一种用于从近海频域受控源电磁勘测数据中除去空气波效应的方法。用有（１１１）和无（１１３）上空气层对目标区进行建模。在勘测接收器位置以两个模型为每个源位置计算由源产生的电磁场。从两个模型计算得出的场之间的差异即为空气波效应（１１６），然后为相应的源－接收器几何体系从场数据中减去该空气波效应（１１７）。
【技术实现步骤摘要】
【国外来华专利技术】
本专利技术涉及地球物理学勘探，更特别地，涉及对碳氢化合物的受控源电磁勘测。明确地讲，本专利技术是一种，当在频域内获得数据时，用于除去该数据中遇到的空气波效应的方法。
技术介绍
近海受控源电磁(CSEM)地球物理勘测使用人造电源和磁源产生电磁场，以便激励地表(earth)并调动海洋中位于海底和钻孔内的设备/接收器测量电场和磁场。图1是这种勘测的示意图，其利用通过电缆与船相连的电磁源11和位于海洋中，通常位于海底13，的接收器12。对测得的场进行分析以便研究地表内部的海底结构。该技术不仅用于海洋构造研究，而且用于近海碳氢化合物和矿物探测(A.D.Chave etal.，in Electromagnetic Methods in Applied Geophysics 2，931-966Society of Exploration Geophysicist(1988)；S.Constable and C.S.Cox，J.Geophs.Res.101，5519-5530(1996)；L.MacGregor et al.，Geophy.J.Int.146，217-236(2001)；S.Ellingsrud et al.，The Leading Edge，972-982(2002)；T.Eidesmo et al.，First Break 20.3，1440152(2002))。接收器记录的电磁信号包括电磁场21、22和23，它们分别通过地表33、海水32和空气31传播，如图2所示。部分通过空气传播的信号23称作“空气波”。近海受控源电磁地球物理勘测通常以低于1.0KHz的频率执行。众所周知，在该准静止频域中，电磁波穿过介质的能力同时随着波的频率和介质的导电率而反向变化。该结果遵循集肤效应现象理论(J.A.Stratton，Electromagnetic Theory，504，MacGraw-Hill(1941))。因为海水比空气和地表都更容易导电，所以通过海水的电磁信号的衰减比通过空气和地表的要快得多。因此，对于比海水的深度长大约2倍的源和接收器的偏移(offset)，所记录的电磁场主要来自于通过空气和地表的信号。然而，只有通过地表传播的信号才能提供地表内部海底结构的信息。对于深的海底目标34，需要以低频率产生电磁场，以便保证所发射的电磁信号25能够穿过目标深度。不幸的是，对于相对于目标深度较“浅”的水深度和在低频率下，当接收器12与源11的偏移较长时，空气波信号会成为主宰，从而几乎不能区分开目标信号。显然，信号25主导信号21、22和23的组合效应时的条件对于CSEM勘探是最佳的。当在频域内进行测量时，也就是，当源持续发射信号，同时在接收器收集数据时，空气波干扰成为问题。最简单的源信号是具有所选频率的正弦信号。出于工作效率，能够以复合波形，例如方波，的形式同时发射多个频率。频域CSEM的互补(complement)是时域CSEM。在时域CSEM中，源开启，然后在发射了期望波形(例如，脉冲、方脉冲(boxcar)或阶梯函数)之后关闭。在时域CSEM中，空气波不是问题，因为空气波将在较早前加以记录，与目标物信号距离。然而，建模和反演软件(inversion software)中频域CSEM具有更精密、结果更易理解和数据质量更高的优点，使得频域CSEM在地球物理勘测中使用得比时域CSEM更广泛。本领域的技术人员能够理解，尽管有前述的评论，但是所有的CSEM数据实际上都是在时域中获得的，也就是说，它们是通过记录设备以时间为独立变量作为或多或少连续的数字流加以收集的。区分频率CSEM的是实验执行的途径(连续源)和用于分析和解释数据借此将数据分解成单个频率分量的方法，例如傅立叶分析。空气波效应能够用简单的一维(1D)分层模型加以解释。如图3所示，从上到下，该模型包括5个层非导电空气31、海水32(导电率＝3.0西门子/m，深度在下面的实例中有不同)、泥石33(1.0西门子/m，厚1.0km)、电阻性储集层(resistive reservoir layer)34(0.01西门子/m，厚100.0m)和基底35(1.0西门子/m)。如果电阻层34是目标并且从该模型中除去，则产生一个新的模型，即称作原始模型的背景模型。沿x轴导向的单元水平电偶极源(unit horizontal electric dipolesource)11(HEDx)在海底上方50m被沿着x轴方向牵引。海底接收器12恰好位于该源牵引线(图3中未显示)的中点之下。图4A-4C是该1D模型及其背景模型中电场振幅的x分量(Ex)对x方向上源-接收器距离的曲线图。海水的深度在图4A中为5.0km，在图4B中为1.0km，在图4C中为100m。图4D-4F显示了对于相同的三个海水深度的相应的“展开(unwrapped)”相。展开相是通过将大于π的绝对跳跃(absolute jump)转变为其2π补角获得的。小圆曲线代表来自1D模型的数据，实线得自于背景模型。对于深度为5km的海水(图4A和4D)，对于图中描绘的全部源和接收器距离，来自于两个模型的数据的空气波效应可以忽略不计。1D模型曲线41和43及其背景曲线42和44之间的大的分离表明，当源-接收器距离大于～2或3km时，来自于海底之下1.0km的电阻层的信号变得显著。(对于小的源-接收器距离，模型与背景曲线之间缺少分离，这是由于水路径22和海底路径21相应的衰减较低。来自这两个信号的贡献主导小偏移(源-接收器距离)接收器所接收信号，即使在模型中存在该目标层也是如此)。当海水深度下降到1.0km时(图4B和4E)，这两个曲线之间的距离由于空气波效应而显著缩短，也就是说，现在图2中的路径23在水中的距离小得多，结果不良的空气波的衰减被大大降低。该效应随着偏移的增加而增大。当偏移大于～6或7km时，对于背景模型，空气波效应主导所接收信号。这能够从图4B和4E的背景曲线46和48中看出来，特别是曲线46的振幅斜率在大约6km处中断，相曲线48的恒定相超过～7km时中断。然而，在具有隐埋电阻层的1D模型的数据曲线45和47中，没有显示出这种特征，这是因为来自隐埋电阻层的信号仍然比水深为1.0km的1D模型中的空气波效应强。当海水深度为100m时，这一结论将不再有效，对此，图4C显示，无论是有还是没有电阻储集层的模型数据，其振幅对于所有的偏移幅度均几乎不能区分出来。(对于大于～3km的偏移，图4F的两个相曲线之间的显著分离主要是由于使用了无限延伸1D模型的效果，而不是由于来自目标的信号；图9B显示，利用更现实的模型能够基本上消除该效应。)对于具有噪音的场数据，情况更糟。这暗示，尽管来自海底目标的信号较强，但空气波效应主导所接收信号。该实例的结果清楚地表明了空气波效应的问题。Chave和Cox在他们对利用水平电偶极源的近海CESM勘测的理论数字模型研究中考察了空气波的贡献(A.D.Chave and C.S.Cox，J.Geophys.Res.87，5327-5338(1982))。Chave和Cox认识到，在大的源-接收器距离、低频或者在相对浅的水中，海水深度的影响是重要的。他们指出，如果能够精确地确定水的深本文档来自技高网...
【技术保护点】
一种用于从海洋覆盖区域收集的频域受控源电磁勘测数据中除去空气波效应的方法，包括如下步骤：（ａ）构建该区域的第一模型，其从上到下具有空气层、海水层和海底层，所述模型反映了已知的海洋测深学以及导电率；（ｂ）采用该第一模型，在勘测 中的所有源和接收器位置计算由源产生的电磁场；（ｃ）通过用海水替换第一模型中的空气层构建该区域的第二模型，然后在相同的源和接收器位置为第二模型计算电磁场；（ｄ）将计算得到的各个场之间的接收器和源参数以及勘测数据标准化； （ｅ）通过从利用第一模型在每个接收器位置为每个源位置产生的场中减去利用第二模型产生的场计算空气波效应；和（ｆ）从在每个接收器位置为每个源位置得到的实际勘测数据中减去计算得到的空气波效应。
【技术特征摘要】
【国外来华专利技术】...
【专利技术属性】
技术研发人员：吕新友，里奥纳德J斯恩卡，詹姆斯J卡拉佐恩，
申请(专利权)人：埃克森美孚上游研究公司，
类型：发明
国别省市：US[美国]
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