NO339893B1 - Analyse av resultater fra elektromagnetisk undersøkelse av hydrokarbonreservoarer i undergrunnen - Google Patents

Description

Oppfinnelsen vedrører en med styrt kilde gjennomført elektromagnetisk (CSEM) undersøkelse av olje- og andre hydrokarbonreserver.

CSEM-undersøkelse er et verdifullt verktøy som benyttes for lokalisering av olje-og hydrokarbonreserver. I en typisk CSEM-undersøkelse anordnes en elektromagnetisk (EM) kilde og et antall EM-mottakere ved eller nær havbunnen. Signaler som sendes ut fra EM-kilden vil forplante seg utover i det overliggende havvann og nedover inn i havbunnen og de underliggende lag. Gitt den typiske resistiviteten til de respektive medier, skjer forplantningen med diffusjon av elektromagnetiske felt. Komponenter av det utsendte signal som detekteres i mottakerne, fører med seg informasjon vedrørende de elektriske egenskapene til de medier som de har samvirket med. En etterfølgende analyse av de mottatte signaler basert på geofysisk inversjonsteknikk, muliggjør en identifisering av trekk i de undergrunnslag. Eksempelvis kan man identifisere områder med høy resistivitet, som typisk assosieres med hydrokarbonreserver. For grundig undersøkelse av et havbunns område blir en EM-kilde typisk slept over et interessant område, slik at data for et område av kilde-mottaker-geometrier kan innsamles.

Selv om CSEM-undersøkelser kan gi verdifull kunnskap vedrørende de elektriske egenskapene til de undergrunnslag, er konvensjonell CSEM-undersøkelse og dataanalyse beheftet med flere begrensninger.

Dagens analysemetoder krever generelt at data skal innsamles med bruk av kombinasjoner av spesialiserte kilde- og mottakergeometrier [1, 2, 3, 4]. Dette gjelder både for den relative plasseringen av kilder og mottakere og deres relative orienteringer. Kravet om at dataene skal innsamles for et antall spesielle kilde-mottakergeometrier, legger begrensninger på hvor mange brukbare data som kan innsamles ved sleping av en EM-kilde over et sett av mottakere. Videre, fordi CSEM-undersøkelser ofte gjennomføres ved sleping av én enkelt EM-kilde over et sett av mottakere flere ganger, for på den måten å tilveiebringe data for ulike kilde-mottakerorienteringer, kan undersøkelsesprosessen for tilveiebringelse av data som egner seg for konvensjonell geofysisk inversjonsanalyse, være tidkrevende.

Det har vært gjort forsøk på å løse de vanskeligheter som foreligger i forbindelse med tilveiebringelse av data som egner seg bedre for konvensjonell inversjonsanalyse. Eksempelvis har det vært foreslått spesialiserte EM-kildekonfigurasjoner [5].

Nok en begrensning i forbindelse med konvensjonelle CSEM-undersøkelser og dataanalyser, er at de ikke raskt gir en lett tolkbar utgang som representerer de elektriske egenskapene til undergrunnslag under et undersøkelsesområde. Dette betyr at det kan være vanskelig å kunne reagere på undersøkelsesresultater i sanntid, eksempelvis for å fokusere på et område som potensielt kan være av spesiell interesse innenfor et større område. Typiske initialresultater fra en CSEM-undersøkelse innbefatter kurver som representerer kombinasjoner av data fra ulike kilde-mottakerorienteringer og for ulike avstander mellom kilde- og mottakerpar

[1]. Den funksjonelle formen til disse kurver bestemmes av undergrunns resistivitetsvariasjoner. Imidlertid er deres form ikke fastlagt på en måte som muliggjør en umiddelbar tolking for tilveiebringelse av estimater vedrørende dybde, utstrekning, resistivitet, etc. for mulige undergrunns hydrokarbonreservoarer. Isteden benyttes geofysisk inversjonsteknikk på de data som representeres av kurvene, for derved eksempelvis å tilveiebringe resistivitetskart for undergrunnslagene. Selv om denne prosess kan gi nøyaktige undergrunns modeller, kan den tid og det regnearbeidet som er nødvendig for en fullbølge-tredimensjonal (3-D) inversjon av undersøkelsesdata, være meget store. Det er ikke uvanlig at det tar flere dager å gjennomføre en fullstendig geofysisk inversjonsanalyse av undersøkelsesdata. I tillegg krever inversjonsprosessen ofte en a priori kunnskap vedrørende den undergrunns lagkonfigurasj on og kan kreve mange prøve og feileparameterjusteringer. Videre medfører arten av geofysiske inversjonsmetoder at de vanligvis bare gir glatte jordparameteriseringer.

Det foreligger derfor et behov for metoder som muliggjør en mindre geometrisk begrenset innsamling av CSEM-undersøkelsesdata og som muliggjør at slike data raskt kan bringes frem på en lett tolkbar måte, slik at lokaliseringen og grensene til hydrokarbonreservoarer kan identifiseres på en rask og intuitiv måte.

Denne oppgaven for oppfinnelsen løses ved hjelp av trekkene i patentkravene.

Ifølge et inventivt aspekt er det således tilveiebrakt en fremgangsmåte for analysering av resultater fra en elektromagnetisk undervannsundersøkelse av et område som antas eller er kjent å inneholde et underjordisk hydrokarbonreservoar, innbefattende: tilveiebringelse av elektromagnetfeltdata fra en med styrt kilde gjennomført elektromagnetisk (CSEM) undervannsundersøkelse ved et antall diskrete frekvenser mellom 0,01 Hz og 60 Hz for spesifikke kilde- og mottakerlokaliseringer, gjennomføring av en bølgefeltekstrapolering av dataene for kilde- og mottakerlokaliseringene for hver av antallet av frekvenser, for derved å tilveiebringe et tilsvarende antall fordelinger av elektromagnetisk spredningskoeffisient som en funksjon av posisjon og dybde, og kombinering av fordelingene for derved å tilveiebringe et utgangskart for elektromagnetisk spredningskoeffisient som en funksjon av posisjon og dybde.

Ved å bruke en bølgefeltekstrapolering på CSEM-undersøkelsesdata, blir det mulig på en nøyaktig måte å rekonstruere variasjoner i elektriske egenskaper i de undergrunnslag. Dette kan skje meget raskere enn med konvensjonell inversjonsanalyse. Eksempelvis kan fremgangsmåten gi en lett tolkbar representasjon av variasjonen i spredningskoeffisient i det undergrunnslag i løpet av minutter for et typisk datasett. Til sammenligning kan en inversjonsanalyse ta flere dager. Det betyr eksempelvis at utgangskartet kan vises for en operatør av en CSEM-undersøkelse som et lett tolkbart bilde i det som vil være så godt som sanntid.

I tillegg krever fremgangsmåten ingen detaljert a priori kunnskap vedrørende undergrunnslagene under undersøkelsesområdet. Eksempelvis kan en startmodell for bølgefeltekstrapoleringen innbefatte en enkel uniform resistivitetsmodell. Videre kan fremgangsmåten gjennomføres flere ganger, idet utgangskartet fra én utførelse utgjør basis for en startmodell for bølgefeltekstrapoleringen i forbindelse med en etterfølgende utførelse.

Fremgangsmåten kan benyttes for data som er innsamlet for vilkårlige kilde- og mottakergeometrier. Dette gjør det eksempelvis mulig å innsamle brukbare data for samtlige lokaliseringer av en kilde som slepes langs en vilkårlig bane over et sett av mottakere. Det kreves ingen tilpassing av undersøkelsesgeometriene av den type som er kjent i forbindelse med konvensjonelle inversjonsanalyser. Dette reduserer den tid (og de kostnader) som medgår for gjennomføring av undersøkelser, og gir en meget mer effektiv innsamling av brukbare data.

I tillegg kreves det relativt få elektromagnetfeltkomponenter for analysen. Eksempelvis kan radielle elektriske og/eller magnetiske feltmålinger ved bare noen få diskrete frekvenser, gi et godtakbart utgangskart. Konvensjonelle kilder og mottakere kan benyttes for tilveiebringelse av dataene, eksempelvis horisontale elektriske dipolkilder og mottakere.

Den foreslåtte metodikk er på noen måter vitenskapelig relatert til analysemetoder som har vært benyttet ved geofysiske, akustiske bredbåndundersøkelser. Eksempelvis beskriver Claerbout [6] analysemetoder som baserer seg på seismikkbølgefeltavbildning. Slike metoder betegnes som geofysisk avbildning (eng.: "imaging") eller geofysisk migrasjon (som i motsetning til geofysisk inversjon).

Det er kjent at geofysiske avbildningsmetoder kan benyttes for bredbånd-EM-undersøkelser med passiv kilde, eksempelvis som beskrevet av Lee et al. [7] og av Zhdanov et al. [8]. EM-undersøkelser med passiv kilde baserer seg på detektering av responsen fra undergrunnslag på naturlig forekommende bredbånd-magnetotellurikkbølger (MT) som genereres i jordens ionosfære. Lee et al. og Zhdanov et al. benytter standard seismikk-frekvensdomene-avbildningsmetoder på MT-data. MT-dataene egner seg for slike studier da de gir bredbåndsignaler. Eksempelvis viser Zhdanov et al. en analyse av data som spenner over fem frekvensdekader (dvs. perioder fra 0,1 s til IO4 s). Bruk av andre bredbåndkilder har også vært studert [9]. Disse atskiller seg imidlertid sterkt fra de smalbåndkilder som benyttes for CSEM-undersøkelser.

Antall diskrete frekvenser ifølge oppfinnelsen kan ligge mellom 3 eller 4 og 15 frekvenser. Selv om flere frekvenser kan benyttes, eksempelvis opptil 20 eller 30, har søkeren identifisert at 15 vanligvis vil være tilstrekkelig, og at ni frekvenser eller lignende representerer et egnet kompromiss mellom enkel datainnsamling og utgangskartkvaliteten.

Generelt talt foretas en kompleks evaluering av den elektromagnetiske spredningskoeffisient. Utgangskartet kan korrespondere med en reell del, en imaginær del eller en kombinasjon av reelle og imaginære deler av den elektromagnetiske spredningskoeffisient. Disse ulike representasjoner muliggjør kart som har ulike sensitiviteter med hensyn til resistivitetsvariasjoner i de undergrunnslagene.

Fremgangsmåten kan videre innbefatte bestemmelse av en dybde ved hvilken energi assosiert med en komponent av dataene som ikke har samvirket med jorden (eksempelvis med det undergrunnslag i undersøkelsesområdet), plasseres i utgangskartet. Dette muliggjør at eksempelvis bidraget til en luftbølgekomponent i dataene kan identifiseres og tas hensyn til i et vist bilde av utgangskartet.

Fremgangsmåten krever ingen samtidig innsamlede data og kan benyttes for elektromagnetfeltdata som oppnås med flere CSEM-undersøkelser av området til ulike tider.

Ifølge et andre inventivt aspekt er det tilveiebrakt et datamaskinprogramprodukt med maskinlesbare instruksjoner for implementering av en fremgangsmåte for analysering av resultater fra en CSEM-undervannsundersøkelse ifølge det første inventive aspekt.

Ifølge et tredje inventivt aspekt er det tilveiebrakt en datamaskinanordning som er lastet med maskinlesbar instruksjoner for implementering av fremgangsmåten for analysering av resultater fra en CSEM-undervannsundersøkelse ifølge det første inventive aspekt.

Ifølge et fjerde aspekt er det tilveiebrakt en fremgangsmåte for gjennomføring av en CSEM-undervannsundersøkelse av et område som antas eller er kjent å inneholde et underjordisk hydrokarbonreservoar, innbefattende: tilveiebringelse av minst én kilde og minst én mottaker for utsendelse og deteksjon av elektromagnetiske signaler, innhenting av elektromagnetfeltdata med utsendelse og deteksjon ved et antall diskrete frekvenser mellom 0,01 Hz og 60 Hz for spesifikke kilde- og mottakerlokaliseringer, gjennomføring av en bølgefeltekstrapolering av dataene for kilde- og mottakerlokaliseringene for hver av antallet frekvenser, for derved å tilveiebringe et tilsvarende antall fordelinger av elektromagnetisk spredningskoeffisient som en funksjon av posisjon og dybde, og kombinering av fordelingene for tilveiebringelse av et utgangskart for elektromagnetisk spredningskoeffisient som en funksjon av posisjon og dybde.

Dataene til de ulike diskrete frekvenser kan innhentes på samme tid med én enkelt kilde, på samme tid med flere kilder eller på ulike tidspunkter med én enkelt kilde. Kilden eller kildene kan være stasjonære eller slepet. Mottaker en/mottakerne kan på lignende måte være stasjonære eller være slepet.

I det minste én av de diskrete frekvenser kan være en harmonisk av en annen av de diskrete frekvenser. Et slikt harmonisk forhold muliggjør at flere frekvenskomponenter relativt lett kan genereres fra én enkelt kilde.

Oppfinnelsen skal nå forklares nærmere under henvisning til tegningen hvor:

Fig. 1 skjematisk viser et overflateverktøy som gjennomfører en CSEM-undersøkelse av undergrunnslag, Fig. 2 er et flytskjema som viser prosesstrinn for analysering av CSEM-undersøkelsesdata ifølge en utførelsesform av oppfinnelsen,

Fig. 3A viser skjematisk en 1-D underjordisk lagmodell,

Fig. 3B viser skjematisk resultatet av en bølgefeltekstrapoleringsanalyse av syntetiske CSEM-undersøkelsesdata innbefattende ulike antall diskrete frekvenskomponenter for den undergrunnslagform som er vist i fig. 3 A,

Fig. 4A viser skjematisk en 2-D underjordisk lagmodell,

Fig. 4B-4D viser resultatene av suksessive iterasjoner av anvendelsen av en bølgefeltekstrapoleringsanalyse på syntetiske CSEM-undersøkelsesdata for den undergrunnslagform som er vist i fig. 4A,

Fig. 5A viser skjematisk en 1-D underjordisk lagmodell,

Fig. 5B viser skjematisk resultatet av en bølgefeltekstrapoleringsanalyse av syntetiske CSEM-undersøkelsesdata for de undergrunnslag som er vist i fig. 5A,

Fig. 6A viser skjematisk en 2-D underjordisk lagmodell,

Fig. 6B-6D viser skjematisk realkomponenten, imaginærkomponenten og gjennomsnittet av real- og imaginærkomponenter av resultatet av anvendelsen av en bølgefeltekstrapoleringsanalyse på syntetiske CSEM-undersøkelsesdata for de undergrunnslag som er vist i fig. 6A,

Fig. 7A viser skjematisk en 1-D underjordisk lagmodell,

Fig. 7B og 7C viser skjematisk resultatene av en bølgefeltekstrapoleringsanalyse av syntetiske CSEM-undersøkelsesdata for de undergrunnslag som er vist i fig. 7A, for ulike startmodeller,

Fig. 8A viser skjematisk en 2-D underjordisk lagmodell, og

Fig. 8B-8E viser skjematisk resultatene av en bølgefeltekstrapoleringsanalyse av syntetiske CSEM-undersøkelsesdata for de undergrunnslag som er vist i fig. 8A, for ulike startmodeller. Fig. 1 viser skjematisk et overflatefartøy 14 som gjennomfører en elektromagnetisk (CSEM) undersøkelse med styrt kilde av en underjordisk lagkonfigurasjon ved hjelp av kjent teknikk [1]. Undergrunnslagene i dette eksemplet innbefatter et overliggende lag 8, et underliggende lag 9 og et hydrokarbonreservoar 12. Overflatefartøyet 14 befinner seg på overflaten 2 til en vannmasse, i dette tilfellet sjøvann 4 med en dybde h meter. En neddykkbar farkost 19 bærer en kilde i form av en horisontal elektrisk dipol-HED-sender 22 og er tilknyttet overflatefartøyet 14 ved hjelp av en umbilikal 16. Dette gir en elektrisk, mekanisk og optisk forbindelse mellom undervannsfarkosten 19 og overflatefartøyet 14. HED-senderen tilføres en drivstrøm slik at den kan sende et HED-elektromagnetisk (EM) signal inn i sjøvannet 4.

En eller flere fjerntliggende mottakere 25 er anordnet på sjøbunnen 6. Hver av mottakerne 25 innbefatter en instrumentpakke 26, en detektor 24, en flottørinnretning 28 og en ballastvekt (ikke vist). Detektoren 24 innbefatter tre ortogonale elektriske dipoldetektorer og tre ortogonale magnetfeltdetektorer. I andre eksempler kan færre komponenter av EM-felt måles i mottakeren.

De elektriske dipoldetektorer er sensitive med hensyn til komponenter av de elektriske felt som induseres av HED-senderen i nærheten av mottakeren 25, og tilveiebringer elektriske feltdetektorsignaler fra disse. Magnetfeltdetektorene er sensitive med hensyn til komponenter av magnetfeltene, eksempelvis magnetflukstettheten som indusert av HED-senderen i nærheten av mottakeren 25, og tilveiebringer magnetfeltdetektorsignaler derfra. Instrumentpakken 26 registrerer detektorsignalene for senere analyse.

Typiske resistiviteter i de respektive media 4, 8, 9, 12 betyr at EM-signalforplantningen skjer ved diffusjon av elektromagnetiske felt. Svekkingshastigheten til amplituden og faseforskyvningen til signalet påvirkes både av geometrisk spredning og av skinndybdevirkninger. Fordi generelt de underliggende lag 8, 9, 12 er mer resistive enn sjøvannet 4, vil skinndybdene i de underliggende lag 8, 9, 12 være større. Som følge herav domineres de elektromagnetiske felt som måles med en mottaker anordnet i en egnet horisontal avstand, av de komponenter i det utsendte EM-signal som har forplantet seg ned gjennom sjøbunnen 6 og har samvirket med de underliggende lag 8, 9, 12 før detekteringen.

En dataanalyse som baserer seg på bølgefeltekstrapolering skal nå beskrives nærmere, anvendt på data oppnådd fra en undersøkelse av den i fig. 1 viste type. Analysen beskrives med referanse til et kartesisk xyz-koordinatsystem hvor sjøbunnen 6 er parallell med xy-planet og økende dybde under sjøbunnen svarer til en økende z, som indikert i figuren.

Bølgefeltekstrapolering

Bølgefeltekstrapolering (også betegnet som en nedadrettet fortsettelse) er en form av bølgeforplantning som benytter romfiltrering istedenfor en bølgeligningsimulering.

I frekvensområdet kan en bølgefeltekstrapolering utledes fra løsningen av 1-D-bølgeligningen

Løsninger av denne har formen hvor E( z) qt bølgefeltet (elektrisk eller magnetisk) på undergrunnsdypet z (dvs. i en dybde z under sjøbunnen), /' er kvadratroten av -1, k( z) er det elektromagnetiske bølgenummeret ved dybden z, og A og B er skaleringskonstanter. Den høyre siden av ligning 2 representerer en planbølgeløsning av 1-D-bølgeligningen. Av særlig betydning er det faktum at ved dybden z kan E( z) representeres som en lineær kombinasjon av et økende eksponensielt ledd og et avtagende eksponensielt ledd. Som sådan kan bølgefeltet E( z) anses å innbefatte en spredt (positiv eksponensial) komponent og en primær (negativ eksponensial) komponent i undergrunnslaget. For en planbølgeforplantning mellom en kildelokalisering og en mottakerlokalisering kan bølgefeltet beregnes ved (dvs. ekstrapoleres til) et hvilket som helst punkt langs banen ved hjelp av en startmodell som korresponderer med en antatt fordeling av undergrunns egenskaper (dvs. k( z) = - yjco^ e2 - icofj. a ) gitt den løsningsform som er vist i ligning 2. 1-D-bølgefeltekstrapoleringen blir da:

for henholdsvis de primære og spredte bølgefelt. Ed betegner primærbølgefeltet (ekstrapolert fra kildesignalet), Eu betegner det spredte bølgefelt (ekstrapolert fra mottakersignalet). De undergrunnslagene antas å innbefatte en serie av lag (dybdeskiver) som er nummerert nedover, kj er det elektromagnetiske bølgenummeret i det yte lag og dzjer tykkelsen til det yte lag. Eksponensialleddene er bølgeekstrapolatorene. Summeringen over bølgenumrene og dybdeskivene viser at ekstrapoleringen er gjennomført rekursivt fra sjøbunnen hvor kilden/kildene og mottakeren/mottakerne er plassert og til dybden z - dvs. nedadkontinuasjon. Ethvert bølgefelt kan kontinueres nedover fra overflaten og til et dybdepunkt ved hjelp av én av ligningene 3. Eksponensialen i primær-(kilde)-bølgefeltekstrapoleringen ( E* 1) er negativ, fordi energi går tapt med økende dybde som følge av den spredning som skjer når bølgen går gjennom undergrunnslagene. Det motsatte gjelder for det bølgefelt (£"), fordi energi vinnes når man "tilbakeforplanter" overflateregistrerte data i dypet. I den ovenfor foretatte ekstrapolering er bølgenummeret k( z) et komplekst tall. Som følge herav blir bølgefeltekstrapoleringen komplekst valuert. Eksponensialleddene kan anses å være spatialfasefiltre mens leddene Ed- U kan anses å være ekstrapoleringskoeffisienter. ;eskivene viser ;Bølgefeltekstrapoleringene i ligning 3 tar bare hensyn til planbølgeforplantning, slik at energi som skyldes bølgedivergens må betraktes separat. Dette kan skje ved å anvende en divergenskorreksjon på dataene før ekstrapoleringen. Dette er imidlertid ikke nødvendig. Det skyldes at ekstrapoleringen estimerer relative undergrunns egenskaper, eksempelvis amplitudeforhold. Det vil være mulig å skalere fordelingen for oppnåelse av "sanne" egenskapsforhold om så ønskes. ;Bølgefeltekstrapoleringsprinsippet som er beskrevet foran, forutsetter at fysiske egenskaper som styrer bølgeforplantningen (eksempelvis bølgenummer) bare varierer i dybde og er konstante sideveis. Dette er ikke sant, men en antagelse om at det ikke foreligger noen lateral bølgenummervariasjon kan anvendes i de tilfeller hvor variasjonene ikke er ekstreme eller hvor strukturelle dipper er små. Dersom en slik antagelse ikke er gyldig (valid) så bør bølgefeltekstrapoleringen innbefatte horisontale bølgenummeravhengigheter. Dette kan skje på mange måter, men den mest effektive måten er å løse et todimensjonalt (2-D) bølgefeltekstrapolering - finite-differanseproblem. ;Basert på arbeidene av Claerbout [9], Lee et al. [7] og Zhdanov et al. [8], kan 2-D-bølgefeltekstrapoleringsproblemet bringes til formen til en fullbølge-finite-differanseløsning. Fordi bølgefeltekstrapolering er en form for bølgeforplantning, vil prosessen tilfredsstille Helmholtz ligning. I 2-D skjer ekstrapoleringen med samme form både for forplantede primærbølger og spredte bølger: ;hvor E" korresponderer med spredt komponent-(positiv eksponensial)-ekstrapoleringskoeffisienter, Ed korresponderer med primærkomponent (negativ eksponensial) ekstrapoleringskoeffisienter, og w er vinkelfrekvensen. Ligning 4 svarer til et undegrunnslag hvor de elektriske egenskapene til undergrunnslaget varierer i x og z og er konstante i y. Ved å differensiere ligning 4 med hensyn på z, løse for ignorere 3. derivativer med hensyn til z, og kansellere likeledd, får ligning 4 følgende form: ;Fordi ligning 5 bare har 1. derivativer med hensyn til z, kan den løses ved hjelp av finite-differansemetoder. En sentral-differanseløsning for ligning 5 er gitt av Claerbout [9], Lee [7] og Zhdanov [8] og gjentas ikke her. Det er imidlertid verdt å nevne at løsningen på dette problemet krever initialbetingelser ved jordens overflate ;(både det registrerte spredte felt og kilde-primærfeltet (kildefunksjon)) og en venstre og høyre grensebetingelsene på hvert dyp. Dersom disse betingelsene er tilfredsstilt kan det lineære system som oppstår ved en diskretisering av ligning 5, løses eksplisitt ved hjelp av en enkel dybdeskive- og tilbakesubstitusjon-algoritme. De venstre og høyre grensebetingelser kan angis med en 1-D-analytisk kontinuasjon av kilde- og mottakerfeltene ved kantene til migrasjonsdomenet (dvs. det området hvor bølgefeltekstrapoleringene er foretatt). ;Fordi de elektriske og magnetiske Helmholtz-ligninger har samme form, kan man bruke denne 2-D-ekstrapoleringsløsning for både elektriske ( E) eller magnetiske ( H) felt, så vel som enhver subkomponent av disse feltene. ;Etter løsningen for E"- d kan verdiene substitueres i en ligning tilsvarende ligning 3 for 1 -D-tilfellet, for derved å beregne bølgefeltene fra de beregnede ekstrapoleringskoeffisienter ( Eu, d). Dette gir de nedadrettede kontinuasjon EM-felt i undergrunnslagene. ;Diffusiv bølgefeltavbildning ;Etter nedadrettet kontinuasjon av både kilden og registrerte bølgefelt til samtlige punkter i det interessante undergrunns området, kan en avbildning-betingelse anvendes på hvert underjordisk sted for tilveiebringelse av ønskede fysiske egenskap-bildekonstruksjoner (bølgefeltavbildning). Dersom det, ifølge Claerbout [6, 9], foreligger et spredningspunkt i undergrunnen, så vil fasen til de primære og spredte bølger være identiske ved dette punkt (som følge av energiens kontinuitet). Det betyr at dersom de primære og spredte ekstrapolerte bølgefelt summeres under hensyntagen til fasen, så vil de addere til en konstant verdi ved spredningspunktet (hvor de er i fase) og subtraheres for øvrig. Dette prinsippet muliggjør at man kan danne seg et bilde av undergrunnen ved å skanne modellrommet (det området hvor ekstrapoleringene foretas i undergrunnslagene (undergrunnen)) og identifisere hvor energi fra de ekstrapolerte felt adderes og subtraheres. ;For å uttrykke dette i matematiske ledd blir avbildningbetingelsen ved et punkt (x, z) i modellrommet (eksempelvis i et regnegitter hvor analysen gjennomføres) for elektromagnetfeltdata E definert som den komplekse spredningskoeffisient ( Seat) : ;hvor en strek over et ledd betyr at det kan valueres komplekst, Ed, u er de ekstrapolerte bølgefelt, mottakere er antall mottakere i undersøkelsen, ogfrekv. er antall frekvenser i undersøkelsen. For tilveiebringelse av et underjordisk konduktivitetsbilde blir bølgefeltekstrapoleringen gjennomført som vist i ligning 3 (1-D) eller ligning 5 (2-D) og forholdet mellom primære og spredte bølgefelt ved hvert punkt (x, z) i modellrommet bestemmes. Fordi prosessen med fasefelt-avbildning og kontinuasjon gjennomføres i frekvensdomenet, vil uttrykket i ligning 6 være et gjennomsnitt av flere frekvenser. I tillegg kan et bilde tilveiebringes for hvert kilde-mottakerpar, og de kan summeres. Dette ligner en skuddprofilmigrasjon (se eksempelvis Biondo [10]). Som vist hos Zhdanov [8] er spredningskoeffisienten en identifisering av geoelektriske grenser. Ved å normalisere amplituden til den komplekse spredningskoeffisient, ;vil resultatet bare avhenge av faseforskj ellen mellom de nedad kontinuasjonsprimærbølgefelt og spredte bølgefelt. Det kreves derfor bare faseinformasjon som en elektromagnetfeltdatainngang, idet fremgangsmåten er ufølsom overfor amplituder. ;Ved et spredningspunkt (eller grense), er fasen konstant (og uavhengig av frekvensen), mens faseforskj ellen varierer i avstand fra punktet. Dersom bilder ved ulike frekvenser snittes, vil bildene konstruktivt interferere ved spredningspunkter (geoelektriske grenser) og på destruktiv måte interferere andre steder. Slik vil prosessen med dannelse av et diffusivt bølgefelt-migrert bilde fra registrerte elektromagnetfeltdata være. Selv om den geoelektriske spredningskoeffisient Scat<N>er en kompleks-valuert parameter, kan bilder eksempelvis formes ved bar å bruke realdelen av den komplekse spredningskoeffisient: ;Fig. 2 viser skjematisk trinn i en algoritme utviklet av oppfinneren for bruk av den foran beskrevne analyse på CSEM-undersøkelsesdata innsamlet ved undersøkelser av den i fig. 1 viste type. ;I trinn Sl blir detaljer av de undersøkelsesdata som skal analyseres bestemt (eller definert i tilfelle av en modellering). Dette innbefatter en identifisering av de relative lokaliseringer av spesifikke kilde-mottakerpar (eksempelvis deres avstand og posisjoner i et undersøkelsesområde) og frekvenskomponentene som innbefatter dataene. ;I trinn S2 defineres en datamaskinmaske som svarer til et modellrom (eksempelvis det området hvor ekstrapoleringene foretas i de undergrunnslag). ;I trinn S3 tilveiebringes undersøkelsesdataene. Disse innbefatter elektriske og/eller magnetfeltdata, etter subtraksjon av et "primær"-kildefelt fra de målte data, og også detaljer vedrørende det av senderen utsendte kildesignal. Trinn S3 kan innbefatte en forbehandling av de elektriske feltdata, eksempelvis for å bestemme en radial komponent, eller en amplitude for en hovedakse i en polariseringsellipse som bestemt av de ortogonale horisontale komponenter i detekterte elektriske eller magnetiske felt, for bruk som basis i en ytterligere behandling. ;I trinn S4 velges en startmodell (initialmodell) for bruk i bølgefeltekstrapoleringen. Som omtalt nedenfor kan den hensiktsmessig innbefatte et halvrom med jevn resistivitet, eksempelvis en resistivitet som er lik den til en forventet storskala-bakgrunnsresistivitet i undersøkelsesområdet. ;I trinn S5 bestemmes ekstrapoleringskoeffisienter for undergrunns lokaliseringer av modellrom-datamaskingitteret. I 2-D-tilfellet blir disse koeffisienter eksempelvis bestemt ved at man løser ligning 5 for E"- d for hver spesifikk kildelokalisering- og mottakerlokaliseringsparing og frekvens. ;I trinn S6 gjennomføres en nedadrettet kontinuasjon basert på det i ligning 3 gitte forhold. ;I trinn S7 bestemmes den elektromagnetiske spredningskoeffisient (Seat) på basis av de ekstrapolerte bølgefelt i samsvar med det i ligning 7 viste forhold. Dette skjer i det modellrom som er definert i trinn S2, for tilveiebringelse av en fordeling av elektromagnetisk spredningskoeffisient som en funksjon av posisjon og dybde. ;Trinnene S4 til S7 gjentas for hver frekvenskomponent og hvert kilde-mottakerpar som innbefatter undersøkelsesdata, som indikert i trinn S8. (I en minimal konfigurasjon kan det bare forefinnes en enkelt kilde-mottakerparing). ;I trinn S9 blir antallet utgangskart bestemt med gjentatte gjennomføringer av trinnene S4 til S7 i samsvar med trinn 8, kombinert med tilveiebringelsen av et utgangskart for elektromagnetisk spredningskoeffisient i undersøkelsesområdet som en funksjon av posisjon og dybde. ;Selv om det ikke er nødvendig blir fremgangsmåten i dette eksemplet benyttet iterativt, som indikert i trinn S10. I trinn S10 genereres en revidert startmodell som baserer seg på utgangskartet. Behandlingen går tilbake til trinn S4 for nok en iterasjon av trinnene S4 til S9, hvor startmodellen som brukes er den reviderte startmodell basert på utgangskartet. Trinn S10 kan gjennomføres et ønsket antall ganger, eksempelvis tre ganger. Så snart det ønskede nummer av iterasjoner via trinn S10 er fullført, går prosessen fra trinn S9 til trinn Sl 1. I trinn Sil vises utgangskartet som et bilde, eksempelvis et bilde som representerer et strukturelt tverrsnitt av spredningskoeffisient i modellrommet. ;Man vil forstå at de i fig. 2 viste trinn ikke nødvendigvis må gjennomføres i den viste rekkefølge. Videre vil man også forstå at i noen implementeringer må ikke nødvendigvis samtlige trinn gjennomføres. Eksempelvis vil det ikke alltid være nødvendig å vise utgangskartet som et bilde (dvs. at trinn Sil ikke brukes) eller at det bare gjennomføres én enkelt iterasjon (dvs. at trinn S10 ikke brukes). Algoritmer som baserer seg på den prosess som er vist i fig. 2, har vært benyttet for undersøkelse av anvendbarheten av bølgefeltekstrapoleringsmetoder på data av den type som innhentes ved CSEM-undersøkelser, og har vært benyttet for tilveiebringelse av de nedenfor beskrevne resultater. ;Frekvensinnvirkninger på bølgefeltavbildning ;Fig. 3A viser skjematisk en 1-D underjordisk lagmodell som benyttes for å vise virkningen av anvendelsen av den foran beskrevne bølgefeltavbildning-analyse på syntetiske CSEM-undersøkelsesdata innbefattende ulike antall diskrete frekvenskomponenter. Grenser mellom ulike lag i de undergrunnslag er vist med stiplede linjer. Dybden (d) under havnivået er angitt på venstre side av figuren. Modell-lagkonfigurasjonen innbefatter fire lag anordnet under en havbunn 6 med en overliggende sjøvannsmasse 30. Sjøvannet 30 har en dybde på 7000 meter og en resistivitet på 0,3 Qm. Et første underjordisk lag 32 er 1300 m tykt og har en resistivitet på 1 Qm. Et andre underjordisk lag 34 er 750 m tykt og har en resistivitet på 50 Qm. Et tredje underjordisk lag 36 er 2250 m tykt og har en resistivitet på 1,33 Qm. Et fjerde underjordisk lag 38 er 3700 m tykt og har en resistivitet på 1,5 Qm. Dette arrangementet svarer i hovedsaken til et hydrokarbonreservoar (representert av det andre laget 34 med en relativt høy resistivitet) som er anordnet i en bakgrunn-lagkonfigurasjon med en lavere, men med dybden økende resistivitet. Denne type bakgrunn med økende resistivitet er typisk som følge av den progressive utdrivelse av ledende sjøvann fra porerommene i sedimentene i de undergrunnslag som følge av stigende overliggende trykk. ;I fig. 3B er realdelen av spredningskoeffisienten (Seat) beregnet ved bruk av den foran beskrevne bølgefeltavbildninganalyse for den modell-lagkonfigurasjon som er vist i fig. 3A, plottet som en funksjon av dybden (d) under havflaten. Kurver med spredningskoeffisient som en funksjon av dybden er vist for CSEM-undersøkelsesdata med ulike antall diskrete frekvenskomponenter. (Eksempler på hvordan multifrekvens-komponentdata kan innsamles i praksis, er beskrevet nærmere nedenfor). Kurven merket 1F korresponderer til enkeltfrekvens-CSEM-undersøkelsesdata ved 5 Hz. Kurven merket 8F korresponderer med CSEM-undersøkelsesdata innbefattende åtte diskrete frekvenskomponenter i området 0,1-1 Hz. Kurven merket 14F korresponderer med CSEM-undersøkelsesdata innbefattende 14 diskrete frekvenskomponenter i området 0,1-5 Hz. Kurven merket 3OF korresponderer til CSEM-undersøkelsesdata som innbefatter 30 diskrete frekvenskomponenter i området 0,1-90 Hz. Spredningsgrenser (svarende til grenser mellom lag med signifikant ulike resistiviteter) defineres klarere når analysen benyttes på data som har flere frekvenskomponenter. En øking av antall frekvenser bedrer også oppløsningen av grensene for det relativt høyresistive andre lag 34 og reduserer også sidelobe-oscillasjoner vekk fra laget (vist i fig. 3B som spredningskoeffisient-ekstremer lokalisert vekk fra laggrensene). I dette tilfellet vil imidlertid bruk av 30 frekvenser ikke gi noen signifikant bedring av 1-D-bildet sammenlignet med bruk av 14 frekvenser. Dette er et vesentlig resultat, fordi det i praksis vil bli mer vanskelig å tilveiebringe CSEM-undersøkelsesdata med et større antall frekvenskomponenter. Dette skyldes CSEM-undersøkelsesdataenes grunnleggende smalbåndnatur. Man kan se at, i motsetning til hva man skulle forvente, brukbare bilder kan oppnås med bare noen få diskrete frekvenskomponenter, eksempelvis 8 eller 14 i et frekvensområde som er lavt nok til at komponentene kan penetrere til en egnet underjordisk dybde og til at dette kan realiseres i praksis med eksisterende EM-kilder (eksempelvis 0,01-60 Hz). Man har funnet at akseptable resultater kan genereres ved å bruke så få som tre eller fire diskrete frekvenser mellom 0,01 Hz og 5 Hz. Bølgefeltavbildning-analysemetoder har tidligere ansett bare å kunne anvendes for høyfrekvente bredbånddata, eksempelvis bredbånd-seismikkdata eller de naturlig forekommende bredbånd-MT-elektromagnetiske data. ;Forskjeller mellom bølgefeltavbildninganalyser og konvensjonelle inversjonsanalyser: ;Romoppløsning ;Fordi den foran beskrevne bølgefeltavbildninganalyse gjennomføres i frekvensdomenet, blir diskrete målinger ved separate senterfrekvenser "kombinert" i analysen for dannelse av en frekvens-snittrespons på de undergrunnslag som foreligger i jordens undergrunn. I typiske EM-inversjoner er imidlertid dette ikke mulig, fordi multippel-frekvensdata typisk bare gir dataredundans. Selv om det er slik at ulike frekvenser kan gi ulik sampling av de undergrunnslag (som følge av ulike skinndybder), vil kombinasjonen av disse data ikke gi det frekvenssnitt som man har ved den foran beskrevne bølgefeltavbildninganalyse. I Tikhonov-regularisert inversjon, må en enkelt "glattet" rekonstruksjon av undergrunnen først være forenlig for data ved samtlige frekvenser. I en bølgefeltavbildning blir det imidlertid gjennomført flere "grove" rekonstruksjoner som adderes eller på annen måte kombineres for dannelse av et enkelt bilde. Som følge herav kan bølgefeltavbildning gi relativt høyoppløsnings-rekonstruksjoner av geoelektriske grenser i undergrunnslagene, mens inversjon bare vil gi relativt lavoppløsnings-rekonstruksj oner. ;Grunnen til at bølgefeltavbildning er "høy"-oppløsninger mens inversjon er "lav"-oppløsninger er at inverseringsprosessen krever en stabilisering. Inversjonsproblemer begrenser seg typisk til å være "glatte" representasjoner av de undergrunnslag, fordi den matematiske inversprosess er ustabil. Glatte løsninger vil ofte kunne redusere EM-inversjonsoppløsningen mot en frekvensuavhengighet. 2-D-bølgefeltavbildning som beskrevet her baserer seg på en stabil matematisk prosess og er derfor i seg selv stabil. Som følge herav kreves ingen stabilisering (glatting), og relativt høy oppløste bilder muliggjøres - forutsatt at dataene har et tilstrekkelig frekvensinnhold. I tillegg kan avbildningsbetingelse (ligning 6) som benyttes for tilveiebringelse av bølgefeltavbildningsbilder være en lokalisert operatør som spatialt bare styres av finite-differansestensilen og av selve bølgefeltegenskapene. ;Selv om det vil være mulig å løse EM-inversproblemet uten glatthetsbegrensninger, i forbindelse med en ikke-begrenset 2-D- eller 3-D-inversjon av CSEM-data, vil ustabiliteten og ikke-unikheten til løsningen vanligvis være for store. ;Beregnings- effektivitet ;En av de mest fremtredende forskjeller mellom konvensjonell inversjonsanalyse og bølgefeltavbildning ifølge utførelseseksempler av oppfinnelsen, er den hastighet hvormed løsninger kan oppnås. Beregningseffektiviteten til inversjon er avhengig av den fremgangsmåte som benyttes for gjennomføring av den "inverse" operasjon. Dersom det søkes en nøyaktig invers løsning, så vil antall beregninger som er nødvendig være minst i størrelsesordenen N<2>, hvor N er antall ukjente, gitt for alle null-rommetoder. Antallet kan øke til størrelsesordenen N<3>dersom det benyttes konvensjonelle matrise-inversmetoder (eksempelvis Gauss-Newton-type løsninger). For bølgefeltavbildning kan det tilveiebringes løsninger som bare må løse fremrettede beregninger. I noen tilfeller vil implisitte finite-differanse-fremoverrettede løsere allikevel måtte bruke N<2>beregninger for løsning, men det er ikke nødvendig å gjennomføre noen ekstra invers beregning. I tillegg til den tid som spares ved å unngå inverse beregninger, kan bølgefeltavbildning (ved hjelp av nedadrettet kontinuasjon) gjennomføres ved hjelp av eksplisitte finite-differanseoperasjoner. Den 2-D-implementering som benyttes her bruker en slik eksplisitt løser og krever bare i størrelsesordenen N beregninger for løsning. Sluttresultatet er en løsning som krever størrelsesordner som tar mindre tid å løse enn en tilsvarende dimensjonert invers løsning. Eksperimenter basert på prosessen i fig. 2 har vist at en 2-D-bølgefeltavbildning på en datamaskinmaske med dimensjoner på omtrent 250 x 200 elementer, krever ca. 1 min. for løsning i en Pentium IV, Linux arbeidsstasjon. ;Resultateksempler ;Fig. 4A viser skjematisk i vertikalt tverrsnitt en 2-D underjordisk lagmodell under et område av sjøbunnen 6. Modellen innbefatter en kileformet struktur 40 med en resistivitet på 100 Qm i en uniform bakgrunn med en resistivitet på 1 Qm. Kilens 40 øvre kant befinner seg ca. 2000 meter under sjøbunnen. Kilen er ca. 800 meter tykk og har en horisontal utstrekning på ca. 6000 meter ved basisen. Dybden (d) under havnivået er markert på figurens venstre side. Horisontal lokalisering (x) målt fra et vilkårlig utgangspunkt, er avmerket langs bunnen av figuren. Fig. 4B er et gråskalaplott som skjematisk viser realkomponenten til spredningskoeffisienten (Seat) som beregnet ved bruk av den foran beskrevne 2-D bølgefeltavbildninganalyse for den undergrunnslagmodell som er vist i fig. 4A, som en funksjon av dybden under havnivået (d) og horisontal posisjon (x). En skyggeskala til høyre i figuren viser forholdet mellom gråskalaskygger og spredningskoeffisientverdi. Bildet er generert ved å benytte syntetiske CSEM-elektriske feltdata som innbefatter åtte diskrete frekvenskomponenter (0,125, 0,25, 0,375, 0,75, 1, 1,25, 3 og 5 Hz) innsamlet for 23 mottakerposisjoner (Rx) og seks kildeposisjoner (Tx) fordelt i en linje langs sjøbunnen 6 i planet i fig. 4B. Den opprinnelige resistivitetsmodell som benyttes for ekstrapoleringene er et uniformt halvrom med resistivitet 1 Qm. Senderen er en horisontal (dvs. parallelt med sjøbunnen 6) elektrisk dipolantenne som strekker seg i figurplanet. Dataene innbefatter amplitudene til horisontale elektriske felt målt i figurplanet ved hver frekvens for hvert kilde-mottakerpar. Denne feltkomponenten betegnes ofte som en inline-komponent. Lokaliseringen av den øvre grensen til kiledetaljen i fig. 4A ses som et lyst område (meget negativ spredningskoeffisient). Det mørke området (stor positiv spredningskoeffisient) umiddelbart under det lyse er et "overskudd". Grunnen til at den nedre grensen ikke er så fremtredende er at startmodellen som antas for bølgefeltavbildningen (dvs. uniformt halvrom med resistivitet 1 Qm) bare er nøyaktig mot toppen av kilestrukturen. Dette skyldes at ekstrapoleringer for dybder under denne ikke inkorporerer virkningen til kilens høye resistivitet. Fig. 4C ligner på og vil også forstås ut fra fig. 4B. Imidlertid svarer fig. 4C til en andre iterasjon av bølgefeltavbildningsprosessen. Den andre iterasjon er lik den første iterasjon, men bruker en startmodell som baserer seg på resultatene av den i fig. 4B viste første iterasjon, istedenfor et uniformt halvrom. Særlig gjelder at den for ekstrapoleringen som er plottet i fig. 4C anvendte startmodell benytter parameteren: ;beregnet for hver lokalisering i de undergrunnslag som startmodellen. I ligning 10 er pmodeii startmodellen til den initielle iterasjon (uniformt halvrom) og Seat er realkomponenten til den i fig. 4B plottede spredningskoeffisient. ;Den oppdaterte startmodell som benyttes for den andre iterering muliggjør en identifisering av kilens nedre grense. Dette går frem av den større vertikale utstrekningen det lyse området har i fig. 4C sammenlignet med fig. 4B. ;Fig. 4D ligner og vil også kunne forstås ut fra fig. 4B og 4C, men fig. 4D svarer til en tredje iterasjon av bølgefeltavbildningsprosessen. Denne tredje iterasjonen ligner den andre iterasjonen, men bruker en startmodell som baserer seg på resultatene av den i fig. 4C viste andre iterasjon, på samme måte som beskrevet foran i forbindelse med den andre iterasjonen. ;Av fig. 4D kan man se at både de øvre og nedre grenser for kilen er klart definert og at det bare foreligger en relativt liten sløring eller "overskudd" under kilen, sammenlignet med det i fig. 4B og 4C viste bilde. ;Disse bildetyper muliggjør en direkte tolking av undergrunns-resistivitet og kan også benyttes for tilveiebringelse av uavhengige geometriske grenser for konvensj onelle inversj onsanalyser. ;Datainnsamling ;Som man kan se i fig. 3B og 4B-D, vil smalbånd-CS EM-data, eksempelvis data som inneholder 14 eller færre frekvenskomponenter som dekker bare noen få Hz (eksempelvis mellom 0,01 og 5 Hz), eller eventuelt opp til 60 Hz, kunne gi aksepterbare bilder av undergrunnslag. Dette er overraskende, fordi bølgefeltavbildning hittil bare har vært ansett egnet for bredbånddata. Den anvendelse av bølgefeltavbildning på bredbåndede naturlig forekommende MT-bølger som beskrives av Zhdanov et al. [8], benytter eksempelvis data ved 68 frekvenser som spenner over fem periodedekader (perioder mellom 0,1 og IO<4>sek.). CSEM-undersøkelser som benytter dagens kildeteknologi, egner seg ikke for tilveiebringelse av denne type bredbåndsignaler, og det er bare relativt få frekvenskomponenter som er tilgjengelige for praktiske undersøkelser. ;Det finnes mange måter hvormed CSEM-data, som eksempelvis innbefatter ca. 15 diskrete frekvenskomponenter, kan oppnås ved hjelp av utstyr av den type som er vist i fig. 1. Generelt blir de fleste CSEM-undersøkelsesdata oppnådd med en kildeantenne som sender på én enkelt frekvens, vanligvis i området rundt 0,01-0,5 Hz, noen ganger opp til 5 Hz eller høyere, eksempelvis opp til 60 Hz. Den frekvens som velges for en gitt undersøkelse baserer seg på en betraktning av skinndybdevirkninger og en ønsket dybdesensitivitet. Lavere frekvenser benyttes generelt for å kunne trenge dypere inn i undergrunnslagene, nettopp som følge av deres lengre skinndybder. ;Et CSEM-kildespekter innbefatter generelt en fundamental frekvens og et lite antall, kanskje to eller tre, harmoniske. Et egnet drivsignal for kildeantennen kan velges slik at en signifikant energi leveres som utgang ved hver av de to eller tre harmoniske frekvenser og den fundamentale frekvens. Det vil være mulig å tilveiebringe et drivsignal for kilden hvor energien fordeles blant flere harmoniske, men dette kan gi problemer med hensyn til tilveiebringelse av nok energi for hver harmoniske for oppnåelse av en praktisk undersøkelse. ;En annen måte for tilveiebringelse av flere frekvenskomponenter er å foreta flere passeringer over et interessant område under en undersøkelse, idet data innsamles ved ulike frekvenser i løpet av hver passering (hvert slep). Eksempelvis for å tilveiebringe CSEM-undersøkelsesdata med ni frekvenskomponenter, må det gjøres tre passeringer med en signifikant kilde-sendekraft med tre ulike frekvenser hver gang (dvs. en fundamental og to harmoniske). Eksempelvis kan et første slep over et undersøkelsesområde gjennomføres med en kildesending med en fundamental frekvens på 0,125 Hz og med signifikant kraft i den tredje og femte harmoniske (0,375 Hz og 0,625 Hz). Et andre slep kan så gjøres i den samme banen, idet kilden sender med en fundamental frekvens på 0,25 Hz og med signifikant kraft i de tredje og femte harmoniske (0,75 Hz og 1,25 Hz). Avslutningsvis gjøres det et tredje slep hvor kilden sender med en fundamental frekvens på 1 Hz og med signifikant kraft i de tredje og femte harmoniske (3 Hz og 5 Hz). Fordi de tre slepene i hovedsaken foretas i samme banen, vil det ved hvert punkt i denne banen tilveiebringes data som representerer EM-koblingen mellom kilden og hver mottaker ved ni frekvenser (0,125, 0,25, 0,375, 0,625, 0,75, 1, 1,25, 3 og 5 Hz). Man vil forstå at flere kilder som samtidig sender ved eksempelvis tre frekvenser hver, kan benyttes samtidig for tilveiebringelse av et ønsket antall diskrete frekvenser. Multippelkilden kan slepes med et enkelt fartøy, slik at man unngår behovet for flere slep i samme baner. ;EM-datakomponenter ;Det er generelt antatt at flere feltkomponenter (dvs. detekterte felt oppløst i flere retninger, eksempelvis radielt og asimutalt relativt en linje mellom en kilde og en mottaker) er en fordel ved elektromagnetisk inversjon. Dette fordi ulike kilde-mottakerkonfigurasjoner har ulike sensitivitetsfunksjoner, slik at de er sensitive til ulike romfordelinger av undergrunns elektriske egenskaper. Et eksempel er den såkalte inline og bredside elektriske feltmåling [1]. Fordi inline-konfigurasjonen er en koaksial eller radial måling, avføler den dypere enn den koplanære bredsidekonfigurasjon. En kombinering av data for begge målinger er nyttig når elektriske feltdata inverteres, fordi hver konfigurasjon som legges til begrensningen av inversjonen ved ulike dybdenivåer, reduserer inversjonsusikkerheten. Et negativt aspekt ved bruken av flere datakomponenter er behovet for registrering av disse. For å registrere sanne inline- og bredsidefelt, må det enten benyttes ortogonale mottakerposisjoner eller ortogonale kilde-slepeliner. Kompromissgeometrier kan benyttes (eksempelvis skrå slepeliner), men de registrerte datakomponenter vil da ikke være rene. Uansett, behovet for flere datakomponenter øker både innhentingsarbeidet og kostnadene. ;Til forskjell herfra vil flere komponenter ikke være nødvendig for fremstilling av 2-D-bilder av de undergrunnslag ved bølgefeltavbildning, selv om de kan være verdifulle for tilføring av asimutal informasjon (eksempelvis for 3-D-avbildning). Overflatebølgefelt fortsetter (ekstrapoleres) ned i grunnen ved alle punkter. Det betyr at et resulterende bilde kan skille mellom energi på grunne dyp og større dyp for hver datakomponent. Som følge herav er den eneste begrensende faktor den totale dybdesensitivitet (energi som opprinnelig må forplantes til enhver gitt dybde for å gi et bilde av punktet). Dette er ikke et problem, fordi det alltid vil være mulig å øke målingsdybdesensitiviteten ved å øke kilde-mottaker-avviksavstanden. Selv om således ulike datakomponenter gir ekstra informasjon, er det ikke nødvendig for å avbilde multidimensjonale strukturer i isotrope media. Dersom det imidlertid foreligger anisotropi, så vil mange datakomponenter bidra til å skille mellom ulike elektriske egenskaper på hvert underjordisk sted (konduktiviteten blir en tensor på alle undergrunns steder). ;Luftbølgeinn virkninger ;Et viktig hensyn ved underjordisk EM-tolkning i grunne farvann er interferensen til den såkalte "luftbølge"-energi med energi som har forplantet seg i undergrunnslagene [1]. Denne luftbølgeenergi, som har forplantet seg som en nesten perfekt bølgeføring fra kilden, gjennom sjøen, og til mottakerne, kan komplisere tolkningen av CSEM-data dersom den interfererer med målsignalet. Dette kan skje fordi bølgefeltavbildningen forsøker å ekstrapolere luftbølgeenergien inn i undergrunnslagene. I prinsippet vil imidlertid bølgefeltavbildningen posisjonere luftbølgeenergien på et underjordisk sted som kan bestemmes og skilles fra andre undergrunns målsignaler. Luftbølgesignalet vil derfor bare gi forvirringer dersom det er plassert på samme undergrunns dyp som et mållegeme. ;Bølgefeltavbildningen bidrar til å posisjonere (migrere) luftbølgeenergi i undergrunnen. Imidlertid benytter migreringen et uegnet bølgenummer (dvs. at undergrunnsstartmodellresistiviteten generelt er høyere enn i det sjøvannet som luftbølgen går gjennom). Som følge herav vil bølgefeltavbildningen ikke bare posisjonere luftbølgeenergien på et dyp under sjøbunnen i samsvar med dybden av det sjøvann som ligger over sjøbunnen. Isteden blir luftbølgeenergien posisjonert på et dyp som svarer til dypet av det overliggende sjøvann skalert med en parameter som er proporsjonal med forskjellen i bølgeantallene mellom de undergrunnslag og sjøvannet. Dybden til den migrerte luftbølgeenergi vil være proporsjonal med forholdet mellom skinndybdene i sjøvannet ( 8m) og gjennomsnittet av de undergrunnslag For å bestemme posisjonen til luftbølgeenergien i de undergrunnslag, behøver man derfor bare beregne forholdet: ;Her er aE og affl konduktivitetene (det motsatte av resistivitetene) i henholdsvis sjøvannet og de gjennomsnittelige undergrunnslag. ;Fig. 5A viser skjematisk et vertikalt snitt gjennom en 1-D underjordisk lagmodell under en sjøbunn 6, for å demonstrere innvirkningen av ;luftbølgeenergikomponenten på syntetiske CSEM-data. Sjøbunnen 6 er lokalisert under en vannmasse som har en dybde på 1620 meter og en resistivitet på 0,3 Qm. Den undergrunnslagmodell innbefatter et horisontalt lag 50 med en resistivitet på 100 Qm i en uniform bakgrunn med en resistivitet på 1 Qm. Lagets 50 øvre kant befinner seg ca. 1200 meter under sjøbunnen og laget 50 har en tykkelse på ca. 700 meter. Dybden (d) under havnivået er markert på figurens venstre side. Horisontal lokalisering (x) valgt fra et vilkårlig utgangspunkt, er avmerket langs bunnen i figuren. ;Fig. 5B er et gråskalaplott som skjematisk viser realkomponenten til den spredningskoeffisient (Seat) som er beregnet ved hjelp av den foran beskrevne bølgefeltavbildningsanalyse for undergrunnslagmodellen som er vist i fig. 5A, som en funksjon av dybden under havnivået (d) og den horisontale posisjon (x). Dataene er plottet i samsvar med den samme skyggekolonnen som vist i fig. 4B. Bildet er generert ved hjelp av syntetiske CSEM-elektriske felt data innbefattende åtte diskrete frekvenskomponenter (0,125, 0,25, 0,5, 0,75, 1,0, 1,25, 2,5 og 5,0 Hz). En startmodell for bølgefeltavbildningen som svarer til den kjente fordelingen av underjordisk resistivitet (dvs. i samsvar med den i fig. 5A viste modell), er benyttet. Denne metoden hvor det benyttes en kjent underjordisk resistivitetsvariasjon som en startmodell for bølgefeltavbildningen, betegnes her som bruk av en nøyaktig startmodell. ;Tilstedeværelsen av det horisontale lag 50 i bølgefeltavbildningen kan ses som et horisontalt bånd i fig. 5B ved den tilordnede dybden. I fig. 5B ser man imidlertid også et lyst bånd 52 på et større dyp. Dette båndet svarer til tilstedeværelsen av luftbølgeenergien som feilaktig er blitt ekstrapolert inn i undergrunnslagene som følge av bølgefeltavbildningen. Luftbølgen har forplantet seg gjennom en sjøvannsmasse med et dyp på 1620 meter og med en resistivitet på 0,3 Qm. Imidlertid forutsetter bølgefeltavbildningen at luftbølgeenergien har gått gjennom undergrunnslagene, hvorav de fleste har en resistivitet på rundt 1 Qm. Dette betyr at bølgefeltavbildningen lokaliserer luftbølgeenergien på et større dyp under sjøbunnen 6 enn den strekning som energien i virkeligheten går gjennom over sjøbunnen. I samsvar med det forhold som er angitt i ligning 11, blir luftbølgeenergien lokalisert på et dyp under sjøbunnen som er 1,77 ganger sjøvannsdybden, dvs. på et dyp under sjøbunnen som er lik (1,77+1)<*>1620 m = 4487 m. Dette er den dybden d hvor det lyse båndet 52 i fig. 5B fremkommer. Fordi i en CSEM-undersøkelse sjøvannsdybden, sjøvannsresistiviteten og bulkresistiviteten til jorden er generelt relativt godt kjent, kan den dybde ved hvilken luftbølgeenergien vil fremkomme, dvs. energi som ikke har samvirket med jorden, bestemmes og ignoreres eller subtraheres fra de resulterende utgangsbilder.

Avbildning med komplekse spredningskoeffisienter

Elektromagnetisk bølgefeltavbildning vil generelt gi komplekst-valuerte spredningskoeffisienter (som følge av bølgetallets komplekse natur). I de bilder som er vist i fig. 3B, 4B-4D og 5B er realdelen av de komplekse spredningskoeffisienter plottet. Imidlertid ligger det informasjon både i realdelen og imaginærdelen av de ekstrapolerte bølgefelt og de resulterende bilder.

Fig. 6A viser skjematisk et vertikalsnitt av en 2-D underjordisk lagmodell under en sjøbunn 6, for undersøkelse av forskjellen mellom realdelen, imaginærdelen og kombinerte real-imaginær-spredningskoeffisienter. Sjøbunnen 6 befinner seg under en vannmasse som har et dyp på 7120 meter og en resistivitet på 0,3 Qm. Den undergrunnslagmodell innbefatter en blokkstruktur 70 med en resistivitet på 100 Qm i en bakgrunn som innbefatter et øvre lag 72 med en resistivitet på 1 Qm og en tykkelse på ca. 4500 meter, og et semi-uendelig nedre lag 74 med en resistivitet på 1,5 Qm. Dybden (d) under havnivået er avmerket på figurens venstre side. Horisontal lokalisering (x) målt fra et vilkårlig utgangspunkt, er avmerket langs bunnen i figuren. Fig. 6B er et gråskalaplott som skjematisk viser realkomponenten til spredningskoeffisienten (Seat) beregnet for den lagmodell som er vist i fig. 6A. Fig. 6B er lik og vil forstås på bakgrunn av fig. 5B. Også her er det benyttet en nøyaktig startmodell. Tilstedeværelsen av blokken 72 i modellen i fig. 6A, er klart vist i fig. 6B. Det foreligger en liten mengde horisontal utflyting som gir en lett båndlignende struktur. Det antas at dette skyldes dårlig datadekning ved undersøkelsesområdets kanter. Fig. 6C og 6D ligner på fig. 6B, men plotter henholdsvis imaginærkomponenten og snittet til real- og imaginærkomponentene til spredningskoeffisienten (i motsetning til den realkomponent som er plottet i fig. 6B).

I fig. 6C kan man se at imaginærkomponenten ikke gir skikkelig oppløsning for toppen av blokken 72. Figuren viser imidlertid et ganske godt bilde av bunnen av blokken. Selv om årsaken til dette ikke er helt kjent, er det mulig at imaginærkomponenten til spredningskoeffisienten domineres av induserte felt på undersiden av resistivitetsblokken 72 istedenfor av spredte felt på overflaten av blokken. Dersom det er slik at bølgefeltets imaginærkomponent domineres av induktive felt, vil det kunne være mulig å få bedre bilder av det indre av et legeme sammenlignet med legemets kant. Realkomponenten til bølgefeltet (og derved til spredningskoeffisienten) domineres av spredt energi ved grensesjiktet til inhomogeniteter i de undergrunnslag. Som følge herav bør real-valuerte bilder (eksempelvis som vist i fig. 6B) gi en bedre indikasjon av grensesjikt enn imaginærkomponentbilder (eksempelvis som vist i fig. 6C).

For snittet av real- og imaginærkomponenter for spredningskoeffisientene som vist i fig. 6D, er bildet ikke en merkbar bedring av realkomponentbildet (fig. 6B) og er dårligere i mange områder nær blokken 72.

Dette viser hvordan ulike kombinasjoner av real- og imaginærkomponenter for spredningskoeffisienten kan benyttes for tilveiebringelse av bilder som er ulikt følsomme med hensyn til resistivitetsvariasjoner i undergrunnslagene.

Startmodellvirkninger på CSEM-avbildning

Som beskrevet foran bygger bølgefeltavbildningen på en antatt startmodell for resistiviteten i undergrunnslagene. Generelt vil den virkelige undergrunns resistivitetsvariasjon ikke være kjent og bølgefeltavbildningen vil derfor inneholde en viss grad av unøyaktighet.

Fig. 7A viser skjematisk et vertikalsnitt av en 2-D underjordisk lagmodell under en sjøbunn 6, for undersøkelse av virkningen av bruken av ulike startmodeller. Sjøbunnen 6 befinner seg under en vannmasse som har en dybde på 7120 meter og en resistivitet på 0,3 Qm. Den undergrunnslagmodell har et horisontalt lag 80 med en resistivitet på 100 Qm i en bakgrunn som innbefatter et øvre lag 82 med en resistivitet på 1 Qm og et semi-infinite nedre lag 84 med en resistivitet på 1,5 Qm. Dybden (d) under havnivået er markert på figurens venstre side. Horisontal lokalisering (x) målt fra et vilkårlig utgangspunkt, er avmerket langs bunnen i figuren. Fig. 7B er et gråskalaplott som skjematisk viser realkomponenten til spredningskoeffisienten (Seat) beregnet for undergrunnslagmodellen som er vist i fig. 7A, som en funksjon av dybden under havnivået (d) og horisontal posisjon (x). Dataene er plottet i samsvar med den skyggekolonne som er vist i fig. 4B. Bildet er generert ved hjelp av syntetiske CSEM-elektriske feltdata med 14 diskrete frekvenskomponenter (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 og 5,0 Hz). En nøyaktig startmodell for bølgefeltavbildningen, svarende til den kjente fordeling av den undergrunns resistivitet (dvs. i samsvar med den i fig. 7A viste modell), benyttes. Bildet i fig. 7B har en tett tilpassing til den i fig. 7A viste modell. Fig. 7C ligner og vil forstås på bakgrunn av fig. 7B, men er generert ved hjelp av en startmodell med uniform resistivitet og innbefattende et uendelig halvrom med resistivitet 1 Qm istedenfor den nøyaktige startmodellresistivitet som er benyttet for generering av fig. 7B. Man ser at bildet i fig. 7C også er godt tilpasset den i fig. 7A viste modell, til tross for at det er brukt en meget enklere startmodell. Dette viser at selv om en nøyaktig startmodell generelt vil gi bedre bilder, kan et nøyaktig bilde allikevel tilveiebringes uten en slik fullstendig a priori informasjon vedrørende de undergrunnslag. Selv med hva som måtte anses som en uegnet startmodell, vil bildet i fig. 7C gi den riktige posisjonen til det horisontale lag 82 (omtrent 1500 meter under havbunnen) og detektere tilstedeværelsen av det geoelektriske grensesjikt nær 5200 meter under havbunnen. Tykkelsen til laget (1500 meter) er også godt tilpasset. Dette viser at et enkelt halvrom med uniform resistivitet kan benyttes som en egnet startmodell. Som vist i fig. 4-4D kan de resulterende bilder bedres ved iterativt å benytte bølgefeltavbildningen (dvs. gjennomføre fremgangsmåten flere ganger), idet startmodellen for en etterfølgende iterasjon baserer seg på utgangsbildet fra en tidligere iterasjon. Fig. 8A viser skjematisk et vertikalsnitt av en 2-D underjordisk lagmodell under en havbunn 6, for demonstrering av virkningen av bruken av halvrom-startmodeller med ulike resistiviteter for bølgefeltavbildningen. Modellen innbefatter en kileformet struktur 90 med en resistivitet på 100 Qm i en uniform bakgrunn som har en resistivitet på 1 Qm. Denne strukturen ligner den som er vist i fig. 4A. Dybden (d) under havnivået er avmerket på figurens venstre side. Horisontal lokalisering (x) målt fra et vilkårlig utgangspunkt, er avmerket langs figurens bunnside. Fig. 8B er et gråskalaplott som skjematisk viser realkomponenten til spredningskoeffisienten (Seat) som er beregnet for den undergrunnslagmodell som er vist i fig. 8A, idet det for bølgefeltavbildningen er benyttet en nøyaktig startmodell. Tilstedeværelsen av kilestrukturen fremgår klart av bildet. Fig. 8C-8E ligner og vil forstås på bakgrunn av fig. 8B, men er generert ved hjelp av startmodeller med uniform resistivitet og innbefattende infinite halvrom med resistiviteter på henholdsvis 0,5 Qm, 1 Qm og 1 Qm, istedenfor den nøyaktige startmodell som er benyttet for generering av fig. 8B.

Virkningen av å velge en for lav resistivitet for den uniforme halvromstartmodell er at bølgefeltavbildningen undermigrerer bildet, og posisjonerer strukturer for grunt. Dette fremgår av fig. 8C, hvor det benyttes en halvromstartmodell med uniform resistivitet på 0,5 Qm istedenfor den mer realistiske verdi på 1 Qm som er vist i storskalabakgrunnen i fig. 8A. Kilen 90 er således beregnet plassert på et for grunt dyp.

Virkningen av å velge en for høy resistivitet for den nevnte halvromstartmodell er at bølgefeltavbildningen overmigrerer bildet, og at strukturene plasseres for dypt. Dette går frem av fig. 8E, hvor det er benyttet en halvromstartmodell med uniform resistivitet på 2 Qm istedenfor den mer realistiske verdi 1 Qm. Kilen 90 er således beregnet plassert for dypt.

Fig. 8D viser at en halvromstartmodell med en egnet valgt resistivitet (i dette tilfellet 1 Qm) gir bilder lik de som genereres ved hjelp av en nøyaktig startmodell.

Av fig. 8C-8E går det frem at virkningen av å endre resistiviteten til halvromstartmodellen er at dybden til kilen 90 modifiseres istedenfor dens geometri eller horisontale posisjon. I alle tilfeller har 2-D-kilen 90 en god oppløsning. I praksis kan en iterativ avbildningsprosedyre, så som vist i fig. 4B-4D, benyttes for å oppnå bedre komplekse bildestrukturer. I alle tilfeller vil en horisontal posisjon være riktigere enn dybden når det dreier seg om å identifisere hydrokarbonreservoarer som skal være mål for fremtidige boreoperasjoner.

Det skal her være underforstått at selv om den foran gitte beskrivelse av en analysering av CSEM-undersøkelsesdata er fokusert på data oppnådd fra en slept kilde (sender), så er dette bare ment som et eksempel. Fremgangsmåten kan også anvendes på data som er innsamlet ved hjelp av slepte mottakere, med eller uten slept kilde. Fremgangsmåten kan også benyttes for faste installasjoner. Eksempelvis kan fremgangsmåten benyttes for overvåking av endringer i et hydrokarbonreservoar hvor hydrokarbon utvinnes. I slike tilfeller vil det være egnet å benytte én (eller flere) kilde(r) i faste posisjoner relativt et mottakersett istedenfor at det gjennomføres flere slepeundersøkelser. Kilden/kildene kan eksempelvis være forankret i havbunnen eller henge fra en oljeriggplattform. I andre eksempler kan kilden eller kildene være plassert i en brønn eller i et borehull, eksempelvis i et geoteknisk borehull. Når det dreier seg om produksjon av oljefelt vil de undergrunns strukturer sannsynligvis være kjent fra tidligere geofysiske undersøkelser og boringer. Tidligere geofysiske og geologiske informasjoner vedrørende oljefeltet kan benyttes for oppbygging av startmodellen for bølgefeltavbildningen.

Det skal videre bemerkes at oppfinnelsen også kan benyttes for undersøkelser i ferskvann, eksempelvis i store sjøer eller estuarer, slik at de foran gitte betegnelser havbunn, sjøvann, etc. ikke skal anses å være begrensende, men skal tolkes som også innbefattende en innsjøbunn, en elvebunn, etc.

REFERANSER

[1] GB 2382875 A (University of Southampton)

[2] WO 02/14906 A (Statoil ASA)

[3] Eidesmo, T., Ellingsrud, S., MacGregor, L.M., Constable, S., Sinha, M.C.,

Johansen, S., Kong, F-N & WesterdahL H., Sea Bed Logging (SBL), a new method for remote and direct identification of hydrocarbon filled layers in deepwater areas.

First Break, 20,2002,144-152

[4] BUingsnid, S., Eidesmo, T., Johansen, S., Sinha, M.C., MacGregor, L.M. &

Constable, S., Remote sensing of hydrocarbon reservoirs by seabed logging (SBL):

Results from a cruise offshore Angola. The Leading Edge, 21,2002,972-982

[5] GB 2390904 A (University of Southampton)

[6] Claerbout, J.F., 1970, Course grid calculations of wave in inhomogeneous

media with application to delineation of complicated seismic structure, Geophysics,

35,407-418

[7] Lee, S., McMechan, GA., & Aiken, C.L., 1987, Phase-field imaging: The electromagnetic equivalent of seismic migration, Geophysics, 52,678-693

[8] Zhdanov, M.S., Traynin, P., & Booker, J.R., 1996, Underground imaging by frequency-domain electromagnetic migration, Geophysics, 61, 666-682

[9] Claerbout, J.F., 1976, Fundamentals of Geophysical Data Processing,

McGraw-HiU, New York, Chpts. 10-11.

[10] Biondo, B, 2003, Equivalence of source-receiver migration and shot-profile migration, Geophysics, 68,1340-1347.

Claims (23)

1. Fremgangsmåte for analysering av resultater fra en elektromagnetisk undervannsundersøkelse av et område som antas eller er kjent å inneholde et underjordisk hydrokarbonreservoar,karakterisert ved: tilveiebringelse av elektromagnetfeltdata fra en med styrt kilde gjennomført elektromagnetisk undervannsundersøkelse (CSEM) ved et antall diskrete frekvenser mellom 0,01 Hz og 60 Hz for spesifikke kilde- og mottakerlokaliseringer, gjennomføring av en bølgefeltekstrapolering av dataene fra kilde- og mottakerlokaliseringene for hver av antallet av frekvenser, for derved å tilveiebringe et tilsvarende antall fordelinger av elektromagnetisk spredningskoeffisient som en funksjon av posisjon og dybde, og kombinering av fordelingene av tilveiebringelse av et utgangskart for elektromagnetisk spredningskoeffisient som en funksjon av posisjon og dybde.

2. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedat antallet av diskrete frekvenser ligger mellom 3 og 15 frekvenser.

3. Fremgangsmåte ifølge krav 1 eller 2, karakterisert vedat en startmodell for bølgefeltekstrapoleringen innbefatter en modell med uniform resistivitet.

4. Fremgangsmåte ifølge krav 1 eller 2, karakterisert vedat den gjennomføres flere ganger, idet utgangskartet fra én gjennomføring benyttes som en startmodell for bølgefeltekstrapoleringen av en etterfølgende gjennomføring.

5. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-4, karakterisert vedat den elektromagnetiske spredningskoeffisient har en kompleks verdi og at utgangskartet korresponderer med en realdel av den elektromagnetiske spredningskoeffisient.

6. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-4, karakterisert vedat den elektromagnetiske spredningskoeffisient har en kompleks verdi og at utgangskartet korresponderer med en imaginærdel av den elektromagnetiske spredningskoeffisient.

7. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-4, karakterisert vedat den elektromagnetiske spredningskoeffisient har en kompleks verdi og at utgangskartet korresponderer med et gjennomsnitt av en real-og en imaginærdel av den elektromagnetiske spredningskoeffisient.

8. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-7, karakterisert vedat utgangskartet vises som et bilde.

9. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-8, karakterisert vedat de elektromagnetiske data innbefatter elektriske feltdata.

10. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-9, karakterisert vedat de elektromagnetiske data innbefatter magnetfeltdata.

11. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-10, karakterisert vedat den innbefatter en bestemmelse av en dybde, ved hvilken luftbølgeenergi som ikke har samvirket med jorden plasseres i utgangskartet.

12. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-11, karakterisert vedat minst én av de diskrete frekvenser er en harmonisk av en annen av de diskrete frekvenser.

13. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-12, karakterisert vedat de elektromagnetiske feltdata oppnås ved hjelp av flere CSEM-undersøkelser av området på ulike tidspunkter.

14. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 1-13, karakterisert vedat de elektromagnetiske feltdata oppnås ved hjelp av en horisontal elektrisk dipolkilde.

15. Anordning som er lastet med eller har maskinlesbare instruksjoner for implementering av fremgangsmåten ifølge et av kravene 1-14 for analysering av resultater fra en CSEM-undervannsundersøkelse.

16. Fremgangsmåte i henhold til krav 1, hvor gjennomføringen av CSEM-undervannsundersøkelsen innbefatter: tilveiebringelse av minst én kilde og minst én mottaker for utsendelse og detektering av elektromagnetiske signaler, innhenting av de elektromagnetiske feltdata med utsendelse og detektering ved antallet av diskrete frekvenser mellom 0,01 Hz og 60 Hz for de spesifikke kilde- og mottakerlokaliseringer.

17. Fremgangsmåte ifølge krav 17, karakterisert vedat antallet av diskrete frekvenser ligger mellom 3 og 15 frekvenser.

18. Fremgangsmåte ifølge krav 17 eller 18, karakterisert vedat data fra ulike frekvenser blant antallet av diskrete frekvenser innhentes samtidig med én enkelt kilde.

19. Fremgangsmåte ifølge krav 17 eller 18, karakterisert vedat data for ulike frekvenser av antallet av diskrete frekvenser innhentes samtidig med flere kilder.

20. Fremgangsmåte ifølge krav 17 eller 18, karakterisert vedat data for ulike frekvenser av antallet av diskrete frekvenser innhentes på ulike tidspunkter med én enkelt kilde.

21. Fremgangsmåte ifølge et av kravene 17-20, karakterisert vedat minst én av de diskrete frekvenser er en harmonisk av andre av de diskrete frekvenser.

22. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedat antallet diskrete frekvenser ligger er opptil 20 frekvenser.

23. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedat antallet diskrete frekvenser består av opptil 30 frekvenser.