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1、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= - VH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3.2.1 地球的天然电磁场太阳风和地球磁场磁暴图3-2-2 磁暴磁湾磁亚暴多半出现在极区，是全球性磁暴在高纬度区
2、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。地磁脉动雷电产生的地磁变异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（E
3、x ，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
4、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mVkm，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) 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 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。 曲线左支出现假极值：（反射波的干涉现象
5、，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v2Q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 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)
6、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 1）定性解释定性解释的目的是在资料分析的基础上，通过制作各种必要的图件，概 括地了解测线(或测区)地电断面沿水平和垂直方向上的的概念，以指导定量 解释。 2）定量解释定量解释是将视电阻率(或相位)与频率的关系曲线转化为电阻率与深度 的近似关系曲线，使人们比定性解释更直观地了解地下电性特征及电性层的 分布情况。3）一维、二维反演 4）地质解释与推断总结：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n10-4n104Hz。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。
