CN100338480C - 用于从近海频域受控源电磁数据中除去空气波效应的方法 - Google Patents

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Abstract

一种用于从近海频域受控源电磁勘测数据中除去空气波效应的方法。用有(111)和无(113)上空气层对目标区进行建模。在勘测接收器位置以两个模型为每个源位置计算由源产生的电磁场。从两个模型计算得出的场之间的差异即为空气波效应(116)，然后为相应的源-接收器几何体系从场数据中减去该空气波效应(117)。

Description

用于从近海频域受控源电磁数据中除去空气波效应的方法
技术领域
本发明涉及地球物理学勘探，更特别地，涉及对碳氢化合物的受控源电磁勘测。明确地讲，本发明是一种，当在频域内获得数据时，用于除去该数据中遇到的空气波效应的方法。
背景技术
近海受控源电磁(CSEM)地球物理勘测使用人造电源和磁源产生电磁场，以便激励地表(earth)并调动海洋中位于海底和钻孔内的设备/接收器测量电场和磁场。图1是这种勘测的示意图，其利用通过电缆与船相连的电磁源11和位于海洋中，通常位于海底13，的接收器12。对测得的场进行分析以便研究地表内部的海底结构。该技术不仅用于海洋构造研究，而且用于近海碳氢化合物和矿物探测(A.D.Chave etal.，in Electromagnetic Methods in Applied Geophysics 2，931-966Society of Exploration Geophysicist(1988)；S.Constable and C.S.Cox，J.Geophs.Res.101，5519-5530(1996)；L.MacGregor et al.，Geophy.J.Int.146，217-236(2001)；S.Ellingsrud et al.，The Leading Edge，972-982(2002)；T.Eidesmo et al.，First Break 20.3，1440152(2002))。
接收器记录的电磁信号包括电磁场21、22和23，它们分别通过地表33、海水32和空气31传播，如图2所示。部分通过空气传播的信号23称作“空气波”。近海受控源电磁地球物理勘测通常以低于1.0KHz的频率执行。众所周知，在该准静止频域中，电磁波穿过介质的能力同时随着波的频率和介质的导电率而反向变化。该结果遵循集肤效应现象理论(J.A.Stratton，Electromagnetic Theory，504，MacGraw-Hill(1941))。因为海水比空气和地表都更容易导电，所以通过海水的电磁信号的衰减比通过空气和地表的要快得多。因此，对于比海水的深度长大约2倍的源和接收器的偏移(offset)，所记录的电磁场主要来自于通过空气和地表的信号。然而，只有通过地表传播的信号才能提供地表内部海底结构的信息。对于深的海底目标34，需要以低频率产生电磁场，以便保证所发射的电磁信号25能够穿过目标深度。不幸的是，对于相对于目标深度较“浅”的水深度和在低频率下，当接收器12与源11的偏移较长时，空气波信号会成为主宰，从而几乎不能区分开目标信号。显然，信号25主导信号21、22和23的组合效应时的条件对于CSEM勘探是最佳的。
当在频域内进行测量时，也就是，当源持续发射信号，同时在接收器收集数据时，空气波干扰成为问题。最简单的源信号是具有所选频率的正弦信号。出于工作效率，能够以复合波形，例如方波，的形式同时发射多个频率。频域CSEM的互补(complement)是时域CSEM。在时域CSEM中，源开启，然后在发射了期望波形(例如，脉冲、方脉冲(boxcar)或阶梯函数)之后关闭。在时域CSEM中，空气波不是问题，因为空气波将在较早前加以记录，与目标物信号距离。然而，建模和反演软件(inversion software)中频域CSEM具有更精密、结果更易理解和数据质量更高的优点，使得频域CSEM在地球物理勘测中使用得比时域CSEM更广泛。本领域的技术人员能够理解，尽管有前述的评论，但是所有的CSEM数据实际上都是在时域中获得的，也就是说，它们是通过记录设备以时间为独立变量作为或多或少连续的数字流加以收集的。区分频率CSEM的是实验执行的途径(连续源)和用于分析和解释数据借此将数据分解成单个频率分量的方法，例如傅立叶分析。
空气波效应能够用简单的一维(1D)分层模型加以解释。如图3所示，从上到下，该模型包括5个层：非导电空气31、海水32(导电率＝3.0西门子/m，深度在下面的实例中有不同)、泥石33(1.0西门子/m，厚1.0km)、电阻性储集层(resistive reservoir layer)34(0.01西门子/m，厚100.0m)和基底35(1.0西门子/m)。如果电阻层34是目标并且从该模型中除去，则产生一个新的模型，即称作原始模型的背景模型。沿x轴导向的单元水平电偶极源(unit horizontal electric dipolesource)11(HEDx)在海底上方50m被沿着x轴方向牵引。海底接收器12恰好位于该源牵引线(图3中未显示)的中点之下。
图4A-4C是该1D模型及其背景模型中电场振幅的x分量(Ex)对x方向上源-接收器距离的曲线图。海水的深度在图4A中为5.0km，在图4B中为1.0km，在图4C中为100m。图4D-4F显示了对于相同的三个海水深度的相应的“展开(unwrapped)”相。展开相是通过将大于π的绝对跳跃(absolute jump)转变为其2π补角获得的。小圆曲线代表来自1D模型的数据，实线得自于背景模型。对于深度为5km的海水(图4A和4D)，对于图中描绘的全部源和接收器距离，来自于两个模型的数据的空气波效应可以忽略不计。1D模型曲线41和43及其背景曲线42和44之间的大的分离表明，当源-接收器距离大于～2或3km时，来自于海底之下1.0km的电阻层的信号变得显著。(对于小的源-接收器距离，模型与背景曲线之间缺少分离，这是由于水路径22和海底路径21相应的衰减较低。来自这两个信号的贡献主导小偏移(源-接收器距离)接收器所接收信号，即使在模型中存在该目标层也是如此)。当海水深度下降到1.0km时(图4B和4E)，这两个曲线之间的距离由于空气波效应而显著缩短，也就是说，现在图2中的路径23在水中的距离小得多，结果不良的空气波的衰减被大大降低。该效应随着偏移的增加而增大。当偏移大于～6或7km时，对于背景模型，空气波效应主导所接收信号。这能够从图4B和4E的背景曲线46和48中看出来，特别是曲线46的振幅斜率在大约6km处中断，相曲线48的恒定相超过～7km时中断。然而，在具有隐埋电阻层的1D模型的数据曲线45和47中，没有显示出这种特征，这是因为来自隐埋电阻层的信号仍然比水深为1.0km的1D模型中的空气波效应强。当海水深度为100m时，这一结论将不再有效，对此，图4C显示，无论是有还是没有电阻储集层的模型数据，其振幅对于所有的偏移幅度均几乎不能区分出来。(对于大于～3km的偏移，图4F的两个相曲线之间的显著分离主要是由于使用了无限延伸1D模型的效果，而不是由于来自目标的信号；图9B显示，利用更现实的模型能够基本上消除该效应。)对于具有噪音的场数据，情况更糟。这暗示，尽管来自海底目标的信号较强，但空气波效应主导所接收信号。该实例的结果清楚地表明了空气波效应的问题。
Chave和Cox在他们对利用水平电偶极源的近海CESM勘测的理论数字模型研究中考察了空气波的贡献(A.D.Chave and C.S.Cox，J.Geophys.Res.87，5327-5338(1982))。Chave和Cox认识到，在大的源-接收器距离、低频或者在相对浅的水中，海水深度的影响是重要的。他们指出，如果能够精确地确定水的深度和源的位置，就能够将该影响合并到理论中，但是他们没有公布任何方法，用于计算该影响或者从CSEM数据中将其除去。
Eidesmo等在先前引用的First Break文献中不仅描述了空气波对振幅和相的影响的特征，还观察到空气波主导响应的范围以及海床电阻信息发生损失的范围随着频率和水深的减低而增加。因此，通过选择合适的发射频率，并通过在深水中进行矿藏方面的目标勘测(targeting survey)，其中目标位于海床之下相对较浅的深度，能够使空气波的效应最小化。然而，对于在能够激励目标产生可记录信号的频率内不可避免地会产生空气波效应的勘测，不能够使用这一策略，即通过小心地选择发射频率和进行勘测研究从而在空气波主导范围之外进行工作。
在使用垂直磁偶极(VMD)进行的海底电磁勘测理论研究中，Coggon和Morrison得出结论，利用弱导电海床，总水平磁场产生于以两种主要途径传播的能量：通过底(海床)和通过恰在海表面之上的空气。他们还计算了空气的贡献，并将其与海洋/空气界面单独的实际效应进行比较，证实总异相磁场响应大约是空气和底路径贡献的简单加和(J.H.Coggon and H.F.Morrison，Geophysics 35，476-489(1970))。然而，该空气波贡献的计算主要是用于验证两个主要能量传播路径的概念，而不是像本发明那样通过从测得的数据中除去空气波效应来提高目标信号。作者关于其研究用途的结论在引语中已经概括，“实际上，利用高于该最小值的D/R操作通常是理想的，从而能够忽略海洋深度的变化”。D是水深，R是源-接收器距离。因此，类似于Eidesmo等，Coggon和Morrison讲授的是避免例如浅水深度或者大源-接收器距离的情况，其趋向于使空气波成为CSEM数据中的一系列噪音源。
因此，人们需要一种可靠的方法，用于在例如噪音不可避免的应用中，从频域CSEM数据中除去空气波效应。本发明满足了这一需要。
发明内容
在一个实施例中，本发明是一种用于从近海频域受控源电磁勘测数据中除去空气波效应的方法，其包括如下步骤：(a)构建一个具有上空气层、中海水层和下地表的区域模型，该模型反应该区域已知的海洋测深以及空气、海水和土壤的已知导电率；(b)利用该模型在所有的接收器位置为每个源位置计算电磁场，其中电磁场是通过求解Maxwell方程计算出来的；(c)用更多的海水替换模型中的空气层从而产生无空气模型；(d)以无空气模型为相同的源-接收器几何体系计算电磁场；(e)将两次计算得到的响应之间的接收器和源参数和勘测数据标准化；(f)通过从有空气模型的相应场中减去无空气场计算空气波效应；和(g)通过减去在每个接收器位置为每个源位置计算的空气波效应修正场数据。
根据本发明的上述方法的一个实施例，其中接收器和源参数是天线长度和源强度。
根据本发明的上述方法的一个实施例，其中源是如下类型之一：水平电偶极；水平磁偶极；垂直电偶极；垂直磁偶极；前述类型的组合。
根据本发明的上述方法的一个实施例，其中该计算步骤利用了用至少一个如下方法获得的源和接收器的位置和方位测量结果：(a)声学方法；(b)全球定位系统；(c)磁罗盘；和(d)惯性导航。
附图说明
通过参考如下的详细说明和附图，能够更好地理解本发明及其优点，其中：
图1是CSEM勘测的示意图；
图2是CSEM勘测电磁信号路径的示意图；
图3图解了海洋位置处地表的一维分层模型，还显示了CSEM源和接收器位置；
图4A-C是对于不同水深从图3的模型计算出的电场振幅的x分量Ex对源-接收器距离的曲线图；
图4D-F是从相同三个水深度的模型计算出的Ex的展开相位与源-接收器距离的曲线图；
图5A和5B图解了有和无上空气层的背景模型；
图6A-C图解了在一维实例应用中使用的模型，6A显示了完整模型，6B显示的是除去了目标(储集)层的模型(“有空气背景”模型)，6C显示的是除去了目标和空气层的模型(“无空气背景”模型)；
图7A-D显示了1D实例的模拟频域CSEM结果，将未经修正的振幅(7A)和相(7B)结果与经过修正的振幅(7C)和相(7D)结果进行比较；
图8A-C图解了在三维实例应用中使用的模型，8A显示的是完整模型，8B显示的是除去了目标(储集)层的模型，8C显示的是没有目标层或空气层的模型；
图9A-D显示了3D实例的模拟CSEM结果，将未经修正的振幅(9A)和相(9B)结果与经过修正的振幅(9C)和相(9D)结果进行比较；
图10A和10B显示了3D实例的振幅Ex(10A)及其未展开相(10B)的理论结果；
图11是显示本发明方法主要步骤的流程图。
本发明将联系其优选实施例加以说明。然而，对于下文详细说明书所明确的本发明的特殊实施例或特殊应用的范围，这只是作为举例，并且不对本发明的范围构成限制。相反，本发明的范围覆盖可以包含于本发明的精神和范围内的全部替代物、修改和等价物，并且由附属权利要求加以限定。
具体实施方式
本发明是一种用于从近海频域CSEM数据中除去空气波效应的方法。它需要测量、计算或者已知或估计如下的输入信息：
a.为给定的模型和每一个指定的源和接收器几何体系计算电磁场；
b.测量勘测区域的海洋测深(bathymetry)；
c.测量勘测区域的海水导电率分布；
d.测量(或者获得)勘测区域的海底导电率；
e.测量每一个指定位置处由一个或多个源发射的电流的振幅和相；
f.在一个或多个位于固定的指定位置处的多分量接收器处测量电磁信号；
g.测量每个指定位置处电磁接收器的位置；和
h.测量每一个指定位置处源的位置(各端部或/和电导线)。
在本发明的优选实施例中，用如下的技术测量源和接收器的位置和方位，例如超短基线(SSBL)声学方法、全球定位系统(GSP)、磁罗盘、惯性导航、以及其它在定位和导航领域中已知的技术。
对于具有空气波效应(FDWA)的场数据，本发明方法的基本步骤如下(指代数字参见图11的流程图)：111，用与勘测区域相同的海洋测深、海水导电率和海底导电率构建有空气背景模型(MWA)(图5A)；112，在几何体系与勘测区域相同的每个接收器和源位置为有空气背景模型计算电磁响应(DWA)；113，通过用具有表面海水层导电率的海水替换有空气背景模型(MWA)上方的空气构建无空气背景模型(MNA)(图5B)；114，在几何体系与勘测区域相同的每个接收器和源位置为无空气背景模型计算电磁响应(DNA)；115，(如果需要的话)将两次计算得到的响应之间的接收器和源参数(例如天线长度和源功率)及场数据标准化；116，通过从有空气背景模型中减去无空气背景模型的响应计算空气波效应(AWE)，AWE＝DWA-DNA；和117，通过从场数据中减去空气波效应修正每个相应源和接收器的几何体系，FDNA＝FDWA-AWE。最终的数据就是除去了空气波效应的校正数据。
本领域的技术人员会认识到，步骤112和114涉及为特定的源和接收器位置以及给定的模型参数求解Maxwell方程，并使用连续源波形修正频域工作模型的数据。对于由偶极源激发的一维模型能够获得封闭式的解析解。(J.A.Kong，Electromagnetic Wave Theory，2nd Ed.，312-321，John Wiley&Sons，Inc(1990))。除了某些简单的几何体系，例如导电率边界相应于恒定坐标表面的球形和圆柱形之外，对于二维或三维模型不存在解析解。因此，对于多维模型要采用数值方法。(G.W.Hohmann，in Electromagnetic Methods in Applied Geophysics 1，313-363，Society of Exploration Geophysicists(1988))。
CSEM源可以是如下的类型之一或其组合，但并不仅限于此：(1)水平电偶极；(2)垂直电偶极；(3)水平磁偶极；和(4)垂直磁偶极。本领域的技术人员会理解，此处使用的术语“偶极”并不是指“无穷小源”这一最严格的意义。该源可以牵引在任意的深度，或者固定在水中或海底。固定的源可以给出更精确的测量结果，但是会导致数据获取的效率低下。典型地，源在海底之上以1-4节的速度牵引20-80m。速度越慢越有利于定位源，并且使由于源的运动导致的源波形的失真，例如多普勒效应，可以忽略不计。和源的情况一样，接收器可以被牵引、固定在海底或者位于钻孔内。固定的接收器具有低的运动噪音和更精确的位置。
本发明结果的精度取决于背景模型(MWA和MNA)代表勘测区域中海底下面实际电传导结构的良好程度。海底下面的导电率能够通过已知的方法获得，包括(a)测井曲线；(b)大地电磁测量；或者(c)从所收集CSEM数据的反演结果。
在上述方法中，本发明有效地除去了空气波效应，从而提高了目标信号。本发明用人造数据加以测试。下面是两个测试模型的结果。
实例
所有下述实例都采用一个以0.25赫兹的频率产生辐射的单位强度发射器。该数值的选择只是出于例证的目的，本领域的技术人员能够理解，其对本发明没有任何限制。
图6A所示的1-D模型用于产生用作具有空气波效应的场数据的数据系列。(图5A-5B和6A-6C中的指代数字与图3相同)。在图7A(振幅相对于偏移)和7B(相位相对于偏移)中对那些数据(FDWA)进行绘图。它们是小圆曲线，标定为71和72。该模型与图3基本上相同，只是在该实例中海水层的厚度为250.0m。如图3所示(但在图6中未显示)，x方向水平电偶极源被沿着从-15.0km到15.0km的x方向在海底上牵引50.0m。位于海底的接收器直接位于源牵引线的中点之下。图6B和6C分别显示了相应的有空气背景模型(MWA)和无空气背景模型(MNA)。对这两个模型的响应进行计算和绘图。图7A和7B中的曲线73和74是从图6B的MWA产生的DWA响应。图7C和7D中的曲线75和76表示来自MNA模型的DNA响应。通过从DWA中减去DNA计算空气波效应(AWE)。通过将接收器和源的参数设定成同时与所产生的场数据和计算得到的两个背景模型的响应相同执行标准化。然后，通过从FDWA中减去AWE从场数据中除去空气波效应，经过修正的数据(FDWA)如图7C和7D中的曲线77和78所示。能够注意到，显示相对于背景的未修正场数据的图7A和7B看上去与图4C和4F中显示的浅水结果非常相似，其中空气波占主导，因此具有目标的数据与背景数据之间的振幅没有分开。相对地，图7C和7D的已修正场数据看上去与图4A和4D的深水结果非常相似，其中具有目标的数据与背景数据之间良好地分开了，因为深水的空气波效应可以忽略不计。图7C和7D中的空气波效应也可以忽略不计，因为它已经通过本发明的方法加以除去了。
图8A显示了用于产生具有空气波效应的人造场数据(FDWA)的3-D模型。那些数据如图9A和9B上的曲线91和92所示(小圆数据点)。模型由空气31、海水32、有限尺寸的电阻方板81和均匀地表33构成。模型的顶部是非导电的空气半空间，而底部是导电率为1.0西门子/m的均匀地表。电阻板层为4.0km×4.0km×200m，导电率为0.01西门子/m，隐埋于海底1.0km下。海水层厚250.0m，其导电率逐步增加，在底部为3.0西门子/m，在表面为5.0西门子/m。x方向水平电偶极源11被沿着从-15km到15km的x方向在海底上牵引50m。从源发出的封闭曲线表示由源产生的电磁场。海底上配置5个接收器12。一个接收器直接位于板层的中心之上，并位于源牵引线的中点之下。另外4个接收器沿着牵引线(正x)方向以1.0km的间隔加以布置，然而在本实例中只使用直接位于电阻板边缘上方的一个接收器的数据。图8B和8C分别显示了相应的有空气背景模型(MWA)和无空气背景模型(MNA)。计算这两个模型的响应(分别称作DWA和DNA)。DWA如图9A和9B中的曲线93和94所示。DNA如图9C和9D中的曲线95和96所示。通过从DWA中减去DNA计算空气波效应(AWE)。然后通过从FDWA中减去AWE从场数据中除去空气波效应。经过修正的振幅和相数据(FDNA)如图9C中的曲线97和9D中的曲线98所示。图9C和9D显示，空气波效应使得非常难以预测目标是否存在，即使目标非常大。然而，图9C和9D显示，经过修正的数据清晰地从背景中区分出了目标信号。图10A和10B显示了理论的无空气波效应数据101和102。该理论结果从图8A所示的模型中计算出来，其中图8A中用海水代替了上空气层，与在图11的步骤112和114中计算电场的方法相同。实线95和96是“DNA”数据，也就是，从图8C的模型中计算出来。比较图10A中的曲线96和曲线95并比较图10B中的曲线102和曲线96表明，该修正非常有效。该实例显示了本发明在除去3-D模型中的空气波效应的有效性。
前述的说明致力于本发明的特殊实施例，是出于例证它的目的。然而对于本领域的技术人员，显然，有可能对本文说明的实施例进行多种修饰和改变。例如，本发明是使用水平电偶极作为示例电磁源加以讨论的；然而，本发明同样能够应用于任何其他的CSEM源，例如垂直磁偶极。另外，本发明在新鲜水和在盐水中同样有效，同时用词“海水”应当相应地加以解释。所有这些修饰和改变都在由附加权利要求限定的本发明范围之内。

Claims (4)

1.一种用于从海洋覆盖区域收集的频域受控源电磁勘测数据中除去空气波效应的方法，包括如下步骤：
(a)构建该区域的第一模型，其从上到下具有空气层、海水层和海底层，所述模型反映了已知的海洋测深学以及导电率；
(b)采用该第一模型，在勘测中的所有源和接收器位置计算由源产生的电磁场，其中电磁场是通过求解Maxwell方程计算出来的；
(c)通过用海水替换第一模型中的空气层构建该区域的第二模型，然后在相同的源和接收器位置为第二模型计算电磁场；
(d)将计算得到的各个场之间的接收器和源参数以及勘测数据标准化；
(e)通过从利用第一模型在每个接收器位置为每个源位置产生的场中减去利用第二模型产生的场计算空气波效应；和
(f)从在每个接收器位置为每个源位置得到的实际勘测数据中减去计算得到的空气波效应。
2.根据权利要求1中的方法，其中接收器和源参数是天线长度和源强度。
3.根据权利要求1中的方法，其中源是如下类型之一：水平电偶极；水平磁偶极；垂直电偶极；垂直磁偶极；前述类型的组合。
4.根据权利要求1中的方法，其中该计算步骤利用了用至少一个如下方法获得的源和接收器的位置和方位测量结果：(a)声学方法；(b)全球定位系统；(c)磁罗盘；和(d)惯性导航。
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