2013, Vol. 56
2. 广州海洋地质调查局, 广州 510075;
3. 地下信息探测技术与仪器教育部重点实验室, 北京 100083
, WEI Wen-Bo1,3
, SHENG Yan2, JING Jian-En1,3, HE Shui-Yuan2, LUO Xian-Hu2, SHI Xin-Yu1,3
2. Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510075, China;
3. Key Laboratory of Geo-detection, Ministry of Education, Beijing 100083, China
海底大地电磁探测（MarineMT）起始于20世纪70年代，当时的西方学者力图将陆地MT移植到海洋，并在理论上进行了可行性研讨[1-2].在观测装置的设计方面，Filloux做了初期尝试.他使用现在看来简陋，但当时却是较先进的技术，研发了水下检测电场和磁场的装置，为海洋电磁场的测量做了开拓性的工作[3-4].之后，他和Cox共赴大西洋采集MT数据，并且给出了海洋电磁方法可以解决特殊地学问题的评价[5].随着研究的深入，至80年代，海洋MT仪器已发展到相当规模.1985年，Webb等人撰文[6]，首次系统地介绍了该类仪器的工作原理、技术指标以及测试情况，随后，他们获得了美国专利授权[7].
海洋MT仪器的发展历程并非一帆风顺，其间经历过多次的失败与教训.由于海洋探测风险大、投资高、不测因素多，仪器的故障事件也就不时发生. 1989年，在东太平洋法属Polynesia群岛附近，来自法国Bretagne大学和美国Scripps海洋研究院的地球物理学家使用大地电磁成像方法勘查Tahiti海区的地热源分布.在为期3个月的海底数据采集过程中，参与测量的9套仪器中有3套仪器损坏.其中，2套仪器磁场通道出了问题，1套仪器电场通道出了问题[8].1990年9月至1992年2月，由美国WoodsHole海洋研究院、夏威夷大学海洋系的多位学者组成的研究组，使用11套海底地电仪，在北大西洋26.478°N-26.528°N、72.602°E-76.848°E海区进行了为期近一年半的超低频海底地电场采集，试图通过地电信息了解该海域深部热盐环流的规律.参与测量的仪器工作于水深900m至4958m.遗憾的是，大部分仪器由于电路损坏或电池不足等原因，未能得到真实的地电信号，只有其中四台仪器采集到有价值的数据[9].由此看来，海底电磁探测仪器比陆上同类仪器的故障概率高得多，研发过程的技术难度很大，其可靠性尤其值得关注.
20世纪90年代后，海洋MT从方法到仪器逐渐发展，趋于成熟.主要应用在两大方面，一是地学基础研究，二是海底资源调查.比较著名的例子有MELT计划，它由来自美国、法国、日本等国的科学家共同实施.采用47台大地电磁仪，在水深约4000 m的大洋底面采集数据，对东南太平洋17°N、110°W-116°W的海底构造进行电磁层析成像分析.通过地形校正及电磁数据反演揭示了海底洋中脊的电性成像，从而解答了该海区地幔结构非对称的问题[10].除地学基础研究的成果外，海洋MT在油气勘查中也取得显著效益.在墨西哥湾Gemini海区，MT数据与地震勘探结果联合反演，最终推断出盐丘的底面深度以及储油的构造形态[11].这些例子说明，MT方法在海洋地学探测中可发挥积极作用.当今，海洋MT和海洋可控源电磁（CSEM）一起，被认为是海洋地球物理领域性价比最高的方法之一[12].可以断言，海洋电磁方法的发展前景极为可观.
国内在上述领域的研究尽管起步较晚，但近些年进步明显[13].国家高技术研究发展计划（863计划）从“九五”期间开始，至“十二五”，连续四次资助国内的产学研机构开展海洋MT的理论研究和仪器研发[14]，并取得了长足进步[15].
2 海洋MT数据采集的若干理论要点 2.1 沿海水及层状介质传播的大地电磁场在水平层状介质中，平面波场赫姆霍兹方程的解有如下形式[16]：
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(1) |
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(2) |
式中，
考虑在介质分界面处，电场与磁场水平分量连续，当z=hi（从海平面到第i层介质底界面的深度，i=1，2，…，n-1），
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(3) |
则在第一层（海水）底界面
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(4) |
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(5) |
在第二层底界面
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(6) |
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(7) |
在第n-1层底界面
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(8) |
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(9) |
第n层介质当z→∞时，电磁场分量均趋于零，由（9）式，必有Bn=0，则该式简化为
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(10) |
从（8）式和（10）式，得到An-1与Bn-1的关系，设
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(11) |
由（8）、（10）和（11）式可得
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(12) |
以此类推，第i-1层的比值系数Mi-1与第i层比值系数Mi的递推关系为
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(13) |
对于海水层，则有
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(14) |
在海平面，即z=0处，由（1）、（2）式得到
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(15) |
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(16) |
由第n-1层底界面向上递推，可得到海水层及海底各层介质的电磁场系数An和Bn表达式.代入式（1）和（2）中可计算出海平面以下任意深度的电磁场分量.
2.2 随水深和频率改变的场值衰变规律由上述推导的公式，并针对一般且有代表性的情况，建立图 1的四层地电模型，计算从海平面至4000 m水深条件下不同频点的电场和磁场的衰变曲线.
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图 1 深水环境下的四层地电模型 Fig. 1 Four-layer model in deepwater environment |
对图 2和图 3进行分析.它们有共性，即各频点的场值都随海水的加深而趋于变小，各条曲线呈低通滤波器的特征，说明海水对电磁场有衰减作用.注意到，不同频点的场值随水深改变其衰变的幅度也不同，高频分量衰减较快而低频分量衰减较慢.电场或是磁场当频率高于5Hz时，在1000 m以深的海水中均难以观测到.这给仪器设计者和从事海上数据采集的技术人员予以提示，在深水（大于1000 m）环境中进行大地电磁探测，所获取到的高于5 Hz的电磁数据可信度较低.低频分量在深水环境下则相对容易观测，且频率越低，信号幅度相对越高[17].它们的共性还表现在，不管是电场还是磁场，当频率高于0.5 Hz时，衰变趋势和相对衰减幅值都近乎一样.除了上述的共性以外，它们还有差异性.电场和磁场在低于0.5 Hz以下，各衰减的速度不同.表现为电场衰减较慢，磁场衰减较快.尽管这一点，稍后的分析可以看到，对数据采集的影响程度不大，但这一现象是否会对后续的数据处理带来影响，将另外讨论.
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图 2 水深和频率改变的电场衰变曲线 Fig. 2 Decay curves of electric field with water depths and frequencies |
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图 3 水深和频率改变的磁场衰变曲线 Fig. 3 Decay curves of magnetic field with water depths and frequencies |
上面对电场和磁场分别进行分析.而这里，将两者结合一起讨论，具体做法是将（1）式除以（2）式，计算结果示于图 4
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图 4 电场与磁场的比值曲线 Fig. 4 Ratio curves of electric to magnetic fields versus frequency |
对图 4进行观察，可见电场较磁场幅值小得多.在0.1 Hz以下的低频至超低频段，两者幅值相差约三个数量级.在0.1 Hz以上至10 Hz，两者差别大于两个数量级.这一认识对仪器研制和数据采集有重要指导意义.对仪器研制而言，电场测量灵敏度的指标要求甚高，磁场测量灵敏度的指标可适当放宽.近年来国内的感应式磁场传感器已有明显的技术突破[18]，海底磁场测量问题从技术角度看已不是难题，而微弱的电场信号观测成为海底大地电磁探测的关键技术.对数据采集而言，上述的认识意味着，在海底布置采集仪器时，并不需要每一站位都同时观测五个场分量（Ex、Ey、Ez、Hx、Hy）.尽管上面的讨论中认为磁场比电场衰减速度稍快，但这一因素与磁场比电场高出三个数量级相比，其权重还是偏小.磁场幅值基数大且不受地形影响，临近观测点的场值变化在小区域范围内可认为一致，因而一个站位的磁场分量可视为等同于临近站位的测量结果.在工程应用方面，一台五分量电磁仪的临近区域，只布置三分量的电场（Ex、Ey、Ez）仪，对保证数据质量和降低投资成本，都具有实际意义.
2.4 仪器上浮速度的计算海洋MT仪器在海面投放时，配挂重物锚[19]，由于其重量大，使整套仪器具有负浮力，重力的作用使仪器自由下沉至海底.数据采集完成后，海面向海底发出声学释放命令[20].海底仪器中的声学释放器受令动作，打开栓紧重物锚的机械挂钩，使仪器脱离栓连，具有了正浮力.受仪器中浮球的提升作用，整套仪器从海底徐徐上浮，返回海面.视水深及浮力大小的不同，上浮到达海面的时间相异.选配多大的浮力以及如何确定仪器的上浮速度，是进行仪器设计的重要技术指标.应注意到，浮力值的选取与海洋作业环境关系甚紧.一般认为，浮力值尽可能选取大一些为好.显然，浮力大使得上升速度快，仪器会较快地返回海面.但是选择仪器的浮力过大会带来负面影响，即，所需配挂的重物锚的重量也要加大，这使得整套仪器在海面投放时操作困难.然而浮力过小，仪器又会出现另外的问题.海底的底流多变，方向和速度都不可控.浮力过小意味着上升速度偏慢，导致海流对仪器上浮过程的影响作用增大，很可能造成仪器偏离预定位置，被海流推走，这种情况会造成仪器丢失.
由此看来，应设计合理的仪器浮力和上浮速度.流体力学的观点认为，物体在水下的运动速度，受推力和阻力的共同影响.仪器从海底返回海面的过程中，其推力来自两方面，一是仪器自身的净浮力，二是海水对仪器的曳引力，而阻力与仪器运动速度的平方成正比[21]，根据流体力学和牛顿第二定律，可列出仪器上浮过程的运动方程
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(17) |
式中，Fx为水平方向的曳引力，Fz为净浮力，沿垂直方向；Cd1和Cd2均为曳引系数，与仪器迎水面有关.因其x方向和z方向的形状不同，两个系数有差异，在0.5~1.16之间[22]；ρ为海水密度；S为仪器的迎水面积；Vx为水平方向的曳引速度，Vz为垂直上升速度；t为时间；m为仪器在水下的重量（以65 kg为例予以讨论）.
将（17）式分开为两个分量分别求解，微分方程都有如下的标量形式：
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(18) |
其解为
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当海流速度影响较小，只考虑垂直方向运动情况时，可计算出上浮速度与时间的关系曲线.
图 5所示的曲线表明，仪器刚脱离重物锚时，起初以加速运动上浮，约两秒钟后趋于匀速，不同浮力其上浮速度不同.理论上，上浮速度越快越好.但工程上，则需要结合实际情况，综合考虑.
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图 5 上浮速度与时间的关系曲线 Fig. 5 Upward floating speed curve in relation to time |
整套仪器由九类集成部件组成，如图 6所示，仪器外观示于图 7.其中，浮力部件主要是玻璃浮球，给整套仪器提供上升的浮力.起吊部件为提梁，可承受整套仪器在空气中的重量（包括重物锚）.在安全保护部件中，牺牲阳极为含锌类的金属片，将其附着在承压舱等部件表面，因其化学性能活泼，海水的腐蚀作用先行反应在牺牲阳极上，因而提高仪器的抗腐蚀能力.助力弹簧安装在聚丙烯框架与重物锚之间，为的是防止软质海泥对仪器的吸附.当声学释放器动作，锚链松开，助力弹簧瞬间释放弹力，推动仪器摆脱吸附，顺利上浮.
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图 6 海底大地电磁仪硬件框图 Fig. 6 Hardware block diagram of seafloor MT instrument |
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图 7 海底大地电磁仪 Fig. 7 Photograph showing seafloor MT instrument |
信号检测部件由电场传感器、磁场传感器、方位传感器以及姿态传感器等组成[23].其中电场传感器由Ag|AgCl作电极坯体[24]，经水密接插件和电缆将海底电场信号传送至数据采集密封舱.每套仪器采集三路相互垂直的电场信号，即Ex，Ey，Ez.目前，Ex、Ey两个水平分量的电极距为10 m，垂直分量Ez的电极距为4 m.水平分量的4个电场传感器分别由4根电场测量臂（每根长度5 m）向4个方向伸展，形成x和y轴的测量桥.磁场传感器为感应式传感器，本仪器只测水平分量的磁场.将磁场传感器装入非磁性承压密封舱中，并将其相互正交安装在聚丙烯框架上.承压密封舱为铝合金材料，其中合金部分有弱磁性，对磁场的中高频成分有一定的衰减作用.当磁场传感器装入舱后，需要对其进行标定以弥补所带来的影响[25].
数据采集部件由采集电路、承压密封舱和相关的水密接插电缆等组成.电路同步采集6通道数据.记录三个分量的电场、两个分量的磁场以及辅助信息，后者包括方位、姿态和舱内温度等.五个分量的电磁信号同步进入各采集通道.经低噪声模拟放大、24位A/D转换，数据进入存储单元.在海底，仪器一般连续工作数天，所采集有效信号频段为0.0003~10 Hz，动态范围为120 dB.海底与陆地的环境存在较大区别，主要为动态与静态、不可控与可控，这要求电路的可靠性和稳定性较陆地仪器高.在海底测量阶段，仪器处于不可控状态，采集电路如何具备精确测量和数据的完整性，尤为电路设计者关注.连续多天的数据测量和复杂的海况会造成数据丢失.应对措施是对所有被测数据实施备份，即采用两个盘对同一批数据进行存储，其中一个备份盘的物理空间可以小一些.在备份时，按不同的频段，对高采样率的数据进行抗混叠级联分样，然后再存储[26].
本仪器已获得中国发明专利授权[27].
3.2 仪器技术指标电场观测灵敏度：0.17 nV/m/@0.1~10 Hz；
磁场观测灵敏度：1 pT/@1 Hz；
测量频率范围：0.0003~10 Hz；
串音抑制比：＞80 dB；
Ag/AgCl电极本底噪声：1 nV/@0.1~10 Hz；
最大工作水深：4000 m；
方位测量精度：±1°；
倾角测量精度：0.5°；
温度测量精度：1 ℃.
4 国内首次深水大地电磁数据采集试验2010年8月至9月，搭载“海洋六号”科学考察船（见图 8），在我国南海进行了国内首次深水大地电磁数据采集试验，海试位置如图 9所示.试验区水深3700~4000 m.
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图 8 “海洋六号”科学考察船 Fig. 8 Scientific research ship "Ocean VI" |
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图 9 海试位置图 Fig. 9 Locations of tests in sea |
仪器投放前，在船甲板上进行初始化工作.
利用船后部的A型吊，将仪器从甲板上吊起，随后摆出舷外，释放吊缆.当仪器到达海面时，操作员拉动索控脱钩器，使仪器脱离吊钩并自由下沉.每一台仪器的投放时间约半小时.仪器下沉过程中，甲板上可通过声纳通讯监测整个下沉与触底情况.当确认仪器安全抵达预定海底位置，科考船驶离投放点位，进行其他海上调查作业.与陆地勘查施工情况不同，海洋科考船每个航次安排多项调查任务.船一旦出海，全天24 h轮班作业.大地电磁试验所占用的船时，只占整个航次的其中一小部分.
当海底的数据采集结束，仪器在原地等待.回收时间由科考船的任务统一安排，并视当时当地的海况而定.在本次海试的回收过程中，从声学释放指令发出至仪器从海底返回海面，历时1小时58分.在近4000 m水深的上浮过程中，仪器的垂直上浮速度约为0.57 m/s，这与前面的理论计算结果大体吻合.现场的情况还反映，仪器出水位置与投放点位向西南偏离了约1700 m，说明仪器在上浮过程中，受海流推曳的影响，产生了水平方向的运动.
4.2 试验结果的解释与评价经对本次海试的所有采集数据进行处理，以时间序列曲线和视电阻率曲线作为质量评价依据.
图 10为测量结果的时间序列片段.图上的五条曲线从上往下依次为Ex、Ey、Ez、Hx、Hy，所展示的时间段约为6 min.大地电磁场属于随机信号，被测对象是来自同一场源，因而当场源变大时，曲线幅值增大，反之则小.这种相关性符合大地电磁场的传播规律.本次数据采集结果的信号统计相关性整体大于70%，说明仪器的采集质量较好.当然，与通常陆地采集的信号相关性相比，上述数值偏低，其主要原因可能来自两个方面.其一，海流推曳且数百个大气压的外部环境；其二，海底信号微弱且电极距只有10 m.如何实现海底的采集质量达到与陆地情况基本一致，成为今后仪器优化的目标.
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图 10 南海试验点实测的大地电磁时间序列曲线 Fig. 10 MT time series curves of a test site in the South China Sea |
图 11为本次海试某测点的视电阻率曲线.从图中看出XY和YX两个模式的视电阻率曲线随频率的变化不重合，表明地下介质表现为非一维结构特征.由于该试验点水深较大，海水对大地电磁场的衰减严重.因而，高于5 Hz的信息可信度偏低.图中显示的中高频段的部分视电阻率值低于0.33 Ωm，比海水电阻率还低，显然不太符合真实情况.这说明，利用大地电磁方法探测海底的浅部信息有局限性. 图 11从中频段至低频段信息的可信度较高，其中中频段视电阻率值接近0.5 Ωm，随着频率降低，视电阻率呈缓慢增加趋势，曲线的尾支趋近100 Ωm.整个测量结果反映出仪器在海底工作基本正常，达到设计要求.
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图 11 南海试验点海底大地电磁视电阻率曲线 Fig. 11 MT apparent resistivity curves of a test site at seafloor of the South China Sea |
（1）海水对大地电磁场具有衰减作用，它相当于一组低通滤波器.不同水深情况下，对同一频率，场值衰减的拐点不同，频率越高，拐点趋向浅表方向，反之，则向深部方向偏移.
（2）频率与深度的对应关系在深水大地电磁探测中得到较好的体现.随着频率从高至低，由浅到深的电性信息顺序显示，高频对应浅部，低频对应深部.
（3）海底大地电磁仪的设计遵循电磁传播规律、深水环境的场值以及上浮速度等理论依据.仪器测量电磁场的五个分量（Ex、Ey、Ez、Hx、Hy）以及方位姿态等数据.将海底测取的时间序列信息进行回放与处理，揭示了测量点位以下的岩石电性，为探测深部地质构造提供了实用的技术手段.
（4）大地电磁方法在海洋的应用中还存在着自身难以解决的技术问题.由于海水对高频电磁波的严重衰减，使得浅部的电性信息难以准确获取.因此，该方法对探测天然气水合物和浅层油气构造的效果欠佳.为解决这一问题，需打开电磁方法的另一扇技术大门---可控源电磁探测（CSEM，Controlled Source Electro Magnetic）.目前，我国该项技术的研究已全面启动[28].从浅部至深部，完整精细地获得海底以下介质电磁成像的目标有望在不久实现.
致谢感谢“海洋六号”科学考察船全体工作人员对本课题试验工作的支持.
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