大地电磁场的一般性质

在很大地区范围内观测到的地球天然交变电磁场称为大地电磁场。它是以地球的电场和磁场分量的变化形式表现出来的。电场部分与称为大地电流的地球区域电流的存在有关,而磁场部分与地磁变化或大地电流的变化特点有关。
关于大地电磁场的起源问题目前研究得还不够充分。但是,多数人认为它是一种宇宙现象。根据这一认识,一次场源是由太阳微粒辐射（太阳风）作用下形成的地球磁层和电离层的变化形成的。太阳风的微粒辐射流具有相当高的导电能力,所以地球的正常偶极磁场不能穿过它而受到畸变（图3-9）。在导电的电离层中形成很强且变化迅速的电流。这些电流主要集中在靠近地极70°纬度带附近,即大地电磁场的场源位于100km左右的高空处,在地球表面上的有限区域内可视为似平面波。这种平面电磁波在铅直方向上穿透地层过程中,在导电地层内激发出涡旋电流,其传播深度主要依赖于振动频率或者场的变化周期。

图3-9 地球磁层结构

1—地球偶极磁场磁力线；2—地磁场磁力线；3—磁层界线；4—过渡带；5—太阳风带
除与宇宙现象有关的低频场外,在地球上还有相对高频（3～1000Hz）的电磁场。其源可能是由工业漏电、超长波无线电台、大气电现象及地磁场的变化形成的。然而,这一频段电磁场主要来源于雷电现象。以闪电形式的放电是典型的大功率电偶极子源。观测表明,每一秒钟向地球冲击100个左右的闪电。故雷电的电磁场实际上可认为是连续的,其电磁场的强度主要依赖于放电中心的位置及电磁场传播条件的变化。
对大地电流场频谱的多年观测结果表明,其中含有多种不同频率的振动成分。场强变化与频率的关系如图3-10所示。可见频率为1Hz的变化具有最小的振幅,向高、低频段振幅均明显增加。一般认为频率低于1Hz的大地电磁场主要来源于太阳风有关的电磁场。其中,短周期振动的强度除昼夜变化外,还与季节和太阳活动状态有关。大地电磁场的最大振幅一般出现在夏季。在中纬度地区,大地电流振幅一般不超过几毫伏每千米,而磁场振幅为10－3～10－1A/m。

图3-10 天然电磁场振幅与频率关系

由于大地电磁场场源主要来自远离地面的电离层,在相当大的范围内大地电磁场的振幅、频率都是相似的,所以具有对比性。图3-11是西西里岛与撒哈拉两地同时测出的大地电磁场曲线。由图可见,尽管两地相距约2000km,但其大地电磁场的特性相似,所以说,大地电磁场在几百平方千米或更大的范围内,振幅、频率均保持一定,且能够同时相互对比,即具有对比性的特点。

图3-11 大地电磁场的特性

4.2.5.1 大地电磁测深数据处理
大地电磁测深是在地表上记录彼此正交的电场和磁场分量，经过适当的数学处理能得到反映地下地电结构的视电阻率曲线、相位曲线及其他有关资料。大地电磁测深法资料处理内容，发展很快。下面简要介绍大地电磁测深几个最基本数据处理内容和一些概念。
(1)时频变换
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，在大地电磁测深数据处理中广泛使用。
显然，在实际工作中我们无法写出电磁场的函数形式f(t)，故采用离散采样值来逼近场随时间的变化，即以时间序列Δt，2Δt，3Δt，…，nΔt对应f(nΔt)值。显然，当Δt→0时，f(nΔt)→f(t)。离散化的傅里叶变换式为

电法勘探

式中：N为总离散取样个数；f(nΔt)表示电场Ex、Ey或磁场Hx、Hy按nΔt时间序列的取样值。
频谱分析中采用快速傅里叶变换。采样时间间隔越小，选用的记录资料越长，计算结果越接近客观真实的频谱。实际上，采样毕竟是有限的，采样时间间隔必须满足采样定理的要求，即Δ≤fc(fc为截止频率)，否则会产生假频现象；大地电磁场信号f(t)在(-∞，+∞)区间上均存在，但在实际工作中记录信号的时间长度总是有限的，截断效应总是存在，大地电磁资料处理中应采取适当的措施以减少截断效应的影响。
(2)阻抗张量的计算
A.阻抗张量概念
经过傅里叶变换得到电场Ex(ω)、Ey(ω)和磁场Hx(ω)、Hy(ω)。一维大地上，电场水平分量只跟与其垂直的磁场水平分量有关，电磁场之间的关系可表示

电法勘探

可写为以下形式

电法勘探

但对于二维大地构造，电场水平分量不仅跟与其垂直的磁场水平分量有关，还跟与其平行的磁场水平分量有关。电磁场之间的一般关系式为
Ex=ZxxHx+ZxyHy
Ey=ZyxHx+ZyyHy
改写成以下形式

电法勘探

式中

电法勘探

在大地电磁测深文献中，它叫阻抗张量，其元素Zxy和Zyx叫主阻抗，而Zxx和Zyy叫辅阻抗。这样，对二维大地，我们必须使用二阶张量以代替标量阻抗。
B.阻抗张量的计算
由式(4.2.38)可知，作两次独立的观测，可得到阻抗张量元素的唯一解：

电法勘探

式中：角标1、2表示第一次和第二次观测结果。
此方程分母的行列式不为零时，则解存在，即当下面的条件成立时才有解：
Hx1Hy2-Hx2Hy1≠0
这个条件要求两组资料具有不同的极化。
实际上，阻抗资料并不是从两组资料中计算的，而是从多组资料中估算的，一般利用最小二乘法计算得到最佳阻抗值。
C.阻抗张量的性质
由式(4.2.38)可以看出，阻抗张量是初始场方向、传感器轴方向与地电参数的函数。可以证明，如果已知两个垂直的x、y方向上的阻抗值Z，那么就可以计算出任何x′和y′方向上的阻抗值Z′。也就是说阻抗Zxy、Zyx、Zxx和Zyy唯一地确定了非均匀介质中的面阻抗。因此，如果我们知道了任何一对x、y方向上的一组阻抗值，那么为了获得x′和y′方向上的阻抗值，只要将坐标旋转一定的角度即可，而无须沿着这对新方向再作附加的电磁场测量了。这一事实也说明电磁场Ex、Ey、Hx和Hy包含了平面阻抗的所有信息。
(3)坐标旋转与电性主轴上视电阻率的计算
利用构造电性主轴上的响应函数，更利于清晰地展示二维构造的电性特征。在实际的工作中，不可能事先准确地知道构造的方向，因而也就不可能沿着它们进行测量。然而我们可通过一定的判别准则估计出二维构造的走向方向，然后通过旋转一定角度方式计算出走向方向的阻抗。
假设在二维构造情况下，有一初始场相对于构造的走向x轴是任意定向的，因为大地电磁测深法只研究场源为横电磁波TEM的情况，则初始场沿构造的走向和倾向可解耦为TE极化和TM极化两种模式。可以证明，此时沿着走向和倾向方向的辅阻抗Zxx=Zyy=0。因此，在实际工作中，要将测得的电磁场数据按照使Zxx和Zyy最小或Zxy和Zyx最大的原则换算成为坐标轴绕Z轴旋转一个角度的数据，使旋转后的x、y轴平行或垂直于构造走向。这样就消除了测量坐标选择不当而使阻抗张量繁杂化的影响，从而求出反映垂直或平行构造走向的视电阻率

电法勘探


电法勘探

写成数值方程为

电法勘探


电法勘探

这样为我们的解释工作提供了两条曲线，一条是反映沿构造走向方向不同频率的视电阻率的变化，一条则是反映该点倾向方向视电阻率的垂向的变化。一维情况下ρxy≈ρyx；二维情况下ρxy≠ρyx，且二维性越强，ρxy和ρyx的差异越大。由于阻抗张量的电性主轴有90°的不确定性，因此，实际工作中需要根据其他地质-地球物理特征划分ρxy和ρyx谁代表TE极化或TM极化。三维情况下Zxx和Zyy均较大，可以以此来判定大地的三维性质。
我们知道，磁场H和电场E矢量端点在x、y平面内在随时间变化的轨迹为一椭圆，这样，根据阻抗公式所定义的视电阻率曲线，同一周期内由于场的椭圆极化改变会引起阻抗的变化，这就是根据多组记录得到的视电阻率曲线之所以分散的主要原因。
(4)静态效应影响及校正方法
所谓静态效应是指当近地表存在局部导电性不均匀体时，电流流过不均匀体表面而在其上形成“积累电荷”，由此产生一个与外电流场成正比(比例系数不随频率变化)的附加电场。它使实测的各个频率的视电阻率，相对于不存在局部不均匀体时变化一个常系数。从而使绘于双对数坐标系中的频率测深曲线，沿视电阻率轴(即纵轴)发生上下平移。当局部不均匀体为低阻体时，测深曲线向下平移；而若为高阻体，则向上平移。故通常称静态效应为静态位移或静位移。所有进行电场测量的方法，包括直流电测深、大地电磁测深和频率电磁测深都会出现这种现象。
在ρs拟断面图上，地表局部不均匀体引起的静态效应表现为直立的密集ρs等值线或垂直的纺锤形局部封闭等值线，或更复杂的形态。总的图像特征是横向范围不大的陡立密集等值线。小范围的地形起伏对地表电场的影响产生的畸变，也同表层局部不均匀体的影响相同——产生静态位移。这时，山脊相当于地表低阻体，山谷则相当于地表高阻体。
静态效应会使测深曲线的(一维)定量解释结果，无论电阻率或层厚度都产生误差；而在对ρs拟断面图作定性解释时，会使粗心的解释者误将静态效应推断为陡立的深大断裂或垂向大延深的异常体。因此，对静态效应作校正，消除或减小其影响，是MT资料处理一项不可缺少的重要任务。
下面看一个理论模型数据的静校正效果。图4.2.10示出了一个表层具有三个局部不均匀体、深部为一垂直接触带的二维模型(图4.2.10b)及其上方的MT正演数值模拟ρT拟断面图(图4.2.10a)。ρT拟断面图上对应于三个表层局部不均匀体处，出现陡立的ρT等值线带，表明存在严重的静态效应影响。它掩盖了地电断面深部电性特征，即便是进行定性解释也会导致错误的推断——存在向深部延伸的三个陡立岩脉或断层。而对实际存在的深部垂直接触带无法做出判断。

图4.2.10 二维复杂断面模型(b)及其上的ρT拟断面图(a)数值模拟结果(视电阻率单位：Ω·m)

对这一复杂的异常，我们先后用常规空间滤波、中值空间滤波和相位导出视电阻率法进行了静校正，校正后的ρT拟断面图分别示于图4.2.11a，b，c。总的看来，三种方法对静位移的压制能力都很明显，都较好地恢复了深部基本的地电特征：从上到下贯通的陡立等值线带基本消除；而在深部呈现出指示垂直接触带的由水平转向陡立的等值线簇。不过，各种方法的校正效果又有一定的差别。常规空间滤波法校正后(图4.2.11a)，表层不均匀体仍稍有显示，深部从水平转向陡立的等值线呈现出一个宽带，对垂直接触带的位置反映不清楚。中值空间滤波法看来效果最好(图4.2.11b)，表层局部不均匀体的影响完全被消除，深部从水平转向陡立的等值线比较密集，对垂直接触带的位置反映较清楚。相位校正法的效果(图4.2.11c)看来最差，如前面所预见的那样，虽然它对静态效应确有压制能力，但在深部垂直接触带处，相位导出视电阻率的等值线只反映出平缓的变化，使地下电性的横向变化显得十分模糊不清。实际工作中应比较后选用合适的校正方法。

图4.2.11 图4.2.10 所示ρT拟断面图经静校正后的结果(视电阻率单位Ω·m)

a—常规空间滤波结果；b—中值空间滤波结果；c—相位导出视电阻率结果
4.2.5.2 大地电磁测深法资料的解释
大地电磁测深资料解释的原则与直流电测深资料解释相同，亦可分为定性解释、半定量以及定量解释，应遵循从已知到未知，从易到难，不断深化的原则。
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，概要性地展示测区电性变化总体特征，从而对地质构造轮廓有一个大致的了解，以指导定量解释。制作的定性图件主要有曲线类型图、视电阻率等值线断面图、平面图等。
半定量解释是将视电阻率与频率的关系近似地转换为电阻率与深度的关系，给人一种比定性解释更为明确的关于地电断面的概念。
定量解释是在定性解释和半定量解释的基础上进行的。定量解释的任务是根据地表测得的地球响应，例如，视电阻率、相位、表面阻抗等，通过一定的数学处理(反演)求得一个合理的地电模型，定量地给出不同电性介质在地下的分布规律。
根据地质情况的复杂程度，反演分为一维、二维和三维反演。20世纪50～80年代，以一维反演为主，从20世纪90年代开始，进入到二维反演阶段。目前二、三维反演正在研究之中。
博斯蒂克(Bostick)方法是一种对一维大地电磁测深资料进行半定量解释方法，使用起来很方便。由它求得的模型虽不能完全拟合观测数据，但却能较好地反映待求模型的基本特征，因而获得广泛应用。下面介绍这种方法。
对于水平二层大地，当底层电阻率分别为无限大和零时，ρT曲线尾支与横轴成± 63°26′的直线，由式(4.2.28)和式(4.2.32)可知，其渐近线方程分别为

电法勘探

式中：S1和h1分别表示第一层的纵向电导和第一层的厚度。
将上两式相乘，可得两条渐近线交点的视电阻率为

电法勘探

这一交点与λ1/h1=8的坐标原点比较，前者稍微偏向低频一侧。在S线与H线交点的偏向高频一侧，即相对高频部分视电阻率近乎相等，也就是说在这些频点它们几乎不受断面下层电阻率的影响，而且视电阻率接近S与H线交点处的视电阻率。这说明当第二层电阻率发生任何改变时这个结论将依然成立。因此可以用交点上的数值相当准确地给出该频点所对应深度以上的电阻率，而与以下空间的电阻率无关。
上述结论可推广至一般情况，写为

电法勘探

式中： 、H和S分别为基底以上岩层的平均纵向电阻率、总厚度和总纵向电导。
这表明通过视电阻率曲线较低频渐近线上任一点都可确定出一个平均电阻率，它仅与断面中的某一深度H及其以上介质的纵向电导有关。
假设地层电性是随深度连续变化的函数，则纵向电导S可表示为

电法勘探

对H求导，得到

电法勘探

另外，对式(4.2.44)的数值取对数，一般情况下写为

电法勘探

式(4.2.49)分别对lgω求导，经整理后可得

电法勘探

式(4.2.50)代入式(4.2.48)后得到

电法勘探

由式(4.2.44)第二式又可得到

电法勘探

式(4.2.51)和式(4.2.52)就是博斯蒂克方法根据视电阻率曲线计算电阻率和深度的公式。可在实测视电阻率曲线上读出ρT与ω，并求得导数dlgρT/lgω。但考虑到测量误差，而且对实测曲线求导数会使误差增加。因此在实施博斯蒂克反演时应设法避免对实测曲线求导数。考虑到在一维介质中大地电磁阻抗是最小相位函数，振幅与相位之间的关系可由希尔伯特转换公式给出

电法勘探

由此求得近似公式

电法勘探

则

电法勘探

将式(4.2.55)代入式(4.2.51)得

电法勘探

式(4.2.52)与式(4.2.56)就是实际使用的博斯蒂克反演公式。θ(ω)可从相位曲线上读出。

大地电场与地球变化磁场密切相关（克拉耶夫 A Π，1955；孙振江，王华俊，1984；石应骏等，1985；朴化荣，1990；陈乐寿，王光锷，1990），两者的场源都是来自地球外部的各种电流体系，因而具有相同类型的变化。这种变化的电场和磁场统称为大地电磁场。这里我们将通过大地电场的讨论，来了解大地电磁场的一般性质。大地电场的变化可分为两大类，一类是地电场的平静变化，另一类是地电场的干扰变化。平静变化是连续出现的，具有确定的周期性。平静变化有多种周期性，其中变化周期为11 a的，与太阳黑子出现的周期相同；有年变化周期，与太阳公转周期相同，并与季度变化有关，夏季场强幅度大，冬季场强幅度小；有月变化周期，与月球绕地球的周期相同；有静日地电日变化，与地球自转周期相同。以上最重要的是静日地电日变化。干扰变化是偶然发生的，它有高频地电变化，周期为10^-4～1 s；有地电脉动，周期为0.2～1000 s；有地电湾扰，无周期，持续时间为1～3 h；有扰日地电日变化，周期为1 d；有地电暴，变化持续的时间为1～3 d。另外，大地电场不仅幅度随时间变化，方向也是不断改变的。在某段时间内，如果将在南北和东西两个方向测得的电场之合成矢量端点连成一条曲线，如图1-2-1所示，当该曲线近似成一条直线时，则称为线性极化；不规则时称为非线性极化。

图1-2-1 大地电场的极化

（一）地电日变化

静日地电日变化和扰日地电日变化具有相同的周期，二者叠加在一起构成的地电变化称为地电日变化。地电日变化的场源是分布在电离层中的电流系，其中静日地电日变化的电流系主要分布在中、低纬度区的上空，高度为100 km。地电日变化形态和幅度如图1-2-2所示，其幅度主要随着纬度的改变而变化。

利用世界各个地电台站上的同一时刻的大地电流观测值，可以绘出大地电场或大地电流在地面上的分布。图1-2-3是O.Gish等，利用世界时18时的全球资料编制的大地电流分布图。由于全球地电台站的数目太少，且分布不均匀南半球主要是海洋，所以此图只能给出大地电流分布的一个概貌。由图可见，南半球和北半球各有8个涡旋电流（南半球只画出4个），地球赤道是这些涡旋电流的近似对称面。赤道两侧的8个涡旋电流与静日地电变化相对应，白天电流强，夜间电流弱。高纬度处的涡旋电流与扰日地电变化相对应。地电日变化的整个过程有两次起伏，变化的平均幅度约为10 mV·km^-1。

（二）地电微变化

由于高频地电变化幅度比较小，所以常称为地电微变化，其频率如图1-2-4所示。E和H分别表示电场和磁场，二者频谱是一一对应的。从图中可以清楚地看出变化幅度与变化频率的关系：在1 Hz附近，幅度最小；高于或低于这个频率，变化幅度增大，并且在一些频段上幅度具有极值。

图1-2-2 地电场与地磁场的日变化对照图

由雷电引起的高频地电变化的频率为1～10⁴ Hz。按无线电波划分，这是低频（ELF）。地电脉动P的频率为10^-3～1 Hz，其中又可分为许多小频段。频率10^-4～10^-3 Hz的变化已经是地电湾扰了。

1.高频地电变化

有一种局部的天电系统称为雷暴系统，主要产生于赤道上空约8 km处，它产生的电磁噪音的影响几乎遍及全球。雷暴的数目在时间上也有一定的统计规律，通常最大值出现在世界时20点左右，最小值在04点左右。这种时间规律与阳光照射的地表性质有关。世界时20点左右，阳光直射到太平洋上，海水的蒸发作用最大，大气的对流最激烈，同时赤道两侧的地下电流也最强。这时，水蒸气所携带的不同电性的粒子最多，电荷的积累与释放作用也就最强烈，所以雷电暴的数目也就最多。相反，当世界时04点时，太阳直射于干燥的非洲大陆，水蒸气最少，因此雷电的数目也最少。雷电的数目还有一对次极大和次极小，分别出现在10点和02点左右。图1-2-5是利用极距为1 km的电极记录到的雷电信号，频率为8 Hz的地电变化明显可见。所记录的低空闪电产生的电磁噪声的频谱与闪电的距离有密切关系。

图1-2-3 世界时18时的全球大地电流分布图

图1-2-4 短周期电磁脉动频谱图

闪电产生的电磁脉冲示于图1-2-6，当距离很近时，单个闪电产生单个脉冲（a）。当距离很远时，由于电磁波的反射，单个闪电可以产生多个脉冲（b）。图中还附有多个雷暴对应多个脉冲的例子（c）。

图1-2-5 雷电信号记录图

2.地电脉动

太阳辐射的带电粒子一方面绕着地磁场的磁力线运动，另一方面还沿着磁力线的方向在两极之间往返振荡，带电粒子的这种运动所产生的电磁效应是电磁脉动的场源。地电脉动和地磁脉动具有相同的周期和成因，其周期为0.2～1000 s。根据脉动形态又分为规则脉动P_c型和不规则脉动P_i型。P_c型脉动的幅度较稳定，形态较规则，其持续时间从几分钟到8 h不等。P_i型脉动幅度不稳定，形态不规则，持续时间一般为10 min左右。电磁脉动主要是高纬度地区的电磁现象，夜间出现较多，季节变化复杂。在地电学研究中，电磁脉动占有重要地位。

（三）地电湾扰

由太阳辐射产生的高速太阳风（带电粒子流），在电磁场作用下，在高度约为300 km的极区电离层形成电流系，并在距离地心约5～7个地球半径的远处形成一个赤道电流环，它们分别是地电湾扰和地电暴的场源。地电湾扰是具有形态规则而无周期的电磁扰动，形如湾扰故得名。一般在高纬度地区湾扰幅度较大。

（四）地电暴

地电暴和地磁暴几乎在全球同时发生，在地磁赤道处变化幅度最大、持续时间可长达1～3 d。随着纬度升高变化幅度逐渐减小。它与太阳活动有关，在电磁暴过程中往往叠加着电磁湾扰和电磁脉动，因此电磁暴的形态十分复杂。

关于大地电磁场的起源问题虽然目前研究的还不够充分。但是，多数人认为它是一种宇宙现象。根据这一认识，天然电磁场源是由太阳微粒辐射（太阳风）作用下形成的地球磁层和电离层的变化。太阳风的微粒辐射流具有相当高的导电能力，所以地球的正常偶极磁场不能穿过它而受到畸变（见图1-2-7）。在导电的电离层中形成很强且变化迅速的电流。这些电流主要集中在靠近地极70°纬度带附近，即大地电磁场的场源位于100km左右的高空处，在地球表面上的有限区域内可视为似平面波。这种平面电磁波在铅直方向上穿透地层过程中，在导电地层内激发出涡旋电流，其传播深度主要依赖于振动频率或者场的变化周期。

图1-2-6 闪电产生的电磁脉冲