海洋可控源電磁法快速成像研究

楊 銳，王 猛，王功祥，鄧 明，景建恩，陳 凱

(1.中國地質大學(北京) 地球物理與信息技術學院，北京 100083;2.中國地質調查局 廣州海洋地質調查局,廣州 510075 )

0 引言

近十年在國際海洋可控源電磁法相對成熟的背景下[1-3]，國內海洋電磁法發展迅速[4-9]。作為電磁法的一個應用分支，海洋可控源電磁法在海洋油氣藏邊界圈定和天然氣水合物勘探上扮演了越來越重要的角色。通過拖曳式或坐底式電磁發射機發射電磁場，海底多分量電磁接收機接收電磁場響應，探測海底地層電性差異導致的電磁場異常分布特征，反演計算地下電阻率信息推算地質結構[11-13]。然而，電磁法的反演計算過程十分復雜且非常耗時，一次二維斷面的計算通常會花費幾天甚至更長的時間，因此在海上無法快速得知地下電性結構信息。

David Myer[14]在一次試驗中采用了歸一化幅值直接計算擬斷面圖進行定性解釋；Swidinsky等[15]在研究過程中也有涉及過快速定性成像的方法，但這兩種方法對數據預處理過程要求較高，前期處理相對復雜耗時;劉穎等[10]提出過一種海洋可控源電磁法視電阻率的定義和計算方法，該方法以空氣-海水-大地三層模型定義視電阻率計算公式，提高了定性解釋效率。筆者提出了一種以海水-大地半空間模型定義視電阻率的方法進一步簡化計算公式，并集成了一套將海試數據直接快速成像的算法。

1 快速成像計算方法

1.1 視電阻率定義與計算公式

為避開反演過程中網格化后的大量運算，直接對海底結構做簡化處理，類似于陸地電磁法對視電阻率的處理方式，將海水和地層看作兩個均勻各向同性的半空間，從麥克斯韋方程組推導地層電導率與海底電磁場響應的關系式[16]如下：

(1)

其中：Eρ為海底電磁場響應；Ids為電偶極矩；σ0為海水電導率；σ為地層電導率；ρ為收發距；φ為電偶極子與ρ夾角；γ2=iμω(σ+iεω)。通過公式(1)計算出來的等效地層電阻率即為視電阻率。由于電阻率與電磁場響應并非線性關系，不能直接計算，所以采用迭代法或二分法求解。

海洋可控源電磁法拖曳式發射或者坐底式發射方式均是混頻時間域序列，在數據預處理階段，發射電流與電磁場值通過標定、FFT、去噪及歸一化等步驟得到單頻時間域數據，再合并航道GPS數據推算收發距。令函數：

(2)

設定誤差限，代入參數，輸入初始電阻率范圍，二分迭代計算得到某一頻率下對應收發距和點位的視電阻率值。

1.2 視電阻率快速成像算法

海洋可控源電磁法通常會經過數據預處理得到MVO和PVO曲線，分別反應電磁場振幅和相位信息，但這些信息并不能直觀描述電性分布。通過視電阻率與海底電磁場響應的對應關系，代入參數和電磁場振幅得到視電阻率，其對應坐標位置如圖1所示為發射點位和接收點位的中點，視深度為收發距的一半。

當一條測線完成，一個斷面的數據就能覆蓋大部分地下區域，呈現倒三角或者倒梯形的數據集，視電阻率根據其幾何測深的位置會反映出電性差異，根據實際需求，選擇目標區域網格化插值，作視電阻率擬斷面圖即為快速成像最終結果。

圖1 視電阻率擬斷面計算原理圖

圖2 一維高阻模型

圖3 一維模型MVO曲線

2 模型驗證

海洋可控源電磁法常用于淺層油氣和天然氣水合物勘探，以彌補海洋地震方法對非層狀介質探測物性特征判斷不準的問題。為驗證視電阻率擬斷面圖快速成像算法的可靠性，以一維和二維的天然氣水合物高阻模型為例模擬計算。

圖4 一維模型快速成像

圖5 二維模型

圖6 二維模型MVO曲線

圖7 二維模型快速成像

圖2為一維高阻模型示意圖，海底位于z軸原點，電磁接收站位為x軸方向2 500 m～4 000 m，間隔150 m，發射點位為沿x軸方向-5 000 m～5 000 m，間隔50 m。海水層電阻率為0.3 Ω·m，海底圍巖電阻率為1 Ω·m，高阻薄層電阻率為100 Ω·m，厚度為100 m，位于海底500 m處。圖3是借助Kerry Key[17]的一維Occam正演程序計算的歸一化場值隨收發距變化的曲線(MVO曲線)，圖4展示了一維模型的快速成像(頻率為0.5 Hz)。從圖4可以看出，400 m～500 m處有明顯的高阻異常，分層效果很好，說明該算法對一維高阻薄層有較好的識別作用。

二維地層比一維層狀結構更貼合實際地質情況(圖5)，本次二維模型設定了兩個高阻異常體，分別為沿x軸方向的高阻體A(-3 000 m至-2 000 m，電阻率為50 Ω·m，深度為100 m，厚度為50 m)與高阻體B(0 m至3 000 m，電阻率為10 Ω·m，深度為100 m，厚度為50 m)。海底依然設為z軸原點，接收機站位為x軸-3.5 km～3.5 km，點距為500 m，發射機點位為x軸方向-5 km～5 km，點距為50 m。海水電阻率為0.3 Ω·m，海底圍巖電阻率為1 Ω·m。圖6為當前模型的MVO曲線，可以看出在高阻異常體的對應位置曲線有明顯變化，但并不直觀反映電阻率大小，圖7為二維模型視電阻率快速成像結果(頻率為2 Hz)，如圖7所示，兩個高阻體均出現了明顯的視電阻率異?，F象，且橫向分辨率高，橫向邊界與模型相近，但是縱向邊界分辨能力比較差，視深度大約在500 m至1 000 m之間，與模型的高阻體實際深度100 m相差較大。

綜合圖4和圖7兩個斷面圖的結果，可以得出結論，視電阻率對電性異常有較明顯地反應，在成像后能劃分出高阻體的近似區域。尤其是橫向分辨率高，圈定高阻體橫向邊界較準確，而視深度則與真實深度有一定差距，無法確定與實際高阻體埋深的關系，故該算法可以作為一種簡單快速且直觀的海洋可控源電磁法資料定性解釋方法。

3 海試數據快速成像與傳統反演對比

圖8 工區與測線點位分布圖

圖9 拖曳式發射方式快速成像

圖10 坐底式發射方式快速成像

圖11 反演結果對比

2015年3月，在國家重點研發計劃的支持下，搭載自主研發的海洋可控源電磁法發射機與接收機進行了天然氣水合物重點靶區的探測試驗。工區位于瓊東南海域，前期開展過海洋地震勘探作業，水深在1 300 m～1 400 m之間，四個接收機站位沿北西方向布設，間隔約500 m，測線長約20 km，與海洋地震測線重合，共進行了往返兩次拖曳發射以及坐底式發射(6個發射站位，間距約200 m)，工區與測線點位分布情況如圖8所示。發射信號覆蓋0.5 Hz、1.5 Hz、8 Hz，拖曳發射電流約為260 App，坐底式發射電流約為100 App。

圖9和圖10分別是拖曳式發射與坐底式發射電磁場視電阻率擬斷面圖(頻率均為1.5 Hz)，R1、R2、R3和R4為由南至北的四個接收機站位，R1為坐標原點，可以看出四個站位間隔約為500 m。在視深度約為200 m～300 m的地方，兩種方式等效視電阻率異常幾乎完全重合，均表現出了相同形態的高阻異常，且在R2和R3下方的高阻異常較R1和R4略淺。另外值得注意的是，坐底式數據異常表現更明顯，可能跟發射源更靠近海底致發射信號信噪比更高有關。運算時間上，拖曳式發射方式計算單個擬斷面圖平均耗時87.73 s，而計算單個坐底式發射方式擬斷面圖僅需要16.70 s。

圖11為該測線上同一位置傳統處理流程的地震層析成像和電磁法Occam反演[9]結果，前者顯示了較為明顯的上下強反射界面，R1、R2與R3下方約100 m處有強反射，R3與R4之間下方約200 m處也出現了反射界面，后者電磁法反演結果表明，R2與R3之間下方100 m～300 m出現高阻異常，而兩邊異常相對較深。兩種反演資料處理結果與視電阻率異常形態吻合度高，故海洋可控源電磁法擬斷面圖快速成像在保證計算時間大大減少的情況下，能夠對地下電性異常有比較明顯且準確的識別能力。

4 結論

通過對海洋可控源電磁法視電阻率定義以及擬斷面圖模型和海試數據驗證，得出以下幾點結論：

1)2015年海試數據處理結果表明，4個接收站位地下表現出深淺不一的高阻異常，且視電阻率擬斷面圖與傳統地震和電磁法反演表現為相似的異常形態。

2)海洋可控源電磁法拖曳式發射和坐底式發射均能用于擬斷面圖快速成像算法，兩種方式處理結果表現為幾乎相同的電性異常，但后者比前者計算速度更快。

3)該算法能夠很好地識別地下高阻異常，橫向分辨率較高，運算時間短，能夠快速分析海底電性分布生成視電阻率擬斷面圖，為海洋可控源電磁法定性解釋提供了一種簡單快速且直觀的算法。