0 引言
大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] 。断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] 。随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释。并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] 。
倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常。Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念。随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究。Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释。Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析。Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高。随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中。陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量。余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果。陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律。柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏。吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究。余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟。田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律。
近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] 。林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究。之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律。严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究。
为了揭示不同类型三维断层模型的大地电磁倾子响应特征和规律,本文基于矢量有限元法开展三维断层模型的大地电磁倾子响应数值模拟,设计了直立断层、正断层、逆断层和走滑断层4种典型的三维断层模型,计算了断层模型的大地电磁倾子响应,并对不同类型三维断层模型的倾子响应特征进行分析和总结。
1 三维倾子矢量正演算法
1.1 大地电磁三维正演的边值问题
在三维介质的一般情况下,电场强度矢量E 与磁场强度矢量H 相互作用的关系遵循麦克斯韦方程组。基于大地电磁的频率范围(f 3 ~10-4 Hz),若位移电流的作用是被忽略的。将时谐场取为e - i ω t
(1a) ▽ × E = i ω μ H
(1b) ▽ × H = σ E
(1c) ▽ · E = ρ f ε
(1d) ▽ · H = 0
式中:E 是 电 场 强 度 矢 量 , E = ( E x ( x , y , z , ω ) , E y ( x , y , z , ω ) , E z ( x , y , z , ω ) ) H 是磁场强度矢量,H = ( H x ( x , y , z , ω ) , H y ( x , y , z , ω ) , H z ( x , y , z , ω ) ) σ = σ ( x , y , z ) μ ε μ 0 ε 0 ρ f E 满足如下方程:
(2) ▽ × ( 1 i ω μ ▽ × E ) = σ E
由偏微分方程组(2)先求得电场分量E x E y Ez ,之后代入式(1a)求得剩余的磁场分量H x H y H z
空气中的电场和磁场会因为地形和不均匀体的影响而变得不均匀,在进行数值模拟时必须考虑到空气层和地下介质。如图1 所示,模拟区域Ω的设置包括空气层和地下介质两个部分:在模拟区域内,空气层的电导率一般在10-6 ~10-10 S/m之间,这将使空气与地下介质的接触面变为内部边界[44 ] 。
图1
图1
三维MT数值模拟区域剖面示意(据Shi等[45 ] 修编)
Fig.1
Section diagram of numerical modeling domain for 3D MT(revised to Shi et al.[45 ] )
(3) ▽ × ▽ × Ε - i ω μ σ Ε = 0 , ( x , y , z ) ∈ Ω
(4) Ε ( x , y , z ) | ∂ Ω = g ( x , y , z ) | ∂ Ω
g 在式(4)中表示的是边界上的矢量电场,可以用一维或者二维MT计算值[46 -47 ] 。于是,大地电磁三维正演的边值问题将由式(3)与式(4)构成。
1.2 矢量有限元分析
有限元法求解上述区域(图1 )的电磁场问题,必须先对研究区域离散化处理,即对研究区域进行六面体网格剖分(如图2a 所示),沿x y z N x N y N z Δ x ( i ) ( i = 1 , … , N x ) Δ y ( j ) ( j = 1 , … , N y ) Δ z ( k ) ( k = 1 , … , N z )
图2
图2
矢量有限元法的区域剖分示意(据Nam等[48 ] )
a—区域剖分示意;b—电场分量位置
Fig.2
Domain subdivision of the vector finite element method(according to Nam et al.[48 ] )
a—domain subdivision;b—location of electric field components
六面体单元内部电场分量可以通过对六面体12条棱边的场值分量(如图2b 所示)求取插值得到:
(5) E x e = ∑ i = 1 4 N x i e E x i e , E y e = ∑ i = 1 4 N y i e E y i e , E z e = ∑ i = 1 4 N z i e E z i e
(6) E e = ∑ i = 1 12 N i e E i e
式中:在矢量有限元中代表基函数的是N i e = ( N x i e , N y i e , N z i e ) E i e e e
(7) N i = [ 1,4 ] e = 1 4 ( 1 + η η i ) ( 1 + ζ ζ i ) x →
(8) N i = [ 5,8 ] e = 1 4 ( 1 + ζ ζ i ) ( 1 + ξ ξ i ) y →
(9) N i = [ 9,12 ] e = 1 4 ( 1 + ξ ξ i ) ( 1 + η η i ) z →
式中:坐标转换函数为ξ = ( x - x c ) / a 、 η = ( y - y c ) / b 、 ζ = ( z - z c ) / c ( x c , y c , z c ) 2 a 、 2 b 、 2 c x 、 y 、 z ( ξ i , η i , ζ i )
(10) r e = ▽ × ▽ × E e - i ω μ σ E e
把矢量基函数作为权函数,采用迦辽金方法[49 -50 ] 使整个域内的积分矢量余函数为最小,即:
(11) R = ∑ e = 1 N E ∫ ∫ ∫ V e r e · N i e d v → 0
(12) r e · N i e = ( ▽ × ▽ × E e ) · N i e - i ω μ σ E e · N i e
(13) ( ▽ × A ) · B = ▽ · ( A × B ) + ( ▽ × B ) · A
(14) ( ▽ × ▽ × E e ) · N i e = ▽ · ( ▽ × E e × N i e ) + ▽ × N i e · ▽ × E e
(15) ∫ ∫ ∫ V e ▽ · ( ▽ × E e × N i e ) d v = ∯ s e ▽ × E e × N i e d s
(16) ∫ ∫ ∫ V e r e · N i e d v = ∫ ∫ ∫ V e 1 i ω μ 0 ( ▽ × E e ) · ( ▽ × N i e ) d v - ∫ ∫ ∫ V e σ E e · N i e d v + ∯ S e [ n × ( 1 i ω μ 0 ▽ × E e ) · N i e ] d s ,
式中:n 是外法线方向;Se 是单元面积分;Ve 是单元体积分。由于[ n × ( 1 i ω μ 0 ▽ × E e ) ] = [ n × H e ] e 单元的电场满足的方程为:
(17) K e E e = S e
式中:S e 表 示 场 源 项 ; E e 表 示 棱 边 上 的 电 场 ; K e [50 ] 得出:
(18) K i j e = ∫ ∫ ∫ V e 1 i ω μ 0 ( ▽ × N i e ) · ( ▽ × N j e ) d v - σ ∫ ∫ ∫ V e N i e · N j e d v
把每个单元满足的线性方程组合起来,就可以得到线性方程组,线性方程组满足于整个计算域上的电场:
(19) K · E = s
式中:K 是系统刚度矩阵;E 是整个计算域的网格单元棱边上的电场值向量,s 是源向量,由计算域的上、下、左、右的边界场值与边界上的单元刚度矩阵计算得到。此大型稀疏对称方程利用稳定的双共梯度法求解,求得计算域上网格单元棱边上的电场值,然后根据麦克斯韦方程组式(1a)微分求取磁场。
1.3 三维倾子矢量计算
根据Newman等[51 -52 ] 的研究,假定表面电场和磁场分别是由两个线性无关的场源激发出来的:E x 1 E y 1 H x 1 H y 1 H z 1 E x 2 E y 2 H x 2 H y 2 H z 2
(20) T = [ T z x T z y ] = [ H z 1 H z 2 ] · H x 1 H x 2 H y 1 H y 2 - 1
(21) T z x = H z 1 H y 2 - H z 2 H y 1 H x 1 H y 2 - H x 2 H y 1
(22) T z y = H z 2 H x 1 - H z 1 H x 2 H x 1 H y 2 - H x 2 H y 1
式中:下标1,2表示极化模式,下标x 、y 表示x 、y 分量;H 表示磁场;T 表示倾子矢量,T z x T z y T 在x 方向和y 方向的分量。
(23) A 1 = ( T z x r 2 + T z x i 2 ) 1 / 2
(24) A 2 = ( T z y r 2 + T z y i 2 ) 1 / 2
(25) φ 1 = a r c t a n ( T z x i T z x r )
(26) φ 2 = a r c t a n ( T z y i T z y r )
式中:T z x r T z x i 分 别 表 示 倾 子 矢 量 分 量 T z x T z y r T z y i 分 别 表 示 倾 子 矢 量 分 量 T z y
2 正演算法验证
为了验证本文三维正演算法的正确性,采用林昌洪等[41 ] 发表的二维棱柱体地电模型(图3 ),二维棱柱体的走向为x 方向,几何尺寸为6 km(y 方向)×3 km(z 方向),电阻率为10 Ω∙m,顶界面埋深为3 km,围岩电阻率为100 Ω∙m,为了尽量避免对y 方向的三维影响,将二维棱柱体沿x 方向延伸322 km。
图3
图3
中心低阻模型示意
Fig.3
Schematic diagram of the central low-resistance model
分别用本文的三维矢量有限元法(vector finite element method,VFEM)和Wannamaker等[53 ] 的二维有限元法(finite element method,FEM)计算棱柱体模型的电场、磁场和倾子响应。图4 、图5 和图6 为观测频率1 Hz时上述两种模拟方法计算的电场(Ex )、水平磁场(Hy )和垂直磁场(Hz )结果对比,图7 、图8 和图9 为观测频率0.1 Hz时两种模拟方法计算的电场(Ex )、水平磁场(Hy )和垂直磁场(Hz )结果对比,图10 和图11 为两种模拟方法计算的倾子(Tzy )响应实部和虚部数据对比(频率为1 Hz和0.1 Hz)。由两种方法的模拟结果对比可以看出,本文的三维矢量有限元法(3D VFEM)计算的电场、磁场和倾子结果与二维有限元法(2D FEM)计算的结果一致,表明本文三维正演算法的计算结果是准确可靠的。
图4
图4
二维棱柱体模型电场分量的二维有限元数值解和三维矢量有限元数值解的对比(1 Hz)
a—Ex 分量的实部曲线;b—Ex 分量的虚部曲线
Fig.4
Comparison of the 2D finite element numerical solution and the 3D vector finite element numerical solution of the electric field component of the 2D prism model (1 Hz)
a—plot of the real part of the Ex component;b—imaginary plot of the Ex component
图5
图5
二维棱柱体模型水平磁场分量的二维有限元数值解和三维矢量有限元数值解的对比(1 Hz)
a—Hy 分量的实部曲线;b—Hy 分量的虚部曲线
Fig.5
Comparison of the 2D finite element numerical solution and the 3D vector finite element numerical solution of the horizontal magnetic field component of the 2D prism model (1 Hz)
a—plot of the real part of the Hy component;b—imaginary plot of the Hy component
图6
图6
二维棱柱体模型垂直磁场分量的二维有限元数值解和三维矢量有限元数值解的对比(1 Hz)
a—Hz 分量的实部曲线;b—Hz 分量的虚部曲线
Fig.6
Comparison of the 2D finite element numerical solution and the 3D vector finite element numerical solution of the perpendicular magnetic field component of the 2D prism model (1 Hz)
a—plot of the real part of the Hz component ;b —imaginary plot of the Hz component
图7
图7
二维棱柱体模型电场分量的二维有限元数值解和三维矢量有限元数值解的对比(0.1 Hz)
a—Ex 分量的实部曲线;b —Ex 分量的虚部曲线
Fig.7
Comparison of the 2D finite element numerical solution and the 3D vector finite element numerical solution of the electric field component of the 2D prism model (0.1Hz)
a—plot of the real part of the Ex component ;b —imaginary plot of the Ex component
图8
图8
二维棱柱体模型水平磁场分量的二维有限元数值解和三维矢量有限元数值解的对比(0.1 Hz)
a—Hy 分量的实部曲线;b —Hy 分量的虚部曲线
Fig.8
Comparison of the 2D finite element numerical solution and the 3D vector finite element numerical solution of the horizontal magnetic field component of the 2D prism model (0.1 Hz)
a—plot of the real part of the Hy component ;b —imaginary plot of the Hy component
图9
图9
二维棱柱体模型垂直磁场分量的二维有限元数值解和三维矢量有限元数值解的对比(0.1 Hz)
a—Hz 分量的实部曲线;b —Hz 分量的虚部曲线
Fig.9
Comparison of the 2D finite element numerical solution and the 3D vector finite element numerical solution of the perpendicular magnetic field component of the 2D prism model (0.1 Hz)
a—plot of the real part of the Hz component ;b —imaginary plot of the Hz component
图10
图10
二维棱柱体模型倾子响应实部的二维有限元数值解和三维矢量有限元数值解的对比
Fig.10
Comparison of the 2D finite element numerical solution and the 3D vector finite element numerical solution of the tipper response real part of the 2D prism model
图11
图11
二维棱柱体模型倾子响应虚部的二维有限元数值解和三维矢量有限元数值解的对比
Fig.11
Comparison of the 2D finite element numerical solution and the 3D vector finite element numerical solution of the tipper response imaginary part of the 2D prismatic model
3 三维断层模型倾子响应模拟及分析
为了模拟不同类型三维断层模型的倾子响应特征,设计直立断层、正断层、逆断层和走滑断层4种断层模型。设计模型采用三维直角坐标系,定义x 方向为SN向,y 方向为EW向,z 方向为深度方向,4种断层模型的走向均为北偏东60°方向。采用的频点为1 000、100、10、2、1、0.1、0.01和0.001 Hz,共8个频点。
3.1 直立断层
构建的直立断层地电模型如图12 所示,图12a 为直立断层模型的平面示意,图12b 是垂直于断层走向的剖面,剖面的方位角为330°,断层走向为北偏东60°方向,延伸长度为32 km,断层的宽度为2 km,顶界面埋深为1 km,底界面埋深为4 km。围岩的电阻率为100 Ω∙m,断层的电阻率为10 Ω∙m,上覆盖层的电阻率为10 Ω∙m。
图12
图12
沿北偏东60°方向延伸的直立断层模型示意
a—x-y 平面示意;b—垂直于断层走向的的剖面示意
Fig.12
Schematic diagram of upright fault model extending in the direction of north-northeast at 60°
a—schematic diagram of the x-y plane;b—schematic diagram of a profile perpendicular to the fault trend
图13a~h 分别是沿北偏东60°方向延伸直立断层的Tzx 倾子实部、Tzy 倾子实部、Tzx 倾子虚部、Tzy 倾子虚部、Tzx 倾子振幅、Tzy 倾子振幅、Tzx 倾子相位和Tzy 倾子相位拟断面,选取的测线位置为x =-0.5 km。图13 中黑色线条所标注的区域为直立断层的中心区域,黑色线条的绘制是依据大地电磁测深趋肤深度计算公式估算断层模型上底埋深与下底埋深对应的观测频率。从Tzx 和Tzy 的实部拟断面(图13a 和13b )可以看出:倾子响应值表现为左低右高,呈近对称状分布,直立断层位于高值区域和低值区域之间,且略偏向低值区域,偏向低值区域是由于断层走向不是正南北向,而是沿北偏东60°方向展布所致。从Tzx 和Tzy 虚部的拟断面(图13c 和13d )可以看出:左边中高频为低值,低频为高值;右边中高频为高值,低频为低值,且断层位置略偏离于高低值过渡带中心,同样也是由于断层非正南北向展布所致。从Tzx 和Tzy 振幅的拟断面(图13e 和13f )可以看出:倾子振幅响应能较好地将低阻断层的特征表示出来。断层中心位置明显,位于倾子振幅拟断面图的左右两个最大值对称区域的等值线接触带。Tzx 和Tzy 的相位拟断面(图13g 和13h )反映比较复杂,难以看出断层的特征。通过以上分析可知,倾子实、虚部响应结果可以反映断层的位置和从浅至深的直立延伸特征,倾子振幅响应结果可以有效反映直立断层的位置和规模等信息。
图13
图13
沿北偏东60°方向延伸的直立断层倾子拟断面
a—Tzx 倾子实部拟断面;b—Tzy 倾子实部拟断面;c—Tzx 倾子虚部拟断面;d—Tzy 倾子虚部拟断面;e—Tzx 倾子振幅拟断面;f—Tzy 倾子振幅拟断面;g—Tzx 倾子相位拟断面;h—Tzy 倾子相位拟断面
Fig.13
Schematic of a upright fault dip profile extending in the direction of north-northeast at 60°
a—Tzx tipper real part pseudo-section diagram;b—Tzy tipper real part pseudo-section diagram;c—Tzx tipper imaginary part pseudo-section diagram;d—Tzy tipper imaginary part pseudo-section diagram;e—pseudo-section diagram of the amplitude of the Tzx tipper;f—pseudo-section diagram of the amplitude of the Tzy tipper;g—pseudo-section diagram of the phase of the Tzx tipper;h—pseudo-section diagram of the phase of the Tzy tipper
图14a~h 分别表示在频率为0.1 Hz时,沿北偏东60°方向延伸直立断层的Tzx 倾子实部、Tzy 倾子实部、Tzx 倾子虚部、Tzy 倾子虚部、Tzx 倾子振幅、Tzy 倾子振幅、Tzx 倾子相位和Tzy 倾子相位平面等值线,图中黑色线条所标注的区域为直立断层的位置。从Tzx 和Tzy 的实部和虚部平面(图14a、14b、14c 和14d )可以看出:断层处在实部、虚部高值和低值的过渡带上,过渡带的展布特征能明显反映出断层的走向。从Tzx 和Tzy 的振幅和相位平面(图14e、14f、14g 和14h )可看出:断层位置处在振幅平面图两高值所夹的低值条带区域,低值条带区域能明显反映出断层的宽度和走向;相位对于断层的识别也明显。通过以上分析可知,利用倾子的实部、虚部、振幅和相位响应结果可以用来推测直立断层的宽度、走向和边界等信息。
图14
图14
频率为0.1 Hz时沿北偏东60°方向延伸的直立断层倾子平面等值线
a—Tzx 倾子实部平面等值线;b—Tzy 倾子实部平面等值线;c—Tzx 倾子虚部平面等值线;d—Tzy 倾子虚部平面等值线;e—Tzx 倾子振幅平面等值线;f—Tzy 倾子振幅平面等值线;g—Tzx 倾子相位平面等值线;h—Tzy 倾子相位平面等值线
Fig.14
Contour map of the tilt plane of a upright fault extending in the direction of north-northeast at 60° at a frequency of 0.1 Hz
a—contour map of the real part of the Tzx tipper plane;b—contour map of the real part of the T z y tipper plane ;c —contour map of the imaginary part of the Tzx tipper plane ;d —contour map of the imaginary part of the T z y tipper plane ;e —contour map of the amplitude part of the Tzx tipper plane ;f —contour map of the amplitude part of the Tzy tipper plane ;g —contour map of the phase part of the Tzx tipper plane ;h —contour map of the phase part of the Tzy tipper plane
3.2 正断层
构建的正断层模型如图15 所示,图15a 为正断层模型的平面示意,图15b 是垂直于断层走向的剖面,剖面的方位角为330°,断层走向为北偏东60°方向,延伸长度为32 km,断层的倾角约为17°,断层破碎带的宽度为2 km,断层的顶界面埋深为1 km,底界面埋深为6 km。断层上盘和下盘的电阻率均为5 000 Ω∙m,上覆盖层的电阻率为500 Ω∙m,断层破碎带的电阻率为10 Ω∙m,围岩的电阻率为500 Ω∙m。
图15
图15
沿北偏东60°方向延伸的正断层模型示意
a—x-y 平面示意;b—垂直于断层走向的剖面示意
Fig.15
Schematic diagram of normal fault model extending in the direction of north-northeast at 60°
a—schematic diagram of the x-y plane;b—schematic diagram of a profile perpendicular to the fault trend
图16a~h 分别是沿北偏东60°方向延伸正断层的Tzx 倾子实部、Tzy 倾子实部、Tzx 倾子虚部、Tzy 倾子虚部、Tzx 倾子振幅、Tzy 倾子振幅、Tzx 倾子相位和Tzy 倾子相位拟断面,选取的测线位置为x =-0.5 km。图16 中黑色线条所标注的区域为正断层的中心区域,图中黑色线条表示的倾角是依据倾子实虚部、幅值、相位拟断面图的形态特征并结合了实际断层模型的产状给出;同时,基于大地电磁测深趋肤深度公式,结合实际断层模型的几何参数,再通过断层和围岩的电阻率估算断层模型上断点和下断点所对应的观测频率,确定黑色线条的上端点和下端点(以下逆断层模型拟断面图中黑色线条的绘制也采用此依据)。从Tzx 和Tzy 的实部拟断面(图16a 和16b )可以看出:断层上盘的倾子响应特征表现为高值区域,下盘的倾子响应特征表现为低值区域,断层破碎带位于高低值等值线接触带上,接触带的展布特征能明显反映出断层的倾向与倾角。从Tzx 和Tzy 虚部拟断面(图16c 和16d )可以看出:断层上盘的倾子响应特征表现为低值区域,下盘的倾子响应特征表现为高值区域,断层破碎带在虚部拟断面图上接触带的展布特征同样能明显反映出断层的倾向与倾角。从Tzx 和Tzy 的振幅拟断面(图16e 和16f )可以看出:倾子响应表现为左边数值略小的高值区域和右边数值略大的高值区域,断层位置在倾子振幅拟断面的高值区域与低值区域的接触带上。从Tzx 和Tzy 相位拟断面(图16g 和16h )可以看出:相位高、低值在拟断面图中分布较为复杂,整体上能基本反映断层的特征,但相比于振幅,其对断层特征的展现能力有限。通过分析可知,倾子的实部、虚部响应结果可以用来判断断层在深度方向的空间展布,且实部对断层面的反映效果比虚部更为突出,倾子的振幅响应比相位响应更能有效反映断层的特征。
图16
图16
沿北偏东60°方向延伸的正断层倾子拟断面
a—Tzx 倾子实部拟断面;b—Tzy 倾子实部拟断面;c—Tzx 倾子虚部拟断面;d—Tzy 倾子虚部拟断面; e—Tzx 倾子振幅拟断面;f—Tzy 倾子振幅拟断面;g—Tzx 倾子相位拟断面;h—Tzy 倾子相位拟断面
Fig.16
Pseudo-section diagram of a normal fault dip extending in the direction of north-northeast at 60°
a—Tzx tipper real part pseudo-section diagram;b—Tzy tipper real part pseudo-section diagram;c—Tzx tipper imaginary part pseudo-section diagram;d—Tzy tipper imaginary part pseudo-section diagram;e—pseudo-section diagram of the amplitude of the Tzx tipper;f—pseudo-section diagram of the amplitude of the Tzy tipper;g—pseudo-section diagram of the phase of the Tzx tipper;h—pseudo-section diagram of the phase of the Tzy tipper
图17a~h 分别表示在频率为0.1 Hz时,沿北偏东60°方向延伸正断层的Tzx 倾子实部、Tzy 倾子实部、Tzx 倾子虚部、Tzy 倾子虚部、Tzx 倾子振幅、Tzy 倾子振幅、Tzx 倾子相位和Tzy 倾子相位平面等值线,图中黑色线条所标注的区域为正断层的上断点和下断点的位置。从Tzx 和Tzy 的实部和虚部平面(图17a、17b、17c 和17d )可以看出:正断层实部和虚部平面图的左边区域均表现为高值,右边区域均表现为低值,可以推断出断层上断点位于实部和虚部低值异常体的中心位置,断层下断点位于实部和虚部高值异常体的中心位置。从Tzx 和Tzy 的振幅和相位平面(图17e、17f、17g 和17h )可以看出:断层位置处在振幅平面图低值所夹的两最高值的中心区域,断层的倾向在平面图上为从略小的高值区域到略大的高值区域方向,相位对于断层上断点和下断点的识别较弱。通过分析可知,倾子的实部、虚部和振幅响应的平面等值线图都能展现出正断层的走向和规模,而倾子的相位响应只能反映出正断层的走向。
图17
图17
频率为0.1 Hz时沿北偏东60°方向延伸的正断层倾子平面等值线
a—Tzx 倾子实部平面等值线;b—Tzy 倾子实部平面等值线;c—Tzx 倾子虚部平面等值线;d—Tzy 倾子虚部平面等值线;e—Tzx 倾子振幅平面等值线;f—Tzy 倾子振幅平面等值线;g—Tzx 倾子相位平面等值线;h—Tzy 倾子相位平面等值线
Fig.17
Contour map of the tipper plane of a normal fault extending in the direction of north-northeast at 60° at a frequency of 0.1 Hz
a—contour map of the real part of the Tzx tipper plane;b—contour map of the real part of the Tzy tipper plane ;c —contour map of the imaginary part of the Tzx tipper plane;d—contour map of the imaginary part of the Tzy tipper plane; e—contour map of the amplitude part of the Tzx tipper plane;f—contour map of the amplitude part of the Tzy tipper plane;g—contour map of the phase part of the Tzx tipper plane;h—contour map of the phase part of the Tzy tipper plane
3.3 逆断层
构建的逆断层模型如图18 所示,图18a 为逆断层模型的平面示意,图18b 是垂直于断层走向的剖面,剖面的方位角为330°,断层走向为北偏东60°方向,延伸长度为32 km,断层的倾角约为17°,断层破碎带的宽度为2 km,断 层 的 顶 界 面 埋 深 为 1
图18
图18
沿北偏东60°方向延伸的逆断层模型示意
a—x-y 平面示意;b—垂直于断层走向的剖面示意
Fig.18
Schematic diagram of reverse fault model extending in the direction of north-northeast at 60°
a—schematic diagram of the x-y plane;b—schematic diagram of a profile perpendicular to the fault trend
图19~h 分别表示:沿北偏东60°方向延伸逆断层的Tzx 倾子实部、Tzy 倾子实部、Tzx 倾子虚部、Tzy 倾子虚部、Tzx 倾子振幅、Tzy 倾子振幅、Tzx 倾子相位和Tzy 倾子相位拟断面,选取的测线位置为x =-0.5 km,图19 中黑色线条所标注的区域为逆断层的中心区域。从Tzx 和Tzy 的实部和虚部拟断面(图19a、19b、19c 和19d )可以看出:断层上盘的倾子响应特征表现为低值区域,断层下盘的倾子响应特征表现为高值区域,断层破碎带位于实部高低值的等值线接触带上,对断层面的倾向和倾角反映明显。断层虚部上盘的倾子响应特征表现为高值,下盘的倾子响应特征表现为低值。从Tzx 和Tzy 的振幅拟断面(图19e 和19f )可以看出:断层位置在倾子振幅拟断面的两个最大值区域接触带上,倾子响应表现为左边数值略大的高值区域和右边数值略小的高值区域,与正断层有明显的区别。从Tzx 和Tzy 的相位拟断面(图19g 和19h )可以看出:倾子右边的相位对断层上盘和下盘有微弱的反映。通过分析可知,对于逆断层来讲,倾子的实部、虚部响应结果可以用来判断断层在深度方向的展布特征,且虚部对断层面的反映效果比实部更为明显,倾子的振幅响应比相位响应更能有效反映断层的特征,利用倾子的振幅响应可用于区分正断层和逆段层的性质。
图19
图19
沿北偏东60°方向延伸的逆断层倾子拟断面
a—Tzx 倾子实部拟断面;b—Tzy 倾子实部拟断面;c—Tzx 倾子虚部拟断面;d—Tzy 倾子虚部拟断面;e—Tzx 倾子振幅拟断面;f—Tzy 倾子振幅拟断面;g—Tzx 倾子相位拟断面;h—Tzy 倾子相位拟断面
Fig.19
Pseudo-section diagram of a reverse fault dip extending in the direction of north-northeast at 60°
a—Tzx tipper real part pseudo-section diagram;b—Tzy tipper real part pseudo-section diagram;c—Tzx tipper imaginary part pseudo-section diagram;d—Tzy tipper imaginary part pseudo-section diagram;e—pseudo-section diagram of the amplitude of the Tzx tipper;f—pseudo-section diagram of the amplitude of the Tzy tipper;g—pseudo-section diagram of the phase of the Tzx tipper;h—pseudo-section diagram of the phase of the Tzy tipper
图20a~h 分别表示在频率为0.1 Hz时,与沿北偏东60°方向延伸逆断层的Tzx 倾子实部、Tzy 倾子实部、Tzx 倾子虚部、Tzy 倾子虚部、Tzx 倾子振幅、Tzy 倾子振幅、Tzx 倾子相位和Tzy 倾子相位平面等值线,图中黑色线条所标注的区域为逆断层的上断点和下断点的位置。从Tzx 和Tzy 的实部和虚部平面(图20a、20b、20c 和20d )可以看出:逆断层响应的倾子实部和虚部平面图左边区域均表现为低值,右边区域均表现为高值,可以推断出断层上断点位于实部和虚部高值异常体的中心位置,断层下断点位于实部和虚部低值异常体的中心位置。因此,倾子的实部和虚部响应均能体现出逆断层的走向和规模。从Tzx 和Tzy 的振幅和相位平面(图20e、20f、20g 和20h )可以看出:断层上、下断点的位置处在振幅平面图低值所夹的两最高值的中心区域,能清晰地展现断层的走向和规模,相位对于断层上断点和下断点的识别较弱,但也能反映出断层的走向。
图20
图20
频率为0.1 Hz时沿北偏东60°方向延伸的逆断层倾子平面等值线
a—Tzx 倾子实部平面等值线;b—Tzy 倾子实部平面等值线;c—Tzx 倾子虚部平面等值线;d—Tzy 倾子虚部平面等值线;e—Tzx 倾子振幅平面等值线;f—Tzy 倾子振幅平面等值线;g—Tzx 倾子相位平面等值线;h—Tzy 倾子相位平面等值线
Fig.20
Contour map of the tipper plane of a reverse fault extending in the direction of north-northeast at 60° at a frequency of 0.1 Hz
a—contour map of the real part of the Tzx tipper plane ;b —contour map of the real part of the Tzy tipper plane ;c —contour map of the imaginary part of the Tzx tipper plane ;d —contour map of the imaginary part of the Tzy tipper plane ;e —contour map of the amplitude part of the Tzx tipper plane ;f —contour map of the amplitude part of the Tzy tipper plane ;g —contour map of the phase part of the Tzx tipper plane ;h —contour map of the phase part of the Tzy tipper plane
3.4 走滑断层
构建的走滑断层模型如图21 所示,图21a 为走滑断层模型的平面示意,图21b 是垂直于断层走向的剖面,剖面的方位角为330°,断层走向为北偏东60°方向,延伸长度为24 km,两盘的错动距离为5 km,断层破碎带的宽度为2 km,断 层 的 顶 界 面 埋 深 为 1
图21
图21
沿北偏东60°方向延伸的走滑断层模型示意
a—x-y 平面示意;b—垂直于断层走向的剖面示意
Fig.21
Schematic diagram of strike-slip fault model extending in the direction of north-northeast at 60°
a—schematic diagram of the x-y plane;b—schematic diagram of a profile perpendicular to the fault trend
图22a~h 分别表示沿北偏东60°方向延伸走滑断层的Tzx 倾子实部、Tzy 倾子实部、Tzx 倾子虚部、Tzy 倾子虚部、Tzx 倾子振幅、Tzy 倾子振幅、Tzx 倾子相位和Tzy 倾子相位拟断面,选取的测线位置为x =-0.5 km。图22 中黑色线条所标注的区域为走滑断层中心区域,黑色线条的绘制是依据大地电磁测深趋肤深度计算公式估算断层模型上底埋深与下底埋深对应的观测频率。从Tzx 和Tzy 的实部拟断面(图22a 和22b )可以看出:断层倾子响应拟断面的左边区域表现为低值,右边区域表现为高值,断层破碎带位于最大值区域和最小值区域之间,且略偏向高值区域,偏向高值区域是由于断层两盘错动引起的岩性不均匀所致。从Tzx 和Tzy 的虚部拟断面(图22c 和22d )可看出:左边区域中高频表现为低值,低频为高值,右边区域中高频表现为高值,低频为低值,且断层位置略偏离于高低值过渡带中心,同样也是由于断层两盘错动引起的岩性不均匀所致。从Tzx 和Tzy 的振幅拟断面(图22e 和22f )可以看出:两个振幅高值区域呈近对称状分布于左右两边,断层破碎带位于两个高值区域之间。从Tzx 和Tzy 的相位拟断面(图22g 和22h )可以看出:倾子的相位特征比较复杂,未能反映断层的特征。通过以上分析可知,倾子实、虚部响应结果可以反映断层破碎带的位置和规模,振幅拟断面能反映断层的位置和断层破碎带的大致形状以及规模。
图22
图22
沿北偏东60°方向延伸的走滑断层倾子拟断面
a—Tzx 倾子实部拟断面;b—Tzy 倾子实部拟断面;c—Tzx 倾子虚部拟断面;d—Tzy 倾子虚部拟断面;e—Tzx 倾子振幅拟断面;f—Tzy 倾子振幅拟断面;g—Tzx 倾子相位拟断面;h—Tzy 倾子相位拟断面
Fig.22
Pseudo-section diagram of a strike-slip fault dip extending in the direction of north-northeast at 60°
a—Tzx tipper real part pseudo-section diagram;b—Tzy tipper real part pseudo-section diagram;c—Tzx tipper imaginary part pseudo-section diagram;d—Tzy tipper imaginary part pseudo-section diagram;e—pseudo-section diagram of the amplitude of the Tzx tipper;f—pseudo-section diagram of the amplitude of the Tzy tipper;g—pseudo-section diagram of the phase of the Tzx tipper;h—pseudo-section diagram of the phase of the Tzy tipper
图23a~h 分别表示:在频率为0.1 Hz时,沿北偏东60°方向延伸走滑断层的Tzx 倾子实部、Tzy 倾子实部、Tzx 倾子虚部、Tzy 倾子虚部、Tzx 倾子振幅、Tzy 倾子振幅、Tzx 倾子相位和Tzy 倾子相位平面等值线,图中黑色线条所标注的区域为走滑断层两个盘的位置。从Tzx 和Tzy 的实部平面(图23a 和23b )可以看出:断层规模反映明显,断层左盘的倾子响应表现为低值区域,右盘的倾子响应表现为高值区域,断层破碎带位于最小值和最大值之间的等值线接触带上。从Tzx 和Tzy 的虚部平面(图23c 和23d )可以看出:断层左盘的倾子响应表现为高值区域,右盘的倾子响应表现为低值区域。从Tzx 和Tzy 的振幅平面(图23e 和23f )可以看出:断层左盘和右盘的倾子响应表现为高值区域,断层破碎带位于振幅平面图两高值所夹的低值条带区域,能明显看出走滑断层两盘的相互错动,也能反映出断层的错动方向、错动幅度以及断层的走向。从Tzx 和Tzy 的相位平面(图23g 和23h )可以看出:倾子的相位响应只能反映出断层的走向。经过以上分析,倾子的实部和虚部响应能看出来走滑断层两盘的相互错动位置,也能反映出断层的错动方向、错动幅度以及断层的走向,倾子的振幅响应能展现出断层的走向、规模以及两盘的相对错动状态,而倾子的相位响应只能反映出断层的走向。
图23
图23
频率为0.1 Hz时沿北偏东60°方向延伸的走滑断层倾子平面等值线
a—Tzx 倾子实部平面等值线;b —Tzy 倾子实部平面等值线;c —Tzx 倾子虚部平面等值线;d —Tzy 倾子虚部平面等值线;e —Tzx 倾子振幅平面等值线;f —Tzy 倾子振幅平面等值线;g —Tzx 倾子相位平面等值线;h —Tzy 倾子相位平面等值线
Fig.23
Contour map of the tipper plane of a strike-slip fault extending in the direction of north-northeast at 60°at a frequency of 0.1 Hz
a—contour map of the real part of the Tzx tipper plane ;b —contour map of the real part of the Tzy tipper plane ;c —contour map of the imaginary part of the Tzx tipper plane ;d —contour map of the imaginary part of the Tzy tipper plane ;e —contour map of the amplitude part of the Tzx tipper plane ;f —contour map of the amplitude part of the Tzy tipper plane ;g —contour map of the phase part of the Tzx tipper plane ;h —contour map of the phase part of the Tzy tipper plane
4 结论
基于矢量有限元法开展了三维断层模型的大地电磁倾子响应数值模拟,通过对4种不同类型断层模型的数值模拟并分析模拟结果,获得结论如下:
1)对于直立断层,倾子响应的实部、虚部和振幅能全面地反映断层的特征信息,而相位表现复杂,对断层信息的反映有限,仅能体现断层的走向信息;对于正断层和逆断层,倾子响应的实部和虚部对于上盘、下盘的区分和断层的走向、倾向和规模等信息的表现要优于振幅和相位,相比来说,实部更易于识别正断层,虚部更适用于识别逆断层;对于走滑断层,实部、虚部和振幅更能完整地反映断层的信息和特征,而相位只能反映断层的走向特征。
2)对于4种类型的三维断层,都能从倾子响应的实部、虚部和振幅图中看出断层模型的位置、规模和产状,而相位只能反映断层的走向。
3)倾子响应的实部和虚部更适用于区分正断层和逆断层的断层特征,倾子响应的振幅更适用于区分直立断层和走滑断层的断层特征。
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殷长春 , 张博 , 刘云鹤 , 等 . 面向目标自适应三维大地电磁正演模拟
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DOI:10.6038/cjg20170127
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本文将面向目标的自适应算法应用于三维大地电磁数值模拟.使用基于非结构网格的矢量有限单元法对起伏地表大地电磁正演模拟问题进行求解.使用利用垂向电流密度在物性界面上的连续性对后验误差进行估算的算法指导网格优化.由于全局自适应算法针对观测点优化网格的能力较差，本文通过求解正演问题的对偶问题计算后验误差的加权系数，并对相关加权系数进行改进，从而实现了面向目标的自适应算法.与传统基于结构化网格的电磁正演算法相比，采用非结构网格能够更好地拟合起伏地表和地下不规则异常体.由于使用了面向目标的自适应算法，本文能够使用更少的网格达到较高的计算精度.通过对比本文模拟结果与半空间响应和全局自适应算法计算结果，并通过对比使用改进前和改进后加权系数得到的网格剖分结果验证了本文算法的有效性.
Yin C C Zhang B Liu Y H , et al . A goal-oriented adaptive algorithm for 3D magnetotelluric forward modeling
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田郁 , 乐彪 . 复杂异常体模型下的三维MT倾子正演模拟
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顾观文 , 李桐林 . 基于矢量有限元的带地形大地电磁三维反演研究
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DOI:10.6038/cjg2020N0321
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研究了基于矢量有限元方法的大地电磁带地形三维反演算法并开发了三维反演计算程序代码.在大地电磁场正演数值模拟方面，采用并行直接稀疏求解器PARDISO且无需进行散度校正的快速正演方案，对典型地形模型，在中等规模计算条件下，与双共轭梯度法（BICG）计算结果比较，发现PARDISO比BICG快10倍以上；通过理论模型试算，并与前人的有限元法计算结果对比，验证了带地形三维正演计算程序的正确性.在反演方面，本研究基于共轭梯度方法编写了大地电磁带地形三维反演代码，为了避免直接求取雅可比矩阵，将反演中的雅可比矩阵计算问题转为求解两次"拟正演"问题，进而将PARDISO的快速正演方案应用于"拟正演"问题的求解，以提高反演计算效率.利用开发的反演算法对多个带地形地电模型的合成数据进行了三维反演，反演结果能很好地重现理论模型的电性结构，验证了本文开发的三维反演算法的正确性和可靠性.最后，利用该算法反演了某矿区大地电磁实测数据，反演得到的三维电性结构清晰地反映了研究区的地电特征，将反演结果与该区已有地质资料结合进行解释，应用效果明显，进一步验证了本文算法的有效性.
Gu G W Li T L . Three-dimensional magnetotelluric inversion with surface topography based on the vector finite element method
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Long period magnetotelluric studies in the western part of the bohemian massif
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... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
EM induction in elongated conductors normal to a coastline with application to geomagnetic measurements in Nigeria
1
1997
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
2D inversion of 3D magnetotelluric data:The Kayabe dataset
1
1999
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
基于三维有限元的航空大地电磁倾子响应特征
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2021
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
基于三维有限元的航空大地电磁倾子响应特征
1
2021
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
1
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
断层的大地电磁响应的研究
1
1999
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
断层的大地电磁响应的研究
1
1999
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
断层构造的大地电磁响应曲线变化特征的研究
1
2004
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
断层构造的大地电磁响应曲线变化特征的研究
1
2004
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
音频大地电磁测深法对正、逆断层的精细解释
1
2013
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
音频大地电磁测深法对正、逆断层的精细解释
1
2013
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
隐伏地质构造的大地电磁有限单元法正演模拟
1
2012
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
隐伏地质构造的大地电磁有限单元法正演模拟
1
2012
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
三维断层模型的MT正演响应及极化模式分析
1
2016
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
三维断层模型的MT正演响应及极化模式分析
1
2016
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
高频大地电磁测深在断层构造探测中的应用研究
1
2007
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
高频大地电磁测深在断层构造探测中的应用研究
1
2007
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
城市断层深部结构大地电磁阵列探测
1
2011
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
城市断层深部结构大地电磁阵列探测
1
2011
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
应用大地电磁法TE、TM模式勘查构造裂隙水
1
2011
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
应用大地电磁法TE、TM模式勘查构造裂隙水
1
2011
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
龙门山构造带中段大地电磁测深研究
1
2012
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
龙门山构造带中段大地电磁测深研究
1
2012
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
强电磁干扰区大地电磁远参考技术试验效果分析
1
2018
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
强电磁干扰区大地电磁远参考技术试验效果分析
1
2018
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
音频大地电磁法在探测断层发育区中的应用
1
2019
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
音频大地电磁法在探测断层发育区中的应用
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2019
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
基于大地电磁测深的平原区隐伏断裂构造研究——以天津蔡公庄乡等四幅区调为例
1
2023
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
基于大地电磁测深的平原区隐伏断裂构造研究——以天津蔡公庄乡等四幅区调为例
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2023
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
倾子对异常体的分辨能力及影响因素研究
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2012
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
倾子对异常体的分辨能力及影响因素研究
1
2012
... 大地电磁测深法在地球物理勘探的诸多领域得到了广泛的应用,是一种非常有效的地球物理探测手段[1 ⇓ ⇓ -4 ] .断层作为一种常见的地质构造,已有许多地球物理学者基于大地电磁测深法常用的两种参数即视电阻率和阻抗相位对断层的多种性质进行了系统的研究[5 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -10 ] ,为地球内部电性结构研究、地震安全性评价和地质资源的赋存状态提供了可靠的依据[11 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -17 ] .随着大地电磁数据信噪比的提高和对倾子参数研究的不断深入,发现倾子矢量在大地电磁测深法中发挥的作用不可忽视,它可以揭示垂直磁场与水平磁场之间的变化关系,其实部、虚部、振幅和相位都有特定的含义,特别是对地电构造的横向不均匀有明显的反映,可以作为一种独立的定量解释参数应用于大地电磁测深资料的解释.并且,倾子矢量受局部畸变的影响小,能在一定程度上消除地形和静位移的影响,从而提高大地电磁测深勘探的分辨能力[18 ] . ...
Directions of rapid geomagnetic fluctuations
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1959
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
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... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
The magnetotelluric method in the exploration of sedimentary basins
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1972
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
Methods for modelling electromagnetic fields Results from COMMEMI—The international project on the comparison of modelling methods for electromagnetic induction
1
1997
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
倾子资料的特征及应用
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1997
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
倾子资料的特征及应用
1
1997
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
Static shift levelling using geomagnetic transfer functions
1
2002
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
Magnetovariational sounding:New possibilities
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2003
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
Groundwater exploration using combined controlled-source and radiomagnetotelluric techniques
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2005
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
磁倾子矢量的图示分析及其应用研究
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2004
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
磁倾子矢量的图示分析及其应用研究
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2004
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
倾子和视倾子的研究及在断裂解释中的应用
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2007
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
倾子和视倾子的研究及在断裂解释中的应用
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2007
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
埋藏球体的倾子响应特征分析
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2007
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
埋藏球体的倾子响应特征分析
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2007
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
板状体MT倾子响应的二维有限元模拟与定性分析
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2012
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
板状体MT倾子响应的二维有限元模拟与定性分析
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2012
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
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2012
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
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2012
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
大地电磁二维倾子和视倾子模拟及其应用研究
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2014
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
大地电磁二维倾子和视倾子模拟及其应用研究
1
2014
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
倾子在地球物理断裂构造解释中的应用
1
2018
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
倾子在地球物理断裂构造解释中的应用
1
2018
... 倾子矢量最早来源于地磁测深,Parkinson[19 ] 将倾子矢量用于研究地球深部电性结构问题,如海洋和陆地对地磁测深的作用和澳大利亚深层低电阻率的异常.Schmucker[20 ] 最早明确给出感应矢量的表达式,之后Vozoff[21 ] 完善了倾子的概念.随着大地电磁测深法观测频率范围的拓展,利用大地电磁测深分量计算得出的感应矢量,在获取地球表层电性结构信息的同时,可以对地球深部进行研究.Zhdanov等[22 ] 和胡文宝等[23 ] 系统地研究了倾子数据的幅值等性质,并应用大地电磁测深实测资料对研究区域的地质构造进行定性解释.Ledo等[24 ] 在对大地电磁静态效应问题做研究时,对倾子响应的影响进行了分析.Berdichevsky等[25 ] 通过分析和研究二维地质模型的倾子资料,认为地质模型反演的可靠性可以通过利用倾子数据较少地受到电磁静态效应的影响这一优点而得到充分的提高.随着倾子资料理论研究的深入,Pedersen等[26 ] 逐步将倾子的实部、虚部和振幅等资料应用到实测数据分析解释中.陈小斌等[27 ] 对倾子感应矢量进行图示分析研究,根据感应矢量的旋转不变特性及其在二维情况下的特性定义倾子二维近似度,探讨感应矢量的物理意义和应用效果,可使其作为定性判别某一点电性结构二维模型响应特征的度量.余年等[28 ] 进一步完善了视倾子的概念,并将视倾子用于直立断裂带的判别并取得了一定的效果.陈清礼等[29 ] 分析了对应于均匀半空间中的高阻和低阻球形异常体的倾子响应特征,并研究了球体模型倾子响应的一般规律.柳建新等[30 ] 以二维板状体地电模型为例,认为大地电磁测深倾子响应对低阻体横向电性不均匀反映灵敏.吴頔[31 ] 认为倾子响应能识别简单规则体组合模型的边界,并对影响倾子的某些关键性因素进行了研究.余年等[32 ] 在实际进行大地电磁探测时,实现了二维大地电磁倾子的有限元数值模拟.田郁等[33 ] 进一步分析研究特殊地电模型下倾子矢量对二维断裂构造的响应特征,并对其进行了分析,从中概括出不同断裂模型下倾子的响应特征及变化规律. ...
Advances in three-dimensional magnetotelluric modeling using integral equations
1
1991
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
Three-dimensional magnetotelluric modeling using difference equations—Theory and comparisons to integral equation solutions
1
1993
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
3D magnetotelluric modeling using the T-Ω finite-element method
1
2004
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
利用积分方程法的大地电磁三维正演
1
2006
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
利用积分方程法的大地电磁三维正演
1
2006
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
大地电磁法三维交错采样有限差分数值模拟
1
2003
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
大地电磁法三维交错采样有限差分数值模拟
1
2003
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
大地电磁场三维地形影响的矢量有限元数值模拟
1
2014
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
大地电磁场三维地形影响的矢量有限元数值模拟
1
2014
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
面向目标自适应三维大地电磁正演模拟
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2017
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
面向目标自适应三维大地电磁正演模拟
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2017
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
倾子资料三维共轭梯度反演研究
2
2011
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
... 为了验证本文三维正演算法的正确性,采用林昌洪等[41 ] 发表的二维棱柱体地电模型(图3 ),二维棱柱体的走向为x 方向,几何尺寸为6 km(y 方向)×3 km(z 方向),电阻率为10 Ω∙m,顶界面埋深为3 km,围岩电阻率为100 Ω∙m,为了尽量避免对y 方向的三维影响,将二维棱柱体沿x 方向延伸322 km. ...
倾子资料三维共轭梯度反演研究
2
2011
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
... 为了验证本文三维正演算法的正确性,采用林昌洪等[41 ] 发表的二维棱柱体地电模型(图3 ),二维棱柱体的走向为x 方向,几何尺寸为6 km(y 方向)×3 km(z 方向),电阻率为10 Ω∙m,顶界面埋深为3 km,围岩电阻率为100 Ω∙m,为了尽量避免对y 方向的三维影响,将二维棱柱体沿x 方向延伸322 km. ...
复杂异常体模型下的三维MT倾子正演模拟
1
2021
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
复杂异常体模型下的三维MT倾子正演模拟
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2021
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
基于电场矢量有限元三维高频大地电磁倾子响应与感应矢量研究
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2020
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
基于电场矢量有限元三维高频大地电磁倾子响应与感应矢量研究
1
2020
... 近些年来,大地电磁测深法正沿着高精度、高分辨率、多参数、三维的方向发展,三维模型的倾子响应数值模拟研究引起了一些地球物理学者的重视,并取得了相关成果[34 ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ ⇓ -40 ] .林昌洪等[41 ] 基于三维大地电磁有限差分法实现了倾子资料的共轭梯度法三维反演,对单个低阻体模型进行了正反演实验,但未进行复杂地电结构条件下三维倾子资料的正反演研究.之后,田郁等[42 ] 分析研究了简单规则体组合模型的三维倾子响应特征及数据变化规律.严家斌等[43 ] 对单个低阻体模型基于电场的矢量有限元开展了高频三维倾子响应及感应矢量的研究. ...
基于矢量有限元的带地形大地电磁三维反演研究
1
2020
... 空气中的电场和磁场会因为地形和不均匀体的影响而变得不均匀,在进行数值模拟时必须考虑到空气层和地下介质.如图1 所示,模拟区域Ω的设置包括空气层和地下介质两个部分:在模拟区域内,空气层的电导率一般在10-6 ~10-10 S/m之间,这将使空气与地下介质的接触面变为内部边界[44 ] . ...
基于矢量有限元的带地形大地电磁三维反演研究
1
2020
... 空气中的电场和磁场会因为地形和不均匀体的影响而变得不均匀,在进行数值模拟时必须考虑到空气层和地下介质.如图1 所示,模拟区域Ω的设置包括空气层和地下介质两个部分:在模拟区域内,空气层的电导率一般在10-6 ~10-10 S/m之间,这将使空气与地下介质的接触面变为内部边界[44 ] . ...
Three-dimensional magnetotelluric forward modelling using vector finite element method combined with divergence corrections(VFE++)
2
2004
... 空气中的电场和磁场会因为地形和不均匀体的影响而变得不均匀,在进行数值模拟时必须考虑到空气层和地下介质.如
图1 所示,模拟区域Ω的设置包括空气层和地下介质两个部分:在模拟区域内,空气层的电导率一般在10
-6 ~10
-10 S/m之间,这将使空气与地下介质的接触面变为内部边界
[44 ] .
10.11720/wtyht.2025.1116.F0001 图1 三维MT数值模拟区域剖面示意(据Shi等<sup>[<xref ref-type="bibr" rid="b45">45</xref>]</sup>修编) Section diagram of numerical modeling domain for 3D MT(revised to Shi et al.<sup>[<xref ref-type="bibr" rid="b45">45</xref>]</sup>) Fig.1 ![]()
将式(2)写成: ...
... [
45 ])
Fig.1 ![]()
将式(2)写成: ...
Three-dimensional electromagnetic modeling using finite difference equations:The magnetotelluric example
1
1994
... g 在式(4)中表示的是边界上的矢量电场,可以用一维或者二维MT计算值[46 -47 ] .于是,大地电磁三维正演的边值问题将由式(3)与式(4)构成. ...
Numerical accuracy of magnetotelluric modeling:A comparison of finite difference approximations
1
2002
... g 在式(4)中表示的是边界上的矢量电场,可以用一维或者二维MT计算值[46 -47 ] .于是,大地电磁三维正演的边值问题将由式(3)与式(4)构成. ...
3D magnetotelluric modelling including surface topography
2
2007
... 有限元法求解上述区域(
图1 )的电磁场问题,必须先对研究区域离散化处理,即对研究区域进行六面体网格剖分(如
图2a 所示),沿
x 、
y 和
z 轴方向分别剖分成
N x 、
N y 和
N z 段,网格间距分别为
Δ x ( i ) ( i = 1 , … , N x ) 、
Δ y ( j ) ( j = 1 , … , N y ) 和
Δ z ( k ) ( k = 1 , … , N z ) . 10.11720/wtyht.2025.1116.F0002 图2 矢量有限元法的区域剖分示意(据Nam等<sup>[<xref ref-type="bibr" rid="b48">48</xref>]</sup>) a—区域剖分示意;b—电场分量位置 ...
... a—区域剖分示意;b—电场分量位置
Domain subdivision of the vector finite element method(according to Nam et al.<sup>[<xref ref-type="bibr" rid="b48">48</xref>]</sup>) a—domain subdivision;b—location of electric field components ...
1
... 把矢量基函数作为权函数,采用迦辽金方法[49 -50 ] 使整个域内的积分矢量余函数为最小,即: ...
1
... 把矢量基函数作为权函数,采用迦辽金方法[49 -50 ] 使整个域内的积分矢量余函数为最小,即: ...
2
... 把矢量基函数作为权函数,采用迦辽金方法[49 -50 ] 使整个域内的积分矢量余函数为最小,即: ...
... 式中: S e 表 示 场 源 项 ; E e 表 示 棱 边 上 的 电 场 ; K e [50 ] 得出: ...
2
... 把矢量基函数作为权函数,采用迦辽金方法[49 -50 ] 使整个域内的积分矢量余函数为最小,即: ...
... 式中: S e 表 示 场 源 项 ; E e 表 示 棱 边 上 的 电 场 ; K e [50 ] 得出: ...
Three-dimensional magnetotelluric inversion using non-linear conjugate gradients
1
2000
... 根据Newman等[51 -52 ] 的研究,假定表面电场和磁场分别是由两个线性无关的场源激发出来的: E x 1 E y 1 H x 1 H y 1 H z 1 E x 2 E y 2 H x 2 H y 2 H z 2 . 利用磁场的垂直分量与磁场水平分量的关系,可以推导出三维MT的倾子矢量的公式为: ...
基于矢量有限元的大地电磁快速三维正演研究
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2020
... 根据Newman等[51 -52 ] 的研究,假定表面电场和磁场分别是由两个线性无关的场源激发出来的: E x 1 E y 1 H x 1 H y 1 H z 1 E x 2 E y 2 H x 2 H y 2 H z 2 . 利用磁场的垂直分量与磁场水平分量的关系,可以推导出三维MT的倾子矢量的公式为: ...
基于矢量有限元的大地电磁快速三维正演研究
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2020
... 根据Newman等[51 -52 ] 的研究,假定表面电场和磁场分别是由两个线性无关的场源激发出来的: E x 1 E y 1 H x 1 H y 1 H z 1 E x 2 E y 2 H x 2 H y 2 H z 2 . 利用磁场的垂直分量与磁场水平分量的关系,可以推导出三维MT的倾子矢量的公式为: ...
PW2D finite element program for solution of magnetotelluric responses of two-dimensional earth resistivity structure.User documentation
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... 分别用本文的三维矢量有限元法(vector finite element method,VFEM)和Wannamaker等[53 ] 的二维有限元法(finite element method,FEM)计算棱柱体模型的电场、磁场和倾子响应.图4 、图5 和图6 为观测频率1 Hz时上述两种模拟方法计算的电场(Ex )、水平磁场(Hy )和垂直磁场(Hz )结果对比,图7 、图8 和图9 为观测频率0.1 Hz时两种模拟方法计算的电场(Ex )、水平磁场(Hy )和垂直磁场(Hz )结果对比,图10 和图11 为两种模拟方法计算的倾子(Tzy )响应实部和虚部数据对比(频率为1 Hz和0.1 Hz).由两种方法的模拟结果对比可以看出,本文的三维矢量有限元法(3D VFEM)计算的电场、磁场和倾子结果与二维有限元法(2D FEM)计算的结果一致,表明本文三维正演算法的计算结果是准确可靠的. ...
