第三章 第四节 电磁法原理

1、第四节第四节 电磁法原理电磁法原理目目 录录第四节第四节 电磁法原理电磁法原理 一一、电磁测深法、电磁测深法 二二、甚低频电磁法、甚低频电磁法 三三、无线电波透视法、无线电波透视法 电磁法是以地壳中岩石和矿石的导电性、导磁性和介电磁法是以地壳中岩石和矿石的导电性、导磁性和介电性差异为基础，通过观测和研究人工的或天然的交变电电性差异为基础，通过观测和研究人工的或天然的交变电磁场的分布来寻找矿产资源或解决水文、工程、环境及其磁场的分布来寻找矿产资源或解决水文、工程、环境及其它地质问题的一类电法勘探方法。它地质问题的一类电法勘探方法。 电磁法所依据的是电磁感应现象。以低频电磁法电磁法所依据的是电磁感

2、应现象。以低频电磁法 ( f( f10104 4 Hz )Hz )为例，如图为例，如图3.4.13.4.1所示，当发射机以交变电流所示，当发射机以交变电流I I1 1供入发射线圈时，就在该线圈周围建立了频率和相位都供入发射线圈时，就在该线圈周围建立了频率和相位都相同的交变磁场相同的交变磁场H H1 1，H H1 1称为一次场。若这个交变磁场穿过称为一次场。若这个交变磁场穿过地下良导电体，则由于电磁感应，可使导体内产生二次感地下良导电体，则由于电磁感应，可使导体内产生二次感应电流应电流I I2 2 ( (这是一种涡旋电流这是一种涡旋电流) )。这个电流又在周围空间。这个电流又在周围空间建立了交变

3、磁场建立了交变磁场H H2 2，H H2 2称为二次场或异常场。利用接收线称为二次场或异常场。利用接收线圈接收二次场或总场圈接收二次场或总场 ( (一次场与二次场的合成一次场与二次场的合成) )，在接收，在接收机上读出相应的场强或相位值，并分析它们的分布规律，机上读出相应的场强或相位值，并分析它们的分布规律，就可以达到寻找有用矿产或解决地质问题之目的。就可以达到寻找有用矿产或解决地质问题之目的。图图3.4.1 电磁法原理示意图电磁法原理示意图 电磁法的种类很多，按探测的范围，可以分为电电磁法的种类很多，按探测的范围，可以分为电磁剖面法和电磁测深法两大类。前者可用于探测地磁剖面法和电磁测深法两大

4、类。前者可用于探测地下某一深度范围内电磁场的分布规律，包括不接地下某一深度范围内电磁场的分布规律，包括不接地回线法、电磁偶极剖面法、航空电磁法、甚低频法回线法、电磁偶极剖面法、航空电磁法、甚低频法等。后者可用于探测某一测点上不同深度的电磁场等。后者可用于探测某一测点上不同深度的电磁场分布规律，包括大地电磁测深、频率测深、瞬变测分布规律，包括大地电磁测深、频率测深、瞬变测深等。按场源的性质，可分为频率域电磁法和时间深等。按场源的性质，可分为频率域电磁法和时间域电磁法两大类。前者使用多种频率域电磁法两大类。前者使用多种频率 ( 103108 Hz )的谐变电磁场，后者使用不同形式的周期性脉冲电的谐

5、变电磁场，后者使用不同形式的周期性脉冲电磁场。按场源的形式可分为被动场源磁场。按场源的形式可分为被动场源 (天然场源天然场源)法法和主动场源和主动场源 (人工场源人工场源)法。电磁法各类方法中，除法。电磁法各类方法中，除大地电磁法外，其余都是主动源法。按工作环境，大地电磁法外，其余都是主动源法。按工作环境，又可以将电磁法分为地面、航空和井中电磁法三类又可以将电磁法分为地面、航空和井中电磁法三类。 与传导类电法相比，电磁法具有如下特与传导类电法相比，电磁法具有如下特点点: :它的发射和接收装置既可以采用接地电它的发射和接收装置既可以采用接地电极，又可以采用不接地线圈、回线，因此航空极，又可以采用

6、不接地线圈、回线，因此航空电法才成为可能；采用多频率的电磁场或不电法才成为可能；采用多频率的电磁场或不同形式的脉冲电磁场测量，扩大了方法的应用同形式的脉冲电磁场测量，扩大了方法的应用范围；观测的场量既有电场分量，又有磁场范围；观测的场量既有电场分量，又有磁场分量。对每种场量又可观测振幅、相位、实分分量。对每种场量又可观测振幅、相位、实分量、虚分量、一次场、二次场、总场，从而大量、虚分量、一次场、二次场、总场，从而大大提高了地质效果。大提高了地质效果。 一、电磁测深法一、电磁测深法 电磁测深法是根据电磁感应原理，研究电磁测深法是根据电磁感应原理，研究天然或人工天然或人工(可控可控)场源在大地中激

7、励的电磁场场源在大地中激励的电磁场分布，并用电磁场观测值来研究地电参数沿分布，并用电磁场观测值来研究地电参数沿深度变化的一类电磁方法。常用的电磁测深深度变化的一类电磁方法。常用的电磁测深方法有天然场源的大地电磁测深、人工场源方法有天然场源的大地电磁测深、人工场源的频率电磁测深和瞬变测深。在工程及环境的频率电磁测深和瞬变测深。在工程及环境物探中常用的是人工源方法，故在此只讨论物探中常用的是人工源方法，故在此只讨论频率测深法。频率测深法。 （一）频率测深的基本原理及工作方式（一）频率测深的基本原理及工作方式 频率测深是一种频率域的电磁测深方法，与直流测频率测深是一种频率域的电磁测深方法，与直流测深

8、方法不同，它是用改变频率的方法来控制探测深度，深方法不同，它是用改变频率的方法来控制探测深度，而不用增大供电极距而不用增大供电极距AB。因电磁波的穿透深度与其波长。因电磁波的穿透深度与其波长有关，理论上可以证明，在均匀各向同性半空间中，电有关，理论上可以证明，在均匀各向同性半空间中，电磁波在电阻率为磁波在电阻率为的介质中传播的波长的介质中传播的波长 。若地。若地层电阻率层电阻率不变，改变电磁波的频率不变，改变电磁波的频率 ，就可以改变其，就可以改变其波长波长，从而改变电磁波的穿透深度。向地下发送由高，从而改变电磁波的穿透深度。向地下发送由高频到低频频到低频 ( n 10 100 kHz )的电

9、磁波时，高频电磁波的电磁波时，高频电磁波衰减快，穿透深度小，只反映浅部地电断面的特点。低衰减快，穿透深度小，只反映浅部地电断面的特点。低频电磁波衰减慢，穿透深度大，可以反映较深处地电断频电磁波衰减慢，穿透深度大，可以反映较深处地电断面的特点。于是通过变频的方法就可以达到探测不同深面的特点。于是通过变频的方法就可以达到探测不同深度地电断面之目的。度地电断面之目的。f503f 频率测深的激发方式有两种。一种是利用接地频率测深的激发方式有两种。一种是利用接地电极电极AB作为场源，将谐变电流送入地下，由于接地作为场源，将谐变电流送入地下，由于接地电极之间的距离比它到测量电极或测量线圈间的距电极之间的距

10、离比它到测量电极或测量线圈间的距离小得多，因此场源可视为水平电偶极子离小得多，因此场源可视为水平电偶极子(图图3.4.2(a)。另一种激发方式是在不接地水平线圈中通。另一种激发方式是在不接地水平线圈中通以谐变电流作为场源，由于水平线圈的直径比场源以谐变电流作为场源，由于水平线圈的直径比场源到测量电极或测量线圈之间的距离小得多，因此场到测量电极或测量线圈之间的距离小得多，因此场源可视为垂直磁偶极子源可视为垂直磁偶极子(图图3.4.2(b)。频率测深的接。频率测深的接收装置可以是测量电极收装置可以是测量电极M、N，也可以是接收线圈，也可以是接收线圈，它们分别测量电场分量和磁场分量。它们分别测量电场

11、分量和磁场分量。图图3.4.2 3.4.2 频率电磁测深法的装置形式频率电磁测深法的装置形式(a) (a) 水平电偶极子装置；水平电偶极子装置； (b) (b) 垂直磁偶极子装置垂直磁偶极子装置 频率测深方法属于低频电磁法，因此可频率测深方法属于低频电磁法，因此可以忽略位移电流的影响，视为似稳场。在频以忽略位移电流的影响，视为似稳场。在频率测深法中，虽然收率测深法中，虽然收发距发距r是有限的，但在是有限的，但在高频情况下，观测地段可处于高频情况下，观测地段可处于“远区远区”。这。这时电磁波的传播是以平面波的形式入射到地时电磁波的传播是以平面波的形式入射到地表的，所以表的，所以“远区远区”又称为

12、又称为“波区波区”。而只。而只有在波区，地电断面中各层的电阻率、层厚有在波区，地电断面中各层的电阻率、层厚等才能影响电磁场的分布。随着频率的降低等才能影响电磁场的分布。随着频率的降低，同一测点又可以处于，同一测点又可以处于“中间区中间区”或或“近区近区”。而。而“近区近区”的电场类似于直流电场，仅的电场类似于直流电场，仅与纵向电导有关。与纵向电导有关。 在这里需注意：在这里需注意：“远区远区”是指收是指收发距发距r很大或频率很大或频率f很高的范围，这时电磁场为辐射很高的范围，这时电磁场为辐射场，电磁波具有平面波的性质（注：电磁波场，电磁波具有平面波的性质（注：电磁波为球面波，当其远离场源传播时

13、，半径为球面波，当其远离场源传播时，半径r会逐会逐渐增大，当渐增大，当r很大时，我们所研究的电磁波的很大时，我们所研究的电磁波的那部分球面可视为平面，这个范围的电磁波那部分球面可视为平面，这个范围的电磁波称为平面波。）。称为平面波。）。“近区近区”是指收是指收发距发距r很很小或频率小或频率f很低的范围，这时电磁波不具有平很低的范围，这时电磁波不具有平面波的性质，且受场源影响较大。位于面波的性质，且受场源影响较大。位于“近近区区”和和“远区远区”之间的范围，称为之间的范围，称为“中区中区”或或“中间区中间区”。 由于垂直磁偶极子场远较水平电偶极子场由于垂直磁偶极子场远较水平电偶极子场衰减快，因此

14、，在较大深度的探测中多采用衰减快，因此，在较大深度的探测中多采用电偶极子场源。但磁偶极子场源是用不接地电偶极子场源。但磁偶极子场源是用不接地线圈激发的，在某些接地条件较差的测区，线圈激发的，在某些接地条件较差的测区，或解决某些浅层地质问题的探测中，磁偶极或解决某些浅层地质问题的探测中，磁偶极子场源还是经常被采用。子场源还是经常被采用。 （二）视电阻率公式及频率电磁测深理论（二）视电阻率公式及频率电磁测深理论曲线水平电偶极子频率电磁测深常采用赤道曲线水平电偶极子频率电磁测深常采用赤道装置装置 (图图3.4.2(a) =90的装置的装置)，这时远区视，这时远区视电阻率振幅计算公式与直流电测深类似，

15、电阻率振幅计算公式与直流电测深类似， （3.4.1） （3.4.2）ExEEUKIHzHHKI 式中：式中：E E 为电场水平分量振幅值；为电场水平分量振幅值；H H z z为为磁场垂直分量振幅值；磁场垂直分量振幅值；为角频率为角频率( (圆频率圆频率), ), = 2f , f = 2f , f为工作频率；为工作频率；U UE E = MN= MNE E , , 为测量电极为测量电极M M、N N之间的电位差；之间的电位差；H H = = 0 0nsHnsH z z , , 为接收线圈的感应电动势；为接收线圈的感应电动势；n n和和s s分别为接收线圈的圈数和面积；分别为接收线圈的圈数和面积

16、；为介质的为介质的磁导率磁导率( (或称绝对磁导率或称绝对磁导率) )，0 0为真空的磁导为真空的磁导率，率，0 0 = 4 = 4 10107 7H/mH/m；K KE E和和K KH H为装置系数为装置系数，其值分别为，其值分别为 式中式中r为收为收发距。此外，通过被测信号发距。此外，通过被测信号的相位与供电电流初始相位的比较，还可得的相位与供电电流初始相位的比较，还可得到电、磁场的相位差到电、磁场的相位差E和和H。3ErKAB MN423HrKAB n s 实测的视电阻率曲线一般绘于以实测的视电阻率曲线一般绘于以 为横为横坐标坐标 (T为周期为周期)及以及以为纵坐标的双对数坐标为纵坐标的

17、双对数坐标系中。相位曲线则绘于以系中。相位曲线则绘于以 为横坐标为横坐标 (对数对数)及以及以为纵坐标为纵坐标 (算术坐标算术坐标)的单对数坐标系的单对数坐标系中。中。TT 与直流电测深一样，频率测深理论曲线也可分为二与直流电测深一样，频率测深理论曲线也可分为二层、三层及多层曲线。理论振幅曲线以层、三层及多层曲线。理论振幅曲线以/1为纵轴、以为纵轴、以1/h1为横轴，绘在双对数坐标系上。根据组成地电断面为横轴，绘在双对数坐标系上。根据组成地电断面参数的不同，我们依然将三层曲线按直流电测深的命名参数的不同，我们依然将三层曲线按直流电测深的命名方法，分为方法，分为H、A、K及及Q型振幅曲线。图型振

18、幅曲线。图343为为2= 1/4、2 = 4、3 时，不同收时，不同收发距发距r的的H型型E曲线曲线 (曲曲线参变量为线参变量为r / h1)。曲线首支频率很高。曲线首支频率很高 ( 1/h1 0)，电，电磁波穿透深度很浅，故首支趋于磁波穿透深度很浅，故首支趋于 = 1的渐近线。应当的渐近线。应当指出，由于指出，由于 趋于趋于1的过程比较复杂，因此首段是经过的过程比较复杂，因此首段是经过数次摆动趋于数次摆动趋于1的。随着频率的降低，穿透深度逐渐增的。随着频率的降低，穿透深度逐渐增大，大，减小，并出现尖锐的极小值，反映了中部低阻层减小，并出现尖锐的极小值，反映了中部低阻层2的存在。的存在。 随着

19、高阻层随着高阻层3影响的加大，影响的加大，曲线急剧增大，曲线急剧增大，并与横轴呈并与横轴呈6026夹角上升。工作频率再降低时夹角上升。工作频率再降低时( 1/h1 )，不再满足远区条件，而向近区过渡。这，不再满足远区条件，而向近区过渡。这时尾支呈平行于横轴的水平线，其时尾支呈平行于横轴的水平线，其 值为值为 可见其值与频率无关，仅与总纵向电导可见其值与频率无关，仅与总纵向电导S和和r有有关。关。121212222ExrrrssshhEx图图3.4.3 三层三层H型断面型断面E理论振幅曲线理论振幅曲线 图图3.4.4是与图是与图3.4.3相同地电条件下计算的相同地电条件下计算的 曲线，曲线的首支

20、和中支与波区理论曲线类似曲线，曲线的首支和中支与波区理论曲线类似， 曲线中后支为与横轴呈曲线中后支为与横轴呈6326夹角上升的夹角上升的直线。但当直线。但当 时，曲线尾支转而呈时，曲线尾支转而呈6326夹角下降，它并不反映地电参数，而与频率及夹角下降，它并不反映地电参数，而与频率及收收发距发距r有关，改变有关，改变r引起曲线变化的规律与引起曲线变化的规律与 曲线类似。曲线类似。HzHz11h 图图3.4.4 三层三层H型断面型断面H z理论振幅曲线理论振幅曲线 频率测深的解释与其他测深曲线的解释频率测深的解释与其他测深曲线的解释类似，可采用量板法和计算机进行，目前多类似，可采用量板法和计算机进

21、行，目前多采用计算机进行，解释结果一般能给出断面采用计算机进行，解释结果一般能给出断面各层的厚度及电阻率。各层的厚度及电阻率。 （三）频率电磁测深的应用及实例（三）频率电磁测深的应用及实例 与直流电测深相比，频率电磁测深具有分辨率与直流电测深相比，频率电磁测深具有分辨率高、能穿透高阻层、各向异性影响小、观测参数多高、能穿透高阻层、各向异性影响小、观测参数多，以及工作效率高等优点，因此，在各类地质勘查，以及工作效率高等优点，因此，在各类地质勘查工作中都得到了应用。工作中都得到了应用。 长白山地区新生界玄武岩覆盖很广，地下地质长白山地区新生界玄武岩覆盖很广，地下地质情况不清。如图情况不清。如图3.

22、4.53.4.5为二道白河到两江剖面的视电为二道白河到两江剖面的视电阻率断面图，并根椐频率测深资料绘制了相应的地阻率断面图，并根椐频率测深资料绘制了相应的地质剖面。引人注目的是，质剖面。引人注目的是，1313号点两侧和号点两侧和1919号点附近号点附近视电阻率等值线密集，是断层的反映。钻探表明，视电阻率等值线密集，是断层的反映。钻探表明，电测深解释结果基本符合实际地质情况。电测深解释结果基本符合实际地质情况。图图345 二道白河至两江剖面视电阻率断面图及推断二道白河至两江剖面视电阻率断面图及推断的地质剖面的地质剖面DUfGUfs 二、甚低频电磁法二、甚低频电磁法 甚低频甚低频 (VLF) 电磁

23、法是一种被动源电探方法，电磁法是一种被动源电探方法，它利用超长波通讯电台所发射的电磁波为场源，通它利用超长波通讯电台所发射的电磁波为场源，通过在地表、空中或地下探测场的参数变化，从而达过在地表、空中或地下探测场的参数变化，从而达到找矿或解决有关工程及环境地质问题的目的。超到找矿或解决有关工程及环境地质问题的目的。超长波通讯电台的功率一般比较强大，通常为长波通讯电台的功率一般比较强大，通常为n102 n103 kW，工作频率约为，工作频率约为15 25 kHz。我国生产的。我国生产的DDS1型甚低频电磁仪就是以设在日本型甚低频电磁仪就是以设在日本(NDT)和澳和澳大利亚大利亚(NWC)海军通讯电

24、台发射的电磁波为场源，海军通讯电台发射的电磁波为场源，其工作频率分别为其工作频率分别为17.4kHz和和22.3kHz。显然。显然, 我们我们把这种频段称为甚低频把这种频段称为甚低频, 纯属无线电工程中的一种分纯属无线电工程中的一种分类。就电探方法的频率而言，这已属于高频电磁法类。就电探方法的频率而言，这已属于高频电磁法的频率范畴了。的频率范畴了。 由于由于该方法不需专门建立场源该方法不需专门建立场源, , 根椐地质根椐地质任务的不同即可探测磁分量也可探测电分量任务的不同即可探测磁分量也可探测电分量, , 因而近年来不仅在地质找矿方面因而近年来不仅在地质找矿方面, , 而且在水而且在水文地质调

25、查中也获得了此较广泛的应用。文地质调查中也获得了此较广泛的应用。 甚低频法甚低频法在野外工作时，必须先将接收机校在野外工作时，必须先将接收机校准于所选电台的频率，使接收线圈面沿垂直准于所选电台的频率，使接收线圈面沿垂直轴转动，当接收的信号最大时，线圈面所指轴转动，当接收的信号最大时，线圈面所指的方向即为电台方向。然后照准该方向的方向即为电台方向。然后照准该方向( (即以即以该方向为水平轴该方向为水平轴) )观测观测D D、H H z z和和H Hy y。 甚低频法甚低频法的资料解释主要是定性地确定出的资料解释主要是定性地确定出低阻体低阻体 ( (断裂带或岩溶发育带断裂带或岩溶发育带) )的位置

26、。从甚低的位置。从甚低频法的理论曲线分析可知，利用极化椭圆倾角频法的理论曲线分析可知，利用极化椭圆倾角D D曲线的零值点及磁场水平分量极值点的位置均曲线的零值点及磁场水平分量极值点的位置均可确定断裂带及低阻发育带的位置。可确定断裂带及低阻发育带的位置。 下面下面, , 我们来看一下甚低频法在广西某地岩溶区的我们来看一下甚低频法在广西某地岩溶区的应用。该岩溶区为应用。该岩溶区为10m10m厚的粘土所覆盖，下部基岩为泥厚的粘土所覆盖，下部基岩为泥盆系百灰岩，地下岩溶发育，地表可见塌陷地形。工盆系百灰岩，地下岩溶发育，地表可见塌陷地形。工区测线方位为区测线方位为NE70NE70，选择，选择NDTND

27、T台作为场源，用甚低频台作为场源，用甚低频电磁仪观测电场水平分量电磁仪观测电场水平分量E Ex x和磁场水平分量和磁场水平分量H Hy y。同时还。同时还用用NWCNWC台观测极化椭圆倾角台观测极化椭圆倾角D D及磁场水平分量及磁场水平分量H Hy y和垂直和垂直分量分量H H z z。图。图3.4.63.4.6展示了该区展示了该区1313线上甚低频法及联合剖线上甚低频法及联合剖面法的观测结果，由图可见，在该线上甚低频法有明面法的观测结果，由图可见，在该线上甚低频法有明显的极化椭圆倾角及磁场水平分量异常，而联合剖面显的极化椭圆倾角及磁场水平分量异常，而联合剖面法及甚低频视电阻率曲线却只反映出较

28、宽的低阻异常法及甚低频视电阻率曲线却只反映出较宽的低阻异常带。经钻探验证，在带。经钻探验证，在100100号点处见到岩溶发育带，号点处见到岩溶发育带，9595号号点为黄土充填的岩溶塌陷。点为黄土充填的岩溶塌陷。图图3.4.6 广西浪桥堡广西浪桥堡13线综合勘探剖面图线综合勘探剖面图 三、无线电波透视法三、无线电波透视法 ( (一一) )基本原理及工作方法基本原理及工作方法 无线电波是一种频率很高且具有一定能量的电无线电波是一种频率很高且具有一定能量的电磁波，它可以在真空及各种介质中传播，由于介质磁波，它可以在真空及各种介质中传播，由于介质的性质不同，它们对电磁波吸收的程度也不一样。的性质不同，

29、它们对电磁波吸收的程度也不一样。真空中不吸收电磁波，空气或高阻岩石对电磁波的真空中不吸收电磁波，空气或高阻岩石对电磁波的吸收作用很弱，低阻矿体和充水溶洞对电磁波的吸吸收作用很弱，低阻矿体和充水溶洞对电磁波的吸收作用较强。无线电波透视法就是通过研究钻孔或收作用较强。无线电波透视法就是通过研究钻孔或坑道间电磁波的传播规律坑道间电磁波的传播规律( (或者说被介质吸收的情况或者说被介质吸收的情况) )来寻找矿体、充水溶洞等地质对象的一种电法勘探来寻找矿体、充水溶洞等地质对象的一种电法勘探方法。方法。 井中无线电波透视法的工作原理如图井中无线电波透视法的工作原理如图347所示所示。在一个井孔利用发射机发

30、射一定频率。在一个井孔利用发射机发射一定频率(零点几兆赫零点几兆赫几十兆赫几十兆赫)的电磁波，在另一个井孔中利用接收机的电磁波，在另一个井孔中利用接收机接收被介质吸收后的电磁波。当井孔间有良导矿体接收被介质吸收后的电磁波。当井孔间有良导矿体或充水溶洞存在时，由于电磁波被强烈吸收，使其或充水溶洞存在时，由于电磁波被强烈吸收，使其能量大为降低，因而在测量井孔的相应井段便出现能量大为降低，因而在测量井孔的相应井段便出现场强曲线的低值异常场强曲线的低值异常(或称为或称为“阴影阴影”)。根据收、发。根据收、发仪间的关系及异常出现部位便可推断地质体的存在仪间的关系及异常出现部位便可推断地质体的存在。图图3

31、.4.7 3.4.7 无线电波透视法工作原理示意图无线电波透视法工作原理示意图ll发射机；发射机； 22发射机天线；发射机天线； 33接收机；接收机； 44接收机天线；接收机天线； 55发射机控制面板；发射机控制面板；66记录仪；记录仪； 77绞车；绞车； 88滑轮；滑轮； 99电缆；电缆； 10E10E曲线曲线 井中无线电波透视法的观测方式有同步法和定点井中无线电波透视法的观测方式有同步法和定点法两种。同步法是将发射机法两种。同步法是将发射机( (或发射天线或发射天线) )和接收机和接收机( (或接收天线或接收天线) )分别下到两个井孔中，然后，同步地上分别下到两个井孔中，然后，同步地上下移

32、动进行观测。如果发射机和接收机保持同一高下移动进行观测。如果发射机和接收机保持同一高度，同步测量就称为水平同步法；如果发射机和接度，同步测量就称为水平同步法；如果发射机和接收机处于不同高度，同步测量就称为高差同步法，收机处于不同高度，同步测量就称为高差同步法，高差的大小一般视井间距、井深及岩层产状而定。高差的大小一般视井间距、井深及岩层产状而定。定点法测量一般是将发射机定点法测量一般是将发射机( (或接收机或接收机) )固定于井孔固定于井孔中某预选位置，然后将接收机中某预选位置，然后将接收机( (或发射机或发射机) )置于另一置于另一井孔进行连续测量。实际工作中，一般先用同步法井孔进行连续测量

33、。实际工作中，一般先用同步法了解井间地质体的大致位置，继而再利用定点法进了解井间地质体的大致位置，继而再利用定点法进一步确定异常体的边界和轮廓。一步确定异常体的边界和轮廓。 在无线电波透视法中，频率的选择也是在无线电波透视法中，频率的选择也是十分重要的，它直接影响透视的距离和对异十分重要的，它直接影响透视的距离和对异常的分辨能力。一般来说，频率高、波长短常的分辨能力。一般来说，频率高、波长短、对异常体的分辨能力强，但随之而来的是、对异常体的分辨能力强，但随之而来的是吸收增强、透距变短。反之，频率低、波长吸收增强、透距变短。反之，频率低、波长长、吸收弱、透距变大，更适合研究较大范长、吸收弱、透距变大，更适合研究较大范围内地质体的变化，