大地电磁一维正反演MATLAB程序

大地电磁一维正反演MATLAB程序

%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%%

% Purpose:MagnetoTelluric one dimensional forward modeling %

% Ming-Cai ZHang 17st,OCt,2008 CSU-IPGE % %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%%

% variable declaration %

% Input: %

% 1、n---->>>The number of layer %

% 2、rou-->>>Density for every layer %

% 3、h---->>>Thickness for every layer %

% 4、T_start---->>>start time %

% 5、T_end----->>>end time %

% 6、Num_DT-->>the number of sampling time in time interval %

% Output: %

% 1、rou_T-->>apparent resistivity at time % %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%%

function [T,rou_T]=mt1d(n,rou,h,T_start,T_end,Num_DT) %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%%

% Control subjacent variable to build model %

%n=2; %

%rou(1:n)=[200,600]; %

%h(1:(n-1))=10; %

% Control subjacent variable to change continued time %

%T_start=-3; %

%T_end=4; %

%Num_DT=5; % %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%%

np=nargin;

if (np<=5)

error('******正演参数不够******！')

end

u(1:n)=1;

v(1:n)=0;

j=0;

T=zeros(1,(T_end-T_start+1)*Num_DT);

for t=T_start:1:T_end

T1=linspace(10^t,10^(t+1),Num_DT);

for i=1:1:Num_DT

j=j+1;

T(j)=T1(i);

end

end

for j=1:1:(T_end-T_start+1)*Num_DT

for m=(n-1):-1:1

[P(m+1),Q(m+1)]=set_pqm1(rou(m+1),rou(m),u(m+1),v(m+1));

G(m)=(4*3.14159265*h(m))/sqrt(10*rou(m)*T(j));

e_G(m)=exp(-G(m));

[A(m),B(m)]=set_ABm(P(m+1),Q(m+1),G(m),e_G(m));

u(m)=(1-(A(m))^2-(B(m))^2)/((1+A(m))^2+B(m)^2);

v(m)=-2*B(m)/((1+A(m))^2+B(m)^2);

end

rou_T(j)=rou(1)*(u(1)^2+v(1)^2);

end

figure(1)

picture1=plot(log10(T),(rou_T),'--*r','MarkerFaceColor','k','MarkerSize',10); %picture1=plot(log10(T),(rou_T),'--rs','LineWidth',2,...

%'MarkerEdgeColor','k',...

%'MarkerFaceColor','b',...

%'MarkerSize',5);

warndlg('请保存正演数据，方便以后利用！！');

pathname='e:\mt1d';

outfile1=fullfile(pathname,'forward.txt');

fid=fopen(outfile1,'w');

fprintf(fid, '%s\n','T Log(T) Resitivity');

for i=1:1:length(T)

fprintf(fid,'%6.2f %12.8f %12.8f\n',T(i),log10(T(i)),rou_T(i));

end

fclose(fid);

function [Am,Bm]=set_ABm(Pm1,Qm1,Gm,e_Gm)

Am=e_Gm*(Pm1*cos(Gm)-Qm1*sin(Gm));

Bm=e_Gm*(Qm1*cos(Gm)+Pm1*sin(Gm));

function [pm1,qm1]=set_pqm1(roum1,roum,um1,vm1)

a1=(sqrt(roum1/roum)*um1);

a=a1^2;

b1=(sqrt(roum1/roum)*vm1);

b=b1^2;

pm1=(1-a-b)/((1+a1)^2+b);

qm1=(-2*b1)/((1+a1)^2+b);

function dif(x)

[T,rou]=mt1d(5,[5,10,15,10,5],[10,20,30,100],-3,6,20);

log_rou=log10(rou);

log_T=log10(T);

log_omeg=log10(2*3.14159265./T);

for i=2:1:length(T)-1

d_log_rou(i)=log_rou(i+1)-log_rou(i-1);

d_log_T(i)=log_T(i+1)-log_T(i-1);

d_log_omeg(i)=log_omeg(i+1)-log_omeg(i-1);

a(i)=(d_log_rou(i))/(d_log_T(i));

fai(i)=(d_log_rou(i))/(d_log_omeg(i));

end

a(1)=(log_rou(2)-log_rou(1))/(log_T(2)-log_T(1));

a(length(T))=(log_rou(length(T))-log_rou(length(T)-1))/(log_T(length(T))-log_T(length(T)-1)); fai(1)=(log_rou(2)-log_rou(1))/(log_omeg(2)-log_omeg(1));

fai(length(T))=(log_rou(length(T))-log_rou(length(T)-1))/(log_omeg(length(T))-log_omeg(length( T)-1));

bsdk_rou=rou.*((1+a)./(1-a));

bsdk_d=rou.*T;

bsdk_d=bsdk_d/(8*(pi^2)*10^(-7));

bsdk_d=sqrt(bsdk_d);

bsdk_d=sqrt((rou.*T)./(8*(pi^2)*10^(-7)));

s=bsdk_d./rou;

hold on

plot(log10(T),bsdk_rou,'--ks','MarkerFaceColor','k','MarkerSize',10);

figure(2)

plot(log10(bsdk_rou),log10(bsdk_d),'--ks','MarkerFaceColor','k','MarkerSize',10);

MT大地电磁二维正演计算及反演计算

实 验 报 告 实验名称：实验三MT二维正演计算 实验四MT反演计算 课程名称: 电法勘探专题 实验时间：2011年12月8日 学号：2602080206 姓名：黄建华 任课老师：张继锋

目录 实验三MT二维正演计算 (1) 一、实验目的 (1) 二、实验要求 (1) 三、实验内容 (1) 四、结果及分析 (2) (一)、软件特性检验 (2) (二)、单个高阻体下Eps、Mps断面对比，Eh、Mh断面对比 (4) (三)、单个低阻体TE模式视电阻率断面 (5) (四)、横向分辨率分析(两个相同大小地质体的分辨) (5) (五)、纵向分辨率分析 (6) (六)、倾斜断层TE模式视电阻率和视阻抗相位断面 (6) (七)、地堑地电模型TE模式视电阻率和视阻抗相位断面 (7) 实验四MT反演计算 (9) 一、两层介质 (9) 二、三层介质（第一层厚度10） (10) 三、三层介质（第一层厚度50） (12) 四、五层介质 (13) 五、总结 (13)

实验三MT二维正演计算 一、实验目的 1、掌握大地电磁法的二维有限元正演理论 2、明确TE极化模式和TM极化模式特征 3、编制二维正演程序（参考徐世浙有限元与边界元） 4、掌握二维反演软件的应用，理解网格剖分的规则，合理的进行网格剖分和模型计 5、设计不同的二维地电模型，包括一维层状模型进行程序精度的检验，分别就TE 和TM模式进行正演，并根据结果分析两种模式的异同。 二、实验要求 1、能够正确应用软件，掌握各参数的设置 2、了解软件设计的基本思路，能够自己调整修改相关输出输入参数 3、对设计模型进行计算，并绘制相关误差分析剖面曲线，进行误差统计，并对模拟 结果做以分析。 4、完成实验报告，word排版，图标清晰，分析合理。 三、实验内容 1、均匀半空间及层状介质模型模拟，并和一维正演程序进行比较，分析误差，以检 验二维正演软件的正确性。 2、设计一个低阻体和高阻体分别就TE和TM模式进行正演

VC++ MFC高斯平均引数大地主题正反算

地球科学与环境工程学院实验报告书 课程名： 学号： 姓名： 指导老师： 日期：

目录 一、目的与要求 (1) 二、实验容 (1) 三、计算公式整理 (1) 四、程序代码 (4) 五、计算结果 (15) 六、实验体会 (16)

一、目的与要求 参考椭球面是测量计算的基准面。坐标是椭球面上的基本坐标系，根据测量的观测成果（如距离与方向），从原点出发，逐点计算在椭球面上的坐标；或根据两点的坐标，计算它们之间的线长度和方位角，这类计算称为问题解算（或称为主题解算）。问题解算的用途是多方面的，随着现代空间技术和航空航天、航海等领域的发展，问题解算（尤其是反算）有着更为重要的作用，因此需要熟练掌握其计算。 二、实验容 在《测量学基础》教材中，介绍了高斯平均引数法与白塞尔方法的计算过程、步骤。鉴于此，需要熟练掌握高斯平均引数法与白塞尔方法解主题问题的基本方法与原理。采用所熟悉的计算机语言编程计算。计算时采用克拉索夫椭球参数，至少完成其中一种方反算，按照数据序号选取不同的已知数据，在计算结果中注明所选取的数据序号，选取其它数据作为无效数据处理。 三、计算公式整理 3.1、高斯平均引数正算计算公式（S< 200 km）

3.2、高斯平均引数正算计算公式（S< 200 km）

四、程序代码 4.1、角度转换类的头文件： #pragma once const double Pi=3.141592653589793; class AngleTrans { public: AngleTrans(void); ~AngleTrans(void); double D,F,M,DFM,Rad,Ten; double trans1(double DFM), //度分秒形式的角度转换为弧度形式 trans2(double Rad), //弧度形式的角度转换为度分秒形式 trans3(double D); //十进制度转化为弧度 }; 4.2、角度转换类的源文件： #include"StdAfx.h" #include"AngleTrans.h" #include AngleTrans::AngleTrans(void) { } AngleTrans::~AngleTrans(void) { } //度分秒转换为弧度 double AngleTrans::trans1(double DFM) { D=floor(DFM); F=floor((DFM-D)*100); M=(DFM-D-F/100)*10000; Ten=D+F/60+M/3600; Rad=Ten/180*Pi; return Rad; }

二维大地电磁断层正演模拟研究

二维大地电磁断层正演模拟研究 文章应用基于双二次插值的有限单元法去进行大地电磁测深正演模拟研究，采用C++语言编写二维大地电磁正演程序。设计逆断层模型，得到模型的正演结果，结果表明，TE模式纵向分辨率較高，TM模式横向分辨率较高。基于双二次插值的有限单元法进行二维大地电磁正演模拟方法计算速度快，计算精度高，为大地电磁测深的资料处理及解释提供了方法。 标签：二维大地电磁；正演；双二次插值；有限单元法；断层 1 概述 大地电磁测深法是50年代初由前苏联的 A.N.Tikhonov（1950）和法国的L.Cagnird（1953）分别提出来的，研究地壳和上地幔构造的一种地球物理探测方法。徐世浙（1994）研究了多种网格剖分方式的有限单元法；王绪本等（1999年）用有限元法模拟大地电磁二维测深地形条件下地电结构的MT响应和纯地形的MT响应。陈小斌等（2000年）用有限元直接迭代法模拟大地电磁二维测深起伏地形大地电磁响应。陈进超等（2009）将有限单元法应用到二维大地电磁正演计算与改进中；刘云等（2010）应用自适应地形四边形网格剖分进行了大地电磁场的模拟。大多数的正演方法都是采用Fortran语言为开发平台，代码比较繁琐，格式和语法要求严格，文章则选择在C++语言环境下实现二维大地电磁正演模拟编程。 2 原理 2.1 边值问题 就可以得到我们所需的线性方程组Ku=0，求解线性方程组就可以得到网格上各节点的场值u，采用数值方法求出场值沿着垂向上的偏导数，从而分别计算出出TE极化模式和TM极化模式的视电阻率和相位。 3 逆断层模型模拟 断层破碎带可以模拟出由于断层的错动产生的低阻带。为了更好地模拟出实际断层，断层模型设计示在电阻率为？籽1=10？赘·m、？籽2=1000？赘·m、？籽3=100？赘·m的K型地电模型中，发生了错动，上盘相对上升，产生一个逆断层。 采用有限单元法进行模拟，为了保证精确度，同样采用细网格进行网格剖分，设计网格为59&83，包括左右各4个扩展网格，空气层8层，通过正演程序运行，再将程序结果使用SURFER 8.0进行网格化处理和等值线成图，得到异常体模型的等值线图，见图1。

大地主题解算程序设计报告

大地主题结算实验报告 姓名：高成 学号：20104214 测绘2班 一、实验目的： 1.提高运用计算机语言编程开发的能力； 2.加深对大地主题解算计算公式及辅助参数的理解并掌握计算步骤； 3.通过编程语言实现大地主题解算。 二、工具： Windows XP Mode 环境下的Microsoft Visual C++ 6.0 三、注意事项： 1.计算所需变量多，容易混淆； 2.正反算函数的编写； 3.函数调用； 4.弧度与角度之间的转化。 四、实验要求： 1.提交报告，实验总结，编写代码； 2.独立编程，调试运行； 3.上交成果：编写思想，编写过程，问题分析，源代码，计算结果；

实验源代码： #include #include double hudu(double,double,double); /*度分秒转换为弧度*/ double du(double); /*弧度转换为度*/ double fen(double); /*弧度转换为分*/ double miao(double); /*弧度转换为秒*/ #define PI 3.1415926 void main (void) { int k; printf("请选择大地主题算法，若执行正算，请输入1；若执行反算，请输入2。\n"); scanf("%d",&k); /*大地主题正算*/ if(k==1) { double ax,ay,az,bx,by,bz,cx,cy,cz,S,dz,ez,fz,B1,B2,L1,L2,A1,A2; int dx,dy,ex,ey,fx,fy; double e2,W1,sinu1,cosu1,sinA0,coto1,sin2o1,cos2o1,sin2o,cos2o,A,B,C,r,t,o0,o,g,sinu2,q; /*输入度分秒数据*/ printf("请输入大地线起点纬度度分秒\n"); scanf("%lf%lf%lf",&ax,&ay,&az); printf("请输入大地线起点经度度分秒\n"); scanf("%lf%lf%lf",&bx,&by,&bz); printf("请输入大地方位角度分秒\n"); scanf("%lf%lf%lf",&cx,&cy,&cz); printf("请输入大地线长度\n"); scanf("%lf",&S); /*调用函数*/ B1=hudu(ax,ay,az); L1=hudu(bx,by,bz); A1=hudu(cx,cy,cz); /*白塞尔大地主题解算*/ e2=0.006693421622966; W1=sqrt(1-e2*sin(B1)*sin(B1)); sinu1=sin(B1)*(sqrt(1-e2))/W1; cosu1=cos(B1)/W1; sinA0=cosu1*sin(A1); coto1=cosu1*cos(A1)/sinu1; sin2o1=2*coto1/(coto1*coto1+1); cos2o1=(coto1*coto1-1)/(coto1*coto1+1);

带地形的可控源音频大地电磁法二维正演

一第３８卷第１期物一探一与一化一探Ｖｏｌ．３８，Ｎｏ．１一一２０１４年２月ＧＥＯＰＨＹＳＩＣＡＬ＆ＧＥＯＣＨＥＭＩＣＡＬＥＸＰＬＯＲＡＴＩＯＮＦｅｂ．，２０１４一 ＤＯＩ：１０．１１７２０／ｊ．ｉｓｓｎ．１０００－８９１８．２０１４．１．２８ 带地形的可控源音频大地电磁法二维正演 张斌１，谭捍东２ （１．有色金属矿产地质调查中心，北京一１０００１２；２．中国地质大学地球物理与信息技术学院，北京一１０００８３） 摘要：利用二次场算法研究了可控源音频大地电磁法二维正演问题三采用有限单元法进行正演模拟，将矩阵压缩存储和共轭梯度解方程方法应用到正演算法中，加快了正演算法的速度，并且将地形因素考虑到正演算法中三通过不同的模型验算，检验了算法的精度三 关键词：可控源音频大地电磁法；２．５维正演；地形因素；有限元单元法 中图分类号：Ｐ６３１一一一文献标识码：Ａ一一一文章编号：１０００－８９１８（２０１４）０１－０１５１－０６ 一一可控源音频大地电磁法因其勘探深度大二抗干扰能力强二采集效率高而被广泛应用于地质勘探中，仪器的功能和测量精度日臻完善三但是由于人工场源的引入，其处理技术却远不如大地电磁方法那么成熟三目前多采用二维大地电磁反演程序处理可控源数据，但可控源数据中包含了场源的影响，近区场和过渡区场二阴影效应等因素会影响处理结果的解释，所以有必要研究场源对数据的影响三另外，通过时频转换，可将频率域电磁法的结果变换到时间域，为时间域电磁法正演奠定基础三因此研究可控源音频大地电磁法正演有一定的实际应用价值三 相关领域国内外学者作了许多工作，Ｓｔｏｙｅｒ和Ｇｒｅｅｎｆｉｅｌｄ［２０］通过有限元方法计算了磁偶极子频率域的电磁响应；Ｕｎｓｗｏｒｔｈ［１５］计算了电偶极子频率域的响应；Ｓｕｇｅｎｇ和Ｍｉｔｓｕｈａｔａ先后应用等参单元研究了带地形的电磁场模拟三国内罗延钟［７］和底青云［２］研究了ＣＳＡＭＴ有限元正演算法；雷达［４］研究了带地形的正反演算法；沈金松［６］研究了海底可控源的电磁响应三阎述［１０］二陈小斌［１１］二王若［１２］二张继峰［１３］二柳建新［１４］等分别研究了线源大地电磁法正演模拟三 此次研究考虑从三维场源二维模型入手，一方面比线源模拟更加符合实际情况，另一方面比三维算法计算速度更快三现有的研究中常通过总场算法来处理地形问题，而二次场算法中因涉及到一次场的求取，很少考虑地形因素三为了减小场源对计算精度的影响，在二次场算法中使用 拟均匀半空间 方法将地形因素加入到二次场算法中，提高方法的收稿日期：２０１２－１０－３０适用性和精度三同时分析算法的特点，以提高正演模拟计算速度三 １一可控源音频大地电磁法正演 １．１一电磁场方程 二维正演计算中所用到的模型和网格如图１所示，ｙ为走向方向，电阻率值沿走向方向不变，仅在ｘｚ平面内变化 三 图１一正演剖分网格 参考Ｎａｂｉｇｈｉａｎ等人的研究成果［１９］，假设时间因子为ｅｉωｔ，并且忽略位移电流的影响，二次场满足的麦克斯韦方程组描述为［１９］ ??Ｅｓ＝－ｉωμＨｓ， ??Ｈｓ＝σＥｓ＋σａＥｐ， }（１） 其中，μ为自由空间磁导率；σ二σ０分别为模型及背景的电导率，σａ＝σ－σ０为异常电导率；Ｅｓ二Ｈｓ分别为电场二磁场的二次场值，Ｅｐ为根据背景场计算的电场值三该方法相对总场模拟方法精度高，并且适用于不同场源的数值模拟三以下使用均匀半空间来

(完整版)大地测量学基础期末考试试卷A(中文)

一、解释下列术语（每个2分，共10分） 大地水准面球面角超底点纬度高程异常水准标尺零点差 二、填空（1-15小题每空1分；16题4分，共36分） 1、在地球自转中，地轴方向相对于空间的变化有______和_____。 2、时间的度量单位有______和______两种形式。 3、重力位是______和_____之和，重力位的公式表达式为_______。 4、椭球的形状和大小一般用_______来表示。 5、在大地控制网优化设计中把_____、______和_____作为三个主要质量控制标准。 6、测距精度表达式中，的单位是______，表示的意义是_____；的单位是______，表示的意义是_____。 7、利用测段往返不符值计算的用来衡量水准测量外业观测的精度指标用_____来表示,其意义是______。 8、利用闭合环闭合差计算的用来衡量水准测量外业观测的精度指标用_____来表示,其意义是______。 9、某点在高斯投影3°带的坐标表示为XA=3347256m, YA=37476543m,则该点在6°带第19带的实际坐标为xA=___________________，yA=___________________。 10、精密水准测量中每个测段设置______个测站可消除水准标尺______零点差的影响。 11、点P从B=0°变化到B=90°时,其卯酉圈曲率半径从______变化到_____。 12、某点P的大地纬度B=30°，则该点法线与短轴的交点离开椭球中心的距离为_____。 13、高斯投影中，_____投影后长度不变，而投影后为直线的有_____，其它均为凹向_____的曲线。 14、大地线克莱劳方程决定了大地线在椭球面上的_______；在椭球面上某大地线所能达到的最大纬度为60°，则该大地线穿越赤道时的大地方位角表达式为_____（不用计算出数值） 。 15、在换带计算中，3°的_____带中央子午线经度和6°相同，坐标不用化算。 16、按下表给出的大地经度确定其在高斯投影中的带号和相应的中央子午线经度（答案写在试卷纸上，本小题4分，每空0.5分） 大地点经度六度带三度带

电磁勘探与大地电磁学-实验报告0

本科生实验报告 实验课程电磁勘探 学院名称地球物理学院 专业名称勘查技术与工程 学生姓名 学生学号 指导教师 实验地点 实验成绩 二〇年月二〇年月

填写说明 1、适用于本科生所有的实验报告（印制实验报告册除外）； 2、专业填写为专业全称，有专业方向的用小括号标明； 3、格式要求： ①用A4纸双面打印（封面双面打印）或在A4大小纸上用蓝黑色水笔书写。 ②打印排版：正文用宋体小四号，1.5倍行距，页边距采取默认形式（上下 2.54cm，左右2.54cm，页眉1.5cm，页脚1.75cm）。字符间距为默认值（缩 放100%，间距：标准）；页码用小五号字底端居中。 ③具体要求： 题目（二号黑体居中）； 摘要（“摘要”二字用小二号黑体居中，隔行书写摘要的文字部分，小4 号宋体）； 关键词（隔行顶格书写“关键词”三字，提炼3-5个关键词，用分号隔开，小4号黑体)； 正文部分采用三级标题； 第1章××(小二号黑体居中，段前0.5行) 1.1 ×××××小三号黑体×××××（段前、段后0.5行） 1.1.1小四号黑体（段前、段后0.5行） 参考文献（黑体小二号居中，段前0.5行），参考文献用五号宋体，参照《参考文献著录规则（GB/T 7714－2005）》。

大地电磁勘探方法技术实验 摘要 关键词：；；；

第1章大地电磁一维正演程序设计与模型试验1.1 实验目的 根据大地电磁测深原理,学会根据大地电磁理论计算公式,推导大地电磁一 维情况下视电阻率的计算方法,根据相应计算方法设计计算机程序,实现一维层 状地层的视电阻率计算,并掌握绘制成果图件的方法。 1.2 实验内容 （1）根据一维介质的理论公式，完成公式推导，并进行拆分与整理，根据各参数的计算先后顺序列出每一个步骤相关的一般公式或计算表达式，以及相关的参数，设计一维层状介质的理论曲线的计算方法，以便采用计算机程序进行计算。 （2）根据一维层状介质的理论曲线的计算方法，分析输入参数和中间变量，并规划每一个参数的数据类型、输入参数的获取与输出结果的保存等，详细给出计算机程序流程图，并完成程序流程的检查与调整。 （3）根据程序的流程图，选择使用任何一种编程语言实现上述计算流程，完成程序的调试。 （4）根据给定的模型参数与频率表，完成模型试验，根据计算输出的数据选用合适的绘图工具绘制成果图件，并编辑、完善图件的相关信息。 1.3 实验原理 根据大地电磁一维层状介质正演理论，计算一维层状理论模型的视电阻率随频率变化曲线。 计算频率表： 6400.00 5210.00 3840.00 3200.00 2560.00 2133.33 1920.00 1600.00 1280.00 1066.66 960.00 800.00 640.00 533.33 480.00 400.00 320.00 300.00 280.00 240.00 200.00 150.00 120.00 100.00 80.000 60.000 45.000 32.000 28.000 20.000 15.000 12.000 10.000 8.000 5.000 4.500

大地测量学基础复习题答案

1岁差：地球绕地轴旋转，由于日、月等天体的影响，地球的旋转轴在空间围绕黄级发生缓慢 章动：地球旋转轴在岁差的基础上叠加年的短期周圆周运动，振幅为秒，这种现象称为章动。 极移：地球自转使地球体自身内部结构的相对位置变化，从而导致极点在地球表面上的位置随时间而变化，这种现象被称为极移。 2卯酉圈：过椭球面上一点的法线，可作无限个法截面，其中一个与该点子午面相垂直的法截面同椭球面相截形成的闭合的圈称为卯酉圈。 子午圈椭球子午面与椭球面的截线。 3黄道：地球公转的轨道面黄道面与天球相交的大园称为黄道 4春分点：视太阳在黄道上从南半球向北半球运动时，黄道与天球赤道的交点称为春分点，用γ表示。 5高程异常：似大地水准面与椭球面的高程差。A卷 6子午线收敛角：高斯投影面上任意点子午线的投影线的切线方向与该点坐标的正北方向的夹角。B卷 7大地主题反算：已知椭球面上两点的大地经纬度求解两点间的大地线长度与正反方位角。 8总椭球体：总椭球体的中心与地球的质心重合，其短轴与地球的地轴重合，起始子午面与起始天文子午面重合，而且与地球体最佳密合的椭球体。B卷 9法截面：过椭球面上任意一点可作一条垂直于椭球面的法线，包含这条法线的平面叫作法截面； 11相对法接线：在A点安置仪器观测B点，照准面与椭球面的交线AaB称A点的正法截线，或B点的反法截线；在B点安置仪器观测A点，照准面与椭球面的交线BbA称B点的正法截线，或A点的反法截线。AaB与BbA称A、B两点的相对法截线。 12垂线偏差：同一测站点上铅垂线与椭球面法线之间的夹角u，即是垂线偏差 13大地线：椭球面上两点间最短程曲线叫做大地线 1在精密水准测量概算中包括哪些计算工作A卷 答：水准测量概算主要计算工作： （1）水准标尺每米长度误差的改正数计算 （2）正常水准面不平行的改正数计算 （3）水准路线闭合差计算 （4）高差改正数的计算 3为什么要分带和换带计算A卷 限制变形，要分带，存在邻带坐标换算。 （1）当一个网跨两个投影带，为了在某一带内进行平差，需把另一带的坐标换算为该带的坐标。 （2）分界子午线附近重叠部分的大地点需计算相邻两带坐标系的坐标值， （3）6°带同3°、°带之间相互坐标换算 （4）因特殊需要，把国家带的坐标化为任意带坐标 4试述椭球面三角元素归到高斯平面上包括哪些内容及需要进行哪些计算工作B卷 1）将起始点P的大地坐标(L，B)归算为高斯平面直角坐标x, y；为了检核还应进行反算，亦即根据x, y反算B，L。 2）将椭球面上起算边大地方位角归算到高斯平面上相应边的坐标方位角，通过计算该点的子午线收敛角及方向改化实现。 3) 将椭球面上各三角形内角归算到高斯平面上的由相应直线组成的三角形内角，通过计算方向的曲率改化即方向改化来实现。 4) 将椭球面上起算边的长度归算到高斯平面上的直线长度。 因此将椭球面三角系归算到平面上，包括坐标、曲率改化、距离改化和子午线收敛角等计算工作。 5.按投影面和原面的相对位置关系分类 1)正轴投影：圆锥轴(圆柱轴)与地球自转轴相重合的投影，称正轴圆锥投影或正轴圆柱投影。2)斜轴投影：投影面与原面相切于除极点和赤道以外的某一位置所得的投影。 3)横轴投影：投影面的轴线与地球自转轴相垂直，且与某一条经线相切所得的投影。比如横轴椭圆柱投影等。 投影面还可以与地球椭球相割于两条标准线，这就是所谓割圆锥，割圆柱投影等。 6高斯投影应满足哪三个条件为什么是正形投影A卷 高斯投影满足的三个条件为： （1）正形投影：投影长度比在一个点上与方向无关； （2）中央子午线投影后为一直线，且是投影点的对称轴； （3）中央子午线投影后长度不变 高斯投影（正形投影）的性质： （1）投影后角度不变 （2）长度比与点位有关，与方向无关 （3）离中央子午线越远变形越大 （4）投影后，除中央子午线外，长度增大 7精密测角的误差来源及影响采取措施 1外界条件影响：

《大地测量学基础》试卷(A)含答案

《大地测量学基础》试卷（A） 一、解释下列术语（每个2分，共10分） 大地水准面 球面角超 底点纬度 高程异常 水准标尺零点差 二、填空（1-15小题每空1分；16题4分，共36分） 1、在地球自转中，地轴方向相对于空间的变化有______和_____。 2、时间的度量单位有______和______两种形式。 3、重力位是______和_____之和，重力位的公式表达式为_______。 4、椭球的形状和大小一般用_______来表示。 5、在大地控制网优化设计中把_____、______和_____作为三个主要质量控制标准。 6、测距精度表达式 () m a b D =±+? 中，的单位是______，表示的意义是_____；的单位是 ______，表示的意义是_____。 7、利用测段往返不符值计算的用来衡量水准测量外业观测的精度指标用_____来表示,其意义是 ______。 8、利用闭合环闭合差计算的用来衡量水准测量外业观测的精度指标用_____来表示,其意义是 ______。 9、某点在高斯投影3°带的坐标表示为XA=3347256m, YA=37476543m,则该点在6°带第19带的 实际坐标为xA=___________________，yA=___________________。 10、精密水准测量中每个测段设置______个测站可消除水准标尺______零点差的影响。 11、点P从B=0°变化到B=90°时,其卯酉圈曲率半径从______变化到_____。 12、某点P的大地纬度B=30°，则该点法线与短轴的交点离开椭球中心的距离为_____。 13、高斯投影中，_____投影后长度不变，而投影后为直线的有_____，其它均为凹向_____的曲 线。 14、大地线克莱劳方程决定了大地线在椭球面上的_______；在椭球面上某大地线所能达到的最 大纬度为60°，则该大地线穿越赤道时的大地方位角表达式为_____（不用计算出数值）。 15、在换带计算中，3°的_____带中央子午线经度和6°相同，坐标不用化算。 16、按下表给出的大地经度确定其在高斯投影中的带号和相应的中央子午线经度（答案写在试卷 纸上，本小题4分，每空0.5分）

大地电磁一维正反演MATLAB程序

大地电磁一维正反演MATLAB程序 %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%% % Purpose:MagnetoTelluric one dimensional forward modeling % % Ming-Cai ZHang 17st,OCt,2008 CSU-IPGE % %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%% % variable declaration % % Input: % % 1、n---->>>The number of layer % % 2、rou-->>>Density for every layer % % 3、h---->>>Thickness for every layer % % 4、T_start---->>>start time % % 5、T_end----->>>end time % % 6、Num_DT-->>the number of sampling time in time interval % % Output: % % 1、rou_T-->>apparent resistivity at time % %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%% function [T,rou_T]=mt1d(n,rou,h,T_start,T_end,Num_DT) %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%% % Control subjacent variable to build model % %n=2; % %rou(1:n)=[200,600]; % %h(1:(n-1))=10; % % Control subjacent variable to change continued time % %T_start=-3; % %T_end=4; % %Num_DT=5; % %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%% %%%%%%%%%%%%%% np=nargin; if (np<=5) error('******正演参数不够******！') end u(1:n)=1; v(1:n)=0; j=0; T=zeros(1,(T_end-T_start+1)*Num_DT); for t=T_start:1:T_end

分段累加法大地主题解算及高斯投影

大地测量编程实习报告 班号：XXXX 学号：XXXXXXXXXX 姓名：XXX 大地主题解算（分段累加法正算） 结果截图： 主要代码： privatevoid button1_Click(object sender, EventArgs e) { double bx, by, bz, B1, lx, ly, lz, L1, ax, ay, az, A1, S; double dB, dL; double e2 = 0.006693421622966, a = 6378245.0000000000; double M, N, W, C; double B2 = 0, L2 = 0, A2 = 0; int Bx, By, Lx, Ly, Ax, Ay; double Bz, Lz, Az; bx = Convert.ToDouble(du1.Text); by = Convert.ToDouble(fen1.Text); bz = Convert.ToDouble(miao1.Text); lx = Convert.ToDouble(du2.Text); ly = Convert.ToDouble(fen2.Text); lz = Convert.ToDouble(miao2.Text); ax = Convert.ToDouble(du3.Text); ay = Convert.ToDouble(fen3.Text); az = Convert.ToDouble(miao3.Text); S = Convert.ToDouble(m.Text); double PI = Math.PI; B1 = (bx + by / 60 + bz / 3600) * PI / 180; L1 = (lx + ly / 60 + lz / 3600) * PI / 180; A1 = (ax + ay / 60 + az / 3600) * PI / 180; W = Math.Sqrt(1 - e2 * (Math.Sin(B1) * Math.Sin(B1)));

大地电磁法及其应用

大地电磁法及其应用 狭义电磁法： 前身：磁法、大地电流法（Telluric)（目标：探测地球构造）。 主体：大地电磁法（MT)及有关技术（MT，Magneto-telluric）。 广义电磁法：磁法、电法、电磁法。 大地电磁测深法是以天然电磁场为场源来研究地球内部电性结构的一种重要的地球物理手段。 测深方法：重磁电震。 非地震方法：重磁电（重力+广义的电磁类）。 大地电磁是重要的非地震测深方法 研究对象：地球内部的电性结构（电导率结构）。 物理原理：宏观电磁理论（有耗媒质中的低频电磁波理论）。 大地电磁测深的优缺点 优点 不受高阻层屏蔽、对高导层分辨能力强； 横向分辨能力较强； 资料处理与解释技术成熟； 勘探深度大、勘探费用低、施工方便； 缺点 体积效应，反演的非唯一性较强（跟地震方法相比） 纵向分辨能力随着深度的增加而迅速减弱

大地电磁法（MT）是以天然电磁场为场源来研究地球内部电性结构的一种重要的地球物理手段。 基本原理：依据不同频率的电磁波在导体中具有不同趋肤深度的原理，在地表测量由高频至低频的地球电磁响应序列，经过相关的数据处理和分析来获得大地由浅至深的电性结构。 大地电磁法原理示意图 大地电磁法野外观测装置 2、理论背景 理论基础：麦克斯韦方程 3大地电磁的理论基础：正演问题 需要一个信号激发源 需要地表响应的观测数据 还需要掌握模型在源作用下地表响应产生的物理过程：这就是正演 正演指的是对于一个给定的模型，在一定激发源的作用下，根据一定的物理原理

求其响应的过程。 大地电磁正演过程两大假设： 1）激励场源：垂直入射到地表的均匀平面电磁波 2）地球模型：水平层状导电介质 视电阻率和阻抗相位的定义 横电波横磁波：场的极化模式 横电波（TE ） ：垂直于传播方向的场分量只有电场； 横磁波（TM ） ：垂直于传播方向的场分量只有磁场； 大地电磁测深中只研究场源为横电磁波的情况 大地电磁测深中常说的极化模式是以场源的极化方式来区分的，并且这种区分一般只在二维情况下才有意义。一维情况虽然可以解耦出TE 和TM 模式，但不能带来更多的信息。三维模型下不能解耦出TE 模式和TM 模式。 反演是指根据实测的数据来反推产生这些数据的系统内在信息的一种数学物理过程。 反演的两个基本条件：实测的数据和一个先验模型系统。 通常的最小二乘多项式拟合就可以看成是一个反演过程。参与拟合的数据就是反演中实测的数据，“多项式”这种函数形式就是“先验模型系统”。 对于大地电磁测深而言，“实测的数据”就是在地表实测的视电阻率、相位等数据；“先验模型系统”是对地球电导率模型的假设（一维、二维还是三维？），以及在此假设基础上的正演实现过程。更明确的说，这里的“先验模型系统”就是指的是“一维正演”过程、“二维正演”过程或“三维正演”过程。 对于大地电磁测深而言，所谓待反演的“系统内在信息”指的就是电导率结构。 大地电磁测深反演就是根据地表实测的视电阻率、相位等数据来求取大地深部电导率结构的过程，该电导率结构的正演响应能极好地拟合视电阻率、相位等实测数据。 手工量板法 反演问题和反演方法的分类 反演问题主要分两类：线性问题和非线性问题。大地电磁测深反演属于非线性反演问题。 反演方法也有线性反演和非线性反演之分。 线性反演方法是针对线性反演问题发展起来的，但也被广泛应用于解决非线性问题，这时称为非线性问题的线化反演。在非线性问题的线化反演中，首先需要将非线性问题线性化，这是这一技术的最为关键之处。 非线性反演方法是直接针对非线性反演问题的。其共同的基础是采用一些启发式搜索技巧来寻找合适的反演模型，如遗传算法、模拟退火、神经网络等。 反演的非唯一性 先验约束条件 正则化反演方法介绍

大地主题解算-C#

大地主题解算-正算-C#

大地主题解算-正算-程序 using System; using System.Collections.Generic; using https://www.sodocs.net/doc/609841539.html,ponentModel; using System.Data; using System.Drawing; using System.Linq; using System.Text; using System.Windows.Forms; namespace WindowsFormsApplication2 { public partial class Form1 : Form { public Form1() { InitializeComponent(); } private void button1_Click(object sender, EventArgs e) { int n,du,fen,miao; double B1, L1, A1, S, dS, dB1, dL1, M1, N1, W1; double E = 0.006694384999588, a = 6378140, C;

B1 =( Convert.ToDouble(textBox1.Text) + Convert.ToDouble(textBox9.Text)/60 + Convert.ToDouble(textBox10.Text)/3600 )* Math.PI / 180; L1 = (Convert.ToDouble(textBox2.Text) + Convert.ToDouble(textBox11.Text)/60 + Convert.ToDouble(textBox12.Text)/3600) * Math.PI / 180; ; A1 = (Convert.ToDouble(textBox3.Text) + Convert.ToDouble(textBox13.Text)/60 + Convert.ToDouble(textBox14.Text)/3600) * Math.PI / 180; ; S = Convert.ToDouble(textBox5.Text); n = Convert.ToInt16(textBox4.Text); double[] L = new double[100000]; double[] B = new double[100000]; double[] dL = new double[100000]; double[] dB = new double[100000]; double[] A = new double[100000]; double[] W = new double[100000]; double[] N = new double[100000]; double[] M = new double[100000]; W1 = Math.Pow(1 - E * Math.Pow(Math.Sin(B1), 2), 0.5); N1 = a / W1; M1 = a * (1 - E) / (W1 * W1 * W1); C = N1 * Math.Sin(A1) * Math.Cos(B1); dS = S / n; dB1 = dS * Math.Cos(A1) / M1; dL1 = dS * Math.Sin(A1) / N1 / Math.Cos(B1); B[0] = B1; L[0] = L1; dB[0] = dB1; dL[0] = dL1; A[0] = A1; M[0] = M1; N[0] = N1; W[0] = W1; int i; for (i = 1; i < n; i++) { dB[i - 1] = dS * Math.Cos(A[i - 1]) / M[i - 1]; B[i] = B[i - 1] + dB[i - 1]; W[i] = Math.Pow(1 - E * Math.Pow(Math.Sin(B[i]), 2), 0.5); N[i] = a / W[i];

大地电磁测深一维正演——地电学实验报告.讲义

实验报告 课程名称：地电学 课题名称：大地电磁层状模型数值模拟实验专业：地球物理学 姓名：xx 班级：06xxxx 完成日期：2016 年11月26日

目录 一、实验名称 (3) 二、实验目的 (3) 三、实验要求 (3) 四、实验原理 (3) 五、实验题目 (4) 六、实验步骤 (4) 七、实验整体流程图 (8) 八、程序及运行结果 (9) 九、实验结果分析及体会 (14)

一、实验名称 大地电磁层状模型数值模拟实验 二、实验目的 （1）学习使用Matlab编程，并设计大地电磁层状模型一层，二层，三层正演程序 （2）在设计正演程序的基础上实现编程模拟 （3）MATLAB软件基本操作和演示 . 三、实验要求 （1）利用MT一维测深法及其相关公式，计算地面上的pc视电阻率和ph相位，绘制视电阻率正演曲线和相位曲线并分析。 （2）利用Matlab软件作为来实现该实验。 四、实验原理 （一）、正演的概念： 正演是反演的前提。在实际地球物理勘探中，一些模型的参数是不容易确定的，如埋藏在地下的地质体模型的岩性、厚度、产状等参数，我们把这些描述未知模型的参数的集合定义为“模型空间”。为了获得这些模型参数，可以利用那些可以直接观测的量来推测，而这些能够直接观测的量的集合则被称作“数据空间”。如果把模型空间中的一个点定义为m，把数据空间中的一个点定义为d，按照物理定律，可以把两者的关系写成 式中，G为模型空间到数据空间的一个映射。我们把给定模型m求解数据d的过程称为正演问题。 （二）、MT一维正演模型简介 大地电磁法作为一种电磁类勘探方法，它的模型参数为一组能够表征地球物理勘探目标体的电性参数，即目标体电阻率和相应层的层厚度。所谓一维模型，即介质在三维空间中沿两个方向上模型参数是不变的，只在另一个方向上特征属

地球物理仪器之大地电磁测深法

题目：大地电磁勘测法 学号： 201220120109 姓名：李星星 班级： 1221201 专业：测控技术与仪器 课程名称：地球物理仪器 课程老师：徐哈宁 二零一五年十二月

目录 1引言............................................................. 1.1定性近似反演法 ............................................... 1.1.1博斯蒂克反演法.......................................... 1.1.2曲线对比法.............................................. 1.1.3拟地震解释方法.......................................... 1.2马奎特反演法................................................. 1.2.1广义反演法.............................................. 1.2.2奥克姆反演法............................................ 1.2.3快速松弛反演法.......................................... 1.2.4共轭梯度反演法.......................................... 1.2.5拟线性近似反演法......................................... 1.2.6聚焦反演法.............................................. 2.1全局搜索最优反演方法.......................................... 2.1.1二次函数逼近反演法....................................... 2.1.2多尺度反演法............................................ 2.1.3模拟退火反演法.......................................... 2.1.4量子路径积分反演算法..................................... 2.1.5遗传算法反演法.......................................... 2.1.6人工神经网络反演法....................................... 2.1.7贝叶斯统计反演.......................................... 2.1.8粒子群优化反演.......................................... 3大地电磁反演方法存在的问题.......................................... 4大地电磁反演技术发展方向............................................ 4.1复杂地电结构条件下电磁理论研究 ................................. 4.2提高反演方法速度的研究 ........................................ 4.3非线性反演理论研究............................................ 4.1混合反演方法的研究............................................ 4.2与其它资料的联合反演研究....................................... 5 学习总结 ........................................................