Плоске електромагнітне поле в присутності границі поділу. Вхідний імпеданс

Плоске гармонійне електромагнітне поле. Найбільш просте за своєю структурою є плоске гармонійне електромагнітне поле. Плоским полем називається поле, параметри якого залежать тільки від однієї просторової координати, яка й визначає напрямок його розповсюдження. Дослідження такого електромагнітного поля в однорідному просторі свідчить, що воно має лише дві взаємно ортогональні компоненти електричного (Е_x) і магнітного (H_y) поля, поляризовані в площині перпендикулярній напрямку розповсюдження:

,

де H_y (0) – магнітне поле в точках поверхні напівпростору; k – комплексне хвильове число; Z – вхідний імпеданс (або просто імпеданс) плоскої гармонійної хвилі.

Фізична сутність вхідного імпедансу полягає в тому, що він являє собою комплексний опір, який чинить середовище електричному струму. За відомим модулем імпедансу , можна визначити питомий опір напівпростору:

.

Фаза комплексного імпедансу плоского квазістаціонарного гармонійного електромагнітного поля в однорідному середовищі j_z =– p /4=–45°.

Аналіз співвідношень для Е_x і H_y свідчить, що плоска гармонійна хвиля поляризована лінійно і у провідному напівпросторі розповсюджується з експоненціальним затуханням (рис. 3.7), причому швидкість затухання залежить від значення коефіцієнта затухання b (затухання пропорційне е^-вz). Оскільки коефіцієнт b для квазістаціонарних полів залежний від частоти, то і глибина проникнення вихрових струмів також залежить від частоти коливань (або періоду чи довжини хвилі) – зі збільшенням частоти (зменшенням періоду чи довжини хвилі) зменшується глибина проникнення електромагнітного поля. Ця властивість поля називається скін-ефектом.

Рисунок 3.7 Затухання плоского гармонійного поля з глибиною у провідному напівпросторі

Ефективною глибиною z_еф розповсюдження гармонійного електромагнітного поля вважається інтервал, на якому амплітуда поля зменшиться в e кількість раз. .

Цей параметр називається потужністю скін-шару.

3.6 Поляризаційні (електрохімічні) методи електророзвідки

Метод природного електричного поля (ПП ). Метод заснований на вивченні природних електричних полів локального характеру. Походження цих полів пов’язане із фізико-хімічними процесами, в яких приймають участь геологічні утворення, а також з електрокінетичними явищами в багатофазних середовищах, якими є гірські породи.Природне поле вивчають шляхом вимірів його потенціалу чи градієнта потенціалу на денній поверхні, у свердловинах і гірських виробках. Особливістю вимірювальних установок є те, що в них використовують неполяризовні електроди.

Зйомки природного електричного поля, зазвичай, носять площовий характер. Досліджувана площа покривається сіткою профілів, вздовж яких вимірюється електричне поле. Відстані між профілями і точками спостережень на них залежать від прогнозованих (очікуваних) розмірів, форми та глибини пошукових об’єктів і визначають масштаб зйомки.

Польові роботи включають два етапи: пошукова зйомка (масштаби 1:25 000, 1:10 000) та детальна зйомка природного поля (1:5 000, 1:2 000) в межах аномалій, зафіксованих при пошукових зйомках. В залежності від вимірюваних характеристик електричного поля розрізняють два способи виконання зйомок – спосіб потенціалів і спосіб градієнтів потенціалів.

Спосіб потенціалів. Сутність способу полягає в тому, що потенціал усіх точок в межах досліджуваного профілю вимірюють відносно однієї точки, прийнятої за вихідну. За цю точку приймається або початкова точка профілю, або базисна, що розташована в центрі профілю (якщо профіль довгий). Схема установки для зйомки потенціалів зображена на рис. 3.28.

Рисунок 3.28 Установка для зйомки природного поля способом потенціалу

Електрод N вимірювальної лінії в процесі вимірів залишається закріпленим на вихідній точці, а інший електрод M поступово переміщують в усі точки профілю з вимірами різниці потенціалів, тобто фактично вимірюються потенціали точок профілю відносно закріпленої точки N. Для полегшення переміщення електрода M провід, що веде до нього, намотують на котушку. Виміри виконують, як правило, при розмотці проводу, тобто від ближніх електродів до дальніх відносно закріпленого. При змотуванні проводу виконують контрольні виміри. Для ув’язки спостережень між собою на різних профілях вимірюють потенціали початкових точок профілів відносно початкової точки одного із них, яка є базовою точкою для всього планшета зйомки. З метою контролю поляризації електродів на кожному профілі перед і в кінці вимірів визначають різницю потенціалів при розташуванні електродів M і N поряд на відстані 5-10 см. Вона не повинна перевищувати 1-2 мВ.

Спосіб градієнтів потенціалів. Відмінною особливістю способу є те, що в процесі польових робіт рухаючись вздовж профілю вимірюють різницю потенціалів між двома сусідніми точками профілю. За виміряними різницями потенціалів підраховують потенціали усіх точок досліджуваної площі відносно однієї базисної. Спостереження виконують за системами профілів, що утворюють замкнуті ходи. Це дає можливість оцінити і врахувати при обробці похибки спостережень. Замкнуті ходи зручно утворювати із двох сусідніх профілів чи їх половин.

Для оцінки величини власної поляризації електродів на кожній п’ятій чи десятій точці профілю виконують двократні виміри різниці потенціалів з перестановкою електродів між вимірами. Середнє значення суми відліків відповідає різниці потенціалів природного поля між точками профілю, а середнє значення їх різниці – різниці потенціалів власної поляризації електродів. В тому випадку, коли необхідна високоточна зйомка природного поля, виміри з перестановкою електродів необхідно виконувати в усіх точках профілю.

Із двох розглянутих способів зйомки природного поля спосіб потенціалів є більш високопродуктивним, а тому він застосовується при площових пошукових зйомках. Спосіб градієнтів є більш високоточним і може бути рекомендованим для детальних робіт на обмежених площах. В районах з високим рівнем промислових завад перевагу належить віддати способу градієнтів потенціалу.

Обробка та зображення результатів. Мета обробки полягає у визначенні потенціалів точок профілів відносно базової точки полігону. Способи обробки результатів спостережень залежать від методики польових робіт. При обробці спостережень способу потенціалів спочатку визначають середню абсолютну похибку за даними контрольних вимірів. Вона не повинна перевищувати 5 мВ. При цьому абсолютні похибки на окремих точках не повинні перевищувати середньої більш ніж у три рази.

Для ув’язки потенціалів початкових (вихідних) точок усіх профілів обчислюють середнє значення різниці потенціалів між цими точками і базовою точкою полігону за результатами прямого і зворотного зв’язного ходу. Потенціал природного електричного поля точок профілів відносно базової отримують як алгебраїчну суму відповідних зв’язних різниць потенціалів з різницями потенціалів, виміряних на рядових точках профілів.

Обробку даних при роботі способом градієнтів потенціалів починають із визначення нев’язки спостережень m по замкнутим контурам: m=∑∆U ₊+∑∆ U _─, де åD U ₊ – сума додатних, а åD U _– – сума від’ємних різниць потенціалів, виміряних в контурі. Якість зйомки оцінюють за значенням процентної похибки p: p =│ m │∕∑│D U │∙100 %, де S|D| – сума абсолютних значень різниць потенціалів, виміряних у контурі. Ця похибка не повинна перевищувати 5 %.

Нев’язку m розкидають рівними долями з протилежним знаком по всіх виміряних різницях потенціалів. За виправленими значеннями різниць потенціалів підраховують потенціали усіх точок контуру відносно вихідної. Визначення потенціалів природного поля на рядових точках профілів відносно базової точки даного полігону виконують так само, як і у способі потенціалу. Основними графічними матеріалами, що подаються за результатами польових робіт, є карти еквіпотенціальних ліній, карти графіків та окремі графіки потенціалу природного електричного поля. Січення потенціальних ліній на картах залежить від інтенсивності спостереженого поля. Зазвичай воно вибирається кратним 5, 10, 25 і 50 мВ.

Інтерпретація експериментальних даних. Інтерпретація результатів зйомки природного електричного поля може бути якісною і кількісною. Якісна інтерпретація полягає в тому, що на картах природного поля виділяються аномалії, природу яких пояснюють, виходячи із загальної геологічної ситуації. Якщо роботи виконуються в рудних районах, то, як правило, такі аномалії спричинені поляризованими рудним об’єктами і є негативними. Морфологія аномалій дозволяє наближено виділити форму рудного об’єкта і його просторову орієнтацію. Так, ізометричні чи витягнуті в плані аномалії відповідають аналогічним за формою рудним об’єктам. Якщо на карті графіків природного поля фіксується чітка кореляція аномалій на сусідніх профілях, в результаті чого утворюється витягнута корельована зона, це може свідчити про наявність поляризованого пласта (графіту, сульфідного зруденіння).

В районах розвитку фільтраційних процесів негативними аномаліями природного поля фіксуються області притоку води, а позитивними – області її розвантаження. Амплітудно-морфологічними характеристиками просторового розподілу природного поля можуть картуватися різні за літологією гірські утворення – пісок, суглинок, глина і т.ін.

Кількісна інтерпретація аномалій природного поля виконується, як правило, в районах розповсюдження рудних об’єктів з метою наближеної оцінки їх параметрів. При цьому самі поляризовані рудні тіла апроксимуються тілами правильної геометричної форми – куля, циліндр, пласт. Для таких поляризованих об’єктів отримані аналітичні розв’язки прямих задач, які дозволяють виконувати кількісну інтерпретацію аномалій. Наприклад, поле U_е вертикально поляризованої сфери радіуса R ₀ з центром, розташованим на глибині h від поверхні землі, виражається як поле електричного диполя:

Umin

, де D U ₀ – максимальний стрибок потенціалу на контакті поверхні рудного об’єкта з вміщуючим середовищем; r_е і r_i – питомий опір вміщуючого середовища і рудного покладу; x, y – координата точки спостережень на поверхні землі (початок декартової системи координат суміщений з центром сфери). Графік потенціалу природного поля зображений на рис. 3.29.

Рисунок 3.29 Інтерпретація аномалій природного поля способом параметрів m і q

Аналіз формули свідчить, що глибина h досить просто може бути визначена за шириною аномалії q на амлітудному рівні U_min /2: .

Глибину h можна визначити також за параметром m, що характеризує нахил дотичної до графіка потенціалу в точці перегину (рис. 3.31): .

Сам параметр m визначається графічно за спостереженою кривою потенціалу способом, зображеним на рисунку.

Для визначення глибини залягання вісі поляризованого циліндра (аномалії природного поля у цьому випадку досить витягнуті) також можна використати параметри m і q: .

Глибина залягання верхньої кромки поляризованого пласта визначається за алгоритмами: .

Для оцінки розмірів рудного об’єкта необхідно знати питомий опір вміщуючого середовища r_е і покладу r_i, а також максимальний стрибок потенціалу на вісі поляризації D U ₀. Останній оцінюється за результатами вимірів природного поля у свердловині чи на відслоненнях, де чітко видно контакт рудного об’єкта з вміщуючим середовищем. Зазвичай він становить 500-600 мВ. Якщо r_е >> r_i, то у випадку сферичної покладі її радіус визначається:

Існують також способи аналітичної інтерпретації аномалій ПП, спричинених нахилено поляризованими об’єктами [1,8]. Окрім того, є програми автоматизованої комп’ютерної інтерпретації, що реалізують метод підбору параметрів джерела природного поля за найкращим співпадінням спостереженого та розрахункового полів.

Область застосування методу ПП. Пошуки і розвідка родовищ електронопровідних руд, а також вугілля є основною областю застосування методу природного поля. Роботи цим методом виконуються на мідноколчеданних, колчедано-поліметалічних, мідно-нікелевих та сіркоколчеданних родовищах. Тут інтенсивність аномалій варіює від десятків до декількох сотень мілівольт.

При геологічному картуванні метод природного поля використовується головним чином для локалізації порід, які мають у своєму складі розсіяні електронопровідні мінерали: графіт, пірит і частково магнетит. В тих випадках, коли графітизація приурочена до зон тектонічних порушень, метод природного поля може бути застосований для картування цих зон.

Існує можливість застосування методу ПП для картування тектонічно послаблених зон тоді, коли ці зони є шляхами розвантаження поверхневих вод у більш глибокі горизонти. Фільтраційні поля, що виникають при цьому, досягають десятків і навіть перших сотень мілівольт. При інженерно-геологічних і гідрогеологічних дослідженнях зйомка природного поля дає інформацію про напрямок фільтрації підземних вод. Має місце успішне застосування цього методу для локалізації ділянок фільтрації підземних вод через основи гребель та інших інженерних споруд.

Метод спричиненої поляризації (СП). Метод заснований на вимірюванні вторинних електричних полів електрохімічної та електрокінетичної природи, що виникають у гірських породах в результаті перебігу в них електричного струму.

Існують два основні варіанти вивчення поля спричиненої поляризації – імпульсний і частотний. У першому вивчають часові характеристики електричного поля після вимикання постійного струму в заземленій живильній лінії. У частотному варіанті методу СП вивчають або амплітудні, або фазові характеристики електричного поля заземлених джерел, що живляться струмом інфранизької частоти (0,1 – 10 Гц).

Метод СП застосовують у модифікаціях як профілювання так і зондування. Для цього використовуються такі ж установки, як і в методах опорів. Найбільш поширені із них це установки для зйомки серединних градієнтів, комбінованого профілювання, симетричні чотириелектродні та дипольні осьові.

При площових зйомках методом СП основною установкою є установка для зйомки серединних градієнтів (модифікація СП-СГ). Комбіноване профілювання методом СП (модифікація КЕП-СП) застосовують при детальних дослідженнях з метою пошуків пластоподібних крутоспадних об’єктів. З цією ж метою можуть застосовуватися дипольні двосторонні осьові установки. В простих геологічних ситуаціях виконуються профілювання симетричними установками (СЕП - СП).

Зондування методом СП (модифікація ВЕЗ-СП) використовують при вивченні розрізів з пологими границями розділу середовищ з різною поляризовністю, зокрема, при пошуках пластових рудних покладів, вивченні шаруватих піщано-глинистих розрізів та ін.

При вимірюванні спричиненої поляризації в часовому (нестаціонарному) режимі поляризація геологічного розрізу здійснюється постійним струмом. Після вимикання струму поле СП з плином часу зникає. Швидкість і характер його спаду залежить від поляризаційних властивостей геологічних утворень. На практиці інформацію про ці властивості отримують шляхом визначення миттєвого значення позірної поляризовності h_П для вибраного моменту часу, або вивчаючи залежність h_П від часу.

Для визначення позірної поляризовності пропускають у живильну лінію постійний електричний струм протягом 2–5 хвилин (час зарядки середовища), а після його вимикання реєструють на встановленій часовій затримці (зазвичай це 0,5 сек) різницю потенціалів D U_СП. Позірну поляризовність визначають:

,

де D U_ПР - різниця потенціалів на електродах М і N приймальної лінії під час пропускання струму. Одночасно, як правило, визначають і позірний опір: , де K – коефіцієнт установки. Взагалі методи опору і спричиненої поляризації реалізуються як правило сумісно (при наявності апаратури для вимірів неусталених полів).

Рисунок 3.30 Графік h_П над зоною графітизації і піритизації за даними СП-СГ (за Комаровим В.О.)1 – рудне тіло

За результатами вимірів позірної поляризовності h_П будують графіки цього параметру вздовж профілів (рис. 3.30), при площових дослідженнях – карти графіків і карти ізоліній (рис. 3.31). При виконанні ВЕЗ–СП на логарифмічних бланках будуються криві позірної поляризовності, тобто залежності позірної поляризовності h_П від напіврозносу живильної лінії АВ /2 (рис. 3.32).

Інтерпретація результатів профілювання методом СП в основному якісна. Вона зводиться до виділення аномалій з підвищеною позірною поляризовністю по відношенню до фонових значень, які складають близько 0,5–1 %. Над піритизованими чи графітизованими породами поляризовність сягає 5–10 % і більше. Над провідними сульфідними зруденіннями h_П може досягати перших десятків відсотків. На рисунках 3.30, 3.31 наведені приклади застосування методу СП.

Для окремих аномалій, спричинених локальними об’єктами простої форми, можна застосовувати кількісну інтерпретацію. Вона ґрунтується на аналітичних рішеннях прямої задачі для тіл простої геометричної форми: кулі, циліндра, вертикального пласта та ін [9].

Рисунок 3.31 План ізоліній h_П на одному із мідно-нікелевих родовищ

Величини h_П: 1- <2%, 2- 2-3 %, 3- 3-5%, 4- >5%, 5 – контур тіла

Аналіз графіків h_П над похилими тілами свідчить, що графіки асиметричні. Аномалії плавно зростають уздовж підйому тіла і круто спадають з боку його “голови” (рис. 3.30). Над крутоспадними тілами, що розповсюджуються на значні глибини, спостерігаються окремі максимуми, а над ізометричними рудними об’єктами ці максимуми супроводжуються боковими мінімумами. Відстань між мінімумами приблизно в 2 рази більша глибини до центра об’єкта.

Інтерпретація даних зондування методом СП спрямована на розчленування геоелектричного розрізу за параметром поляризовності і багато в чому подібна інтерпретації в методі ВЕЗ. Так само як і в методі ВЕЗ вона буває якісною і кількісною. На етапі якісної інтерпретації будуються карти ізоліній позірної поляризовності у вертикальній площині вздовж профілю спостережень (вертикальні розрізи h_П), та графіки позірної поляризовності (при площових роботах карти графіків чи ізоліній h_П) для фіксованих розносів АВ /2. Кількісна інтерпретація кривих h_П так само, як і у методі ВЕЗ, буває, в основному, палетковою і комп’ютерною (метод автоматизованого підбору).

Рисунок 3.32 Графіки зондувань методом ВЕЗ-СП (за Кузьміною Е.М.)

На рис. 3.32 наведений один із прикладів застосування методу ВЕЗ–СП. Як видно із ілюстрації водоносний горизонт на кривій позірного опору не проявляється, а на графіку h_П він чітко проявляється у вигляді максимуму. Інтерпретація двошаровою палеткою дозволяє визначити дзеркало підземних вод на глибині 18 м (за даними буріння – 21 м). Завищення рівня підземних вод за даними ВЕЗ–СП, вочевидь, пов’язане з наявністю зволоженої капілярної кайми над водоносним горизонтом.

Окрім наземних досліджень метод спричиненої поляризації може застосовуватися також в гірських виробках для вивчення рудоконтролюючих структур і пошуків “сліпих” рудних тіл, а також у свердловинному варіанті при виконанні робіт по міжсвердловинній електричній кореляції рудних об’єктів (МЕК–СП) і вивченні будови навколосвердловинного простору.

14. Хара-ка способів інтерпретації кривих МТЗ.

Інтерпретація даних МТЗ буває якісною і кількісною. На етапі якісної інтерпретації даних профільних МТЗ будуються часові розрізи модуля ефективного імпедансу ç Z_еф ç та ефективного опору r_T, а також вертикальні глибинні розрізи ізоліній цих параметрів, при побудові яких ефективні глибини розраховуються за формулою потужності скін-шару: . Методика побудови часових і вертикальних розрізів аналогічна побудові вертикальних карт ізоом r_П у методі ВЕЗ.

Часові і глибинні розрізи дозволяють виділити блоки порід з різними питомими опорами, встановити напрямок падіння геоелектричних границь, зафіксувати наявність розломів (за присутністю на розрізах вузьких градієнтних зон) та оцінити розповсюдження їх на глибину. При площових роботах методом МТЗ на етапі якісної інтерпретації будуються карти типів амплітудних кривих МТЗ, карти координат екстремумів кривих та інші побудови.

В арсеналі кількісної інтерпретації кривих МТЗ є ціла палітра традиційних способів: використання емпіричних зв’язків координат екстремумів кривих з параметрами горизонтів; визначення сумарної провідності S до високоомного горизонту і глибини Н до поверхні низькоомного горизонту за лініями S і Н; палеткова та автоматизована інтерпретація методом підбору. В результаті кількісної інтерпретації кривих МТЗ будуються геоелектричні розрізи вздовж профілів спостережень, а при площових роботах – карти потужностей і опорів того чи іншого горизонту, глибин залягання опорних горизонтів, сумарної поздовжньої провідності S та ін.

На етапі кількісної інтерпретації велике значення має математичне моделювання МТ-полів у неоднорідних середовищах. Результати такого моделювання дозволяють підібрати (за експериментальними даними) параметри неоднорідностей і врахувати їх спотворюючий вплив на криві зондування.

На рис. 3.34 наведений приклад геофізичного розрізу по профілю, що перетинає Передкавказький прогин, і криві МТЗ, за якими побудована поверхня фундаменту. Як видно із рисунка поперечні криві (розраховані за поперечним імпедансом , де напрямок x співпадає з простяганням прогину) спотворені так званим крайовим гальванічним ефектом.

Рисунок 3.34 Криві МТЗ (а) і геофізичний розріз (б) по профілю, що перетинає Передкавказький прогин

1 – крива r ^çê; 2 – крива r ^{^}; 3 – 5 – положення поверхні фундаменту за кривими r ^çê, сейсморозвідкою і бурінням відповідно

Метод телуричних струмів.

Методи телуричних струмів (МТС) та магнітотелуричного профілювання (МТП). Методи МТС і МТП відносяться до модифікацій профілювання. У першому методі у відносно вузькому асимптотичному інтервалі періодів 10-100 с синхронно реєструються варіації електричних компонент Е_х, Е_у телуричного поля на базисній (стаціонарній в радіусі 30-50 км) точці, на якій глибина до ізолюючої основи розрізу та його сумарна поздовжня провідність відомі, та одній або декількох рядових (польових) точках, рівномірно розташованих на площі робіт. За результатами обробки даних спостережень найчастіше визначається телуропараметр , де та – ефективні (середні) за період значення напруженостей електричного поля відповідно на польовій та базисній точках. Побудовані карти цього телуропараметра якісно характеризують зміну сумарної поздовжньої провідності S надопорної частини розрізу (обернено пропорційна залежність). При відомій S на базисній точці вони можуть бути перераховані в карти сумарної поздовжньої провідності площі робіт, а останні, при відомому значенні середнього поздовжнього опору ρ_l ,– в структурні карти поверхні опорного горизонту за формулою Н=S∙ρ_l.

В методі МТП, як і при виконанні МТЗ, реєструються варіації всіх п’яти компонент електромагнітного поля (Е_х, Е_у, _,Н_х, Н_у, Н_z), але у такому ж як і в методі МТС вузькому асимптотичному інтервалі періодів. За результатом аналізу експериментальних даних визначається ефективний імпеданс Z_еф та сумарна поздовжня провідністьнадопорної частини геоелектричного розрізу: S= 1/ç Z_еф ç. Отже результатами цих робіт є карти сумарної поздовжньої провідності та структурні карти глибин до поверхонь високоомних горизонтів. Інколи застосовується методика синхронної реєстрації варіацій на базисній і рядових точках. Така модифікація отримала назву комбінованого магнітотелуричного профілювання (КМТП).

Методи МТС та МТП характеризуються значно вищою продуктивністю, ніж метод МТЗ. При їх виконанні обов’язкова постановка в незначних об’ємах опорних магнітотелуричних зондувань. Методи можуть застосовуватися для вивчення рельєфу поверхні високоомних порід (кристалічного фундаменту, хемогенних відкладів та ін.), особливо при неглибокому (2-3 км) їх заляганні. На щитах метод МТП може застосовуватися для вивчення їх глибинної блоково-розломної тектоніки.

II.21?,22?,23?,24?,26?,28?.

Гармонійні електромагнітні поля дипольних джерел. Більш складними за своєю структурою є електромагнітні поля штучних (контрольованих) гармонійних джерел. Існує два типи збудження гармонійних електромагнітних полів – гальванічний та індукційний. В обох способах для збудження застосовують спеціальні генератори змінного струму. В гальванічному способі джерелом-збудником є лінія AB, заземлена на кінцях, в індуктивному – незаземлений контур-петля. І лінія, і петля під’єднуються до генератора змінного струму. При малих розмірах лінії AB і контура-петлі в порівнянні з відстанню до точки виміру ці джерела-збудники представляють собою фактично гармонійні електричний та магнітний диполі.

При гальванічному збудженні в землі протікає електричний струм тієї ж частоти, що і ЕРС на затискачах генератора і практично з тією ж фазою. Окрім цього, струм у проводах, що з’єднують заземлення A і B з генератором, створює гармонійне магнітне поле, яке індукує в землі вторинне електричне поле. Останнє, в свою чергу, створює вторинне магнітне поле, зміщене по фазі відносно первинного на p /2. Таким чином, на поверхні землі ми реєструємо сумарне електричне (гальванічне та індуктивне) і магнітне (первинне і вторинне, спричинене індукованими струмами) поля.

При індуктивному збудженні гармонійне первинне магнітне поле, створене незаземленим контуром, індукує електричний струм в землі, який, в свою чергу, зумовлює появу вторинного магнітного поля. На поверхні землі реєструється суперпозиція первинного і вторинного магнітних полів та індуковане електричне поле.

Існує два види збудження, що передаються в точку виміру різними шляхами. Збудження першого роду – це збудження, яке зумовлене повітряною магнітною хвилею, що розповсюджується від джерела подібно радіохвилі. Вона в кожній точці денної поверхні збурює вихрові електричні струми, які розповсюджуються на глибину. Глибина їх проникнення залежить від частоти завдяки розглянутому вище явищу скін-ефекту.

Збудження другого роду розповсюджується безпосередньо від джерела в провідних горизонтах. В напрямку розповсюдження електромагнітне поле затухає. Швидкість його затухання також залежить від частоти.

Аналіз полів свідчить, що в ближній зоні (малі відстані до точки спостереження і низькі частоти) проявляється значна перевага первинних полів джерел над вторинними індукційними полями. В дальній зоні (значні відстані і високі частоти) навпаки – переважають індукційні ефекти.