淺海域海底極低頻電磁響應特征研究

鄭方華, 底青云*, 高雅, 付長民

1 中國科學院深地資源裝備技術工程實驗室， 中國科學院地質與地球物理研究所， 北京 100029 2 中國科學院頁巖氣與地質工程重點實驗室， 中國科學院地質與地球物理研究所， 北京 100029 3 中國科學院地球科學研究院， 北京 100029 4 中國科學院大學， 地球與行星科學學院， 北京 100049

0 引言

海洋油氣資源的勘探開發已成為地球物理勘探的重點和熱點(朱偉林等, 2016; Xie, 2018; 張寧寧等, 2018； 張強等，2018; Wu, 2020).20世紀70年代以前，海洋地球物理勘探一直以地震勘探為主.然而，地震勘探只能給出地下的構造形態信息，不能有效判別油氣構造含油氣性，僅憑地震資料布置鉆孔，所需成本大、風險高.而電磁探測可有效獲取海底以下巖層的電性參數，更好地反映巖層的性質以及巖層所處的物理狀態(魏文博等, 2001)，直接探測油氣及天然氣水合物等高阻儲層，適用于地震方法不易分辨而電磁方法擁有優勢的區域(何繼善和鮑力知, 1999; 李慧, 2007).由地震勘探發現構造目標，海洋電磁探測進行含油氣性綜合評價，可降低勘探風險、提高勘探成功率，已成為海洋油氣勘探作業中的一種新模式(鄭仁淑, 2005; 何展翔和余剛, 2008).雖然海洋電磁探測不及地震勘探的分辨率，但由于其對高電阻率敏感，固有分辨率比重力和磁場測量等勢場方法要好得多，海洋電磁法已發展成為一種不可忽視的海洋地球物理方法(Constable and Srnka, 2007; Key, 2012).

根據場源的性質劃分，海洋電磁探測方法可分為海底大地電磁法(Marine magnetotellurics, MMT)和海洋可控源電磁法(Marine controlled source electromagnetics, MCSEM)兩大類(Constable, 2006, 2013; Ramananjaona et al., 2011).海洋大地電磁法以天然電磁場為場源，通過海底天然電磁場的分布與變化研究洋底電導率的分布.由于天然場信號不穩定、強度弱、高頻成分缺失，因而存在海底天然電磁場信號能量強度低、對淺部電性結構分辨率低的缺點，主要被用于海底深部巖石圈構造研究(李桐林等, 1998; 劉長勝, 2009).海洋可控源電磁法以洋底附近人工激發的低頻電磁波信號為場源，通過觀測電磁場在海水和海底的傳播探測海底地質構造(Constable, 2006, 2013; Ramananjaona et al., 2011).海洋可控源電磁法又可分為海洋可控源頻率域電磁法和海洋可控源時間域電磁法(Connell and Key, 2013; Goldman et al., 2015).在深海大型電阻目標的勘探中，頻率域電磁法具有更高的分辨率(Constable and Srnka, 2007; Key, 2012; Goldman et al., 2015)，但在淺海環境中易受到空氣波的干擾而限制其對深部電性目標的敏感性(Connell and Key, 2013).對淺水域海底高阻油氣藏探測中，時間域電磁法具有更高的分辨率(周建美等, 2016)，但覆蓋范圍小，且時域數據需要較長的疊加時間才能達到寬頻帶頻域數據的分辨率(Connell and Key, 2013).我國海域資源豐富(Xie, 2018; Wu, 2020)，且大部分淺海區域的海水深度不到300 m(劉長勝, 2009;吳玉玲, 2018)，因此，亟需研究新的電磁法探測技術，解決淺海電磁法存在的問題.

卓賢軍等(卓賢軍和趙國澤, 2004; 卓賢軍等, 2007, 2011; 卓賢軍和陸建勛, 2010)和底青云等(2008, 2009)提出了一種利用陸地大功率發射臺站發射極低頻電磁信號探測深部礦產資源的電磁探測方法.極低頻電磁探測方法(Wireless electromagnetic method, WEM)采用大功率發射源，具有信號強度大，一致性好，覆蓋范圍廣，探測深度大等優點，在陸上資源探測中顯現出較好應用效果(卓賢軍和趙國澤2004; 卓賢軍等, 2007, 2011; 卓賢軍和陸建勛, 2010; 底青云等, 2008, 2009；王然等, 2019; Li et al., 2015, 2016; Qu et al., 2017; Di et al., 2020)，但未見WEM的海區試驗，缺少相關經驗.為測試WEM在海洋油氣資源探測中的適用性，本文建立簡化的海洋地電模型，對含油氣高阻模型的極低頻電磁響應特征展開研究，為選取合適的極低頻海洋油氣資源探測參數提供理論依據，為進一步研究的開展奠定基礎.

1 極低頻電磁探測方法及海區工作方法

極低頻電磁探測方法(WEM)是在天然場大地電磁法(Magnetotellurics，MT)和可控源音頻大地電磁法(Controlled source audio-frequency magnetotellurics, CSAMT)基礎上發展起來的一種新型人工源低頻電磁探測技術(底青云等, 2019, 2020).它通過一個大功率固定式發射臺發射0.1～300 Hz超低頻/極低頻電磁信號來探測地下地質結構(卓賢軍和趙國澤, 2004; 底青云等, 2020).WEM把傳統的“大氣層-巖石層”半空間傳播理論推廣到“地-電離層”全空間電磁波傳播理論(底青云等，2008, 2009; 李帝銓等, 2010; Li et al., 2015, 2016)，因而具有信號衰減慢、傳播距離遠、探測深度大的優點，目前主要應用于陸上深部探礦．將WEM應用于海底地電結構探測及油氣資源勘探，需要把“地-電離層”全空間電磁波傳播理論推廣到包含海水介質的“地-電離層”全空間模型.

WEM通過在電阻率大于4000 Ωm的高阻層地區架設極低頻發射天線，由兩端接地導線向地下注入數百安培編碼電流產生頻率為0.1～300 Hz超低頻/極低頻電磁波(底青云等, 2020).收發距較大時，極低頻電磁波向上傳播到電離層，由電離層底界面反射至地面或海面，在電離層底界面和地面或海面之間來回反射引導前進(圖1).極低頻電磁波在“地-電離層”波導中傳播時具有信號傳播損耗小，傳播距離遠，信號幅度和相位穩定的優點(李帝銓, 2010; 付長民等, 2010)，能從地面或海面向下透射到一定深度的目標體，并能被地下或水下的接收設備接收，見圖1．

利用WEM進行海區作業時，在極低頻電磁信號覆蓋范圍內選擇信噪比大于10 dB(Li et al., 2015)的區域作為勘探區域，并在勘探區域的海底布設若干接收機采集電磁場信號(景建恩等，2016)，見圖1.發射臺發射預定頻率的信號，接收機同步采集該頻率信號經過海底介質反射回來的信號.通過回收海底數據采集站，獲得海底某一點測量的總場數據，并進一步壓制隨機干擾、增強有效信號，獲得多頻點的海底介質的視電阻率和相位曲線，再通過反演得到海底地層的電性結構.

WEM采用大功率源，收發距離可達上千公里，遠大于地電離層高度，電離層的存在會影響電磁信號的傳播(底青云等, 2008; 付長民等, 2010; 李帝銓等, 2010).其次，由于大氣層的存在，遠距離的電磁波場的研究必須考慮空氣層位移電流的影響(李帝銓等, 2010; Li et al., 2015, 2016).對WEM的研究是一個包含電離層、空氣層以及地球介質層的大尺度的全空間問題，底青云等(2009)指出積分方程法可以克服常規的有限差分、有限元等在大尺度全空間的電磁波場的模擬所受到的限制(底青云等，2008).為了發展全空間三維積分方程法，李帝銓(2010)利用電離層-空氣層-固體地球層間的耦合條件，采用R函數法完整推導了“地-電離層”模式水平電偶極源的電磁波場強表達式，獲得了相應的數值格林函數，發展了一維計算程序，便于進一步研究極低頻電磁場在空間的分布特征.

考慮電離層和空氣中位移電流的影響，“地-電離層”全空間地表電磁場的表達式為(李帝銓, 2010)：

(1)

圖1 極低頻電磁波傳播路徑示意圖Fig.1 The propagation paths of EM waves from an artificial transmitter

(2)

將“地-電離層”全空間電磁波傳播理論推廣到含海水介質的“地-電離層”全空間模型時，由于海水層加入后，加劇了和大氣層的電性差異.考慮邊界條件和模型參數的變化，由地表處數值格林函數(李帝銓，2010)出發，利用空氣層與海水層界面謝昆諾夫勢函數連續，推導了海底界面的場強表達式.并采用2040點高密度采樣濾波系數(鄭圣談等，2007；李帝銓等，2011)對包含Bessel無限積分公式進行數值模擬計算，加快核函數收斂.

對海水和海底等無源層介質，位函數滿足齊次波動方程，通解形式為(符號定義同李帝銓,2010)

X=de-uz+ceuz,

(3)

Z=d*e-uz+c*euz,

(4)

定義

Z=V-X′/(λ2),

(5)

由位函數X，X′，Z在邊界連續有：

(6)

在空氣層表面z=0時，位函數X，X′，V,V′的表達式為

(7)

設各層界面處的深度為zj，則在空氣層和海水層分界面z1=0處，由于X，X′，V,V′/k2連續，有：

(8)

解之得海水層位函數的系數：

(9)

則，海底界面位函數表達式：

(10)

同理，可獲得海底第j層頂底界面位函數的表達式.

將海底第一層頂界面位函數代入下式(李帝銓, 2010)：

(11)

整理得場點位于海底界面時電磁場的表達式：

(12)

(13)

式中，

對比式(1)、式(2)、式(12)和式(13)發現：海底中場的表達式比空氣中場的表達式要復雜得多.這是因為電磁信號從地面或海面向下透射到地下介質后，地面或海面觀測只需記錄來自地下介質產生的上行波(Qu et al., 2016)，而海底觀測場既包含海底介質產生的上行波也包含海水界面反射的下行波.

2 數值模擬

李帝銓等(2010)、徐志峰和吳小平(2010)研究表明，在陸地WEM試驗中，當收發距較小時(小于10 km)，電離層和空氣中位移電流的影響可以忽略，‘地-電離層’全空間電磁波傳播公式經過簡化后與CASMT公式(樸化榮, 1990; 何繼善, 1990)相一致.因此，在滿足遠區條件時，可采用卡尼亞視電阻率定義公式(湯井田和何繼善,2005)求解‘地-電離層’模式視電阻率：

(14)

考慮到海水層的吸收衰減作用使得海底觀測的場能量遠小于地表觀測的場能量(張建華等，2001)，導致WEM可利用的電磁場成分為有限帶寬，為全方位探究WEM在海洋環境中電磁響應特征，本文將數值計算頻率范圍由0.1～300 Hz拓展為0.001～300 Hz.

2.1 數值模擬可行性驗證

為驗證公式推導和程序計算的正確性和可靠性，同時便于與陸地上的地電模型正演結果進行對比，參考李帝銓等(2011)關于“地-電離層”模式一維正演模型，以及楊梅霞等(2001)關于海洋大地電磁一維正演模型，設計如圖2所示海洋和陸地地電模型.大功率源位于海面或地表上，坐標系的原點在發射源中心點正下方的海面上，x軸沿發射電極方向，z軸向下為正，向上為負.

李帝銓等(2011)陸上觀測方式和本文海底觀測方式計算沿測線x方向視電阻率隨收發距變化響應曲線，如圖3所示.發射電流200 A，偶極子長度50 km，收發距范圍為10～400 km，頻率為0.1 Hz, 1 Hz, 10 Hz.

對比圖3陸上觀測(實線)和海底觀測結果(虛線)有，在圖2所給定的模型參數下，與陸上觀測方式相同，海底觀測方式視電阻率曲線在近場部分發生畸變，且收發距越遠，畸變出現的頻率越低．與陸上觀測不同的是，發射頻率相同時，海底觀測方式視電阻率曲線出現畸變的范圍更大，當發射頻率為1 Hz時，海底觀測視電阻率曲線在收發距為40 km處發生畸變，而陸上觀測視電阻率曲線在收發距為20 km處發生畸變.造成這種差異的原因可能與海水介質中的低頻電磁場衰減特性有關.當收發距為大于100 km時，兩種觀測方式畸變出現的頻率遠小于0.1 Hz，此時，兩種觀測方式視電阻率值為50 Ωm，反映真實地層的電性結構.

圖2 海洋(a)和陸地(b)一維地電模型Fig.2 1D model of ocean (a) and terrestrial (b)

計算結果證實了接收點位于海底時電磁場公式推導和數值模擬結果是真實可靠的，也證實了WEM在數百千米收發距下探測海底下方電性結構的可行性.

其次，為了評價WEM用于海洋油藏勘探的可行性，本文借鑒Constable和Weiss(2006)經典海洋地電模型，依據南海北部灣海域油藏分布特點(吳玉玲，2018)，建立如圖4所示的海底一維無異常體背景模型和含高阻油氣異常體的層狀地電模型，電離層設為-1層，空氣層為0層，大功率源位于海面上，觀測點位于海底界面，坐標系的原點設置在源的中心點正下方的海面上，x軸沿發射電極方向，z軸向下為正，向上為負.

觀測點位于海底時，沿測線x方向不含油氣高阻異常模型(圖4a)和含油氣高阻異常模型(圖4b)電場分量Ex、磁場分量Hy、視電阻率ρ和相位Phase曲線的響應特征見圖5.發射電流200 A, 偶極子長度50 km, 發射頻率f=2n,n取值從-10到8，間隔0.5，共37個頻點，收發距為200 km.

圖3 視電阻響應隨收發距和頻率變化曲線Fig.3 Curve of apparent resistance variation with offset and frequency

由圖5a和圖5b知，含油氣高阻異常體模型電磁場各分量的幅值均比不含油氣背景地電模型電磁場各分量的幅值大.這是由于海底巖石的孔隙中存在油氣等高阻介質使巖石的電阻率升高，對電磁波能量的散射作用增強，在儲層上方電磁接收站接收到的電磁波能量就較強.相比較于不含油氣等高阻目標體的背景場，視電阻率曲線(圖5c)和相位曲線上(圖5d)可明顯的反映低阻-高阻-低阻的電性趨勢.利用含油氣的高阻目標層與其周圍背景巖層的電阻率差異，通過探測沉積地層的電阻率分布狀況可初步判斷巖石孔隙中是否含有油氣.計算結果證實了WEM探測海底高阻油氣層的可行性.

需要指出的是，由于海水中電磁場能量通過電場產生的傳導電流轉化為熱能，致使電磁場的振幅不斷衰減(卓賢軍和張佳煒, 2011)，海底電場幅值較磁場小得多．據圖6磁場與電場的比值曲線有，在0.01 Hz以下的低頻段，兩者幅值相差約三個數量級，在1 Hz至300 Hz，磁場幅值仍比電場幅值大一至兩個數量級.即海水對電場能量的吸收衰減作用更為強烈，對WEM海底接收儀器設計而言，電場測量靈敏度的指標要求更高.

2.2 模型參數對電磁響應的影響

為考察不同情況下WEM對海底油氣層的電磁響應特性，討論了不同收發距赤道裝置和軸向裝置WEM電磁響應特征，并進一步考察了海水層厚度h1、上覆蓋層厚度h2和油氣藏厚度h3對WEM電磁響應特征的影響.

圖4 一維海洋地電模型(a) 不含油氣儲層層狀模型; (b) 含油氣儲層層狀模型.Fig.4 1D ocean model(a) Background model; (b) Abnormal model.

圖5 軸向模式無異常體模型和有異常體模型電磁響應曲線 (a) 電場; (b) 磁場; (c) 視電阻率; (d) 相位.Fig.5 Frequency response curve of 1D ocean model(a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase.

圖6 磁場與電場的比值曲線Fig.6 Ratio curve of magnetic field to electric field

2.2.1 不同收發距的電磁響應特征

MCSEM等傳統的海洋電磁探測方法，只有當收發距在一定的范圍內時，海底接收器才能接收到有效反映海底高阻層信息的有用信號(李澤林，2017；蘭懷慷等，2019)，且在淺海環境中易受到空氣波的干擾影響勘探效果.而WEM采用大功率發射源，可在數千km范圍內接收該電磁信號(李帝銓，2010)，彌補了現有海洋電磁法覆蓋范圍小、且在淺海環境中易受到空氣波的干擾的不足.

為考察海域中收發距對WEM波場的影響，對含油氣高阻模型(圖4b)，計算了收發距分別為50 km，100 km，200 km，400 km和800 km，赤道模式(equatorial mode) 和軸向模式(axial mode)的電場Ex、磁場Hy、視電阻率ρ和相位Phase響應曲線.大功率源位于海面上，觀測點位于海底界面，發射電流200 A, 偶極子長度50 km,發射頻率f=2n,n取值從-10到8，間隔0.5，共37個頻點.

圖7和圖8分別為軸向模式和赤道模式的電磁響應.軸向模式接收器陣列位置沿X方向，赤道模式接收器陣列位置沿Y方向.對比圖7和圖8可以看出，不同收發距下軸向模式和赤道模式電場分量和磁場分量幅值隨頻率增大先增加再減小.與陸上觀測(李帝銓，2011)不同的是，兩種模式電場和磁場在高頻端并未出現場值增加現象，這是由于海水層對高頻電磁能量的吸收作用，導致高頻信號能量減弱.與陸上觀測相同的是，收發距較小時，兩種模式視電阻率和相位曲線在低頻部分出現畸變．收發距為50 km時，軸向模式視電阻率曲線在0.1 Hz處出現尾支翹起，赤道模式視電阻率曲線在0.01 Hz處出現尾支翹起，這種畸變隨著收發距的加大而減弱；在收發距為大于100 km時，兩種模式尾支翹起頻率遠小于0.01 Hz.此時，兩種模式在視電阻率和相位曲線可明顯反映低阻-高阻-低阻的電性結構.

與陸上觀測(底青云等, 2008; 李帝銓等，2011)相同，尾支翹起是近場的反映，收發距越遠，近場效應出現的頻率越低.因此，在收發距較小的近海或湖區開展極低頻電磁測深工作時，需要充分考慮近場效應的影響，否則有可能給地質解釋帶來較大影響，甚至可能得出錯誤的結論.此外，由于WEM采用大功率固定式發射源, 可在大范圍內同時接收赤道模式和軸向模式不同偏移距處電磁響應信號，實現兩種模式信息共享，進一步提高觀測信號的信噪比.

圖7 軸向模式不同收發距的電磁響應(a) 電場; (b) 磁場; (c) 視電阻率; (d) 相位.Fig.7 Frequency response of different offset (axial mode)(a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase.

圖8 赤道模式不同收發距的電磁響應(a) 電場; (b) 磁場; (c) 視電阻率; (d) 相位.Fig.8 Frequency response of different offset (equatorial mode)(a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase.

2.2.2 海水層對模型響應特征的影響

為分析海水層對WEM的影響，對含油氣高阻模型(圖4b)，改變海水層深度h1，計算了無海水層和海水深度分別為100 m, 200 m, 400 m, 800 m和1600 m時電場分量Ex、磁場分量Hy、視電阻率ρ和相位Phase響應曲線，如圖9所示.大功率源位于海面上，觀測點位于海底界面，發射電流200 A, 偶極子長度50 km, 收發距為200 km，發射頻率f=2n,n取值從-10到8，間隔0.5，共37個頻點.

由圖9a和圖9b可以看出，淺海域(水深小于400 m)海底高阻油氣層的電磁響應特征與無海水層高阻油氣層的電磁響應的特征基本一致.海水層的存在僅加速了電磁能量的衰減，導致海底信號能量減弱，尤其在高頻部分更為明顯.但只要電磁波的趨膚深度大于海水層深度，低頻電磁信號即可穿過海水層進入海底地層(張建華等, 2001).值得注意的是，海水深度改變時，不同頻點的電磁場值衰減的幅度也不同.信號的低頻分量衰減較小而高頻分量衰減較大.在海水深度固定時，頻率越高，計算結果受海水的影響越大.在800 m以深的海水中，頻率高于10 Hz的電場與磁場信號已相當微弱.因此，在水深大于800 m環境中進行極低頻電磁探測時，所獲取到的高于10 Hz的電磁數據可信度較低，在進行地質解釋時需注意甄別.

對比圖9c和圖9d中有無海水時視電阻率和相位響應曲線發現，視電阻率和相位曲線高頻成分受海水層影響較大，但低頻成分影響不大，仍能較好地反映出地下介質電阻率的分層信息，可見明顯的低阻-高阻-低阻的電性趨勢，對高阻異常體有較好的探測能力.這是由于海水層對高頻發射電磁能量的吸收，信號能量減弱，導致視電阻率曲線高頻成分受海水層影響較大，且受影響程度與海水深度正相關.海水深度小于400 m范圍內，視電阻率和相位曲線變化趨勢與無海洋存在時曲線變化趨勢一致，能較好地反映出模型的電性分布.隨著海水深度的增加，中高頻電磁信號衰減嚴重，在WEM工作頻率(0.1～300 Hz)范圍內，已不能正確反映出地層的電性結構信息.

通過對不同海水層模型的正演結果知，WEM在研究淺海區域(水深小于400 m)構造以及電性異常體探測等領域能取得良好效果，具有廣闊應用前景.

2.2.3 油氣層埋深變化對電磁響應特征的影響

為認識油氣層埋深變化對電磁場響應特征的影響，對含油氣高阻模型(圖4b)，改變覆蓋層厚度h2，計算了覆蓋層厚度分別為10 m, 100 m, 1000 m和2000 m時電場分量Ex、磁場分量Hy、視電阻率ρ和相位Phase響應曲線，如圖10所示.大功率源位于海面上，觀測點位于海底界面，發射電流200 A, 偶極子長度50 km, 收發距為200 km，發射頻率f=2n,n取值從-10到8，間隔0.5，共37個頻點.

圖9 不同海水層深度的電磁響應曲線(a) 電場; (b) 磁場; (c) 視電阻率; (d) 相位.Fig.9 Frequency response curves of different sea depths(a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase.

由圖10可知，上覆蓋層厚度(油氣層埋深)變化對不同頻點的電磁場值的影響不同.頻率低于0.01 Hz范圍內，上覆蓋層厚度的變化對電場分量和磁場分量的幅值沒有任何影響，視電阻率曲線反映海底深部電性結構信息.但隨著頻率增加，電場和磁場分量幅值快速減小，說明上覆蓋層的影響與海水層的影響相似，即吸收高頻電磁能量，導致信號能量減弱.發射頻率在0.01～30 Hz頻率范圍內，由于海底高阻異常體對電磁波能量的散射作用增強，接收到的電磁波能量增強，電場分量和磁場分量的幅值增大.對比不同覆蓋層厚度電磁響應曲線發現，在油氣層埋深較淺時(小于100 m)，低頻信號在上覆蓋層中衰減較弱，視電阻率和相位響應曲線能夠觀測到明顯的高阻異常；但隨著油氣層埋深增加，信號在上覆蓋層中衰減增強，信號能量減弱，曲線異常也隨之減小.這一結論與覆蓋層厚度對TEM電磁響應特征影響(周建美等, 2016)相一致.在上覆蓋層中等厚度(500～1000 m)時，0.1～20 Hz范圍依然能夠觀測到明顯異常.頻率大于30 Hz時，電場和磁場分量快速衰減可能和海水層對高頻信號衰減有關.

2.2.4 油氣層厚度變化對電磁響應特征的影響

為認識不同油藏厚度的電磁響應特征，對含油氣高阻模型(圖4b)，改變油氣層厚度h3，計算了不存在油氣層和油氣層厚度分別為100 m, 500 m, 1000 m和2000 m時，垂直測線x方向的電場響應歸一化曲線，如圖11所示.大功率源位于海面上，觀測點位于海底界面，發射電流200 A, 偶極子長度50 km, 收發距為200 km，發射頻率f=2n,n取值從-10到8，間隔0.5，共37個頻點.

由圖11有，頻率低于0.01 Hz范圍內，電磁信號反映深部電性結構，含油氣模型的電場和磁場響應幅值與不含油氣模型的電場和磁場響應幅值之比(歸一化幅值)接近于1；頻率大于30 Hz范圍內，電磁信號因高導海水層和上覆蓋層衰減作用快速衰減，歸一化幅值相同并最終趨近于1.頻率在0.01～30 Hz頻率范圍內，高阻油氣層厚度越大，響應曲線異常越明顯；隨著油氣層厚度逐漸減小，響應曲線的異常也逐漸減小.這是由于高阻油氣層厚度越薄，對電磁波能量的散射作用越弱，在儲層上方電磁接收站接收到的信號越弱.對本文模型，在油氣層厚度減小至100 m時，0.1～10 Hz頻率范圍內電磁響應曲線上依然能夠觀測到一定的異常幅值.

圖10 不同覆蓋層厚度的電磁響應曲線(a) 電場; (b) 磁場; (c) 視電阻率; (d) 相位.Fig.10 Frequency response curves of different overburden thickness(a) Electric field; (b) Magnetic field; (c) Resistivity; (d) Phase.

圖11 不同厚度高阻層的電磁響應曲線(a) 電場; (b) 磁場; (c) 視電阻率; (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.

對比圖11中有無油氣藏模型的電磁響應，結合前文正演結果有：WEM可在數百千米收發距下反映淺海區域(水深小于400 m)海底有一定規模(h大于100 m)的高阻油氣層，能夠有效用于海底高阻油氣藏勘探.

3 結論

本文將“地-電離層”全空間電磁波傳播理論應用到含海水介質的“地-電離層”全空間模型，推導了場點位于海底界面時電磁場的表達式.建立簡化海洋地電模型，采用2040點高密度采樣濾波系數，實現對含油氣高阻模型電磁響應的一維正演計算與分析.

通過對比觀測點分別位于陸地和海底兩種情況下無異常體模型的電磁響應，檢驗了場點位于海底界面時電磁場公式推導和程序計算的正確性和可靠性.在此基礎上，分析了不同觀測方式、收發距、發射頻率、海水層厚度、覆蓋層厚度以及高阻油層厚度等情況下極低頻電磁探測方法對海底高阻油氣層的電磁響應.

對于所設計的模型，數值模擬結果表明，WEM 可在數百千米收發距下反映淺海區域(水深小于400 m)海底有一定規模的高阻油氣層，可適用于海底地電結構探測, 具有廣闊應用前景.電場和磁場在不同海底地質環境中的衰減規律不一.海水層的存在加速了電磁能量的衰減，導致海底信號能量減弱，尤其在高頻部分更為明顯.其中，海水層對電場能量的吸收衰減作用更為強烈，導致海底電場幅值遠小于磁場幅值.在油氣層埋深較淺時，視電阻率和相位曲線可觀測到明顯的高阻異常，隨著油氣層埋深增加，信號衰減，異常逐漸減小；在埋深固定時，油氣藏厚度越大，響應曲線的異常也越明顯.

由于實際海水介質的覆蓋范圍以及海底油氣藏分布范圍是有限的，用無線延伸的水平高阻層模擬海底油氣藏的異常特征具有一定的局限性，且WEM場源位于陸地，因此，建立場源位于陸地，測點位于海底的有限范圍海底油氣藏三維模型進行正演計算，分析海底油氣藏電磁響應特征將是下一步研究的重點.