2021, Vol. 64
2. 中国科学院页岩气与地质工程重点实验室, 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029;
3. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
4. 中国科学院大学, 地球与行星科学学院, 北京 100049
2. Key Laboratory of Shale Gas and Geoengineering, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. Innovation Academy for Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
海洋油气资源的勘探开发已成为地球物理勘探的重点和热点(朱伟林等, 2016; Xie, 2018; 张宁宁等, 2018；张强等，2018; Wu, 2020).20世纪70年代以前，海洋地球物理勘探一直以地震勘探为主.然而，地震勘探只能给出地下的构造形态信息，不能有效判别油气构造含油气性，仅凭地震资料布置钻孔，所需成本大、风险高.而电磁探测可有效获取海底以下岩层的电性参数，更好地反映岩层的性质以及岩层所处的物理状态(魏文博等, 2001)，直接探测油气及天然气水合物等高阻储层，适用于地震方法不易分辨而电磁方法拥有优势的区域(何继善和鲍力知, 1999; 李慧, 2007).由地震勘探发现构造目标，海洋电磁探测进行含油气性综合评价，可降低勘探风险、提高勘探成功率，已成为海洋油气勘探作业中的一种新模式(郑仁淑, 2005; 何展翔和余刚, 2008).虽然海洋电磁探测不及地震勘探的分辨率，但由于其对高电阻率敏感，固有分辨率比重力和磁场测量等势场方法要好得多，海洋电磁法已发展成为一种不可忽视的海洋地球物理方法(Constable and Srnka, 2007; Key, 2012).
根据场源的性质划分，海洋电磁探测方法可分为海底大地电磁法(Marine magnetotellurics, MMT)和海洋可控源电磁法(Marine controlled source electromagnetics, MCSEM)两大类(Constable, 2006, 2013; Ramananjaona et al., 2011).海洋大地电磁法以天然电磁场为场源，通过海底天然电磁场的分布与变化研究洋底电导率的分布.由于天然场信号不稳定、强度弱、高频成分缺失，因而存在海底天然电磁场信号能量强度低、对浅部电性结构分辨率低的缺点，主要被用于海底深部岩石圈构造研究(李桐林等, 1998; 刘长胜, 2009).海洋可控源电磁法以洋底附近人工激发的低频电磁波信号为场源，通过观测电磁场在海水和海底的传播探测海底地质构造(Constable, 2006, 2013; Ramananjaona et al., 2011).海洋可控源电磁法又可分为海洋可控源频率域电磁法和海洋可控源时间域电磁法(Connell and Key, 2013; Goldman et al., 2015).在深海大型电阻目标的勘探中，频率域电磁法具有更高的分辨率(Constable and Srnka, 2007; Key, 2012; Goldman et al., 2015)，但在浅海环境中易受到空气波的干扰而限制其对深部电性目标的敏感性(Connell and Key, 2013).对浅水域海底高阻油气藏探测中，时间域电磁法具有更高的分辨率(周建美等, 2016)，但覆盖范围小，且时域数据需要较长的叠加时间才能达到宽频带频域数据的分辨率(Connell and Key, 2013).我国海域资源丰富(Xie, 2018; Wu, 2020)，且大部分浅海区域的海水深度不到300 m(刘长胜, 2009; 吴玉玲, 2018)，因此，亟需研究新的电磁法探测技术，解决浅海电磁法存在的问题.
卓贤军等(卓贤军和赵国泽, 2004; 卓贤军等, 2007, 2011; 卓贤军和陆建勋, 2010)和底青云等(2008, 2009)提出了一种利用陆地大功率发射台站发射极低频电磁信号探测深部矿产资源的电磁探测方法.极低频电磁探测方法(Wireless electromagnetic method, WEM)采用大功率发射源，具有信号强度大，一致性好，覆盖范围广，探测深度大等优点，在陆上资源探测中显现出较好应用效果(卓贤军和赵国泽2004; 卓贤军等, 2007, 2011; 卓贤军和陆建勋, 2010; 底青云等, 2008, 2009；王然等, 2019; Li et al., 2015, 2016; Qu et al., 2017; Di et al., 2020)，但未见WEM的海区试验，缺少相关经验.为测试WEM在海洋油气资源探测中的适用性，本文建立简化的海洋地电模型，对含油气高阻模型的极低频电磁响应特征展开研究，为选取合适的极低频海洋油气资源探测参数提供理论依据，为进一步研究的开展奠定基础.
1 极低频电磁探测方法及海区工作方法极低频电磁探测方法(WEM)是在天然场大地电磁法(Magnetotellurics，MT)和可控源音频大地电磁法(Controlled source audio-frequency magnetotellurics, CSAMT)基础上发展起来的一种新型人工源低频电磁探测技术(底青云等, 2019, 2020).它通过一个大功率固定式发射台发射0.1~300 Hz超低频/极低频电磁信号来探测地下地质结构(卓贤军和赵国泽, 2004; 底青云等, 2020).WEM把传统的“大气层-岩石层”半空间传播理论推广到“地-电离层”全空间电磁波传播理论(底青云等, 2008, 2009; 李帝铨等, 2010; Li et al., 2015, 2016)，因而具有信号衰减慢、传播距离远、探测深度大的优点，目前主要应用于陆上深部探矿.将WEM应用于海底地电结构探测及油气资源勘探，需要把“地-电离层”全空间电磁波传播理论推广到包含海水介质的“地-电离层”全空间模型.
WEM通过在电阻率大于4000 Ωm的高阻层地区架设极低频发射天线，由两端接地导线向地下注入数百安培编码电流产生频率为0.1~300 Hz超低频/极低频电磁波(底青云等, 2020).收发距较大时，极低频电磁波向上传播到电离层，由电离层底界面反射至地面或海面，在电离层底界面和地面或海面之间来回反射引导前进(图 1).极低频电磁波在“地-电离层”波导中传播时具有信号传播损耗小，传播距离远，信号幅度和相位稳定的优点(李帝铨, 2010; 付长民等, 2010)，能从地面或海面向下透射到一定深度的目标体，并能被地下或水下的接收设备接收，见图 1.
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图 1 极低频电磁波传播路径示意图 Fig. 1 The propagation paths of EM waves from an artificial transmitter |
利用WEM进行海区作业时，在极低频电磁信号覆盖范围内选择信噪比大于10 dB(Li et al., 2015)的区域作为勘探区域，并在勘探区域的海底布设若干接收机采集电磁场信号(景建恩等，2016)，见图 1.发射台发射预定频率的信号，接收机同步采集该频率信号经过海底介质反射回来的信号.通过回收海底数据采集站，获得海底某一点测量的总场数据，并进一步压制随机干扰、增强有效信号，获得多频点的海底介质的视电阻率和相位曲线，再通过反演得到海底地层的电性结构.
WEM采用大功率源，收发距离可达上千公里，远大于地电离层高度，电离层的存在会影响电磁信号的传播(底青云等, 2008; 付长民等, 2010; 李帝铨等, 2010).其次，由于大气层的存在，远距离的电磁波场的研究必须考虑空气层位移电流的影响(李帝铨等, 2010; Li et al., 2015, 2016).对WEM的研究是一个包含电离层、空气层以及地球介质层的大尺度的全空间问题，底青云等(2009)指出积分方程法可以克服常规的有限差分、有限元等在大尺度全空间的电磁波场的模拟所受到的限制(底青云等，2008).为了发展全空间三维积分方程法，李帝铨(2010)利用电离层-空气层-固体地球层间的耦合条件，采用R函数法完整推导了“地-电离层”模式水平电偶极源的电磁波场强表达式，获得了相应的数值格林函数，发展了一维计算程序，便于进一步研究极低频电磁场在空间的分布特征.
考虑电离层和空气中位移电流的影响，“地-电离层”全空间地表电磁场的表达式为(李帝铨, 2010)：
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式中，I为发射电流，dl为发射偶极长度；kj为第j层的波数；λ为空间频率；uj=kj2+λ2；r为收发距，θ为收发距r与x轴的夹角；Jj(λr)为贝塞尔函数；R1和R*为与地层电导率和厚度相关联的函数.
将“地-电离层”全空间电磁波传播理论推广到含海水介质的“地-电离层”全空间模型时，由于海水层加入后，加剧了和大气层的电性差异.考虑边界条件和模型参数的变化，由地表处数值格林函数(李帝铨，2010)出发，利用空气层与海水层界面谢昆诺夫势函数连续，推导了海底界面的场强表达式.并采用2040点高密度采样滤波系数(郑圣谈等，2007；李帝铨等，2011)对包含Bessel无限积分公式进行数值模拟计算，加快核函数收敛.
对海水和海底等无源层介质，位函数满足齐次波动方程，通解形式为(符号定义同李帝铨, 2010)
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(4) |
定义
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(5) |
由位函数X，X′，Z在边界连续有：
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在空气层表面z=0时，位函数X，X′，V, V′的表达式为
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设各层界面处的深度为zj，则在空气层和海水层分界面z1=0处，由于X，X′，V, V′/k2连续，有：
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解之得海水层位函数的系数：
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则，海底界面位函数表达式：
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同理，可获得海底第j层顶底界面位函数的表达式.
将海底第一层顶界面位函数代入下式(李帝铨, 2010)：
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整理得场点位于海底界面时电磁场的表达式：
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式中，
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对比式(1)、式(2)、式(12)和式(13)发现：海底中场的表达式比空气中场的表达式要复杂得多.这是因为电磁信号从地面或海面向下透射到地下介质后，地面或海面观测只需记录来自地下介质产生的上行波(Qu et al., 2016)，而海底观测场既包含海底介质产生的上行波也包含海水界面反射的下行波.
2 数值模拟李帝铨等(2010)、徐志峰和吴小平(2010)研究表明，在陆地WEM试验中，当收发距较小时(小于10 km)，电离层和空气中位移电流的影响可以忽略，‘地-电离层’全空间电磁波传播公式经过简化后与CASMT公式(朴化荣, 1990; 何继善, 1990)相一致.因此，在满足远区条件时，可采用卡尼亚视电阻率定义公式(汤井田和何继善, 2005)求解‘地-电离层’模式视电阻率：
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(14) |
考虑到海水层的吸收衰减作用使得海底观测的场能量远小于地表观测的场能量(张建华等，2001)，导致WEM可利用的电磁场成分为有限带宽，为全方位探究WEM在海洋环境中电磁响应特征，本文将数值计算频率范围由0.1~300 Hz拓展为0.001~300 Hz.
2.1 数值模拟可行性验证为验证公式推导和程序计算的正确性和可靠性，同时便于与陆地上的地电模型正演结果进行对比，参考李帝铨等(2011)关于“地-电离层”模式一维正演模型，以及杨梅霞等(2001)关于海洋大地电磁一维正演模型，设计如图 2所示海洋和陆地地电模型.大功率源位于海面或地表上，坐标系的原点在发射源中心点正下方的海面上，x轴沿发射电极方向，z轴向下为正，向上为负.
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图 2 海洋(a)和陆地(b)一维地电模型 Fig. 2 1D model of ocean (a) and terrestrial (b) |
李帝铨等(2011)陆上观测方式和本文海底观测方式计算沿测线x方向视电阻率随收发距变化响应曲线，如图 3所示.发射电流200 A，偶极子长度50 km，收发距范围为10~400 km，频率为0.1 Hz, 1 Hz, 10 Hz.
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图 3 视电阻响应随收发距和频率变化曲线 Fig. 3 Curve of apparent resistance variation with offset and frequency |
对比图 3陆上观测(实线)和海底观测结果(虚线)有，在图 2所给定的模型参数下，与陆上观测方式相同，海底观测方式视电阻率曲线在近场部分发生畸变，且收发距越远，畸变出现的频率越低.与陆上观测不同的是，发射频率相同时，海底观测方式视电阻率曲线出现畸变的范围更大，当发射频率为1 Hz时，海底观测视电阻率曲线在收发距为40 km处发生畸变，而陆上观测视电阻率曲线在收发距为20 km处发生畸变.造成这种差异的原因可能与海水介质中的低频电磁场衰减特性有关.当收发距为大于100 km时，两种观测方式畸变出现的频率远小于0.1 Hz，此时，两种观测方式视电阻率值为50 Ωm，反映真实地层的电性结构.
计算结果证实了接收点位于海底时电磁场公式推导和数值模拟结果是真实可靠的，也证实了WEM在数百千米收发距下探测海底下方电性结构的可行性.
其次，为了评价WEM用于海洋油藏勘探的可行性，本文借鉴Constable和Weiss(2006)经典海洋地电模型，依据南海北部湾海域油藏分布特点(吴玉玲，2018)，建立如图 4所示的海底一维无异常体背景模型和含高阻油气异常体的层状地电模型，电离层设为-1层，空气层为0层，大功率源位于海面上，观测点位于海底界面，坐标系的原点设置在源的中心点正下方的海面上，x轴沿发射电极方向，z轴向下为正，向上为负.
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图 4 一维海洋地电模型 (a) 不含油气储层层状模型; (b) 含油气储层层状模型. Fig. 4 1D ocean model (a) Background model; (b) Abnormal model. |
观测点位于海底时，沿测线x方向不含油气高阻异常模型(图 4a)和含油气高阻异常模型(图 4b)电场分量Ex、磁场分量Hy、视电阻率ρ和相位Phase曲线的响应特征见图 5.发射电流200 A, 偶极子长度50 km, 发射频率f=2n, n取值从-10到8，间隔0.5，共37个频点，收发距为200 km.
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图 5 轴向模式无异常体模型和有异常体模型 电磁响应曲线(a) 电场; (b) 磁场; (c) 视电阻率; (d) 相位. Fig. 5 Frequency response curve of 1D ocean model (a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase. |
由图 5a和图 5b知，含油气高阻异常体模型电磁场各分量的幅值均比不含油气背景地电模型电磁场各分量的幅值大.这是由于海底岩石的孔隙中存在油气等高阻介质使岩石的电阻率升高，对电磁波能量的散射作用增强，在储层上方电磁接收站接收到的电磁波能量就较强.相比较于不含油气等高阻目标体的背景场，视电阻率曲线(图 5c)和相位曲线上(图 5d)可明显的反映低阻-高阻-低阻的电性趋势.利用含油气的高阻目标层与其周围背景岩层的电阻率差异，通过探测沉积地层的电阻率分布状况可初步判断岩石孔隙中是否含有油气.计算结果证实了WEM探测海底高阻油气层的可行性.
需要指出的是，由于海水中电磁场能量通过电场产生的传导电流转化为热能，致使电磁场的振幅不断衰减(卓贤军和张佳炜, 2011)，海底电场幅值较磁场小得多.据图 6磁场与电场的比值曲线有，在0.01 Hz以下的低频段，两者幅值相差约三个数量级，在1 Hz至300 Hz，磁场幅值仍比电场幅值大一至两个数量级.即海水对电场能量的吸收衰减作用更为强烈，对WEM海底接收仪器设计而言，电场测量灵敏度的指标要求更高.
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图 6 磁场与电场的比值曲线 Fig. 6 Ratio curve of magnetic field to electric field |
为考察不同情况下WEM对海底油气层的电磁响应特性，讨论了不同收发距赤道装置和轴向装置WEM电磁响应特征，并进一步考察了海水层厚度h1、上覆盖层厚度h2和油气藏厚度h3对WEM电磁响应特征的影响.
2.2.1 不同收发距的电磁响应特征MCSEM等传统的海洋电磁探测方法，只有当收发距在一定的范围内时，海底接收器才能接收到有效反映海底高阻层信息的有用信号(李泽林，2017；兰怀慷等，2019)，且在浅海环境中易受到空气波的干扰影响勘探效果.而WEM采用大功率发射源，可在数千km范围内接收该电磁信号(李帝铨，2010)，弥补了现有海洋电磁法覆盖范围小、且在浅海环境中易受到空气波的干扰的不足.
为考察海域中收发距对WEM波场的影响，对含油气高阻模型(图 4b)，计算了收发距分别为50 km，100 km，200 km，400 km和800 km，赤道模式(equatorial mode)和轴向模式(axial mode)的电场Ex、磁场Hy、视电阻率ρ和相位Phase响应曲线.大功率源位于海面上，观测点位于海底界面，发射电流200 A, 偶极子长度50 km, 发射频率f=2n, n取值从-10到8，间隔0.5，共37个频点.
图 7和图 8分别为轴向模式和赤道模式的电磁响应.轴向模式接收器阵列位置沿X方向，赤道模式接收器阵列位置沿Y方向.对比图 7和图 8可以看出，不同收发距下轴向模式和赤道模式电场分量和磁场分量幅值随频率增大先增加再减小.与陆上观测(李帝铨，2011)不同的是，两种模式电场和磁场在高频端并未出现场值增加现象，这是由于海水层对高频电磁能量的吸收作用，导致高频信号能量减弱.与陆上观测相同的是，收发距较小时，两种模式视电阻率和相位曲线在低频部分出现畸变.收发距为50 km时，轴向模式视电阻率曲线在0.1 Hz处出现尾支翘起，赤道模式视电阻率曲线在0.01 Hz处出现尾支翘起，这种畸变随着收发距的加大而减弱；在收发距为大于100 km时，两种模式尾支翘起频率远小于0.01 Hz.此时，两种模式在视电阻率和相位曲线可明显反映低阻-高阻-低阻的电性结构.
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图 7 轴向模式不同收发距的电磁响应 (a) 电场; (b) 磁场; (c) 视电阻率; (d) 相位. Fig. 7 Frequency response of different offset (axial mode) (a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase. |
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图 8 赤道模式不同收发距的电磁响应 (a) 电场; (b) 磁场; (c) 视电阻率; (d) 相位. Fig. 8 Frequency response of different offset (equatorial mode) (a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase. |
与陆上观测(底青云等, 2008; 李帝铨等，2011)相同，尾支翘起是近场的反映，收发距越远，近场效应出现的频率越低.因此，在收发距较小的近海或湖区开展极低频电磁测深工作时，需要充分考虑近场效应的影响，否则有可能给地质解释带来较大影响，甚至可能得出错误的结论.此外，由于WEM采用大功率固定式发射源, 可在大范围内同时接收赤道模式和轴向模式不同偏移距处电磁响应信号，实现两种模式信息共享，进一步提高观测信号的信噪比.
2.2.2 海水层对模型响应特征的影响为分析海水层对WEM的影响，对含油气高阻模型(图 4b)，改变海水层深度h1，计算了无海水层和海水深度分别为100 m, 200 m, 400 m, 800 m和1600 m时电场分量Ex、磁场分量Hy、视电阻率ρ和相位Phase响应曲线，如图 9所示.大功率源位于海面上，观测点位于海底界面，发射电流200 A, 偶极子长度50 km, 收发距为200 km，发射频率f=2n, n取值从-10到8，间隔0.5，共37个频点.
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图 9 不同海水层深度的电磁响应曲线 (a) 电场; (b) 磁场; (c) 视电阻率; (d) 相位. Fig. 9 Frequency response curves of different sea depths (a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase. |
由图 9a和图 9b可以看出，浅海域(水深小于400 m)海底高阻油气层的电磁响应特征与无海水层高阻油气层的电磁响应的特征基本一致.海水层的存在仅加速了电磁能量的衰减，导致海底信号能量减弱，尤其在高频部分更为明显.但只要电磁波的趋肤深度大于海水层深度，低频电磁信号即可穿过海水层进入海底地层(张建华等, 2001).值得注意的是，海水深度改变时，不同频点的电磁场值衰减的幅度也不同.信号的低频分量衰减较小而高频分量衰减较大.在海水深度固定时，频率越高，计算结果受海水的影响越大.在800 m以深的海水中，频率高于10 Hz的电场与磁场信号已相当微弱.因此，在水深大于800 m环境中进行极低频电磁探测时，所获取到的高于10 Hz的电磁数据可信度较低，在进行地质解释时需注意甄别.
对比图 9c和图 9d中有无海水时视电阻率和相位响应曲线发现，视电阻率和相位曲线高频成分受海水层影响较大，但低频成分影响不大，仍能较好地反映出地下介质电阻率的分层信息，可见明显的低阻-高阻-低阻的电性趋势，对高阻异常体有较好的探测能力.这是由于海水层对高频发射电磁能量的吸收，信号能量减弱，导致视电阻率曲线高频成分受海水层影响较大，且受影响程度与海水深度正相关.海水深度小于400 m范围内，视电阻率和相位曲线变化趋势与无海洋存在时曲线变化趋势一致，能较好地反映出模型的电性分布.随着海水深度的增加，中高频电磁信号衰减严重，在WEM工作频率(0.1~300 Hz)范围内，已不能正确反映出地层的电性结构信息.
通过对不同海水层模型的正演结果知，WEM在研究浅海区域(水深小于400 m)构造以及电性异常体探测等领域能取得良好效果，具有广阔应用前景.
2.2.3 油气层埋深变化对电磁响应特征的影响为认识油气层埋深变化对电磁场响应特征的影响，对含油气高阻模型(图 4b)，改变覆盖层厚度h2，计算了覆盖层厚度分别为10 m, 100 m, 1000 m和2000 m时电场分量Ex、磁场分量Hy、视电阻率ρ和相位Phase响应曲线，如图 10所示.大功率源位于海面上，观测点位于海底界面，发射电流200 A, 偶极子长度50 km, 收发距为200 km，发射频率f=2n, n取值从-10到8，间隔0.5，共37个频点.
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图 10 不同覆盖层厚度的电磁响应曲线 (a) 电场; (b) 磁场; (c) 视电阻率; (d) 相位. Fig. 10 Frequency response curves of different overburden thickness (a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase. |
由图 10可知，上覆盖层厚度(油气层埋深)变化对不同频点的电磁场值的影响不同.频率低于0.01 Hz范围内，上覆盖层厚度的变化对电场分量和磁场分量的幅值没有任何影响，视电阻率曲线反映海底深部电性结构信息.但随着频率增加，电场和磁场分量幅值快速减小，说明上覆盖层的影响与海水层的影响相似，即吸收高频电磁能量，导致信号能量减弱.发射频率在0.01~30 Hz频率范围内，由于海底高阻异常体对电磁波能量的散射作用增强，接收到的电磁波能量增强，电场分量和磁场分量的幅值增大.对比不同覆盖层厚度电磁响应曲线发现，在油气层埋深较浅时(小于100 m)，低频信号在上覆盖层中衰减较弱，视电阻率和相位响应曲线能够观测到明显的高阻异常；但随着油气层埋深增加，信号在上覆盖层中衰减增强，信号能量减弱，曲线异常也随之减小.这一结论与覆盖层厚度对TEM电磁响应特征影响(周建美等, 2016)相一致.在上覆盖层中等厚度(500~1000 m)时，0.1~20 Hz范围依然能够观测到明显异常.频率大于30 Hz时，电场和磁场分量快速衰减可能和海水层对高频信号衰减有关.
2.2.4 油气层厚度变化对电磁响应特征的影响为认识不同油藏厚度的电磁响应特征，对含油气高阻模型(图 4b)，改变油气层厚度h3，计算了不存在油气层和油气层厚度分别为100 m, 500 m, 1000 m和2000 m时，垂直测线x方向的电场响应归一化曲线，如图 11所示.大功率源位于海面上，观测点位于海底界面，发射电流200 A, 偶极子长度50 km, 收发距为200 km，发射频率f=2n, n取值从-10到8，间隔0.5，共37个频点.
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图 11 不同厚度高阻层的电磁响应曲线 (a) 电场; (b) 磁场; (c) 视电阻率; (d) 相位. Fig. 11 Frequency response curves of high resistivity layers with different thickness (a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase. |
由图 11有，频率低于0.01 Hz范围内，电磁信号反映深部电性结构，含油气模型的电场和磁场响应幅值与不含油气模型的电场和磁场响应幅值之比(归一化幅值)接近于1；频率大于30 Hz范围内，电磁信号因高导海水层和上覆盖层衰减作用快速衰减，归一化幅值相同并最终趋近于1.频率在0.01~30 Hz频率范围内，高阻油气层厚度越大，响应曲线异常越明显；随着油气层厚度逐渐减小，响应曲线的异常也逐渐减小.这是由于高阻油气层厚度越薄，对电磁波能量的散射作用越弱，在储层上方电磁接收站接收到的信号越弱.对本文模型，在油气层厚度减小至100 m时，0.1~10 Hz频率范围内电磁响应曲线上依然能够观测到一定的异常幅值.
对比图 11中有无油气藏模型的电磁响应，结合前文正演结果有：WEM可在数百千米收发距下反映浅海区域(水深小于400 m)海底有一定规模(h大于100 m)的高阻油气层，能够有效用于海底高阻油气藏勘探.
3 结论本文将“地-电离层”全空间电磁波传播理论应用到含海水介质的“地-电离层”全空间模型，推导了场点位于海底界面时电磁场的表达式.建立简化海洋地电模型，采用2040点高密度采样滤波系数，实现对含油气高阻模型电磁响应的一维正演计算与分析.
通过对比观测点分别位于陆地和海底两种情况下无异常体模型的电磁响应，检验了场点位于海底界面时电磁场公式推导和程序计算的正确性和可靠性.在此基础上，分析了不同观测方式、收发距、发射频率、海水层厚度、覆盖层厚度以及高阻油层厚度等情况下极低频电磁探测方法对海底高阻油气层的电磁响应.
对于所设计的模型，数值模拟结果表明，WEM可在数百千米收发距下反映浅海区域(水深小于400 m)海底有一定规模的高阻油气层，可适用于海底地电结构探测, 具有广阔应用前景.电场和磁场在不同海底地质环境中的衰减规律不一.海水层的存在加速了电磁能量的衰减，导致海底信号能量减弱，尤其在高频部分更为明显.其中，海水层对电场能量的吸收衰减作用更为强烈，导致海底电场幅值远小于磁场幅值.在油气层埋深较浅时，视电阻率和相位曲线可观测到明显的高阻异常，随着油气层埋深增加，信号衰减，异常逐渐减小；在埋深固定时，油气藏厚度越大，响应曲线的异常也越明显.
由于实际海水介质的覆盖范围以及海底油气藏分布范围是有限的，用无线延伸的水平高阻层模拟海底油气藏的异常特征具有一定的局限性，且WEM场源位于陆地，因此，建立场源位于陆地，测点位于海底的有限范围海底油气藏三维模型进行正演计算，分析海底油气藏电磁响应特征将是下一步研究的重点.
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