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1、本 科 生 毕 业 论 文论文题目：基于Hilbert-Huang变换的海洋CSEM信号去噪方法研究姓名： 学号：1020230210班级：勘查2班年级：2010级专业：勘查技术与工程学院：核工程与地球物理学院指导教师： 完成时间：2014年 6 月8日作 者 声 明本人以信誉郑重声明：所呈交的学位毕业设计（论文），是本人在指导教师指导下由本人独立撰写完成的，没有剽窃、抄袭、造假等违反道德、学术规范和其他侵权行为。文中引用他人的文献、数据、图件、资料均已明确标注出，不包含他人成果及为获得东华理工大学或其他教育机构的学位或证书而使用过的材料。对本设计（论文）的研究做出重要贡献的个人和集体，均已在
2、文中以明确方式标明。本毕业设计（论文）引起的法律结果完全由本人承担。本毕业设计（论文）成果归东华理工大学所有。特此声明。毕业设计（论文）作者（签字）： 签字日期： 年 月 日 本人声明：该学位论文是本人指导学生完成的研究成果，已经审阅过论文的全部内容，并能够保证题目、关键词、摘要部分中英文内容的一致性和准确性。 学位论文指导教师签名： 年 月 日基于Hilbert-Huang变换的海洋CSEM信号去噪方法研究钟治海Study on Denoising Method of Marine CESM Based on Hilbert-Huang TransformZhi Hai Zhong2014年
3、 6 月8日东华理工大学毕业论文 摘要摘 要海洋可控源电磁法(MCSEM)从Bannister(1968)提出在频率域内应用海底海底偶极测量法计算海底电阻率开始，经过几十年的理论和实践的发展，科学工作者们已经证明了她能够有效地探测海底石油、天然气储层等。海洋可控源电磁探测法是由可控源大地电磁法(CSMT)转移过来的，其具有成本低且破坏性小的特点。由这种方法得到的电阻率是油气解释推断的重要标志性异常参数之一，可能直接指示油气资源及天然气水合物的存在。由于海洋环境的特殊性，海洋电磁场信号弱，频带宽，极易受各种噪声的干扰，是典型的非线性非平稳信号，而且受海水运动影响，海洋背景复杂，信噪比相对较低。为
4、了提高原始资料的信噪比，为后期反演和解释工作提供高质量的数据，结合众多非线性非平稳信号的去噪方法，根据其优势与弊端，本文采用希尔伯特黄变换进行海洋CSEM模拟信号去噪研究，通过分析简谐波信号的加噪与去噪和正演模拟软件模拟所得数据的加噪去噪过程，证明了希尔伯特黄变换在海洋CSEM信号的噪声压制上具有较好的效果。关键词：海洋可控源电磁法；希尔伯特黄变换；经验模态分解；噪声压制III东华理工大学毕业论文 AbstractAbstractMarine controlled source electromagnetic method (MCSEM) began from Bannister(1968)
5、put forward to use the sea-bottom dipole measurement method to calculate the seafloor resistivity in the frequency domain.After the development of the theory and Practice for decades, scientists have proved that she can effectively detect the sea oil and natural gas reservoir.Marine controlled sourc
6、e electromagnetic sounding method is transferred by the controlled source audio frequency magnetotelluric method (CSMT), which has the characteristics of low cost and less disruptive. Resistivity obtained from this method is one of the important signs of abnormal parameter inference interpretation o
7、f oil and gas, may directly indicate oil and gas resources and natural gas hydrate existence. Because of the particularity of the marine environment, marine electromagnetic field signal is weak, wide frequency band and easily affected by various noises. It is a typical nonlinear and non-stationary s
8、ignal, but also by the movement of the sea, marine complex background, the signal-to-noise ratio is relatively low.In order to improve the signal-to-noise ratio of the original data, provide high quality data for the inversion and interpretation, combining with the denoising method of many nonlinear
9、 and non-stationary signal, based on them advantages and disadvantages, this paper adopts the Hilbert Huang transform for marine CSEM analog signal denoising research, through the analysis of harmonic wave signal plus noise and denoising and forward simulation software to simulate the data noise den
10、oising process, proof that the Hilbert Huang transform has a good effect on noise suppression on marine CSEM signal.Keywords: Marine controlled source electromagnetic method; Hilbert Huang transform;Empirical Mode Decomposition; Noise suppression目 录绪论11.1 研究的目的和意义11.2 传统非线性非平稳信号的分析方法11.2.1 短时傅利叶变换11
11、.2.2 Wigner-Ville分布21.2.3 小波变换21.2.4 Choi-Williams分布21.2.5 变阶统计量21.2.6 Robust统计法31.2.7 最小二乘法31.3 本文研究的主要内容31.4 本文结构32. 海洋CSEM52.1 海洋CSEM的国内外发展52.2 海洋CSEM的工作原理及方式72.2.1 基本原理72.2.2 工作方式82.3 海洋CSEM信号92.3.1 电磁波场的基本理论92.3.1.1 麦克斯韦方程组92.3.1.2 谐变场的麦克斯韦方程组102.3.1.3 边界条件102.3.1.4 均匀介质中水平电偶极子源的电磁场112.3.1.5 远区
12、场122.3.1.6 近区场122.3.1.7 过渡区电磁场132.3.2 海洋CSEM信号与噪声132.3.2.1 MCSEM信号分析132.3.2.2 MCSEM噪声143. Hilbert-Huang变换理论基础153.1 基本概念153.1.1 Hilbert变换153.1.2 瞬时频率163.1.3 Hilbert谱和边际谱163.1.4 固有模态函数(IMF函数)173.2 经验模态分解173.2.1 经验模态分解方法原理173.2.2 包络拟合193.2.3 端点效应193.2.4 筛选准则194. 基于EMD的模拟信号去噪效果214.1 算法流程图214.2 去噪方法224.3
13、 Hilbert-Huang变换用于简谐波信号224.4 Hilbert-Huang变换用于海洋CSEM模型信号25致谢30参考文献31东华理工大学毕业论文 绪论绪论在当今社会，全球能源危机的出现和不断恶化，迫使世界各国积极地寻找新式能源以补充能源的消耗。与此同时，占据了地球七成空间的海洋便越来越受到关注了。对能源的巨大需求是海洋可控源电磁法快速发展的动力，而勘探开发海底的油气及新能源（天然气水合物）等海底资源便成了世界各国的焦点。随着海底油气资源的开发利用，海洋电磁法从最初的勘查深海地质结构、矿产、海洋环境等领域，逐渐成为勘探海底油气资源的重要手段。1.1 研究的目的和意义海洋可控源电磁法(
14、CSEM：Controlled Source EM Methods)是电磁法的一种，在海底以下具有一定的勘探深度，目的是得到具有一定精度的海底结构的电阻率值分布(Eidesmo et. Al., 1985； Kong et. Al., 2002； MacGregor et. Al., 1998；MacGregor et Al., 2000； MacGregor et Al.,2001； Greer et Al., 2003； Shina et Al.,1990, Kong and Westerdahl, 2002)15。它采用可以控制的人工场源作为激励源来测量海底电磁场场值以弥补被海洋环境所屏
15、蔽的天然场高频信号，通过计算视电阻率和相位，或者直接利用所观测的电场和磁场数据达到探测地下电性分布的目的。海洋可控源电磁法不仅对海洋地震勘探有很好的补充，而且能够提高钻井勘探的成功率。海洋可控源电磁法因为测量环境的特殊性，极易受各种噪声的干扰，产生的是典型的非线性非平稳信号。噪声信号对于原始测量数据来说是不利的因素，对后续的资料处理与成果解释会产生不良的影响，因此，对于原始测量数据的去噪处理过程是相当有必要的。1.2 传统非线性非平稳信号的分析方法一直以来，世界各国的科学研究工作者都对信号的分析孜孜不倦的工作着。对于非线性非平稳信号而言，传统的分析方法有很多，它们各有优缺点，而且在信号处理中产
16、生了不小的作用，取得了很好的成果2122。本文只简述他们在传统非线性非平稳信号处理中的优缺点，其原理及发展在此便不赘述了。1.2.1 短时傅利叶变换短时傅利叶变换(STFT)是建立在传统傅里叶变换缺乏局域性信息这一不足之处的基础上进行发展而形成的，是时频分析中使用最广泛的方法之一。它的基本思路就是对信号傅里叶变换加上一个时域上的窗函数，并假设在这个短时间间隔的时间窗的内信号是平稳的。然后对窗内的每一段信号分别用傅里叶变换进行分析，通过对窗函数的平移来覆盖整个时域，从而获得信号的局部频谱组图。短时傅里叶变换的优点是能够放大窗内信号，抑制窗外信号的信息来实现对信号的局域化分析，在很多信号的分析上能
17、给予我们很直观和便于理解的结果。但是短时傅里叶变换的缺陷也很明显，窗函数的固定形状要求研究者如果要得到较高的时间分辨率，选择的窗函数要尽可能的短。但如果要得到较高的频率分辨率，则窗函数的时间宽度的设置就要尽可能的长。因此，短时傅里叶变换不可能在时间和频率上同时拥有高的分辨率只能根据不同的需要进行取舍。所以窗函数宽度的选择对信号的分析就会显得尤为重要。1.2.2 Wigner-Ville分布Wigner-Ville分布是1932年由Wigner在量子力学中引入的。它是一种二次型时频表示方法，能够更直观更严格地来描述信号的能量特性。Wigner-Ville分布在总能量，边缘条件和有限支持特性等方面
18、都有着很好的表现，但是也存在着相对明显的缺陷。例如：它不满足非正值性要求，不能保证在所有时间和频率范围内的能量密度是非负的；它不具备局部性特点，在近处时间和远处时间的信号特性权衡上是相等的；Wigner-Ville分布要求分析信号的条件带宽是一个纯虚数，这是没有任何物理意义的等；两个信号的Wigner-Ville分布之间存在着交叉项。所以，关于Wigner-Ville分布在信号分析上的应用还需要今后更多的完善和发展。1.2.3 小波变换短时傅里叶变换在一定程度上克服了传统傅里叶变换的缺陷，实现了对信号的局域性分析。但是由于其窗函数的形状是固定的，而当实际处理信号时，我们希望时频的窗口能根据需要
19、自动改变大小，在高频段和低频段能够根据情况采用不同宽度的时频窗。相比于短时傅里叶变换窗口宽度固定的缺点，小波变换能够调节时频窗的大小来有效的分析信号，具有多分辨率分析的特点，在时域和频域都可以很好的表现信号局部特征。但是小波分析也有其局限性：最明显的，小波分析的解释有时有违常规，对于小波分析来说，频率越高，精度才越高，假如一个局部事件发生在低频部分，我们却只能在高频部分去观察它的变化，这种解释是根本不切实际的；还有，小波分析不具备自适应性，一旦小波基被确定，在整个分析过程就就无法被替换，因此，如何判断和选用合适的小波基来分析信号目前来说是一个难点。不过尽管存在一 些问题，小波分析依然是非平稳信
20、号处理最好的工具之一。1.2.4 Choi-Williams分布Choi-Williams分布是基于Cohenclass分布上发展出来的，是Cohen类时频分布系列哦那个的一种，简称CWD。Choi-Williams分布选取的调节因子可以调节信号的自分辨率，对于抑制交叉项可以起到良好的效果，但并不能完全解决交叉项的产生问题。Choi-Williams分布的优点有可选择适当的遮罩函数来避免掉交叉项问题，具有高清晰度；同时也存在一定的问题，它需要较高的计算量与时间，而且缺乏良好的数学特性。因此，Choi-Williams分布在信号处理上的作用有待于以后继续开发。1.2.5 变阶统计量高阶统计量多用
21、于进行大地电磁信号处理，是从解决功率谱和自相关所存在的问题开始发展起来的。科学工作者在研究中发现，利用高阶统计量进行信号处理，可以抑制加性高斯(或非高斯)有色噪声的影响，可以检测和识别弱信号，以及辨识非因果非最小相位系统或重构非最小相位信号。高阶统计量在信号处理上具有一定的优势：一是高阶累积量具有对高斯有色噪声恒为零的特点；二是高阶累积量含有系统的相位信息；再三是高阶统计量可用于检测和描述系统的非线性，如检测高斯信号或非高斯信号。当然，在高阶统计量实现过程中一些问题仍然需要进一步的探讨和研究，如高阶统计量阶次的选择，高阶谱的实现方法，信号模型参数的具体实现方法的选择等。1.2.6 Robust
22、统计法Robust统计法一种统计学方法，国内外众多学者将它应用于处理大地电磁信号中，取得不错的效果。其实质是研究在实际情况与理想模型有微小偏离时，对这种偏离不敏感或相当不敏感的一种统计方法。该方法根据观测误差和剩余功率谱的大小，对数据进行加权处理，注重未受干扰的数据，降低大地电磁信号中“飞点”的权，使之对大地电磁阻抗函数的估算影响最小，尤其对于非高斯正态分布噪声的消除具有优越性，可以有效地减小视电阻率和相位的分散度。但也存在一些缺项，如Robust处理无法消除输入端的噪声，且Robust处理无法消除电磁相关噪声对数据的干扰。而且Robust方法的应用前提要求大多数数据的质量都是好的，只允许少量
23、质量差的数据，这样才能保证对质量好的数据给予较高的权。1.2.7 最小二乘法最小二乘法作为传统的大地电磁信号处理方法，它是建立在以傅立叶变换为基础的谱分析基础上的。该方法是从大地电磁场的基本关系，应用最小二乘法建立起来的。在多组电磁场测量数据中，已知任意两个可以得出其他分量，结合最小二乘原理可以计算出阻抗要素。噪声可以分为相关噪声与不相关噪声两类。前者为道与道之间的噪声相关或噪声与信号相关；后者为噪声与信号无关，道与道之间的信号也无关。而最小二乘法可用于消除不相关噪声。这一方法虽然对噪声具有一定的抑制作用，但不能明显地解决问题。主要原因是该方法只能克服不相关噪声的影响，然而电磁噪声往往是同时作
24、用在各道电磁信号之上的，属于相关噪声，加之由于观测时间的限制，用于叠加求和的数据个数并非无限，使得误差不服从正态分布，在这种情况下，上述方法就失效了。1.3 本文研究的主要内容对于非线性非平稳信号的噪声处理，前人所使用的任何一种方法都有各自的利弊，从傅利叶变换到最小二乘法的应用，没有一种方法是万能的。本文主要根据另外一种最近十几年才发展起来的方法Hilbert-Huang变换来进行海洋CSEM的噪声处理研究，结合希尔伯特黄变换的基本分解方式经验模态分解对模拟海洋CSEM信号进行分析。1.4 本文结构本论文共分五章，各章的主要内容如下：第一章 绪论：本章主要介绍了论文所研究的目的和意义，简述了传
25、统的非线性非平稳信号的分析方法，包括短时傅利叶变换、Wigner-Ville分布、小波变换、Choi-Williams分布、变阶统计量、Robust统计法和最小二乘法，他们在信号处理中的优缺点。本章还提出了论文所研究的主要内容及本文的结构。第二章 海洋CSEM：本章首先介绍了海洋CSEM的发展历史和研究成果，介绍了它的工作原理和方式，结合电磁波的基本理论介绍了海洋CSEM产生的电磁信号及各种噪声。第三章 Hilbert-Huang变换理论基础：本章首先介绍了有关于Hilbert-Huang变换的一些基本概念(包括Hilbert变换、瞬时频率、固有模态函数等)，还介绍了Hilbert-Huang
26、变换得核心经验模态分解的相关理论(包括EMD的原理、包络拟合、其端点效应和筛选准则)，然后介绍了Hilbert谱与边际谱。对Hilbert-Huang变换的理论做了比较系统的归纳和总结。第四章 基于EMD在模拟信号中的去噪效果：本章根据第三章所述的黄变换的分解方式，在此基础上利用MATLAB编写了海洋CSEM模拟数据的去噪程序，的打出了基于EMD的Hilbert-Huang变换海洋CSEM噪声抑制成果。第五章 总结：本章对全文的研究内容和成果进行了总结，并提出了进一步开展相关研究的建议。31东华理工大学毕业论文 海洋CSEM2. 海洋CSEM2.1 海洋CSEM的国内外发展海洋电磁法已经经过了
27、几十年的研究和开发，随着数字仪器技术、数据处理技术和数据解释方法的不断改进而日趋成熟、可靠。国外对海洋电磁的研究大致可以划分为四个阶段。第一个阶段为方法研究阶段：本阶段主要对海洋电磁法理论研究。本阶段始于20世纪70年代，一维海洋电磁正演算法的推导以及正演模型的研究是早期的电磁勘探数值模拟的主要内容，Kraichman(1970),Bannister(1968),Chave(1984),Cox(1986)和Anderson(1984)等进行了大量频率域一维模拟研究。1976年，Stoyer等首先用2.5维有限差分法进行频率域正演研究。Everett和Edwards(1993)开始了2.5维有限
28、元时间域模拟。1995年Unsworth和Oldenburg实现了频率域的2.5维有限元正演，经MacGregor改进后实现海洋中脊的数据处理。近几年来，Utah大学的Zhdanov采用三维积分方程法进行模拟，并采用了并行计算技术，加快了模拟速度。2010年，Scripps海洋电磁实验室的李育国等在Unsworth程序的基础上，利用2.5维自适应三角有限元网格法完成了对复杂海底地形的模拟。第二阶段为浅水探索阶段：这一阶段目的是为了获取海洋电磁资料，大概始于20世纪80年代，当时的研究者试图通过开展浅水实验(约300m)获取海洋电磁的磁测数据。Cox首先提出了用水平电偶极子发射器和接收器开展深海
29、可控源电磁勘探的设想，并于1979年利用电偶极子源在太平洋洋中脊开展了第一次探索性的测量试验，获得了海洋背景电磁噪声数据，验证了开展海洋MT的可行性并研究了洋壳浅部的电阻率结构。此后，许多海洋电磁研究小组开始了海洋可控源电磁法测量系统的研发，其中Sinha研究小组于1987年和1988年在东太平洋海岭进行了第一次仪器系统的实验。这次实验过程中，第一次出现了悬浮拖曳式的发射源，这种源通过海上科考船拖曳，能悬浮在距海底一百米左右的高度，使该系统能够适用于起伏的洋脊地形。随后，在东太平洋海岭(Evans et al., 1991)、Reykjanes 洋中脊(MacGregor et al.,199
30、8)和 ValuFa 洋中脊(MacGregor et al., 2001)进行了多次试验。1988年，多伦多大学 Edward研究组的Cheesman等对水平磁偶极子时域测量系统进行了试验研究。但是由于当时仪器设备的局限以及海洋探测技术、数据采集能力的不成熟，导致试验并没有取得预期的成果。第三阶段为深水探索阶段：在浅水探索实验后的10年里，海洋电磁探测技术得到了飞速的发展，特别是在海洋电磁仪器开发制造、资料后期处理解释和实际应用方面，由美国加州大学的Scripps海洋学院和加利福尼亚大学Berkeley分校组成的海洋电磁科研联盟做出了杰出的贡献。该科研联盟不仅解决了在海洋电磁仪器研发过程中的
31、关键技术，而且还取得了深水电磁勘探实验的成功，标志着海洋电磁法勘探技术终于从理论研究走向了实际应用。不仅如此，Yuan和Edwards开发了能够用于天然气水合物勘探的时间域电偶极-偶极系统。19962003年间，Hoversten、Morrison、ArnoldOrange和Scripps在墨西哥湾开展的一系列野外试验，使海洋电磁仪器设备以及相应的方法技术得到了全面的提高和完善。与此同时，ENI-Agip、ExxonMobil和Statoil等国际大石油公司也纷纷开始了海洋电磁油气勘探的研究。19951996年，AOA地球物理公司利用Scripps实验室提供的海洋MT设备在地中海区域为Agip
32、公司开展了第一次海洋MT商业勘探服务。1998年和2001年又分别为Agip和Statoil公司在墨西哥湾和北大西洋开展了盐下油气勘探。剑桥大学Siha的岩性(LITHO)科研联盟也试验了海洋可控源电磁法在盐下油气勘探的效果。第四阶段为实际应用阶段：进入21世纪以来，国外的几家大石油公司分别发力，分别在西非和北大西洋海上进行了成功的海洋MT和海洋CSEM勘探，此时海洋油气勘探水深普遍超过一千米。2000年以来,国外油公司和电磁勘探服务公司已完成了100多个海洋电磁勘探项目。在2002年先后成立了AGO(AOA的子公司)、EMGS(Statoil的独立子公司)和OHM(南安普顿的商业化公司)三个
33、海洋电磁服务公司。Statoil公司已开始进行四维CSEM油藏监测的可行性研究，期望将该方法用于监测开发过程中储层流体的变化状况。截止目前，数家专业化的海洋电磁勘探服务公司在世界范围内相继成立，在成立后不到三年里，就已在全世界开展了上百个海洋电磁勘探项目，其中大部分得到了钻探的验证。我国在20世纪90年代初开始海洋电磁研究，中南工业大学等曾开展过包括MT和TEM等方法在滩海和湖区的试验研究工作。19941997年间，中南大学在海底伪随机激电的可行性方面进行了研究，以及采用2n系列伪随机信号作场源的海洋可控源音频大地电磁法(CSAMT)的研究(罗维斌，2007)。2008 年，何展翔等解释了利用
34、振幅随偏移距变化(MVO)曲线解释海底高阻油气层的原理。2009年沈金松等采用有限元法对二维海底地层可控源海洋电磁响应进行了数值模拟分析。90年代末，在国家“863”项目的支持下，中国地质大学等开展过海洋MT研究，但由于缺乏可持续研究投入，没有形成规模应用。至今，我国仍缺乏适应海域测量的海洋电磁测量设备。近年来，吉林大学在国家“863”项目支持下启动了“浅海底瞬变电磁探测技术”研究。同时，中国地质大学(北京)在海洋“863”项目的支持下开展了海洋MT的研究和试验，研制出五分量海底大地电磁仪并注册了专利。国内东方地球物理公司从2004年就开展了海洋电磁数据处理技术研究和三维模拟，已经具备展海洋电
35、磁勘探设计、可行性模拟和室内资料处理的能力。通过科研赞助，与犹他大学CEMI电磁研究组和加州海洋中心建立了长期合作关系，初步解决了二维、三维模拟问题。在国内与地质大学、成都理工大学、海洋大学、中南大学等开展联合，发挥国内科研院校优势。中国海洋石油总公司已于去年在国家科技重大专项课题“南海深水区中深层油气勘探地球物理关键技术”的子课题“南海深水区中深层油气勘探重磁电特殊处理解释技术”中专门设立海洋电磁研究工作。尽管我国已经开始重视海洋电磁研究，但由于起步较晚，发展时间较短，技术与理论研究较落后与其他国家，所以，海洋电磁研究还需要国内学者坚持不懈的努力6789151718。2.2 海洋CSEM的工
36、作原理及方式可控源电磁法是采用可以控制的人工场源测量电磁场，来计算视电阻率，达到探测地下电性分布的目的。其原理是场源(电性源或磁性源)在导电的地球内部感生电流，测量这电流的电磁特征，可以得到地下电导率分布的信息。2.2.1 基本原理设两半空间如图。上半空间代表海水，电导率为，下半空间代表大地，电导率为，且，矩为的发送电偶极和接收器均放在海水大地分界面上，将圆柱坐标的原点置于该面，轴垂直向上，方位角从源偶极轴线起算。可以写出电场径向分量和方位分量的近似解析式为：在下部介质中，当距离相当于或大于趋肤深度时，电场垂直分量为：公式中，为感应参数或复趋肤深度的倒数。式(2-3)中含有电导率比值的一次项，
37、故仅当才能观察到垂直电场的存在。式(2-1)、(2-2)中的第一项含有及的指数项，代表在海水中及沿海底传播的电磁场；第二项含及的指数项，代表在地下介质中传播的场。因为，所以。从而在(2-1)、 图2.1 两半空间界面水平电偶偶模型(2-2)中第一项比第二项衰减得更快。换而言之，场源距大到一定程度，使得，则观测到的场是以在地下介质中传播的场为主，而地下介质正是我们要探测的目标。2.2.2 工作方式可控源电磁法的特点在“可控”二字。场源的强度可以，控制避免了天然场源信号微弱和随机性的缺点；发送的频率或波形可控(例如采用1HZ上、下的频率或采用方波阶跃电流)，达到的探测深度可以调整，常用来探测数公里
38、到数十公里的深度，弥补了天然EM法和钻孔以及直流电阻率法之间在探测深度上的空白；场源一接收的形式和距离可以控制，故可针对目标的性质和分布，选择适当的工作方式以得到好的效果。常用的发一收形式有四种：垂直电偶一偶(VED)；水平电偶一偶(HED)；垂直磁偶一偶(VMD)和水平磁偶一偶(HMD)，实际工作中还有其它组合形式(例如电偶发送一磁偶接收)，不过也有作者采用别的代号(如表共轴水平磁偶一偶)。下面介绍几种海底可控源观测系统：图2.2海洋可控源电磁波传播路径图(参考文献23)1、Scripps海洋研究所研发的SBL观测系统接收电偶极子长度为10米。可同时采集两个正交的电场水平分量和两个正交的磁场
39、水平分量的MT/CSEM信号，可用于海洋MT和海洋CSEM勘察。2、 Emgs开发的观测系统发送器主要性能：发送电流单向峰值高；采用国际上基于MT开发的导航和定位系统；GPS同步发送与接收信号；环保，对海洋生命无伤害，探测深度较大可达到海底3000米。接收器主要性能：多分量电磁场测量，可同时测量垂直和水平场分量，可应用于浅水域；大动态范围，自动增益控制，保证在所有的收发距都能记录到高分辨率电磁场数据而不饱和；低噪声，信噪比高；高灵敏度，可采集微弱的天然场源电磁信号；采集信号与发送波形严格GPS同步；环保，混凝土锚固可分解；持续工作时间长，低噪声，低功耗，大存储容量设计，电池供电持续时间长，可用
40、于采集海底长周期大地电磁信号。3、MTEM多道瞬变电磁观测系统其基本思想是通过估计大地的冲激响应及阶跃响应，进而推断地下电导率分布。这是一种时间域观测系统，发送机发送上升阶跃波(step on)，或脉冲编码瞬变信号，或其他瞬变信号，激励信号连续发送，多个不同收发距的接收电偶极与发射源电偶极子轴向布设。多个电偶极接收器多偏移距同时记录电场响应，并同时记录发送电流波形。发送机和每个接收单元都有GPS同步电路，由嵌入式CPU控制模数转换和数据存储，可与PC机进行数据交换。其工作方式类似于二维地震反演，这里就不详述了，可参见相关文献。2.3 海洋CSEM信号2.3.1 电磁波场的基本理论2.3.1.1
41、 麦克斯韦方程组麦克斯韦在总结前人实验定律的基础上，引入位移电流，于1864年提出了一个描述电磁场的完整方程组，这就是麦克斯韦方程组。其微分表达式为： 其中值得注意的是，还有两个物性方程，将电磁场的四个量联系起来，在各项同性介质中的物性方程为： 式中：为电场强度；为磁感应强度或磁通密度；为磁场强度；为电流密度；为电通量密度或电位移；为电荷密度。称为哈密顿算符，它是矢量微分算符，在直角坐标系中为：。和分别为介质的介电常数和磁导率。而电磁场中，电流密度和电场强度的关系为： 式中是介质的电导率，其单位是。2.3.1.2 谐变场的麦克斯韦方程组通过傅氏变换可将任意随时间变化的电磁场分解为一系列谐变场的
42、组合，通常以表示谐变场的时间因子，根据欧拉公式可知：，可见其实部和虚部都表示场随时间是谐变的。由于场在大地中的衰减，有意义的只是低频部分，因此可忽略位移电流。于是，导电介质低频谐变场的麦克斯韦方程组为： 对(2-11)两边取旋度可得到： 根据矢量分析公式，公式(2-15)左边为：公式(2-15)右边用公式(2-12)代入，得到： 其中，为角波数。同理可得出： 将公式(2-17)和(2-18)联合，便可得出Helmholtz方程。2.3.1.3 边界条件电磁波在介质中的分界面上要产生反射、折射，边界条件决定了边界上入射波、反射波、折射波之间的关系。电磁波通过界面时的边界条件为： 式中，注脚上的1
43、表示界面上侧介质的量，2表示界面下侧介质的量，表示界面的切向方向，表示法线方向。2.3.1.4 均匀介质中水平电偶极子源的电磁场假设大地由均匀各向同性介质所组成，如图2.3所示的坐标系，设电偶极子AB与x轴一致，海底面上任一点M，与AB中点O的距离为，OM与AB之间的夹角为。假定交变电磁场为谐波场，当频率很低时忽略位移电流，即令；绝大多数岩石和矿物的磁导率很小，令，这样就只剩下电导率的 图2.3 直角坐标系中的水平电偶极示意图 作用。从而水平电偶极子源激发的电磁场公式如下：式中为波数，为虚宗量贝塞尔函数；为供电电流强度(A)；AB为供电偶极长度(m)；为场源到接收点之间的距离(m)。由公式(2
44、-24)到(2-29)可以看出，电磁场实际由两部分组成，其一是在表层传播并经折射到达地下，其二是直接从地中传播的，并按指数衰减。如将定义为感应数，当，即感应数很小时所对应的区域称为“近场区”，近场区就是测点距电偶源很近，以致(电磁波的穿透深度)的区域；测点远离电偶源，或的区域与大感应数相应，称为“远场区”或“平面波区”；介于近场区和远场区之间的广大区域称为“过渡区”。2.3.1.5 远区场时，则可由上面的推导出：由此可知：观测点远离场源时，在地中具有衰减因子的地层波已完全消失，即与地层波无关。分量，与电性关系较小，而，与地层关系密切，因此测量这三个分量较为有利。且时，即轴向偶极情况下，。 2.
45、3.1.6 近区场当时，有下式成立：因此，当极距远小于波长时，除，分量外，其余分量均已不反映地下的电性结构。2.3.1.7 过渡区电磁场在近场区和远场区之间的过渡区，电场和磁场都缓慢地由近场区值过渡到远场区值。但在非均匀介质中，过渡区的特性十分复杂，它不仅与频率、有关，而且取决于断面的特性20。2.3.2 海洋CSEM信号与噪声2.3.2.1 MCSEM信号分析可控源发送的高频电磁信号随传播距离呈指数形式衰减，其中，代表电阻率，代表信号频率。当电磁信号衰减至原来的时，将其对应的传播距离定义为趋肤深度。频率为0.25Hz的信号在海水中的趋肤深度为551m，在沉积岩中的趋肤深度为1424m，在空气中的趋肤深度为m。海洋信号传播影响的因素主要包括海水层厚度，异常体埋深和规模，发送接收的偏移距以及选定的发送频率大小等。可控源电磁法发射器向海底发射的是低频电磁场信号，在海水及海底岩层内部传播。而接收机所接收到的信号来源途径有三个：一个是由发射机到接收机的直达波，第二个是经过海底及海底地层的反射和折射波，第三个是海水的反射和折射波。“空气波”是指由激励源出发向上穿过海水层到海水与空气的分