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1、大地电磁测深原理及应用介绍,陈小斌2009年12月23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,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。其基本原理是：依据不同频率的电磁波在导电煤质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，经过相关的资料处理来获得大地由浅至深的电性结构。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
2、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，但未能形成规模化推广。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,大地电磁测深的优缺点,优点不受高阻层屏蔽、对高导
3、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,大地电磁测深的理论基础,1、正演问题2、反演问题3、实际资料的采集和处理,大地电磁测深法（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。其基本原理是：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。,10,电磁法探测地下结构的原理示意图,EM波在地面垂直入射到地球内部，在地球表面测量由地下介质
4、感应生成的电场和磁场各分量，分析和研究可得到地下介质的信息。,WEM信号,目标,在每个测点,记录3分量磁场 Hx,Hy,Hz 和2电场Ex,Ey，得到反应地下信息的电磁传输函数，对其反演得到地下介质的电导率结构信息。,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,1、正演问题,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；在地球物理中，正演一般对应于求解一数理模型的边值或初值问题；在大地电磁测深中，正演问题是，假设大地的电性结构已知，当均匀平面电磁波垂直入射到大地表面时，求在地表产生的电磁响应。,大地电磁
5、测深正演,关于场源,MT中假设场源可视为自高空垂直入射到地表的均匀平面电磁波。地球空间的电磁场主要由两部分组成：相对稳定的地球基本磁场和变化的外来感应电磁场。MT中利用的是地球电磁场中变化的部分，即外来的感应电磁场。外来的感应电磁场场源：电离层的运动、太阳风、雷电、工业用电等。MT中有效的场源：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。,频率域电磁场方程,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,关于研究对象：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
6、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。,一维正演：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：,一维正演：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
7、中入射到地面，其阻抗均为：,视电阻率和阻抗相位的定义,在均匀半空间下，我们已经得到：,可以求得电阻率为：,在一般情况下，以上两式并不能获得真正的电阻率，这时求得的量称为视电阻率，并把阻抗的幅角称为阻抗相位,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
8、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,TE模式（Ex，Hy，Hz）,TM模式（Hx，Ey，Ez）,二维情况下大地电磁曲线极化模式划分,二维正演：边值问题,在二维情况下，根据麦克斯韦方程，电磁场可以解耦成两组独立的场:TE极化模式(Ex,Hy,Hz)、TM极化模式(Hx,Ey,Ez)。因此，二维大地电磁问题转化为求解两种极化模式下的标量微分方程的边值问题。,TM模式：,TE模式：,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,
9、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。,2、反演问题,如何理解反演？,反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”。,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,如何理解反演？,对于大地电磁测深而言，“实测的数据
10、”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。因此，大地电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。,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
11、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。,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
12、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,
13、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,7080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：加拿大凤凰公司的V5-2000、V8等德国Metronix公司的GMS-06、GMS-07等美国的EM24（？）等,实际资料的处理和反演解释,资料处理：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
14、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；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,存在的问题和我的一些研究,存在的一些问题及初步的研究,高速度高精度的三维正反演问题畸变问题和静位移问
15、题二维反演中极化模式选取的问题地形影响问题反演结果的有效深度问题反演结果的非唯一性问题可视化集成系统的开发应用问题：怎么与大陆动力学直接结合起来？,野外实际地电结构一般是三维的！,实测数据二维反演结果,二维反演中数据极化模式的选择,(蔡军涛，陈小斌，赵国泽，未发表）,异常体沿走向X的延伸是变化的，分别取4、6、8、10、20、40km,二维反演结果的比较,2.地形的影响,（未发表）,纯地形模型,反演网格对地形的拟合,TE和TM的互换,反演结果的有效深度 复杂模型趋肤深度的计算,（未发表）,反演结果的有效深度：剖面长度的影响,（杨静、陈小斌、赵国泽，中国地球物理年刊，2009）,反演结果的非唯一
16、性分析,可视化集成系统的开发,可视化集成系统的开发,汶川地震初步的动力学模型,前山断裂,中央断裂,后山断裂,岷江断裂,龙日坝断裂,谢谢大家！,横电波横磁波：场的极化模式,横电波（TE模式）：垂直于传播方向的场分量只有电场；横磁波（TM模式）：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。理论研究中假设，场源只有一个极化方向（只有一个分量）。在二维情况下，如果极化方向平行于构造走向的场源是电场，则称为TE模式；如果极化方向平行于构造走向的场源是磁场，则称为TM模式。对于二维结构，实际场源总可以分解为TE模式和TM模式。,
