ЭЛЕКТРОМАГНИТНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ УГЛЕВОДОРОДНЫХ КОЛЛЕКТОРОВ Российский патент 2009 года по МПК G01V3/12 G01V3/38 

Предпосылки создания изобретения

Настоящее изобретение относится к электромагнитному исследованию с управляемым источником для запасов нефти и других углеводородов.

Электромагнитное исследование с управляемым источником является ценным инструментом исследования, используемым для обнаружения местоположения запасов нефти и углеводородов. При типичном электромагнитном исследовании с управляемым источником на морском дне или вблизи него располагают источник электромагнитного поля и некоторое количество приемников электромагнитного поля. Сигналы, передаваемые источником электромагнитного поля, проходят в нижележащую морскую воду и вниз в морское дно и подземные пласты. При наличии типичного удельного сопротивления соответствующих сред прохождение происходит благодаря диффузии электромагнитных полей. Компоненты передаваемого сигнала, которые обнаруживаются приемниками, несут информацию об электрических свойствах сред, с которыми они взаимодействовали. Последующий анализ принятых сигналов, основанный на методах геофизической инверсии, обеспечивает возможность идентификации особенностей подземных пластов. Например, могут быть идентифицированы области высокого удельного сопротивления, которые обычно связаны с запасами углеводородов. Для тщательного исследования участка морского дна источник электромагнитного поля обычно буксируют на протяжении исследуемой зоны, вследствие чего могут быть собраны данные для некоторого количества геометрий расстановки источник-приемник.

Хотя электромагнитные исследования с управляемым источником могут дать представление об электрических свойствах подземных пластов, обычный способ электромагнитного исследования с управляемым источником и способы анализа данных находятся под влиянием ряда ограничений.

Для современных способов анализа обычно требуются данные, которые должны быть собраны с использованием комбинаций специализированных геометрий расстановки источник-приемник [1, 2, 3, 4]. Это справедливо как в части относительного размещения источников и приемников, так и в части их относительных ориентаций. Требованием к данным, собираемым для некоторого количества геометрий расстановки источник-приемник, накладываются ограничения на то, как много полезных данных может быть собрано в пределах группы приемников во время буксировки источника электромагнитного поля. Кроме того, поскольку электромагнитные исследования с управляемым источником часто осуществляют путем многократной буксировки единственного источника электромагнитного поля в пределах группы приемников для получения данных для различных ориентаций расстановки источник-приемник, то процесс исследования с целью получения данных, которые являются пригодными для обычных способов геофизического инверсионного анализа, может быть продолжительным.

Делались попытки разрешить трудности, связанные с получением данных, более пригодных для обычного инверсионного анализа. Например, были предложены [5] конфигурации специализированных источников электромагнитного поля.

Дополнительное ограничение, связанное с обычным электромагнитным исследованием с управляемым источником и способами анализа данных, заключается в том, что они не обеспечивают быстрого получения легко интерпретируемого выходного представления об электрических свойствах подземных пластов под площадью исследования. Это означает, что может быть трудно в реальном времени оказывать ответное воздействие на результаты исследования, например, для сосредоточения внимания на области, которая потенциально может быть особенно интересной в пределах большего района. Типичные первоначальные результаты электромагнитного исследования с управляемым источником содержат кривые, отражающие сочетания данных при различных ориентациях расстановки источник-приемник и для различных расстояний между парами источник-приемник [1]. Функциональная форма этих кривых определяется изменениями удельных сопротивлений подземных пластов. Однако их форма не определяется способом, который является сразу же интерпретируемым для получения оценок глубины, протяженности, удельного сопротивления и т.д. возможных подземных углеводородных коллекторов. Вместо этого к данным, представленным кривыми, применяют способы геофизической инверсии для получения, например, карт удельного сопротивления подземных пластов. Хотя этот процесс может приводить в результате к точным моделям подземных пластов, время и объем вычислений, необходимых для волновой трехмерной инверсии, могут быть очень большими. Неоправданно для выполнения анализа зарегистрированных данных способом геофизической инверсии отводить несколько дней. В дополнение к этому для процесса инверсии часто необходимо иметь много априорных сведений относительно конфигурации подземных пластов и может требоваться корректировка многих параметров методом проб и ошибок. Кроме того, сущность способов геофизической инверсии подразумевает, что они в большинстве случае приводят только к гладкой параметризации грунта.

Поэтому существует необходимость в способах, которые обеспечивают возможность сбора данных при меньших геометрических ограничениях путем электромагнитного исследования с управляемым источником и более быстрого представления таких данных при легкой интерпретации, чтобы положение и границы углеводородных коллекторов могли быть быстро и наглядно идентифицированы.

Сущность изобретения

Согласно первому аспекту изобретения предложен способ анализа результатов подводного электромагнитного исследования района, который, как предполагается или известно, содержит подземный углеводородный коллектор, заключающийся в том, что: подготавливают данные электромагнитного поля, полученные в результате подводного электромагнитного исследования с управляемым источником на множестве дискретных частот между 0,01 Гц и 60 Гц для определенных местоположений источника и приемника; осуществляют экстраполяцию волнового поля данных для местоположений источника и приемника для каждой из множества частот для получения соответствующего множества распределений коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины; и объединяют распределения для получения выходной карты коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины.

Путем применения экстраполяции волнового поля к данным электромагнитного исследования с управляемым источником можно точно реконструировать изменения электрических свойств внутри подземных пластов. Это может быть сделано намного быстрее, чем обычным инверсионным анализом. Например, в случае типичного массива данных в течение нескольких минут способ может обеспечить легко интерпретируемое представление изменения коэффициента рассеяния в подземных пластах. Сравните это с инверсионным анализом, для выполнения которого может требоваться несколько дней. Это означает, например, что выходная карта может быть отображена для оператора электромагнитного исследования с управляемым источником, по существу, почти в реальном времени в виде легко интерпретируемого изображения.

В дополнение к этому для способа не требуется детального априорного знания подземных пластов под площадью исследования. Например, исходная модель для экстраполяции волнового поля может представлять собой простую модель постоянного удельного сопротивления. Кроме того, способ может быть осуществлен несколько раз с получением выходной карты на основании одного выполнения, образующей основу исходной модели для экстраполяции волнового поля при последующем выполнении.

Способ может быть применен к данным, собранным для произвольных геометрий расстановки источник-приемник. Это обеспечивает возможность, например, сбора полезных данных для всех местоположений источника, буксируемого по произвольной траектории в пределах группы приемников. Отсутствует требование по выбору геометрий исследований конкретных видов, необходимых для обычного инверсионного анализа. Это уменьшает время (и расходы), необходимые для выполнения исследований, и обеспечивает намного более эффективный сбор полезных данных.

Кроме того, для анализа необходимо относительно немного компонент электромагнитного поля. Например, для получения приемлемой выходной карты можно выполнить измерения радиального электрического и/или магнитного поля на исключительно небольшом количестве дискретных частот. Для получения данных могут быть использованы обычные источник (источники) и приемник (приемники), например, могут быть использованы горизонтальные электрические дипольные источник (источники) и приемник (приемники).

С научной точки зрения предложенный способ некоторым образом связан со способами анализа, используемыми при широкополосном акустическом геофизическом исследовании. Например, Claerbout [6] описал способы анализа, основанные на построении изображения сейсмического волнового поля. В данной области техники эти способы называют построением геофизического изображения или геофизической миграцией (в отличие от геофизической инверсии).

Было установлено, что средства построения геофизического изображения могут быть применены при широкополосных электромагнитных исследованиях с пассивным источником, например, как описали Lee et al. [7] и Zhdanov et al. [8]. Электромагнитные исследования с пассивным источником основаны на обнаружении отклика подземных пластов на широкополосные магнитотеллурические волны естественного происхождения, создаваемые в земной ионосфере. Применительно к магнитотеллурическим данным Lee et al. и Zhdanov et al. использовали стандартные сейсмические способы построения изображения в частотно-временной области. Магнитотеллурические данные пригодны для такого анализа, поскольку они обеспечивают широкополосные сигналы, например, Zhdanov et al. представили результаты анализа данных, которые охватывают пять декад частоты (то есть периодов от 0,1 с до 10⁴ с). Также рассматривалась проблема использования других широкополосных источников [9]. Однако они отличаются от узкополосных источников, используемых при электромагнитном исследовании с управляемым источником.

Множество дискретных частот согласно настоящему изобретению может содержать от 3 или 4 до 15 частот. Хотя может быть использовано большее количество частот, например до 20 или 30, заявитель обнаружил, что обычно достаточно 15 частот и что 9 частот или около этого количества отражает приемлемый компромисс между легкостью сбора данных и качеством выходных данных.

Вообще говоря, коэффициент рассеяния электромагнитных волн должен быть комплексным. Выходная карта может соответствовать действительной части, мнимой части или сочетанию действительной и мнимой частей коэффициента рассеяния электромагнитных волн. Эти различные представления обеспечивают возможность получения карт, которые по-разному чувствительны к изменениям удельного сопротивления подземных пластов.

Способ может также включать в себя определение глубины, на которой энергия, связанная с компонентой данных, не взаимодействующей с грунтом (то есть с подземными пластами в районе исследования), находится на выходной карте. Это позволяет, например, легко идентифицировать вклад компоненты атмосферной волны в данные и учесть его в отображаемом изображении выходной карты.

Для способа не требуются одновременно собранные данные, и он может быть применен к данным электромагнитного поля, полученным при нескольких исследованиях района электромагнитным способом с управляемым источником, выполненных в разное время.

Согласно второму аспекту изобретения предложен компьютерный программный продукт, содержащий машиночитаемые инструкции для реализации способа анализа результатов подводного электромагнитного исследования с управляемым источником в соответствии с первым аспектом изобретения.

Согласно третьему аспекту изобретения предложено вычислительное устройство, загруженное машиночитаемыми инструкциями для реализации способа анализа результатов подводного электромагнитного исследования с управляемым источником в соответствии с первым аспектом изобретения.

Согласно четвертому аспекту изобретения предложен способ выполнения подводного электромагнитного исследования района, который, как предполагается или известно, содержит подземный углеводородный коллектор, заключающийся в том, что подготавливают по меньшей мере один источник и по меньшей мере один приемник для передачи и обнаружения электромагнитных сигналов; получают данные электромагнитного поля при передаче и обнаружении на множестве дискретных частот между 0,01 Гц и 60 Гц для конкретных положений источника и приемника; выполняют экстраполяцию волнового поля данных для местоположений источника и приемника для каждой из множества частот для получения соответствующего множества распределений коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины; и объединяют распределения для получения выходной карты коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины.

Данные на особой одной из множества дискретных частот могут быть получены в одно и то же время с одним источником, в одно и то же время с несколькими источниками или в разное время с одним источником. Источник (источники) может быть неподвижным или буксируемым. Точно так же приемник (приемники) может быть неподвижным или буксируемым.

По меньшей мере одна из дискретных частот может быть гармоникой другой дискретной частоты. Взаимосвязью гармоник такого вида обеспечивается возможность относительно легкого формирования нескольких частотных компонент одним источником.

Краткое описание чертежей

Для лучшего понимания изобретения и демонстрации того, как оно фактически может быть осуществлено, теперь обратимся только для примера к сопровождающим чертежам, на которых:

фиг.1 - схематический вид надводного судна 14, выполняющего исследование конфигурации подземных пластов электромагнитным способом с управляемым источником;

фиг.2 - схема последовательности операций, схематически иллюстрирующая этапы обработки при анализе данных электромагнитного исследования с управляемым источником;

фиг.3А - схематический вид модельной одномерной конфигурации подземных пластов;

фиг.3В - схематический вид результатов применения анализа способом экстраполяции волнового поля к синтетическим данным электромагнитного исследования с управляемым источником, содержащим различные количества дискретных частотных составляющих, для конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.3А;

фиг.4А - схематический вид модельной двумерной конфигурации подземных пластов;

фиг.4B-4D - иллюстрации результатов последовательных итераций применения анализа способом экстраполяции волнового поля к синтетическим данным электромагнитного исследования с управляемым источником для конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.4А;

фиг.5А - схематический вид модельной одномерной конфигурации подземных пластов;

фиг.5В - схематическая иллюстрация результата применения анализа способом экстраполяции волнового поля к синтетическим данным электромагнитного исследования с управляемым источником для конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.5А;

фиг.6А - схематический вид модельной двумерной конфигурации подземных пластов;

фиг.6B-6D - схематические виды соответственно действительной компоненты, мнимой компоненты и среднего из действительной и мнимой компонент, полученных в результате применения анализа способом экстраполяции волнового поля к синтетическим данным электромагнитного исследования с управляемым источником, для конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.6А;

фиг.7А - схематический вид модельной одномерной конфигурации подземных пластов;

фиг.7В и 7С - схематическая демонстрация результатов применения анализа способом экстраполяции волнового поля к синтетическим данным электромагнитного исследования с управляемым источником для конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.7А, для различных исходных моделей;

фиг.8А - схематический вид модельной двумерной конфигурации подземных пластов;

фиг.8В-8Е - схематическая демонстрация результатов применения анализа способом экстраполяции волнового поля к синтетическим данным электромагнитного исследования с управляемым источником для конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.8А, для различных исходных моделей.

Подробное описание

На фиг.1 схематически показано надводное судно 14, осуществляющее электромагнитные исследования с управляемым источником конфигурации подземных пластов с использованием стандартных способов [1]. Подземные пласты в этом примере включают в себя слой 8 перекрывающих пород, слой 9 нижележащих пород и углеводородный коллектор 12. Надводное судно 14 плывет по поверхности 2 массы воды, и в этом случае глубина морской воды 4 составляет h метров. Подводный аппарат 19, несущий источник в виде горизонтального электрического дипольного излучателя 22, присоединен к надводному судну 14 посредством жизнеобеспечивающего кабеля-троса 16. Этим обеспечивается электрическое, оптическое и механическое соединения между подводным аппаратом 19 и надводным судном 14. На горизонтальный электрический дипольный излучатель подается ток возбуждения, так что он передает электромагнитный сигнал горизонтального электрического диполя в морскую воду 4.

Один или несколько удаленных приемников 25 расположены на морском дне 6. Каждый из приемников 25 включает в себя приборную панель 26, датчик 24, устройство 28 обеспечения всплытия и балластный груз (не показанный). Детектор 24 содержит три ортогональных дипольных датчика электрического поля и три ортогональных датчика магнитного поля. В других примерах на приемнике может быть измерено меньшее количество компонент электромагнитных полей.

Дипольные датчики электрического поля чувствительны к компонентам электрических полей, наводимых горизонтальным электрическим дипольным излучателем вблизи приемника 25, и посредством них формируются сигналы датчиков электрического поля. Датчики магнитного поля чувствительны к компонентам магнитных полей, например, к плотности магнитного потока, наводимых горизонтальным электрическим дипольным излучателем вблизи приемника 25, и посредством них формируются сигналы датчиков магнитного поля. Сигналы датчиков записываются в приборной панели 26 для более позднего анализа.

Типичные удельные сопротивления сред 4, 8, 9, 12 означают, что прохождение электромагнитных сигналов происходит благодаря диффузии электромагнитных полей. Скорость спада амплитуды и фазовый сдвиг сигнала обуславливаются эффектами геометрического расхождения и глубины проникновения. Поскольку в большинстве случаев нижележащие пласты 8, 9, 12 являются более резистивными, чем морская вода 4, то глубины проникновения в нижележащие пласты 8, 9, 12 будут большими. В результате этого в электромагнитных полях, измеряемых приемником, расположенным на соответствующем горизонтальном расстоянии, преобладают те компоненты прошедшего электромагнитного сигнала, которые до обнаружения проходят вниз через морское дно 6 и взаимодействуют с нижележащими пластами 8, 9, 12.

Теперь будет описан алгоритм анализа данных, основанный на экстраполяции волнового поля, который может быть применен к данным, полученным при исследованиях, типа показанных на фиг.1. Анализ будет рассмотрен при обращении к прямоугольной системе координат xyz, в которой морское дно 6 параллельно плоскости xy, а возрастающая глубина ниже морского дна, как показано на чертеже, соответствует увеличению z.

Принципы экстраполяции волнового поля

Экстраполяция волнового поля (также называемая продолжением вниз) является формой распространения волны, в которой пространственная фильтрация используется вместо моделирования волнового уравнения.

В частотной области экстраполяция волнового поля может быть получена из решения одномерного волнового уравнения

Решения для него имеют вид

где E(z) - волновое поле (электрическое или магнитное) на глубине z геологической среды (то есть на глубине z ниже морского дна), i - квадратный корень из -1, k(z) - волновое число электромагнитной волны на глубине z, и А и В - постоянные масштабирования. В правой части уравнения (2) представлено решение в виде плоских волн одномерного волнового уравнения. Особенно значимым обстоятельством является то, что E(z) на глубине z может быть представлено линейной комбинацией возрастающего экспоненциального члена и убывающего экспоненциального члена. Как таковое, волновое поле E(z) в подземных пластах может рассматриваться как содержащее компоненту (положительную экспоненциальную) рассеянных волн и компоненту (отрицательную экспоненциальную) первичной волны. Для случая распространения плоских волн между местом нахождения источника и местом нахождения приемника волновое поле может быть вычислено (то есть экстраполировано) в любой точке по его траектории путем использования исходной модели, соответствующей предполагаемому распределению свойств геологической среды (то есть при наличии форм решений, показанных уравнением (2). В таком случае одномерные экстраполяции волнового поля обращаются в

для первичного и рассеянного волновых полей соответственно. E^d обозначает первичное волновое поле (экстраполированное на основании сигнала источника), E^u обозначает рассеянное волновое поле (экстраполированное на основании сигнала приемника). Подземные пласты рассматриваются как содержащие ряд слоев (глубинных срезов), пронумерованных как 1...j... сверху вниз. k_j представляет собой волновое число электромагнитной волны в слое j, а dz_j является толщиной слоя j. Экспоненциальные члены представляют собой экстраполяторы волн. Суммированием по волновым числам и глубинным срезам наглядно показывается, что экстраполяция осуществляется рекурсивно от морского дна, где расположены источник (источники) и приемник (приемники), до глубины z, то есть осуществляется продолжение вниз. Любое волновое поле может быть продолжено вниз от поверхности до любой глубинной точки путем использования одного из уравнений (3). Показательная функция в экстраполяции (E^d) первичного волнового поля (источника) является отрицательной, поскольку энергия теряется с увеличением глубины вследствие рассеяния, когда волна пробегает через подземные пласты. Противоположное справедливо для рассеянного волнового поля (E^u), поскольку энергия возрастает при обратном распространении на глубину зарегистрированных на поверхности данных. В рассмотренной выше экстраполяции волновое число k(z) является комплексным числом. Вследствие этого экстраполяция волнового поля является комплекснозначной. В данном случае экспоненциальные члены могут считаться пространственными фазовыми фильтрами, тогда как члены E^{d, u} могут считаться экстраполяционными коэффициентами.

В экстраполяциях волнового поля в уравнении (3) принято во внимание распространение только плоских волн, поэтому энергия, обусловленная расхождением волнового фронта, должна учитываться отдельно. Это может быть сделано до экстраполяции путем применения к данным поправки за геометрическое расхождение. Однако это не является необходимым. Это вытекает из того, что в процессе экстраполяции оцениваются относительные свойства геологической среды, например отношения амплитуд. При желании можно выполнить масштабирование распределения для получения «истинных» отношений свойств.

В принципах экстраполяции волнового поля, описанных выше, предполагается, что физические характеристики, определяющие распространение волн (например, волновое число), изменяются только с глубиной и являются постоянными в поперечном направлении. Вообще говоря, хотя и не всегда, предположение об отсутствии изменения волнового числа в поперечном направлении можно применять в случаях, когда изменения не являются экстремальными или структурные падения небольшие. Если это предположение не является справедливым, экстраполяция волнового поля должна включать в себя зависимости горизонтального волнового числа. Это может быть решено многими способами, но наиболее эффективный способ заключается в решении двумерной разностной задачи экстраполяции волнового поля.

На основе работ Claerbout [9], Lee et al. [7] и Zhdanov et al. [8] двумерная задача экстраполяции волнового поля может быть численно представлена в виде волнового конечно-разностного решения. Поскольку экстраполяция волнового поля является формой распространения волны, то процесс удовлетворяет уравнению Гельмгольца. При двумерной экстраполяции используется одна и та же форма для первичной и рассеянной распространяющихся волн:

где E^u соответствует экстраполяционным коэффициентам компоненты (положительной экспоненциальной функции) рассеянной волны, E^d соответствует экстраполяционным коэффициентам компоненты (отрицательной экспоненциальной функции) первичной волны, а w является угловой частотой. Уравнение (4) соответствует подземным пластам, когда электрические свойства подземных пластов изменяются по x и z и являются постоянными по y. Теперь после дифференцирования уравнения (4) по z, нахождения решения для игнорирования третьих производных по z и сокращения подобных членов уравнение (4) становится

Поскольку уравнение (5) имеет только первые производные по z, оно может быть решено конечно-разностными методами. Центрально-разностное решение уравнения (5) получили Claerbout [9], Lee [7] и Zhdanov [8], и оно не будет повторно приводиться здесь. Однако заслуживает упоминания то, что для решения этой задачи необходимы начальные условия на поверхности Земли (как зарегистрированное рассеянное поле и первичное поле источника (функция источника)) и левое и правое граничные условия на каждой глубине. Если эти условия соблюдаются, линейная система, получающаяся в результате дискретизации уравнения (5), может быть решена в явном виде путем использования простого алгоритма образования глубинных срезов и обратной подстановки. Левые и правые граничные условия могут быть определены с помощью одномерного аналитического продолжения полей источника и приемника на краях миграционной области (то есть области, на протяжении которой осуществляют экстраполяции волнового поля).

Поскольку уравнения Гельмгольца для электрического и магнитного полей имеют одинаковую форму, это двумерное экстраполяционное решение можно использовать для электрического (Е) или магнитного (Н) полей, а также для любой субкомпоненты этих полей.

После нахождения решения для E^{u, d} значения могут быть подставлены в уравнение, соответствующее уравнению (3) для одномерного случая, для осуществления вычисления волновых полей по вычисленным экстраполяционным коэффициентам (E^{u, d}). Этим обеспечиваются продолженные вниз электромагнитные поля в подземных пластах.

Построение изображения диффузного волнового поля

После продолжения вниз во все точки исследуемой геологической среды как волновых полей источника, так и зарегистрированных волновых полей условия построения изображения могут быть применены к каждой точке геологической среды для формирования реконструкций изображений необходимых физических свойств (построения изображения волнового поля). Из работы Claerbout [6, 9] следует, что если существует точка рассеяния в геологической среде, то фазы первичной и рассеянной бегущих волн являются идентичными в этой точке (вследствие непрерывности энергии). Это означает, что если первичное и рассеянное экстраполированное волновые поля просуммировать с учетом фазы, то они будут складываться до постоянного значения в точке рассеяния (где они находятся в фазе) и вычитаться в другом месте. Этот принцип позволяет создавать изображение геологической среды путем сканирования модельного пространства (области, в пределах которой осуществляют экстраполяции в подземных пластах (геологической среде)) и идентификации местоположений, где энергия от экстраполированных полей складывается и вычитается.

Для выражения этой идеи в математических терминах условия построения изображения в точке (x, z) в модельном пространстве (например, на вычислительной сетке, на протяжении которой выполняют анализ) для данных Е электромагнитного поля определим в виде комплексного коэффициента рассеяния:

где черта над членом означает, что он может быть комплекснозначным, E^{d, u} представляют собой экстраполированные волновые поля, receivers указывают на количество приемников при исследовании, а freq - на количество частот, регистрируемых при исследовании. Для получения изображения удельной проводимости геологической среды осуществляют экстраполяцию волнового поля, показанную в (одномерном) уравнении (3) или (двумерном) уравнении (5), и определяют отношение первичного и рассеянного волновых полей в каждой точке (x, z) в модельном пространстве.

Поскольку этот процесс построения изображения фазового поля и продолжения выполняют в частотной области, выражение, показанное в уравнении (6), усредняют по многочисленным частотам. В дополнение к этому изображение может быть сформировано для каждой пары источник-приемник, и эти изображения могут быть просуммированы. Это аналогично миграции взрывных профилей (см., например, Biondo [10]). Как показал Zhdanov [8], коэффициент рассеяния является идентификатором геометрических границ. При нормировании амплитуды комплексного коэффициента рассеяния

результат зависит только от разности фаз между продолженными вниз первичным и рассеянным волновыми полями. Поэтому только фазовая информация необходима в качестве входных данных электромагнитного поля, при этом способ является нечувствительным к амплитудам.

В рассеивающей точке (или на границе) фаза является постоянной (и независящей от частоты), хотя на расстоянии от этой точки разность фаз изменяется. Поэтому, если изображения на различных частотах усреднять, изображения будут конструктивно интерферировать в точках рассеяния (на геометрических границах) и деструктивно интерферировать в других местах. Таковым является процесс образования мигрированного изображения диффузного волнового поля на основании зарегистрированных данных электромагнитного поля. Хотя коэффициент геоэлектрического рассеяния является комплекснозначным параметром, изображения могут быть сформированы, например, путем использования только действительной части комплексного коэффициента рассеяния:

На фиг.2 схематически показаны этапы алгоритма, разработанного заявителем, предназначенного для применения описанного выше анализа к данным электромагнитного исследования с управляемым источником, собираемым в процессе исследований того вида, который показан на фиг.1.

На этапе S1 определяют (или задают в случае моделирования) элементы данных исследования, подлежащих анализу. Они включают в себя идентификацию относительных местоположений конкретных пар источник-приемник (например, их разнесения и положения на протяжении района исследования) и частотные компоненты, содержащие данные.

На этапе S2 задают расчетную сетку, соответствующую модельному пространству (то есть области, на протяжении которой должны быть осуществлены экстраполяции в подземных пластах).

На этапе S3 получают данные исследования. Эти данные включают в себя данные электрического и/или магнитного поля после вычитания «первичного» поля источника из зарегистрированных данных, а также элементы сигнала источника, переданного излучателем. Этап S3 может включать в себя предварительную обработку данных электрического поля, например, для определения радиальной компоненты или амплитуды большой оси эллипса поляризации, обусловленного ортогональными горизонтальными компонентами обнаруживаемых электрических или магнитных полей, подлежащих использованию в качестве основы при дальнейшей обработке.

На этапе S4 выбирают исходную (первоначальную) модель, подлежащую использованию при экстраполяции волнового поля. Как будет видно позднее, удобно, чтобы она содержала полупространство постоянного удельного сопротивления, например, имеющее удельное сопротивление, аналогичное ожидаемому крупномасштабному фоновому удельному сопротивлению района исследования.

На этапе S5 определяют экстраполяционные коэффициенты для точек геологической среды на расчетной сетке, характеризующей модельное пространство. В двумерном случае их определяют, например, путем нахождения решения уравнения (5) для E^{u, d} для каждого конкретного положения источника и положения приемника, образующих пару, и каждой частоты.

На этапе S6 осуществляют продолжение вниз на основе соотношения, приведенного в уравнении (3).

На этапе S7 определяют коэффициент (Scat) рассеяния электромагнитных волн на основании экстраполированных волновых полей в соответствии с соотношением, показанным в уравнении (7). Это осуществляют на протяжении модельного пространства, заданного на этапе S2, для получения распределения коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины.

Как показано этапом S8, этапы с S4 по S7 повторяют для каждой частотной компоненты и каждой пары источник-приемник, образующих данные исследования. (При минимальной конфигурации может быть только одна пара источник-приемник)

На этапе S9 множество выходных карт, определенных при повторных выполнениях этапов с S4 по S7, осуществленных в соответствии с этапом S8, объединяют для получения выходной карты коэффициента рассеяния электромагнитных волн в районе исследования в зависимости от местоположения и глубины.

Как показано посредством этапа S10, в этом примере способ применяют итерационно, хотя и необязательно. На этапе S10 образуют подвергнутую ревизии исходную модель, основанную на выходной карте. Возвращаются к этапу S4 обработки для еще одной итерации из этапов с S4 по S9, на которых используемой исходной моделью является подвергнутая ревизии исходная модель, основанная на выходной карте. Этап S10 может быть повторен любое желаемое число раз, например три раза. После того как на основании этапа S10 выполняют желаемое количество итераций, обработку продолжают, начиная с этапа S9, по этап S11. На этапе S11 выходную карту отображают в виде изображения, например в виде изображения, характеризующего структурный разрез коэффициента рассеяния в модельном пространстве.

Должно быть понятно, что этапы, показанные на фиг.2, необязательно должны выполняться в показанной последовательности. Кроме того, должно быть понятно, что при некоторых реализациях не требуются все этапы. Например, не всегда необходимо отображать выходную карту в виде изображения (то есть этап S11 не используется) или должна быть осуществлена единственная итерация (то есть этап S10 не используется).

Алгоритмы, основанные на обработке, показанной на фиг.2, были использованы для исследования применимости способов экстраполяции волнового поля к данным такого же вида, как получаемым при электромагнитных исследованиях с управляемым источником, и были использованы для получения результатов, описанных ниже.

Влияния частот на изображение волнового поля

На фиг.3А схематически показана модель одномерной конфигурации подземных пластов, использованная для демонстрации результата применения описанного выше анализа построения изображения волнового поля к синтетическим данным электромагнитного исследования с управляемым источником, содержащим различные количества дискретных частотных компонент. Границы между различными слоями в подземных пластах показаны пунктирными линиями. Глубины (d) ниже уровня моря отмечены на левой стороне чертежа. Модельная конфигурация пластов содержит четыре слоя, которые расположены ниже морского дна 6, при этом масса морской воды 30 находится над ними. Морская вода 30 имеет глубину 7000 м и удельное сопротивление 0,3 Ом·м. Первый подземный слой 32 имеет толщину 1300 м и удельное сопротивление 1 Ом·м. Второй подземный слой 34 имеет толщину 750 м и удельное сопротивление 50 Ом·м. Третий подземный слой 36 имеет толщину 2250 м и удельное сопротивление 1,33 Ом·м. Четвертый подземный слой 38 имеет толщину 3700 м и удельное сопротивление 1,5 Ом·м. Это расположение приблизительно соответствует случаю углеводородного коллектора (представленного вторым слоем 34, имеющим относительно высокое удельное сопротивление), находящегося в конфигурации вмещающих пластов, имеющих небольшое, но возрастающее с глубиной удельное сопротивление. Такой вид повышения удельного сопротивления вмещающего пласта является типичным из-за возрастающего удаления проводящей морской воды из поровых пространств в осадках, содержащих подземные пласты, вследствие повышения давления вышележащих пород.

На фиг.3В нанесены кривые действительной части коэффициента (Scat) рассеяния, вычисленной путем использования описанного выше анализа построения изображения волнового поля для модельной конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.3А, в зависимости от глубины (d) ниже уровня моря. Кривые коэффициента рассеяния в зависимости от глубины показаны для данных электромагнитного исследования с управляемым источником, имеющих различные количества дискретных частотных компонент. (Примеры того, каким образом многочастотные компонентные данные могут быть собраны на практике, описаны дополнительно ниже.) Кривая, обозначенная как 1F, соответствует данным одночастотного электромагнитного исследования с управляемым источником на 5 Гц. Кривая, обозначенная как 8F, соответствует данным электромагнитного исследования с управляемым источником, содержащим восемь дискретных частотных компонент в диапазоне от 0,1 до 1 Гц. Кривая, обозначенная как 14F, соответствует данным электромагнитного исследования с управляемым источником, содержащим четырнадцать дискретных частотных компонент в диапазоне от 0,1 до 5 Гц. Кривая, обозначенная как 30F, соответствует данным электромагнитного исследования с управляемым источником, содержащим тридцать дискретных частотных компонент в диапазоне от 0,1 до 90 Гц. Рассеивающие границы (соответствующие границам между слоями, имеющими существенно различающиеся удельные сопротивления) становятся наиболее четко определенными, когда анализ применяют к данным, имеющим больше частотных компонент. С увеличением количества частот повышается разрешение границ относительно сильно резистивного второго слоя 34, и также уменьшаются осцилляции боковых лепестков на расстоянии от слоя (наблюдаемые на фиг.3В в виде экстремумов коэффициента рассеяния, находящихся на расстояниях от границ слоев). Однако в этом случае использования 30 частот одномерное изображение существенно не улучшается по сравнению с использованием 14 частот. Это является важным результатом, поскольку на практике случается более трудно получать данные электромагнитного исследования с управляемым источником, имеющие большие количества частотных компонент. Это происходит по причине принципиально узкополосных свойств данных электромагнитного исследования с управляемым источником. В противоположность тому, что можно было бы ожидать, можно обнаружить, что удовлетворительные изображения могут быть получены при всего лишь небольшом количестве частотных компонент, например при 8 или 14, в частотном диапазоне, который является довольно узким для проникновения компонент на соответствующую глубину подземных пластов и для возможной реализации на практике с помощью существующих источников электромагнитных волн (например, от 0,01 до 60 Гц). Обнаружено, что приемлемые результаты могут быть сформированы путем использования минимального количества, трех или четырех, дискретных частот между 0,01 Гц и 5 Гц. Ранее считалось, что способы анализа построения изображения волнового поля применимы только к широкополосным, более высокочастотным данным, например к широкополосным сейсмическим данным или к естественным широкополосным магнитотеллурическим данным электромагнитной разведки.

Различия между анализом построения изображения волнового поля и обычным инверсионным анализом

Пространственная разрешающая способность

Поскольку анализ построения изображения волнового поля, описанный выше, осуществляют в частотной области, то при анализе несвязанные результаты измерений на отдельных центральных частотах объединяют для формирования частотной усредненной характеристики подземных пластов, включающих в себя нижние горизонты Земли. Однако при типичных инверсиях данных электромагнитной разведки это невозможно осуществить строго, поскольку данные на многочисленных частотах обычно получают исключительно с целью избыточности данных. В то время как справедливо, что различные частоты могут использоваться для различных образцов подземных пластов (из-за различающихся глубин проникновения), объединение этих данных не обеспечивает частотного усреднения, характерного для описанного выше анализа построения изображения волнового поля. При инверсии Тихонова с регуляризацией единственная «сглаженная» реконструкция геологической среды должна быть совместимой для данных на всех частотах. Однако при построении изображения волнового поля осуществляют многочисленные приближенные реконструкции и складывают или объединяют их для формирования единственного изображения. В результате построением изображения волнового поля можно получать с относительно высоким разрешением реконструкции геоэлектрических границ в подземных пластах, тогда как при инверсии получаются реконструкции с относительно низким разрешением.

Причина, по которой построение изображения волнового поля соответствует высокому разрешению, тогда как инверсия соответствует низкому разрешению, заключается в том, для процесса инверсии требуется стабилизация. Задачи инверсии обычно ограничены сглаженными представлениями подземных пластов, поскольку математический обратный процесс является неустойчивым. При гладких решениях часто может снижаться разрешающая способность инверсии данных электромагнитной разведки вплоть до частотной независимости. Построение двумерного изображения волнового поля, описанное в настоящей заявке, основано на устойчивом математическом процессе и поэтому является устойчивым само по себе. В результате стабилизация (сглаживание) не требуется, и при условии, что в данных имеется достаточное частотное содержание, можно получать изображения с относительно высокой разрешающей способностью. Кроме того, условие построения изображения (уравнение (6)), используемое для получения изображений волнового поля, является локализованным оператором, который в пространственном отношении определяется только конечноразностным трафаретом и свойствами самого волнового поля.

Хотя можно решать обратную задачу электромагнитного поля без ограничений по гладкости путем применения не ограниченной связями двумерной или трехмерной инверсии к данным электромагнитных исследований с управляемым источником, обычно неустойчивость и неоднозначность решения очень большие.

Эффективность вычислений

Одно из наиболее видимых различий между обычным инверсионным анализом и построением изображения волнового поля согласно вариантам осуществления изобретения заключается в скорости, с которой могут быть получены решения. Эффективность вычислений при инверсии зависит от способа, используемого для выполнения обратной операции. Если желательно точное обратное решение, необходимое число вычислений составляет по меньшей мере порядка N², где N - число неизвестных, обусловленных методами нуль-пространства. Оно может возрасти до порядка N³, если использовать обычные методы обратных матриц (например, решения типа Гаусса-Ньютона). Для построения изображения волнового поля могут быть получены решения, для нахождения которых используются только прямые вычисления. В некоторых случаях для устройств прямого нахождения неявного конечноразностного решения могут потребоваться N² вычислений для нахождения решения, но дополнительные обратные вычисления не осуществляются. Кроме того, для экономии времени путем исключения обратных вычислений построение изображения волнового поля (путем использования продолжения вниз) может быть выполнено с помощью конкретных конечноразностных операций. Для двумерной реализации, использованной в настоящей заявке, в случае таких решающих в явном виде устройств для нахождения решения необходимо только порядка N вычислений. Конечным результатом является решение, для которого требуется на порядок меньшее время для нахождения решения, чем для обратного решения подобного объема. Эксперименты, основанные на обработке, показанной на фиг.2, свидетельствуют, что при построении двумерного изображения волнового поля на расчетной сетке, имеющей размеры, соответствующие приблизительно 250×200 элементам, решение получается примерно за 1 мин на рабочей станции Linux, Pentium IV.

Примеры результатов

На фиг.4А схематически показан вертикальный разрез модельной двумерной конфигурации подземных пластов под участком морского дна 6. Модель содержит структуру 40 клиновидной формы, имеющую удельное сопротивление 100 Ом·м, включенную в однородную вмещающую среду, имеющую удельное сопротивление 1 Ом·м. Верхний край структуры 40 клиновидной формы находится приблизительно на 2000 м ниже морского дна. Клин имеет толщину около 800 м и горизонтальную протяженность в основании около 6000 м. Глубина (d) ниже уровня моря отмечена на левой стороне чертежа. Вдоль нижней поверхности отмечено горизонтальное положение (x), измеряемое от произвольного начала.

На фиг.4В представлен полутоновый график, схематически иллюстрирующий действительную компоненту коэффициента (Scat) рассеяния, вычисленную путем использования описанного выше анализа построения двумерного изображения волнового поля для модельной конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.4А, в зависимости от глубины (d) ниже уровня моря и горизонтального положения (x). Оттеночными полосками справа от фигурами показана связь между полутоновыми оттенками и значениями коэффициента рассеяния. Изображение сформировано путем использования синтетических данных электрического поля способа электромагнитного исследования с управляемым источником, содержащих восемь дискретных частотных компонент (0,125; 0,25; 0,375; 0,75; 1; 1,25; 3 и 5 Гц), собранных на 23 пунктах приема (Rx) и 6 пунктах возбуждения (Тх), распределенных по линии вдоль морского дна 6 в плоскости фиг.4В. Первоначальная модель удельного сопротивления, использованная для экстраполяций, представляет собой однородное полупространство с удельным сопротивлением 1 Ом·м. Излучателем служила горизонтальная (то есть параллельная морскому дну 6) электрическая дипольная антенна, протянутая в плоскости чертежа. Данные содержат амплитуды горизонтального электрического поля, измеренные в плоскости чертежа на каждой частоте для каждой пары источник-приемник. Эту компоненту поля часто называют компонентой вдоль линии приема. Положение верхней границы клиновидного объекта, показанного на фиг.4А, наблюдается как светлая область (высокий отрицательный коэффициент рассеяния). Темная область (высокий положительный коэффициент рассеяния) непосредственно под ней является «выбросом». Причина, по которой нижняя граница не является столь очевидной, заключается в том, что исходная (первоначальная) модель (то есть однородное полупространство с удельным сопротивлением 1 Ом·м) для построения изображения волнового поля предполагалась точной только в верхней части клиновидной структуры. Это произошло потому, что в экстраполяциях для глубин ниже структуры клиновидной формы не учтено влияние высокого удельного сопротивления самого клина.

Фиг.4С аналогична фиг.4В и должна быть понятной на основании нее. Однако фиг.4С соответствует второй итерации процесса построения изображения волнового поля. Вторая итерация аналогична первой итерации, но для нее использована исходная модель, основанная на результатах первой итерации, показанных на фиг.4В, а не однородное полупространство. В частности, в исходной модели, примененной для экстраполяции, изображенной на фиг.4С, использован параметр

вычисленный в исходной модели для каждой точки в подземных пластах. В уравнении (10) ρ_model относится к исходной модели первоначальной итерации (однородное полупространство), а Scat - суть действительная компонента коэффициента рассеяния, изображенного на фиг.4В.

Уточненная исходная модель, использованная при второй итерации, обеспечивает возможность идентификации нижней границы клина. Это очевидно из большей вертикальной протяженности светлой области на фиг.4С по сравнению с вертикальной протяженностью светлой области на фиг.4В.

Фиг.4D аналогична фиг.4В и 4С и должна быть понятна на основании них. Однако фиг.4D соответствует третьей итерации процесса построения изображения волнового поля. Третья итерация аналогична второй итерации, но для нее использована тем же самым способом, описанным выше для второй итерации, исходная модель, основанная на результатах второй итерации, показанных на фиг.4С.

Из фиг.4D можно видеть, что верхняя и нижняя границы клина четко очерчены и что по сравнению с изображениями, показанными на фиг.4В и 4С, имеется относительно небольшое смазывание или «выброс», присутствующий под клином.

Изображения этих видов обеспечивают возможность непосредственной интерпретации удельного сопротивления геологической среды и также могут быть использованы для получения независимых геометрических ограничений для обычного инверсионного анализа.

Сбор данных

Как можно видеть из фиг.3В и фиг.4B-D, узкополосные данные электромагнитного исследования с управляемым источником, то есть данные, содержащие, например, четырнадцать или меньше частотных компонент, охватывающих всего несколько герц (например, от 0,01 до 5 Гц) или, возможно, до 60 Гц, могут обеспечивать приемлемые изображения подземных пластов. Это является удивительным, поскольку способы построения изображения волнового поля, имеющиеся к настоящему времени, считаются пригодными только для применения к широкополосным данным. Например, Zhdanov et al. [8] описали применение принципов построения изображения волнового поля к широкополосным естественным магнитотеллурическим волнам с использованием данных на 68 частотах, охватывающих пять декад периода (периодов от 0,1 до 10⁴ с). При электромагнитных исследованиях с управляемым источником, в которых используется современная технология работ с источником, невозможно получать широкополосный сигнал такого вида, и в случае проведения практических исследований можно иметь только относительно немного частотных компонент.

Имеется ряд способов, посредством которых при использовании оборудования того типа, какой показан на фиг.1, могут быть получены данные электромагнитного исследования с управляемым источником, содержащие, например, около пятнадцати частотных компонент. Вообще говоря, большую часть данных электромагнитного исследования с управляемым источником получают с излучающей антенной, передающей на единственной частоте, обычно в диапазоне от около 0,01 до 0,5 Гц, но иногда до 5 Гц или выше, например до 60 Гц. Частоты, выбираемые для данного исследования, должны быть основаны на учете эффектов глубины проникновения поля и чувствительности по глубине. Более низкие частоты обычно используют для более глубокого зондирования в подземные пласты из-за их больших глубин проникновения.

Спектр источника электромагнитного исследования с управляемым источником обычно содержит основную частоту и небольшое количество гармоник, возможно, две или три. Подходящий сигнал возбуждения для источника может быть выбран так, чтобы значительная мощность выводилась на каждой из основных и двух или трех гармонических частотах. Для источника можно образовать сигнал возбуждения, в котором мощность распределена по многим гармоникам, но при практическом исследовании это приведет к проблемам, связанным с обеспечением достаточной мощности в каждой гармонике.

Еще один способ получения большего количества частотных компонент заключается в осуществлении многочисленных проходов на протяжении исследуемой площади в течение исследования, при этом сбор данных на различных частотах производят в течение каждого прохода (буксировки). Например, для получения данных электромагнитного исследования с управляемым источником, имеющих девять частотных компонент, могут быть сделаны три прохода с источником, передающим каждый раз значительную мощность на трех различных частотах (то есть на основной частоте и двух гармониках). Например, первая буксировка на протяжении площади исследования может быть осуществлена с источником, передающим основную частоту 0,125 Гц и имеющим значительную мощность на третьей и пятой гармониках (0,375 Гц и 0,625 Гц). Затем по тому же самому пути может быть осуществлена вторая буксировка с источником, передающим на основной частоте 0,25 Гц и снова со значительной мощностью на третьей и пятой гармониках (0,75 Гц и 1,25 Гц). Наконец, третья буксировка может быть осуществлена с источником, передающим на основной частоте 1 Гц со значительной мощностью на третьей и пятой гармониках (3 Гц и 5 Гц). Поскольку три буксировки осуществляют в основном по одному и тому же пути, то в каждой точке на этом пути получают данные, представляющие электромагнитную связь между источником и каждым приемником на девяти частотах (0,125; 0,25; 0,375; 0,625; 0,75; 1; 1,25; 3 и 5 Гц). Должно быть понятно, что для получения требуемого количества дискретных частот одновременно могут быть использованы несколько источников, каждый из которых передает, например, три частоты. Несколько источников могут буксироваться одним судном, поэтому необходимо осуществлять перемещение для обеспечения нескольких буксировок по одинаковым путям.

Компоненты данных электромагнитного поля

Общепонятно, что многочисленные компоненты поля (то есть компоненты обнаруживаемых полей, разрешаемые по нескольким направлениям, например по радиальному и азимутальному направлениям относительно линии, соединяющей источник и приемник) являются существенными при инверсии электромагнитного поля. Это потому, что различные конфигурации источник-приемник имеют разные функции чувствительности, вследствие чего они являются чувствительными к разным пространственным распределениям электрических свойств подземных пластов. Примером является измерение [1] так называемых инлайнового (вдоль линий приема) и поперечного электрических полей. Поскольку продольная конфигурация относится к измерению коаксиального или радиального типа, она позволяет зондировать на большей глубине по сравнению с копланарной поперечной конфигурацией. Объединение данных обоих измерений является полезным при инвертировании данных электрического поля, поскольку каждая конфигурация дополняет ограничение инверсии на различных глубинных уровнях, уменьшая неоднозначность инверсии. Негативный аспект использования многочисленных компонент данных заключается в необходимости регистрации их. Чтобы зарегистрировать истинные поля вдоль и поперек линий приема, необходимы ортогональные пункты приема или ортогональные линии буксировки источника. Могут быть использованы компромиссные геометрии (например, непрямые линии буксировки), но зарегистрированные компоненты данных не будут сервантными. Во всяком случае, необходимость в многочисленных компонентах данных приводит к увеличению как трудозатрат при регистрации, так и стоимости.

В отличие от этого, хотя при построении изображения волнового поля многочисленные компоненты могут быть полезными для пополнения азимутальной информации (например, в случае построения трехмерного изображения), они не являются необходимыми для получения двумерных изображений подземных пластов. Поверхностные волновые поля продолжают (экстраполируют) в грунт во все точки. Это означает, что в результирующем изображении можно провести различие между энергией на малых глубинах и больших глубинах для каждой компоненты данных. В результате ограничивающим фактором является только общая глубинная чувствительность (для получения изображения некоторой точки энергия исходно должна проходить до любой заданной глубины). Это не является проблемой, поскольку всегда можно повысить глубинную чувствительность измерений путем увеличения расстояния источник-приемник. Поэтому, даже если различными компонентами данных предоставляется дополнительная информация, они не являются необходимыми для изображения многомерной структуры в изотропных средах. Однако если существует анизотропия, многочисленные компоненты данных помогают провести различие между различными электрическими свойствами в каждой точке подземных пластов (удельная проводимость становится тензором во всех точках подземных пластов).

Влияния атмосферных волн

Важным фактором для интерпретации данных электромагнитного поля от подземных пластов при очень мелкой воде является интерференция энергии так называемой атмосферной волны с энергией, которая проходит в подземные пласты [1]. Эта энергия атмосферной волны, которая проходит в почти идеальном волноводе от источника через море и к приемникам, может усложнять интерпретацию данных электромагнитного исследования с управляемым источником, если она интерферирует с целевым сигналом. Это может случаться, поскольку для процесса построения изображения волнового поля характерны попытки экстраполяции энергии атмосферной волны в подземные пласты. Однако в принципе при построении изображения волнового поля энергия атмосферной волны позиционируется в место подземных пластов, которое может быть определено, и эта энергия является отличимой от других целевых сигналов подземных пластов. Сигнал атмосферной волны должен вызывать только возможное смущение, если он находится на той же глубине подземных пластов, что и целевой объект.

Процесс построения изображения волнового фронта действует так, что энергия атмосферной волны позиционируется (мигрирует) в геологическую среду. Однако при миграции используются неподходящие волновые числа (то есть удельное сопротивление подземных пластов согласно исходной модели обычно выше, чем удельное сопротивление морской воды, через которую проходит атмосферная волна). Вследствие этого при построении изображения волнового поля энергия атмосферной волны позиционируется не только на глубине ниже морского дна, соответствующего глубине морской воды, лежащей выше дна моря. Но энергия атмосферной волны позиционируется на глубине, соответствующей глубине вышележащей морской воды, масштабированной параметром, который пропорционален разности волновых чисел подземных пластов и морской воды. Глубина мигрированной энергии атмосферной волны пропорциональна отношению глубин проникновения в морской воде (δ_ω) и в усредненных подземных пластах (δ_ε). Поэтому для определения местоположения энергии атмосферной волны в подземных пластах просто необходимо вычислить отношение

При этом σ_ε и σ_ω представляют собой удельные проводимости (величины, обратные удельному сопротивлению) морской воды и усредненных подземных пластов соответственно.

На фиг.5А схематически показана в вертикальном разрезе модельная одномерная конфигурация подземных пластов под участком морского дна 6, использованная для демонстрации влияния компоненты энергии атмосферной волны из синтетических данных электромагнитного исследования с управляемым источником. Морское дно 6 находится под толщей воды, имеющей глубину 1620 м и удельное сопротивление 0,3 Ом·м. Модель подземных пластов содержит горизонтальный слой 50, имеющий удельное сопротивление 100 Ом·м, включенный в однородную вмещающую среду, имеющую удельное сопротивление 1 Ом·м. Верхний край слоя 50 находится приблизительно на 1200 м ниже морского дна, а слой 50 имеет толщину около 700 м. Глубина (d) ниже уровня моря отмечена на левой стороне чертежа. Горизонтальное положение (x), измеряемое от произвольного начала, отмечено вдоль нижней поверхности.

На фиг.5В представлен полутоновый график, схематически иллюстрирующий зависимость действительной компоненты коэффициента (Scat) рассеяния, вычисленной путем использования описанного выше анализа построения изображения волнового поля для модельной конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.5А, от глубины (d) ниже уровня моря и горизонтального положения (x). Данные изображены в соответствии с такими же оттеночными полосками, какие показаны на фиг.4В. Изображение формировали, используя синтетические данные электрического поля способа электромагнитного исследования с управляемым источником, содержащие восемь дискретных частотных компонент (0,125; 0,25; 0,5; 0,75; 1,0; 1,25; 2,5 и 5,0 Гц). Для построения изображения волнового поля использовали исходную модель, соответствующую известному распределению удельного сопротивления подземных пластов (то есть соответствующую модели, показанной на фиг.5А). Этот способ использования известного изменения удельного сопротивления подземных пластов в качестве исходной модели для построения изображения волнового поля в настоящей заявке называется использованием точной исходной модели.

Наличие горизонтального слоя 50 в изображении волнового поля можно обнаружить в виде горизонтальной полосы на фиг.5В на соответствующей глубине. Однако на фиг.5В также видна светлая полоса 52 на большей глубине. Эта полоса соответствует наличию энергии атмосферной волны, которая в процессе построения изображения волнового поля ошибочно экстраполирована в подземные пласты. Атмосферная волна распространилась через морскую воду глубиной 1620 м, имеющую удельное сопротивление 0,3 Ом·м. Однако согласно процессу построения изображения волнового фронта предполагается, что энергия атмосферной волны прошла через подземные пласты, большая часть которых имеет удельное сопротивление около 1 Ом·м. Это означает, что при построении изображении волнового поля энергия атмосферной волны располагается на большей глубине ниже морского дна 6, но в действительности она проходит до него. В соответствии с соотношением, показанным в уравнении (11), энергия атмосферной волны находится на глубине ниже морского дна, превышающей в 1,77 раза глубину морской воды, то есть на глубине ниже уровня моря, составляющей (1,77+1)×1620 м = 4487 м. Это глубина d, на которой на фиг.5В видно появление светлой полосы 52. Поскольку при электромагнитном исследовании с управляемым источником в большинстве случаев глубина морской воды, удельное сопротивление морской воды и объемное удельное сопротивление Земли являются относительно хорошо известными, то глубина, на которой будет появляться энергия атмосферной волны, то есть энергия, которая не взаимодействует с грунтом, может быть определена и, следовательно, проигнорирована или вычтена из результирующих выходных изображений.

Построение изображений с комплексными коэффициентами рассеяния

При построении изображения электромагнитного волнового поля обычно образуют комплекснозначные коэффициенты рассеяния (по причине комплексного характера волновых чисел). На изображениях, показанных на фиг.3В, 4В-4D и 5В, представлены действительные части комплексных коэффициентов рассеяния, графики которых построены. Однако информация имеется как в действительной, так и в мнимой частях экстраполированных волновых полей и результирующих изображений.

На фиг.6А схематически показана в вертикальном разрезе модельная двумерная конфигурация подземных пластов под участком морского дна 6, использованная при исследовании различия между действительной частью, мнимой частью и объединенными действительно-мнимыми коэффициентами рассеяния. Морское дно 6 находится под толщей воды, имеющей глубину 7120 м и удельное сопротивление 0,3 Ом·м. Модель подземных пластов содержит блочную структуру 70, имеющую удельное сопротивление 100 Ом·м, включенную во вмещающую среду, содержащую верхний слой 72, имеющий удельное сопротивление 1 Ом·м и толщину около 4500 м, и полубесконечный нижний слой 74, имеющий удельное сопротивление 1,5 Ом·м. Глубина (d) ниже уровня моря отмечена на левой стороне чертежа. Горизонтальное положение (x), измеряемое от произвольного начала, отмечено вдоль нижней поверхности.

На фиг.6В представлен полутоновый график, схематически иллюстрирующий действительную компоненту коэффициента (Scat) рассеяния, вычисленную для модельной конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.6А. Фиг.6В аналогична фиг.5В и должна быть понятной на основании нее. Еще раз использована точная исходная модель. Наличие блока 72 породы в модели, показанной на фиг.6А, можно отчетливо видеть на фиг.6В. В небольшой степени наблюдаются горизонтальные искажения изображения, приводящие к образованию слабой ленточной структуры. Считается, что это искусственное образование обусловлено плохим покрытием данными на краях площади исследования.

Фиг.6С и 6D аналогичны фиг.6В, но кривые построены соответственно для мнимой компоненты и среднего из действительной и мнимой компонент коэффициента рассеяния (в отличие от действительной компоненты, изображенной на фиг.6В).

Из фиг.6С можно видеть, что мнимой компонентой не разрешается должным образом верхняя часть блока 72 породы. Однако она обеспечивает изображение нижней части блока породы сравнительно хорошим. Хотя точная причина этого все еще неизвестна, возможно, что мнимая компонента коэффициента рассеяния является доминирующей благодаря полю, наведенному внутри резистивного блока 72 породы, а не благодаря полям, рассеиваемым на поверхности блока породы. Если справедливо, что мнимая компонента волнового поля является доминирующей благодаря наведенным полям, то, возможно, что изображение внутренней части объекта может быть лучше по сравнению с изображением края объекта. Действительная компонента волнового поля (и, следовательно, коэффициент рассеяния) является преобладающей благодаря энергии, рассеиваемой на границе раздела неоднородностей в подземных пластах. В результате действительнозначные изображения (показанные, например, на фиг.6В) должны обеспечивать лучшее отображение границ раздела по сравнению с изображениями на основе мнимых компонент (показанными, например, на фиг.6С).

В случае средних величин действительных и мнимых компонент коэффициентов рассеяния, показанных на фиг.6D, изображение существенно не улучшается по сравнению с изображением на основе действительных компонент (фиг.6В) и является плохим на многих участках вблизи блока 72 породы.

Этим продемонстрировано, каким образом могут быть осуществлены различные комбинации действительных и мнимых компонент коэффициента рассеяния для получения изображений, которые по-разному чувствительны к изменениям удельного сопротивления подземных пластов.

Влияния исходной модели на построение изображения при экспериментальных исследованиях с управляемым источником

Как описано выше, процесс построения изображения волнового поля основан на предполагаемой исходной модели удельного сопротивления подземных пластов. В общем случае подлинное изменение удельного сопротивления подземных пластов неизвестно, и поэтому процесс построения изображения волнового поля включает в себя некоторую степень неточности.

На фиг.7А схематически показана в вертикальном разрезе модельная двумерная конфигурация подземных пластов под участком морского дна 6, использованная при исследовании влияния использования различных исходных моделей. Морское дно 6 находится под массой воды, имеющей глубину 7120 м и удельное сопротивление 0,3 Ом·м. Модель подземных пластов содержит горизонтальный слой 80, имеющий удельное сопротивление 100 Ом·м, включенный во вмещающую среду, содержащую верхний слой 82, имеющий удельное сопротивление 1 Ом·м, и полубесконечный нижний слой 84, имеющий удельное сопротивление 1,5 Ом·м. Глубина (d) ниже уровня моря отмечена на левой стороне чертежа. Горизонтальное положение (x), измеряемое от произвольного начала, отмечено вдоль нижней поверхности.

На фиг.7В представлен полутоновый график, схематически иллюстрирующий действительную компоненту коэффициента (Scat) рассеяния, вычисленную для модельной конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.7А, в зависимости от глубины (d) ниже уровня моря и горизонтального положения (x). Данные изображены в соответствии с такими же оттеночными полосками, какие показаны на фиг.4В. Изображение получено путем использования синтетических данных электрического поля способа электромагнитных исследований с управляемым источником, содержащих четырнадцать дискретных частотных компонент (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 и 5,0 Гц). Для построения изображения волнового поля использовалась точная исходная модель, соответствующая известному распределению удельного сопротивления подземных пластов (то есть соответствующая модели, показанной на фиг.7А). Видно, что изображение, показанное на фиг.7В, хорошо соответствует модели, показанной на фиг.7А.

Фиг.7С аналогична фиг.7В и должна быть понятной на основании нее, но она образована путем использования исходной модели постоянного сопротивления, содержащей бесконечное полупространство удельного сопротивления 1 Ом·м, а не точной исходной модели удельного сопротивления, использованной для образования фиг.7В. Очевидно, что изображение, показанное на фиг.7С, также точно соответствует модели, показанной на фиг.7А, несмотря на использование сильно упрощенной исходной модели. Этим демонстрируется, что, хотя при точной исходной модели, как правило, образуются лучшие изображения, реалистичное изображение все же может быть получено без такой полной априорной информации относительно подземных пластов. Даже в случае модели, которая может считаться неподходящей исходной моделью, изображением, показанным на фиг.7С, обеспечивается точное положение горизонтального слоя 82 (примерно на 1500 м ниже морского дна) и обнаружение наличия геоэлектрической границы раздела вблизи 5200 м под морским дном. Толщина слоя (1500 м) также находится в хорошем соответствии. Этим демонстрируется, что простое полупространство постоянного удельного сопротивления может быть использовано в качестве подходящей исходной модели. Как показано на фиг.4B-4D, результирующие изображения могут быть улучшены путем применения итераций к процессу построения изображения волнового поля (то есть путем выполнения способа несколько раз), при этом исходная модель для последующей итерации должна быть основана на выходном изображении из предшествующей итерации.

На фиг.8А схематически показана в вертикальном разрезе модель двумерной конфигурации подземных пластов под участком морского дна 6, использованная для демонстрации влияния применения различных исходных моделей полупространства удельного сопротивления при построении изображения волнового поля. Модель содержит структуру 90 клиновидной формы, имеющую удельное сопротивление 100 Ом·м, включенную в однородную вмещающую среду, имеющую удельное сопротивление 1 Ом·м. Эта структура аналогична структуре, показанной на фиг.4А. Глубина (d) ниже уровня моря отмечена на левой стороне чертежа. Горизонтальное положение (x), измеряемое от произвольного начала, отмечено вдоль нижней поверхности.

На фиг.8В представлен полутоновый график, схематически иллюстрирующий действительную компоненту коэффициента (Scat) рассеяния, вычисленную для модельной конфигурации подземных пластов, показанной на фиг.8А, при этом при построении изображения волнового поля использовалась точная исходная модель. Присутствие структуры клиновидной формы отчетливо видно на изображении.

Фиг.8С-8Е аналогичны фиг.8В, но получены путем использования исходных моделей постоянного удельного сопротивления, содержащих бесконечные полупространства удельных сопротивлений 0,5 Ом·м, 1 Ом·м и 2 Ом·м соответственно, а не точной исходной модели, использованной для получения фиг.8В.

Влияние выбора слишком низкого удельного сопротивления для исходной модели однородного полупространства заключается в том, что при построении изображения волнового поля происходит недостаточная миграция изображения и местоположения структур очень неглубокие. Это очевидно из фиг.8С, для которой использована исходная модель полупространства постоянного удельного сопротивления со значением 0,5 Ом·м, а не с более реалистичным значением 1 Ом·м, наблюдаемым в крупной вмещающей среде на фиг.8А. Поэтому вычисленный клин 90 располагается слишком мелко по глубине.

Влияние выбора слишком высокого удельного сопротивления для исходной модели однородного полупространства заключается в том, что при построении изображения волнового поля происходит чрезмерная миграция изображения и местоположения структур слишком глубокие. Это очевидно из фиг.8Е, для которой использована исходная модель полупространства постоянного удельного сопротивления со значением 2 Ом·м, а не с более реалистичным значением 1 Ом·м. Поэтому вычисленный клин 90 располагается слишком глубоко по глубине.

Из фиг.8D еще раз видно, что исходная модель полупространства, имеющая соответствующим образом выбранное удельное сопротивление (то есть 1 Ом·м в этом случае), обеспечивает получение изображений, аналогичных изображениям, образованным при использовании точной исходной модели.

Из фиг.8С-8Е очевидно, что влияние изменения удельного сопротивления исходной модели полупространства заключается в изменении глубины клина 90, а не его геометрии или горизонтального местоположения. Во всех случаях двумерный клин 90 хорошо разрешается. На практике процедура итерационного построения изображения, такая, как показанная на фиг.4D-4D, может быть использована для получения улучшенного изображения сложных структур. Во всяком случае, для целей идентификации углеводородных коллекторов, которые станут объектами бурения завтрашнего дня, горизонтальное положение является более важным, чем глубина.

Должно быть понятно, что, хотя приведенное выше описание анализа данных электромагнитных исследований с управляемым источником было сконцентрировано на данных, получаемых с помощью буксируемого источника (излучателя), это сделано только для примера. Способ также применим к данным, собираемым с помощью буксируемых приемников, при этом с буксировкой источника или без нее. Кроме того, способ также может быть применен при фиксированном размещении. Например, способ может быть использован для контроля изменений в углеводородном коллекторе, из которого извлекают углеводород. В таких случаях уместно использовать один источник (или несколько источников) в фиксированных положениях относительно группы приемников, а не предпринимать исследования с многократной буксировкой. Источник (источники) может быть закреплен на морском дне или подвешен, например, к платформе буровой вышки. В других примерах источник (источники) может быть помещен в скважину или в ствол скважины, например в ствол геотехнической скважины. В случае нефтяного месторождения, находящегося в разработке, предполагается, что подземные структуры уже хорошо известны из предшествующих геофизических исследований и результатов бурения. Безусловно, предшествующая геофизическая и геологическая информация с нефтяного месторождения может быть использована для конструирования исходной модели для построения изображения волнового поля.

Наконец, должно быть понятно, что изобретение равным образом применимо к исследованиям в пресной воде, например в больших озерах или устьях рек, так что упоминание морского дна, морской воды и т.д. не должно считаться ограничивающим, а должно интерпретироваться как охватывающее дно озера, дно реки и т.д.

Источники информации

1. GB 2382875 A (University of Southampton).

2. WO 02/14906 A (Statoil ASA).

3. Eidesmo, Т., 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. Ellingsrud, S., Eidesmo, Т., Johansen, S., Sinba, 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, G.A., & Aiken, C.L., 1987, Phase-field imaging: The electromagnetic equivalent of seismic migration. Geophysics, 52, 678-693.

8. Zhdanov, M.S., Traynin, Р., & 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-Hill, New York, Chpts. 10-11.

10. Biondo, В, 2003, Equivalence of source-receiver migraion and shot-profile migration, Geophysics, 68, 1340-1347.

Изобретение относится к электромагнитному исследованию с управляемым источником запасов нефти и других углеводородов. Сущность изобретения: способ основан на экстраполяции волнового поля узкополосных данных электромагнитного поля, полученных от пар источник-приемник. Получают данные подводного электромагнитного зондирования на множестве дискретных частот между 0,01 Гц и 60 Гц. Экстраполяцию волнового поля выполняют для каждой из этих дискретных частот для получения распределения коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины под площадью исследования. Затем эти распределения могут быть объединены для получения воспроизводимого изображения коэффициента рассеяния электромагнитного поля. Технический результат: быстрое получение воспроизводимого изображения, которое может быть легко интерпретировано. 4 н. и 31 з.п. ф-лы, 22 ил.

1. Способ формирования выходного представления коэффициента рассеяния электромагнитных волн из данных электромагнитного поля, характеризующих компоненты электромагнитного сигнала, передаваемого источником и детектируемых, по меньшей мере, одним приемником в процессе подводного электромагнитного исследования района, который, как предполагается или известно, содержит подземный углеводородный коллектор, в котором компоненты электромагнитного сигнала взаимодействуют с подземным пластом в указанном районе и в результате содержат информацию о электрических свойствах подземного пласта, при этом способ заключается в том, что

обеспечивают данные электромагнитного поля, полученные в результате подводного электромагнитного исследования с управляемым источником на множестве дискретных частот между 0,01 и 60 Гц для определенных местоположений источника и приемника;

осуществляют экстраполяцию данных волнового поля для местоположений источника и приемника, для каждой из множества частот с тем, чтобы обеспечить соответствующее множество распределений коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины; и

объединяют распределения для получения выходного представления коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины.

обеспечивают по меньшей мере один источник и по меньшей мере один приемник для передачи и обнаружения электромагнитных сигналов;

получают данные электромагнитного поля при передаче и обнаружении на множестве дискретных частот между 0,01 и 60 Гц для конкретных положений источника и приемника;

осуществляют экстраполяцию волнового поля данных для местоположений источника и приемника, для каждой из множества частот с тем, чтобы обеспечить соответствующее множество распределений коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины; и

объединяют распределения для получения выходной карты коэффициента рассеяния электромагнитных волн как функции местоположения и глубины.

обеспечивают данные электромагнитного поля, полученные в результате подводного электромагнитного исследования с управляемым источником на множестве дискретных частот между 0,01 и 60 Гц для определенных местоположений источника и приемника;

осуществляют миграцию данных для местоположений источника и приемника для каждой из множества частот, применяют условия построения изображения к мигрированным данным в каждом местоположении геологической среды для формирования параметра изображения, который представляет необходимое физическое свойство геологической среды.

обеспечивают по меньшей мере один источник и по меньшей мере один приемник для передачи и обнаружения электромагнитных сигналов;

получают данные электромагнитного поля при передаче и обнаружении на множестве дискретных частот между 0,01 и 60 Гц для конкретных положений источника и приемника;

осуществляют миграцию данных для местоположений источника и приемника, применяют условия построения изображения к мигрированным данным в каждом местоположении геологической среды для формирования параметра изображения, который представляет необходимое физическое свойство геологической среды.