地面移動源頻率域電磁法及其探測效果

萬 偉 王志剛 魯 瑤

(①東華理工大學地球物理與測控技術學院，江西南昌 330013；②東方地球物理公司綜合物化探處，河北涿州 072751)

0 引言

頻率域可控源電磁法(controlled source electromagnetic，CSEM)通過人工發射不同頻率的電磁波探測不同深度的地層，相對天然源電磁法具有更強的抗電磁干擾能力和更高分辨率，在油氣與金屬礦產資源勘查、工程地質勘察等領域發揮了重要作用[1-3]。根據不同的應用場景，頻域CSEM分為地面可控源電磁法與海洋可控源電磁法。地面可控源電磁法通常在地表采用固定的單源，在相對較寬的頻段范圍(10-2～104Hz)內發射數十個不同頻率的電磁波，通過電磁場或視電阻率反演地電結構；海洋可控源電磁法的發射源通常由船拖拽沿測線移動，在相對較窄頻段范圍(10-1～101Hz)內發射數個不同量級頻率的電磁波，接收器由船拖拽或置于海底進行數據采集[4-5]。海洋可控源電磁法采用移動觀測源，可獲得電場振幅隨偏移距變化的觀測資料，當海底存在相對高阻的油氣儲層時，能夠觀測到明顯的電磁異常，目前已廣泛應用于海洋油氣勘探[6-8]。

除海洋可控源電磁法采用移動源觀測方式外，人工源電法如直流電阻率法、激發極化法等[9-11]，也是通過改變源與測點間的幾何關系約束地下空間的電性信息，本質上也是一種移動源的觀測方式。此外，在長偏移距瞬變電磁法(LOTEM)基礎上發展起來的多通道瞬變電磁法[12]，采用陣列式布設，在每個測點上記錄多個偏移距下的時間域響應，通過時間域多次疊加和空間域多次覆蓋提高地下結構探測的縱向分辨率[13]，在油氣藏監測及礦產勘查中得到了成功應用[14-15]。魯瑤等[16]提出了移動源瞬變電磁成像的概念，從空間和時間兩個方面對觀測數據進行多次覆蓋和多次疊加，很好地解決了反演非唯一性的問題。瞬變電磁法通過采用不同偏移距的移動源觀測，明顯提高了對地電結構的分辨力。

對于地面頻域可控源電磁法，可控源音頻大地電磁法(controlled-source audio magnetotlleuric, CSAMT)是最早應用于實際探測的可控源電磁法[17]。該方法主要基于頻率測深原理，在遠區觀測相互正交的水平電場與磁場，依據計算的卡尼亞視電阻率反演地下電性結構。但由于發射功率的限制，在保證接收點信號強度前提下，即使盡可能增加收發距，CSAMT觀測資料中仍同時包含近區場、中間區場和遠區場，理論計算和實際觀測均顯示卡尼亞視電阻率在近區與中間區會產生畸變，很大程度上降低了CSAMT的探測力。為改善CSAMT探測效果，何繼善[18]提出基于單分量定義全區視電阻率，并提出廣域電磁法，可同時利用近區場、中間區場及遠區場的觀測資料，相對于傳統CSAMT觀測系統更靈活，顯著拓寬了地面頻域可控源電磁法的應用范圍。同時，為提高可控源電磁法的探測精度，王志剛等[19]和何展翔等[20-22]綜合時域與頻域電磁法的優點，提出時頻電磁法，該方法廣泛應用于陸地油氣勘探及水力壓裂監測。趙國澤等[23]和卓賢軍等[24]在高電阻率地區建立固定大功率發射臺，利用大功率人工源發射極低頻電磁波增加地面可控源電磁法的探測深度。此外，為解決因直線源極化存在觀測弱區的問題，將發射源由線源變為“L”形源[25]或“十”形源[26]，以拓寬地面可控源電磁法的觀測區域。

目前，各種地面頻域可控源電磁法均只采集單個偏移距的電磁場數據，若要充分利用電磁數據進行頻率測深，需盡可能增加收發距，而采用過大收發距易導致接收信號振幅降低，特別是在人文噪聲干擾嚴重的測區，數據信噪比無法滿足處理解釋的要求；若采用小收發距，觀測資料會過早進入近區場，此時僅依靠單偏移距的觀測資料無法同時約束不同深度的目標[27]。目前地面可控源電磁法的實際應用效果不如海洋可控源電磁法，主要原因是地面可控源電磁觀測更復雜，如地表淺部非目標電性體、不可控人文噪聲及發射源的布設等，這些因素的疊加增加了地面可控源電磁法最終探測效果的不確定性[28]。常規地面可控源電磁法只利用單偏移距的數據，在信噪比與探測深度之間較難平衡，也給實際觀測的發射源位置選擇增加了難度。

針對目前單偏移距地面頻率可控源電磁法存在的上述問題，本文從獲得較高信噪比觀測資料與較大探測深度兩個目的出發，一方面考慮采用小收發距獲得高信噪比觀測資料，另一方面采用多偏移距的移動源觀測，通過充分利用幾何測深與頻率測深達到增加探測深度的目的。為檢驗其探測效果，在前人研究基礎上，首先基于有代表性的一維地電模型，對單偏移距與多偏移距移動源可控源電磁法的探測效果進行系統性對比，然后對贛東北某礦區開展實測數據方法實驗，進一步驗證地面移動源電磁法對于解決實際問題的適用性。

1 地面移動源頻率域電磁法及數據反演

1.1 地面移動源頻率域電磁法觀測系統

地面移動源頻率域電磁法的觀測系統如圖1所示，以沿x軸方向、離測點相對較近且與測點共線的水平接地電偶極源為發射信號，觀測時發射源沿x軸移動，分別在數個不同收發距(偏移距)下激發10-2～103Hz頻段范圍內數十個不同頻率的電磁波，對應在測點采集多頻率、多偏移距的水平電場分量Ex。圖1同時展示了傳統可控源電磁法(如CSAMT)的觀測系統，以沿y軸的水平接地電偶極源發射電磁波，一般情況下源相對較長，如圖中的固定源1，在離發射源相對較遠的地面同時觀測相互正交的水平電場分量Ey和磁場分量Hx，觀測頻率與前述移動源頻率域電磁法的觀測頻率一致。

圖1 固定源與移動源觀測系統示意圖

基于Ey與Hx可計算阻抗視電阻率

(1)

式中：ω=2πf為角頻率，其中f為頻率；μ0為真空磁導率。式(1)利用Ey與Hx的比值計算阻抗視電阻率，具有一定的壓制噪聲作用，但需注意的是，只有電磁場為平面波場或遠場時，才能用式(1)計算ρa。因此CSAMT數據觀測要求發射源距離測區足夠遠，使所有頻率的電磁波盡可能為平面波場。

1.2 地面移動源頻率域電磁法探測的物理基礎

在CSAMT實際數據觀測中，由于發射源功率的限制，并不能使所有觀測頻率下的電場均達到平面波場的條件，大部分接收到的低頻電磁場為非平面波場或近區場，若依據式(1)計算ρa，計算結果會在這些頻段失真。以中間層為低阻的三層電阻率模型(圖2)為例，分別計算不同收發距r時的視電阻率ρa，計算結果見圖2。水平電偶源在層狀電阻率模型中的電磁場可通過半解析方法求得，再依據式(1)可計算ρa。

由圖2可見：當收發距r為無窮大時，頻段10-2～103Hz內接收的電磁場均為平面波場，對應的阻抗視電阻率ρa(圖2中虛線)與模型基本吻合；收發距r為12km時，對應的阻抗視電阻率見圖2中的黑色實線，可見頻率低于30Hz時，ρa畸變明顯，這是因為低頻段(近場)的觀測電磁場不滿足式(1)的計算條件(即平面波場)。針對這個問題，若直接利用場分量進行反演，則無需計算ρa，可避免近場導致ρa畸變的問題。但場分量相對于ρa更易受噪聲干擾，特別是常規可控源電磁法采用大收發距觀測，電磁場振幅相對較小，極易受噪聲干擾，因此縮小收發距可顯著增大觀測點接收的電磁場振幅，提高信噪比。

圖2 三層電阻率模型及不同收發距r時計算的視電阻率

以圖2電阻率模型為例，采用常規可控源電磁法觀測，分別計算不同收發距下各頻率的Ey振幅(圖3)，可見收發距從8km減小至2km，整體上Ey振幅提高了約2個數量級。同時，由于低頻段(近場)電磁場振幅不隨頻率變化，因而低頻段數據不再具有頻率測深功能，雖然縮短收發距顯著提高了電場振幅，但也導致觀測頻段內更多的低頻資料進入近場，如圖3中陰影部分：在低頻段(近場)Ey振幅不隨頻率變化，且隨著收發距減小，低頻段(近場)包含的頻段范圍變寬，意味著更多的低頻數據進入近場，同時能夠被用于頻率測深的數據也相應減少。此時，若僅依靠頻率測深，則有效探測深度將減小，同時無法發揮近場數據的作用。

此外，從圖3還可以看出，近場的電場振幅雖然不隨頻率變化，但對收發距的變化敏感。基于圖2模型，設收發距為2km，分別計算不同中間層電阻率(ρ2=10、100、1000Ω·m)所對應的Ey振幅，結果如圖4所示。由圖可見，近場的Ey振幅對地下電阻率的變化較敏感，即近場的Ey振幅與收發距和地下電阻率有關，與頻率無關。根據近場的這種特性，本文提出在多頻率觀測基礎上，不斷移動場源，利用改變源與接收點間的幾何位置關系，獲得不同收發距、不同頻率的電場響應，通過充分利用幾何測深與頻率測深，理論上將有助于提高地面人工源頻率域電磁法的探測效果。

圖3 圖2模型不同收發距r對應的Ey振幅

圖4 圖2模型不同中間層電阻率下的Ey振幅(r=2km)

1.3 合成數據及反演方法

為系統對比移動源電磁法與傳統可控源電磁法的探測效果，對典型的一維電阻率模型的合成數據進行反演，合成數據共5組，來自不同的發射源、觀測參數和添加的高斯噪聲水平組合(表1)。第1組數據采用CSAMT觀測方式(圖1中固定源1，沿y方向布設)，利用較遠處觀測的Ey和Hx，基于式(1)計算得到ρa，并加載5%的高斯噪聲，得到合成數據；第2組數據的觀測系統與第1組數據相同，區別是對Ey加載了5%高斯噪聲；第3組數據與第1、第2組數據的觀測系統相同，區別是考慮到當收發距較大、觀測環境中噪聲較嚴重的情況，對Ey加載了20%的高斯噪聲；第4組數據采用圖1中固定源2的布設方式(沿x軸方向并與測點共線)，采用相對較小收發距(偏移距)，對Ex加載5%高斯噪聲；第5組數據來源于移動源觀測系統(圖1中移動源)，設計了一系列離測點較近、沿x軸方向并與測點在同一條線上的移動電偶極源，采集Ex，并對Ex加載5%高斯噪聲。這5組數據的觀測頻段均為10-2～103Hz，對數等間隔取40個頻點。后文將對這5組數據的反演結果進行對比分析。

表1 一維CSEM合成數據參數表

對表1的數據組反演，本文均采用Occam反演方法[29-30]，該反演方法基于正則化思想[31]，在擬合模型響應數據和實測數據的同時，采用最平滑模型保證反演算法的穩定性。反演目標函數為

(2)

式中：m=[m1,m2,…,mM]為模型參數向量，M表示向量維度；d=[d1,d2,…,dN]為數據向量，N表示向量維度；μ為正則化因子；F(m)為模型m的正演響應；W表示數據協方差矩陣；?m表示粗糙度矩陣，其定義式有多種方式，這里采用模型的一階粗糙度[30]

(3)

為有效對比不同方法的探測效果，所有觀測數據的反演條件保持一致，除了采用平滑模型約束以外，不添加其他約束條件。同時，所有數據反演采用的初始模型均為電阻率100Ω·m的均勻半空間。在各數據反演迭代過程中，設定迭代停止條件為擬合誤差rms≤1或前后兩次迭代的rms的差值小于1×10-4。

2 理論模型試驗

對地下電性異常體(層)的識別效果是檢驗電磁法探測效果的重要標準之一。通常情況下，傳統地面可控源電磁法主要基于頻率測深，對低阻目標較敏感，但容易受地表低阻覆蓋層的影響。海洋可控源電磁法主要基于幾何測深，受低阻海水層影響相對小，對高阻目標層的識別效果相對較好[32]。因而，借鑒海洋可控源電磁法的工作原理，地面移動源電磁法是否能通過綜合利用幾何測深與頻率測深有效識別低阻和高阻異常目標層呢？針對這個問題，這里考慮覆蓋層和目標層電阻率不同的情況，建立了表2所示的四個一維地電模型：高阻覆蓋層+高阻目標層(模型1)，高阻覆蓋層+低阻目標層(模型2)，低阻覆蓋層+高阻目標層(模型3)，及低阻覆蓋層+低阻目標層(模型4)。這四個模型的基底電阻率均為200Ω·m，地電模型具體參數見圖5中黑色曲線。針對這四個模型，分別討論基于表1中5組數據對目標層的探測能力。

表2 一維層狀電阻率模型參數

2.1 傳統地面可控源電磁數據反演結果

針對上述四個模型，采用傳統地面可控源電磁法觀測方式得到一維合成數據(表1中數據1～數據3)，分別對其進行反演，反演結果見圖5，對應的數據擬合及誤差rms見圖6。

由圖5和圖6可見：當噪聲干擾較小時，電場Ey(數據1)的反演結果明顯優于ρa(數據2)，更接近實際模型，且近場畸變導致ρa在低頻段嚴重失真，致使數據擬合效果不理想；當Ey噪聲干擾嚴重(數據3)時，即使數據能夠較好地擬合，最終的反演結果與實際模型仍存在較大偏差。此外，無論Ey還是ρa的反演結果均表明，與低阻目標層模型的反演結果相比，對高阻目標層的識別效果較差。

2.2 小收發距可控源電磁法數據反演結果

根據前文分析，相對于ρa，利用Ey進行地下電阻率反演的效果雖然有一定改善，但由于采用較大收發距，易導致數據信噪比低，影響探測效果。若采用小收發距，雖可提高信噪比，但是否會降低對目標層的識別力？改變收發距對探測效果有何影響？針對前面四種不同模型，分別開展小收發距可控源電磁法數據反演測試。

考慮到小收發距下沿發射源方向電流密度更高，在觀測時設定發射源沿x軸方向，與接收點共線，即對應表1中的數據4。發射源長度均為0.1km，分別考慮收發距為1.2、2.4、3.6、4.8km的情況。對正演模擬Ex加載5%高斯噪聲得到合成數據(數據4)，模型1～模型4對應的數據4的反演結果見圖7。由圖可見：偏移距為1.2km時，所有模型合成數據的反演結果均不能有效反映目標層及圍巖電性特征；偏移距增加到2.4km時，反演結果有明顯改善；當偏移距增大到3.6km時，所有模型的反演結果均能反映明顯的電阻率異常，但高阻異常與實際高阻目標層深度不符；隨著偏移距進一步增大到4.8km，各模型反演結果與偏移距為3.6km時相比沒有明顯變化，并與大收發距中數據2的反演結果相似。綜合上述結果分析，對于小收發距可控源電磁觀測方式，偏移距的變化對探測結果影響較大，過小的偏移距會嚴重影響探測結果準確性，恰當的偏移距可有效改善反演結果。結合大收發距條件下數據2的反演結果(圖5)可知，若采用單發射源，當偏移距達到一定值后，繼續增加偏移距對探測結果改善效果是有限的。需說明的是，此例小收發距下響應數據與合成數據均擬合較好，對應各組數據反演的rms誤差值均達到1，因篇幅限制，這里未展示數據擬合結果。

圖5 模型1(a)、模型2(b)、模型3(c)、模型4(d)及對應表1中數據1～數據3的反演結果

圖6 對應圖5中模型1(a)、模型2(b)、模型3(c)、模型4(d)分別對數據1(左)、2(中)、3(右)的反演數據及擬合誤差rms

圖7 模型1(a)、模型2(b)、模型3(c)、模型4(d)在不同偏移距下對數據4的反演結果

2.3 移動源電磁觀測數據反演結果

針對移動源電磁觀測系統，分析其探測效果，模擬數據即表1中的數據5。在小收發距條件下觀測，設定發射源長為0.1km，沿x軸方向移動，保持源與測點共線，逐步增大收發距(偏移距)，可獲得不同偏移距的觀測資料。在移動源觀測系統中，根據發射源移動距離、移動次數的不同，可得到不同偏移距組合的觀測資料，對應的探測效果可能存在差異。針對不同偏移距組合情況，這里分別進行討論。

首先，針對模型1～模型4，考慮源移動距離相對較大、源分別移動1次和2次的情況，對應的偏移距組合共3組：組合1，源移動1次，偏移距依次為1.2、3.6km；組合2，源移動1次，偏移距依次為2.4、3.6km；組合3，源移動2次，偏移距依次為1.2、2.4、3.6km。以rms達到1為響應數據與模型數據的擬合標準，這些組合的各模型合成數據反演結果見圖8。由圖可見，組合1～組合3的合成數據反演結果均準確地反映了實際模型的電阻率特征。對比圖8與圖5、圖7，可以看出移動源電磁法的探測效果明顯優于傳統可控源電磁法和小收發距可控源電磁法，尤其是對高阻異常的識別效果有明顯提高。此外，對于本文所討論的四個模型，圖8中組合1～組合3的合成數據反演結果相近，說明當源移動距離相對較大時，源只需移動1次(獲得2個不同偏移距的觀測資料)，便可發揮移動源電磁法準確探測目標的優勢。

其次，當源移動距離相對小時，源移動前、后測點電場振幅的相對變化也較小，若電場振幅的相對變化小到被噪聲掩蓋，此時可視為不同偏移距下觀測的電場振幅一致，理論上與單偏移距觀測的探測效果無區別，這種情況下開展多偏移距移動源電磁法探測就沒有意義。為詳細地討論源移動距離相對較小情況下的探測效果，針對模型1～模型4，分別設計了4種偏移距組合：組合4，偏移距依次為2.40、2.41km；組合5，偏移距依次為2.40、2.42km；組合6，偏移距依次為2.40、2.51km；組合7，偏移距依次為2.40、2.52km。經過計算，組合4與組合5的源移動前后，測點電場振幅的相對變化范圍為1%～3%；組合6與組合7的源移動前后，測點電場振幅的相對變化均略大于10%。對于含5%高斯噪聲的合成數據(數據5)，組合4與組合5的源移動前后，測點電場振幅的相對變化被噪聲掩蓋，而組合6與組合7未被噪聲掩蓋。組合4～組合7的各模型合成數據反演結果見圖9。對比圖8與圖9，可見組合6與組合7的合成數據反演結果與組合1～組合3相近，其效果明顯優于組合4和組合5。這進一步說明，要發揮移動源電磁法探測的優勢，源移動的距離不能過小，需保證源移動前、后測點電場振幅的相對變化不被噪聲掩蓋。在實際觀測中，環境噪聲水平通常是未知的，所以在保證接收點信號強度的前提下，建議源移動距離應盡可能大一些。

圖8 模型1(a)、模型2(b)、模型3(c)、模型4(d)在偏移距組合1～組合3下對數據5的反演結果

圖9 模型1(a)、模型2(b)、模型3(c)、模型4(d)在偏移距組合4～組合7下對數據5的反演結果

2.4 結果分析

結合典型一維模型，比較分析了傳統可控源電磁法及移動源電磁法的探測效果，結果表明傳統可控源電磁法若采用視電阻率進行反演，受近區畸變影響嚴重，探測效果較差；若直接采用場分量進行反演，可在一定程度上降低近區場的影響，但大收發距會降低接收電場分量的信噪比；通過減小收發距可提高資料信噪比，但對高阻目標體的識別不夠準確。利用本文提出的移動源電磁法，對各種地電模型均有較好的探測效果，相對于傳統可控源電磁法，能夠更準確地反映目標層電阻率特征，特別是對高阻目標的探測效果提升明顯。

3 實測數據分析

為驗證移動源電磁法探測效果，本文結合實測數據展開進一步分析。試驗區位于贛東北地區，屬萬載—杭州灣銅金鉛鋅鉭多金屬成礦帶，萬年—德興銅金鉛鋅多金屬成礦亞帶。該地區也是中國主要的有色金屬和貴金屬成礦區，已探明的礦種有銅、鉛鋅、金、銀、鎢等多個礦種，這有利于開展人工源電磁法測量進行電性參數測定，探明深部電性異常特征及空間展布，為鉆探提供物探依據。

試驗區內巖樣的電性測量結果為：砂質千枚巖、凝灰質含碳千枚巖等圍巖的電阻率相對較高，測量的巖樣電阻率值范圍為1550～2160Ω·m；斑巖型銅礦礦體呈低電阻率特征，測量的樣品電阻率值范圍為110～190Ω·m。圍巖與目標礦體(斑巖型銅礦)的電性差異明顯，為電磁勘探奠定了良好的物性基礎。

在工區開展了圖1中所示的固定源和移動源電磁觀測試驗。采用傳統的CSAMT觀測方式，發射源沿y方向布設，長度為1.87km，發射頻率為0.125～1024Hz，對數等間隔共40個頻點；為保證信號強度，采用了較大發射電流10A；測點位于發射源中垂線上，測點離發射源較遠，收發距為10.09km。對兩套數據分別進行反演：一是利用Ey與Hx計算得到ρa，對其進行反演；二是直接采用觀測的Ey進行反演。做為對比，開展了移動源觀測試驗，其中發射源長度為0.2km，沿x軸方向移動且與測點共線，發射源共移動2次，偏移距依次為2.40、2.51、2.61km，發射電流保持2A，發射頻率均為0.02～1024Hz，對數等間隔取35個頻點。對采集的Ex進行反演。針對移動源電磁法，反演數據分別來自兩組偏移距組合方式：組合1為包含3個偏移距(2.40、2.51、2.61km)的Ex觀測資料；組合2為包含2個偏移距(2.40、2.61km)的Ex觀測資料。

傳統可控源電磁法和移動源電磁法共四套實驗數據的反演結果見圖10，對應的數據擬合結果見圖11。可見，采用CSAMT的視電阻率ρa進行反演時，由于視電阻率在低頻段發生畸變，反演電阻率在深部出現嚴重失真，模型響應與觀測數據擬合效果較差；采用CSAMT的Ey直接進行反演，反演電阻率未體現深部(500～1000m)的低阻異常特征。與前兩組反演結果相比，對基于移動源電磁觀測數據進行反演，反演電阻率曲線不僅能反映淺部高阻層的存在，對深部(500～1000m)低阻異常的特征反映得更清楚。

圖10 贛東北地區實測數據電阻率反演結果

圖11 基于圖10中不同數據的反演電阻率模型對應的模擬數據與觀測數據擬合曲線

4 討論與結論

常規地面可控源電磁法均采用單發射源，以頻率測深為主，在觀測數據的信噪比與探測深度之間較難平衡。本文提出在地面采用移動源電磁觀測，通過縮小收發距增加信噪比，同時通過移動發射源以獲得多個偏移距的觀測數據，實現綜合利用幾何測深與頻率測深的優勢增加有效探測深度。結合幾種典型一維地電模型，采用OCCAM反演方法，通過系統對比移動源電磁法與傳統地面可控源電磁法的探測效果發現：對于大收發距的地面可控源電磁法，直接采用場分量反演的探測效果明顯優于阻抗視電阻率反演，但在大收發距情況下，只利用場分量反演結果易受噪聲干擾，并最終影響探測效果，且無論是利用阻抗視電阻率還是場分量反演，均不能解決對高阻異常體不敏感的問題；對于移動源電磁觀測，不同地電模型的反演結果均優于傳統地面可控源電磁法，無論是高阻異常體還是低阻異常體，反演結果與實際地電模型均吻合較好，且采用移動源電磁法觀測可增加有效探測深度。最后，實際實驗數據反演結果表明，地面移動源電磁法探測效果明顯優于常規地面可控源電磁法。

需要說明的是，本文對地面移動源電磁法的探測效果展開了初步分析，提出采用多偏移距的觀測方式，其發射源的布設較靈活，對本文探討的相對簡單的地電模型，采用兩個不同偏移距的發射源即可明顯改善探測效果，但對于復雜的地電模型或探測對象，如何選擇恰當的參數以達到最佳的探測效果，還有待進一步的研究。