Важной характеристикой свойств вещества, находящегося в недрах Земли, является удельная электропроводность горной породы. Она меняется в значительном интервале: от 103 до 10–7 (Ом⋅м)–1 и зависит от минерального состава, фазового состояния, пористости, температуры, давления, насыщенности трещинами и влагой. До середины XX века основные сведения о распределении электропроводности в Земле были получены по данным электроразведочных работ и бурения. Глубина скважин к тому времени не превышала 3–5 км, а данные электроразведки с искусственными источниками позволяли исследовать строение коры не более чем на 2–3 км. Рождение глубинной геоэлектрики произошло в 50–е годы, когда была высказана идея о возможности применения естественного электромагнитного поля внешнего происхождения для исследования электропроводности Земли. Создается оно главным образом токовыми системами, расположенными в ионосфере и магнитосфере Земли. Естественное электромагнитное поле планеты существует в широком интервале периодов (10–4 – 106 с).
Переменное магнитное поле индуцирует в Земле электрические токи. Эти токи получили название теллурических, а сам метод, основанный на использовании естественного электромагнитного поля, – название «магнитотеллурический». В основе предложенного метода лежит упрощенная модель естественного электромагнитного поля. Предполагается, что первичное поле, возбуждаемое внешними источниками, однородно на поверхности горизонтально однородной Земли. В этом случае отношение взаимно перпендикулярных горизонтальных компонент электрического и магнитного полей, измеренных на поверхности Земли, будет зависеть только от периода вариации и распределения проводимости по глубине. Это отношение, названное импедансом Z, может быть вычислено по любой паре ортогональных компонент, то есть
Z = E>x/Hy = – E>y/H>x.
Чем больше период вариаций, тем глубже проникает поле внутрь Земли. Изменение импеданса с ростом периода отражает изменение удельного сопротивления с глубиной. На практике следят за изменением кажущегося удельного сопротивления ρ>к, которое вычисляется по формуле [53]:
ρ>к = |Z|>2/ωμ,
ω = 2π/Т,
где μ = 4π⋅10>–7 – магнитная проницаемость вакуума, Генри/м; ω – частота вариации поля, 1/с; T – период вариации в секундах, Z – в Ом, ρ>к – Ом⋅м. Значения ρк только в предельных случаях близки к истинному значению удельного сопротивления. При очень малых значениях периода, когда поле не проникает в нижележащий слой, значение
