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1、 可控音频大地电磁法的静态效应可控音频大地电磁法的静态效应原理及其应用原理及其应用 作者姓名：林道博 班级专业：地球物理学指导教师:肖宏跃 摘 要 可控源音频大地电磁法(CSAMT)是在大地电磁法（MT）基础上，为克服静态效应问题，利用静态校正来提高处理解释质量一种地球物理方法。本论文从静校正方法原理出发，结合实际情况，建立地下均匀介质中的静态模型和地下层状介质中的静态模型，尝试使用相关系数和小波分析来区分静态效应现象和异常表象。通过对静校正方法的研究，选择使用 EMAP 滤波和法小波分析法进行静态校正。在实际资料的处理中，通过静态校正处理，有效地消除了低阻静态效应，避免了将某些静态效应解释为
2、低阻异常，同时还压制了高阻静态效应的影响，提高了中间低阻层的分辨能力，本文静校正方法得到了很好的实用效果。关键字：CSAMT，静态效应，静态校正，EMAP 滤波法，小波分析法 2 The principle of The Static shift of Controlled-source Audio-frequency Magnetotelluric And Application Abstract:Controlled-sourceAudio-frequency Magnetotelluric(CSAMT)are developing from the Magnetotelluric(MT)
3、,for correct the static shift，which is used to static correction in order to achieve a better quality CSAMT data.Starting from the principles of the static correction,in this paper we establish the static shift model in the underground layered stratum and in the homogeneous stratum,attempt to distin
4、guish the static shift from anomalies by using the correlation coefficient or wavelet analysis.After doing the research studies of some kinds of static correction,two static correction methods are chosen in this paper:EMAP and the wavelet analysis method.In practical CSAMT data processing,we take th
5、e two metal diggings for example,there is a serious static shift in the collected data.After static correction,a good quality data was achieved.In conclusion,these static correction methods gained a good applicable effect.Key Words:CSAMT,static shift,static correction,EMAP,waveletanalysis method.3 目
6、目 录录 第第 1 章章 前前 言言.4 11 研究的目的及意义.4 12 研究现状.5 13 研究范围及方法.6 第第 2 章章 CSAMT 的理论及静态效应原理的理论及静态效应原理.7 2.1 CSAMT 方法的基本理论.7 2.2 CSAMT 方法的优缺点.9 2.3 静态效应的特征及小波识别静态效应.10 2.3.1 静态效应的特征.10 2.3.2 小波变换识别静态效应.11 第第 3 章章 静态效应校正的方法原理及特征分析静态效应校正的方法原理及特征分析.14 3.1 EMAP 滤波法做静校正.14 3.2 小波分析压制静态效应.16 3.2.1 S.Mallat 算法.16 3.
7、2.2 多尺度分离.17 3.2.3 静态效应的多尺度压制.20 3.3 静态效应的响应特征分析.22 第第 4 章章 静态效应压制实例静态效应压制实例.24 4.1 理论模型.24 4.2 实例.25 结论结论.30 致谢致谢.31 参考文献参考文献.32 4 第第 1 章章 前前 言言 11 研究的目的及意义研究的目的及意义 可控源音频大地电磁法（CSAMT）是在大地电磁法（MT）的基础上，针对解决大地电磁法场源的随机性强和信号微弱而发展成的一种人工源频率域电磁测深方法。CSAMT 通过分析地面或井中观测到的由人工可控制电磁波信号在地球介质中激发的电磁波场数据达到勘探地球内部导电性结构的目
8、的，其工作频率一般从零点几赫兹到上万赫兹，勘探深度可从地表至地下 1500 米左右。由于该方法使用功能强大的人工信号源，与大地电磁法（MT）相比，更能够压制干扰，采集到高品质的数据。因此自上个世纪 70 年代中叶，CSAMT 法就成为地球物理勘探方法中有效勘探手段之一，在寻找深部隐伏金属矿，油气构造勘查，推覆体或火山岩下找煤，地热资源勘查和水文工程地质勘查等方面，都取得了成功的应用。然而，如果在地表或近地表存在局部电性不均匀二、三维地质体，当电磁波波长比不均匀体的几何尺寸大得很多时，不均匀体的表面会形成一种电荷积累效应，而使电场发生畸变，且畸变值与发射频率无关，其突出表现是在视电阻率-频率双对
9、数坐标中视电阻率曲线沿着视电阻率轴平行移动，这就是常说的静态效应。静态效应有时可高达两个数量级，近似于电场正常场与异常场的比值平方，严重影响 CSAMT 方法的定性解释结果，出现虚假的陡立深大断裂或垂向大延深的异常体。5同时也会严重影响一维定量解释结果，无论电阻率值或层厚度都将产生不可忽略的误差。因此在实际数据资料中，认识 CSAMT 静态效应的影响规律，选择合适的静态校正方法对静态效应作校正，消除或减小其影响，对于 CSAMT 的数据处理及反演解释有着重大的意义。12 研究现状研究现状 如何正确区分静态效应和目标体异常，并有效地进行静校正，达到压制静态效应而不改变其他有效数据成为目前实际工作
10、上的一大难题。针对这一问题，国内外学者对此作了一些研究并取得了一定的研究成果。李韦文(1993)1、苏鸿尧(2000)2等研究了浅层电性不均匀体对大地电磁测曲线的畸变影响及其校正等。黄潜生(2004)3等利用曲线平移法进行静校正取得了很好的效果。F.X.Bostick(1986)4,5发明的以 Born 近似为基础的电磁阵列剖面法(EMAP)，用于静态效应的校正，经模型计算和实际资料处理表明该方法能很好地压制静态效应的影响。杨生(1994)6、张少云(1999)7等对 EMAP 进行了详细的介绍和一些实际应用工作。罗延钟(1996)8等提出了相位校正法，根据希尔波特变换，利用相 位 特 征 消
11、 除 静 态 影 响。何 展 翔(1993)9提 出 了 相 权 静 校 正 法。Sternberg(1988)10、方文藻(1993)11利用瞬变电磁测深受横向影响较小，可看成不受静态影响的特点，提出了用瞬变电磁测深数据进行静态校正的方法。宋守根(1995)12、解海军(1998)13、张翔(2002)14等提出了基于小波分析理论对静态效应进行识别、分离、压制的方法。613 研究范围及方法研究范围及方法 要进行静态效应校正，首先需要正确识别数据中是否含有静态效应，注意区分异常数据和静态效应，然后结合实际情况选择合适的方法对数据进行静校正。国内外文献资料表明，静校正方法主要有曲线平移法、空间滤
12、波法、中值滤波法、EMAP 滤波法、相位法、磁场实测数据法、小波分析法等。本论文主要研究的是可控源音频大地电磁法静态效应现象及其静校正技术方法，介绍了静态效应的特征及其静态体与目标体异常的识别,研究了小波变换在静态效应压制中的应用。在此基础上，利用 S.Mallat 多分辨的思想和算法，可以在不同尺度下对静态效应进行分离和最佳压制。根据电磁基本理论，分析了静态效应的产生机制，在近地表存在小规模的电性不均匀体时，地下介质的电流分布发生畸变，从而干扰地面接收到的电场观测值，使得在双对数坐标系中视电阻率曲线沿着电阻率轴出现一个保持曲线形态不变的平行移动，而相位曲线形态和位置保持不变。7第第 2 章章
13、 CSAMT 的理论及静态效应原理的理论及静态效应原理 2.1 CSAMT 方法的基本理论方法的基本理论 CSAMT 方法属于电磁场方法中的一种，它基于电磁波传播理论和麦克斯韦方程组，麦克斯韦方程组实质上是反映了电荷、电流、电场、磁场随时间和空间变化的定律，它综合了电磁现象的相互作用。理想自由空间的麦克斯韦方程组为：Dq (2-1)B0 (2-2)BEt-(2-3)DHtJ+(2-4)并且 DE=(2-5)BH=(2-6)JE=(2-7)式中 q 为电流密度,E、D 分别为电场强度矢量和电感应强度矢量，为介质的介电常数，H、B 分别为磁场强度矢量和磁感应强度矢量，为介质的导磁率，J 为电流密度
14、矢量，为介质的电导率。在地球物理勘探中，常常采用 的倒数=1/，称为电阻率。电磁波在地下介质传播过程中，碰到不同介质的分界面时，要遵守电磁场的物理定律，这时就要考虑电磁波的边界条件关系。在两种介质的分界面两侧保持下列边界条件：812NNBB=（法向分量连续）（2-8）12TTHH=（切向分量连续）（2-9）12NNDDQ=（法向分量不连续）（2-10）12TTEE=（切向分量连续）（2-11）12NNJJ=（法向分量连续）（2-12）12VV=（电位连续）（2-13）12UU=（磁位连续）（2-14）式中，Q 是物体分界面上的电荷密度。场和位之间均由EV=和HU=相联系。法国地球物理学家 Ca
15、gniard，1963 年给出了一个大地电磁法在满足远区条件下的卡尼亚视电阻率公式：（2-15）在准静态条件下，趋肤深度为：（2-16）如 果 取 大 地 中的 常 见 值，并 由和，则可以把趋肤深度 写成与电阻率 有关的形式：9 （2-17）虽然趋肤深度在某种意义上来说与电磁波在介质中穿透的深度有关，但它并不代表实际的有效探测深度。探测深度是个比较模糊的概念，它大体上是指某种测深方法的体积平均探测深度。对穿透深度 D 较好的经验公式是：（218）上式说明，穿透深度仅仅取决于两个参数:大地电阻率 和使用的信号频率 f，随着电阻率的减小或频率增高，穿透深度变浅；反之，随着电阻率增大或频率降低，穿
16、透深度加深。当大地电阻率结构一定时，改变信号频率，便可以得到连续的垂直测深，从而达到测深的目的。于是有人会以为，如果用足够低的频率，CSAMT 法就能达到与 MT 法同样的勘探深度。事实上并非如此。最大穿透深度通常受到场源的近场效应的出现和信号强度的制约。按照通常的经验，一般情况下，CSAMT 法的最大探测深度为 23Km。2.2 CSAMT 方法的优缺点方法的优缺点 相对于其他电磁方法，概括起来 CSAMT 方法主要有以下特点：1.工作效率高。用一个发射偶极供电，便可在它两侧的一个很大的扇形区域内测量，且每一个点都是测深点，基于电磁波的趋肤深度原理，利用改变频率，而非改变几何尺寸进行不同深度
17、 10的电测深，大大提高了工作效率，减轻了劳动强度，一次发射，可同时完成七个点的电磁测深。2抗干扰能力强。使用可控制的人工场源，信号强度比天然场要大得多，因此可在较强干扰区的矿区及外围或在城市及城郊开展工作。3.测量参数为电场与磁场之比，得出的是卡尼亚电阻率。由于是比值测量，因此可减少外来的随机干扰，并减少地形的影响。4勘探深度范围较大。一般可达 2 3Km。5.水平方向分辨能力高。可灵敏地发现断层、破碎带。6.高阻的屏蔽作用小。CSAMT 法使用的是交变电磁场，因而它可以穿过高阻层，这是直流电法探测无法比拟的，这一特点在考古中可得到好的地质效果。但是，CSAMT 法在使用中，也常被场源的各种
18、影响、静位移效应和地形影响等问题所困扰。三维问题的正反演等都需要在理论和实践中进一步研究。7.立体观测。面积性的 CSAMT 法相当于一种三维的立体地电填图，因此对于查明地下构造、追踪其平面变化特别有效。与直流电测深法相比，以上这些特点均属明显优点，因而 CSAMT法不但已取得良好的效果，而且其应用前景也是广阔的。然而，CSAMT 法也存在自身和技术上所造成的问题，尚需要进一步研究解决。2.3 静态效应的特征及小波识别静态效应静态效应的特征及小波识别静态效应 2.3.1 静态效应的特征静态效应的特征 由静态效应产生的机制，我们可知静态效应由如下几个特征：111、浅部的小规模的电性不均匀体在大地
19、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视电阻率等值线，或垂直的纺锤形局部封闭等值线，或更为复杂的形态。总的图像特征是横向范围不大的陡立密集等值线；5、静态效应容易与异常混淆。正是由于静态效应的特征与通常所说的电阻率异常非常相近，从而给后续的处理和解释造成极大的麻烦，因而有必要对识别静态效应进行相关的研究。2.3.2 小波变换识别静态效应小波变换识别静态效应 设为平方可积函数空间，其内积，若满足条件
20、，则称为小波母函数，其中为的变换。设，定义其小波变换为：（219）其中，由通过伸缩、平移而得到。与窗口 Fourier 变换：12 （220）中的地位一致，这里 g(x )是窗口函数。式中的参数 都起平移作用，但尺度参数 a 和 有本质区别。式(2-20)中的 不改变窗口函数 g(x )的形状和大小，在(2-19)式中的尺度 a 不仅改变的窗口大小与形状而且改变其频谱结构。对于窗宽有限的小波母函数(x)，随着 a 减小，的频谱愈集中于高频部分而且窗宽愈窄，从而空间分辨率就高，这就符合实际问题中高频部分的分辨率应比低频部分高的要求。所以当尺度 a 较小时，小波变换主要由 f(x)在附近的值所确定
21、，因而反映 f(x)在 附近的局部特征。随着尺度 a 的增大，的窗宽变大，这时 f(x)在附近的细节变化对的影响变弱，因而 表现 f（x)的区域特征。所以，在变尺度过程中可以对各种不同异常特征获得一个动态认识，根据动态规律将静态效应与大构造异常区分开来。在数学中刻化这种函数突变的参数是 Lipschitz 指数。文献认为:函数 f(x)在区间(a，b)上是一致 Lipschitz 指数 的充要条件为存在常数 K0，使得对所有的 x(a,b)，f(x)的小波变换 满足不等式：（221）13其中，n 为观测点点号，2j 为小波尺度 a 的 2 进离散值，j=0,1,2,J。对原始卡尼亚电阻率(n)
22、，首先计算其离散小波变换然后选出的极大值，每一对极大值对应一异常。最后根据不等式(2-21)，结合带约束条件的最优化方法求出每一异常的 Lipschitz 指数的最优解。对不等式(2-21)两边取对数:（2-22）构造目标函数:（2-23）求在约束条件(2-22)式之下使(2-23)式取最小值的与 K 作为(2-21)式的最优解。通过大量的理论模型和实例，发现如下规律:(1)近地表局部不均匀体产生的静态效应奇异性强，表现为其Lipschitz 指数为负值。(2)深部有一定规模的大构造异常，奇异性弱，表现为其Lipschitz 指数为正值。因此，根据异常的 Lipschitz 指数的正与负容易区
23、分大构造异常与静态效应。再结合小波变换的极大模与异常体边界的对应关系，还能容易圈定异常体的横向分布范围。14第第 3 章静态效应校正的方法原理及特征分析章静态效应校正的方法原理及特征分析 由于野外地质情况普遍复杂，地表存在较多的不均一性，在目前的数据资料采集中，静态效应常常是不可避免的，也是无法以任何方式预测的。因此必须对受静态效应影响严重的实测数据做静态效应校正，简称静校正。静校正是 CSAMT 数据资料处理中的一个关键环节，如果校正不当，会使后续的反演解释得出严重错误的结果。针对这个问题，国内外很多专家学者做了大量的工作，提出了一系列静校正的方法和技术。根据查找的文献资料，静态效应的校正方
24、法目前有：空间滤波法，中值滤波法，汉宁滤波法，EMAP 滤波法，相位换算电阻率法，磁场实测资料法（不常用），曲线平移法，小波分析法等。现在主要介绍空间滤波法，中值滤波法，EMAP 滤波法，相位换算电阻率法，磁场实测资料法，曲线平移法，小波分析法的基本理论。在这里我们只讨论小波分析法和 EMAP 滤波法，对这两种方法比较其优劣。3.1 EMAP 滤波法做静校正滤波法做静校正 EMAP 方法全称为电磁阵列剖面法，是由美国地球物理专家Bostick(1986)针对消除 MT 法中静态干扰而提出的一种全新数据采集和处理方法，其实质是依靠密集数据，尽可能多地提取区内地电信息，采用低通滤波手段消除浅部电性
25、横向不均匀性和局部地形起伏造成的静态影响，从而提高数据解释质量。但是，由于勘查成本的原因，目前我国主要应用 MT 方法进行深部构造调查，15测点分布疏散，点距在数千米以上，难以应用 EMAP 的处理方法。与此相比，CSAMT 方法由于工作效率很高，一般用于剖面勘查，点距在几十米到几百米之间，且使用的仪器(例如 GDP-32)均为多道输入系统，因此目前 CSAMT 的野外数据采集装置完全满足 EMAP 法的要求。EMAP 处理实质上是一种低通滤波，这种处理可以在波数域中进行，也可以在空间域中通过褶积的方法完成，在此提倡采用后一种方法。汉宁窗口是一个比较理想的空间域低通滤波器，其公式如下:（3-1
26、）W 为窗口宽度，与趋肤深度呈正比，有:（3-2）由于趋肤深度随频率而变，所以窗口宽度也是频率的函数，故h(x)又称为自适应空间滤波器。设为滤波后的电场，则有:（3-3）式(3-3)为 EMAP 滤波处理使用的计算公式。式(3-3)也适用于视电阻率数据，故将式(3-10)中的电场换成视电阻率，处理起来会更加方便。EMAP 处理方法建立在宽频带采集数据的基础上，通过可变截止频率的低通滤波，消除电性构造横向不均匀性造成的静态影响，使得数据资料解释工作变得简便 16而可行。通过模型实验验证了该方法的有效性，并在 CSAMT 勘查中取得较好的效果。3.2 小波分析压制静态效应小波分析压制静态效应 由静
27、态效应的概念可知,当固定某个频率时,存在静态效应的点和附近点相比较应表现为奇异点。在信号分析中,小波分析可通过尺度因子和位移因子的伸缩及平移对信号(函数)进行局部分析,这为利用小波分析校正静态效应提供了理论依据。3.2.1 S.Mallat 算法算法 设是一个给定的多尺度分析，和分别是相应的尺度函数和小波函数,那么函数(信号)（为一确定整数），数学上已经证明：（3-4）式中 17写成简介形式：（3-5）（3-6）这便是 S.Mallat 分解算法。由分解算法可知,可称为在分辨率下的连续(离散)逼近,而可称为在分辨率下的连续(离散)细节。由 Mallat 分解算法可见,函数(信号)可被分解成不同
28、频率通道的成分。式(3-4)经两边同时与某个特定函数作内积后,再经数学处理,可得到 Mallat 重构算法：（3-7）3.2.2 多尺度分离多尺度分离 基函数通过适当离散后可以组成的正交基，因而它容易将一个函数按频谱成分进行分解，这是经典频谱分析滤波理论的基础。但是，对于窗口 Fourier 变换，由于不管如何离散化，均不可能组成正交基，这不利于将一个函数分解。然而，小波分析有 Mallat 算法的多尺度分析作为理论基础，可将函数进行多尺度分解，并且还有实现这种分解的快速算法。理论上已经证明，存在一些特殊的小波母函数(x)，使得 18 （3-8）组成的正交基，这里 j、Z，Z 为整数集。故，对
29、，有如下分解式 （3-8）其中，为f(x)的 2 进小波变换，也称小波系数。如果要把(3-8)式运用到异常的分离，除了小波母函数(x)还要引进尺度函数。可以选择与(x)相应的尺度函数，令 j,i Z，则与正交。同时与它自己所有的离散平移正交。对于视电阻率数据，有如下分解式：（3-9）其中，J 是待定整数，它由静态效应识别来确定。在(3-9)式中，随着 J 的不同，就会引起尺度 a=(j=0,1,2,J)的变化。因 此，可 称(3-9)式 为 对 一 个 函 数 的 多 尺 度 分 解。令，根据 Mallat 算法，由可以计算及，其递推公式为：19（3-10）这里 h(n)，g(n)由小波母函数
30、和尺度函数所确定：另外，还有恢复公式：（3-11）从和可以反求 根据小波母函数(x)与尺度函数的构造，(x)和分别对应于一个带通和低通滤波器。因此，随着 J 的增大，对应于截止频率越来越低的低通滤波器，而则对应于一组正交的带通滤波器(j=0,1,2,J)。所以在分解式(3-9)中第一个和式对应于函数(x)的光滑部分，而第二个和式则对应于尺度(j=0,1,2,J)之下相应的细节部分。在频率域电磁测深中，(3-9)式的第一项对应于卡尼亚电阻率函数中所包含的背景值和大构造异常，而第二项则对应浅部二、三维局部不均匀体产生的静态效应。因此(3-9)式已将静态效应与大构造异常在多尺度下进行了分离。此时作静
31、态效应压制，只要在(3-11)式中含恢复代入(3-9)式计算(x)，就得到压制了静态效应的(x)。20 由(3-9)式可见，静态效应与大构造异常分离的恰当与否取决于如何选择 J，使得大构造异常得到充分的突出而静态效应得到最佳的压制。由于静态效应的 Lipschitz 指数为负值，而大构造异常的 Lipschitz 指数为正值，根据不等式(2-21)，在尺度 (j=0,1,2,J)的变化过程中，与静态效应对应的小波 变换的极大模快速递减，而与大构造异常相对应的小波变换的极大模递增或基本上保持常值。这说明在(3-9)式中第一个和式越来越忽略(x)中的静态效应而突出大构造异常。令：在 j 的变换过程
32、中(j=0,1,2,J)，选出一个使 q(j)取最大值的 j 并记作 J，这个 J 所对应的就为使大构造异常得到最好突出而使静态效应得到充分压制的最佳尺度。3.2.3 静态效应的多尺度压制静态效应的多尺度压制 用 S.Mallat 小波变换算法，通过尺度滤波器和镜像滤波器，可将原始信号分解到不同的尺度上，从而得到信号在不同尺度上的分量值。S.Mallat 塔式分解法的思想，是将一个分辨率为 1 的离散逼近分解为一个粗分辨率的逼近和逐次细节信号。各细节信号的原始信号对应不同分率下的高频信息。通过 S.Mallat 塔式重构算法，可将上述不同分辨率的分解信重构为原始信号。用 S.Mallat 算法
33、做小波变换时，并不需要知道正 21交尺度函数对应的小波函数，而只需要知道尺度滤波器和镜像滤波器即可。设野外采集的数据换算成视电阻率为，其中 n 表示测点，表示频率经多尺度分解的过程见图 3-1。如图 3-1 所示,每次对上一级的低频成分解为次低频成分和次高频成分。当存在静态效应时,静态效应往往表现为高部分。故可将高频部分置零,然后重构，即得到压制静态效应后的电率值。针对频率域电磁测深的实际数据编写的程序计算流程如图 3-2所示。22 3.3 静态效应的响应特征分析静态效应的响应特征分析 小静态体的异常奇异性十分强烈，并且影响各个不同频点的测深数据，在卡尼亚视电阻率拟剖面图中出现严重的静态效应。
34、在视电阻率断面上，不论在地下均匀模型介质中还是在地下均匀层状模型介质中，如果近地表存在低阻（或高阻）不均匀体时，都产生了静态效应的畸变，静态效应通常表现为直立的密集的等值线，或垂直的纺锤形局部封闭等值线，或更为复杂的状态。其总的图像特征是横向范围不大的陡立密集等值线。23对于视电阻率测深，静态效应表现为曲线沿视电阻率轴发生上下平移，整条曲线整体向下偏移，偏移幅度比较大，并且中低频段偏移幅值略大于高频段趋势，在不均匀体两侧，曲线略有向上偏移，偏移幅度不大。在高阻不均匀体上方，整条曲线整体向上偏移，偏移幅度比较大，并且中低频段偏移幅值略大于高频段趋势，在不均匀体两侧上方接收点位置，曲线略有向下偏移
35、，偏移幅度不大。静态效应的影响从浅部一直到深部，从视电阻率断面图上可以明显看出。总体来说静态效应对相位的影响不大。24第第 4 章章 静态效应压制实例静态效应压制实例 4.1 理论模型理论模型 理论模型如图 4.1 所示。图 4.1 分别为均匀三层介质中存在一个 60m60m50m、电阻率为 10m的三维体。取点距为 20m，计算卡尼亚电阻率()n。设图 4.1 中三维体相应的异常的奇性指标为。计算结果为：当埋深 H=20m 时，=-1.282；当埋深 H=30m时，=-1.217。图 4.1 理论模型示意图 254.2 实例实例 图 4.3-a 是其卡尼亚电阻率拟断面图。可以看出，浅部的小三
36、维体影响了所有频率的卡尼亚电阻率，表现为明显的静态效应。图 4.2 给出了某一频点上卡尼亚电阻率的小波变换极大值岁尺度2j的变化关系，可见，该小三维地质体的影响在 J=3 时便可消失。通过计算，其奇性指标=-1.282，表现出强烈的奇性，但是，由于其 Lipschitz 指数 为负值，通过小波的调焦功能，即当小波尺度 J 变大时，这种静态效应能被很快的压制掉。通过计算知道静态效应分离的最佳尺度为32，即 J=3.为了对比并体现小波对地下结构的多尺度逼近功能，分别计算小波尺度取12，22 和32 对静态效应压制的结果，如图 4.3-（bd）所示。图 4.2 卡尼亚电阻率的小波变换极大值随 j 的
37、变化图（a）卡尼亚电阻率；（b）j=1；（c）j=3 26 图 4.3 静态效应的多尺度压制（a）原始卡尼亚电阻率拟剖面;(b)(d)小波尺度分别取12，22和32静态效应压制的结果 图 4.3-c 表明了在小波尺度22 之下，既能体现浅部小三维体的存在又能体现出地下层状特征，但静态效应还没有得到良好的压制。图 4.3-b 为最佳尺度的静态效应压制结果，清晰地体现图 4.1原始模型的层状特征，浅部小三维体的静态效应得到最好的压制。下面为某一较老的银-铅矿，矿体呈块状、似层状产出于中、上石炭系火山岩中，矿区构造较复杂。图 4.4-a 时已知地质剖面上CSAMT 法实测的原始卡尼亚电阻率拟剖面图。
38、由于地表浅层的电性不均匀性，拟剖面上卡尼亚电阻率等值线主要表现为垂直带状，27静态效应严重歪曲了已知的地层形态。因此，需要对静态效应和有用异常进行识别，判别是否存在有用异常，然后求出最佳尺度2j以压制静态效应，突出有用异常并圈定其分布范围。图 4.4（a）银-铅矿原始卡尼亚电阻率拟剖面图（b）静态效应压制的结果,最佳尺度为 25 图 4.5-a 为对应于 12 频点的原始卡尼亚电阻率剖面曲线。图4.5-（bd）分别为当 j=1，3，5 时，对原始卡尼亚电阻率作小波变换之后，其极大值与测点之间的对应关系。通过计算，除了 78 号 28点附近的 Lipschitz 指数=0.243 大于零之外，其
39、余各个测点的Lipschitz 指数均小于零。这表明在 78 号点左右的下方有大地质异常体的存在，而其余各处均为局部异常体。通过计算最佳尺度，进行静态效应压制，处理结果如图 4.5-b 所示。图中明显突出了深部电性特征和大异常体，在 7884 号点直接的圈定的两个低阻体基本上对应于已知的两个矿体，与地质钻孔情况相吻合。图 4.5 卡尼亚电阻率曲线（12 频点，点距 50m）；（b）（d）分别对应于 j=1，3，5 时的小波值 利用小波分析，可以提供从静态效应识别，分离及压制的理论与方法。通过识别，可以看到静态效应与背景异常的本质区别，29即静态效应的 Lipschitz 指数小于零。根据这一点
40、可以直接从地表实测数据判别地下有无有用异常体的存在，同时进一步还可以圈定其横向分布范围。在识别的基础上定义了静态效应分离的最佳尺度，为恰当地压制静态效应提供了依据。该方法同样适合于其他地球物理方法的数据分析和处理。30结论结论 EMAP 滤波在消除静态和地形影响，提高勘探精度，简化数据处理方法，提高解释精度和分辨率等方面是一种行之有效的方法，极大限度地提取勘探区域的地电信息，可以自由地选择滤波窗口，直至达到理想的校正目的,这方面的技巧尚需在实践中积累经验。小波变换为静态效应的压制提供了一种有效的方法。借助于Matlab 小波工具箱可以很方便的进行小波分析。小波分析在信号奇异性分析方面具有很好的
41、优势，它提供的识别静态效应的参数，能把地表不均匀性引起的静态效应与大地构造引起的异常在数学上进行直观的区分。事实上小波变换进行的静态校正也是一种低通滤波的方法，故而在校正过程中，也存在校正不足或者校正过头的问题。不同的校正方法的校正结果有所不同。这里要说明的一点是静校正的原则：第一，不能失去曲线的基本形态；第二，不能失去有效的特征层位；第三，要遵循同一构造单元内邻近测点曲线形态相似性原则，跨构造单元进行校正往往会将构造突变部位的曲线人为畸变。31致谢致谢 这两年来，我的老师肖老师无论是在工作上还是生活上都给予支持和关心，积极地帮助我联系实践项目，时刻关心我的论文的进展情况，并适当地给我一些中肯
42、的意见和启发，在这里我要向肖老师表示深深的谢意。最后向所有指导、帮助、关心和支持的老师和朋友们表示衷心的感谢，在此祝愿母校未来能更好。32参考文献参考文献 1 李韦文.浅层电性不均匀体对大地电磁测深的影响及其校正.电磁方法研究与进展，1993，125133 2 苏鸿尧，何展翔.表层电性不均匀对大地电磁测深曲线的畸变研究.地质科技情报，2000，19(3)：103106 3 黄潜生，王友胜，汪卫毛.大地电磁曲线校正技术在六盘山盆地研究中的应用.江汉石油 学院学报，2004，26(3)：7678 4 Bostick,F.X.,Electromagnetic Array Profiling(EMAP
43、),(56th)SEG Annual Meeting Expanded Technical Program Abstracts with Biographies,1986,6061 5 C.Torres-Verdin,F.X.Bostick,Principles of spatial surface electric field filtering in magnetotelluric:Electromagnetic array profiling(EMAP).Geophysics.1992,57(4):603622 6 杨生.EMAP 处理方法在 CSAMT 勘查中的应用.有色金属矿产与勘查
44、，1994，3(6)：345348 7 张少云.电磁排列剖面（EMAP）原理及应用.江苏地质，1999，23(3)：167171 8 李金铭，罗延钟.可控源音频大地电磁法.电法勘探新进展.1996 9 何展翔.相权静校正.电磁方法研究与进展，1993,117124 10 Sternberg,B.K.,Washburne,J.C.Correction for the static shift in magnetotellutic using transient 33electromagnetic soundings.Geophysics.1988 53(11):14591468 11 方文藻，李予国等.用瞬变电磁测深校正 MT 静态效应.电磁方法研究与进展，1993，111116 12 宋守根，汤井田，何继善.小波分析与电磁测深中静态效应的识别、分离及压制.地球物理学报，1995，38(1)：120128 13 解海军，陈明生，阎述.利用小波分析压制静态效应.煤田地质与勘探，1998，26(4)：6165 14 张翔，胡文宝，严良俊.小波变换在大地电磁测深静校正中的应用.江汉石油学院学报，2002，24(2)：404385 15 罗延钟等。可控音频大地电磁发的静态效应校正，物探与化探，1991.16 汤景田，何继善。可控音频大地电磁法及其应用，2005，194209