2016, Vol. 59
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海洋电磁法的研究始于20世纪60年代(Bannister，1968)，经过数十年发展，它已成为一种新的地球物理探测技术(Constable et al.，1998).1998年，国家科技部设立“863”计划项目，进行“海底大地电磁探测技术” 研究，并先后在台湾海峡和南黄海海域开展海底大地电磁测深试验，结束了我国海洋地球物理缺少海洋电磁勘查方法的历史(邓明等，2003a，2003b；魏文博等，2009).随后，中国地质大学在“863”计划支持下，开始研究“天然气水合物的海底电磁探测技术”，自主设计与研发了海洋可控源电磁探测仪器(王猛等，2009，2013，2015；陈凯等，2009，2013，2015; Chen et al.，2015a，2015b)，经过多年发展，逐步形成了我国的“海洋电磁探测技术”.
海底赋存的天然气水合物不仅是一种重要的能源，而且是影响海底陆坡稳定性和全球气候变化的重要因素(Weitemeyer et al.，2006a，2006b).为此，国内外开展了大量海洋天然气水合物探测与研究.在海底天然气水合物探测中，地震学方法毋庸置疑是最 重要的方法，并且取得了显著的应用效果(Hyndman and Spence，1992； MacKay et al.，1994；Korenaga et al.，1997； Chi et al.，1998；Xu and Ruppel，1999； Holbrook et al.，1996，2002；Liu et al.，2006).利用地震学方法探测水合物的关键是寻找似海底反射层(BSR)(Shipley et al.，1979)，然而，实践研究表明，在海底天然气水合物探测中，地震学方法仍面临诸多挑战，譬如：许多蕴藏天然气水合物的区域，由于水合物稳定区下部没有游离气，地震探测结果并没有出现似海底反射层；并且，利用地震资料难以确定水合物层顶界和水合物稳定区内部的结构特征(Sloan，1990).
海洋可控源电磁法能够得到海底的导电性参数，可以为天然气水合物研究提供重要电性信息，正逐步成为地震勘探的有效辅助手段.已有研究表明(Edwards，1997； Yuan and Edwards，2000；Schwalenberg et al.，2005，2010；Weitemeyer et al.，2006a，2006b，2011；Lee et al.，2011；Key，2012；Hsu et al.，2014)，海洋可控源电磁法在水合物探测中取得了较好应用效果.为了测试我国自主研发海洋可控源电磁仪器的性能及其在水合物探测中的适用性，2012年4—5月在中国地质调查局下属广州海洋地质调查局支持与资助下，利用自主研发的海洋电磁探测仪器，在我国南海北部陆坡区开展天然气水合物电磁探测试验，获得了我国首批深水海域的可控源电磁探测数据.本文对这次试验进行系统总结，首先介绍海洋电磁探测的基本原理，然后根据南海已知水合物区的电性参数建立理论地电模型，对天然气水合物模型的电磁响应进行正反演计算与分析，为海洋电磁试验技术参数的合理选择提供理论依据；对这批海洋可控源电磁数据进行处理与反演，给出试验测线下方海底地层的电性分布特征，为试验海区的天然气水合物调查提供重要电性信息，同时也为我国开展相关研究奠定理论与实践基础.
2 海洋可控源电磁探测技术海底大地电磁测深和海洋可控源电磁场测量是两种主要的海洋电磁探测技术.利用天然电磁场在地球内部激发的电磁感应现象研究地层导电性结构的方法，称为大地电磁测深法(Cagniard，1953)；而利用人工场源的，则称为海洋可控源电磁法(MCSEM，Marine Controlled-Source Electromagnetic Method). 海洋可控源电磁法与陆地上的可控源电磁法工作环境不同，两者在方法与数据处理技术方面存在明显差别(Constable and Weiss，2006).因此，下文首先对海洋可控源电磁法的原理与技术做一简要阐述.
根据电磁感应理论，在图 1所示的球坐标系中，电偶极子AB位于坐标原点，方向沿Z轴方向，偶极长度为dL，发射电流强度为I.在电阻率为ρ的均匀全空间中，电偶极子在观测点P(r，θ，φ)处的电场为(考夫曼和凯勒，1997)：
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图 1 均匀空间中电偶极子源 Fig. 1 Electric dipole source in homogeneous space |
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(1) |
其中，
海洋可控源电磁法作业时，铠装的光电复合拖缆将电磁发射系统施放至近海底并拖曳行进，同时 采用水平电偶源向海底发射频率范围在0.01~100 Hz 之间的多制式大功率电磁场信号，由布设在海底的电磁场接收机采集电偶源电磁场信号，见图 2.
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图 2 海洋电磁法工作原理示意图 Fig. 2 Principle diagram of marine electromagnetic method |
电偶源发送的电磁场信号通过海水、海底介质和海水-空气界面传播(何展翔等，2006).因此，采集站可以接收到3 种路径的信号：一是通过海水直接传至接收机的直达波，二是来自海水-空气界面的反射和折射信号(空气波)，三是来自海底地层的反射和折射信号(Constable，2010).其中，来自海底地层的信号为有用信号，其他两种信号是干扰信号.在水平电偶极子确定的铅垂平面上，电场以较大的垂直分量入射到高阻层(Kong et al.，2002)，产生沿高阻层面传播的电磁折射波，而且能量持续不断地从高阻层面反射到海底的接收机处.当收发距较小时，通过海水传播的直达波能量占据主导地位；进一步增加收发距，来自高阻层的折射波能量将超过直达波的能量而占据主导地位(Behrens，2005).因此，在海洋可控源电磁探测中，发射机需要提供足够大的电流，以保证在较大收发距条件下，接收机能够记录到来自海底高阻层的电磁折射波.
海洋可控源电磁数据处理大体分为三个步骤：电磁场数据增益恢复与频谱分析、频谱标定校正与归一化处理、合并航行数据(Weitemeyer et al.，2006b).数据处理后得到电磁场振幅随偏移距变化曲线(MVO)和相位随偏移距变化曲线(PVO).MVO曲线幅度有较大的变化范围，为了方便对数据的定性分析，有时利用无异常体的层状海底模型响应对MVO和PVO曲线进行归一化处理，得到归一化振 幅曲线N-MVO和归一化相位曲线N-PVO(Behrens，2005). 海洋可控源电磁数据一维、二维、三维反演方 法都得到了研究(MacGregor et al.，2001；Abubakar et al.，2008；Key，2009；Commer and Newman，2008；Zhdanov et al.，2014)，其中以Key(2009)的一维Occam反演方法发展最为成熟，可用于设计勘探参数，获得沉积层电阻率和目标层深度.
3 仪器系统与数据采集 3.1 仪器系统及主要技术指标笔者所在的课题组经过多年研究，在突破国外技术封锁并攻克了种种技术难关后，自主研发了国内首套海洋可控源电磁探测硬件系统，包括发射机与接收机两部分(邓明等，2013；王猛等，2013；陈凯等，2013；Chen et al.，2015a).
研制的发射机解决了拖体水动力学设计、船载大功率高压输配电、智能化发射机控制、大功率电流脉冲逆变、长距离高速实时数据传输、发射与接收时间同步等关键技术.利用发射机姿态方位测量模块、甲板端上位机监控单元与发射控制电路，实现了水下发射机姿态与发射电流的适时监控(王猛等，2013，2015)，以及根据需要定制和选择发射电流波形.发射电缆采用中性浮力材料制成，便于两个发射电极保持水平的工作状态；中性浮力缆中集成了一根信号通讯缆，可将尾标拖体的高度信息传输至发射机拖体，进而上传至甲板端，这有利于发射电极的定位和海上施工.研制的发射机具有输入输出端过流、过压、欠压、短路等报警和自动断电功能，保证了大功率供电电路与船载光电复合深拖缆的安全.
发射机主要技术指标如下：
·发送电流波形：单频或多频组合的逆变矩形波，频率可选；
·发射频率：0.01~100 Hz；
·发射频率稳定度：10-8s·s-1；
·最大发射电流：150 A；
·记录电流采样率：150 Hz；
·发射电偶极距：150 m；
·辅助信息：发射机拖体的三轴姿态、舱内温 度、发射电压、发射电流、离底高度、深度、USBL定位；
·最大工作水深：4000 m.
设计与制作的接收机采集电路，在保证斩波放大器低噪声、ADC电路低功耗、授时电路低时漂、电磁场记录通道大动态范围的前提下，具备了较好的技术性能指标(陈凯等，2013；Chen et al.，2015a，2015b).改进制备工艺后，利用电解法制作极差稳定、噪声较低的 Ag/AgCl不极化电极，有效地降低了海底电场的测量噪声，使接收机的整体噪声干扰达到国外同行的先进水平(Chen et al.，2015b；陈凯等，2015；Constable，2013).研制的接收机具有三种释放机构(法国IXSEA 2500 UNIVERSAL型声学释放器、上海声学所声学释放器和命令控制电腐蚀释放器)，保证了接收机的高回收率.
接收机的主要指术指标如下：
·通道数： 3E+2H+T(三个电场分量、两个磁场水平分量、承压仓内温度)；
·电场噪声：
·磁场噪声：
·瞬时动态范围：优于110 dB(0.1~100 Hz)；
·-3 dB带宽：0.01~100 Hz；
·采样率：2400/150/15 Hz；
·方位测量精度：±1°；
·倾角测量精度：0.5°；
·时间同步误差：<1 ms·day-1；
·存储空间：16 GB；
·体积：100 cm ×100 cm ×120 cm；
·空气中质量：140 kg；
·最大工作水深：4000 m.
3.2 理论模拟本次海洋电磁探测试验海域位于南海北部陆坡区，水深变化范围在900~1500 m之间，水深线与海岸线大致平行，地形由北向南倾斜.此前，我国还没有开展过天然气水合物电磁探测的海区试验，缺少相关经验.尽管国外已开展了海洋水合物电磁探测试验并取得成功，但由于我们的电磁探测仪器、试验区地质条件和天然气水合物层的电性参数与国外的不同，因此设计试验方案不能完全照搬国外经验.为了确定合理的电磁探测技术参数，有必要建立理想的海洋地电模型，开展电磁响应正反演研究.
参考试验海域天然气水合物地层的测井曲线(梁劲等，2010)，建立海底一维水合物地电模型，模型参数见图 3.
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图 3 海洋一维地电模型(a)背景模型；(b)水合物模型. Fig. 3 Geo-electrical models of 1D ocean stratum(a)Background model；(b)Gas hydrate model. |
利用Key(2009)的Dipole1D程序，对图 3模型的海洋水平电偶源电场响应进行计算.图 4给出了轴向电场分量的结果.图中白色线条上的刻度表示轴向归一化电场幅度的对数，归一化电场单位为V/(Am2)；彩色表示图 3a响应对图 3b响应归一化的N-MVO比值结果.
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图 4 水合物模型轴向电场响应随收发距和频率的变化关系 Fig. 4 Electric field response as a function of frequency and range for the gas hydrate model |
由公式(1)知，电偶源电磁场与电偶矩成正比. 海试中发射电偶极距设计为125 m，接收电偶极距设
计为10 m.试验所用接收机的观测灵敏度为1 nV，当发送电流为40 A时，探测系统可观测归一化电场的理论值约为0.2×10－13V/(Am2).由图 4，当电偶源发射信号频率在0.25~20 Hz之间时，水合物层 的异常响应特征最明显.在此频带内，可接收到 0.5 Hz电偶源电场信号的最大收发距约为3500 m； 20 Hz电偶源信号衰减较快，可探测到明显水合物异常的最小收发距约为500 m.
本文选择0.25、0.5、1、2、4、8、16 Hz几个频率，对图 3b模型的海洋可控源电磁响应进行一维正反演研究.分别在0.25、0.5、1、2、4、8和16 Hz的电场正演数据中加入5%的随机噪声，并对初始模型进行较细致的剖分后，利用Occam方法进行一维反演处理，结果示于图 5中.由图 5，针对图 3b模型，当进行单频数据反演时，16 Hz数据反演结果能够较准确地指示水合物层的深度(图中灰色阴影部分表示水合物层位)，但是得到的异常最弱；0.25 Hz数据反演结果对异常反映不明显，且异常向深部偏移.相比之下，其余单频数据反演结果都有较为明显的异常显示.综合多个频率的数据进行一维反演.在所建模型条件下，0.5、2、8和16 Hz的多频反演结果不仅给出了较准确的水合物层埋深，而且得到水合物层的电阻率值超过了5 Ωm，是上述所有反演中最接近真实值的结果.综上，选定0.5、2、8和16 Hz作为本次海试发射信号的频率.
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图 5 水合物模型响应一维Occam反演结果 Fig. 5 Inversion of modeling data of gas hydrate model by Occam method |
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图 6 海洋电磁探测试验测点位置图 Fig. 6 Site locations of marine electromagnetic exploration tests |
采用自主研发的海洋可控源电磁探测系统，于2012年4—5月搭乘“海洋六号”科考船首次在我国南海深水海域进行了水合物的海洋可控源电磁探测试验(陈凯等，2012).调查中，海洋可控源电磁发射机发送的电流为40 A，电偶极距为125 m.各台接收机均记录了天然电磁场及人工电磁场信号，采集数据的时段见表 1.由于仪器丢失及施工期所限，本 次得到六个测点的数据，测点位置示于图 6中.本文主 要对表 1所列数据质量较好的四个试验点进行分析.
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表 1 各测站数据采集时间表 Table 1 Time schedule EM data acquisition at test sites |
根据发送机工作时间表，从原始时间序列提取出海洋可控源电磁场时间序列数据，然后进行增益校正，再开窗计算电磁场分量的振幅与相位，经过标定和姿态校正并利用发送电偶矩对电磁场分量的振幅进行归一化处理后，得到不同发射频率下各电磁场分量振幅随收发距变化曲线(MVO).图 7为发送的可控源电流及其在4号测点激发的电磁场时间序列片段.图 8a为激发信号频率为0.5 Hz时4号测点轴向电场分量MVO曲线.图中MVO曲线变化特征符合海洋可控源电磁场的衰减规律，接收有效信号的最大收发距约为3000 m，这与图 4的正演结果是一致的.
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图 7 发射电流及电磁场波形时间序列片段 Fig. 7 Time series segments of controlled-source current and electromagnetic field |
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图 8 4号测点Ex分量的MVO曲线及反演拟合结果 Fig. 8 MVO curves of electrical component of Ex for site 4 and inversion fitting results |
为了分析海底介质电阻率随深度的变化特征，建立层状结构电阻率模型，利用Occam算法对实测 数据进行一维反演.反演中，海水电阻率固定为0.3 Ωm，海水深度为919 m；海底地层的电阻率初始值设为1 Ωm，反演数据为轴向电场幅值，误差基数为5%.经过58次迭代，最后得到数据拟合残差的RMS为1.36.图 8a给出了对实测MVO曲线的拟合结果，拟合残差小于2%，见图 8b.图 9为4号测点反演的电阻率随深度变化曲线，其中1100~1150 m地层为一高阻层，其顶部埋深181 m，厚50 m，电阻率约为25 Ωm；1400 m向下地层电阻率值又逐步升高到1000 Ωm以上.分别对1、2、8号测点数据进行同样的处理与反演，并结合四个测点的反演结果，绘制二维电阻率断面，见图 10.
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图 9 4号点MCSEM数据一维反演模型 Fig. 9 1D resistivity inversion model by MCSEM data of site 4 |
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图 10 海洋可控源电磁探测数据一维反演电阻率断面 Fig. 10 Resistivity section from 1D inversion of MCSEM sounding data |
图 10中，海底介质电阻率在横向和纵向上的变化反映了海底的沉积特征.杜德莉(1994)根据地质与地球物理资料推断，试验海区新生代沉积层厚度最大可达到5000 m.何廉声和陈邦彦(1987)、杜德莉(1994)对试验区磁异常的研究显示，该区磁性体埋深约为2000~8000 m，钻井揭示其岩性主要是燕山期花岗岩和石英二长岩.结合上述研究，本文推测试验测线下方可能发育厚度不等的沉积层，其中1、2号测点下方的沉积层较厚；4、8号测点下方的沉积层较薄.付少英(2005)采样分析结果表明，试验海域下方可能存在巨大的甲烷源，这预示着试验海域具有较好的天然气水合物勘探前景.本次海洋可控源电磁探测试验揭示了试验测线处海底沉积层厚度变化及浅部高阻层分布特征，为试验区的水合物调查提供了电性参考资料.
5 结论本次试验首次采用自主研发的仪器，获得了我国深水海域的可控源电磁数据，揭示了试验区海底浅层存在25Ωm的高电阻率沉积层，为试验海域天然气水合物评价提供了重要电性信息.研究结果表明，自主研发的海洋可控源电磁仪器性能达到了预期的设计指标，能够在我国海底天然气水合物调查中发挥重要作用.
海洋电磁探测技术是一项拥有我国自主知识产权的高新技术，仅在我国海域开展了初步试验，应用中难免存在一些问题与不足.另外，我国现有海洋可控源电磁探测技术与国外相比仍存在一定差距，需要今后加快研究，不断发展，从而为我国海洋资源调查发挥更大的作用.
致谢海洋电磁探测试验得到了“海洋六号”全体工作人员的支持和帮助，在此对他们表示诚挚谢意.同时，感谢中国地质大学(北京)魏文博教授对本文研究的指导；感谢两位审稿人及编辑提出的宝贵建议，帮助作者提高了文稿质量.
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