恐懼

[拼音]：dadi dianci ceshen

[英文]：magnetotelluric sounding

在地面上一點或多點同時觀測天然變化的、互為垂直的電磁場水平分量，用以探測地球內部的電性構造。此法分別由蘇聯的吉洪諾夫(А.Н.Тихонов)和法國的卡尼亞爾(L.Cagniard)在20世紀50年代初期提出。

假設來自高空的電磁波（圖1）

是垂直向地球入射的諧變的均勻平面波，地球是電性均勻介質，根據電磁感應定律，在地表上電磁場沿水平方向的變化率為零，垂直分量為零，所以水平電場Ex以及與其正交的水平磁場Hy的表示式為：

Ex=Ae-kz，

Hy=-k/iμAe-kz，

式中A是由邊界條件確定的積分常數。另一組相互正交的電磁場水平分量Ey和Hx也具同樣形式。若定義電場和磁場水平分量之比Z=E/H為地球的特徵阻抗，則

為一複數。式中ω是電磁場的圓頻率（ω=2π/T，T為週期，單位為秒），

為波數，ρ為地球電阻率，μ為磁導率，對一般岩石來說，μ=1。對Z取絕對值，將電場E和磁場H的單位分別取毫伏／公里和納特，則：

，

單位為歐·米。

從Ex和Hy的表示式可見，隨著深度z的增加，電磁場強度按指數衰減。若定義電磁波在深度z處的強度等於其在地表強度的

時，其穿透深度為p，則

，

一般可認為它是該電磁波的最大探測深度。可見電磁波的週期T 愈長，地球的電阻率ρ 愈高，穿透深度p就愈大，要想探測地球更深處的電性引數，就必須測量更長週期的電磁場資料。

地球實際上不是電性均勻介質。最簡單的情況是地球由水平均勻層狀介質所阻成，此時電磁場表示式同前。但由於不同地層具有不同的電阻率 ρ，所以就有不同的波數k，因而所求得的 ρ不能代表某一確定地層的電阻率值，而是各電性層的綜合反映，叫作視電阻率值ρa，

，

這就是大地電磁測深法中的卡尼亞爾標量阻抗表示式。

例如，設一個有三層水平均勻層狀的地球模型，各層的電阻率關係為ρ1<ρ2，ρ2>ρ3。擬利用大地電磁測深法確定各層的厚度和電阻率值。為此在地表一點沿垂直座標系用大地電磁測深儀測量天然變化的磁場水平分量Hx、Hy和電場水平分量Ex、Ey，通常也觀測磁場的垂直分量Hz。然後對測量的電磁場資料進行譜分析，以獲取不同週期的電磁場水平分量振幅和相位，再按視電阻率公式計算實測的視電阻率-週期曲線（圖2）

，有時也計算相位-週期曲線。當電磁場週期非常短時，由於其穿透深度很淺，ρa→ρ1；當電磁場週期很長時，由於其穿透深度很大，ρa→ρ3;在電磁波為中等週期時，除中間層外，淺層和深層電性對其也有影響，所以ρa顯示為極大（因為中間層電阻率最高），但ρa厵ρ2。為了確定每個地層的電阻率和厚度值，必須對實測的視電阻率曲線進行反演解釋。反演過程是，首先根據實測的視電阻率曲線特徵劃分地下的電性層數目，初步估算各電性層的電阻率和厚度值，這叫初始模型。其次根據理論公式計算這個初始模型的理論視電阻率曲線，並將其與實測視電阻率曲線對比（兩者經常是不一致的）。然後對初始模型不斷地進行修改，每修改一次，進行一次對比，直到理論視電阻率曲線與實測視電阻率曲線達到預定的擬合精度為止，此時的理論模型就是我們要求的地下電性分層結果。上述過程是比較簡單的一維地球構造情況下(電阻率僅沿深度 z變化)的大地電磁測深法，但各項計算仍需在電子計算機上進行。

實際上，一維地球構造是很少見的，多數是二維構造（電阻率沿深度和傾向變化）或三維構造（電阻率沿3 個互相垂直的方向變化）。二維的電磁感應關係要比一維構造複雜得多，三維構造更加複雜。電磁場水平分量之間的關係也不那樣簡單，理論推導表明：

Ex=ZxxHx+ZxyHy，

Ey=ZyxHx+ZyyHy，

即電場水平分量Ex不僅與相垂直的磁場水平分量Hy有關，而且與同方向的磁場水平分量Hx有關，電場水平分量Ey也是這樣。因為當地球電性存在側向變化或有各向異性存在時，地球的電性阻抗已不再是標量而是張量，電磁場水平分量也不再正交。此時為了表徵地球內某一點的電性，要用4個阻抗張量元素Zxy、Zyx、Zxx和Zyy，它們不僅是電磁場週期的函式（表示阻抗張量隨深度的變化），而且又是電磁場測量方位的函式（表示阻抗張量沿平面的變化）。

人們通常都是利用多組獨立觀測的電磁場資料，並根據最小二乘準則確定各阻抗張量元素的最佳估算值，然後再在平面上對其進行旋轉。如果地球是二維構造，當旋轉至構造走向方向時，Zxy和Zyx之和為極大，Zxx=Zyy=0，但Zxy厵Zyx，該方向叫張量阻抗的主軸方向;如果地球是三維構造，無論在哪個方向上，Zxy、Zyx、Zxx和Zyy都是不為零的有限值；如果地球是一維構造，不僅Zxx=Zyy=0，而且Zxy=Zyx，公式退化為最簡單的形式。

為了獲得二維構造的地球電性分層，需計算主軸方向上的視電阻率曲線，