海洋可控源电磁法快速成像研究

杨 锐，王 猛，王功祥，邓 明，景建恩，陈 凯

(1.中国地质大学(北京) 地球物理与信息技术学院，北京 100083;2.中国地质调查局 广州海洋地质调查局,广州 510075 )

0 引言

近十年在国际海洋可控源电磁法相对成熟的背景下[1-3]，国内海洋电磁法发展迅速[4-9]。作为电磁法的一个应用分支，海洋可控源电磁法在海洋油气藏边界圈定和天然气水合物勘探上扮演了越来越重要的角色。通过拖曳式或坐底式电磁发射机发射电磁场，海底多分量电磁接收机接收电磁场响应，探测海底地层电性差异导致的电磁场异常分布特征，反演计算地下电阻率信息推算地质结构[11-13]。然而，电磁法的反演计算过程十分复杂且非常耗时，一次二维断面的计算通常会花费几天甚至更长的时间，因此在海上无法快速得知地下电性结构信息。

David Myer[14]在一次试验中采用了归一化幅值直接计算拟断面图进行定性解释；Swidinsky等[15]在研究过程中也有涉及过快速定性成像的方法，但这两种方法对数据预处理过程要求较高，前期处理相对复杂耗时;刘颖等[10]提出过一种海洋可控源电磁法视电阻率的定义和计算方法，该方法以空气-海水-大地三层模型定义视电阻率计算公式，提高了定性解释效率。笔者提出了一种以海水-大地半空间模型定义视电阻率的方法进一步简化计算公式，并集成了一套将海试数据直接快速成像的算法。

1 快速成像计算方法

1.1 视电阻率定义与计算公式

为避开反演过程中网格化后的大量运算，直接对海底结构做简化处理，类似于陆地电磁法对视电阻率的处理方式，将海水和地层看作两个均匀各向同性的半空间，从麦克斯韦方程组推导地层电导率与海底电磁场响应的关系式[16]如下：

(1)

其中：Eρ为海底电磁场响应；Ids为电偶极矩；σ0为海水电导率；σ为地层电导率；ρ为收发距；φ为电偶极子与ρ夹角；γ2=iμω(σ+iεω)。通过公式(1)计算出来的等效地层电阻率即为视电阻率。由于电阻率与电磁场响应并非线性关系，不能直接计算，所以采用迭代法或二分法求解。

海洋可控源电磁法拖曳式发射或者坐底式发射方式均是混频时间域序列，在数据预处理阶段，发射电流与电磁场值通过标定、FFT、去噪及归一化等步骤得到单频时间域数据，再合并航道GPS数据推算收发距。令函数：

(2)

设定误差限，代入参数，输入初始电阻率范围，二分迭代计算得到某一频率下对应收发距和点位的视电阻率值。

1.2 视电阻率快速成像算法

海洋可控源电磁法通常会经过数据预处理得到MVO和PVO曲线，分别反应电磁场振幅和相位信息，但这些信息并不能直观描述电性分布。通过视电阻率与海底电磁场响应的对应关系，代入参数和电磁场振幅得到视电阻率，其对应坐标位置如图1所示为发射点位和接收点位的中点，视深度为收发距的一半。

当一条测线完成，一个断面的数据就能覆盖大部分地下区域，呈现倒三角或者倒梯形的数据集，视电阻率根据其几何测深的位置会反映出电性差异，根据实际需求，选择目标区域网格化插值，作视电阻率拟断面图即为快速成像最终结果。

图1 视电阻率拟断面计算原理图

图2 一维高阻模型

图3 一维模型MVO曲线

2 模型验证

海洋可控源电磁法常用于浅层油气和天然气水合物勘探，以弥补海洋地震方法对非层状介质探测物性特征判断不准的问题。为验证视电阻率拟断面图快速成像算法的可靠性，以一维和二维的天然气水合物高阻模型为例模拟计算。

图4 一维模型快速成像

图5 二维模型

图6 二维模型MVO曲线

图7 二维模型快速成像

图2为一维高阻模型示意图，海底位于z轴原点，电磁接收站位为x轴方向2 500 m～4 000 m，间隔150 m，发射点位为沿x轴方向-5 000 m～5 000 m，间隔50 m。海水层电阻率为0.3 Ω·m，海底围岩电阻率为1 Ω·m，高阻薄层电阻率为100 Ω·m，厚度为100 m，位于海底500 m处。图3是借助Kerry Key[17]的一维Occam正演程序计算的归一化场值随收发距变化的曲线(MVO曲线)，图4展示了一维模型的快速成像(频率为0.5 Hz)。从图4可以看出，400 m～500 m处有明显的高阻异常，分层效果很好，说明该算法对一维高阻薄层有较好的识别作用。

二维地层比一维层状结构更贴合实际地质情况(图5)，本次二维模型设定了两个高阻异常体，分别为沿x轴方向的高阻体A(-3 000 m至-2 000 m，电阻率为50 Ω·m，深度为100 m，厚度为50 m)与高阻体B(0 m至3 000 m，电阻率为10 Ω·m，深度为100 m，厚度为50 m)。海底依然设为z轴原点，接收机站位为x轴-3.5 km～3.5 km，点距为500 m，发射机点位为x轴方向-5 km～5 km，点距为50 m。海水电阻率为0.3 Ω·m，海底围岩电阻率为1 Ω·m。图6为当前模型的MVO曲线，可以看出在高阻异常体的对应位置曲线有明显变化，但并不直观反映电阻率大小，图7为二维模型视电阻率快速成像结果(频率为2 Hz)，如图7所示，两个高阻体均出现了明显的视电阻率异常现象，且横向分辨率高，横向边界与模型相近，但是纵向边界分辨能力比较差，视深度大约在500 m至1 000 m之间，与模型的高阻体实际深度100 m相差较大。

综合图4和图7两个断面图的结果，可以得出结论，视电阻率对电性异常有较明显地反应，在成像后能划分出高阻体的近似区域。尤其是横向分辨率高，圈定高阻体横向边界较准确，而视深度则与真实深度有一定差距，无法确定与实际高阻体埋深的关系，故该算法可以作为一种简单快速且直观的海洋可控源电磁法资料定性解释方法。

3 海试数据快速成像与传统反演对比

图8 工区与测线点位分布图

图9 拖曳式发射方式快速成像

图10 坐底式发射方式快速成像

图11 反演结果对比

2015年3月，在国家重点研发计划的支持下，搭载自主研发的海洋可控源电磁法发射机与接收机进行了天然气水合物重点靶区的探测试验。工区位于琼东南海域，前期开展过海洋地震勘探作业，水深在1 300 m～1 400 m之间，四个接收机站位沿北西方向布设，间隔约500 m，测线长约20 km，与海洋地震测线重合，共进行了往返两次拖曳发射以及坐底式发射(6个发射站位，间距约200 m)，工区与测线点位分布情况如图8所示。发射信号覆盖0.5 Hz、1.5 Hz、8 Hz，拖曳发射电流约为260 App，坐底式发射电流约为100 App。

图9和图10分别是拖曳式发射与坐底式发射电磁场视电阻率拟断面图(频率均为1.5 Hz)，R1、R2、R3和R4为由南至北的四个接收机站位，R1为坐标原点，可以看出四个站位间隔约为500 m。在视深度约为200 m～300 m的地方，两种方式等效视电阻率异常几乎完全重合，均表现出了相同形态的高阻异常，且在R2和R3下方的高阻异常较R1和R4略浅。另外值得注意的是，坐底式数据异常表现更明显，可能跟发射源更靠近海底致发射信号信噪比更高有关。运算时间上，拖曳式发射方式计算单个拟断面图平均耗时87.73 s，而计算单个坐底式发射方式拟断面图仅需要16.70 s。

图11为该测线上同一位置传统处理流程的地震层析成像和电磁法Occam反演[9]结果，前者显示了较为明显的上下强反射界面，R1、R2与R3下方约100 m处有强反射，R3与R4之间下方约200 m处也出现了反射界面，后者电磁法反演结果表明，R2与R3之间下方100 m～300 m出现高阻异常，而两边异常相对较深。两种反演资料处理结果与视电阻率异常形态吻合度高，故海洋可控源电磁法拟断面图快速成像在保证计算时间大大减少的情况下，能够对地下电性异常有比较明显且准确的识别能力。

4 结论

通过对海洋可控源电磁法视电阻率定义以及拟断面图模型和海试数据验证，得出以下几点结论：

1)2015年海试数据处理结果表明，4个接收站位地下表现出深浅不一的高阻异常，且视电阻率拟断面图与传统地震和电磁法反演表现为相似的异常形态。

2)海洋可控源电磁法拖曳式发射和坐底式发射均能用于拟断面图快速成像算法，两种方式处理结果表现为几乎相同的电性异常，但后者比前者计算速度更快。

3)该算法能够很好地识别地下高阻异常，横向分辨率较高，运算时间短，能够快速分析海底电性分布生成视电阻率拟断面图，为海洋可控源电磁法定性解释提供了一种简单快速且直观的算法。