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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

电磁场频带划分标准和命名
国际电联等关于频段范围的划分标准 频段名称 ITU 极低频 ELF 超低频 SLF 特低频 ULF 甚低频 VLF 低频 美 LF 特低频(ULF) 极低频(ELF) 甚低频(VLF) 俄 极低频(КНЧ) 超低频(СНЧ) 甚低频(ОНЧ) 中 声频大地电磁(AMT) 大地电磁测深(MT) 大地电磁网(Network-MT) 频率范围(Hz) 3-30 30-300 300-3000 3000-30000 30000-300000 <30 30-300 3000-30000 <30 30-300 3000-30000 3000-30000 0.25-1000 0.001-1000 0.00001-0.1 超长波 (100-10)X 106 波段名称 极长波 超长波 特长波 甚长波 长波 波长范围(km) (100-10)X 106 (10-1)X 106 (1000-100)X 103 (100-10)X 103 (10-1)X 103

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。

WEM信号

目标

大 地 电 磁 法 原 理 示 意 图
14

大地电磁法野外观测装置

为什么能够测深?—感性认识
1000

0.1

1

10

Resistivity / ?m 100

1000

10000

10

Apparent Resistivity / ?m 100

1000

1

Frequency / Hz

Depth / km

10

100

1E-005

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

为什么能够测深?—感性认识
1000

0.1

1

10

Resistivity / ?m 100

1000

10000

10

Apparent Resistivity / ?m 100

1000

1

Frequency / Hz

Depth / km

10

100

1E-005

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

100

为什么能够测深?—感性认识
0.1

1
1000

Resistivity / ?m Apparent Resistivity / ?m 10 100
100

1000
1000

10000

10

1

Depth / km

Frequency / Hz

100

1E-005

0.0001

0.001

10

0.01

0.1

1

10

100

2、理论背景

理论基础:麦克斯韦方程
?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。

James Clerk Maxwell (1831-1879)

麦克斯韦方程
?关于磁场的安培定律:

?关于电场的高斯定律:

?法拉第电磁感应定律:

?麦克斯韦定律:
?? H ? j ? ?D ?t

安培定律、高斯定律

?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。
Johann Carl Friedrich Gauss (1777-1855) 创建了地磁场的球谐分析理论

?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。

和全球性的地磁观测系统

法拉第电磁感应定律

?变化的磁场感应产生电场

Michael Faraday (1791-1867)

麦克斯韦定律
?D ?? H ? j ? ?t
?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

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。
Georg Simon Ohm (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。

大地电磁正演:关于激励场源
假设:垂直入射到地表的均匀平面电磁波 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

INTERNAL MAGNETIC FIELD

据徐文耀

外部磁场

EXTERNAL MAGNETIC FIELD
磁层顶

弧形冲击面

等离子层

极尖
徐文耀

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:
? ? ?0 ? 4? ?10?7 H / m, ? ? ?0 ? 1/ 36 / ? ?10?9 F / m

?

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。

?

大地电磁正演:关于模型

一维模型

三维模型 二维模型

大电磁正演过程
?

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



大地电磁正演:理论支持
?

取时谐因子为i? t ,即场可以表示为:

? e E (t ) ? ? (? )ei?t d? h H ??

?

对于某一个频率ω ,麦克斯韦方程为:
? ? E ? ?i?? H ? ? H ? (? ? i?? )E ??E ? 0 ??H ? 0

?

由此可得两个矢量波方程 ? 2 H ? k 2 H ? 0

? 2E ? k 2E ? 0 k 2 ? ?i??? ? ? 2 ??
?

其通解为 U ?

Ae

? ik ?r

? Be

ik ?r

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:

E ? (Ex ,0,0), H ? (0, H y ,0)
此时矢量波动方程退化为:
dEx 1 E dEx k ?? 2 Z ? ?? ? k Ex ? 0, H y ? ? H k dz i?? dz
y TM 2 x

θ

空气

x

2

z

大地

其解为 :
Ex ? Ae
?i ( k y y ? k z z )

,Hy ? ?

1 ?Ex k z ? Ex i?? ?z ?u
同理可得TM模 式下的阻抗为:

则阻抗为 :ZTE ? Ex ? ?? H y kz

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:

k y ( Air) ? k( Air) sin ? ? ? ?? sin ?
在地表,电磁场的切向分量连续,故要求:

k y ( Earth) ? k y ( Air) ? ? ?? sin ?
因为地球内部,传导电流远大于位移电流σ>>ωε,从而:
2 k( Earth ) ? k z2( Earth ) ? k y ( Earth ) ? k z ( Earth ) ? ? i???

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: Z TE ? i??? , Z TM ? ? i???

均匀半空间下阻抗、电阻率的关系
在均匀半空间下:

ZTE

Ey Ex ? ? i??? , ZTM ? ? ? i??? Hy Hx

可以求得电阻率为:
2 2

??

ZTE

??

,? ?

ZTM

??

视电阻率和阻抗相位的定义

?TE / TM ?

ZTE / TM

2

??

, ?TE / TM ? arg(ZTE / TM )

一维正演:层状介质模型
阻抗的递推公式
Z1 (hN ?1 ) ?

??
kN ? ? ?k coth ?ik N ?1t N ?1 ? coth ?1 N ?1 Z1 (hN ?1 ) ? k N ?1 ?? ? ?

源 信 号
??

Z 2 (hN ? 2 ) ? ? ...........

?1
?2

? ? ?k coth ? ?ik3t3 ? coth ?1 3 Z N ? 3 (h3 ) ? k3 ?? ? 2 ? Z N (0) ?TE ? ?TM ? ? , ?TE ? ?TM ? ? ? arg(Z N (0)) ? ?k ?? Z N ?1 (h1 ) ? ? coth ?? ik2t2 ? coth ?1 2 Z N ? 2 (h2 ) ? ? ? k2 ?? ? ? ? ? ?k ?? Z N (0) ? ? coth ? ?ik1t1 ? coth ?1 1 Z N ?1 (h1 ) ? k1 ?? ? ? Z N ? 2 (h2 ) ? ?

??

?3
?4

视电阻率和相位

四种典型的三层模型曲线:K、H
Apparent Resistivity / ?m 1x103

100 0欧 米
1x102

10欧 米 100 0欧 米

10欧 米
1x101
0.001 0.01 0.1 1 Period / S 10 100 1000 10000

80

Phase / Degree

60

40

0

1x10

1

1x102
0.001

20

Apparent Resistivity / ?m

1x103

0.01

0.1

1 Period / S

10

100

1000

10000

80

Phase / Degree

60

40

20

0

K形曲线

H形曲线

四种典型的三层模型曲线:A、Q
10欧 米
1x103

100 0欧 米

Apparent Resistivity / ?m

1x102

1x100

1x10

100 0欧 米
Period / S

10欧 米
1x104 Apparent Resistivity / ?m 1x101 1x10
0.001
2
100 1000 10000

1

0.001

0.01

0.1

1

10

80

Phase / Degree

60

20

0

1x103

40

0.01

0.1

1 Period / S

10

100

1000

10000

80

Phase / Degree

60

40

20

0

A形曲线

Q形曲线

一维正演:连续介质模型

?d 2E ? 2 x ? k 2 E x ? 0, 源 信 ? dz ? ? E x z ? 0 ? E0 , ? dE x ? ?ikEx . ? ? dz z ? ze ?



Ex i dE x Hy ? , Z TE ? ?? dz Hy

z ?0

一维正演:连续介质模型
100 0 0
1 00 0

源 信 号
1 00

? / ?m
10

1000

1
1 00

0 .1

? / ?m

1

10

1 00

1 00 0

10

z / km

1

1 00

10

1

0 .1

0 .0 1

0 .0 1 0

0 .00 01

/ Hz

阻抗定义的推广:张量阻抗和倾子矢量
在一维情况下:
Z TE Ey Ex ? ? ? Z TM ? ? Hy Hx

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:

? E x ? ? Z xx ?E ? ? ? ? y ? ? Z yx ?

Z xy ? ? H x ? ? Z xx Z xy ? ? ? ? 阻抗张量 Z ? ? ? Z yy ? ? H y ? ? Z yx Z yy ? ? ? ?

此外,关于垂直磁场有定义:

H z ? Tzx H x ? Tzy H y

倾子矢量 T ? [Tzx

Tzy ]

二维和三维模型问题
源 信 号
接收点

源 信 号

?1
?2

?1

?5

?2

?3
?4

?3
?4

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。

二维情况下大地电磁曲线极化模式划分

TE模式 (Ex,Hy,Hz)

TM模式 (Hx,Ey,Ez)

二维模型:场可解耦为两组模式
?H z ?y ? ?H ?z
y

? ?Ex

?E z ?y

?

?E y ?z

? i?? H x

?E x ?z
?E x ?y

? i?? H y
? ?i?? H

?H x ?z

? ?Ey

z

?H x ?y

? ?? E z

TE: Ex , H y , H z

?

?

TM: H x , Ey , Ez

?

?

二维正演:边值问题
? ?u ? ?u (? ) ? (? ) ? ?u ? 0 ?y ?y ?z ?z u ? c(c为定值,一般取为),上边界 1 ?u ? 0, ?y ?u ? -iku ?z ?u 辅助场: I=- ? ?z 侧边界 下边界
TM模式:
u ? Hx

??? ? ? ?i??
TE模式:
u ? Ex

? ? ?1 /(i??) ? ? 1 / ? ? i??

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
2

视电阻率分布

Lg(f / Hz)

模 式

TE

0

-2

36

38

40

42

44

46

48

50

Distance / km

250米
2

1150米

TM

1 000米

模 式

Lg(f / Hz)

5欧 米

0

100欧米 10欧 米

-2

36

38

40

42

44

46

48

50

Distance / km

二维正演的简单算例
2

TE 模 式

Lg(f / Hz)

阻抗相位分布

0

-2

36

38

40

42

44

46

48

50

Distance / km

250米
1150米
2

TM

1 000米

模 式

Lg(f / Hz)

5欧 米

0

100欧米 10欧 米

-2

36

38

40

42

44

46

48

50

Distance / km

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。
?2U ? k 2U ? 0 U?C ?U ?0 ?n ?U ? ?ikU ?z

上边界, C为常矢量 侧边界, n为某个侧面的单位法向 矢量 下边界

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)

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”。

?

?

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
2

视电阻率分布

Lg(f / Hz)

模 式

TE

0

-2

36

38

40

42

44

46

48

50

Distance / km

250米
2

1150米

TM

1 000米

模 式

Lg(f / Hz)

5欧 米

0

100欧米 10欧 米

-2

36

38

40

42

44

46

48

50

Distance / km

二维正演的简单算例
2

TE 模 式

Lg(f / Hz)

阻抗相位分布

0

-2

36

38

40

42

44

46

48

50

Distance / km

250米
1150米
2

TM

1 000米

模 式

Lg(f / Hz)

5欧 米

0

100欧米 10欧 米

-2

36

38

40

42

44

46

48

50

Distance / km

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
? ? ?1 ? ?? 2
?1 ? ?d T σ d ?d
1 ? d ? ii ? ? var(d i ) ? ? ? d ij ? 0 i ? j ?

模型约束目标函数: 最简单模型 最平缓模型 最光滑模型
? 2 ? [m( s )]2 ds

? ? 2 ? [?m( s)]2 ds ? ? 2 ? [? 2 m( s )]2 ds ?

? 2 ? mT m

?(m) ? ?1(m) ? ?? 2 (m) ? min

? 2 ? (?m) T (?m)
? 2 ? (? 2 m) T (? 2 m)

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, 最平缓模型约束, 正则化反演)

? ?

一维理论模型的反演对比

大地电磁观测方式示意图
Ex Hy Ey

Hz

Hx

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
lg ( Rho/ Ohm.m )
100000 10000 1000 100 10 90 60 30 0 0.001 0.1 10 lg( T/Sec. ) 1000
xy yx

100000 10000 1000 100 10 90 60 30 0 0.001 0.1 10 lg( T/Sec. ) 1000

xy yx

100000 10000 1000 100 10 90 60 30 0 0.001 0.1 10 lg( T/Sec. ) 1000

xy yx

xy yx

lg ( Rho/ Ohm.m )

100000 10000 1000 100 10 90 60 30 0 0.001 0.1 10 lg( T/Sec. ) 1000

Phase( Deg.)

100000 10000 1000 100 10 90 60 30 0 0.001 0.1 10 lg( T/Sec. ) 1000

xy yx

100000 10000 1000 100 10 90 60 30 0 0.001 0.1 10 lg( T/Sec. ) 1000

xy yx

Phase( Deg.)

岩石的电导率及其与地震和地下资源的关系
无 物 理 理 - 化 学 变 化 岩石结构 含水量 温 度 压 强 物质组成 热脱水反应
孔隙度越大,连通性越好,导电性越好 含水量越大,导电性越好 温度越高,导电性越好 流体静压力越高,导电性越差
与地下资源 (石油、媒、 金属矿、地热等) 密切相关

影 响 岩 石 导 电 性 的 因 素

与地震现象 密切相关

矿物成分不同,导电性不同
深层原因

物 理 - 化 学 变 化

使岩石的导电性迅速增加

地壳深部结构密切相关
高温熔融
部分熔融变可极大地增加岩石的导电性

地震

地 震 引 起 的 视 电 阻 率 幅 度 的 变 化

五 大 连 的池 三火 维山 成区 象电 图性 结 构

天 池
w06 w05a wq3 w04 w03aw02 w01a n01ne101 e ne2e02 ne3 ne4 ne5 ne6 ne7

0 -5 -10 -15 -20 -25 -30 -35 -40 -45 -50 -55 -60 0

log (Ohm.m)

3.4 3.2 3.0 2.8 2.6 2.4 2.2 2.0 1.8 1.6 1.4 1.2 1.0

5

10

15

20

25

30

35

40

DISTANCE ( KM )

长 白 二山 维火 反山 演区 结 果测 线 的

DEPTH ( KM )

NE

图 16. NE 剖 面 二 维 反 演 电 性 结 构

长 白 的山 三火 维山 成区 象电 图性 结 构

青藏高原东北缘的大地电磁探测

昌2井
1-1 1-2 1-3 1-4 1-5

昌4井
2-1 2-2 2-3 2-4 2-5 2-7

昌9井
2-8 2-9 2-10 2-11 2-12

大绥河
2-13 2-14

0

0

吉 林 地 热 田 探 测 的 二 维 反 演 结 果

-1

Lg(Res/Ω m)

-1

-2

-2

-3

-3

-4

-4
Depth/km

Depth/km

-5

-5

-6

-6

-7

-7

-8

-8

-9

-9

-10 0 1 2 3 4 Distance/km

-10 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 Distance/km
Jw井
4-1 4-2 4-3 4-4 4-5 4-6 4-7 4-8 4-9 4-10 4-11 4-12 4-13

3-1

3-2 3-3

3-4 3-5

3-6 3-7 3-7j

3-8

3-9

0

0

-1

-1

-2

-2

-3

-3

-4

-4
Depth/km

Depth/km

-5

-5

-6

-6

-7

-7

-8

-8

-9

-9

-10 0 1 2 3 Distance/km 4 5

-10 0 1 2 3 4 5 Distance/km 6 7 8 9

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

异常体沿走向X的延伸是变化的,分别取4、6、8、10、20、40km (蔡军涛,陈小斌,赵国泽,未发表)

二 维 反 演 结 果 的 比 较

2.地形的影响

纯地形模型

(未发表)

TE 和 的 互 换 TM 反演网格对地形的拟合

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

L1 =5.2e

0.16 S

L2 =1.5e

0.17S

(杨静、陈小斌、赵国泽,中国地球物理年刊,2009)

可视化集成系统的开发

反 演 结 果 的 非 唯 一 性 分 析

可视化集成系统的开发

龙 日 坝 断 裂

岷 江 断 裂

后 山 断 裂

中 央 断 裂

前 山 断 裂

汶川地震初步的动力学模型

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;

?

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;

?

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。

?

?


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