天然气水合物主要分布在大陆边缘和永久冻土区，它们是在相对低温高压下形成的海洋沉积物。水合物被视为一种潜在资源，不仅是海上钻井、基础设施和边坡稳定性评估的目标，而且在全球气候变化和碳循环研究中也发挥着至关重要的作用(Kvenvolden, 2000;Zhang et al., 2020;Kars et al., 2021;Yao et al., 2021;Yu et al., 2022)。因此，海底水合物识别近年来受到学术界和相关行业的极大关注(Li et al., 2016;Becker et al., 2020;Merle et al., 2021;Wang et al., 2021)。地震法和测井法是天然气水合物最常用的物探方法(Li et al., 2016)。通过观测到的地震反射异常特征和测井信号，可以判断天然气水合物在陆地上的分布位置。海底天然气水合物的分布可以通过地震声速异常特征、海底模拟反射面(BSR)、地震剖面上的空白带和亮点来推断(Hyndman and Spence, 1992;Andreassen et al., 1997;Xu and Ruppel, 1999;Merle et al., 2021)。BSR被解释为水合物区固体水合物与游离气的相界(Hyndman and Spence, 1992)。此外，海底水声测量和地震测量可以识别天然气水合物的裂缝和泄漏结构。钻井和测井可以提供水合物稳定带的原位监测(Collett, 2013)。尽管地震方法通常可以提供水合物的详细构造特征，但在水合物的上边界通常没有明确的地震反射体(Gorman and Senger, 2010)。水合物稳定带(HSZ)的上限不容易识别。在许多地方也发现BSR与真实的HSZ并不对应(Sloan Jr and Koh, 2007;Liu et al., 2022)。深海钻探项目(DSDP) 496和596站点证实，在一些没有BSR或其他地震特征的地方存在水合物(Sloan Jr and Koh, 2007)。特别是储层中水合物饱和度或含量的确定也是一个挑战，对水合物理论研究和勘探具有重要意义(Wang et al., 2006;Schwalenberg et al., 2010a;Schwalenberg et al., 2010b)。
幸运的是，海底天然气水合物的电阻率与海洋沉积物的电阻率存在显著差异(Key, 2012;Attias et al., 2020;Cook et al., 2020;Haroon et al., 2020;Liu et al., 2020;Schwalenberg et al., 2020;Duan et al., 2021;Zhang et al., 2021)。Collett和Kuuskraa(1998)利用阿奇方程分析了天然气水合物的浓度。Ocean Drilling Program (ODP) Leg 204 Site report已经证明了这种方法的可行性(Collett and Ladd, 2000)。海洋可控源电磁(CSEM)数据已被用于加拿大卡斯卡迪亚大陆边缘、美国俄勒冈水合物脊、墨西哥湾和新西兰黑脊的海底天然气水合物研究(Weitemeyer et al., 2011)，该方法可以辅助地震法和钻井法综合确定水合物饱和度。然而，与海洋电阻率法(RI)相比，海洋CSEM在海上建设的复杂性和成本都较高。海底水合物及其下的游离气的电阻率高于周围沉积物，且多呈水平分布在沉积物中。RI中场的空间分布对高阻体有明显的敏感性。因此，这些特征很可能为利用RI进行海底水合物分布提供了一个有希望的机会，特别是关于如何利用RI分析饱和度分布的敏感性和影响因素的研究报道还较少。在本文中，我们比较了不同RI阵列布置、不同深度、厚度和水合物饱和度的反演结果。此外，我们还评价了电阻率反演的饱和度及影响因素，为海底水合物饱和度的探测、气体扩散和CO2固存的监测提供了依据。
 

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