频率域电磁测深

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5.5.1.1 基本原理在5.1节中已述及,将交变电流通入发射线圈,在其周围空间便建立了一次交变磁场。当地下有良导体存在时,在一次交变磁场激发下,该导体中产生感应电流(又称涡流),导体中的交变涡流又将在其周围空间形成二次磁场。接收线圈同时接收一次磁场和二次磁场,通过观测和分析剖面各点磁场的变化规律便可发现地下良导体的存在和分布情况。根据电磁感应的趋肤效应,电磁法的勘探深度、地下介质的电阻率以及激发频率有密切关系。当地下介质的电阻率值一定时,选用不同的频率时可达到不同的勘探深度。高频电磁波衰减快,穿透深度小,只反映浅层地电断面的特点。低频电磁波衰减慢,穿透深度大,可以反映较深层的地电断面的特点。降低频率可加大探测深度,但同时也会造成发射装置过于笨重。因此,大多数仪器的工作频率不低于100 Hz。一般选用800~7000 Hz间的若干个频率,这样在野外条件下可以达到适中的探测深度。频率域电磁法适合于探查电性不均匀的地质目标,主要包括废石堆、陡倾斜构造(如断层、裂隙带)和污染的地下水等等。频率域电磁法按其装置类型分为频率域电磁剖面法和频率域电磁测深法。5.5.1.2 频率域电磁剖面法在环境地质调查中电磁偶极剖面法应用得较多。电磁偶极剖面法的特点是:装置轻便、类型多样、使用灵活、工作效率较高;既可用于地面工作也适宜于航空测量;可选择与地质体呈较强耦合关系的发射方式,提高方法的探测能力;以偶极源为发射源,其勘探深度较浅,故该方法主要用于勘查浅部环境问题。在此仅简要介绍对虚分量做绝对测量的虚分量-振幅法、总场相对测量的水平线圈法、被动源甚低频法。(1)虚分量-振幅法观测总场虚分量和振幅的方法称为虚分量-振幅法(又叫无参考线虚分量-振幅法)。该方法是以磁偶极子为场源,观测与一次磁场成正交方向的虚分量和同向方向磁场振幅。虚分量-振幅法是对虚分量做绝对测量的方法,具有下列特点:属于纯异常观测,避开了强大的一次磁场背景,有利于提高观测精度和发现异常,且纯地形不引起假异常;采用多频虚分量观测,使该方法有较好的评价异常能力。其缺点是失掉了实分量信息,而后者比虚分量强很多。为弥补这一缺点,在每个测点上同时观测振幅。(2)水平线圈法水平线圈法是水平共面(ZZ—发射线圈磁矩为铅垂方向,接收线圈接收磁场的垂直分量)装置的电磁剖面法,国外称为Slingram法,是常用的一种电磁法变种。它采用两个轻便的水平线圈,一个是发射线圈,另一个是接收线圈。工作时,收发距保持固定(25~100 m之间),沿剖面进行同线测量。该方法从发射线圈处获取参考信号,经参考信号电缆送至接收机,与接收线圈接收的信号对比,测量参数为总场(即一次场和二次场的矢量和)的实、虚分量。测得的实、虚分量是用一次场进行归一的实、虚分量的百分数,即。通常是在200~800 Hz范围内选用两个或三个频率进行工作。水平线圈法的异常形态比较简单。例如,在直立良导体的正上方,出现有极小值,异常曲线与一次磁场(水平直线)的两个交点间距恰好等于收发距大小。不过当地形起伏,地表有覆盖层或是有相邻矿体存在时,改变收发距大小均可引起异常形态的变化。实际工作中应综合考虑各种因素影响,合理选择收发距。水平线圈法的读数为百分数,属于相对测量法。因此,对发射电流和接收机灵敏度稳定性的要求不高。这种方法勘探深度一般较小,约为30~50 m。(3)甚低频法甚低频(VLF)法以频率为15~25 kHz的甚低频大功率电台作场源,它是一种被动源电磁法。为了获得较大的二次场,必须适当选择VLF电台,尽量使探测目标走向方向与所选用的电台方向夹角最小。图5.5.1 甚低频台发出的电磁场的空间分布示意图甚低频电台发射的电磁波,在远离电台的地区,它的磁场分量是水平的并且垂直于电磁波的前进方向。当地下存在走向与电磁波前进方向一致的低阻体时,一次磁场将垂直于低阻体走向(见图5.5.1),低阻体内形成感应涡流,产生二次磁场。观测、研究二次磁场的变化规律,就可以推断地下低阻体的分布情况。VLF法的测量参数有:总场的振幅和极化椭圆倾角D、电场水平分量Ex、磁场的垂直分量BZ和水平分量Bx等,根据E和B便可以计算出视电阻率ρS。目前,有不同类型的甚低频电磁仪,往往与磁力仪合为一体,使VLF法和磁测同时进行。野外作业时,先将接收机校准于所选电台的频率,使接收机线圈面沿垂直轴转动。当接收的信号最大时,线圈面所指的方向即为电台方向。然后,照准该方向(即以该方向为水平轴)进行观测。由于VLF频率很高,故原始数据中包含较大的噪音,同时也受地形、VLF场日变、短周期变化以及其他因素的影响。因此,须对VLF数据作一些必要的处理,其中包括地形改正、日变校正和Fraser滤波等。甚低频法的资料解释主要是定性地确定出低阻体(如断裂带、岩溶发育带、埋藏的有害废料等)的位置。由于VLF法场源频率高,高频电磁波的穿透深度小,低阻屏蔽影响严重,故其勘探深度较小,仅为20~30 m左右。VLF方法野外工作只需要接收机,十分轻便,工作效率高、成本低,在环境调查中可以发挥作用。5.5.1.3 频率电磁测深法频率电磁测深法是通过改变电磁场频率进行测深的一类电法勘探。它利用电磁感应的趋肤效应,即高频电磁场穿透浅,低频电磁场穿透深,在场源和接收点间距不变的条件下,改变电磁场的频率来达到测深的目的。当探测深度在100~200 m以内时,频率可采用几十到几万赫,为探测更大的深度时,可将频率降低到10-1~10-3Hz。频率电磁测深可利用天然电磁场,也可用人工电磁场。利用前者的方法称为大地电磁测深法,后者称为人工频率测深法,简称频率测深。两种方法皆在地面上测量电场和磁场分量,计算出不同频率的视电阻率值,再对资料进行推断解释。故本方法实质上是通过观测不同频率的交变电磁场求视电阻率的电阻率测深法。频率电磁测深法主要用于解决各种构造地质问题,而探测地质构造常与石油天然气的勘探、煤田勘探、寻找含水层、探测地热资源、工程地质和矿产勘探等实际问题密切相关www.egvchb.cn防采集请勿采集本网。

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最早的瞬变测深正演计算是用快速傅氏变换法将频率域电磁响应变换为时间域响应,但该方法要求对核函数抽样次数太多,计算速度很慢。八十年代之后,J.H.Kight和A.P.Raich[1],长谷川健[2]及朴化荣

§3.3 频率电磁测深法

电磁测深的分析处理包括三个步骤:由观测到的电磁场计算电性阻抗;由电性阻抗计算视电阻率;由视电阻率反演电性结构。1.电性阻抗的标量形式和张量形式 在20世纪50年代,假定地球为水平均匀层状介质,场源

3.3.1 频率测深法的基本原理

大地电磁测深野外测量是在时间域进行的,得到的是时间域信号,而阻抗计算、视电阻率计算都是在频率域进行,因此需要将时间域电磁场信号先变为频率域信号。傅里叶分析是获取频谱信息的基本方法,在大地电磁

频率测深法的场源既可采用接地的水平电偶极子,也可采 用不接地的磁极子(水平线圈构成的垂立磁偶源)向地下输入 不同频率的电磁场。

时间域电磁法(TDEM)或称瞬变电磁法(TEM),它也是利用电磁感应的原理,与频率域电磁法的本质是一样的,但在场的激发和观测方式上是有区别的。时间域电磁法是以不接地回线或接地线源通以脉冲电流(发射

测量时,既可用水平电偶极子测量电场分

前二者属于频率域方法,是通过改变频率来控制探测深度;后者属于时间域方法。下面仅介绍大地电磁测深法。大地电磁测深法是以天然大地电磁场为场源的一种电磁测深方法。电磁感应的趋肤效应为其方法基础。

量 Ex , E y ,也可用垂直和水平线圈测量磁场 H x , H y H z

由于电磁场的穿透深度随频率而变化,频率高穿透深度浅,只反 映浅部的信息,频率低穿透 深度大,可以反映地球深部的信息.因 此,研究不同频率的电磁场特性,就可以了解测点电性结果岁深 度的变化,达到测深的目的. 频率电磁测深装置示意图 1)电磁波传播途径及场区划分

① 传播途径

由场源发射的电磁波分为:天波、地面波、地层波 ②电磁波的水平极化

设均匀半空间:波长

f 1Hz 0 3 10 5公里 f 1000 Hz 0 300公里10 f空气中 0

14.1公里C f

0.447 公里

20 m 时:

水平极化:由于电磁波在空气中和地层中传播速度不同,从电磁波发射后某一时刻起,为满足边界条 件,在地面附近形成一近于水平的波阵面,造成几乎垂直向下传播的水平极化平面电磁波。

由反射定律:

sin V 10f sin0 C 3105

f 1000 1000 时

sin 0.01sin0 即使0 90o 0.6o

无论电磁波入射角多大,入射后总是近似垂直地面传播的平面波。 ③ 波场区的划分波区:r 2时,地层波S衰减殆尽,地下只有S0波入射形成的S*波存在。

在波区S*相当于从高空垂直入射的平面电磁波。

对地层分辨率最高,各向 异性影响小。S区:r 2时,地层波S占主导地位。

其观测值与地层关系很弱,或只

与总纵向电导有关。

过渡区:介于波区与S区之间的场区。r (6~8)H H 目标层的最大深度

一般 f (0.1~n1000)Hz

注:高频时为波区情况,低频时进入S区→→→与MT的不同之处 2)有效穿透深度

在波区,均匀半空间:设电偶极子AB向地下供入的谐变场为 eitExI AB r 3e2z当z 时 2Ex1 eEx z0

——— Ex衰减到地面的 36%所以取: h有效 2

503.3/ f(米) 时

另取: Ex衰减到地面的 50%

h有效 356 / f (米)

说明:h有效 与电阻率和 f 有关,在某测点下电阻率一定,通过改变 f,

可探测地下不同深度。 3)电磁场表达式 90o时

M点的EX 、Ey 、EZ 、及HX 、Hy 、Hz 与 r f 有 关。

实际工作中常用 赤道电偶极源, 波区:I AB Ex r3

Ey EZ 0Hx 0I AB 2 H y (1 i) 2r3 03I AB H z i 2 0r 4S区:ExI

AB 2r 3Hx 0HyI AB2r 2HzI AB4r 2

Ey EZ 0

说明:磁场分量与地层的电性无关。 4)视电阻率的概念

由电场、磁场公式可以计算地层电阻率公式: Ex r3I ABEx Hz2r 4 03I ABHz

在非均匀介质中,还用上式计算,即为综合影响,称为视电阻率kH kE Ex r 3AB MN VE I kEVE I Hz 2r 4 VH

3AB nA I kHVH I

———布极常数

n A ——接收线圈匝数和面积

VE ——MN间的电位差

VH ——接收线圈所测电位差 5)理论曲线

①完全波区理论曲线:(即整条曲线都符合r 2

②实际曲线(即整条曲线不能都符合r 2

由于频率测深中收发距r是固定不变的,随着频率的降低和断面参数的变化, 测点所处的位置会从波区逐渐向S区过渡。

频率测深曲线就会呈现高频为波区, 低频为S区的全波曲线的特征。均匀大地 二层水平地层 三层水平地层

曲线特点:

a) 磁场分量视电阻率曲线 Hz 1 60r2 b) 电场分量视电阻率曲线 Ex 2( h1h2r ... hn1 )1 2 n 1 Ex

尾支只与总纵向电导S和r有关。

为水平渐近线。 c) 对称性:A→Q K→H曲线特征呈相反关 系,但并不完全等值。

③等值原理:同MT S等值性:薄层低阻 H A H等值性:薄层高阻 K Q 3.3.2 频率测深的野外工作方法

1) 测线与装置的布置 一般认为频率测深之记录点是场源和接收点之中点“O”。 2)装置参数

尽可能波区,偶极子r (6~8)H H 目标层的最大深度

AB r MN r

AB (1/ 3~1/ 5)r AB (1/10)rL r

L (1/10)r

3) 野外观测方法

供电偶极子:f由高→低变化,f是离散的,某个频率→频点

f : n1000Hz 0.0nHz 在测点产生的电位差 VEx 或 VHz后,就可根据相关公式计算相应频率 之视电阻率和相位,并绘出该点的视电阻率和相位曲线。

双对数坐标:纵轴 lg 横轴 lg T 3.3.3 频率测深的资料解释及应用

1)定性解释

分析对比→→划分曲线类型→→绘制各种图件 曲线类型图 等视电阻率平面图、断面图 其它参数的平面图、断面图2)定量解释

①量板对比 ②其它方法 ③反演解释

3)应用效果

优点(相对于直流电测深):

效率高 分辨能力高(主要对低阻层) 能穿透高阻屏蔽层 岩层各向异性影响小 勘探深度大 频率测深的几个特点:

①分辨力高 ②穿透能力强 ③各向异性影响小 ④地表不均匀影响大 ⑤勘探深度大

直流电测深曲线与频率测深曲线的分辨力比较 (a)直流电测深 (b)(c)频率测深

有区别的!时间域电磁法也就是在一个时间段内获取各个频率的电磁信号!而频率域会在一个时间获取一个频点的信号!它们两在理论上的等价的(通过傅里叶变换互换)。详情可以参考一下《地电场与电法勘探》。希望对你有用内容来自www.egvchb.cn请勿采集。

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