CN1950721A - 关于碳氢化合物储藏的电磁勘探 - Google Patents

Abstract

本发明披露了一种分析被认为或者已知含有地下碳氢化合物储藏的区域的水下受控源电磁(CSEM)勘探的结果的方法。该方法基于由成对的源和接收机位置获得的窄带电磁场数据的波场外推。所述数据包括在0.01Hz和60Hz之间的多个离散频率。对这些离散频率的每一个进行波场外推，以提供作为勘探区域下面的位置和深度的函数的电磁分散系数的分布。然后组合这些分布以提供电磁分散系数的可以显示的图像。该方法能够快速提供能够被容易解释的可显示图像。

Description

关于碳氢化合物储藏的电磁勘探

技术领域

本发明涉及关于油和其它的碳氢化合物储藏的受控源电磁(CSEM)勘探。

背景技术

CSEM勘探是一种用于定位油和碳氢化合物储量的有价值的研究工具。在典型的CSEM勘探中，一个电磁(EM)源和多个EM接收机被设置在海底或其附近。由EM源广播的信号向外传播进入覆盖在上面的海水，向下传播进入海底和地下地层。给定各个介质的典型的电阻率，借助于电磁场的扩散进行传播。由接收机检测到的广播信号的分量携带着关于和其发生了相互作用的介质的电特性的信息。根据地质反演技术对所接收的信号的随后的分析使得能够表征要被识别的地下地层。例如，可以识别一般和碳氢化合物的储量相关的高电阻率的区域。为了全面地勘探海底的一个区域，EM源一般在感兴趣的区域上方被牵引，因此可以采集源-接收机几何形状的范围内的数据。

虽然CSEM勘探可以对地下地层的电特性提供有价值的洞察，但是常规的CSEM勘探和数据分析技术具有许多限制。

当前的分析技术一般要求使用特定的源和接收机几何条件的组合[1，2，3，4]采集数据。从源和接收机的相对布置及其相对方位来看确实如此。要求对于多个特定的源和接收机几何条件采集数据，对于在接收机阵列的上方牵引EM源期间可以采集的有用数据的数量强加了限制。此外，因为CSEM勘探通常借助于在接收机阵列的上方多次牵引EM源进行，以提供关于不同的源-接收机方位的数据，用于提供适合于常规的地质反演分析技术的数据的勘探处理可能是费时的。

已经进行了解决与提供更适合常规反演分析的数据相关的困难的若干尝试。例如，提出了特定的EM源配置[5]。

常规的CSEM勘探和数据分析技术的另一个限制是：它们不能快速地提供代表在勘探区域下面的地下地层的电特性的可容易解释的输出。这意味着难于实时地对勘探结果作出反应，例如，以便集中在一个较大区域内的一个可能特别感兴趣的区。来自CSEM勘探的典型的初始结果包括表示来自不同的源-接收机方位以及对于源和接收机配对之间的不同距离的数据的组合的曲线[1]。这些曲线的功能形式由地下电阻率的改变来确定。不过，在其形式不能以可以立即解释以提供可能的地下碳氢化合物储藏的深度、范围、电阻率等的方式被确定。而是，对曲线表示的数据应用地质反演技术，例如，地下地层的电阻率图。虽然这种处理可以获得精确的地下模型，但是用于勘探数据的全波三维(3D)反演所需的时间和计算可能是非常巨大的。利用几天时间来完成勘探数据的地质反演分析是不合理的。此外，反演处理通常需要大量的地下地层结构的先验的知识，并可能需要许多次试错参数调整。此外，地质反演技术的性质意味着，它们一般只产生平滑的地球参数化。

因而，需要一种技术，其使得可对CSEM勘探数据进行几何约束较少的采集，并使得这种数据能够以容易解释的方式被快速地表示出来，以便可以快速而直观地识别碳氢化合物储藏的位置和边界。

发明内容

按照本发明的第一个方面，提供一种用于分析被认为或者已知含有地下碳氢化合物储藏的区域的水下电磁勘探结果的方法，包括：对于特定的源和接收机位置，提供从在0.01Hz和60Hz之间的多个离散频率进行的水下受控源电磁(CSEM)勘探获得的电磁场数据；对于该多个频率的每一个，对所述的源和接收机位置进行数据的波场(wavefield)外推，从而作为位置和深度的函数提供电磁散射系数的对应的多个分布；以及，组合所述分布，从而提供作为位置和深度的函数的电磁散射系数的输出图。

通过对CSEM勘探数据应用波场外推，可以精确地重构在地下地层内电特性的改变。与常规的反演分析相比，这可以以快得多的速度被实现。例如，对于一个典型的数据组，该方法可以在几分钟内提供地下地层内散射系数的改变的容易解释的表示。这可以与可能需要几天的时间才能完成的反演分析比较。这意味着，例如，可以有效地几乎实时地作为容易解释的图像向CSEM勘探的操作者显示输出图。

此外，该方法不需要勘探区域下面的地层的详细的先验知识。例如，用于波场外推的开始模型可以包括一个简单的均匀电阻率模型。此外，该方法可被执行多次，其中一次执行的输出图构成下一次执行的波场外推的开始模型的基础。

该方法可应用于在任意的源和接收机几何条件下采集的数据。例如，这使得对于沿着接收机阵列上方的任意路径牵引的源的所有位置，能够采集有用的数据。不需要采用常规的反演分析所需的那种特定的勘探几何条件。这减少了进行勘探所需的时间(和花费)，因而提供有用数据的有效得多的采集。

此外，需要相当少的电磁场分量用于分析。例如，只在少量的离散频率下进行的径向电和/或磁场测量便可提供可接受的输出图。可以使用常规的源和接收机来提供数据，例如，可以使用水平电偶极子源和接收机。

所提出的方案在一些方面按照科学方法与在宽带声学地质勘探中一直使用的分析技术相关。例如，Claerbout[6]描述了一种基于地震波场成像的分析技术。在本领域中，这些技术被称为“地质成像”或“地质迁移”(与地质反演相对)。

已经认识到，地质成像技术可应用于宽带无源的源EM勘探，例如由Lee等人[7]以及Zhdanov等人[8]描述的。无源的源EM勘探基于检测地下地层对自然发生的在地球的电离层中产生的宽带地球电磁(MT)波的响应。Lee等人以及Zhdanov等人使用应用于MT数据的标准的地震频域成像方法。MT数据适合于这种研究，因为它们提供宽带信号，例如Zhdanov等人提出了跨越五个十进频率(即从0.1s到10⁴s的间隔)的数据分析。还提出了使用其它的宽带源[9]。不过，这些与用于CSEM勘探的窄带源是十分不同的。

按照本发明的多个离散频率的数量可以在3个或4个和15个频率之间。虽然可以使用更多的频率，例如多达20或30个频率，本发明人认识到，15个频率一般便足够了，并且9个左右的频率表示在数据采集的容易性和输出图的质量之间合适的折中。

一般地说，电磁散射系数是一个复数值。输出图可以对应于电磁散射系数的实部、虚部或实部与虚部的组合。这些不同的表示使得能够产生对于地下地层中电阻率的改变的敏感度不同的图。

该方法还包括在输出图上确定与数据的部分相关的尚未与地球(即在勘探区域的地下地层)相互作用的能量所在的深度。这使得例如在数据中的无线电波成分的贡献能够被容易地被识别，并在输出图的显示图像中说明。

该方法不需要同时采集的数据，因而可以应用于由在不同时间进行的区域的多个CSEM勘探获得的电磁场数据。

按照本发明的第二方面，提供一种承载机器可读指令的计算机程序产品，该指令用于实现按照本发明的第一方面的用于分析水下CSEM勘探的结果的方法。

按照本发明的第三方面，提供一种加载有机器可读指令的计算机设备，该指令用于实现按照本发明的第一方面的用于分析水下CSEM勘探的结果的方法。

按照本发明的第四方面，提供一种进行一个区域的水下CSEM勘探的方法，所述区域被认为或已知具有地下碳氢化合物储藏，所述方法包括：提供用于传送和检测电磁信号的至少一个源和至少一个接收机；对于特定的源和接收机位置，通过以0.01Hz和60Hz之间的多个离散频率进行传送和检测而获得电磁场数据；对于多个频率的每一个，对所述的源和接收机位置进行所述数据的波场外推，从而作为位置和深度的一个函数提供对应的电磁散射系数的多个分布；以及，组合所述的分布，从而作为位置和深度的一个函数提供电磁散射系数的输出图。

可以利用一个源同时地、利用多个源同时地、或利用一个源不同时地获得在多个离散频率的一些不同频率下的数据。所述一个或多个源可以是静止的或者是被牵引的。一个或多个接收机同样可以是静止的或者被牵引的。

离散频率中的至少一个可以是离散频率中另一个的谐波。这种类型的谐波关系使得能够从一个源相对容易地产生多个频率分量。

附图说明

为了更好地理解本发明并得知如何实施本发明，现在参照附图以举例方式进行说明，其中：

图1示意地表示进行地下地层结构的CSEM勘探的表面船只14；

图2是示意地表示按照本发明的实施例用于分析CSEM勘探数据的流程图；

图3A示意地表示一种典型的1-D地下地层结构；

图3B示意地表示对于图3A所示的地下地层结构，对合成的CSEM勘探数据应用波场外推分析的结果，所述数据包括不同数量的离散频率分量；

图4A示意地表示一种典型的2-D地下地层结构；

图4B-4D表示对于图4A所示的地下地层结构的合成的CSEM勘探数据应用波场外推分析的成功迭代的结果；

图5A示意地表示一种典型的1-D地下地层结构；

图5B表示对于图5A所示的地下地层结构的合成的CSEM勘探数据应用波场外推分析的成功的结果；

图6A示意地表示一种典型的2-D地下地层结构；

图6B-6D分别示意地表示对图6A所示的地下地层结构的合成的CSEM勘探数据应用波场外推分析的结果的实部、虚部以及实部与虚部的平均；

图7A示意地表示一种典型的1-D地下地层结构；

图7B和7C示意地表示对于不同的开始模型，对图7A所示的地下地层结构的合成的CSEM勘探数据应用波场外推分析的结果；

图8A示意地表示一种典型的2-D地下地层结构；以及

图8B-8E示意地表示对于不同的开始模型，对图8A所示的地下地层结构的合成的CSEM勘探数据应用波场外推分析的结果。

具体实施方式

图1示意地表示船只14，其正在使用标准技术[1]进行地下地层结构的受控源电磁(CSEM)勘探。在本例中的地下地层包括覆盖层8、下伏岩层9和碳氢化合物储藏12。表面船只14漂浮在水本体的表面2上，在这种情况下，水本体是h米深的海水4。携带着呈水平电偶极子HED发射机22形式的源的水下工具19通过脐带电缆16连附于表面船只14。这在水下工具19和表面船只14之间提供了一种电的、机械的和光学的连接。HED发射机被供以驱动电流，使得其向海水4广播HED电磁(EM)信号。

一个或多个远程接收机25位于海底6。每个接收机25包括仪器组件26、检测器24、漂浮装置28和镇定重物(未示出)。检测器24包括三个正交的电偶极子检测器和三个正交的磁场检测器。在其它的例子中，接收机可以测量EM场的较少分量。

电偶极子检测器对在接收机25附近的由HED发射机产生的电场敏感，由其产生电场检测信号。磁场检测器对在接收机25附近的由HED发射机25产生的磁场的分量例如磁通密度敏感，由其产生磁场检测信号。仪器组件26记录这些检测信号供以后分析。

各个介质4，8，9，12的典型的电阻率意味着借助于电磁场的扩散发生EM信号的传播。信号的幅值的衰减和相移由几何散布和透入深度效应(skin depth effect)控制。因为一般地说，下面的地层8，9和12比海水4的电阻率更大，在下面地层8，9和12中的透入深度较大。结果，由位于合适的水平距离的接收机测量的电磁场的主要部分是通过海底6向下传播的并在被检测到之前与下面地层8，9和12相互作用的传送的EM信号的那些成分。

现在描述可应用于由图1所示的那种勘探获得的数据的基于波场外推的一种数据分析方法。这种分析将参照xyz笛卡儿坐标系统进行说明，在这种坐标系统中，海底6平行于xy平面，在海底下面深度的增加相当于z的增加，如图所示。

波场外推的原理

波场外推(也称为向下继续)是一种波传播的形式，其使用空间滤波代替波动方程模拟。

在频域中，波场外推可以通过解1-D波动方程导出：

²E/z²＝(ik(z))²E.                      (1)

该方程的解呈以下形式

E(z)＝Ae^ik(z)z+Be^-lk(z)z                   (2)

其中E(z)是在表面下的深度z(即在海底下方的深度z)处的波场(电场或磁场)，i是-1的平方根，k(z)是在深度z的电磁波数，A和B是比例常数。方程2的右手侧表示1-D波动方程的平面波解。其中尤其有意义的是这个事实：在深度z，E(z)可被表示为增加的指数项和减少的指数项的线性组合。这样，可以认为波场E(z)包括地下地层中的分散的(正指数)分量和一次(负指数)分量。对于在源位置和接收机位置之间的平面波传播，使用一个开始模型可以计算沿其深度的任何点(即外推到任何点)的波场，给定方程2所示的解的形式，所述开始模型对应于表面下性能的假想分布(即， $k\left(z\right)=\sqrt{\mathrm{\ω\μ}{\mathrm{\ϵ}}^2-\mathrm{t\ω\μ\σ}}.$ 此时1-D的波场外推成为：

$E^d\left(z\right)=E^d(z=0)e^{-i\underset{j}{\mathrm{\Σ}}{k}_j{\mathrm{dz}}_j},E^u\left(z\right)=E^u(z=0)e^{i\underset{j}{\mathrm{\Σ}}{k}_j{\mathrm{dz}}_j}---\left(3\right)$

上式分别用于一次波场和分散波场。E^d表示一次波场(从源信号外推的)，E^u表示分散波场(由接收机信号外推的)。认为地下地层包括一系列的层(深度切片)，编号为1...j...，向下。Kj是第j层的电磁波数，dzj是第j层的厚度。指数项是波外推线。在波数和深度切片上求和表示从源和接收机所在的海底向深度z回归地进行外推，即向下继续。使用公式3中的一个，任何波场都可从表面向下继续到任何深度点。在一次(源)波场外推(E^d)中的指数是负的，这是因为随着深度的增加由于波通过地下地层行进时的分散而引起能量损失。对于分散的波场(E^u)则相反，这是因为当把表面记录的数据“向回传播”到深度时能量增加。在上面的外推中，波数k(z)是复数。因此，波场外推是复数值。其中指数项可被认为是空间相位滤波器，而项E ^d，u可被认为是外推系数。

公式3的外推仅仅针对平面波传播，因此必须单独考虑由于波的发散而导致的能量。这可以通过在外推之前对数据进行发散校正来实现。不过，这是不必需的。这是因为外推处理估计相对的表面下的性能例如幅值比。如果需要，可以按比例缩放分布，以获得“真正的”性能比。

上面所述的波场外推的原理假定控制波的传播(例如波数)的物理性能只沿深度改变，而沿横向是常数。一般地说并不如此，但是横向波数不改变这个假定可以应用于这些改变不是极端的或者构造倾斜是小的情况。如果这个假定无效，则波场外推应当包括水平波数相关性。这可以用许多方法来实现，但是最有效的方法是求解二维(2-D)的波场外推有限差分问题。

根据由Claerbout[9]，Lee等人[7]以及Zhdanov等人进行的工作，2-D波场外推问题可以全波有限差分解答的形式进行计算。因为波场外推是波传播的一种形式，这种处理满足赫尔姆霍兹(Helmholtz)方程。在2-D中，对于一次的和分散的传播波，外推取相同的形式：

$[\frac{{\∂}^2}{\∂x^2}+\frac{{\∂}^2}{{\∂z}^2}]E^{u,d}{(x,z,w)e}^{\±\mathrm{ik}(x,z,w)z}+k^2{(x,z,w)E}^{u,d}{(x,z,w)e}^{\±\mathrm{ik}(x,z,w)z}=0,---\left(4\right)$

其中E^u对应于分散分量(正指数)外推系数，E^d对应于一次分量(负指数)外推系数，w是角频率。公式4对应于一个地下地层，其中该地下地层的电特性沿x和z方向改变而沿y方向保持恒定。因此，通过相对于z微分式(4)，对 求解，忽略对于z的3阶导数，并消去同类项，式(4)变成：

$\frac{{\∂}^3{E}^{u,d}(x,z,w)}{\∂x^2\∂z}2\mathrm{ik}\frac{{\∂}^2{E}^{u,d}}{\∂x^2}+{\left(2\mathrm{ik}\right)}^2\frac{\∂E^{u,d}(x,z,w)}{\∂z}.---\left(6\right)$

因为方程5只有对于z的1阶导数，其可以用有限差分技术求解。Claerbout[9]、Lee[7]和Zhdanov[8]给出了方程5的中央差分解，此处不再重复。不过，值得一提的是，对这个问题的解需要在地表面的初始条件(记录的分散场和源一次场(源函数)二者)以及在每个深度的左右边界条件。如果满足这些条件，则可以使用简单的深度切片和向后替代算法显式地求解由方程5的离散化获得的线性系统。左右边界条件可以由在迁移域(即进行波场外推的范围)的边沿进行的源和接收机场的1-D解析的继续来确定。

因为电的和磁的赫尔姆霍兹方程具有相同的形式，对于电场(E)或磁场(H)以及这些场的任何子分量，可以使用这个2-D的外推解。

在对E^u，d求解之后，对于1-D的情况，这些值可被代入对应于方程3的方程，以便由计算的外推系数(E^u，d)计算波场。这提供在地下地层中的向下继续的EM场。

散布的波场成像

在对感兴趣的表面下区域中的所有点进行源以及记录的波场的向下继续之后，可以在每个表面下的位置应用成像条件，以产生所需的物理性能图像重构(波场成像)。根据Claerbout[6，9]的工作，如果在表面下存在一个分散的点，则在该点处一次和分散的行进波的相位是相同的(由于能量的连续性)。这意味着，如果一次和分散的外推波场考虑相位被相加，在分散点(在此处它们同相)它们将加到一个恒定值，而在其它位置则减去。这个原理使得能够通过扫描一个模拟空间(在地下地层(表面下)进行外推的区域)并识别来自外推的场的能量相加和相减的位置，来产生表面下的图像。

用数学术语表达这个思想就是，对于电磁场数据E，在模拟空间(例如在进行分析的一个计算网孔上)中的一个点(x，z)的成像条件由复数的分散系数( Scat)确定：

$\stackrel{\‾}{\mathrm{Scat}}(x,z,w)=\frac{1}{j}\underset{j=1}{\overset{\mathrm{receivers}}{\mathrm{\Σ}}}\underset{j=1}{\overset{\mathrm{freq}}{\mathrm{\Σ}}}\left\{\frac{{\stackrel{\‾}{E}}^u(x,z,w)}{{\stackrel{\‾}{E}}^d(x,z,w)}\right\}---\left(6\right)$

其中在某一项上方的横杠表示其可以是复数值，E^d，u是外推的波场，“receivers”是在勘探中接收机的数量，“freq”是在勘探时所需的频率的数量。为了产生表面下的连续性图像，进行公式3(1-D)或公式5(2-D)所示的波场外推，并确定模拟空间中每个点的一次波场和分散的波场之比。

因为相位-场成像的这个处理以及继续在频域内进行，公式6所示的表达对多个频率进行平均。此外，可以对于每个源-接收机对产生一个图像，并把它们相加。这类似于射击-轮廓迁移(例如见Biondo[10])。如Zhdanov[8]所述，分散系数是地电边界的识别器。通过对复数的分散系数的幅值标称化，

$\stackrel{\‾}{{\mathrm{Scat}}^N}(x,z,w)=\frac{\stackrel{\‾}{\mathrm{Scat}}(x,z,w)}{\left|\stackrel{\‾}{\mathrm{Scat}}(x,z,w)\right|}=\exp \left(i({\mathrm{phi}}^u-{\mathrm{phi}}^d)\right),---\left(7\right)$

这个结果只取决于在向下继续的一次波场和分散波场之间的相位差。因而，只需要相位信息作为电磁场数据的输入，该方法对幅值是敏感的。

在分散点(或边界)，相位是常数(并独立于频率)，而离开这个点，相位差改变。因此，如果在不同的频率下的图像被平均，则这些图像在分散点(地电边界)将建设性地干扰，而在其它点则破坏性地干扰。这便是由记录的电磁场数据产生扩散的波场迁移的图像的处理。虽然地电分散系数

是一个复数值参数，但是，例如，只使用复数分散系数的实部便可形成图像：

图2示意地表示由本发明人研发的算法的步骤，用于对在图1所示的那种勘探期间采集的CSEM勘探数据进行上述的分析。

在步骤1，确定要被分析的勘探数据的细节(或者在模拟的情况下被限定)。这些包括识别特定的源-接收机对的相对位置(例如在勘探区域上它们的间隔和位置)以及包括该数据的频率分量。

在步骤S2，确定对应于模拟空间的计算网孔(即在地下地层内的要进行外推的区域)。

在步骤S3，提供勘探数据。这些数据包括在从测量的数据减去“一次”源场之后的电和/或磁场数据，以及由发射机广播的源信号的细节。步骤S3可以包括电场数据的预处理，例如确定径向分量，或者由检测的电场或磁场的正交的水平分量控制的极化椭圆的主轴的大小，用作进一步处理的基础。

在步骤S4，选择要在波场外推中使用的开始(初始)模型。如在后面可以看出的，这一般包括一个均匀的电阻率的半空间，例如具有类似于勘探区域的预期的大规模背景电阻率的电阻率。

在步骤S5，对于限定模型空间的计算网格上的表面下位置确定外推系数。在2-D的情况下，例如，这些通过对每个特定的源位置和接收机位置对以及频率，对E^u，d求解方程5来确定。

在步骤S6，根据公式3给出的关系，进行向下继续。

在步骤S7，按照公式7所示的关系由外推的波场确定电磁分散系数(Scat)。这对在步骤S2中确定的整个模型空间进行，以作为位置和深度的函数提供电磁分散系数的分布。

对于每个频率分量和包括勘探数据的每个源-接收机对重复步骤S4-S7，如步骤S8所示。(在最小的配置中，可能只有一个源-接收机对。)

在步骤S9，组合按照步骤S8进行的重复执行步骤S4-S7而确定的多个输出图，从而提供作为位置和深度的函数的勘探区域内的电磁分散系数的输出图。

虽然不是必需的，但在本例中该方法被迭代地使用，如步骤S10所示。在步骤S10，产生一个基于输出图的修改的开始模型。处理返回步骤S4，以进行步骤S4-S9另一个迭代，其中使用的开始模型是基于输出图的修改的开始模型。步骤S10可被执行任何所需的次数，例如3次。一旦通过步骤S10完成所需的迭代次数，处理便从步骤S9进行到步骤S11。在步骤S11，输出图作为图像例如代表在模型空间内的分散系数的结构横截面的图像被显示。

应当理解，图2所示的各步骤不必按照所示的顺序进行。此外，应当理解，在一些实现中，不是所有的步骤都是必需的。例如，不总是需要作为图像来显示输出图(即不使用步骤S11)，或者只进行一次迭代(即不使用步骤S10)。

基于图2所示的处理的算法已经用于检查对在CSEM勘探中获得的数据应用波场外推技术的可用性，并用于产生下面描述的结果。

频率对波场成像的影响

图3A示意地表示一种模拟的1-D地下地层结构，用于表示对包括不同数量的离散频率分量的合成CSEM勘探数据应用上述的波场成像分析的结果。在地下地层中的不同层之间的边界用虚线表示。海平面下的深度(d)被标在图的左侧。所示的模拟的地下地层结构包括四层，它们位于海底6的下面，其上面具有海水30的本体。海水30为7000米深，电阻率为0.3欧姆。第一地下层32的厚度是1300米，电阻率是1欧姆。第二地下层34的厚度是750米，电阻率为50欧姆。第三地下层36的厚度是2250米，电阻率是1.33欧姆。第四地下层38的厚度是3700米，电阻率是1.5欧姆。这种排列明显地对应于位于背景地层结构中的碳氢化合物储藏(由具有相对高的电阻率的第二层34表示)的排列，具有较低的但是随深度而增加的电阻率。这种类型的电阻率增加的背景一般是由于因为产生的过大的压力而使导电的海水从构成地下地层的沉积物的孔隙中被逐渐逐出所致。

图3B用曲线表示对图3A所示的模拟地下地层结构使用上述的波场成像分析计算的分散系数(Scat)的实部，其是海平面以下的深度(d)的函数。示出了用于具有不同数量的离散频率分量的CSEM勘探数据的作为深度的函数的分散系数的曲线。(实际上如何采集多频率分量的数据的例子将在下面给出。)标有1F的曲线对应于5Hz的单个频率的CSEM勘探数据。标有8F的曲线对应于包括在0.1-1Hz范围内的8个离散频率分量的CSEM勘探数据。标有14F的曲线对应于包括在0.1-5Hz范围内的14个离散频率分量的CSEM勘探数据。标有30F的曲线对应于包括在0.1-90Hz范围内的30个离散频率分量的CSEM勘探数据。当把分析应用于具有较多的频率分量的数据时，分散的边界(对应于在具有显著不同的电阻率的各层之间的边界)被最清楚地限定。增加频率的数量将改善相对高的电阻率的第二层34的边界的清晰度，也减少离开该层的侧凸(side-lobe)振荡(在图3中当分散系数的极值远离层边界时，这是明显的)。不过，在这种情况下，与使用14个频率相比，使用30个频率未显著地改善1-D图像。这是一个重要的结果，因为实际上提供具有大量的频率分量的CSEM勘探数据是更困难的。这是由于CSEM勘探数据的根本上的窄带特性。可以看出，与可以预期的相反，只利用在一个频率范围内的几个离散频率分量例如8个或14个，可以获得合理的图像，所述频率范围对于这些分量穿透一个合适的地下深度是足够低的，并且在实际上可以利用现有的EM源来实现(例如0.01-60Hz)。已经发现，使用在0.01Hz-5Hz之间的少至3个或4个的离散频率，便可产生可以接受的结果。波场成像分析技术过去一直被认为只对宽带的较高频率的数据可用，例如宽带的地震数据或者自然发生的宽带的MT电磁数据。

在波场成像分析和常规的反演分析之间的对比

空间分辨率

因为上述的波场成像分析在频域内进行，分析时在分离的中心频率进行的离散测量被“组合”，以形成包括地球表面下的地下地层的频率平均响应。不过，在一般的EM反演中，这是绝对不可能的，因为多个频率的数据一般只用于数据冗余。虽然确实的是，不同的频率可用于地下地层的不同的采样(由于不同的透入深度)，但是这些数据的组合不提供上述的波场成像分析中固有的频率平均。在Tikhonov-Regularized反演中，单个“被平滑的”表面下的重构必须对于在所有频率下的数据是可调和的。然而，在波场成像中，进行多个“粗的”重构并将它们相加或者组合而形成单个图像。结果，波场成像可以产生地下地层中的地电边界的相对高的分辨率的重构，而反演则产生相对低的分辨率的重构。

波场成像具有高的分辨率而反演具有低的分辨率的原因是因为在反演处理中所需的稳定化。反演问题一般被限制于地下地层的“平滑的”表示，因为数学反演处理是不稳定的。平滑的解通常可以减少EM反演的分辨率到频率相关的程度。此处所述的2-D波场成像基于稳定的数学处理，因此其本身是稳定的。结果，不需要稳定化(平滑)，因而相对高的分辨率是可能的-只要数据中存在足够的频率含量。此外，用于产生波场成像的图像的成像条件(公式6)是一个局部化的算子，在空间上只由有限差分模板和波场性能本身控制。

虽然不用平滑约束也可以求解EM反演问题，但是当应用于无约束的CSEM勘探数据的2-D或3-D反演时，解的不稳定性和非单一性通常太显著。

计算效率

在常规的反演分析与按照本发明实施例的波场成像之间的一个最明显的不同是可以获得解的速度。反演的计算效率取决于用于进行“反演”操作的方法。如果寻求一个精确的反演解，则所需的计算次数至少是N²的数量级，其中N是由零空间方法给出的未知数。如果使用常规的矩阵反演方法，这可能增加到N³的数量级(例如高斯-牛顿型的解)。对于波场成像，可以提供只需直接计算求得的解。在一些情况下，隐含的有限差分正向求解程序可能仍然需要N²次计算才能解出，但是不进行附加的反演计算。除去通过避免反演计算而节省的时间之外，可以通过显式的有限差分运算进行波场成像(使用向下继续)。这里使用的2-D实现便使用这种显式的求解程序，只需要N个数量级的计算便可解出。最终的结果是一种与类似大小的反演解决方案相比需要数量级较少的时间便可求解的解。基于图2所示的处理的一些实验已经表明，在Pentium IV，Linux工作站上，在具有大约250×200个元素的计算网孔上的2-D波场成像大约用1分钟。

结果的例子

图4A以纵截面图示意地表示海底6的一个区域下面的模拟的2-D地下地层结构。该模型包括嵌入在电阻率为1欧姆的背景中的电阻率为100欧姆的楔形结构40。楔形40的上边沿大约在海底以下2000米，楔形的厚度大约为800米，其基部的水平范围大约6000米。海平面以下的深度(d)被标于图的左侧。沿底部标出了从一个任意的原点测量的水平位置(x)。

图4B是灰度曲线，示意地表示使用上述的2-D波场成像分析对图4A所示的模拟地下地层结构计算的分散系数(Scat)的实部，其是海平面下方的深度(d)和水平位置(x)的函数。图右边的阴影条表示在灰度阴影和分散系数值之间的关系。该图像是使用合成的CSEM电场数据产生的，所述数据包括8个离散频率分量(0.125，0.25，0.375，0.75，1，1.25，3和5Hz)，是对于沿着图4B的平面中的海底6呈一行分布的23个接收机(Rx)位置和6个源(Tx)位置采集的。用于外推的初始的电阻率模型是电阻率为1欧姆的一个均匀的半空间。发射机是水平的(即平行于海底6)在图的平面内延伸的电偶极子天线。数据包括对于每个源-接收机对，在每个频率下在图的平面内测量的水平电场的幅值。这个场的分量通常被称为直列(inline)分量。作为一个亮的区域(高的负分散系数)，在图4A中可见的楔形特征的上边界的位置是清楚的。紧接着在此的下方的暗的区域(高的正分散系数)是“过调”。下方的边界不那么清楚的原因是，因为用于波场成像而假定的开始(初始)模型仅仅对于楔形结构的顶部是精确的。这是因为对于在此下方的深度的外推不包括楔形本身的高电阻率的影响。

图4C和图4B类似，因而由图4B可以理解。不过，图4C对应于波场成像处理的第二迭代。第二迭代和第一迭代类似，不过使用基于图4B所示的第一迭代的结果的开始模型。具体地说，图4C中所示的外推使用的开始模型使用对地下地层中的每个位置计算的参数：

${\left(\frac{1-\mathrm{Scat}}{1+\mathrm{Scat}}\right)}^2\·{\mathrm{\ρ}}_{\mathrm{mode}l}---\left(10\right)$

作为开始模型。在公式10中，ρ_model是初始迭代的开始模型(均匀半空间)，Scat是图4B表示的分散系数的实部。

第二迭代使用的更新的开始模型使得能够识别楔形的下边界。这由与图4B相比图4C中亮的区域具有较大的垂直范围这一现象可以清楚地看出。

图4D和图4B，4C类似，因而由图4B和图4C可以理解。不过，图4D对应于波场成像处理的第三迭代。第三迭代和第二迭代类似，不过以与上述的第二迭代相同的方式使用基于图4C所示的第二迭代的结果的开始模型。

从图4D可以看出，楔形的上下边界被清楚地确定，并且与图4B以及图4C相比，在楔形的下方存在相对小的模糊或“过调”。

这些类型的图像使得能够对表面下电阻率进行直接解释，并还可以用于对常规的反演分析提供独立的几何约束。

数据采集

由图3B和图4B-D可见，窄带的CSEM数据，例如含有只跨过几赫兹(例如在0.01和5Hz之间)，或者可能高达60Hz，的例如14个或更少的频率分量的数据，可以提供地下地层的可以接受的图像。这是令人惊讶的，因为波场成像技术迄今一直被认为只适用于宽带数据。例如，对于由Zhdanov等人[8]描述的宽带的自然发生的MT波应用波场成像，使用跨过5个十进制间隔(在0.1和10⁴秒之间的间隔)的68个频率的数据。使用电流源技术的CSEM勘探不能提供这种宽带信号，并且只有相当少的频率分量可用于实际的勘探。

具有若干种方法使用图1所示的那种设备来获得包括例如大约15个离散频率分量的CSEM数据。一般地说，利用在一个频率下广播的源天线获得大部分CSEM勘探数据，通常在大约0.01-0.5Hz的范围内，不过有时达到5Hz或更高，例如达到60Hz。对于给定勘探所选的频率将基于对透入深度效应和所需的深度灵敏度的考虑。较低的频率通常用于探测较深的地下地层，这是由于它们具有较长的透入深度。

CSEM源频谱一般包括基本频率和少数的或许2个或3个谐波。用于源天线的合适的驱动信号可被这样选择，使得在基本频率和2个或3个谐波频率的每一个频率下都输出足够的功率。可以提供用于其功率在更多的谐波当中分配的源的驱动信号，但是这可能产生一些问题，因为在每个谐波下都需要提供足够的功率用于实际勘探。

用于提供更多的频率分量的另一种方法是，在勘探期间，在感兴趣的区域上进行多次通过，同时在每次通过(牵引)期间在不同的频率下采集数据。例如，为了提供具有9个频率分量的CSEM勘探数据，可以由广播足够功率的源进行3次通过，每次以3个不同的频率(即1个基本频率和2个谐波频率)广播。例如，在勘探区域上的第一次牵引可以使用在0.125Hz的基本频率下广播，并具有足够的三次谐波和五次谐波(0.375Hz和0.625Hz)功率的源进行。第二次牵引可以在相同的路径上使用在0.25Hz的基本频率下广播，并同样具有足够的三次谐波和五次谐波(0.75Hz和1.25Hz)功率的源进行。最后，第三次牵引可以使用在1Hz的基本频率下广播，并具有足够的三次谐波和五次谐波(3Hz和5Hz)功率的源进行。因为在基本上相同的路径上进行了3次牵引，在沿着这些路径的每个点，提供代表在源和每个接收机之间的EM耦合的9个频率下(0.125，0.25，0.375，0.625，0.75，1，1.25，3和5Hz)的数据。应当理解，可以同时使用例如在3个频率下的多源广播来提供所需数量的离散频率。所述的多源可以由一只船只牵引，因此不需要在同一路径上进行多次牵引。

EM数据分量

在电磁反演中，一般理解，多个场分量(即沿着多个方向例如相对于在源和接收机之间连接的直线的径向和水平方向分解的检测的场)是一个优点。这是因为，不同的源-接收机结构具有不同的灵敏度函数，因此它们对地下电特性的不同的空间分布敏感。一个例子是所谓的“直列和侧边(inline and broadside)电场测量”[1]。因为直列结构是一种同轴的或径向类型的测量，和共面的侧边结构相比，其检测较深的深度。当反演电场数据时，两个测量的组合数据是有用的，因为每个结构附加于不同深度下的反演的约束，以减少反演的模糊性。使用多数据分量的不利的方面是需要对其进行记录。为了记录真正的直列的和侧边的场，需要正交的接收机位置或正交的源牵引线。可以使用折中的几何条件，(例如斜的牵引线)，但是记录的数据分量将不是纯的。无论如何，需要多数据分量增加了获得的努力和成本。

相反地，利用波场成像，虽然多分量有助于增加方位信息(例如对于3-D成像)，但是不需要产生地下地层的2-D图像。在所有的点，表面波场延续(外推)到地球内。这意味着，对于每个数据的分量，结果的图像可以在浅深度的能量和深深度的能量之间进行区分。结果，唯一的限制因素是总的深度灵敏度(能量最初必须已经传播到任何给定的深度以对那点成像)。这不成问题，因为通过增加源-接收机的偏离距离总是能够增加测量深度灵敏度。因此，即使不同的数据分量提供附加信息，对于在各向同性的介质中对多维结构成像，这些信息是不需要的。不过，如果存在各向异性，多数据分量则帮助在每个地下位置的各种电特性之间进行识别(在所有地下位置导电性成为一个张量)。

无线电波的影响

在较浅水中的地下EM解释中的一个重要的考虑是所谓的“无线电波”能量对传播到地下地层中的能量的干扰[1]。以接近全波长从源通过海传播到接收机的这种无线电波的能量如果干扰目标信号，则可能使CSEM数据的解释复杂化。这是可能发生的，因为波场成像处理试图把无线电波能量外推到地下地层内。不过，在原理上，波场成像将把无线电波能量定位在一个地下位置，该位置可以由其它的地下目标信号确定并由这些信号识别。如果无线电波信号被定位在与目标本体相同的地下深度，则其只引起可能的扰乱。

波场成像处理把无线电波能量定位(迁移)到表面下。不过，这种迁移使用不合适的波数(即开始模型地下电阻率一般大于无线电波通过的海水的电阻率)。因此，波场成像不仅仅把无线电波能量定位在海底下对应于覆盖海底的海水的深度。而是，无线电波能量被定位在对应于由一个参数缩放的覆盖的海水的深度的深度，该参数与在地下地层与海水之间的波数之差成比例。迁移的无线电波能量的深度将和海水中的透入深度(δ_ω)与地下地层的平均(δ_ε)之比成比例。因而，为了确定无线电波能量在地下地层中的位置，只需简单地计算所述的比：

$\frac{{\mathrm{\δ}}_{\mathrm{\ϵ}}}{{\mathrm{\δ}}_{\mathrm{\ω}}}=\sqrt{\frac{\frac{2}{{\mathrm{\ω\μ\σ}}_{\mathrm{\ϵ}}}}{\frac{2}{{\mathrm{\ω\μ\σ}}_{\mathrm{\ω}}}}}=\sqrt{\frac{{\mathrm{\σ}}_{\mathrm{\ω}}}{{\mathrm{\σ}}_{\mathrm{\ϵ}}}}---\left(11\right)$

其中δ_ε和δ_ω分别是海水和平均地下地层的电导率(电阻率的倒数)。

图5A以纵剖面示意地表示在海底6的一个区域下面的模拟1-D地下地层结构，用于说明合成的CSEM数据的无线电波能量部分的影响。海底6位于1620米深电阻率为0.3欧姆的水体的下面。所示的地下地层模型包括被嵌入电阻率为1欧姆的均匀的背景中的电阻率为100欧姆的水平层50。层50的上边沿大约在海底下方1200米，该层大约700米厚。海平面下方的深度(d)被标于图的左侧。由任意原点测量的水平位置(x)沿着底部被标出。

图5B是一个灰度图，示意地表示对图5A所示的模拟的地下地层结构使用上述的波场成像分析计算出的分散系数(Scat)的实部，其是海平面下方深度(d)和水平位置(x)的函数。按照与图4B所示的相同的阴影条描绘数据。使用包括8个离散频率分量(0.125，0.25，0.5，0.75，1.0，1.25，2.5和5.0Hz)的合成的CSEM电场数据产生图像。使用了对应于已知的地下电阻率的分布的用于波场成像的开始模型(即按照图5A所示的模型)。这种使用已知的地下电阻率改变作为波场成像的开始模型的技术此处被称为使用精确的开始模型。

在波场成像中水平层50的存在可被看作为是在图5B中在合适深度下的水平带。不过，在图5B中还可以看到在较大深度下的亮带52。这个带对应于波场成像处理错误地将其外推到地下地层中的无线电波能量的存在。该无线电波已经通过电阻率为0.3欧姆深度为1620米的海水传播。不过，波场成像处理假定这个无线电波能量已经通过地下地层行进，该地层的大部分具有大约1欧姆的电阻率。这意味着波场成像把无线电波能量定位在海底6下方一个比其实际在其上行进的深度较大的深度。按照公式11所示的关系，该无线电波能量被定位在海底下方1.77倍海水深度的深度处，即在海平面下方(1.77+1)*1620米＝4487米的深度处。这是在图5B中看到的亮带52出现的深度d。因为在CSEM勘探中，海水深度、海水电阻率和地球的体电阻率一般是相对熟知的，无线电波能量即与地球未发生相互作用的能量将出现的深度可被确定，并因此被忽略或从所得的输出图像中被减去。

利用复数的分散系数成像

电磁波场成像一般产生复数值的分散系数(由于波数的复数性质)。在图3B、4B-4D和5B所示的图像中，绘出了复数分散系数的实部。不过，在外推的波场和所得图像的实部和虚部中都具有信息。

图6A以纵截面示意地表示在海底6的下方的模拟的2-D地下地层结构，用于研究实部、虚部以及组合的实部-虚部分散系数之间的差别。海底6位于电阻率为0.3欧姆深度为7120米的水体的下方。这个地下地层模型包括块结构70，其具有100欧姆的电阻率，被嵌入一个背景中，所述背景包括电阻率为1欧姆，厚度大约为4500米的上层72和电阻率为1.5欧姆的半无限下层74。海平面下方的深度(d)被标在图的左侧。从任意原点测量的水平位置(x)沿着底部标出。

图6B是一个灰度图，示意地表示对于图6A所示的模拟地下地层结构计算的分散系数(Scat)的实部。图6B和图5B类似，因而可以由图5B来理解。再次使用了精确的开始模型。在图6A所示的模型中块72的存在可以从图6B清楚地看出。具有少量的水平渗色，形成略微呈带状的结构。相信这个假像是由勘探区域的边沿不良的数据收敛产生的。

图6C和6D与图6B类似，不过其分别绘出了分散系数的虚部和实部与虚部的平均(和图6B示出的实部相对)。

由图6C可以看出，虚部未合适地分辨块72的顶部。不过，其很好地成像了块的底部。虽然尚未得知这种现象的准确原因，但可能是因为通过在电阻块72内部感应的场，而不是在块的表面的分散场，分散系数的虚部被控制。如果确实如此，即波场的虚部由感应场控制，则与体的边沿相比，可以较好地成像体的内部。波场的实部(因而分散系数的实部)由地下地层内的非均质的表面的分散能量控制。结果，实部值的图像(例如图6B所示)和虚部值的图像(例如图6C所示)相比应当产生界面的较好的指示。

关于图6D所示的分散系数的实部和虚部的平均，图像未对实部图像(图6B)作出显著的改善，并且在块72附近的许多区域变差。

这说明如何进行分散系数的实部和虚部的不同的组合以提供对地下地层中电阻率的改变灵敏度不同的图像。

开始模型对CSEM成像的影响

如上所述，波场成像处理依赖于地下地层电阻率的假定的开始模型。一般地说，真正的地下电阻率的改变是未知的，因而波场成像包括某种程度的不精确。

图7A以纵截面示意地表示海底6的一个区域下方的模拟2-D地下地层结构，用于研究使用不同的开始模型的结果。海底6位于电阻率为0.3欧姆深度为7120米的水本体的下方。这个地下地层模型包括水平层80，其电阻率为100欧姆，被嵌在一个背景内，该背景包括电阻率为1欧姆的上层82和电阻率为1.5欧姆的半无限的下层84。在海平面下方的深度(d)被标在图的左侧。从任意原点测量的水平位置(x)沿着底部标出。

图7B是一个灰度图，示意地表示对图7A所示的模拟的地下地层结构计算的分散系数(Scat)的实部，其是海平面下方的深度(d)和水平位置(x)的函数。数据按照与图4B所示的相同的阴影条被绘出。使用包括14个离散频率分量(0.1，0.125，0.25，0.5，0.6，0.75，0.9，1.0，1.25，2.0，2.5，3.0，4.0和5.0Hz)合成的CSEM电场数据产生图像。使用对应于已知的地下电阻率分布的精确的开始模型(即按照图7A所示的模型)进行波场成像。图7B所示的图像看来更与图7A所示的模型紧密匹配。

图7C和图7B类似，因而可参照图7B加以理解，不过该图是使用电阻率为1欧姆的无限半空间的均匀电阻率的开始模型产生的，而未使用用于产生图7B的精确的开始模型电阻率。显然，图7C所示的图像也与图7A所示的模型紧密匹配，尽管使用的是大大简化的开始模型。这说明，虽然精确的开始模型一般产生较好的图像，但是，没有关于地下地层的这种完整的先验信息，仍然能够产生精确的图像。即使利用了可能被认为是不合适的开始模型，图7C所示的图像也提供了地层82的正确位置(大约海底下1500米)，并检测到在海底下大约5200米处存在地电界面。该层的厚度(1500米)也是一致的。这说明可以使用简单的均匀电阻率半空间作为合适的开始模型。如图4B-4D所示，通过迭代地应用波场成像处理(即多次地执行该方法)，可以改善所得的图像，其中用于后面的迭代的开始模型基于前一次迭代的输出图像。

图8A以纵截面示意地表示海底6的一个区域下方模拟的2-D地下地层结构，用于说明使用不同的电阻率半空间开始模型进行波场成像的结果。该模型包括楔形结构90，其电阻率为100欧姆，被嵌在电阻率为1欧姆的均匀背景内。这种结构和图4A所示的类似。在海平面下方的深度(d)被标在图的左侧。从任意原点测量的水平位置(x)沿着底部标出。

图8B是一个灰度图，示意地表示对图8A所示的模拟的地下地层结构利用在波场成像中使用的精确的开始模型计算的分散系数(Scat)的实部。从这个图像中清楚地看出楔形结构的存在。

图8C-8E与图8B类似，并可参照图8B加以理解，不过这些图是分别使用包括电阻率为0.5欧姆、1欧姆和2欧姆的的无限半空间的均匀电阻率的开始模型产生的，而未使用用于产生图8B的精确的开始模型。

对于均匀半空间开始模型选择太低的电阻率的结果是，波场成像使图像欠迁移(under-migrate)，并且太浅地定位结构。这在图8C中是明显的，其中使用0.5欧姆的均匀电阻率半空间开始模型，而未使用在图8A中的大规模背景中看到的1欧姆的更实际的值。因而计算出的楔形90被定位在太浅的一个深度。

对于均匀半空间开始模型选择太高的电阻率的结果是，波场成像使得图像过迁移(over-migrate)，并把结构定位太深。由图8E可以明显地看出这一点，其中使用2欧姆的均匀电阻率半空间开始模型，而不使用更实际的1欧姆的值。因而计算出的楔形90位于太深的深度。

图8D再次表示，具有合适地选择的电阻率(即在这种情况下为1欧姆)的半空间开始模型提供类似于使用精确的开始模型产生的图像。

由图8C-8E显然可以看出，改变半空间开始模型的电阻率的结果是改变楔形90的深度而不改变其几何条件或水平位置。在所有情况下，2-D楔形90被很好地解出。实际上，可以使用迭代的成像处理例如图4B-4D所示，以便更好地成像复杂的结构。在任何情况下，为了识别要成为将来钻探的目标的碳氢化合物的储藏，水平位置比深度更重要。

应当理解，虽然上面所述的CSEM数据的分析集中在由牵引的源(发射机)获得的数据上，但这仅仅是一个例子而已。该方法还可应用于利用牵引的接收机采集的数据，其中具有或没有被牵引的源。该方法还可应用于固定的设施中。例如，该方法可应用于监视正在被开采的碳氢化合物储量的改变。在这种情况下，使用相对于接收机阵列几个固定位置的一个(或多个)源而不进行频繁牵引的勘探是合适的。所述的源可被锚固在海底上，或者被悬挂在例如钻油平台上。在其它例子中，所述源可被置于井或钻孔中，例如地质技术的钻孔中。在产油油田的情况下，地下结构可能由以前的地质勘探和钻探结果已经熟知。确实，以前的来自油田的地球物理和地质信息可被用于构建用于波场成像的开始模型。

最后，应当理解，本发明同样可以应用于淡水的勘探，例如大的湖泊或河口，因此所提及的海底、海水等，不应当认为是限制，而应当被解释为包括湖床河床等。

参考文献

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Claims (22)

1.一种用于分析被认为或已知含有地下碳氢化合物储藏的区域的水下电磁勘探的结果的方法，包括：

提供对特定的源和接收机位置以在0.01Hz和60Hz之间的多个离散频率进行水下受控源电磁(CSEM)勘探获得的电磁场数据；

关于该多个频率的每一个，对各个源和接收机位置的数据执行波场外推，从而提供作为位置和深度的函数的对应的多个电磁分散系数的分布；以及

组合所述分布以提供作为位置和深度的函数的电磁分散系数的输出图。

2.如权利要求1所述的方法，其中所述多个离散频率由3个和15个频率之间的频率构成。

3.如权利要求1或2所述的方法，其中用于波场外推的开始模型包括均匀电阻率模型。

4.如权利要求1或2所述的方法，其中所述方法被执行多次，来自一次执行的输出图被用作后来执行的波场外推的开始模型。

5.如权利要求1到4中任何一个所述的方法，其中电磁分散系数具有复数值，并且输出图对应于电磁分散系数的实部。

6.如权利要求1到4中任何一个所述的方法，其中电磁分散系数具有复数值，并且输出图对应于电磁分散系数的虚部。

7.如权利要求1到4中任何一个所述的方法，其中电磁分散系数具有复数值，并且输出图对应于电磁分散系数的实部和虚部的平均。

8.如权利要求1到7中任何一个所述的方法，还包括作为图像显示输出图。

9.如权利要求1到8中任何一个所述的方法，其中电磁场数据包括电场数据。

10.如权利要求1到9中任何一个所述的方法，其中电磁场数据包括磁场数据。

11.如权利要求1到10中任何一个所述的方法，还包括在输出图中确定未与地球相互作用的无线电波能量所处的深度。

12.如权利要求1到11中任何一个所述的方法，其中离散频率中的至少一个是离散频率中的另一个的谐波。

13.如权利要求1到12中任何一个所述的方法，其中通过在不同时间进行的对区域的多次CSEM勘探来获得电磁场数据。

14.如权利要求1到13中任何一个所述的方法，其中使用水平电偶极子源来获得电磁场数据。

15.一种承载有机器可读指令的计算机程序产品，所述指令用于实现按照权利要求1到14中任何一个所述的分析水下CSEM勘探结果的方法。

16.一种装载有机器可读指令的计算机设备，所述指令用于实现按照权利要求1到14中任何一个所述的分析水下CSEM勘探结果的方法。

17.一种用于进行被认为或者已知含有地下碳氢化合物储藏的区域的水下CSEM勘探的方法，包括：

提供至少一个源和至少一个接收机，用于传送和检测电磁信号；

通过对特定的源和接收机位置在0.01Hz和60Hz之间多个离散频率下进行传送和检测来获得电磁场数据；

关于所述多个频率的每一个，对各个源和接收机位置的数据进行波场外推，从而提供作为位置和深度的函数的对应的多个电磁分散系数的分布；以及

组合所述分布以提供作为位置和深度的函数的电磁分散系数的输出图。

18.如权利要求17所述的方法，其中所述多个离散频率由3个和15个频率之间的频率构成。

19.如权利要求17或18所述的方法，其中在该多个离散频率的不同频率下的数据利用单个源同时被获得。

20.如权利要求17或18所述的方法，其中在该多个离散频率的不同频率下的数据利用多个源同时被获得。

21.如权利要求17或18所述的方法，其中在该多个离散频率的不同频率下的数据利用单个源在不同时间被获得。

22.如权利要求17到21中任何一个所述的方法，其中离散频率中的至少一个是离散频率中的另一个的谐波。

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