类 反演问题主要分两类 线性问题和非线性问题 大地电磁测深反演属于非线性反演问题 反演方法也有线性反演和非线性反演之分 线性反演方法是针对线性反演问题发展起来的 但也被广泛应用于解决非线性问题 这时称为非线性问题的线化反演 在非线性问题的线化反演中 首先需要将非线性问题线性化 这是
14、这一技术的最为关键之处 非线性反演方法是直接针对非线性反演问题的 其共同的基础是采用一些启发式搜索技巧来寻找合适的反演模型 如遗传算法 模拟退火 神经网络等 反演的非唯一性 先验约束条件 正则化反演方法介绍 反演的非唯一性 由于实测数据的不充足或者正演本身的等值性 一套观测数据可能有多个模型都能拟合得很好 这就是反演的非唯一性 正则化反演就是在原有的反演基本条件上再附加一个条件 先验的模型约束条件 以此来减少反演结果的非唯一性 构建先验的模型约束条件有多种方式 最常采用的是模型的某种光滑程度 这时 如果一套观测数据有多个模型都能拟合得很好 那么其中最光滑的那个模型作为反演的最后结果模型 正则化
15、反演既可以是非线性反演也可以是线化反演 目前MT中绝大多数应用广泛的反演方法都属于正则化反演方法 尤其是高维反演 正则化反演的基本原理 总目标函数 数据目标函数 模型约束目标函数 最简单模型 最平缓模型 最光滑模型 地球物理反演问题 MT中常用的反演算法 BOSTICK 1d 近似反演方法 广义逆方法 1d 马夸特法 主要是一维 最简单模型约束 正则化反演 OCCAM反演方法 1d 2d 最平缓模型约束 正则化反演 非线性共轭梯度法反演 NLCG 2d 最光滑模型约束 正则化反演 快速松弛法反演 RRI 2d 最光滑模型约束 正则化反演 减基OCCAM反演算法 REBOCC 2d 最平缓模型约
16、束 正则化反演 一维理论模型的反演对比 3 实际资料的采集和处理 大地电磁观测方式示意图 Ex Hy Ey Hx Hz 主要仪器观测系统本文中使用的仪器是德国的GMS 06系统 70 80年代 主要使用国产仪器 90年代以来 逐渐进口国外仪器 目前已全面被进口仪器所取代 当前主要仪器系统 德国Metronix公司的GMS 06 GMS 07等加拿大凤凰公司的V5 2000 V8等 GSM 06大地电磁仪 实际资料的处理 时间序列处理部分 将时间域观测的信号转换到频率域 生成功率谱文件 以功率谱文件为基础 计算阻抗张量 倾子矢量 视电阻率 相位 二维特征量等各种MT参数 进行畸变分析和校正等 实际资料的反演解释 资料的定性解释一维 二维反演地质解释和结果成图 AMT MT数据处理流程图 某地区实测的MT视电阻率和相位曲线 大地电磁测深的应用 岩石的电导率及其与地震和地下资源的关系 地震 地震引起的视电阻率幅度的变化 五大连池火山区电性结构的三维成象图 长白山火山区NE测线的二维反演结果 长白山火山区电性结构的三维成象图 青藏高原东北缘的大地电磁探测 吉林地热田探测的二维反演结果 存在的问
