CN101194262B - 在海洋电磁勘测中判断地球垂直电各向异性的方法 - Google Patents

Abstract

公开了一种从近海电磁勘测测量判断地球垂直电各向异性的方法。该方法要求在线(6)和离线(7)数据并包括至少主要对垂直电阻率敏感的至少一个电磁场分量，和至少主要对水平电阻率敏感的另一分量(71)。使用水平电偶极源，在线Ez和离线Hz测量是优选的。对于水平磁偶极源，在线Hz和离线Ez是优选的。大地电磁数据可由仅对水平电阻率敏感的受控源数据替代。若干Maxwell方程是用正演模型求解的(72)，或用各向同性或各向异性的地表电阻率模型通过反演求解。

Description

在海洋电磁勘测中判断地球垂直电各向异性的方法

本申请要求2005年6月9日申请的第60/688841号美国临时专利申请的权益。

技术领域

本发明一般涉及近海环境中受控源电磁勘测领域，其中受控电磁发射机被拖曳到海床上的电磁发射机上方或定位在海床上的电磁接收机之间，用于碳氢化合物的开采、开发、和/或生产。具体地，本发明是用于判断给定位置处用水平电流测量的地球电阻率和用垂直电流测量的电阻率之间的差值的方法。

背景技术

近海受控源电磁(“CSEM”)勘测的结果，如用授予Srnka的美国专利第6,603,313号以及2003年3月13日公开的美国专利公开第2003/0050759号(Srnka等人)揭示的方法所获得的结果，已经表明地球中的电阻率可很大程度上取决于这些测量采用的电流的方向。具体地，垂直电阻率可比水平电阻率大得多(两倍或更多倍)，特别是在完好分层的岩石，如页岩中，且可随位置不同改变大小。该现象也称为电各向异性，或本领域技术人员所谓的电垂直横断各向同性(“EVTI”)。地球电阻率也可按方位角改变(即，在罗盘方向)，但该各向异性效果似乎比碳氢化合物开采中感兴趣的沉积盆地中EVTI的重要性小的多(即，大小要小得多)。

EVTI的出现使在海床电磁接收机接收的信号失真，相对无EVTI时接收的信号，该接收机用在海洋CSEM勘测中以水平电偶极(“HED”)或水平磁偶极(“HMD”)受控源采集信号。该失真影响与储集层的碳氢化合物的出现关联的海洋CSEM电阻率异常的解释。这样的失真效果出现在测量的海床场的振幅和相位中，并随频率改变。这些失真可掩盖碳氢化合物的出现(假阴性)或不正确地提示碳氢化合物的出现(假 阳性)。这类失真在许多CSEM勘测中都观察到。

供碳氢化合物应用的海洋CSEM勘测已经用HED受控源获得，这是由于它们操作优点和能量良好地耦合到地球中。(Chave等人，“Electrical Exploration Methods for Seafloor”，ElectromagneticMethods in Applied Geophysics 2，931-966，Soc.Expl.Geophysics，Tulsa(1991))。HED源在地球中产生垂直和水平电流。HMD源也产生垂直和水平电流，但到现在还没有用于近海碳氢化合物应用，这是由于它们低功率和其他操作限制。垂直电偶极(“VED”)方法(Edwards等人，J.Geophys.Res.86B，11609-11615(1981))主要在地球中产生垂直电流，但比HED源效率低的多。垂直磁偶极(“VMD”)源基本仅产生水平地电流，且迄今还没有用在海洋CSEM勘测中，这是由于操作上的缺点。在线(online)和离线(offline)(“侧向地(broadside)”)水平平行海床电场(horizontal inline seafloor electric field)(Ex)分量和交叉(crossline)(Ey)海床电场分量的测量是属于结构研究的海洋CSEM勘测领域中公知的，该电场分量度量来自HED源的地球响应。

本领域技术人员公知，地球电阻率可以是各向异性的。例如，参看Keller和Frischnecht，Electrical Methods in GeophysicalProspecting，33-39，Pergamon(1966)；Kaufmann和Keller，Frequencyand Transient Soundings，257-284，Elsevier，N.Y.(1983)；Negi等人，Anisotropy in Geoelectromagnetism，Elsevier，N.Y.(1989)；Zhdanov和Kell er，The Geoelectrical Methods in GeopphysicalExploration，119-124，Elsevier，N.Y.(1994)。几个作者教导了如何计算(建模)多种受控源的各向异性地球电响应。例如，参看，Chlamtac和Abranmovici，Geophysics46，904-915(1981)；Yin和Wei delt，Geophysics 64，426-434(1999)；Yin和Maurer，Geophysics66，1405-1416(2001)。而且，几个作者讨论了方位电各向异性的解释(如，Watson和Barker，Geophysics64，739-745(1999)；和Linde和Peterson，Geophysics69，909-916(2004)。其他人讨论了EVTI的解释(Jupp和Vozoff，Geophys.Prospecting 25，460-470(1977)；Edvards等人，Geophysics49，566-576(1984)；和Christensen， Geophys.Prospec ting48，1-9(2000))使用多种受控源。Tompkins等人(“Effect of Vertical Aniso tropy on Marine Active SourceElectromagnetic Data and Inversions”，EAGE第65届年会，法国巴黎，摘要E025(2004))描述所收集的用于碳氢化合物应用的海洋CSEM数据中EVTI的几个效果，其仅使用(海床)电场测量。

Jupp和Vozoff(上面的引用)描述利用陆上CSEM和大地电磁(MT)数据来估计EVTI。他们使用仅在源线(source line)测量的零频率(DC)受控源HED数据，且没有讨论海床或海床附近的近海应用的情形，这里电磁响应与陆上显著不同。DC受控源电阻率数据是在沿源线的距离接地HED源多个距离处测量的水平静态电场值，且对垂直和水平电阻率都敏感，如这里引用的参考文献中讨论的那样。Jupp和Vozoff使用合成数据示出，EVTI可从仅对水平电阻率敏感的数据判断，该电阻率与DC HED数据结合。MT数据仅对水平电阻率敏感，这在现有技术中是公知的。Jupp和Vozoff描述了一维反演算法，该算法使用DC HED和MT数据成功解决EVTI。 

定量地判断EVTI影响的程度(如Chlamtec)的出版结果试图用传统CSEM数据这样做，该数据是电场分量的海底测量，通常是水平分量。但它们都没有提出特殊数据采集技术，如使用某些源和接收机组合，且其他电磁场分量，如Hz的测量和随后的数据处理步骤结合从而评估EVTI。上面提到的出版物都没有揭示垂直磁场(Hz)测量和电场测量结合的使用以便确定EVTI。然而，为了电磁勘探陆地，使用Hz数据是本领域公知的，例如使用大地电磁中Tipper值检测3D结构(Kaufman和Keller，The Magnetotelluric Method，483-484，Elsevier(1981))，或为电阻率深度探测使用在中央环感应(centralloop induction)方法中垂直磁偶极(VMD)源中心收集的Hz数据(Zhdanov和Keller，The Geoelectrical Methods in GeophysicalExploration，396-411，Elsevier(1994))。

出版的文献似乎都表明有用的陆上Hz响应可由深海水中近海Ez响应取代(Berdichevsky等人，Marine Deep Geoelectrics(俄文)，Nauka，Moscow(1989)；Golubev和Zhdanov，Consortrium forElectromagnetic Modeling and Inversion Annual Report，175-217，U.Utah(1998))。虽然CHeesman等人(Geophysics52，204-217(1987)给出对于HED海床源计算的离线Hz值，他们没有揭示其与在线海床Ex，Ey或Ez信号结合使用，也没有讨论Hz用于判断EVTI。Boulaenko等人，(2006)专利公布第WO 2006/052145号描述一方法，该方法采用海床接收机数据的数学反演用VMD和HMD源评估垂直电各向异性。

发明内容

在一个实施例中，本发明是计算机执行的方法，其用来从近海环境中位于水底下面的地表下区域的电磁勘测判断地球垂直电各向异性，所述的勘测使用电磁源和多个电磁接收机，所述方法包括：(a)从勘测结果获取在多个在线接收机位置和离线接收机位置的电磁场数据，所述数据包括仅对垂直电阻率敏感的电场分量，和仅对水平电阻率敏感的电场分量，其中“在线”和“离线”是相对电磁源位置的勘测线(“源线”)定义的(图7中步骤71)；(b)解Maxwell电磁场方程，以便获取在地下区域中位置(x，y，z)处水平电阻率和垂直电阻率，使用勘测采集参数和测量的电磁场数据(步骤72)；和(c)从计算的水平和垂直电阻率获取位置(x，y，z)处的垂直电各向异性的测量值(步骤73)。 

附图说明

本发明及其优点将通过参考下面详细说明及附图得到更好的理解，其中： 图1示出本发明一个实施例的勘测几何构型； 图2示出用于发生示例EVTI响应的勘测几何构型和电阻率模型； 图3A示出在线Ex振幅，而图3B示出HED源和变化的EVTI值的Ex相位，其中分别对应图2的模型有电阻层和无电阻层； 图4A示出在线Ez振幅，而图4B示出HED源和变化的EVTI值的Ez相位，其中分别对应模型有电阻层和无电阻层； 图5A示出离线Hz振幅，而图5B示出HED源和变化的EVTI值的Hz相位，其中分别对应模型有电阻层和无电阻层； 图6示出离线Hz(对于HED源)对变化的ρh值敏感而对EVTI不敏感；且 图7是流程图，其示出本发明方法中的基本步骤。 

本发明将结合其优选实施例说明。然而，在某种意义上来说，下面的详细说明是针对本发明特定实施例或特定应用，其目的仅是为了说明而不能解释为对本发明范畴的限制。相反，其涵盖了所有可包括在由权利要求界定的本发明精神和范畴内的替换，修改和等效物。

具体实施方式

本发明是判断电垂直横向各向异性对受控源海洋电磁勘测数据的影响的方法。本发明需要为至少一个在线电磁场分量和至少一个离线分量测量的数据，具体分量的选择取决于源的类型。本发明取决于实现某些电磁场分量主要或几乎仅对垂直电阻率或水平电阻率敏感，而非对垂直或水平电阻率两者都敏感，然而，其他电场分量对两者都敏感。为了利用这些事实，CSEM源需要产生垂直和水平电流。采用两类海洋CSEM源，HED和HMD。本发明规定这两类源中每一类要求的特定的电磁场测量数据。

HED源对于HED源，优选获得表示同时测量下列项的数据：a)垂直磁场(Hz)，和电场(Ex)的水平平行(x)分量，或磁场(Hy)的交叉(y)分量中的一者(或两者)，在对电磁源线离线的位置测量的所有响应；和下面在在线位置测量的响应：b)当前采用的垂直电场(Ez)响应，和水平平行或轴向(inline)电场(Ex)和交叉磁场(Hy)响应中的一者(或两者)。 

HMD源对于HMD源，优选获得表示同时测量下列项的数据：a)在线垂直磁场(Hz)，和在线水平平行磁场(Hx)和在线水平交叉电场(Ey)响应中的一者(或两者)；以及：b)离线垂直电场(Ez)响应，和离线水平平行磁场(Hx)和离线水平交叉电场(Ey)响应中的一者(或两者)。 

存在这两个实施例的组合，其中HED和HMD源都被采用，要么同时要么依次，且对于每个源类型合适的海床电场和磁场响应都如上述那样测量。

在本发明的这些实施例中，使用HMD受控源，上面给出的数据采集要求的部分基本原理是Hz在线仅对水平电阻率敏感，而Ez离线仅对垂直电阻率敏感；然而，Hx和Ey在线和离线都受EVTI影响(即， 受水平和垂直电阻率影响)。HMD响应可在迭代模型和下述反演方法中单独使用，或它们可结合HED响应使用。

类似地，在这些使用HED源的实施例中，部分基本原理是在线Ez数据仅对垂直电阻率敏感，而离线Hz数据仅对水平电阻率敏感，且在x＝0处变为最大；然而，所有在线和离线Ex和Hy数据含来自垂直和水平电阻率的响应。HED响应也可单独使用或结合HMD响应使用。

频域或时域技术都可用于数据采集，处理，分析，和解释。时域和频域技术之间的选择大体上由本领域技术人员所良好理解的操作考虑(如水深)决定。

本发明要求的源、海床仪器、电场和磁场传感器也是近海CSEM或大地电磁勘测领域技术人员公知的。

图1示出本发明可能的数据采集(勘测)几何构型。在海表面或其下的船只1沿源线5拖动海床4附近的HED源2和/或HMD源3，并发射规定波形的电流。可替换地，HED和/或HMD源可以静止方式设置在沿线5的每对单个在线海床电磁接收机6之间的海床附近或与其接触，同时进行源波形发射。选择使用连续拖动的和/或静止源取决于多种操作勘测条件，但主要取决于电磁噪声环境。源发生的和自然噪声都随水深度减小而增加，在浅水(通常150米或更小)中使用静止源有利，因此可使用非常长的数据加和(叠加)时间，而没有数据的横向脱尾(lateral smearing)，从而抑制随机噪声。源波形发射可由多种合适持续时间的波形组成，如在Lu等人的PCT专利公开WO2005/117326中描述的波形，或更一般地在两个前面提到的Srnka专利公开中描述的那样。离线接收机7记录由于某些源激发导致的地球电磁响应，同时与由在线接收机6测量的响应一起记录。源线，在线接收机，和离线接收机设置在地球内地下地质构造(geologicformation)8上或其附近的海床上，该区域已经被识别为可能的碳氢化合物储集层或其他资源。海床接收机设置在距离HED或HMD源的多个距离处，使用一致的或不一致的接收机间间隔(或两种方式都采用)，如从预期的海床响应的预勘测模型或通过操纵限制判断的一样，这被本领域技术人员良好理解。通常，接收机的平行(inline)和交叉间隔在500米到5000米之间。

借助上述获得的电磁数据，本发明允许使用一个或多个数据分析和解释方法，判断勘测的每个在线和离线接收机组合包围的区域中的EVTI值。任何EVTI提供的量，深度，和横向分布是从可变勘测频率的水平和离线场响应的分析判断的；最高频率判断最浅深度的EVTI(从海床开始并向下延伸近似一个EM趋肤深度)，而最低频率提供有效透射从最浅深度到最大深度的积分的EVTI影响(近似散射EM波长的一半，或π(pi)倍电磁趋肤深度)。该判断允许从海床CSEM数据中除去或解决EVTI影响，以便可执行精确预测储集层电阻率(即，掩埋目标储集层的电阻率)。

本发明方法中应用至平行和离线电场和磁场数据的单个数据处理步骤是近海CSEM勘测领域技术人员使用的标准程序。

本发明数据分析和解释方法包括但不限于四个互补方法：

(1)用各向同性地球计算算法在数字计算机上迭代1D，2D和/或3D正演模型，对包括在这里提及的参考文献的领域中技术人员来说是公知的，其中实际数据(振幅和/或相位)与模型响应比较(振幅和/或相位)，且随后调整模型以便匹配实际场数据和模型的响应。在该各向同性解释方法中，如果要使用HED数据，则用垂直电阻率对在线响应建模，且离线响应用水平电阻率建模，而如果使用HMD数据则相反(看下面的表1)。垂直电阻率模型的迭代调整是通过比较EM场分量的测量数据，其优选仅对，至少主要对垂直电阻率敏感，且相应地，水平电阻率模型也相应处理。这里，使用离线数据，数据优选来自严格侧向源(即，在图1中x＝0处)的接收机。在线到离线模型结果的比率(电阻率对深度z和位置x，y)然后提供作为深度和位置函数的EVTI的近似值。 

(2)用包括EVTI的各向异性地球计算算法在数字计算机上迭代1D，2D和/或3D正演模型，对包括前面提到的Yin和Maurer的文章的领域中技术人员来说是公知的，其中实际数据(振幅和/或相位)与模型响应比较(振幅和/或相位)，且随后调整模型以便匹配实际场数据和模型的响应。在该各向异性解释方法中，在线和离线响应是用垂直和水平电阻率估计同时建模的。最终模型解然后包含作为深度和横向位置函数的EVTI值(量)。 

(3)数字计算机上用各向同性电阻率算法的自动1D，2D，和/或3D数学反演(成像)是本领域技术人员公知的(例如参看，Newman等人，Three Dimensional Electromagnetics(Oristaglio and Spies，eds.)Soc.Expl.Geophysicists，Tulsa，299-321(1999))。在各向同性反演方法的一个实施例中，对于HED源Ex在线和Ez在线(或对于HMD源Hx在线和Hy离线)，和HED源的离线Hz(或对于HMD源的Hz在线)被分别输入到反演程序，然后该程序用数值优化算法独立求解量，深度，和水平和垂直电阻率的横向分布，该水平和垂直电阻率的电磁响应最好地匹配观察到的海床数据。然后通过形成每个深度和位置处反演的垂直电阻率对水平电阻率的比率求得EVTI。对于各向同性正演模型，关键是一个反演解使用电磁场数据，该数据对垂直电阻率更敏感，同时其他反演解使用对水平电阻率更敏感的数据。 

(4)使用各向异性1D电阻率算法的数字计算机上的自动数学反演(成像)程序(例如，参看前面提到的Tompkins等人的文章)，和本领域技术人员开发的2D及3D频域和时域有限差分算法的各向异性扩展(例如，参看Weiss等人，Geophysics 67，1104-1114(2002)；和Weiss等人，Geophysics68，922-930(2003))。在该各向异性反演法中，在线和离线响应被联合输入到反演程序中，然后使用数值优化算法求解量，深度，和水平和垂直电阻率的横向分布，该水平和垂直电阻率的电磁响应最好地匹配观察到的海床数据。 

各向同性方法要求两个独立计算机运行迭代正演模型程序或反演程序。一个运行涉及至少一个电磁场分量的数据，该电磁场分量优选仅，至少主要仅对水平电阻率敏感，且输出是水平电阻率数据量。另一个运行涉及至少一个EM场分量的数据，该EM场分量优选仅，至少主要仅对垂直电阻率敏感，且输出是垂直电阻率数据量。各向异性方法输入所有数据至单个运行中。该数据可以是对垂直和水平电阻率都敏感的场分量的数据；然而，如果数据包括仅对垂直电阻率敏感的分量和仅对水平电阻率敏感的另一个分量，则该方法效果更好。因此，一个方法的优选电磁数据集将是对所有方法(对于给定源类型)优选的集合。表1列出对于HED和HMD源类型，并且对于在线和离线接收机位置，对垂直电阻率ρv和水平电阻率ρH的敏感度，和对两者的 敏感度。(优选的离线数据来自侧向源的位置。)本发明最感兴趣的表1中的项是数据至少主要取决于ρv或ρH的项。从表1和本方法前面的描述中可以看到，本发明所有优选实施例要求至少一个EM场分量的在线测量值和至少一个EM场分量的离线测量值。额外的数据提供预期的数据冗余的好处。在表1中，对ρv或ρH标注“仅”的敏感度采用平层地球模型，且必须认识到实际情形，如敏感度将不会如此单纯。还必须认识到，表1应用于近海环境。对于陆上应用，表1将显著改变。

表1 

本领域技术人员将很容易认识到所有上述方法，无论各向同 性或各向异性，正演模型或反演模型，涉及通过计算机辅助数值方法解Maxwell电磁场方程。如果源采集参数，以及背景电阻率(盐水等)，和至少两个EM场分量的测量数据都是已知的，则唯一未知的是目标电阻率，而其可求解出。

迭代正演模型方法通常是计算机执行的，但通常要求手动引导的。数据解释器通常输入已知或估计的电阻率参数至开始深度模型。这样的模型可包括其他参数，如海水深度，水电阻率及其垂直梯度，空气的电阻率，和基于现有知识(如，来自类似区域的测井曲线)的地球电阻率的第一次猜测值，相关数据(如，通过统计关系转换为电阻率的地震速率)，和该技术中一般经验知识。通常选择一致的背景电阻率值。初始电阻率模型的主要影响是加速或延迟收敛。然后，对于所选输入值，该模型在计算机上用解Maxwell方程的算法运行，且作为结果，为对应于实际数据的勘测配置获取合成数据。然后解释器基于可获得的预期响应的知识，比较几个位置的合成数据和实际数据，并修正模型中的电阻率以便使合成数据更接近实际数据。该过程通常被重复多次直到满足解释器设定的标准，即最终电阻率-深度模型的合成数据匹配某些接受边界内的实际数据。如果过程是不收敛的，则通常意味着地质复杂，要求更多频率，源-接收机距离，和E或H分量需要被检查，或测量的数据由于某种原因有错误。

在反演方法中，数据解释器用已知值(海水，空气等)和地球电阻率的起始猜测值建立起始电阻率深度模型，该地球电阻率的起始猜测值通常被当作是一致的和经验判断及附近值的区域的代表，如上面正演模型方法描述的那样。然后实际数据被输入到计算机算法和起始电阻率模型中，且算法通过解Maxwell方程发生合成数据，这通常是通过本领域公知的数值迭代方法实现的。在本发明优选实施例中，算法使用数学技巧，如实际数据和合成数据之间差中获得的梯度，从而发现模型中的变化，这将导致在程序的下一次迭代中最小化实际数据和合成数据之间的失配。计算机算法比人工解释能够处理更复杂的数据和模型，并被允许继续操作其内部迭代程序直到实际数据和合成数据之间失配达到某个预设的小值。此时，数学结果收敛到最优解，该解对应于最终电阻率-深度模型，其最好地表示包括所出现的任何 碳氢化合物的实际地球电阻率结构。

本发明的用户可能选择这样的实施例，例如其中使用了这里描述的迭代模型和频域中反演，但限制在各向异性计算机程序和算法中，从而提供EVTI结果交叉检验从而更好地包括解释器的地质知识。例如，所选数据可能已经用HED受控源获取，该HED源要么在海床附近(优选在25和50米之间)被拖动，或设置在沿源线的连续海床接收机对之间海床上静止位置。在这样的情形中，仅需要在线Ex和Ez电场响应，其仅利用离线Hz响应在多个在线和离线范围同时测量，对于300000安培-米的HED强度(偶极矩)，对于在线，该范围通常在零(0)到12000米之间，对于离线，该范围通常在一(1)到8000米之间。本领域技术人员将理解，对于这些响应测量，在线和交叉(离线)范围，即，源-接收机距离的选择，取决于勘测中所用的源强度和频率，而源强度和频率又取决于地球预期的水平和垂直电阻率和到感兴趣目标的深度。

对于仅对水平电阻率敏感的场分量测量，表1中各项的替换以被动源电磁测量形式存在。测量无人工操作源中电磁响应是已知技术，即所谓的大地电磁(“MT”)勘测。公开的出版物揭示了如何用被动源海洋大地电磁(“MMT”)方法测量海床下地球电阻率(Constable等人，Geophysics63，816-825(1998)；Hoversten等人，Geophysics65，1476-1488(2000))。大地电磁的能量源是地球环境磁场的自然波动，主要是由于电离层波动和闪光。MMT测量通常被限制在水平电场和磁场(Ex，Ey，Hx，Hy)，虽然垂直电场(Ez)数据有时对估计地理结构的横向变化有用(Zhdanov和Wan，“Three-dimensional marinemagnetotellurics for petroleum exploration”，SEG 2003 AnnualMeeting Expanded Abstracts，537-540(2003))。这些数据的分析产生几乎完全限制在水平电阻率的信息。

例子

代替本发明要求的实际CSEM数据类型和组合，采用本领域技术人员公知的1D方法的数值计算这里被用来示例说明了本发明利用的EVTI响应。图2示出用于该模型计算CSEM响应数据的勘测几何构型。该例子使用3000米海水深度和掩埋在海床4下面1000米处的50米厚， 模拟的碳氢化合物储集层9。图3A和3B示出HED源归一化的(即，长度一米和一安培电流的单位偶极响应)在线Ex海床场振幅计算的变化，其单位为伏特/米(图3A)，和由振幅变化的EVTI(1∶1到5∶1 EVTI比率ρv∶ρh，其中ρv是垂直电阻率，ρh是水平电阻率)引起的绝对相位(图3B)，对于0.25赫兹的正弦源频率，对应于图2中的勘测几何构型和地球参数。通常在地球中碳氢化合物层上面和下面发现各向异性，且如果，例如储集层是高度分层的，也可在碳氢化合物层内发现。但除非碳氢化合物层足够厚从而被电磁数据解析，否则其EVTI影响在模型数据中不足以大到重要，且因此储集层(reservoir)可假定对这些模拟具有各向同性电阻率。HED在x方向上对齐(有时称为XED源)。(通常在MCSEM操作中将基本是长线的HED源与其被拖动的方向对齐，，这是在被连接到一端的缆绳拖动时自然采用的取向。)对于该计算，水平电阻率ρh被设定为1.0ohm-m(下面图6中示出的某些情形例外)。水平轴是沿源线的距离x，该距离是根据移动源距离特定在线接收机的距离测量的，即，一个沿源拖动线5设置的接收机6(参看图1)。本领域技术人员将理解，输入参数的其他值可同样良好地用在该说明中。储集层9被假定电阻率为100ohm-m(电各向同性，EVTI＝1)。6个曲线显示储集层9有或无，和对于过载EVTI和无过载EVTI的变化值时的多个情形中海床接收机响应。在图3A-B到4A-B的所有图中，按下面的准则，标识号的第二位表示EVTI值和模型中是否出现储集层(“WR”)或未出现(“NR”)：1表示EVTI＝ρV/ρH＝1，WR；2表示EVTI＝2，WR；3表示EVTI＝5，WR；4表示EVTI＝1，NR；5表示EVTI＝2，NR；和6表示EVTI＝5，NR。(ρh固定为单位值，ρv以ohm-m为单位时，EVTI数值相同)。可以看到随着EVTI影响增加，目标层的有无的差逐渐减小，这说明对本发明的需要。

图4A和4B示出在线Ez响应的同样的计算。这些图(3A-B和4A-B)表明无各向异性(EVTI＝1，或ρv/ρh＝1∶1)的WR响应，对于碳氢化合物填充的储集层，即曲线31和41被EVTI＝2和EVTI＝5的情形中无储集层的NR响应包括，即分别被曲线35-36和45-46包括。本领域技术人员将易于从图3A-B和4A-B中看出，作为掩埋的碳氢化合物储集层响应的指示的在线Ex和/或Ez响应的分析和解释，可容易变成源自约为3到4的EVTI值且无储集层出现的假阳性指示。

与图3A-B和图4A-B所示的响应对比，图5A和5B示出对于这些相同EVTI范围和图2中给出的勘测几何构型的离线Hz海床振幅(单位为安培/米)和相位响应，位置直接从HED源侧向(x＝0)。水平轴是垂直于源线的距离y。虽然图2仅示出一行离线接收机，模型计算是为几个y值处接收机执行的。在图5A-B中所有这些响应曲线彼此交叠，除了图5B中曲线56(EVTI＝5，NR)，其偏离反应对于最大EVTI(5∶1)的小相位影响，这是由于不含模型化的碳氢化合物的电各向同性储集层(“NR”)的出现。该小相位影响在没有该层时消失(即，EVTI也为5∶1)。 

图5A-B示例说明了Hz离线对EVTI不敏感，与表1中项一致，从而实现对于HED源离线Hz仅取决于ρh。图6示出对于图2中勘测构型的x＝0处的Hz的计算，但现在对于三个情形61，62，和63，这里水平电阻率ρh的值分别为1.0，2.0和5.0ohm-m，且掩埋层已经除去。曲线61实际是三个虚拟叠加的曲线。由61表示的这三个情形是ρv＝1，2和5ohm-m，ρh保持恒定为1ohm-m。曲线62是模拟结果，ρh＝ρv＝2ohm-m，而曲线63对应ρh＝ρv＝5ohm-m。 

从图6中可明显看出，Hz离线对ρh的变化值敏感而对EVTI不敏感。因此，Hz离线的测量可用迭代模型或反演独立判断ρh，如这里所述。可以注意到，仅从离线Hz数据获取的ρh结果可用来识别电阻异常。这样的数据不受EVTI影响。然而，仅ρh信息，或仅ρv信息对于唯一识别感兴趣的异常是不够的，因为，例如以Hz数据为例，由于ρh的变化导致的Hz的变化非常小。进一步可以注意到，对于变化的EVTI，在线Ez测量将产生(未示出)类似于图5A-B的结果。这在图4A-B中看不到，因为这些例子的计算通过保持ρh恒定ρv变化而获得不同的EVTI值。如果ρv保持恒定，而ρh变化，则图4A-B将示出所有6个虚拟叠加的参数曲线，如图5A-B所示。(在线Ez仅对ρv敏感(对于HED源)；参看表1。) 

前面的描述旨在本发明特定实施例，目的是为了说明它们。然而，对本领域技术人员来说显然，对这里描述的实施例可做出许多修改和变化。所有这些修改和变化都在权利要求界定的本发明的范围内。 

Claims (23)

1.一种用于判断碳氢储层的方法，该方法用于从近海环境中位于水底下地下区域的电磁勘测判断碳氢储层，所述勘测使用电磁源和多个电磁接收机，所述方法包括：

(a)从所述勘测结果获取多个在线和离线接收机位置处的电磁场数据，所述数据包括至少主要对垂直电阻率敏感的场分量和至少主要对水平电阻率敏感的场分量，其中“在线”和“离线”是相对于电磁源位置的勘测线，即“源线”，定义的；

(b)利用勘测采集参数和所测量的电磁场数据，解麦克斯韦电磁场方程以获得在所述地下区域中(x，y，z)位置处水平电阻率和垂直电阻率；

(c)从所计算的水平和垂直电阻率获取位置(x，y，z)处垂直电各向异性的测量值；和

(d)使用垂直电各向异性的测量值来解释碳氢出现的电磁场数据。

2.如权利要求1所述的方法，其中所述位置(x，y，z)是所述地下区域的子区域代表，所述子区域含一对接收机位置，一个在线一个离线。

3.如权利要求2所述的方法，其中为对应于每个在线和离线接收机对的子区域重复所述垂直电各向异性判断。

4.如权利要求1所述的方法，其中所述垂直电各向异性判断的深度z受所述勘测的源的频谱中频率趋肤深度限制。

5.如权利要求2所述的方法，其中所述离线接收机位于所述在线接收机侧向，其中所述侧向是同一x坐标，而其中所述源线定义x方向。

6.如权利要求1所述的方法，其中所述垂直电各向异性的测量值是所述垂直电阻率除以所述水平电阻率。

7.如权利要求5所述的方法，其中两个接收机位置的所述电磁场数据包括同时测量并且以位于这两个接收机相同x位置处的源测量的数据。

8.如权利要求1所述的方法，其中所述电磁源是水平电偶极。

9.如权利要求8所述的方法，其中所述至少主要对垂直电阻率敏感的场分量是在线Ez，而所述至少主要对水平电阻率敏感的场分量是离线Hz。

10.如权利要求1所述的方法，其中所述电磁源是水平磁偶极。

11.如权利要求10所述的方法，其中所述至少主要对垂直电阻率敏感的场分量是离线Ez，而所述至少主要对水平电阻率敏感的场分量是在线Hz。

12.如权利要求1所述的方法，其中所述电磁场数据包括Hz数据，其中z表示所述垂直方向。

13.如权利要求1所述的方法，其中利用地下区域及其上方的空间的假定的电阻率模型求解所述电磁场方程获取电磁场分量值，比较场分量的计算值和测量值，调整所述模型电阻率值以补偿任意差值，并重复该过程直到在预定标准内获得一致。

14.如权利要求13所述的方法，其中所述模型是各向同性，即电阻率与电流方向无关，且该模型每次迭代运行两次，一次假定只有水平电阻率，即垂直电阻率＝0，一次假定只有垂直电阻率，即水平电阻率＝0。

15.如权利要求14所述的方法，其中所述电磁源是水平电偶极，且假定只有垂直电阻率的模型是利用在线Ez数据运行的，而假定只有水平电阻率的模型是利用离线Hz数据运行的。

16.如权利要求14所述的方法，其中所述电磁源是水平磁偶极，且假定只有垂直电阻率的模型是利用离线Ez数据运行的，而假定只有水平电阻率的模型是利用在线Hz数据运行的。

17.如权利要求13所述的方法，其中所述模型是各向异性的，即电阻率取决于电流方向，而所述模型每次迭代运行一次。

18.如权利要求1所述的方法，其中利用所测量的场响应作为已知量求解所述电磁场方程，并通过迭代数值方法反演场方程从而收敛到所述地下区域的电阻率模型上。

19.如权利要求18所述的方法，其中所述电阻率模型被假定是各向同性的。

20.如权利要求18所述的方法，其中所述电阻率模型被假定是各向异性的。

21.如权利要求18所述的方法，其中所述电磁源是水平电偶极，而所述电磁场数据包括在线Ez和离线Hz数据。

22.如权利要求18所述的方法，其中所述电磁源是水平磁偶极，且所述电磁场数据包括在线Hz数据和离线Ez数据。

23.如权利要求1所述的方法，其中为对水平电阻率敏感的分量获取大地电磁数据，即利用转向或移出接收机接收范围的电磁源采集的数据。

Images