0 引言

频率域可控源电磁法(controlled source electromagnetic，CSEM)通过人工发射不同频率的电磁波探测不同深度的地层，相对天然源电磁法具有更强的抗电磁干扰能力和更高分辨率，在油气与金属矿产资源勘查、工程地质勘察等领域发挥了重要作用^[1-3]。根据不同的应用场景，频域CSEM分为地面可控源电磁法与海洋可控源电磁法。地面可控源电磁法通常在地表采用固定的单源，在相对较宽的频段范围(10^-2~10⁴Hz)内发射数十个不同频率的电磁波，通过电磁场或视电阻率反演地电结构；海洋可控源电磁法的发射源通常由船拖拽沿测线移动，在相对较窄频段范围(10^-1~10¹Hz)内发射数个不同量级频率的电磁波，接收器由船拖拽或置于海底进行数据采集^[4-5]。海洋可控源电磁法采用移动观测源，可获得电场振幅随偏移距变化的观测资料，当海底存在相对高阻的油气储层时，能够观测到明显的电磁异常，目前已广泛应用于海洋油气勘探^[6-8]。

除海洋可控源电磁法采用移动源观测方式外，人工源电法如直流电阻率法、激发极化法等^[9-11]，也是通过改变源与测点间的几何关系约束地下空间的电性信息，本质上也是一种移动源的观测方式。此外，在长偏移距瞬变电磁法(LOTEM)基础上发展起来的多通道瞬变电磁法^[12]，采用阵列式布设，在每个测点上记录多个偏移距下的时间域响应，通过时间域多次叠加和空间域多次覆盖提高地下结构探测的纵向分辨率^[13]，在油气藏监测及矿产勘查中得到了成功应用^[14-15]。鲁瑶等^[16]提出了移动源瞬变电磁成像的概念，从空间和时间两个方面对观测数据进行多次覆盖和多次叠加，很好地解决了反演非唯一性的问题。瞬变电磁法通过采用不同偏移距的移动源观测，明显提高了对地电结构的分辨力。

对于地面频域可控源电磁法，可控源音频大地电磁法(controlled-source audio magnetotlleuric, CSAMT)是最早应用于实际探测的可控源电磁法^[17]。该方法主要基于频率测深原理，在远区观测相互正交的水平电场与磁场，依据计算的卡尼亚视电阻率反演地下电性结构。但由于发射功率的限制，在保证接收点信号强度前提下，即使尽可能增加收发距，CSAMT观测资料中仍同时包含近区场、中间区场和远区场，理论计算和实际观测均显示卡尼亚视电阻率在近区与中间区会产生畸变，很大程度上降低了CSAMT的探测力。为改善CSAMT探测效果，何继善^[18]提出基于单分量定义全区视电阻率，并提出广域电磁法，可同时利用近区场、中间区场及远区场的观测资料，相对于传统CSAMT观测系统更灵活，显著拓宽了地面频域可控源电磁法的应用范围。同时，为提高可控源电磁法的探测精度，王志刚等^[19]和何展翔等^[20-22]综合时域与频域电磁法的优点，提出时频电磁法，该方法广泛应用于陆地油气勘探及水力压裂监测。赵国泽等^[23]和卓贤军等^[24]在高电阻率地区建立固定大功率发射台，利用大功率人工源发射极低频电磁波增加地面可控源电磁法的探测深度。此外，为解决因直线源极化存在观测弱区的问题，将发射源由线源变为“L”形源^[25]或“十”形源^[26]，以拓宽地面可控源电磁法的观测区域。

目前，各种地面频域可控源电磁法均只采集单个偏移距的电磁场数据，若要充分利用电磁数据进行频率测深，需尽可能增加收发距，而采用过大收发距易导致接收信号振幅降低，特别是在人文噪声干扰严重的测区，数据信噪比无法满足处理解释的要求；若采用小收发距，观测资料会过早进入近区场，此时仅依靠单偏移距的观测资料无法同时约束不同深度的目标^[27]。目前地面可控源电磁法的实际应用效果不如海洋可控源电磁法，主要原因是地面可控源电磁观测更复杂，如地表浅部非目标电性体、不可控人文噪声及发射源的布设等，这些因素的叠加增加了地面可控源电磁法最终探测效果的不确定性^[28]。常规地面可控源电磁法只利用单偏移距的数据，在信噪比与探测深度之间较难平衡，也给实际观测的发射源位置选择增加了难度。

针对目前单偏移距地面频率可控源电磁法存在的上述问题，本文从获得较高信噪比观测资料与较大探测深度两个目的出发，一方面考虑采用小收发距获得高信噪比观测资料，另一方面采用多偏移距的移动源观测，通过充分利用几何测深与频率测深达到增加探测深度的目的。为检验其探测效果，在前人研究基础上，首先基于有代表性的一维地电模型，对单偏移距与多偏移距移动源可控源电磁法的探测效果进行系统性对比，然后对赣东北某矿区开展实测数据方法实验，进一步验证地面移动源电磁法对于解决实际问题的适用性。

1 地面移动源频率域电磁法及数据反演 1.1 地面移动源频率域电磁法观测系统

地面移动源频率域电磁法的观测系统如图 1所示，以沿x轴方向、离测点相对较近且与测点共线的水平接地电偶极源为发射信号，观测时发射源沿x轴移动，分别在数个不同收发距(偏移距)下激发10^-2~10³Hz频段范围内数十个不同频率的电磁波，对应在测点采集多频率、多偏移距的水平电场分量E_x。图 1同时展示了传统可控源电磁法(如CSAMT)的观测系统，以沿y轴的水平接地电偶极源发射电磁波，一般情况下源相对较长，如图中的固定源1，在离发射源相对较远的地面同时观测相互正交的水平电场分量E_y和磁场分量H_x，观测频率与前述移动源频率域电磁法的观测频率一致。

基于E_y与H_x可计算阻抗视电阻率

${\rho _{\rm{a}}} = \frac{1}{{\omega {\mu _0}}}{\left| {\frac{{{E_y}}}{{{H_x}}}} \right|^2}$

(1)

式中：ω=2πf为角频率，其中f为频率；μ₀为真空磁导率。式(1)利用E_y与H_x的比值计算阻抗视电阻率，具有一定的压制噪声作用，但需注意的是，只有电磁场为平面波场或远场时，才能用式(1)计算ρ_a。因此CSAMT数据观测要求发射源距离测区足够远，使所有频率的电磁波尽可能为平面波场。

1.2 地面移动源频率域电磁法探测的物理基础

在CSAMT实际数据观测中，由于发射源功率的限制，并不能使所有观测频率下的电场均达到平面波场的条件，大部分接收到的低频电磁场为非平面波场或近区场，若依据式(1)计算ρ_a，计算结果会在这些频段失真。以中间层为低阻的三层电阻率模型(图 2)为例，分别计算不同收发距r时的视电阻率ρ_a，计算结果见图 2。水平电偶源在层状电阻率模型中的电磁场可通过半解析方法求得，再依据式(1)可计算ρ_a。

由图 2可见：当收发距r为无穷大时，频段10^-2~10³Hz内接收的电磁场均为平面波场，对应的阻抗视电阻率ρ_a(图 2中虚线)与模型基本吻合；收发距r为12km时，对应的阻抗视电阻率见图 2中的黑色实线，可见频率低于30Hz时，ρ_a畸变明显，这是因为低频段(近场)的观测电磁场不满足式(1)的计算条件(即平面波场)。针对这个问题，若直接利用场分量进行反演，则无需计算ρ_a，可避免近场导致ρ_a畸变的问题。但场分量相对于ρ_a更易受噪声干扰，特别是常规可控源电磁法采用大收发距观测，电磁场振幅相对较小，极易受噪声干扰，因此缩小收发距可显著增大观测点接收的电磁场振幅，提高信噪比。

以图 2电阻率模型为例，采用常规可控源电磁法观测，分别计算不同收发距下各频率的E_y振幅(图 3)，可见收发距从8km减小至2km，整体上E_y振幅提高了约2个数量级。同时，由于低频段(近场)电磁场振幅不随频率变化，因而低频段数据不再具有频率测深功能，虽然缩短收发距显著提高了电场振幅，但也导致观测频段内更多的低频资料进入近场，如图 3中阴影部分：在低频段(近场)E_y振幅不随频率变化，且随着收发距减小，低频段(近场)包含的频段范围变宽，意味着更多的低频数据进入近场，同时能够被用于频率测深的数据也相应减少。此时，若仅依靠频率测深，则有效探测深度将减小，同时无法发挥近场数据的作用。

此外，从图 3还可以看出，近场的电场振幅虽然不随频率变化，但对收发距的变化敏感。基于图 2模型，设收发距为2km，分别计算不同中间层电阻率(ρ₂=10、100、1000Ω·m)所对应的E_y振幅，结果如图 4所示。由图可见，近场的E_y振幅对地下电阻率的变化较敏感，即近场的E_y振幅与收发距和地下电阻率有关，与频率无关。根据近场的这种特性，本文提出在多频率观测基础上，不断移动场源，利用改变源与接收点间的几何位置关系，获得不同收发距、不同频率的电场响应，通过充分利用几何测深与频率测深，理论上将有助于提高地面人工源频率域电磁法的探测效果。

1.3 合成数据及反演方法

为系统对比移动源电磁法与传统可控源电磁法的探测效果，对典型的一维电阻率模型的合成数据进行反演，合成数据共5组，来自不同的发射源、观测参数和添加的高斯噪声水平组合(表 1)。第1组数据采用CSAMT观测方式(图 1中固定源1，沿y方向布设)，利用较远处观测的E_y和H_x，基于式(1)计算得到ρ_a，并加载5%的高斯噪声，得到合成数据；第2组数据的观测系统与第1组数据相同，区别是对E_y加载了5%高斯噪声；第3组数据与第1、第2组数据的观测系统相同，区别是考虑到当收发距较大、观测环境中噪声较严重的情况，对E_y加载了20%的高斯噪声；第4组数据采用图 1中固定源2的布设方式(沿x轴方向并与测点共线)，采用相对较小收发距(偏移距)，对E_x加载5%高斯噪声；第5组数据来源于移动源观测系统(图 1中移动源)，设计了一系列离测点较近、沿x轴方向并与测点在同一条线上的移动电偶极源，采集E_x，并对E_x加载5%高斯噪声。这5组数据的观测频段均为10^-2~10³Hz，对数等间隔取40个频点。后文将对这5组数据的反演结果进行对比分析。

对表 1的数据组反演，本文均采用Occam反演方法^[29-30]，该反演方法基于正则化思想^[31]，在拟合模型响应数据和实测数据的同时，采用最平滑模型保证反演算法的稳定性。反演目标函数为

$U = {\left\| {\partial {\mathit{\boldsymbol{m}}}} \right\|^2} + {\mu ^{ - 1}}{\left\| {{\mathit{\boldsymbol{Wd}}} - {\mathit{\boldsymbol{W}}}F({\mathit{\boldsymbol{m}}})} \right\|^2}$

(2)

式中：m=[m₁, m₂, …, m_M]为模型参数向量，M表示向量维度；d=[d₁, d₂, …, d_N]为数据向量，N表示向量维度；μ为正则化因子；F(m)为模型m的正演响应；W表示数据协方差矩阵；∂m表示粗糙度矩阵，其定义式有多种方式，这里采用模型的一阶粗糙度^[30]

${\left\| {\partial {\mathit{\boldsymbol{m}}}} \right\|^2} = \sum\limits_{i = 2}^M {{{\left( {{m_i} - {m_{i - 1}}} \right)}^2}} $

(3)

为有效对比不同方法的探测效果，所有观测数据的反演条件保持一致，除了采用平滑模型约束以外，不添加其他约束条件。同时，所有数据反演采用的初始模型均为电阻率100Ω·m的均匀半空间。在各数据反演迭代过程中，设定迭代停止条件为拟合误差rms≤1或前后两次迭代的rms的差值小于1×10^-4。

2 理论模型试验

对地下电性异常体(层)的识别效果是检验电磁法探测效果的重要标准之一。通常情况下，传统地面可控源电磁法主要基于频率测深，对低阻目标较敏感，但容易受地表低阻覆盖层的影响。海洋可控源电磁法主要基于几何测深，受低阻海水层影响相对小，对高阻目标层的识别效果相对较好^[32]。因而，借鉴海洋可控源电磁法的工作原理，地面移动源电磁法是否能通过综合利用几何测深与频率测深有效识别低阻和高阻异常目标层呢？针对这个问题，这里考虑覆盖层和目标层电阻率不同的情况，建立了表 2所示的四个一维地电模型：高阻覆盖层+高阻目标层(模型1)，高阻覆盖层+低阻目标层(模型2)，低阻覆盖层+高阻目标层(模型3)，及低阻覆盖层+低阻目标层(模型4)。这四个模型的基底电阻率均为200Ω·m，地电模型具体参数见图 5中黑色曲线。针对这四个模型，分别讨论基于表 1中5组数据对目标层的探测能力。

2.1 传统地面可控源电磁数据反演结果

针对上述四个模型，采用传统地面可控源电磁法观测方式得到一维合成数据(表 1中数据1~数据3)，分别对其进行反演，反演结果见图 5，对应的数据拟合及误差rms见图 6。

由图 5和图 6可见：当噪声干扰较小时，电场E_y(数据1)的反演结果明显优于ρ_a(数据2)，更接近实际模型，且近场畸变导致ρ_a在低频段严重失真，致使数据拟合效果不理想；当E_y噪声干扰严重(数据3)时，即使数据能够较好地拟合，最终的反演结果与实际模型仍存在较大偏差。此外，无论E_y还是ρ_a的反演结果均表明，与低阻目标层模型的反演结果相比，对高阻目标层的识别效果较差。

2.2 小收发距可控源电磁法数据反演结果

根据前文分析，相对于ρ_a，利用E_y进行地下电阻率反演的效果虽然有一定改善，但由于采用较大收发距，易导致数据信噪比低，影响探测效果。若采用小收发距，虽可提高信噪比，但是否会降低对目标层的识别力？改变收发距对探测效果有何影响？针对前面四种不同模型，分别开展小收发距可控源电磁法数据反演测试。

考虑到小收发距下沿发射源方向电流密度更高，在观测时设定发射源沿x轴方向，与接收点共线，即对应表 1中的数据4。发射源长度均为0.1km，分别考虑收发距为1.2、2.4、3.6、4.8km的情况。对正演模拟E_x加载5%高斯噪声得到合成数据(数据4)，模型1~模型4对应的数据4的反演结果见图 7。由图可见：偏移距为1.2km时，所有模型合成数据的反演结果均不能有效反映目标层及围岩电性特征；偏移距增加到2.4km时，反演结果有明显改善；当偏移距增大到3.6km时，所有模型的反演结果均能反映明显的电阻率异常，但高阻异常与实际高阻目标层深度不符；随着偏移距进一步增大到4.8km，各模型反演结果与偏移距为3.6km时相比没有明显变化，并与大收发距中数据2的反演结果相似。综合上述结果分析，对于小收发距可控源电磁观测方式，偏移距的变化对探测结果影响较大，过小的偏移距会严重影响探测结果准确性，恰当的偏移距可有效改善反演结果。结合大收发距条件下数据2的反演结果(图 5)可知，若采用单发射源，当偏移距达到一定值后，继续增加偏移距对探测结果改善效果是有限的。需说明的是，此例小收发距下响应数据与合成数据均拟合较好，对应各组数据反演的rms误差值均达到1，因篇幅限制，这里未展示数据拟合结果。

2.3 移动源电磁观测数据反演结果

针对移动源电磁观测系统，分析其探测效果，模拟数据即表 1中的数据5。在小收发距条件下观测，设定发射源长为0.1km，沿x轴方向移动，保持源与测点共线，逐步增大收发距(偏移距)，可获得不同偏移距的观测资料。在移动源观测系统中，根据发射源移动距离、移动次数的不同，可得到不同偏移距组合的观测资料，对应的探测效果可能存在差异。针对不同偏移距组合情况，这里分别进行讨论。

首先，针对模型1~模型4，考虑源移动距离相对较大、源分别移动1次和2次的情况，对应的偏移距组合共3组：组合1，源移动1次，偏移距依次为1.2、3.6km；组合2，源移动1次，偏移距依次为2.4、3.6km；组合3，源移动2次，偏移距依次为1.2、2.4、3.6km。以rms达到1为响应数据与模型数据的拟合标准，这些组合的各模型合成数据反演结果见图 8。由图可见，组合1~组合3的合成数据反演结果均准确地反映了实际模型的电阻率特征。对比图 8与图 5、图 7，可以看出移动源电磁法的探测效果明显优于传统可控源电磁法和小收发距可控源电磁法，尤其是对高阻异常的识别效果有明显提高。此外，对于本文所讨论的四个模型，图 8中组合1~组合3的合成数据反演结果相近，说明当源移动距离相对较大时，源只需移动1次(获得2个不同偏移距的观测资料)，便可发挥移动源电磁法准确探测目标的优势。

其次，当源移动距离相对小时，源移动前、后测点电场振幅的相对变化也较小，若电场振幅的相对变化小到被噪声掩盖，此时可视为不同偏移距下观测的电场振幅一致，理论上与单偏移距观测的探测效果无区别，这种情况下开展多偏移距移动源电磁法探测就没有意义。为详细地讨论源移动距离相对较小情况下的探测效果，针对模型1~模型4，分别设计了4种偏移距组合：组合4，偏移距依次为2.40、2.41km；组合5，偏移距依次为2.40、2.42km；组合6，偏移距依次为2.40、2.51km；组合7，偏移距依次为2.40、2.52km。经过计算，组合4与组合5的源移动前后，测点电场振幅的相对变化范围为1%~3%；组合6与组合7的源移动前后，测点电场振幅的相对变化均略大于10%。对于含5%高斯噪声的合成数据(数据5)，组合4与组合5的源移动前后，测点电场振幅的相对变化被噪声掩盖，而组合6与组合7未被噪声掩盖。组合4~组合7的各模型合成数据反演结果见图 9。对比图 8与图 9，可见组合6与组合7的合成数据反演结果与组合1~组合3相近，其效果明显优于组合4和组合5。这进一步说明，要发挥移动源电磁法探测的优势，源移动的距离不能过小，需保证源移动前、后测点电场振幅的相对变化不被噪声掩盖。在实际观测中，环境噪声水平通常是未知的，所以在保证接收点信号强度的前提下，建议源移动距离应尽可能大一些。

2.4 结果分析

结合典型一维模型，比较分析了传统可控源电磁法及移动源电磁法的探测效果，结果表明传统可控源电磁法若采用视电阻率进行反演，受近区畸变影响严重，探测效果较差；若直接采用场分量进行反演，可在一定程度上降低近区场的影响，但大收发距会降低接收电场分量的信噪比；通过减小收发距可提高资料信噪比，但对高阻目标体的识别不够准确。利用本文提出的移动源电磁法，对各种地电模型均有较好的探测效果，相对于传统可控源电磁法，能够更准确地反映目标层电阻率特征，特别是对高阻目标的探测效果提升明显。

3 实测数据分析

为验证移动源电磁法探测效果，本文结合实测数据展开进一步分析。试验区位于赣东北地区，属万载—杭州湾铜金铅锌钽多金属成矿带，万年—德兴铜金铅锌多金属成矿亚带。该地区也是中国主要的有色金属和贵金属成矿区，已探明的矿种有铜、铅锌、金、银、钨等多个矿种，这有利于开展人工源电磁法测量进行电性参数测定，探明深部电性异常特征及空间展布，为钻探提供物探依据。

试验区内岩样的电性测量结果为：砂质千枚岩、凝灰质含碳千枚岩等围岩的电阻率相对较高，测量的岩样电阻率值范围为1550~2160Ω·m；斑岩型铜矿矿体呈低电阻率特征，测量的样品电阻率值范围为110~190Ω·m。围岩与目标矿体(斑岩型铜矿)的电性差异明显，为电磁勘探奠定了良好的物性基础。

在工区开展了图 1中所示的固定源和移动源电磁观测试验。采用传统的CSAMT观测方式，发射源沿y方向布设，长度为1.87km，发射频率为0.125~1024Hz，对数等间隔共40个频点；为保证信号强度，采用了较大发射电流10A；测点位于发射源中垂线上，测点离发射源较远，收发距为10.09km。对两套数据分别进行反演：一是利用E_y与H_x计算得到ρ_a，对其进行反演；二是直接采用观测的E_y进行反演。做为对比，开展了移动源观测试验，其中发射源长度为0.2km，沿x轴方向移动且与测点共线，发射源共移动2次，偏移距依次为2.40、2.51、2.61km，发射电流保持2A，发射频率均为0.02~1024Hz，对数等间隔取35个频点。对采集的E_x进行反演。针对移动源电磁法，反演数据分别来自两组偏移距组合方式：组合1为包含3个偏移距(2.40、2.51、2.61km)的E_x观测资料；组合2为包含2个偏移距(2.40、2.61km)的E_x观测资料。

传统可控源电磁法和移动源电磁法共四套实验数据的反演结果见图 10，对应的数据拟合结果见图 11。可见，采用CSAMT的视电阻率ρ_a进行反演时，由于视电阻率在低频段发生畸变，反演电阻率在深部出现严重失真，模型响应与观测数据拟合效果较差；采用CSAMT的E_y直接进行反演，反演电阻率未体现深部(500~1000m)的低阻异常特征。与前两组反演结果相比，对基于移动源电磁观测数据进行反演，反演电阻率曲线不仅能反映浅部高阻层的存在，对深部(500~1000m)低阻异常的特征反映得更清楚。

4 讨论与结论

常规地面可控源电磁法均采用单发射源，以频率测深为主，在观测数据的信噪比与探测深度之间较难平衡。本文提出在地面采用移动源电磁观测，通过缩小收发距增加信噪比，同时通过移动发射源以获得多个偏移距的观测数据，实现综合利用几何测深与频率测深的优势增加有效探测深度。结合几种典型一维地电模型，采用OCCAM反演方法，通过系统对比移动源电磁法与传统地面可控源电磁法的探测效果发现：对于大收发距的地面可控源电磁法，直接采用场分量反演的探测效果明显优于阻抗视电阻率反演，但在大收发距情况下，只利用场分量反演结果易受噪声干扰，并最终影响探测效果，且无论是利用阻抗视电阻率还是场分量反演，均不能解决对高阻异常体不敏感的问题；对于移动源电磁观测，不同地电模型的反演结果均优于传统地面可控源电磁法，无论是高阻异常体还是低阻异常体，反演结果与实际地电模型均吻合较好，且采用移动源电磁法观测可增加有效探测深度。最后，实际实验数据反演结果表明，地面移动源电磁法探测效果明显优于常规地面可控源电磁法。

需要说明的是，本文对地面移动源电磁法的探测效果展开了初步分析，提出采用多偏移距的观测方式，其发射源的布设较灵活，对本文探讨的相对简单的地电模型，采用两个不同偏移距的发射源即可明显改善探测效果，但对于复杂的地电模型或探测对象，如何选择恰当的参数以达到最佳的探测效果，还有待进一步的研究。