电法大作业.docx

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电法大作业

电法数据处理与解释

大作业

201226030127,张义蜜

2016-1-6

目录

一、阐述激发极化法中等效电阻率的基本原理，分别设计两个二维激化体模型（低阻高极化、高阻低极化），采用等效电阻率方法计算视极化率，并绘制极化率断面图和视电阻率断面图。

3

二、井中激发极化法包括哪几种方法，其各种的特点是什么，建立一个二维盲矿体模型，分别用井-地，地-井，井-井以及地面激发极化法进行正演模拟，分别比较计算结果5

三、试述激发极化法在金属矿勘探中的应用现状及存在问题9

四、频域电磁法和时间域电磁法的多种特点是什么，有何异同9

五、详述CSAMT的基本原理，分析近场效应产生的原因11

六、在实际勘探中，如何确定CSAMT的最小收发距12

七、分别建立H型和K型地电模型，改变相关参数（电阻率及厚度、埋深等），绘制测深曲线，分别MT对低阻层和高阻层的分辨能力，并试着总结相关的规律13

八、频域电磁法的静态位移产生机理是什么？

如何识别和校正静态效应？

并用二维模拟软件，分别建立高阻和低阻静态体模型，改变模型相关参数，绘制电阻率测深曲线及绘制断面等值线图，分别总结静态位移特征15

九、什么是张量阻抗？

为什么要引进张量阻抗，试推导二维介质任意坐标系下各张量阻抗的表达式，什么是倾区，它有何意义20

十、地表有低阻层或高阻层覆盖，对勘探目标有何意义？

分别用大地电磁一维和二维模型举例说明（需要进行数值模拟）23

十一、谈谈电磁法的发展现状，通过该课程的学习，你对电磁法的认识及对该课程的学习心得和建议25

一、阐述激发极化法中等效电阻率的基本原理，分别设计两个二维激化体模型（低阻高极化、高阻低极化），采用等效电阻率方法计算视极化率，并绘制极化率断面图和视电阻率断面图。

激发极化法中等效电阻率的基本原理:

激发极化法是利用岩石、矿石的导电性、激发极化特性差异，观测研究人工形成的激发极化场的变化规律，进行找矿和解决其他地质问题的一组人工场源形式的勘察方法。

激电法可以沿用电阻率法的各种电极装置，其中用得比较广泛的有中间梯度（中梯）、联合剖面（联剖）、近场源二极（二极）、对称四极测深（测深）和偶极—偶极（偶极）等装置。

在本次程序设计中以对称四极测深装置为基础进行正演程序设计工作。

在计算激发极化场时我们使用的是等效电阻率法。

在电法勘探中，我们将发生体极化效应时，极化体对极化总场的电阻率称为“等效电阻率”。

一般说来，等效电阻率随频率或充电时间而变。

在T→０或ｆ→∞的极限情况下，总场电位U（T）|Ｔ→０或U（f）|ｆ→∞趋于无激电效应的一次场电位U１，等效电阻率ρ（T）｜Ｔ→０或ρ（iw）｜ω→∞就等于介质真电阻率。

对于电阻率为ρ的均匀介质，当不存在激电效应时，在地面上采用任何装置进行观测，按照下列公式计算电阻率：

ρ=K×ΔU1/I（1-1）

若介质存在激电效应，此时按上式计算的电阻率为：

ρ1=K×ΔU/I（1-2）

公式中ΔU为总场电位差。

由于ΔU1>ΔU，故p>p1。

可见介质的激发极化效应等效于介质电阻率的增大，故称ρ1为等效电阻率。

在长时间供电情况下，极化二次场达到饱和时，有：

η=ΔU2/ΔU=（ΔU-ΔU1）/ΔU

所以有等效电阻率和真电阻率关系：

ρ1=ρ/（1-η）

建立模型所得视电阻率及视极化率图像如下：

所给模型参数为;100mx100m,低阻体电阻率为10，极化率为0.5，围岩电阻率为100，极化率为0.1，激化体大小为长4，宽1，在所建模型的中部，从50开始，深度从7m开始。

所给模型参数说明：

100mx100m,高阻体电阻率为100，极化率为0.1，围岩电阻率为10，极化率为0.5，激化体大小为长4，宽1，在所建模型的中部，从50开始，深度从7m开始。

二、井中激发极化法包括哪几种方法，其各种的特点是什么，建立一个二维盲矿体模型，分别用井-地，地-井，井-井以及地面激发极化法进行正演模拟，分别比较计算结果。

井中激发极化法包括三种方法以及其特点如下：

（1）地-井方式：

即地-井工作方式是将供电电极A、B布置在地面，其中A极置于距井口一定距离r处或置于井口，B极则置于“无穷远”。

测量电极M、N置于井中，M在上，N在下。

地-井方式的施工顺序是：

先进行r=0米的地-井方式测量，如发现有井旁盲矿异常需要进一步做工作时，再用最佳r进行地-井方式方位测量。

地-井方式的基本特点在于，它利用钻孔是测量电极MN接近矿体，因而能是观测到的矿体激电异常大大增加。

同时，它又能通过把A极布置在不同位置上而改变矿体的极化方向和强度。

由于A的位置不同，井旁盲矿的极化方向和强度也就各不相同，因而各方位上测得的激电异常曲线形态和强弱也就不一样，利用这种差异就可以推断井旁盲矿体相对于钻孔所在的方位。

（2）井-地方式：

即即把供电电极A放入钻孔中，供电电极B仍为“无穷远”极，测量装置则置于地面。

固定井中供电点源A的深度，在地面按一定测网（通常是方格网，也可用以井口为中心的辐射网）沿剖面测量的排列，称为井-地方式剖面测量，它主要用来圈定和追索矿体或矿化带范围。

相反，若在井中改变供电点源A的深度，在地面移动测量装置MN，或距井口某一距离固定测量装置进行激发极化测量的排列，称作井-地方式激电测深，它主要用来预报井底盲矿。

井-地方式是将A极置于井内某一选定的深度上，B极在地面“无穷远”处，测量电极MN布置在地面并沿测线进行测量。

在井-地方式中常用刷子电极作为A极，将它放到钻孔的某一位置上进行充电。

“无穷远”B极至测区的距离必须足够大，并使“无穷远”极至井的连线垂直与测线。

当井旁存在矿体时，“无穷远”B极应布置在远离矿体的方向上，否则B极的电场将对测量结果产生影响，从而成解释上的误差，并降低勘探深度和勘探范围。

（3）井-井方式：

即单井井-井方式是将供电装置和测量装置同时放入一个钻空中，因此它只需一个钻孔就能进行工作。

单井井-井方式包括激发极化测井、大电极距三极梯度排列、偶极体度排列、中间梯度排列等测量方法；双井井-井方式需要同时具有两个钻孔才能进行工作，其排列方式较多，归纳起来大致可分为：

固定单极供电移动双极测量，固定双极供电移动双极测量，中间梯度排列，双极供电和双极测量等深同步移动四种。

井-井方式的突出优点就在于大大增加勘探深度。

井-地、地-井、井-井以及地面激发极化法进行正演模拟结果如下：

地—井选一段作图

井—地选一段作图

井—井选一段作图

根据以上测量模型曲线图可以看出地—井模型看上去能较好的反映地下盲矿体的位置。

对于井—井模型，当激发电极在矿体的上方时，极大值为与矿体的上方；对于井—地模型，极大值始终位于矿体的左侧，而在矿体上方对应的是极小值。

三、试述激发极化法在金属矿勘探中的应用现状及存在问题

应用现状：

激发极化法是根据岩石、矿石的激发极化效应来寻找金属和解决水文地质、工程地质等问题的一组电法勘探方法。

它又分为直流激发极化法（时间域法）和交流激发极化法（频率域法（SIP））。

常用的电极排列有中间梯度排列、联合剖面排列、固定点电源排列、对称四极测深排列等。

也可以用使矿体直接或间接允电的办法来圈定矿体的延展范围和增大勘探深度。

激电法是勘察各类金属矿产的主要方法，特别是对电阻率与围岩相差不大的浸染型金属矿床而言，与电阻率法和电磁法相比更为有效。

激发极化法在金属矿勘探中的应用范围已日益广泛，除寻找铜矿床外，在找铁（山西式铁矿、沉积型锰铁矿，镜铁矽）、找铅锌矿，在超基性岩区找镍铬矿和找金矿等都取得了—定的地质效果。

在国外，在五十年代初期，激发极化法在矿产普查勘探中发挥了重要作用，找到了一些大型低品位的硫化矿体（其他物探方法是难以奏效的）。

从趋势来看，除研制新仪器外，加大电源功率是另—个途径。

如果有足够功率，可以探测埋深达1.6～3.2公里的大型低品位的工业矿体（只需要加大电极距和提高电源功率）。

当前，已广泛采用频率域激发极化法（变频法）。

其优点是输出功率（只要几百瓦）相对时间域激发极化法（几千瓦）要低得多，同时操作技术亦为简便。

应用实例有：

柳建新等在甘肃南石居里铜矿区选定20km2双频激电示范区进行方法试验并取得了较好的地质效果；离家盛在缅甸金厂铅锌矿应用激电法寻找隐伏矿体取得了理想的找矿效果；陈绍裘等在河北易县孔各庄金矿应用中间梯度激发极化法追索石英脉达到较好的找矿效果；舒明使用激发极化法中间梯度为主，结合激电测深，在云南阿空锰矿去找矿取得了较好的效果等等；

存在问题：

在野外勘探中仍存在许多需要特别注意的问题：

供电回路和测量回路间存在电容耦合和电感耦合；充放电频率大小的选择；在不同地质情况下装置类型的选择；供电电流的控制；观测数据的质量问题。

仪器测量精度需要进一步提高，来提高分辨率，且电源功率需要进一步提高，以便提高勘探深度，找到更深部的矿体。

四、频域电磁法和时间域电磁法的多种特点是什么，有何异同

在电法勘探野外工作中通常所能达到的电流密度条件下，上述实验中的

与

成线性关系。

在此情况下，可将测得的

对

和装置进行归一化，计算交流电阻率

，

，这里K为装置系数。

由于激发极化作用，

通常为f的复变函数，即

为复数，一般

相对

有相位移（

），

随f而变，是前述交流电位差随频率变化的结果。

这便是激电效应的“频率特性”。

图3.1.7示出了在一块黄铁矿人工标本上，实测到的激电效应频率特性曲线。

为了对比，可回忆一下前面讨论的稳定电流场中激电效应的时间特性：

激电作用随充电时间延长而从零逐渐增大，并当充电时间相当长时趋于饱和值。

交流电阻率幅值

随频率的变化曲线（幅频特性）与上述时间特性有很好的对应关系：

随着f从高降低，相应的单向供电持续时间T（即半周期T=1／2f）从零增大，激电效应逐渐增强，结果总场（电阻率幅值）随之变大；而当频率趋于零时，单向供电持续时间

，激电效应最大，因而总场趋于饱和值。

由于激电效应充、放电过程的时间常数一般在几毫秒到几分钟之间，故在不太低（

赫）和不太高（

赫）的频率上，激电效应的性态已十分接近两个极限频率（

和

）的情况。

在

时，单向供电持续时间

，故交流电位差的幅值

趋于稳定电流激发下总场的饱和值

，即

同理，在

时，单向供电持续时间

，因而有

图还给出了实测的激电效应相频特性（相位

随频率的变化曲线）。

其特点是在各个频率上，相位皆为负值；当频率很低或很高时，相位皆接近于零，而在中间某个频率上，相位取得负极值。

将相频和幅频特性曲线对比，可看到相位值与幅频特性曲线的斜率约成正比：

振幅值随频率增大而下降越快，相位负得越大；幅频曲线的拐点约与相频曲线的极值点对应。

相频特性曲线的某些特点，如在频率很高（

）和很低（

）时总场相位

，也可用稳定电流激发下的时间特性作解释：

在频率很高（

）时，如前所述，二次场趋于零，总场就等于一次场，故无相移；而频率很低（

）时，相当于长时间单向充电（

）激发极化达饱和的情况，这时二次场虽最大，但其与电流“同步”（即二次场无相位差），故总场相位也为零。

此外，不难证明，如果知道了直流激电效应的时间特性，便可换算出交流激电效应的频率特性；反过来，也一样。

这说明直流激电（时间域）的观测与交流激电（频率域）的观测，本质上是一致的，在数学意义上是等效的；差别主要在于观测技术。

从图可看出，虽然各种岩、矿石的幅频和相频曲线的基本形态都是一样的，但不同的岩、矿石具有不同的频率特征。

在时间域中充、放电较快的岩、矿石，在频率域中便具有高频特征，即在比较高的频率上总场幅值才快速衰减，并取得相位极值；反之，在时间域中充、放电较慢的岩、矿石，在频率域中具有低频特征，即总场幅值的迅速衰减和相位极值出现在较低的频率上。

频率域的实验观测同样说明，在电法勘探通常所能达到的电流密度条件下，

与

成线性关系。

因此，将总场电位差

对电流

和装置作归一化，可计算出与电流大小无关的交流电阻率

式中的K为装置系数。

由于

随频率而变化，且

与

之间一般有相位移，所以

是频率f（或角频率=2f）的复变函数。

常称交流电阻率

为复电阻率，记为

，即

显然，复电阻率

的频谱与（电流幅值保持不变情况下）

的频谱具有相同的特征。

相同点：

都是感应方法类，是利用介质与电磁波相互作用来进行的勘探方法。

不同点：

时间域电磁法通过改变观测时间来达到测深的目的，观测的是各种频率的电磁波与介质相互作用来进行的勘探方法。

频率域电磁法：

根据不同频率的电磁波有不同的趋肤深度的目的，通过改变频率来达到测深的目的，观测到的是介质与某个特定频率的电磁波相互作用的结果。

五、详述CSAMT的基本原理，分析近场效应产生的原因

CSAMT的基本原理：

CSAMT法是通过沿一定方向（设为X方向）布置的接地导线AB向地下供入某一音频f的谐变电流I＝I0e-iωt（角频率ω＝2πf）；在其一侧或两侧60o张角的扇形区域内，沿X方向布置测线，逐个测点观测沿测线（X）方向相应频率的电场分量Ex和与之正交的磁场分量Hy，进而计算卡尼亚视电阻率：

和阻抗相位

在音频段内（n×10-1~n×103Hz）逐次改变供电和测量频率便可测出ρs和φz随频率的变化，完成频率测深观测。

工作中通过调整二次场观测频率进而采集各观测频率进而采集各观测点不同频率下不同方位的电、磁场振幅及相位数据，通过各种复杂的数据处理、反演手段，最终反映出地下电阻率三维分别特征，从而达到测深的目的。

在CSAMT法中，增大供电电极距AB和电流I，可使待测电磁场信号足够强，达到必须的信噪比。

所以野外观测较易进行，一般完成一整套频率的测量只需一个小时左右。

加之，敷设一次供电线路，能观测一块相当大的测区，更有利于提高生产效率。

一般该方法的测点距取得较小，所以它兼有测深和剖面测量的双重性质，即垂向和横向的分辨率都很高，适用于地电构造立体填图，研究地下电性的三维空间分布。

CSAMT法的激励场源为可以人工控制发射电流计其频率的点偶极子或磁偶极子，观测端（测深点）位于距场源较远地段（依观测装置、目标勘查深度而定），通过观测不同发射频率下电磁场的正交电磁分量及其相位差，计算出不同频率下的视电阻率；由于不同频率的激励场具有不同的趋肤深度，因而观测结果可以反映测点下电阻率随深度的变化特征；通过对各测深点数据进行汇总、处理及反演计算，则可得到整个测区内电阻率的空间分布状态，为进一步的地质解释提供详实可靠地深部资料。

近场效应产生的原因：

近场效应：

采用人工源做AMT测量，虽有信号较强，易于观测和生产效率较高等优点，但同时也引入了一系列与人工源有关的的问题，由于发送功率有限，为保持足够强的观测信号，收发距r总是有限的。

这样在中。

低频率上，r相对趋肤深度

不是很大时，电磁场进入“近区”（r/

《1）或“过渡区”（r/

接近于1）。

然而，卡尼亚电阻率计算公式是对远区（或称波区，r/

》1）

导出的，在过渡区或近区，卡尼电阻率发生了畸变，即使再均匀大地条件下，算出的

也明显的偏离了大地的真电阻率，这称为非波区场效应或近场效应。

其实质是为了从复杂的电磁场中提取出电阻率的参数而引入的必要条件。

六、在实际勘探中，如何确定CSAMT的最小收发距

通常，根据所需要的勘探深度以及测量区域的大地电阻率（可据标本、露头、测井等估计）可确定最低的探测频率

以及合适的频率范围。

有

可得对应的趋肤深度及所需要的最小收发距

。

理想的情况是

尽可能的小，同时对使用的所有频率而言仍保持在远区。

而根据所给定噪声条件下可探测的最小电场及磁场强度，由电磁场值（E,H）与收发距r的关系可以得到最大的收发距

.另外，通过通过研究电偶极源的电磁场分布特征，以避开场值微弱的区域为原则可确定适合进行观测的方位角。

七、分别建立H型和K型地电模型，改变相关参数（电阻率及厚度、埋深等），绘制测深曲线，分别MT对低阻层和高阻层的分辨能力，并试着总结相关的规律。

H型：

K型：

比较H型与K型结果曲线图可知，MT方法对低阻层的分辨能力比对高阻层的分辨能力强。

由图所给曲线可知，对于H型曲线，曲线先出现极大值，而后出现极小值，最后又上升最后稳定，而K型曲线则是，曲线先出现一个幅度很小的极小值，再出现一个幅度比较大的极大值，最后趋于稳定。

八、频域电磁法的静态位移产生机理是什么？

如何识别和校正静态效应？

并用二维模拟软件，分别建立高阻和低阻静态体模型，改变模型相关参数，绘制电阻率测深曲线及绘制断面等值线图，分别总结静态位移特征

频域电磁法的静态位移产生机理：

在频率域电磁测深中，静态效应是较为麻烦的问题。

这种效应总是与二维或三维构造相关的。

一般，它主要是由于近地表的电性横向不均匀性或地形起伏引起的，并且可能在某种程度上影响所有的电场测量。

这些非均匀体表面上的电荷分布可能使电场数据向上或向下移动一个数值，这个数值与频率无关。

因此视电阻率曲线也发生移动，但相位曲线不受影响。

如果视电阻率曲线向上或向下移动一个数值，并仍保持平行，但相位曲线仍保持重合，则定义为静态位移。

静态效应的强度可达两个数量级，在推断深度时会引起大的误差，并使构造的解释复杂化。

在不均匀体的界面上，所有穿过边界的场和位都是连续的，只有电感应强度的法向分量不连续：

此处qs为物体表面的面电荷密度,利用D=εE

根据

，并假定频率依从关系为e-iwt，

得到：

在准静态情况下，

，

这个表面电荷密度是很小的，然而它对电场的作用却不可忽略，它是所谓静态位移的物理原因。

当趋肤深度比不均匀体的尺寸大许多时，便可察觉到这种表面电荷的影响。

这表明，在地表或地表附近小的二维或三维不均匀体可能对整个电场测量都有影响。

当然，较深的物体也能引起静态位移，但地表附近的不均匀性是最麻烦的。

静态偏移可以部分地看作一个分辨率问题。

当电磁波波长与物体尺寸之比为中等并且直接在物体上作测深时，是可以直接分辨物体的，但是低频段视电阻率曲线存在偏移。

当波长与物体尺寸之比很大时，并且测深点在物体上或以外，物体是不可分辨的，但是它引导起测量结果的偏移。

静态位移还取决于传播的方式。

在严格的二维地质条件下，只有TM方式受影响。

在三维条件下，TE和TM方式都受到影响，依物体的几何尺寸和进行测量的地点而异。

在间接的意义上，静态位移也与地下电阻率有关。

因为电阻率影响波长。

电阻率高意味着波长大，甚至在较高的测量频率时静态效应也趋于明显。

综上所述，地表局部不均匀体的存在可导致静态偏移。

识别静态效应的方法：

根据静态效应的特点，在双对数坐标系中，受静态影响的测点曲线与不受静态影响的曲线形态不变，结合地下电性连续变化的特点，将观测点的全部频点的视电阻率值看成是一组数据系列Xi，同样参考点的全部频点所对应的视电阻率值也是一组数据系列Yi，将这两组数据进行相关匹配，求取两者之间的互相关系数Rxy,认为如果曲线形态相同或者相近，则它们的互相关系数大，说明这是由静态效应引起的数据偏移，予以校正；反之，相关系数小，则判定是由异常引起的反映地下电性的真实数据。

一般选取临近测点且有明显数值差异的视电阻率数据，或者是通过其他手段获得的区域背景视电阻率值数据作为参考数据。

用相同的方法，还可以求出相位曲线之间的相关系数由静态效应的特征，相位曲线形态不同，电阻率曲线形态不同，必是异常；相位曲线形态相似，电阻率曲线形态不同是异常体，电阻率曲线形态相似则是静态体。

校正静态效应的方法：

（1）空间滤波方法做静校正利用空间滤波法作静态校正的基本出发点，是认为地下电性异常体或地质构造引起的式电阻率沿着测线的变化时平缓渐变的，而地表局部电性不均匀体或局部地形不平则会引起视电阻率沿着测线急剧变化。

这样，若设计某种低通滤波器沿着测线作空间滤波，则可压制“高频”的静态效应。

（2）中值滤波方法做静校正中值滤波是在空间滤波的基础上，保持其余处理步骤不变，罗延钟等提出的一种非线性滤波——“中位数”法，其做法是首先对滤波窗口内各测点的稳定频率段内的平均视电阻率p进行排序，然后选取其“中位数”（排序处于中间的p）作为p的值，即若pa（i+k）按大小排序后，新排序为pa1,pa2,……,则取：

pLi=pa（D+1/2）,中值滤波具有以下特点：

它绝对阻止高频噪声，只取中位数而不会取异常数，因而对于具有高频特性的静态位移有很好的压制作用，它不改变阶跃函数的空间形态和位置，因而特别适用于地下存在陡立电性分界面的情况，不致因采用空间滤波而使地电构造变平缓和移位。

（3）EMAP滤波法做静校正电磁排列剖面法是美国著名地球物理学家勃士蒂克提出的，它实质上市大地电磁法的一种改进方法，其改进目的是为了避免大地电磁法工作时因对横向（沿着测线方向）电场变化采样不足而对地下电性造成的错误解释。

这种错误主要是由于常规的大地电磁测深点过稀而不能容易的识别普遍存在的“静态效应”对测深曲线产生的畸变而造成的，该方法在野外工作时沿着测线连续地布设点偶极，这种排列装置除了可减小空间假效应外，还有助于资料解释时对横向电场进行空间低通滤波以最大限度地减小静态效应的影响。

（4）相位换算资料做静校正阻抗相位只与视电阻率在双对数坐标系中频率测深曲线的斜率成正比，静态效应只是双对数坐标系中的p频测曲线上下平移，而不改变其对斜率和沿频率轴的位置。

所以，静态效应对阻抗相位的频测结果无影响。

故而可通过积分相位数据，计算由相位导出的视电阻率,以获得无静态位移的视电阻率资料。

（5）磁场实测数据做静校正静态效应是局部不均匀体表面积累电荷形成的附加电场，使实测电场产生畸变，但附加电场对磁场分量几乎无影响。

因此，如果利用实测磁场分量计算视电阻率，便可避免静态效应。

（6）曲线平移法做静校正在野外工作区域的局部范围内，对于其深部地质情况可以看成是地层连续性较好，这样就可以考虑相邻测点的低频数据在没有地质异常的情况下是有一定的连续性的，由此，可以先通过某种办法给出背景频率-视电阻率数据，然后用在这个测区的每个测点数据与之相比较，判别各条曲线不连续是受静态效应影响还是地下确有异常体所致，分析所受静态位移影响的原因和受影响的程度，通过对受静态效应影响的整条曲线进行平移归位的方法来进行校正。

（7）联合反演方法做静校正瞬变电测测深法是一种时间域电磁法，它观测的是建立在大地中场源在消失时产生的瞬变磁场响应信号，局部3-D不均匀体在一次场存在时，生成的界面积累电荷在断电一定时间后消失，因此在观测结果中不会有静态效应，所以可在CSAMT同点进行TEM法测量，利用TEM成果进行CSAMT的静态效应，校正的方法有两种：

一种是采用时-频对应关系，将TEM时域视电阻率直接转换到频率域中，尔后与CSAMT实测视电阻率曲线进行对比，结合曲线平移达到消除静态效应的目的；另一种方法是对TEM成果进行反演，获得测点处的地电模型，然后正演计算该模型的CSAMT高频响应，以此对CSAMT实测曲线进行平移校正。

均匀介质（地表有不均匀体）：

三层介质H型（地表有低阻体）

静态效应的特征：

（1）浅部的小规模的电性不均匀体在大地电磁测深过程中会产生静态效应

（2）静态效应只影响电场数据的观测，而不影响磁场数据的观测；（3）在双对数坐标系中，视电阻率曲线会沿视电阻率轴上下整体偏移，不改变曲线形态，而相位曲线不受影响；（4）在视电阻率拟断面图上，静态效应表现为直立的密集的等值线图，或垂直的纺锤形局部封闭等值线，或更为复杂的形态。

总体图像特征是横向范围不大的陡立密集等值线。

九、什么是张量阻抗？

为什么要引进张量阻抗，试推导二维介质任意坐标系下各张量阻抗的表达式，什么是倾区，它有何意义

在水平各向异性介质中阻抗与测量轴的取向有关，阻抗不再是标量，而是张量。

因此，称之为张量大地电磁阻抗。

1）张量阻抗：