趙 越 許 楓 李 貅 劉金鵬

(①中國科學(xué)院聲學(xué)研究所,北京 100091； ②長安大學(xué)地質(zhì)工程與測繪學(xué)院,陜西西安 710054)

中心回線海底三維瞬變電磁響應(yīng)規(guī)律分析

趙 越*①許 楓①李 貅②劉金鵬②

(①中國科學(xué)院聲學(xué)研究所,北京 100091； ②長安大學(xué)地質(zhì)工程與測繪學(xué)院,陜西西安 710054)

趙越，許楓，李貅，劉金鵬.中心回線海底三維瞬變電磁響應(yīng)規(guī)律分析.石油地球物理勘探，2017,52(5):1093-1102.

首先分析了中心回線裝置在海底環(huán)境中的瞬變響應(yīng)特征與規(guī)律，探討了海水深度、裝置尺寸及海底電性對于瞬變響應(yīng)和分辨能力的影響；然后采用矢量有限元法對全空間三維海洋地電模型進(jìn)行正演，通過與數(shù)值濾波解對比驗證了算法的正確性；最后依據(jù)深海與淺海探測目標(biāo)的不同分別設(shè)計模型，采用三維矢量有限元法對深海熱液硫化物礦體模型與淺海小型目標(biāo)體模型進(jìn)行了正演計算，正演結(jié)果異常明顯、邊界清晰，通過總結(jié)并分析計算結(jié)果，得出了有價值的認(rèn)識。研究成果進(jìn)一步驗證了中心回線瞬變電磁裝置在海底環(huán)境的探測能力，為勘探的最優(yōu)化設(shè)計和資料處理解釋提供了有價值的理論依據(jù)。

海底探測 瞬變電磁 中心回線 矢量有限元法 三維正演

1 概況

隨著國民經(jīng)濟(jì)的快速發(fā)展，國家對金屬礦、油氣等多種戰(zhàn)略性資源的需求逐漸增大，而陸地資源日益短缺，因此人們逐漸將目光轉(zhuǎn)向海洋，海底資源開發(fā)與海洋工程環(huán)境勘查顯得愈發(fā)重要[1]。海洋電磁法作為一種有效的海洋探測方法，最早興起于人們對于海上油氣資源的開發(fā)需求，隨著全球經(jīng)濟(jì)的發(fā)展及科技的不斷進(jìn)步，其應(yīng)用領(lǐng)域已從最初的油氣資源勘探逐漸拓展到工程、環(huán)境等多領(lǐng)域[2]。相對于目前發(fā)展較為成熟的頻率域可控源電磁法(CSEM)[3-5]，海洋瞬變電磁法(TEM)發(fā)展相對較晚[6-8]，但因該方法對良導(dǎo)體具有較高的分辨率、在淺海區(qū)不易受空氣波的干擾[9-12]等優(yōu)點，在淺海工程勘查[13-15](輸油管線、通訊電纜探測等)及深海金屬礦資源勘探[16-21](熱液硫化礦物、多金屬結(jié)殼等)中有著廣闊的應(yīng)用前景。中心回線裝置是陸地及航空TEM常用的測量裝置，將其應(yīng)用于海洋TEM探測也具有獨特的優(yōu)勢： ①該裝置體積效應(yīng)小，與地下異常體耦合最佳，且發(fā)射與接收系統(tǒng)可以組合在一起，不僅減小了設(shè)備體積，而且操作簡單，便于海上收放； ②該裝置可以在海水中進(jìn)行拖曳式測量，實現(xiàn)連續(xù)、快速的掃面觀測，大大提高了施工效率[16](圖1)。

圖1 海底回線源工作裝置示意圖[16]

海洋電磁探測的最優(yōu)化設(shè)計和資料處理解釋過程均會涉及到大量的三維正演計算，這是研究瞬變電磁場響應(yīng)規(guī)律最有效的途徑之一。三維勘探是海洋電磁法的發(fā)展方向，研究高效、準(zhǔn)確的三維正演算法不僅能夠服務(wù)于電磁勘探的最優(yōu)化設(shè)計與資料解釋，而且能夠有效提高海洋電磁法三維反演及成像解釋水平，對于推動海洋電磁法的不斷發(fā)展具有重要意義。

近年來，隨著海洋電磁理論研究的深入與計算機(jī)技術(shù)的進(jìn)步，海洋電磁三維正演技術(shù)逐步發(fā)展。Maa?[22]采用時域有限差分(FDTD)法實現(xiàn)了簡單海洋三維模型的正演模擬，為了進(jìn)一步提高計算效率，其基于數(shù)學(xué)變換對時間步長進(jìn)行優(yōu)化，計算速度得到顯著提高；Singer[23]利用積分方程法及時頻轉(zhuǎn)換方法實現(xiàn)了海洋瞬變電磁法的三維數(shù)值模擬；Mulder等[24]采用基于多重網(wǎng)格的有限體積法實現(xiàn)了海洋瞬變電磁法的三維正演模擬；Marinenko等[25]分別采用結(jié)構(gòu)化與非結(jié)構(gòu)化的剖分策略，通過矢量有限元法實現(xiàn)了淺海頻率域電磁場的三維正演計算，為了確保數(shù)值計算的精度，不同的剖分策略分別采用了一階和二階的矢量基函數(shù)；Um等[26,27]利用基于四面體網(wǎng)格剖分的矢量有限元法實現(xiàn)了海洋可控源電磁法時間域三維電磁場的模擬，并將該方法推廣到多發(fā)射源的情況；Zaslavsky等[28]采用Krylov子空間數(shù)值算法中的Lorenz分解算法(SLDM)模擬了海洋時間域電磁響應(yīng)；楊軍等[29]等利用非結(jié)構(gòu)化矢量有限單元法對海洋可控源三維電磁響應(yīng)進(jìn)行了正演響應(yīng)計算。

目前，海洋電磁法三維數(shù)值模擬仍以頻率域可控源電磁法(CSEM)為主，對于海洋TEM，特別是回線源裝置的海洋TEM的三維數(shù)值模擬相對較少。然而實際海底地質(zhì)模型是全空間條件下的三維模型，利用三維正演模擬技術(shù)計算回線源裝置條件下海底TEM的響應(yīng)十分必要。本文首先基于海底瞬變電磁法探測的基本理論，采用三維矢量有限單元法實現(xiàn)海底全空間條件下回線源TEM的三維正演，然后分析多種參數(shù)變化對中心回線TEM響應(yīng)的影響，最后建立典型的淺海及深海三維地電模型，應(yīng)用矢量有限元法計算瞬變電磁響應(yīng)，并總結(jié)其特征與規(guī)律。

2 正演理論

2.1 一維正演理論

建立海洋水平各向同性層狀介質(zhì)模型(圖2)，自上而下編號分別為-1、0、1、…、n，令編號-1層為空氣層，海水為第0層，電導(dǎo)率自上而下分別是σ-1、σ0、σ1、…、σn，從海水層開始向下各層對應(yīng)的厚度分別為d0、d1、…、dn-1。將半徑為a的圓形回線置于海水中，建立z軸垂直向下為正方向的柱坐標(biāo)系，電流環(huán)中心坐標(biāo)為(0,0,-h)，回線內(nèi)通以電流I0。

圖2 海底地質(zhì)模型示意圖

回線源在海水中產(chǎn)生的電磁場滿足Maxwell方程組，為求解方便引入矢量勢F、A進(jìn)行求解。在含源的均勻介質(zhì)內(nèi)，矢量勢滿足非齊次Helmholtz方程

(1)

(2)

式(2)可以分解為由海水和海底引起的響應(yīng)及海水—空氣界面所引起的響應(yīng)，由趨膚公式[30]及前人[13]計算結(jié)果可知，對于海水深度數(shù)千米的情況，空氣層的影響可忽略不計，將海水看作是均勻半空間模型，因此深海情況下磁場垂直分量響應(yīng)為

(3)

本文采用Guptasarma等[31]提出的改進(jìn)線性數(shù)字濾波方法求取漢克爾型積分問題，并采用其給出的濾波系數(shù)計算式(2)和式(3)中的漢克爾積分。采用正、余弦變換方法將頻率域響應(yīng)轉(zhuǎn)換到時間域(式4)，采用160點正余弦濾波系數(shù)[32]，采樣間隔為ln10/10，采樣范圍為[-59,100]，具有16位有效數(shù)字。

(4)

式中H表示磁場強度。

2.2 三維矢量有限元法正演原理

海底地質(zhì)條件復(fù)雜多變，是三維的全空間環(huán)境，因此為了進(jìn)一步有效模擬復(fù)雜的海洋地質(zhì)模型，研究其響應(yīng)特征與分布規(guī)律，必須采用三維模型對其進(jìn)行模擬。有限元法的網(wǎng)格剖分自由，對于復(fù)雜的地電模型及地形起伏的模擬程度較高，近年來應(yīng)用較為廣泛。

有限元法分為節(jié)點有限元法(Node-based Finite Element Method)和矢量有限元法(Vector Finite Element Method)。后者將自由度賦存在棱邊，因此也稱為棱邊有限單元法(Edge-based Finite Element Method)。與節(jié)點有限元法相比，矢量有限元法解決了電磁場法向分量不連續(xù)的問題，且待求參數(shù)個數(shù)少、求解效率高。因此本文采用矢量有限單元法對海洋回線源TEM三維模型響應(yīng)進(jìn)行模擬。

2.2.1 控制方程與邊界條件

Maxwell方程組描述了電磁場最基本的規(guī)律，依據(jù)Maxwell方程組，取時諧因子為e-iω t，那么頻率域電場與磁場的總場控制方程為

(5)

式中：E表示電場強度；Js表示外加電流源項。

由于電磁場的分布在發(fā)射源附近會發(fā)生劇烈的變化，為了進(jìn)一步避免奇異性，采用異常場法對源進(jìn)行加載，將總場分解為地下不均勻體產(chǎn)生的異常場(Ea)與線源在全空間產(chǎn)生的背景場(Eb)之和，即E=Ea+Eb。由于異常場泛函不包括電流項，并且僅占總場的很小一部分，因而能保證較高計算精度。海水具有高電導(dǎo)率特性，需要考慮海水層內(nèi)電磁場的擴(kuò)散，因此將回線源在全空間條件下產(chǎn)生的電場值作為背景場進(jìn)行計算。這樣的處理方式不僅保證了計算精度，同時對于網(wǎng)格剖分要求較低。依據(jù)Maxwell方程組進(jìn)一步得到

(6)

通過上式可以進(jìn)一步得到關(guān)于異常場的微分控制方程

(7)

為了求解電磁場，必須確定計算區(qū)域的邊界條件。由于電磁場在導(dǎo)電介質(zhì)中不斷衰減，本文采用Dirichlet邊界條件：Ea|Γ=0，其中Γ為無窮遠(yuǎn)邊界，即只要計算區(qū)域足夠大，則可認(rèn)為電場異常場在邊界處的影響可以忽略不計。介質(zhì)內(nèi)部分界面處滿足：n×(E1-E2)=0，其中n為介質(zhì)分界面的法向量，方向由介質(zhì)2指向介質(zhì)1。

2.2.2 單元分析

依據(jù)加權(quán)余量法，得到電場控制方程相應(yīng)的余量

(8)

采用Galerkin法對全區(qū)域V進(jìn)行積分，得到有限元正演的變分方程

(9)

式中f為矢量基函數(shù)。將全區(qū)域劃分為單元e的積分之和，進(jìn)一步改寫方程為

AeEe=be

(10)

2.2.3 控制方程的求解

對所有剖分網(wǎng)格進(jìn)行單元分析之后，形成大型線性稀疏方程組，對于此類方程組的求解一般分為直接法和迭代法兩種方式。迭代法計算速度快，內(nèi)存占用量小，但是由于中心回線源探測方式多采用拖曳方式，移動平臺具有多源性，迭代法需要對每個源進(jìn)行單獨正演，計算時間大大增加，因此，本文采取直接法進(jìn)行求解。MKL庫中的并行求解器PARDISO是一款功能強大的求解器，具有穩(wěn)定、高效、易于使用等優(yōu)點。因此本文采用PARDISO對方程組進(jìn)行求解，為適用其調(diào)用格式，采用CSR存儲格式，只存儲系數(shù)矩陣上三角非零元素，以減小內(nèi)存，提高計算效率。

網(wǎng)格剖分的策略將直接影響三維正演模擬的計算效率和計算精度，為了進(jìn)一步滿足計算效率與計算精度的需要，選取Yee氏網(wǎng)格進(jìn)行剖分并采取交錯網(wǎng)格的剖分方案，在目標(biāo)計算區(qū)域采取均勻剖分，在非目標(biāo)計算區(qū)域和邊界區(qū)域采取非均勻網(wǎng)格剖分，適當(dāng)增大網(wǎng)格，由此在進(jìn)一步減小網(wǎng)格數(shù)目的同時保證剖分區(qū)域足夠大、且不影響計算精度。

2.2.4 頻率—時間域轉(zhuǎn)換

瞬變電磁場是時間域電磁場，因此上文中求得的頻率域響應(yīng)還應(yīng)轉(zhuǎn)換到時間域。采用余弦變換方法可得垂直階躍條件下的時間域響應(yīng)

(11)

3 算法驗證及模型分析

3.1 算法驗證

為了進(jìn)一步驗證本文數(shù)值濾波算法的準(zhǔn)確性，將本文數(shù)值濾波計算結(jié)果與劉長勝等[34]的計算結(jié)果進(jìn)行對比。模型A(圖3)參數(shù)如下：假設(shè)海底沉積層為均勻半空間，電導(dǎo)率σ1=1S/m；海水電導(dǎo)率σ0=3S/m；發(fā)射線框半徑為2m，發(fā)射電流為1A，發(fā)射回線(TX)布置于海底平面；接收點坐標(biāo)為(0,0,0)，接收面積為1m2；海水深度為d0。計算結(jié)果如圖4所示，可知不論是深海還是淺海，本文結(jié)果與劉長勝計算結(jié)果吻合較好，平均相對誤差均在4%以內(nèi)。

將三維矢量有限元計算結(jié)果與一維數(shù)值濾波解進(jìn)行對比(圖5)，結(jié)果表明三維矢量有限元正演結(jié)果與數(shù)值濾波解吻合，最大相對誤差不超過6%，并且整體平均相對誤差均在3%以內(nèi)，說明三維正演計算結(jié)果正確。

圖3 模型A示意圖

圖4 不同水深情況一維模型計算結(jié)果對比圖

圖5 不同水深情況一維/三維程序計算結(jié)果對比

3.2 不同參數(shù)變化的影響

為了進(jìn)一步考察中心回線裝置在海底的瞬變響應(yīng)特征與變化規(guī)律，以模型A為例，分別研究海水深度、裝置尺寸、海底沉積層電性等因素對瞬變響應(yīng)的影響。

首先，研究海水深度對中心回線裝置的影響(圖6)。

圖6a表明海水深度變化主要影響曲線形態(tài)的晚期，隨著海水深度的不斷增加，曲線晚期幅值逐漸增大，當(dāng)海水深度增加到500m時，曲線形態(tài)基本不變，且與海水為均勻半空間情況的響應(yīng)一致，由此可以說明當(dāng)海水深度足夠大時，可以將海水等效為均勻半空間模型。

圖6b為海底沉積層不同電性條件下的瞬變電磁響應(yīng)曲線，結(jié)果顯示瞬變電磁的感應(yīng)電動勢對于高導(dǎo)沉積層反映明顯，曲線變化與陸地變化相似；但是當(dāng)沉積層電導(dǎo)率低于1S/m時，沉積層電性的變化對于瞬變響應(yīng)的影響很小，曲線幾乎不發(fā)生變化，由此說明受到海水的影響，中心回線瞬變響應(yīng)對于低電導(dǎo)率的海底介質(zhì)分辨率低，因此該方法并不適用于類似于油氣等高阻異常體的探測。

圖6c為深海條件下裝置尺寸對瞬變電磁響應(yīng)的影響。假設(shè)發(fā)射框半徑在2～50m的范圍內(nèi)變化。為了對比方便，將觀測到的衰減電壓進(jìn)行歸一化，圖中結(jié)果顯示發(fā)射尺寸的變化主要影響瞬變響應(yīng)的早期特征：發(fā)射半徑越大，響應(yīng)早期幅值顯著降低并且出現(xiàn)負(fù)值，增加解釋難度；不同發(fā)射尺寸的晚期響應(yīng)曲線趨于一致。因此，綜合考慮海底觀測裝置的便利性和后期解釋的簡便性，海底回線裝置尺寸不宜過大。

圖6 模型A不同參數(shù)時的海洋瞬變電磁響應(yīng)曲線對比

4 三維模型算例分析

對于海洋瞬變電磁探測，根據(jù)不同水深情況及資源分布，淺海與深海的探測目標(biāo)各有側(cè)重。淺海探測目標(biāo)主要是工程勘查及小目標(biāo)探測； 海底熱液硫化物及多金屬結(jié)殼大多分布于上千米深度的海底，因此這些資源是深海探測的主要目標(biāo)。以下分別建立典型淺海和深海三維地質(zhì)模型，通過矢量有限元法的正演模擬，進(jìn)一步分析中心回線瞬變電磁裝置的探測能力及其電磁響應(yīng)規(guī)律。

4.1 淺海地質(zhì)模型

中心回線淺海瞬變電磁探測系統(tǒng)是為了實現(xiàn)連續(xù)拖曳式淺海海底探測而設(shè)計的，為了滿足拖曳條件，要求裝置輕型化、小型化。因此，建立如圖7a所示的淺海地電模型，據(jù)上文結(jié)果可知發(fā)射線框不宜過大，因此選取邊長為3m的方形回線作為發(fā)射源，中心點接收，發(fā)射電流為100A； 海水深度為10m，電導(dǎo)率為3S/m； 沉積層電導(dǎo)率為1S/m； 水下設(shè)計一個低阻異常體，其尺寸為2m×2m×1m，埋深為2m，電導(dǎo)率為50000S/m； 網(wǎng)格數(shù)為63×63×65，采用交錯網(wǎng)格剖分策略，最小網(wǎng)格尺寸為0.5m×0.5m×0.5m； 測線長9m，測點均勻布置，共7個測點。

圖7 淺海小型目標(biāo)體電性結(jié)構(gòu)模型示意圖

由于海底地形及覆蓋層的影響，實際觀測并不是在海底表面進(jìn)行的，而是距離海底保持一定的拖曳高度，由于海水深度的影響，不同的拖曳高度會對觀測結(jié)果造成不同的影響。為了研究拖曳高度對瞬變響應(yīng)的影響情況，以圖7a模型為例，采用不同的拖曳高度正演結(jié)果如圖8、圖9所示。

圖8、圖9分別為拖曳高度離海底表面h=2m、h=1m時的TEM響應(yīng)多測道曲線圖(選取部分時間道)與全域視電阻率斷面圖[35]。多測道曲線圖中時間道早期曲線平緩，對應(yīng)淺海背景場響應(yīng)，隨著時間的推移曲線逐漸上凸，對應(yīng)于低阻小目標(biāo)體。視電阻率斷面圖中拖曳高度h=1m時可以明顯看到圖中存在一個明顯的低阻異常圈閉，對應(yīng)于模型中的低阻異常體；但是當(dāng)拖曳高度h=2m時電阻率圖中該異常并不明顯。對比結(jié)果可知，拖曳高度對模型的TEM響應(yīng)影響顯著，拖曳高度越接近海底面，異常響應(yīng)幅度越大，分辨率也越高。因此，為了進(jìn)一步凸顯海底異常特征，提高探測能力，應(yīng)在條件允許的情況下盡可能使發(fā)射源接近海底。

圖8 淺海模型TEM響應(yīng)多測道曲線圖

圖9 淺海模型TEM全域視電阻率斷面圖

為了進(jìn)一步分析中心回線裝置在淺海條件下的探測能力，設(shè)計圖7b所示的含有兩個小型異常體的模型，測量參數(shù)及基本模型參數(shù)見圖7b。圖中兩個不同的低阻異常體，其中深部異常體的規(guī)模與圖7a相同，淺部異常體尺寸為1m×1m×1m，電導(dǎo)率為10000S/m，兩異常體水平距離為1.5m。

計算結(jié)果如圖10所示，與圖8中單個異常體的多測道曲線圖不同，在圖10a中可以清晰地看出在橫坐標(biāo)分別為0、-3m處有一大一小兩個峰值凸起，分別對應(yīng)模型中的兩個低阻異常體，并且位置與模型相符；中心處異常幅值明顯大于x軸負(fù)方向的異常，與設(shè)計模型也相吻合。在全域視電阻率斷面圖中(圖10b)有兩個明顯的低阻異常，在橫坐標(biāo)x=-3.0處規(guī)模較小、電阻率相對較高的異常對應(yīng)于模型中的淺部小目標(biāo)體；而中心處的較大低阻異常對應(yīng)于模型中的深部目標(biāo)體。由此說明中心回線裝置能夠有效探測淺海的小型目標(biāo)體，異常明顯、清晰。在本文所給的參數(shù)條件下，能夠有效地分辨出兩個低阻目標(biāo)體。

圖10 三維淺海雙目標(biāo)模型正演結(jié)果

4.2 深海地質(zhì)模型

海底熱液硫化物是繼大洋多金屬結(jié)核、海底稀土資源外的又一種新型海底金屬礦物資源[36,37]，賦存于水深1200～3700m的熱液活動區(qū)，以水深2500m左右居多，富含Cu、Zn、Pb、Ag、Au、Co、Cd 和Mn等金屬，品位高、埋深淺，資源開發(fā)前景廣闊。目前，陸地金屬礦產(chǎn)資源的日益緊缺及海底空間開發(fā)利用的需求推動著海底礦產(chǎn)資源的勘探與開發(fā)，如何利用地球物理方法探測深海熱液硫化物礦床成為熱點問題。

近年來，國內(nèi)外業(yè)界針對瞬變電磁方法探測深海熱液硫化物礦進(jìn)行了研究[16-19]，但是其用于正演模擬計算的電性結(jié)構(gòu)模型主要仍以一維層狀模型為主。實際上熱液硫化物礦的模擬應(yīng)考慮深海條件下的三維全空間模型，因此采用有效的正演技術(shù)模擬三維電性結(jié)構(gòu)模型的硫化物礦的電磁響應(yīng)十分必要。席振銖等[38]通過分析大西洋TAG熱液金屬硫化物及西南印度洋熱液金屬硫化物礦的形態(tài)特征與電性參數(shù)，指出可以將深海熱液金屬硫化物的電性結(jié)構(gòu)模型簡化為雙半空間中的T型異常體。因此，本文建立如圖11所示的熱液硫化物礦電性模型，將硫化物礦和蝕變帶視為矩形異常體，其中硫化物規(guī)模為200m×200m×30m，電導(dǎo)率為50S/m； 蝕變帶尺寸為40m×40m×70m，電導(dǎo)率為5S/m； 上覆蓋層厚度為20m，電導(dǎo)率為1S/m； 圍巖電導(dǎo)率為0.1S/m； 海水電導(dǎo)率為3S/m； 網(wǎng)格數(shù)為63×63×53，最小網(wǎng)格尺寸為5m×5m×5m； 發(fā)射線圈采用10m×10m的方形回線，采用中心回線接收裝置，發(fā)射電流為10A；測線位于海底，測線長360m，共15個測點均勻布置。正演結(jié)果如圖12所示。

圖12a可以看出，早期曲線為近似水平直線，其對應(yīng)于上覆蓋層的響應(yīng)；隨著時間的推移，熱液硫化物礦及蝕變帶的低阻異常逐漸表現(xiàn)出來。圖中異常體區(qū)域曲線平緩，但在異常體邊界處陡然變化，且整體峰值范圍逐漸收窄，反映了由礦體至蝕變帶過渡的瞬變響應(yīng)發(fā)生變化。圖12b所示的視電阻率斷面圖中有一明顯的低阻異常，其指示了模型的熱液硫化礦體及蝕變帶，由于電阻率較低，電磁波在其中傳播速度慢，因此在計算的時間段內(nèi)未能穿透蝕變帶，故圖中蝕變帶的異常并未完全體現(xiàn)；且由于兩異常的間距小且電性差異較小，該斷面未能將二者分辨開來，圖中兩者表現(xiàn)為一整體異常。

圖11 深海熱液硫化物礦體電性結(jié)構(gòu)模型示意圖

圖12 三維深海熱液硫化物礦模型正演結(jié)果

5 結(jié)論

本文采用矢量有限元法實現(xiàn)了海洋瞬變電磁響應(yīng)的三維正演模擬，通過典型海洋地質(zhì)模型數(shù)值模擬及與數(shù)值濾波解的對比，證明文中算法正確有效，能夠有效地反映海底異常體的電性特征。通過采用回線源在全空間的響應(yīng)作為背景場，并利用MKL庫中的PARDISO求解器對大型稀疏矩陣的方程組進(jìn)行求解，在提高算法精度的基礎(chǔ)上進(jìn)一步加快了求解效率。通過模型正演分析，總結(jié)海洋中心瞬變電磁響應(yīng)規(guī)律，得到以下結(jié)論：

(1)海水深度對瞬變電磁響應(yīng)的影響主要集中在時間道晚期，并且隨著海水深度增大影響強度逐漸減小，當(dāng)海水深度足夠大(文中大于500m)時，可以將海水視為均勻半空間，忽略其深度影響；

(2)裝置尺寸對瞬變電磁響應(yīng)具有顯著影響，基于裝置便捷性及解釋簡便性等因素考慮，回線尺寸不宜過大，海洋中心回線瞬變電磁數(shù)據(jù)對高阻沉積層分辨能力較弱，適合探測海底的低阻目標(biāo)體；

(3)拖曳高度對瞬變電磁響應(yīng)的影響顯著，越接近海底面探測分辨率越高，因此在考慮海底地形等因素的條件下因盡量減小拖曳高度，從而進(jìn)一步提高探測效果。

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(本文編輯：劉海櫻)

趙越 博士，1989年生；2011年畢業(yè)于長安大學(xué)地球物理學(xué)專業(yè)，獲理學(xué)學(xué)士學(xué)位；2016年畢業(yè)于長安大學(xué)地質(zhì)工程與測繪學(xué)院，獲地球探測與信息技術(shù)專業(yè)博士學(xué)位；目前在中國科學(xué)院聲學(xué)研究所博士后流動工作站，主要從事瞬變電磁正演及成像解釋相關(guān)研究。

1000-7210(2017)05-1093-10

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A

10.13810/j.cnki.issn.1000-7210.2017.05.024

*北京市海淀區(qū)北四環(huán)西路21號中國科學(xué)院聲學(xué)研究所，100091。Email: zhaoyue_0430@126.com

本文于2016年11月30日收到，最終修改稿于2017年7月31日收到。

本項研究受國家自然科學(xué)基金項目(11404365)和中國科學(xué)院聲學(xué)研究所青年英才計劃項目聯(lián)合資助。