ЭЛЕКТРОМАГНИТНАЯ РАЗВЕДКА ДЛЯ РЕЗИСТИВНЫХ ИЛИ ПРОВОДЯЩИХ ТЕЛ
ELECTROMAGNETIC SURVEY FOR RESISTIVE OR CONDUCTING BODIES

Предпосылки изобретения
Изобретение относится к морской электромагнитной разведке на наличие резистивных и/или проводящих тел, например, для месторождений нефти или иных углеводородов или геологических соляных тел.
На фиг.1 схематически показано надводное судно 14, осуществляющее электромагнитную разведку с управляемым источником (CSEM) в отношении конфигурации геологических пластов с использованием стандартных методов [1]. Конфигурация геологических пластов в этом примере включает в себя перекрывающий слой 8 (слой перекрывающихся отложений), подстилающий слой 9 и углеводородный коллектор 12. Надводное судно 14 плавает на поверхности 2 толщи воды, в этом случае - морской воды 4 глубиной h метров. Погружное транспортное средство 19, несущее источник в виде передатчика горизонтального электрического диполя 22 HED, присоединено к надводному судну 14 с кабелем 16. С разрывным соединителем он обеспечивает электрическое и механическое соединение между погружным транспортным средством 19 и надводным судном 14. Передатчик HED получает ток возбуждения, благодаря чему он распространяет электромагнитный (ЭМ) сигнал HED в морскую воду 4. Передатчик HED располагается на высоте z' (обычно около 50 метров) над морским дном 6. ЭМ сигналы содержат составляющие поперечной электрической (TE) и поперечной магнитной (TM) моды.
Один или несколько дистанционных приемников 25 расположены на морском дне 6. Каждый приемник 25 включает в себя инструментальный узел 26, детектор 24, поплавковое устройство 28 и балластный груз (не показан). Детектор 24 содержит ортогональную пару детекторов с горизонтальным электрическим диполем и ортогональную пару детекторов горизонтального магнитного поля, расположенных на высоте z над морским дном 6. Обычно детекторы лежат на морском дне, поэтому z фактически равно нулю. Детекторы с горизонтальным электрическим диполем чувствительны горизонтальным составляющим электрических полей, индуцируемых передатчиком HED вблизи приемника 25, и генерируют сигналы детектора электрического поля. Детекторы горизонтального магнитного поля чувствительны горизонтальным составляющим магнитных полей, например плотности магнитного потока, индуцируемых передатчиком HED вблизи приемника 25, и генерируют сигналы детектора магнитного поля. Инструментальный узел 26 записывает сигналы детектора для дальнейшего анализа. Примеры подходящих приемников описаны в Constable [8] и US 5770945 [9].
Передатчик 22 HED распространяет ЭМ сигналы, которые распространяются наружу как в вышележащий столб 4 воды, так и вниз, в морское дно 6 и нижележащие пласты 8, 9, 12. На практических частотах для этого способа и при условии типичного удельного сопротивления соответствующих сред 4, 8, 9, 12 распространение происходит посредством рассеяния электромагнитных полей. Скорость затухания амплитуды и фазового сдвига сигнала регулируется геометрическим распространением и скин-эффектом. Поскольку, в целом, нижележащие пласты 8, 9, 12 хуже проводят ток, чем морская вода 4, глубины скин-эффекта в нижележащих пластах 8, 9, 12 увеличены. В результате, в электромагнитных полях, измеряемых приемником, расположенным с подходящим горизонтальным разнесением, те составляющие передаваемого ЭМ сигнала, которые распространяются вниз через морское дно 6, в нижележащие пласты 8, 9, 12, и обратно к детектору 24, преобладают над теми, которые распространяются непосредственно через морскую воду 4.
Геологическая структура, которая включает в себя углеводородный коллектор, например показанная на фиг.1, обеспечивает измеримое увеличение амплитуд горизонтальных составляющих электрического поля, измеряемых на приемнике, относительно геологической структуры, имеющей только водоносные отложения. Причина в том, что углеводородные коллекторы имеют относительно высокие удельные сопротивления (обычно 100 Ом·м) по сравнению с другими геологическими пластами (обычно 1 Ом·м), поэтому ЭМ сигналы ослабляются в меньшей степени. Это увеличение амплитуд горизонтальных электрических полей лежит в основе обнаружения углеводородных коллекторов [1].
При осуществлении разведки на углеводородные коллекторы важно внимательно учитывать ориентацию токов, индуцируемых передаваемым ЭМ сигналом. Отклик морской воды и геологических пластов (которые обычно содержат плоские горизонтальные слои) на ЭМ сигналы, в общем случае, значительно отличается для составляющей моды TE передаваемого сигнала, которые возбуждают, в основном, горизонтальные токи, и составляющей моды TM, которые возбуждают значительные составляющие вертикального тока.
Для составляющей моды TE связь между слоями, содержащими геологические пласты, является, в основном, индуктивной. Это означает, что наличие тонких резистивных слоев (которые указывают наличие углеводородных коллекторов) не оказывает значительного влияния на ЭМ поля, детектируемые на поверхности, поскольку крупномасштабная картина распределения тока не зависит от тонкого слоя. С другой стороны, для составляющей моды TM, связь между слоями включает в себя значительную гальваническую составляющую (обусловленную непосредственным переносом заряда между слоями). Для моды TM, даже тонкий резистивный слой сильно влияет на ЭМ поля, детектируемые на приемнике, поскольку крупномасштабная картина распределения тока прерывается резистивным слоем. Поэтому известно, что для удовлетворительного осуществления ЭМ разведки в области изыскания нефти необходима значительная составляющая моды TM.
Однако опора только на чувствительность составляющей моды TM к наличию тонкого резистивного слоя может приводить к неопределенностям. Эффекты в ЭМ полях, возникающие вследствие наличия тонкого резистивного слоя, могут быть неотличимы от эффектов, возникающих вследствие других возможных крупномасштабных конфигураций геологических пластов. Известно, что для разрешения этих неопределенностей необходимо определять отклик геологических пластов как на составляющие моды TM (индуктивно связанные), так и на составляющие моды TE (гальванически связанные) [1]. Мода TE наиболее чувствительна к крупномасштабным геологическим структурам, тогда как мода TM более чувствительна к тонким резистивным слоям.
Передатчик 22 HED, показанный на фиг.1, одновременно генерирует составляющие мод TE и TM, причем относительный вклад каждой моды в сигнал на приемнике зависит от ориентации источник-приемник HED. При положениях приемников с поперечным выносом относительно оси передатчика HED отклик, в основном, определяется модой TE. При положениях приемников на одной линии с осью передатчика HED мода TM сильнее (хотя мода TE все еще присутствует) [1, 2, 3, 4]. Отклик в положениях приемников, находящихся в конфигурациях на одной линии и с поперечным выносом, определяется комбинацией составляющей моды TE и TM, и им свойственно действовать в противоположных направлениях.
При размещении приемников на одной линии для одномерной слоистой конфигурации геологических пластов электрические поля, индуцируемые на приемнике, являются радиальными (т.е. параллельными линии, соединяющей источник с приемником), тогда как при размещении приемников с поперечным выносом они являются азимутальными (т.е. перпендикулярными к линии, соединяющей источник с приемником). Для промежуточных размещений направление индуцируемых электрических полей зависит от относительной связи между передатчиком и детектором для мод TE и TM, которая зависит от резистивной структуры геологических пластов, например, наличия или отсутствия углеводородного слоя. По этой причине для известных методов разведки важно измерять ориентацию детектора, чтобы знать направление индуцируемых электрических полей. Однако при этом трудно добиться точности, что может приводить к значительным ошибкам при интерпретации данных.
Известно, что для определения отличающихся откликов геологических пластов на моды ТЕ и ТМ следует опираться на геометрическое разложение мод, т.е., собирать данные амплитуды электрического поля для разных конфигураций взаимного расположения источник-приемник. Этот подход обеспечивает комплементарные наборы данных амплитуды горизонтального электрического поля, которые по-разному реагируют на составляющие мод ТЕ и ТМ связи (далее как мод ТЕ и ТМ), передаваемых ЭМ сигналов. В ходе анализа эти комплементарные наборы данных объединяются для выявления различий в связи между передатчиком и детектором посредством моды ТЕ и моды ТМ. Эти различия указывают наличие или отсутствие геологического углеводородного коллектора. Проблема этих методов разведки и анализа состоит в том, что они, в общем случае, не обеспечивают хороших результатов для разведки, осуществляемой в мелких водах. Причина кроется в наличии составляющей ′атмосферной волны′ в ЭМ полях, индуцируемых передатчиком HED на приемнике. Эта составляющая атмосферной волны обусловлена ЭМ сигналами передатчика HED, которые взаимодействуют с воздухом. Поскольку воздух не проводит ток и поскольку он не создает сильного ослабления, составляющая атмосферной волны может преобладать в полях на приемнике. Составляющая атмосферной волны, в основном, обусловлена составляющими моды ТЕ. Причина заключается в том, что составляющие моды ТЕ имеют сильную индуктивную связь через границу раздела морская вода - воздух. С другой стороны, составляющие моды ТМ не имеют хорошей связи через эту границу и поэтому не вносят значительный вклад в составляющую атмосферной волны. Поскольку она не взаимодействует с геологическими пластами, составляющая атмосферной волны содержит мало информации об удельном сопротивлении геологических пород. Соответственно, если атмосферная волна вносит значительный вклад в ЭМ поля, индуцируемые передатчиком HED на приемнике, чувствительность этого метода к геологическим резистивным структурам, например углеводородным коллекторам, заметно снижается. Траектория распространения иллюстративной составляющей атмосферной волны схематически показана на фиг.1 пунктирной линией, обозначенной AW. Абсолютная величина составляющей атмосферной волны снижается как функция разнесения между источником и приемником только за счет геометрического распространения. Однако составляющая атмосферной волны сильно ослабляется при прохождении через проводящую морскую воду. Это значит, что в сравнительно глубокой воде (большая h) составляющая атмосферной волны не очень велика на приемнике и поэтому не составляет основной проблемы. Однако на мелководье (малая h) составляющая атмосферной волны не проходит через большую толщу морской воды и поэтому составляет более весомый вклад в ЭМ поля, индуцируемые передатчиком HED на приемнике. Этот вклад возрастает по мере увеличения горизонтальных разнесений источник-приемник. Причина заключается в том, что (в отличие от случая геометрического распространения) интенсивность составляющей атмосферной волны сравнительно постоянна в широком диапазоне горизонтальных разнесений, поскольку любая дополнительная дистанция, проходимая составляющей атмосферной волны, почти исключительно находится в неослабляющем воздухе. Другие составляющие ЭМ полей, индуцируемых HED на приемнике, например, проходящие через геологические пласты и представляющие интерес, распространяются через среды с более низким удельным сопротивлением и испытывают возрастающее ослабление по мере своего дальнейшего распространения. По этим причинам составляющей атмосферной волны свойственно преобладать в ЭМ полях, индуцируемых передатчиком HED на приемнике, при осуществлении разведки на мелководье, особенно при больших горизонтальных разнесениях источник - приемник.
Наличие атмосферной волны как доминирующей составляющей сигналов детектора ограничивает применимость вышеописанных методов разведки и анализа. На мелководье разнесения источник-приемник, к которым можно применять эти методы, значительно сокращаются. Это не только приводит к необходимости применять больше положений приемников для адекватного покрытия данной области, но также ограничивает глубину под морским дном, воспринимаемую этими методами. Это может означать, что заглубленный углеводородный коллектор может быть необнаружимым на мелководье, даже если тот же коллектор можно обнаружить в более глубокой воде.
На фиг.2A показан график, схематически демонстрирующий результаты одномерного моделирования двух иллюстративных операций ЭМ разведки, наподобие показанных на фиг.1. Один пример соответствует разведке, осуществляемой в глубокой воде (пунктирная линия), а другой - разведке, осуществляемой на мелководье (сплошная линия). Для каждой модели разведки амплитуда горизонтальной составляющей электрического поля, индуцируемого на приемнике ЭМ передатчиком HED, вычислена в расчете на единицу дипольного момента передатчика и графически представлена как функция горизонтального разнесения r между передатчиком HED и приемником. Для обеих моделей разведок конфигурация геологических пластов представляет собой полубесконечное однородное полупространство с удельным сопротивлением 1 Ом·м. В глубоководном примере конфигурация геологических пластов расположена под морской водой бесконечной протяженности. В мелководном примере она расположена под 500-метровой глубиной морской воды. В обоих случаях морская вода имеет удельное сопротивление 0,3 Ом·м. Передатчик и приемник разнесены по линии, проходящей через ось передатчика HED (ориентация по линии наблюдения). Это составляющая детектируемого электрического поля, разрешаемого в этом направлении, которая графически представлена на фиг.2A. Передатчик HED возбуждается возбуждающим сигналом переменного тока частотой 0,25 Гц.
Влияние составляющей атмосферной волны на амплитуду ЭМ поля, индуцируемого передатчиком HED на приемнике, очевидно. При осуществлении разведки на основе глубоководной модели, где не существует составляющей атмосферной волны (поскольку глубина воды бесконечна), вычисленная амплитуда электрического поля монотонно уменьшается с ростом горизонтального разнесения. Однако в мелководной модели, где имеется сильная составляющая атмосферной волны, скорость снижения амплитуды резко уменьшается при горизонтальном разнесении источник - приемник около 5000 м.
На фиг.2B показан график, демонстрирующий отношение, P, двух кривых, показанных на фиг.2A. Большие отклонения от единицы, показанные на фиг.2B, выявляют различие между этими кривыми. Поскольку единственным различием между двумя моделями разведок является наличие или отсутствие составляющей атмосферной волны, отношение, графически представленное на фиг.2A, эффективно демонстрирует относительную интенсивность составляющей атмосферной волны в детектируемом сигнале по сравнению с составляющей атмосферной волны, проходящей через геологические пласты, для разведки на основе мелководной модели.
-12
2
-11,5
2
Из фиг.2A и 2B следует, что для всех, кроме самых малых горизонтальных разнесений (менее 1000 м), детектируемое электрическое поле значительно больше для мелководной модели. Например, при горизонтальном разнесении 2500 м, амплитуда детектируемого сигнала при осуществлении разведки на основе глубоководной модели составляет около 10В/А·м. При осуществлении разведки на основе мелководной модели она выше и составляет примерно 10 В/А·м. Это объясняется дополнительным вкладом составляющей атмосферной волны. Этот уровень увеличения показывает, что амплитуда составляющей атмосферной волны более чем вдвое больше, чем у составляющей, которая прошла через геологические пласты, и, соответственно, свыше двух третьих сигнала детектора почти не несет информации о геологических пластах. При более значительных горизонтальных разнесениях составляющая атмосферной волны преобладает в еще большей степени. В частности, это становится особенно заметно на расстояниях свыше примерно 5000 м. В этой точке имеется разрыв в скорости, с которой амплитуда детектируемого электрического поля падает с увеличением горизонтального разнесения. При горизонтальном разнесении около 7000 м составляющая атмосферной волны в мелководном примере имеет амплитуду примерно в двадцать раз большую, чем у сигнала, который проходит через геологические пласты. Это с очевидность накладывает высокие требования на отношение сигнал-шум для данных, собираемых на этих интервалах горизонтального разнесения, поскольку, в целом, имеет место случай наличия слабого сигнала на сильном фоне. Очевидно, что атмосферная волна значительно ограничивает применимость этих методов разведки и анализа на мелководье.
На фиг.3A и 3B схематически показаны представления в градации серого для моделированной чувствительности S традиционной разведки CSEM на резистивную структуру под морским дном для двух разных глубин воды. На фиг.3A глубина воды h бесконечна, а на фиг.3B она равна 50 м. Модельные разведки производятся на частоте передачи 0,25 Гц, и земля предполагается однородным полупространством с удельным сопротивлением ρ = 1 Ом·м. Чувствительность графически представлена как функция глубины d под морским дном и разнесения r между источником и приемником. В глубокой воде (фиг.3A) глубина d под морским дном, к которой чувствительны данные разведки CSEM, возрастает с разнесением источник-приемник (согласно основному практическому методу данные чувствительны структуре вплоть до глубины около половины разнесения источник-приемник). Результатом атмосферной волны на мелководье (фиг.3B) является уменьшение глубины, к которой чувствительны данные. В результате детектирование глубинных целей становится невозможным.
Одно предложенное решение проблемы мелководной разведки с преобладанием атмосферной волны базируется на измерениях вертикальных составляющих электрического поля [10]. Причина в том, что вертикальные составляющие электрического поля менее подвержены влиянию атмосферной волны. Однако в действительности этот подход может сталкиваться с трудностями при проведении практических разведок. Причина в том, что измерения вертикального электрического поля значительно больше подвержены шуму, обусловленному движением, чем более традиционные измерения горизонтальных составляющих.
Сущность изобретения
Согласно первому аспекту изобретения предусмотрен способ анализа результатов электромагнитной разведки в области, которая предположительно или наверняка содержит резистивное или проводящее геологическое тело, содержащий этапы, на которых: обеспечивают данные горизонтального электрического или магнитного поля, полученные, по меньшей мере, одним приемником от, по меньшей мере, одного передатчика с горизонтальным электрическим диполем; определяют горизонтальный градиент в первой составляющей данных электрического или магнитного поля в первом направлении; определяют горизонтальный градиент во второй составляющей данных электрического или магнитного поля во втором направлении; и комбинируют горизонтальные градиенты в первом и втором направлениях для формирования данных комбинированного отклика.
В этом случае, ссылки на «горизонтальный» указывают, что значительная составляющая, предпочтительно главная составляющая, соответствующих сигналов должна быть выровнена с горизонтальными осями. Не обязательно, чтобы сигналы были абсолютно точно выровнены с горизонтальными осями, хотя точное выравнивание предпочтительно для обеспечения сильного сигнала и уменьшения сложности анализа, например, желательно выравнивание в пределах ±30°.
Резистивное или проводящее тело может быть телом, хуже проводящим ток, чем окружающие пласты, например углеводородным коллектором (например, нефти, газа, гидрата метана) или соляным телом, или телом, которое лучше проводит ток, чем окружающие пласты, например кремнистыми отложениями.
Первой составляющей данных электрического или магнитного поля может быть напряженность электрического поля, параллельного первому направлению, при этом второй составляющей является напряженность электрического поля, параллельного второму направлению. Градиенты можно комбинировать с образованием суммы.
Альтернативно, первой составляющей может быть напряженность магнитного поля, перпендикулярного первому направлению, а второй составляющей - напряженность магнитного поля, перпендикулярного второму направлению. Градиенты можно комбинировать с образованием их разности.
Генерируя данные комбинированного отклика в ходе анализа, можно анализировать результаты разведки, взятые в более мелкой воде, чем было возможно ранее. Причина в том, что данные комбинированного отклика менее чувствительны к составляющим поперечной электрической моды (ТЕ)связи, которые распространяются через воздух и которым свойственно доминировать в результатах разведки, анализируемых предыдущими методами.
Данные комбинированного отклика такого рода функционально подобны вертикальным производным вертикальных составляющих данных электромагнитного поля. Соответственно, данные комбинированного отклика обеспечивают преимущества, аналогичные достигаемым при использовании данных от детекторов вертикального электрического поля, например преимущества, описанные в GB 2402745 A [10]. Однако в настоящем изобретении эти преимущества достигаются без опоры на измерения вертикального электромагнитного поля. Это выгодно потому, что, как указано выше, измерения вертикального поля могут быть более подвержены шуму, в частности шуму, обусловленному движением, вызванным подводными течениями.
Кроме того, данные комбинированного отклика не зависят от ориентации первого и второго направлений относительно диполя передатчика. Это значит, что не обязательно знать ориентацию приемников, используемых для сбора данных, из которых выводятся данные комбинированного отклика.
Первое и второе направления могут быть ортогональны друг другу. Благодаря этому данные комбинированного отклика практически нечувствительны к моде TE.
Горизонтальные градиенты можно определять из измерений электрического или магнитного поля, производимых в горизонтально разнесенных положениях. Альтернативно, согласно принципу обратимости, горизонтальные градиенты также можно определять из передач электромагнитного поля, производимых в горизонтально разнесенных положениях.
Способ может дополнительно содержать этапы, на которых обеспечивают фоновые данные, специфические для области разведки, и сравнивают данные комбинированного отклика с фоновыми данными для получения данных разности, чувствительной к наличию резистивного или проводящего геологического тела.
Это может быть выгодно, поскольку сравнение данных комбинированного отклика с фоновыми данными может способствовать определению, указывают ли особенности данных комбинированного отклика на наличие резистивного или проводящего тела или возникают в результате какой-либо другой локальной конфигурации фоновой структуры. Фоновые данные можно получать путем моделирования ЭМ разведки, осуществляемой для получения данных комбинированного отклика, с помощью модели фоновой конфигурации геологических пластов. Предпочтительно, чтобы модель фоновой конфигурации пластов хорошо согласовывалась с фактической фоновой структурой в области разведки.
Фоновые данные можно получать несколькими путями, например, путем электромагнитной разведки с управляемым источником, путем магнитотеллурической электромагнитной разведки, путем другой аналогичной разведки, производимой в другое время, или из модели горных пород. В случае использования модели горных пород предпочтительно включать в нее удельное сопротивление, и ее можно выводить из комбинации геологических данных и данных удельного сопротивления. Геологические данные можно получать путем сейсмологической разведки, и данные удельного сопротивления можно получать путем каротажа скважины. Можно также использовать другие источники информации, например, нейтронные данные или другие оценки пористости из каротажных диаграмм.
В ряде примеров фоновые данные можно получать из данных электромагнитного поля, аналогичных используемым для формирования данных комбинированного отклика. Этого можно добиться, обеспечивая дополнительные данные горизонтального электрического или магнитного поля и комбинируя данные по-другому. Например, определяя горизонтальный градиент в первой составляющей дополнительных данных электрического или магнитного поля в третьем направлении, определяют горизонтальный градиент во второй составляющей дополнительных данных электрического или магнитного поля в четвертом направлении и, комбинируя горизонтальные градиенты в третьем и четвертом направлениях, - для формирования фоновых данных.
В этом случае первой составляющей дополнительных данных электрического или магнитного поля может быть напряженность электрического поля, перпендикулярного третьему направлению, а второй составляющей - напряженность электрического поля, перпендикулярного четвертому направлению. Затем горизонтальные градиенты в третьем и четвертом направлениях можно комбинировать с образованием их разности.
Альтернативно, первой составляющей дополнительных данных электрического или магнитного поля может быть напряженность магнитного поля, параллельного третьему направлению, а второй составляющей - напряженность магнитного поля, параллельного четвертому направлению. Затем горизонтальные градиенты в третьем и четвертом направлениях можно комбинировать с образованием их суммы.
Третье и четвертое направления могут быть ортогональны друг другу, а также могут совпадать соответственно с первым и вторым направлениями.
Данные разности могут представлять разность между данными комбинированного отклика и фоновыми данными как функцию положения в области разведки, и анализ может включать в себя определение положения границы резистивного или проводящего геологического тела.
Согласно второму аспекту изобретения предусмотрен компьютерный программный продукт, несущий машинно-считываемые команды для реализации способа анализа результатов электромагнитной разведки согласно первому аспекту изобретения.
Согласно третьему аспекту изобретения предусмотрено компьютерное устройство, в которое загружаются машинно-считываемые команды для реализации способа анализа результатов электромагнитной разведки согласно первому аспекту изобретения.
Согласно четвертому аспекту изобретения предусмотрен способ проектирования электромагнитной разведки в области, которая предположительно или наверняка содержит резистивное или проводящее геологическое тело, содержащий этапы, на которых: создают модель области разведки, включающей в себя горные породы, содержащие предположительно резистивное или проводящее тело, и толщу воды над горными породами; задают значения для глубины воды, глубины предположительно резистивного или проводящего тела и резистивной структуры горных пород; осуществляют моделирование электромагнитной разведки на модели области разведки путем вычисления данных горизонтального электрического или магнитного поля, полученных, по меньшей мере, одним моделированным приемником, детектирующим сигналы от, по меньшей мере, одного моделированного передатчика с горизонтальным электрическим диполем; определяют горизонтальный градиент в первой составляющей данных электрического или магнитного поля в первом направлении; определяют горизонтальный градиент во второй составляющей данных электрического или магнитного поля во втором направлении; комбинируют горизонтальные градиенты в первом и втором направлениях для формирования данных комбинированного отклика.
Способ может дополнительно содержать этапы, на которых регулируют модель для удаления предположительно резистивного или проводящего тела и повторяют моделирование для получения фоновых данных для сравнения с данными комбинированного отклика.
Повторное моделирование для нескольких вариантов горизонтального разнесения источник - приемник и частот сигнала можно осуществлять для обеспечения оптимальных условий разведки в отношении расстояния между источником и приемником и частоты ЭМ сигнала для зондирования резистивного или проводящего тела, подлежащих выбору при осуществлении электромагнитной разведки. Также можно моделировать эффекты и преимущества различающихся конфигураций матрицы приемников и путей буксировки передатчика.
Опять же, резистивное или проводящее тело может быть телом, хуже проводящим ток, чем окружающие пласты, например углеводородным коллектором.
Согласно пятому аспекту изобретения предусмотрен компьютерный программный продукт, несущий машинно-считываемые команды для реализации способа проектирования электромагнитной разведки согласно четвертому аспекту изобретения.
Согласно шестому аспекту изобретения предусмотрено компьютерное устройство, в которое загружаются машинно-считываемые команды для реализации способа проектирования электромагнитной разведки согласно четвертому аспекту изобретения.
Согласно седьмому аспекту изобретения предусмотрен дистанционно развертываемый электромагнитный приемник для использования в электромагнитной разведке области, которая предположительно или наверняка содержит резистивное или проводящее геологическое тело, в котором приемник содержит поплавковое устройство, балластный груз и две пары электрических или магнитных дипольных детекторов, первая пара которых разнесена в первом направлении и вторая пара которых разнесена во втором направлении, причем первое и второе направления горизонтальны, когда приемник эксплуатируется в нормальном режиме.
Первая пара дипольных детекторов может представлять собой электрические дипольные детекторы, оси которых выровнены, по существу, параллельно первому направлению, и вторая пара дипольных детекторов может представлять собой электрические дипольные детекторы, оси которых выровнены, по существу, параллельно второму направлению.
Первая пара дипольных детекторов может содержать, по меньшей мере, три электрода, разнесенные в первом направлении, и вторая пара дипольных детекторов может содержать, по меньшей мере, три электрода, разнесенные во втором направлении.
Кроме того, единый общий электрод может обеспечивать один из электродов первой пары дипольных детекторов и один из электродов второй пары дипольных детекторов.
Альтернативно, первая пара дипольных детекторов может представлять собой детекторы с горизонтальным магнитным диполем, оси которых выровнены, по существу, перпендикулярно первому направлению, и вторая пара дипольных детекторов может представлять собой детекторы с горизонтальным магнитным диполем, оси которых выровнены, по существу, перпендикулярно второму направлению.
В этом случае первая пара дипольных детекторов может содержать пару катушек, причем каждая катушка размещена в плоскости, которая располагается вертикально, когда приемник эксплуатируется в нормальном режиме, и параллельно первому направлению, и вторая пара дипольных детекторов может содержать пару катушек, каждая из которых размещена в плоскости, которая располагается вертикально, когда приемник эксплуатируется в нормальном режиме, и параллельно второму направлению.
Первое и второе направления могут быть ортогональны друг другу.
Приемник может дополнительно содержать две дополнительные пары электрических или магнитных дипольных детекторов, первая пара которых разнесена в третьем направлении и вторая пара которых разнесена в четвертом направлении, причем третье и четвертое направления горизонтальны, когда приемник эксплуатируется в нормальном режиме.
Первая пара дополнительных дипольных детекторов может представлять собой детекторы с горизонтальным электрическим диполем, оси которых выровнены, по существу, перпендикулярно третьему направлению, и вторая пара дополнительных дипольных детекторов может представлять собой детекторы с горизонтальным электрическим диполем, оси которых выровнены, по существу, перпендикулярно четвертому направлению.
Альтернативно, первая пара дополнительных дипольных детекторов может представлять собой магнитные дипольные детекторы, оси которых выровнены, по существу, параллельно третьему направлению, и вторая пара дополнительных дипольных детекторов может представлять собой магнитные дипольные детекторы, оси которых выровнены, по существу, параллельно четвертому направлению.
Третье и четвертое направления могут быть ортогональны друг другу. Кроме того, третье и четвертое направления могут соответственно совпадать с первым и вторым направлениями.
Приемники, отвечающие седьмому аспекту изобретения, можно использовать для обеспечения данных для анализа согласно первому аспекту изобретения.
Согласно восьмому аспекту изобретения предусмотрен способ электромагнитной разведки, применяемый к области разведки, которая предположительно или наверняка содержит резистивное или проводящее геологическое тело, содержащий этапы, на которых: обеспечивают, по меньшей мере, один передатчик и, по меньшей мере, один дистанционно развертываемый приемник согласно седьмому аспекту изобретения, соответственно, для передачи и детектирования электромагнитных сигналов; и получают данные электромагнитного поля путем передачи и/или детектирования в совокупности разных положений в области разведки.
Такой способ разведки обеспечивает данные, которые позволяют определять градиенты в данных электрического поля, что, в свою очередь, позволяет анализировать данные способами, отвечающими первому аспекту изобретения.
Согласно девятому аспекту изобретения предусмотрено устройство для использования в электромагнитной разведке области, которая предположительно или наверняка содержит резистивное или проводящее геологическое тело, устройство содержит транспортное средство и электромагнитный источник, в котором транспортное средство предназначено для буксировки источника в ходе разведки и в котором источник содержит две пары электрических или магнитных дипольных передатчиков, первая пара которых разнесена в первом направлении и вторая пара которых разнесена во втором направлении, причем первое и второе направления горизонтальны, когда источник эксплуатируется в нормальном режиме.
Первая пара дипольных передатчиков может быть образована передатчиками, оси которых выровнены, по существу, параллельно первому направлению, и вторая пара дипольных передатчиков может быть образована передатчиками, оси которых выровнены, по существу, перпендикулярно второму направлению.
Первое и второе направления ортогональны друг другу.
Устройство, отвечающее девятому аспекту изобретения, можно использовать для обеспечения данных для анализа согласно первому аспекту изобретения.
Согласно десятому аспекту изобретения предусмотрен способ электромагнитной разведки, применяемый к области разведки, которая предположительно или наверняка содержит резистивное или проводящее геологическое тело, содержащий этапы, на которых: обеспечивают, по меньшей мере, одно устройство согласно девятому аспекту изобретения и, по меньшей мере, один приемник соответственно, для передачи и детектирования электромагнитных сигналов; получают данные электромагнитного поля путем передачи и/или детектирования в совокупности разных положений в области разведки.
Такой способ разведки обеспечивает данные, которые позволяют определять градиенты в данных электрического поля, что, в свою очередь, позволяет анализировать данные способами, отвечающими первому аспекту изобретения.
Краткое описание чертежей
Для обеспечения лучшего понимания изобретения и демонстрации его применения обратимся к примерам, изображенным на чертежах, в которых:
фиг.1 предоставляет схематический вид в разрезе по вертикали надводного судна, осуществляющего ЭМ разведку в глубокой воде стандартными методами;
фиг.2A - график, отображающий сигналы детектора, вычисленные для двух модельных разведок, анализируемых ранее предложенным способом, одна из которых осуществляется в глубокой воде (пунктирная линия), а другая - на мелководье (сплошная линия);
фиг.2B - график, отображающий отношение двух кривых, показанных на фиг.2A;
фиг.3A и 3B - схематически показывают чувствительность модельной разведки CSEM к удельному сопротивлению геологических пород для двух разных глубин воды;
фиг.4 - вид сверху, демонстрирующий цилиндрическую полярную систему координат;
фиг.5A-5F - уравнения (Уравнения 1 - 6), соответствующие решениям уравнений Максвелла для передатчика HED в конечном слое морской воды, покрывающем одномерную геологическую резистивную структуру для радиальной (r), азимутальной (ϕ) и вертикальной (z) составляющих электрического (E) и магнитного (B) полей;
фиг.5G - уравнение (Уравнение 7), задающее линейную комбинацию градиентов в данных горизонтального электрического поля, измеренного в ортогональных направлениях, которая используется согласно способу анализа данных разведки согласно варианту осуществления изобретения;
фиг.5H - уравнение (Уравнение 8), задающее линейную комбинацию градиентов в данных горизонтального магнитного поля, измеренного в ортогональных направлениях, которая используется согласно способу анализа данных разведки согласно варианту осуществления изобретения;
фиг.6 - схематический вид в разрезе по вертикали надводного судна, осуществляющего ЭМ разведку согласно варианту осуществления изобретения;
фиг.7A и 7B демонстрируют модельные амплитуду и фазу радиальной составляющей данных электрического поля, собранных в ходе традиционной ЭМ разведки для модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.6, в диапазоне глубин воды;
фиг.7C и 7D демонстрируют модельные амплитуду и фазу вертикальной составляющей данных электрического поля, собранных в ходе ранее предложенной ЭМ разведки для модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.6, в диапазоне глубин воды;
фиг.7E и 7F демонстрируют модельные амплитуду и фазу комбинации горизонтальных градиентов в данных электрического поля, собранных в ходе ЭМ разведки для модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.6, которая обеспечивает данные разложения по электрической моде TM согласно варианту осуществления изобретения в диапазоне глубин воды;
фиг.8 - схематический вид в разрезе по вертикали модели углеводородного коллектора, несущего конфигурацию геологических пластов;
фиг.9A и 9B демонстрируют модельные амплитуду и фазу радиальной составляющей данных электрического поля, собранных в ходе традиционной ЭМ разведки для модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.8, в диапазоне удельных сопротивлений углеводородного коллектора;
фиг.9C и 9D демонстрируют модельные амплитуду и фазу вертикальной составляющей данных электрического поля, собранных в ходе ранее предложенной ЭМ разведки для модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.8, в диапазоне удельных сопротивлений углеводородного коллектора;
фиг.9E и 9F демонстрируют модельные амплитуду и фазу комбинации горизонтальных градиентов в данных электрического поля, собранных в ходе ЭМ разведки для модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.8, которая обеспечивает данные разложения по электрической моде TM согласно варианту осуществления изобретения в диапазоне удельных сопротивлений углеводородного коллектора;
фиг.10A - график, схематически демонстрирующий отношение кривых, графически представленных на фиг.9A (радиальная составляющая электрического поля), 9C (вертикальная составляющая электрического поля) и 9E (разложение по электрической моде TM) для углеводородного коллектора с удельным сопротивлением ρ = 100 Ом·м к соответствующим кривым, для которых нет обнаружимого углеводородного коллектора;
фиг.10B - график, схематически демонстрирующий разность фаз между кривыми, графически представленными на фиг.9B (радиальная составляющая электрического поля), 9D (вертикальная составляющая электрического поля) и 9F (разложение по электрической моде TM) для углеводородного коллектора с удельным сопротивлением ρ = 100 Ом·м и соответствующих кривых, для которых нет обнаружимого углеводородного коллектора;
фиг.11A - схематический вид в разрезе по вертикали модели углеводородного коллектора, несущего конфигурацию геологических пластов;
фиг.11B - схематический вид в разрезе по вертикали модельной конфигурации геологических пластов с повышающимся удельным сопротивлением, в которой удельное сопротивление постепенно увеличивается с глубиной;
фиг.12A - график, схематически демонстрирующий отношения данных разложения по электрической моде TM, вычисленных для моделей конфигураций геологических пластов, показанных на фиг.11A и 11B, к вычисленным для модели фоновой конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.6, для бесконечной глубины воды;
фиг.12B - график, схематически демонстрирующий отношения данных разложения по электрической моде TE, вычисленных для моделей конфигураций геологических пластов, показанных на фиг.11A и 11B, к вычисленным для модели фоновой конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.6, для бесконечной глубины воды;
фиг.13A - уравнение (Уравнение 9), задающее линейную комбинацию градиентов в данных горизонтального электрического поля, измеренного в ортогональных направлениях, которая используется согласно способу анализа данных разведки согласно варианту осуществления изобретения;
фиг.13B - уравнение (Уравнение 10), задающее линейную комбинацию градиентов в данных горизонтального магнитного поля, измеренного в ортогональных направлениях, которая используется согласно способу анализа данных разведки согласно варианту осуществления изобретения;
фиг.14A-14C - иллюстративные конфигурации детектора, которые можно использовать для получения данных разложения по моде TM;
фиг.14D и 14E - иллюстративные конфигурации детектора, которые можно использовать для получения данных разложения по моде TE;
фиг.15A и 15B - схематические представления в градации серого абсолютной величины модельных данных разложения по электрической моде TM, полученных для конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.11A, для практического детектора и идеального детектора, соответственно;
фиг.15C и 15D - схематические представления в градации серого фазы модельных данных разложения по электрической моде TM, полученных для конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.11A, для практического детектора и идеального детектора, соответственно;
фиг.16A и 16B демонстрируют ошибки, выраженные в процентах, между данными разложения по моде TM, полученными в положениях на одной линии с передатчиком, для ряда разных конфигураций практического детектора относительно идеального детектора;
фиг.17A и 17B - схематические представления в градации серого абсолютной величины модельных данных разложения по электрической моде TM, полученных для конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.11A, для матрицы произвольно ориентированных детекторов и матрицы выровненных детекторов, соответственно;
фиг.18A и 18B - схематические представления в градации серого фазы модельных данных разложения по электрической моде TM, полученных для конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.11A, для матрицы произвольно ориентированных детекторов и матрицы однородно выровненных детекторов, соответственно;
фиг.19A и 19B демонстрируют ошибки, выраженные в процентах, между данными разложения по моде TM, полученными в положениях на одной линии с передатчиком, для матрицы произвольно ориентированных детекторов относительно матрицы однородно выровненных детекторов;
фиг.20A и 20B демонстрируют ошибки, выраженные в процентах, между данными разложения по моде TM, полученными в положениях на одной линии с передатчиком, для детектора с асимметрией плеч, полученной параллельным переносом, относительно идеального детектора;
фиг.21A и 21B демонстрируют ошибки, выраженные в процентах, между данными разложения по моде TM, полученными в положениях на одной линии с передатчиком, для детектора с асимметрией плеч, полученной поворотом, относительно идеального детектора;
фиг.22A - схематический вид в разрезе по вертикали 3D модели конфигурации геологических пластов;
фиг.22B - схематический вид в разрезе по горизонтали модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.22A;
фиг.23A и 23B - схематические представления в градации серого абсолютной величины и фазы модельных данных разложения по электрической моде TM, полученных для конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.22A, и для аналогичной модели, имеющей углеводородный коллектор бесконечной горизонтальной протяженности;
фиг.24A и 24B - схематически демонстрируют абсолютную величину и фазу модельных данных разложения по моде TM, полученными в положениях на одной линии с передатчиком, для конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.22A, и для аналогичной модели, имеющей углеводородный коллектор бесконечной горизонтальной протяженности;
фиг.25A и 25B и фиг.26A и 26B аналогичны фиг.23A и 23B и фиг.24A и 24B соответственно, но демонстрируют данные, нормализованные к однородной фоновой конфигурации геологических пластов;
фиг.27A и 28A - схематические представления в градации серого данных, показанных на фиг.23A, но масштабированных дополнительным коэффициентом, соответствующим квадрату и кубу расстояния между передатчиком и приемником соответственно;
фиг.27B и 28B схематически демонстрируют абсолютную величину модельных данных разложения по моде TM, показанных на фиг.24A, но масштабированных дополнительным коэффициентом, соответствующим квадрату и кубу расстояния между передатчиком и приемником соответственно;
фиг.29A и 29B - иллюстративная конфигурация источника, которую можно использовать для получения данных разложения по моде TM;
фиг.30 - другая иллюстративная конфигурация источника, которую можно использовать для получения данных разложения по моде TM.
Подробное описание
r
ϕ
r
ϕ
На фиг.4 показан схематический вид сверху, демонстрирующий систему координат для описания относительного размещения передатчика 22 HED и приемника 25, наподобие показанного на фиг.1. Позицию приемника 25 относительно передатчика 22 HED удобнее всего описывать в цилиндрических полярных координатах, где центр передатчика 22 HED обеспечивает начало отсчета системы координат. Позиция приемника 25 задается азимутальным углом ϕ и расстоянием (или дальностью) разнесения r. Угол ϕ измеряется по часовой стрелке от линии, проходящей через ось передатчика HED и параллельно ей, как показано на фиг.4 линией, обозначенной ϕ = 0°. Приемник, размещенный вдоль этой линии, т.е. имеющий азимутальный угол ϕ, равный 0°, рассматривается как находящийся в позиции вдоль линии наблюдения или во фланговой расстановке. Приемник с азимутальным углом ϕ, равным 90°, т.е. находящийся на линии, обозначенной ϕ = 90° на фиг.4, рассматривается как находящийся в позиции с поперечным выносом. Электрическое поле на приемнике можно разложить на радиальную составляющую E и ортогональную азимутальную составляющую E, как указано на фиг.4. Плотность магнитного потока на приемнике аналогично можно разложить на радиальную составляющую B и ортогональную азимутальную составляющую B. Аксиальная координата к z проходит вертикально от морского дна.
B
E
B
B
iω
B
iωµ
ε
E
µ
J
e
0
0
0
0
0
E
B
J
iωt
Фундаментальные уравнения, описывающие электромагнитную индукцию в земле, это уравнения Максвелла. На частотах, обычно используемых в разведках CSEM, токами смещения можно пренебречь, поэтому получаем: ∇·= 0, ∇· = 0, ∇×+ = 0 и ∇×- =, где  - напряженность электрического поля,  - плотность магнитного потока, σ - электропроводность среды, µ - магнитная проницаемость (предполагается такой же, как в вакууме), ε - диэлектрическая проницаемость вакуума,  - плотность тока источника, и рассматривается единичная составляющая разложения Фурье, пропорциональная . Уравнения Максвелла можно решить численно в двух или трех измерениях для точечного передатчика HED, однако аналитическое решение существует только для одномерных структур. Chave & Cox [7] получают решение для случая передатчика HED в морской воде бесконечной глубины для одномерной конфигурации геологических пластов (т.е. в которой удельное сопротивление изменяется только в вертикальном направлении z).
Авторы изобретения распространили анализ, представленный в Chave & Cox [7], для моделирования передатчика HED в морской воде конечной глубины h. Решение уравнений Максвелла для передатчика HED в конечном слое морской воды, покрывающем одномерную геологическую резистивную структуру, обеспечивает уравнения для радиальной (r), азимутальной (ϕ) и вертикальной (z) составляющих электрического поля (E) и плотности магнитного потока (B), как показано на фиг.5A-5F. Хотя это моделирование было проделано для одномерной конфигурации пластов, подобное моделирование можно осуществлять в двух или трех измерениях.
0
Там, где в этих уравнениях (или в любых других представленных здесь уравнениях) появляется опциональный оператор "±" или "", верхний символ используется, когда z' > z, а нижний символ - когда z' < z. В этих уравнениях, z' и z обозначают высоты передатчика HED и детектора над морским дном соответственно, h - глубину морской воды, µ - проницаемость вакуума, P - дипольный момент передатчика,
0
- бесселевы функции нулевого и первого порядка, соответственно, ρ - удельное сопротивление морской воды, k - параметр, аналогичный волновому числу в интеграле Фурье,
L
L
A
TM
TE
TE
R  и R  - коэффициенты, задающие взаимодействие мод TM и TE с морским дном, которые зависят от резистивной структуры конфигурации геологических пластов, и R  - коэффициент, задающий взаимодействие моды TE с воздухом. В представлении Уравнений 1, 2, 4 и 5 (которые являются уравнениями, описывающими горизонтальные составляющие полей) на фиг.5A, 5B, 5D и 5E, уравнения показаны разбитыми на четыре строки текста, причем каждая стока текста имеет левый и правый члены. Левый член в каждой строке обозначен "TM" и получается из составляющей моды TM передаваемого сигнала, и правый член обозначен "TE" и получается из составляющей моды TE передаваемого сигнала.
A
r
ϕ
TE
Как указано выше, составляющая атмосферной волны, в основном, обусловлена взаимодействием моды TE с воздухом, т.е. определяется коэффициентом R . Из Уравнений 1 и 2 следует, что E и E включают в себя составляющие TM и TE и поэтому подвержены влиянию атмосферной волны. По этой причине способы анализа результатов разведки CSEM на основании усиления амплитуды электрического поля не дают хороших результатов на мелководье.
E
x
E
y
x
y
Уравнение 7, показанное на фиг.5G, задает линейную комбинацию градиента в данных электрического поля в первом горизонтальном направлении x (т.е. ∂/∂) и градиента в данных электрического поля во втором, ортогональном ему, горизонтальном направлении y (т.е. ∂/∂), которая используется согласно способу анализа результатов согласно варианту осуществления изобретения.
B
x
B
y
y
x
Уравнение 8, показанное на фиг.5H, задает линейную комбинацию горизонтального градиента в направлении x данных магнитного поля, измеренного вдоль y (т.е. ∂/∂), и горизонтального градиента в направлении y данных магнитного поля, измеренного вдоль x (т.е. ∂/∂), используемую согласно способу анализа результатов согласно другому варианту осуществления изобретения.
Комбинации данных электрического или магнитного поля, например, показанные на фиг.5G и 5H, рассматриваются как данные комбинированного отклика. Заметим, что, хотя направления x и y ортогональны друг другу, их абсолютная ориентация вокруг вертикальной оси z абсолютно произвольна. Таким образом, данные комбинированного отклика, заданные уравнениями, показанными на фиг.5G и 5H, не зависят от фактических направлений, в которых измеряются полевые данные, при условии, что направления ортогональны.
Хотя горизонтальные составляющие электрического поля и плотности магнитного потока зависят от TM и TE (см. Уравнения 1, 2, 4 и 5), комбинации, показанные в Уравнениях 7 и 8, зависят только от моды TM. По этой причине данные комбинированного отклика, заданные Уравнениями 7 и 8, называются данными разложения по моде TM. В частности, разложение по моде TM, показанное в Уравнении 7, называется данными разложения по электрической моде TM, и разложение по моде TM, показанное в Уравнении 8, называется данными разложения по магнитной моде TM.
E
z
Поскольку данные разложения по моде TM не включают в себя никакой зависимости от моды TE, данные разложения по моде TM намного менее чувствительны к составляющей атмосферной волны, которая не позволяет традиционным способам анализа хорошо работать на мелководье. Для Уравнения 7 слабая зависимость от моды TE является следствием слабой зависимости  от моды TE (см. Уравнение 3), и сохранения потока электрического поля в отсутствие электрических зарядов. Таким образом,
поэтому
E
z
и поскольку  не зависит от TE (поскольку  не зависит от TE),
также не зависит от TE. Уравнение 8 не зависит от TE поскольку ,
из проекции уравнения Максвелла для ротора магнитного поля на ось z в отсутствие токов смещения.
На фиг.6 схематически показано надводное судно 14, осуществляющее электромагнитную разведку с управляемым источником (CSEM) в отношении конфигурации геологических пластов с использованием способа разведки согласно варианту осуществления изобретения. Надводное судно 14 плавает на поверхности 2 толщи воды, в данном случае - морской воды 4 глубиной h метров. Погружное транспортное средство 19, несущее источник в виде передатчика 22 HED, присоединено к надводному судну 14 составным шлангом 16, обеспечивающим электрическое и механическое соединение между погружным транспортным средством 19 и надводным судном 14. На передатчик HED поступает ток возбуждения, вследствие чего он распространяет HED ЭМ сигнал в морскую воду 4. Передатчик HED располагается на высоте z' (обычно около 50 метров) над морским дном 6. Надводное судно 14, подводная лодка 19, составной шланг 16 и передатчик 22 HED могут быть традиционными.
Один или несколько дистанционных приемников 125 расположены на морском дне 6. Каждый приемник 25 включает в себя инструментальный узел 126, детектор 124, поплавковое устройство 128 и балластный груз (не показан). Каждый детектор способен измерять градиенты электрического поля в двух ортогональных горизонтальных направлениях, что позволяет получать данные разложения по электрической моде TM, заданные Уравнением 7. В этом примере детекторы также способны измерять градиенты магнитного поля в двух ортогональных горизонтальных направлениях, что позволяет получать данные разложения по магнитной моде TM, заданные Уравнением 8. Примеры подходящих детекторов описаны ниже. Детекторы располагаются на морском дне или непосредственно над ним. Инструментальный узел 126 записывает сигналы от детектора для дальнейшего анализа.
Согласно фиг.6 разведка осуществляется на модели фоновой конфигурации геологических пластов. В этой конфигурации морская вода имеет удельное сопротивление 0,3 Ом·м и под морским дном 6 находится осадочная структура в виде однородного полупространства с удельным сопротивлением 1 Ом·м. Низкое удельное сопротивление осадочной структуры обусловлено, прежде сего, водонасыщенностью порового пространства. Эта осадочная структура однородно проходит вниз на бесконечное расстояние.
10
На фиг.7A показан график, схематически демонстрирующий логарифм амплитуды модельной радиальной составляющей электрического поля, Log(E), воспринимаемой на приемнике в ориентации по линии наблюдения (т.е. ϕ = 0) в качестве отклика на сигнал, распространяемый передатчиком HED, как функцию разнесения, r, между передатчиком и приемником. Это составляющая поля, ранее использовавшаяся как основа для анализа данных разведки CSEM и показанная здесь в целях сравнения. Кривые показаны для ряда разных глубин воды (H = 1500 м, 1000 м, 500 м, 200 м и 100 м), как указано на фиг.7А. Передатчик HED возбуждается сигналом возбуждения переменного тока на частоте 0,25 Гц, и электрические поля вычисляются в расчете на единицу электрического дипольного момента передатчика. На фиг.7A показано, как составляющая атмосферной волны передаваемого сигнала с уменьшением глубины воды все больше преобладает в радиальной составляющей электрического поля, заданной Уравнением 1. Например, при разнесении около 9000 м вычисленное радиальное электрическое поле примерно в 300 раз больше при глубине воды 100 м, чем при глубине воды 1500 м. Это происходит вследствие увеличения относительного вклада составляющей атмосферной волны. Даже при разнесениях всего около 2000 м, увеличение вклада атмосферной волны, наблюдаемое при глубине воды в 100 м, приводит к тому, что радиальные электрические поля оказываются примерно в десять раз сильнее, чем в более глубоких водах.
На фиг.7B показан график, схематически демонстрирующий фазу χ относительно сигнала возбуждения переменного тока для передатчика HED, модельных радиальных составляющих электрического поля, графически представленных на фиг.7A. Из фиг.7B следует, что при конечной глубине воды происходит небольшое опережение по фазе с увеличением разнесения, после того как составляющая атмосферной волны начинает доминировать, например, при r свыше 2000 м для h = 100 м. Причина в том, что доминирующая составляющая сигнала быстро распространяется через непроводящий воздух.
Фиг.7C и 7D аналогичны фиг.7A и 7B соответственно и понятны из них. Однако в то время как на фиг.7A и 7B показаны данные радиального электрического поля, на фиг.7C и 7D показаны данные для вертикальных составляющих электрического поля как функция разнесения r. Эти кривые демонстрируют слабую зависимость от глубины h воды для вертикальной составляющей электрического поля. Именно по этой причине было предложено использовать данные вертикального электрического поля для мелководной разведки [10].
На фиг.7E показан график, схематически демонстрирующий логарифм модельного разложения по электрической моде TM, заданного Уравнением 7, воспринимаемого на приемнике 125 в качестве отклика на сигнал, распространяемый передатчиком HED, умноженный на разнесение источник-приемник, r как функцию этого разнесения для ориентации по линии наблюдения. Для других азимутов ϕ, кривые будут функционально подобны, но масштабированы с коэффициентом cos(ϕ). Умножение на r обеспечивает параметризацию эквивалентного электрического поля разложения по моде TM. Как и на фиг.7A и 7C, кривые вычисляются для ряда разных глубин воды h. Передатчик HED, опять же, возбуждается сигналом возбуждения переменного тока на частоте 0,25 Гц, и разложение по моде TM вычисляются в расчете на единицу электрического дипольного момента передатчика. Из фиг.7E следует, что, в отличие от фиг.7A, имеется небольшая разница между кривыми для разных глубин воды. Это отражает тот факт, что, как и для вертикальной составляющей электрического поля, показанной на фиг.7C, разложение по моде TM не включает в себя зависимость от моды TE, т.е. моды, вносящей наибольший вклад в составляющую атмосферной волны.
На фиг.7F показан график, схематически демонстрирующий фазу χ относительно сигнала возбуждения переменного тока для передатчика HED, модельного разложения по моде TM, графически представленного на фиг.7E. Из фиг.7F следует, что опережение по фазе постепенно нарастает с увеличением разнесения для всех глубин воды. Это опять же демонстрирует нечувствительность разложения по моде TM, заданного Уравнением 7, к составляющей атмосферной волны при мелководье.
Хотя это и не показано, кривые, аналогичные показанным на фиг.7E и 7F, но вычисленные для разложения по магнитной моде TM, заданного Уравнением 8, также демонстрируют нечувствительность разложения по магнитной моде TM к составляющей атмосферной волны.
Нечувствительность разложений по моде TM к составляющая атмосферной волны на мелководье была показана для модели фоновой конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.6. Однако эта модель не содержит углеводородный коллектор. Поэтому важно показать, что разложения по моде TM чувствительны к наличию углеводородного коллектора, чтобы их можно было использовать на практике.
На фиг.8 показан схематический вид в разрезе по вертикали модели углеводородного коллектора, несущего конфигурацию геологических пластов. Разрез морского дна 6 лежит на глубине 100 м под толщей морской воды 4, которая имеет удельное сопротивление 0,3 Ом·м. Конфигурация пластов под морским дном 6 содержит перекрывающий слой 8 толщиной 1000 м, представляющий собой отложения, находящиеся над углеводородным коллектором 12. Перекрывающий слой 8 имеет удельное сопротивление 1 Ом·м, опять же, главным образом, вследствие водонасыщенности порового пространства. Углеводородный коллектор 12 имеет толщину 100 м и удельное сопротивление ρ Ом·м. Это удельное сопротивление обычно больше, чем у окружающих слоев вследствие наличия непроводящего углеводорода в поровом пространстве. Под углеводородным коллектором 12 находится осадочный подстилающий слой 9, который, как и перекрывающий слой, имеет удельное сопротивление 1 Ом·м. Подстилающий слой распространяется вниз на практически бесконечную глубину. Соответственно, за исключением наличия или отсутствия углеводородного коллектора 12, конфигурация пластов геологического углеводородного резервуара, показанная на фиг.8, идентична фоновой конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.6 для случая h = 100 м. Опять же, показаны передатчик 22 HED и приемник 125.
10
На фиг.9A показан график, схематически демонстрирующий логарифм амплитуды модельной радиальной составляющей электрического поля, Log(E), воспринимаемой на приемнике в качестве отклика на сигнал, распространяемый передатчиком HED, как функция разнесения, r, между передатчиком и приемником, при наличии геологического углеводородного коллектора, показанного на фиг.8. Эта традиционно используемая составляющая поля, опять же, показана в целях сравнения. Кривые вычисляются для ряда разных удельных сопротивлений ρ для углеводородного коллектора (ρ = 1 Ом·м (т.е., по сути, отсутствия обнаружимого коллектора), 10 Ом·м, 20 Ом·м, 50 Ом·м и 100 Ом·м), как указано на фигуре. Передатчик HED, опять же, возбуждается сигналом возбуждения переменного тока на частоте 0,25 Гц, и электрические поля вычисляются в расчете на единицу электрического дипольного момента передатчика. Кривые, показанные на фиг.9A, очень похожи друг на друга, несмотря на широкий диапазон удельного сопротивления коллектора. Причина в том, что при глубине воды всего лишь 100 м в радиальной составляющей электрического поля преобладает составляющая атмосферной волны в моде TE, что не позволяет ее использовать для правильного определения наличия или отсутствия углеводородного коллектора.
На фиг.9B показан график, схематически демонстрирующий фазу χ относительно сигнала возбуждения переменного тока для передатчика HED, модельных радиальных составляющих электрического поля, графически представленных на фиг.9A. Из фиг.9B следует, что происходит небольшое опережение по фазе с увеличением разнесения для коллектора с любым удельным сопротивлением. Причина, опять же, в распространении доминирующей составляющей передаваемого сигнала через непроводящий воздух.
Фиг.9C и 9D аналогичны фиг.9A и 9B соответственно и понятны из них. Однако в то время как на фиг.9A и 9B показаны данные радиального электрического поля, на фиг.9C и 9D показаны данные для вертикальных составляющих электрического поля. Эти кривые показывают, что, в отличие от данных радиального электрического поля, данные вертикального электрического поля чувствительны к удельному сопротивлению углеводородного коллектора. Опять же, именно по этой причине было предложено использовать данные вертикального электрического поля для мелководной разведки [10].
На фиг.9E показан график, схематически демонстрирующий логарифм модельного разложения по электрической моде TM, воспринимаемого на приемнике 125 в качестве отклика на распространение сигнала передатчиком HED 22, умноженный на разнесение источник - приемник, как функцию этого разнесения для конфигурации пластов геологического углеводородного резервуара, показанной на фиг.8. Как и прежде, умножение на r обеспечивает параметризацию эквивалентного электрического поля разложения по моде TM. Как и на фиг.9A, кривые вычисляются для ряда разных удельных сопротивлений углеводородного коллектора. Передатчик HED, опять же, возбуждается сигналом возбуждения переменного тока на частоте 0,25 Гц, и разложение по моде TM вычисляются в расчете на единицу электрического дипольного момента передатчика. Из фиг.9E следует, что, в отличие от показанных на фиг.9A кривых радиального электрического поля, подверженных влиянию атмосферной волны, для разложения по моде TM характерна сильная зависимость вычисленного отклика от удельного сопротивления углеводородного коллектора, даже если глубина морской воды составляет всего лишь 100 м. Кроме того, в отличие от данных, показанных на фиг.9C, эта чувствительность к углеводородному коллектору достигается без использования вертикальных дипольных детекторов, которые подвержены шуму. В итоге данные разложения по моде TM функционально подобны данным вертикального электрического поля, но получаются из измерений горизонтального электрического поля.
Для углеводородного коллектора с удельным сопротивлением ρ = 100 Ом·м сигнал разложения по моде TM при разнесении r = 11000 м примерно в 300 раз сильнее, чем для случая ρ = 1 Ом·м (т.е., по сути, отсутствия обнаружимого углеводородного коллектора). Это отчетливо демонстрирует чувствительность разложения по электрической моде TM к наличию или отсутствию углеводородного коллектора.
На фиг.9F показан график, схематически демонстрирующий фазу χ относительно сигнала возбуждения переменного тока для передатчика HED, модельного разложения по моде TM, графически представленного на фиг.9E. Из фиг.9B следует, что опережение по фазе происходит с разными скоростями для разных удельных сопротивлений углеводородного коллектора. Это, опять же, демонстрирует чувствительность разложения по электрической моде TM, заданного Уравнением 7 к наличию углеводородного коллектора.
Хотя это, опять же, не показано, кривые, аналогичные показанным на фиг.9E и 9F, но вычисленные для разложения по моде TM, заданного Уравнением 8, также демонстрируют чувствительность разложения по магнитной моде TM к углеводородному коллектору.
r
z
E
На фиг.10A показан график, схематически демонстрирующий отношение P кривых, графически представленных на фиг.9A (радиальная составляющая электрического поля), 9C (вертикальная составляющая электрического поля) и 9E (разложение по электрической моде TM) для углеводородного коллектора с удельным сопротивлением ρ = 100 Ом·м к соответствующим кривым, для которых нет обнаружимого углеводородного коллектора (т.е. ρ = 1 Ом·м). Кривые обозначены E, E и TM для радиального электрического поля, вертикального электрического поля и разложения по электрической моде TM соответственно. Фиг.10A демонстрирует чувствительность разложений по электрической моде TM к наличию углеводородного коллектора как функцию разнесения r и их подобие данным вертикального электрического поля. Это явствует из больших отклонений от единицы для кривой. Как отмечено выше, при разнесении r = 11000 м, разложение по электрической моде TM примерно в 300 раз больше для углеводородного коллектора с ρ = 100 Ом·м, чем в отсутствие обнаружимого углеводородного коллектора (т.е. ρ = 1 Ом·м). Также можно наблюдать нечувствительность радиальной составляющей электрического поля к наличию углеводородного коллектора (вследствие преобладания в сигнале составляющей атмосферной волны).
r
z
E
На фиг.10B показан график, схематически демонстрирующий разность фаз Δχ между кривыми, графически представленными на фиг.9B (радиальная составляющая электрического поля), 9D (вертикальная составляющая электрического поля) и 9F (разложение по электрической моде TM) для углеводородного коллектора с удельным сопротивлением ρ = 100 Ом·м и соответствующих кривых, для которых нет обнаружимого углеводородного коллектора (т.е. ρ = 1 Ом·м). Кривые обозначены E, E и TM, соответственно. Фиг.10B, опять же, демонстрирует чувствительность разложения по моде TM к наличию углеводородного коллектора как функцию разнесения r. Это явствует из постепенного увеличения абсолютного значения Δχ. Также можно наблюдать относительную нечувствительность радиальной составляющей электрического поля к наличию углеводородного коллектора.
Кривые, наподобие показанных на фиг.9 и 10, которые получены из фактической разведки CSEM наподобие данных, показанных на фиг.6, можно дополнительно анализировать стандартными методами, например методом инверсии геофизических данных, для создания карт удельного сопротивления геологических пород в области разведки. Эти методы анализа могут быть в широком смысле аналогичны методам, ранее использовавшимся в глубоководной разведке для данных радиального электрического поля наподобие показанных на фиг.9A, например, для традиционных методов анализа данных разведки CSEM для разведки.
Поскольку на практике конфигурации геологических пластов обычно не столь просты, как используемые в вышеописанных модельных разведках, может быть затруднительно выявлять непосредственно из кривых, наподобие показанных на фиг.9E и 9F, полученных из реальных разведок, содержат ли кривые особенности, указывающие на заглубленный углеводородный коллектор, или хотя бы особенности, связанные с локальными фоновыми структурами более крупного масштаба. В частности, разновидность данных разложения по моде TM, свидетельствующих о наличии тонкого резистивного углеводородного коллектора, внедренного в фон с однородным удельным сопротивлением, может быть аналогична наблюдаемым в конфигурации геологических пластов, содержащей слои, удельное сопротивление которых увеличивается с глубиной. Такого рода структура с увеличивающимся удельным сопротивлением является признаком, например, некоторых подводных осадочных бассейнов и может возникать вследствие нарастающего выброса проводящих поровых флюидов с увеличением глубины вследствие роста горного давления. Соответственно, информация о крупномасштабной фоновой структуре геологических пластов в области, из которой анализируются данные разведки, часто бывает полезной для надежного определения того, обусловлены ли особенности в данных разложения по моде TM заглубленным углеводородным слоем или же крупномасштабными фоновыми структурами.
На фиг.11A и 11B показаны две конфигурации модели геологических пластов, используемые для демонстрации того, насколько трудно отличить тонкий резистивный углеводородный коллектор (фиг.11A) от постепенного увеличения удельного сопротивления с ростом глубины (фиг.11B). На фиг.11A показана конфигурация модели геологического углеводородного резервуара, аналогичная показанной на фиг.8, для случая углеводородного коллектора с удельным сопротивлением ρ = 100 Ом·м. Однако модель конфигурации геологических пластов, показанная на фиг.11A, включает в себя бесконечную глубину морской воды, в отличие от глубины морской воды 100 м, показанной на фиг.8. В конфигурации модели геологических пластов с повышающимся удельным сопротивлением, показанной на фиг.11B, разрез морского дна 6 находится под толщей морской воды 4 бесконечной глубины. Пласты под морским дном 6 содержат ряд осадочных слоев с повышающимся удельным сопротивлением. Первый слой 10 имеет однородное удельное сопротивление 1 Ом·м и толщину 400 м. Второй слой 13 имеет однородное удельное сопротивление 5 Ом·м и толщину 1000 м. Под вторым слоем 13 находится третий слой 15, имеющий удельное сопротивление 10 Ом·м и проходящий вниз на бесконечную глубину. Также показаны передатчик 22 HED и приемник 125.
HC
non HC
На фиг.12A показан график, демонстрирующий модельные кривые для данных разложения по электрической моде TM, которые аналогичны кривым разложения по моде TM, показанным на фиг.10A, и понятны из них, но которые вычислены для конфигурации пластов геологического углеводородного резервуара, показанной на фиг.11A (обозначенной TM), и для конфигурации геологических пластов с повышающимся удельным сопротивлением, показанной на фиг.11B (обозначенной TM). Очевидно, что данные разложения по моде TM, вычисленные для модели углеводородного коллектора, аналогичны данным разложения по моде TM, вычисленным для модели повышающегося удельного сопротивления. Это демонстрирует неопределенность, которая может возникать в данных разложения по моде TM при попытке провести различие между конфигурацией геологических пластов, имеющей углеводородный коллектор, и некоторыми другими крупномасштабными конфигурациями геологических пластов.
Вследствие этой возможной неопределенности анализ данных разведки, направленной на установление, содержит ли конфигурация геологических пластов тонкий резистивный углеводородный коллектор, обычно включает в себя формирование данных разложения по моде TM, например, заданных Уравнениями 7 (электрической) или 8 (магнитной). Эти данные отклика чувствительны к наличию геологических углеводородных коллекторов даже на мелководье. Однако, дополнительно, для надежного определения, указывают ли особенности данных разложения по моде TM на углеводородный коллектор или на локальную фоновую структуру, полезно определять, как выглядели бы данные разложения по моде TM для данной конфигурации геологических пластов в отсутствие углеводородного коллектора.
Этот этап анализа, в общем случае называемый нормализацией, обычно осуществляется с помощью фоновых данных. Фоновые данные специфичны для области разведки и могут быть получены различными способами. Один из них состоит в моделировании ЭМ разведки, осуществляемой для получения данных разложения по моде TM с помощью модели фоновой конфигурации геологических пластов. Фоновая модель должна быть как можно ближе к фактической фоновой структуре в области разведки. Сравнение данных разложения по моде TM с фоновыми данными обеспечивает данные разности, чувствительные к возможному наличию, протяженности и местоположению геологического углеводородного коллектора, внедренного в фоновую конфигурацию геологических пластов. Например, если данные разложения по моде TM хорошо совпадают с фоновыми данными, наличие заглубленного углеводородного слоя маловероятно. Если же имеются различия, т.е. аномалии, в данных разложения по моде TM по сравнению с фоновыми данными, например повышенная амплитуда сигнала на приемнике, это можно количественно оценить как указание на заглубленный углеводородный коллектор. Различие в аномалиях при разных горизонтальных разнесениях обеспечивает информацию о глубине и протяженности углеводородного коллектора. Например, если различия между данными разложения по моде TM и фоновыми данными заметны только при больших горизонтальных разнесениях источник - приемник, это, скорее всего, свидетельствует о сравнительно глубоком залегании углеводородного коллектора. Аналогично, нарушение непрерывности в данных разложения по моде TM как функция горизонтального разнесения, скорее всего, свидетельствует о наличии границы или края углеводородного коллектора в месте нарушения непрерывности.
Фоновые модели, пригодные для использования при формировании фоновых данных, можно получать по-разному.
Один способ получения информации, необходимой для построения подходящей фоновой модели, предусматривает использование традиционных методов электромагнитной разведки на основе MT. Как отмечено выше, эти методы позволяют получать информацию о крупномасштабных фоновых резистивных структурах, несмотря на то, что они, в общем случае, не позволяют непосредственно обнаруживать углеводородные коллекторы.
Другой способ получения информации, необходимой для построения подходящей фоновой модели, предусматривает использование данных разведки CSEM. Как отмечено выше, именно составляющая моды TE передаваемого сигнала, может обеспечивать информацию о фоновой структуре в разведке CSEM. Данные отклика моды TE можно получать из линейных комбинаций градиентов в данных электрического или магнитного поля, аналогичных приведенным для моды TM в Уравнениях 7 и 8.
E
x
E
y
y
x
Уравнение 9, показанное на фиг.13A, задает линейную комбинацию градиента в данных электрического поля, измеренного по y, относительно x (т.е. ∂/∂), и градиента в данных электрического поля, измеренного по x относительно y (т.е. ∂/∂). Уравнение 9 задает данные комбинированного отклика, которые включают в себя только зависимость от моды TE, но не зависимость от моды TM.
B
x
B
y
x
y
Уравнение 10, показанное на фиг.13B, задает линейную комбинацию градиента в данных магнитного поля, измеренного по x относительно x (т.е. ∂/∂), и градиента в данных магнитного поля, измеренного по y относительно y (т.е. ∂/∂).
Уравнение 10 также задает данные комбинированного отклика, которые включают в себя только зависимость от моды TE, но не зависимость от моды TM.
Данные комбинированного отклика, заданные Уравнением 9, называются данными разложения по электрической моде TE, и данные комбинированного отклика, показанные в Уравнении 10, называются данными разложения по магнитной моде TE.
HC
non
HC
На фиг.12B показан график, который аналогичен показанному на фиг.12A и который можно понять из него. Однако тогда как на фиг.12A отображаются данные для разложений по электрической моде TM, вычисленных для моделей геологических пластов, показанной на фиг.11A и 11B, на фиг.12B отображаются данные для разложений по электрической моде TE, вычисленных для тех же моделей конфигурации геологических пластов. Кривая, вычисленная для конфигурации пластов геологического углеводородного резервуара, показанной на фиг.11A, обозначена TE, и кривая для конфигурации геологических пластов с повышающимся удельным сопротивлением, показанной на фиг.11B, обозначена TE. Очевидно, что данные разложения по моде TE, вычисленные для модели углеводородного коллектора, сильно отличаются от данных разложения по моде TE, вычисленных для модели повышающегося удельного сопротивления.
Таким образом, получение данных разложения по моде TE, наподобие заданных в Уравнениях 9 и 10, может содействовать проведению различия между разными конфигурациями геологических пластов, например, показанными на фиг.11A и 11B, которые обеспечивают сходные отклики для разложения по моде TM. Когда это сделано, после обеспечения данных разложения по моде TM (заданных Уравнением 7 или 8) и данных разложения по моде TE (заданных Уравнением 9 или 10), их можно анализировать по аналогии с методами анализа, применяемыми к традиционным данным CSEM на линии наблюдения (когда преобладает отклик TM) и с поперечным выносом (когда преобладает отклик TE).
Однако заметим, что в условиях мелководья использование разложений по моде TE с целью облегчения различения разных крупномасштабных фоновых структур сталкивается с теми же трудностями, которые связаны с вышеописанной составляющей атмосферной волны. Влияние составляющей атмосферной волны можно до некоторой степени снизить, используя сравнительно низкочастотные ЭМ сигналы. Низкочастотные сигналы менее подвержены ослаблению при прохождении через геологические пласты, поэтому составляющая атмосферной волны не столь преобладает в ЭМ полях, индуцируемых на приемнике передатчиком HED, возбуждаемым низкочастотным переменным током. Благодаря этому низкочастотные сигналы позволяют получать информацию о крупномасштабных фоновых резистивных структурах, необходимую для формирования фоновой модели. (Низкочастотные сигналы не столь полезны при непосредственной идентификации тонких резистивных слоев вследствие пониженного пространственного разрешения, связанного с их большими длинами волны.)
В других случаях область разведки уже очень хорошо охарактеризована предыдущей разведкой. Например, в продуктивном/й нефтяном месторождении или нефтеносной провинции, скорее всего, имеется большой объем сейсмических и каротажных данных. В этих случаях фоновые модели можно вычислять из модели горных пород. Модель горных пород можно построить на основании сейсмических данных, после чего присваивать удельные сопротивления различным компонентам структуры горных пород с использованием удельных сопротивлений, полученных из каротажных данных. (В отсутствие непосредственно применимых каротажных данных можно оценивать значения удельного сопротивления путем сравнения с данными удельного сопротивления из близлежащих скважин в сходных геологических структурах). Этот метод получения для построения подходящей фоновой модели особенно пригоден для применения в существующих нефтяных месторождениях, например для мониторинга долгосрочного истощения месторождений.
При осуществлении мониторинга истощения может оказаться достаточным непосредственно сравнивать данные разложения по моде TM, взятые в разные моменты времени, например, с разрывом в несколько недель или месяцев, без использования модели горных пород. Другими словами, используемые фоновые данные - это данные из предыдущих аналогичных разведок. Различия в данных разложения по моде TM, взятые в разные моменты времени, указывают на изменения в углеводородном коллекторе, произошедшие между моментами времени взятия данных. Таким образом, подобного рода сравнение обеспечивает полезное устройство мониторинга. Таким образом, данные разложения по моде TM, взятые в более ранний момент времени, эффективно действуют как фоновые данные для сравнения с данными разложения по моде TM, взятыми в более поздний момент времени.
На фиг.14A схематически показан вид сверху иллюстративного детектора 40, который можно использовать в приемнике 125 в ходе разведки CSEM, наподобие показанного на фиг.6. Детектор 40 позволяет получать данные разложения по электрической моде TM. Детектор 40 содержит два ортогональных плеча. Плечо x 42 задает направление x, а плечо y 44 задает направление y. Плечо x 42 поддерживает четыре электрода, обозначенные Vx1, Vx2, Vx3 и Vx4. Плечо y 44 поддерживает другие четыре электрода, обозначенные Vy1, Vy2, Vy3 и Vy4. Электроды подключены к традиционной схеме (не показана) для измерения и регистрации электрического потенциала каждого электрода. Электроды из соответствующих пар, Vx1 и Vx2, образуют первую пару, Vx3 и Vx4 образуют вторую пару, Vy1 и Vy2 - третью, и Vy3 и Vy4 - четвертую. Каждая пара разнесена на одно и то же расстояние δ, и средние точки пар на одном и том же опорном плече разнесены на расстояние Λ.
E
x
x
Измерения электрического потенциала Vx1 и Vx2 (соответствующего электрическим потенциалам, измеренным на соответствующим образом обозначенных электродах на фиг.14A) позволяют измерять составляющую x напряженности электрического поля в средней точке между Vx1 и Vx2, (т.е. ). Аналогичное измерение составляющей x электрического поля можно производить между электродами Vx3 и Vx4, (т.е. ). Таким образом, можно определить градиент ∂/∂, заданный как . Аналогичное вычисление можно производить для электродов на плече y для получения измерения разложения по электрической моде TM, заданного Уравнением 7 следующим образом:
Здесь показано лишь приблизительное равенство, поскольку предполагается линейность градиентов. В случае, когда градиенты нелинейны в пределах длины детектора, появляется небольшая неточность, обусловленная тем, что градиенты потенциалов и градиенты электрических полей не выбраны в одном и том же месте (т.е. в средних точках соответствующих пар электродов и в средней точке детектора, соответственно).
На фиг.14B схематически показан вид сверху другого иллюстративного детектора 50, который позволяет получать данные разложения по электрической моде TM. Детектор 50, опять же, содержит плечо x 52 и ортогональное плечо y 54. Плечо x 52 поддерживает два электрода, обозначенные Vx1 и Vx2. Плечо y 54 поддерживает другие два электрода, обозначенные Vy1 и Vy2. Центральные электрод (т.е. общий для обоих плеч), обозначенный Vc, расположен в центре детектора. Каждый из электродов Vx1, Vx2, Vy1 и Vy2 удален от центрального электрода Vc на одно и то же расстояние Λ. Детектор, показанный на фиг.14B, можно рассматривать как модификацию детектора, показанного на фиг.14A, в которой электроды Vx2, Vx3, Vy2 и Vy3 детектора 40, показанного на фиг.14A, совпадают (т.е. δ = Λ) и, таким образом, обеспечивают одно и то же измерение электрического потенциала Vc. Таким образом, используя детектор 50, показанный на фиг.14B, разложение по электрической моде TM, заданное Уравнением 7, можно вычислить следующим образом:
На фиг.14C схематически показан вид в перспективе иллюстративного детектора 60, который можно использовать в приемнике 125 в ходе разведке CSEM, наподобие показанного на фиг.6. Детектор 60 позволяет получать данные разложения по магнитной моде TM. Детектор 60 содержит два ортогональных плеча. Плечо x 62 задает направление x, а плечо y 64 задает направление y. Плечо x 62 поддерживает две традиционные катушки для получения данных магнитного поля, обозначенные Cx1 и Cx2. Катушки размещены в плоскости xz. Плечо y 64 поддерживает другие две катушки, обозначенные Cy1 и Cy2, размещенные в плоскости yz. Катушки подключены к традиционной схеме (не показана) для измерения и регистрации плотности магнитного потока через каждую катушку. Таким образом Cx1 измеряет первое магнитное поле By1 в направлении y, Cx2 измеряет второе магнитное поле By2 в направлении y, Cy1 измеряет первое магнитное поле Bx1 в направлении x, и Cy2 измеряет второе магнитное поле Bx2 в направлении x. Центры катушек на каждом плече разнесены на одно и то же расстояние Λ. Таким образом, используя детектор 60, показанный на фиг.14C, разложение по магнитной моде TM, заданное Уравнением 8, можно вычислить следующим образом:
На фиг.14D схематически показан вид сверху иллюстративного детектора 70, который можно использовать для получения данных разложения по электрической моде TE. Детектор 70 содержит два ортогональных плеча. Плечо x 72 задает направление x, а плечо y 74 задает направление y. Плечо x 72 поддерживает четыре электрода, обозначенные Vx1, Vx2, Vx3 и Vx4. Плечо y 74 поддерживает другие четыре электрода, обозначенные Vy1, Vy2, Vy3 и Vy4. Как и в детекторе 40, показанном на фиг.14A, электроды подключены к традиционной схеме (не показана) для измерения и регистрации электрического потенциала каждого электрода. Электроды располагаются парами на противоположных концах плеч. Каждая пара разнесена на одно и то же расстояние δ, и средние точки пар на одном и том же опорном плече разнесены на одно и то же расстояние Λ. Детектор 70 позволяет измерять подходящие градиенты в электрическом поле, благодаря чему разложение по электрической моде TE, заданное Уравнением 9, можно вычислить следующим образом:
На фиг.14E схематически показан вид в перспективе иллюстративного детектора 80, который позволяет получать данные разложения по магнитной моде TE. Детектор 80 содержит ортогональные плечи 62 и 64. Каждое поддерживает две катушки для получения данных магнитного поля, обозначенные Cx1, Cx2, Cy1 и Cy2. Детектор 80 аналогичен показанному на фиг.14C, за исключением того, что каждая катушка повернута на 90 градусов вокруг вертикальной оси. Таким образом, Cx1 измеряет первое магнитное поле Bx1 в направлении x, Cx2 измеряет второе магнитное поле Bx2 в направлении x, Cy1 измеряет первое магнитное поле By1 в направлении y, и Cy2 измеряет второе магнитное поле By2 в направлении y. Опять же, центры катушек на каждом плече разнесены на одно и то же расстояние Λ. Таким образом, используя детектор 80, разложение по магнитной моде TE, заданное Уравнением 10, можно вычислить следующим образом:
Очевидно, что многие другие конфигурации детекторов также позволяют измерять надлежащие горизонтальные градиенты в данных электрического и/или магнитного поля, благодаря чему можно получать вышеописанные разложения по электрической и/или магнитной моде, TE и/или TM. Очевидно также, что в некоторых разведках приемники могут включать в себя детекторы, пригодные для измерения других комбинаций данных комбинированного отклика. Например, в базовой разведке можно использовать для простоты только детектор, наподобие показанного на фиг.14A или 14B, для измерения только данных разложения по электрической моде TM. В другой разведке можно аналогично использовать только детектор, наподобие показанного на фиг.14C, для получения данных разложения по магнитной моде TM. Однако для обеспечения улучшенной статистики выборок приемники, применяемые в другой разведке, должны иметь детекторы для получения данных разложения как по электрической, так и по магнитной моде TM. Кроме того, в разведках, где TE данные нужно использовать для обеспечения данных фоновой структуры, нужно использовать приемник, имеющий детекторы для получения всех четырех разложений, заданных в Уравнениях 7, 8, 9 и 10.
В порядке примера рассмотрим анализ поведения детектора наподобие показанного на фиг.14A для получения данных разложения по электрической моде TM.
На фиг.15A показано схематическое представление в градации серого абсолютной величины модельных данных разложения по электрической моде TM, полученных в расчете на единицу дипольного момента источника, как функции позиции в 10-км квадратной области морского дна согласно модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.11A. Данные, опять же, масштабированы на разнесение передатчик - приемник для обеспечения эквивалентного электрического поля. Данные смоделированы для матрицы приемников, размещенных с 200-м разнесением на правильной декартовой сетке, заданной осями A и B. Передатчик HED является точечным диполем, расположенным в A = B = 0, причем его ось диполя параллельна оси A, и возбуждается сигналом возбуждения переменного тока на частоте 0,25 Гц. Предположим, что детектор каждого приемника ориентирован так, что направление x параллельно оси A для всех приемников. Электроды детектора размещены так, что Λ = 1 м (см. фиг.14A). При практической разведке значение δ выбирается достаточно большим, чтобы точность измерения позволяла измерять ожидаемую абсолютную величину градиента на парах электродов. Для данных, показанных на фиг.15A, δ выбрано пренебрежимо малым.
Фиг.15B соответствует фиг.15A, но демонстрирует идеальный отклик согласно теоретической модели, использующей точечные детекторы (т.е. Λ = δ = 0).
Фиг.15C и 15D аналогичны фиг.15A и 15B, но демонстрируют фазу модельных данных разложения по электрической моде TM, а не их абсолютную величину.
Из фиг.15A-D следует, что конечная протяженность детекторов не оказывает значительного влияния на модельные данные по сравнению с данными, полученными для идеальных точечных детекторов.
Кривая, обозначенная Λ = 1 м на фиг.16A, показывает ошибку, выраженную в процентах, ε в модельных данных, показанных на фиг.15A по сравнению с данными на фиг.15B, как функцию дальности (т.е. разнесения источник - приемник) для приемников на одной линии с осью диполя (т.е. как функцию A, для B = 0). Кривые, обозначенные Λ = 5 м, Λ = 10 м, Λ = 25 м и Λ = 50 м показывают аналогичные кривые для больших значений Λ (как обозначено). В каждом случае, за исключением нарушения непрерывности вблизи источника, ошибка, выраженная в процентах, составляет менее 1%. Это также справедливо для всех азимутов за исключением близких к максимальному, ϕ = 90 градусов, для которых разложение по электрической моде TM для одномерной (1D) земли равно нулю по абсолютной величине. Фиг.16B аналогична фиг.16A, но демонстрирует данные фазы, а не данные абсолютной величины. Опять же, ошибки, выраженные в процентах, существенно меньше 1%. Эти фигуры демонстрируют, что подход к разведке CSEM на основе разложения по моде TM легко реализовать с использованием реальных детекторов конечных размеров.
Фиг.17A, 17B, 18A и 18B аналогичны фиг.15A, 15B, 15C и 15D соответственно, и понятны из них. Однако тогда как на фиг.15A-15D показано модельное разложение по моде TM для матрицы приемников, имеющей Λ = 1 м, причем ось x каждого из них размещена параллельно оси A (т.е. также параллельно оси диполя), на фиг.17 и 18 показаны модельные данные для Λ = 10 м и произвольной ориентацией каждого приемника.
На фиг.19A и 19B показаны ошибки, выраженные в процентах, ε в модельных данных, показанных на фиг.17A и 18A, по сравнению с показанными на фиг.17B и 18B соответственно как функция дальности для приемников на одной линии с осью диполя. Опять же, за исключением нарушения непрерывности вблизи источника, ошибка, выраженная в процентах, фактически равна 0% для всех приемников. Это опять же справедливо для всех азимутов (кроме ϕ = 90 градусов). Это демонстрирует, что, как отмечено выше, ориентация оси x и y каждого приемника относительно азимута приемника не влияет на вычисления разложения по моде TM. Большое преимущество подхода на основе разложения по моде TM заключается в отсутствии необходимости регистрировать или учитывать ориентацию развертываемого детектора.
Фиг.20A и 20B аналогичны фиг.19A и 19B, но демонстрируют ошибки, выраженные в процентах, связанные с детекторами, наподобие показанного на фиг.14A, с Λ = 10 м, но с асимметрией, полученной параллельным переносом на 3 м по обеим осям x и y (т.е. плечи x и y не пересекаются в их центре) по сравнению с данными идеального отклика. Очевидно, что, хотя ошибки, выраженные в процентах, сравнительно велики для малых дальностей (т.е. где градиенты поля наиболее велики), за пределами 1 км все ошибки меньше 5%. Это показывает, что данные разложения по моде TM сравнительно устойчивы к конкретным позициям электродов в детекторе.
Фиг.21A и 21B аналогичны фиг.20A и 20B, но демонстрируют ошибки, выраженные в процентах, связанные с детекторами наподобие показанного на фиг.14A, с Λ = 10 м, но с произвольно меняющимся углом между плечами x и y каждого из детекторов (т.е. их плечи не являются в точности ортогональными) по сравнению с данными идеального отклика. Отклонения от ортогональности для детекторов, образующих матрицу приемников, обычно распределяются со стандартным отклонением в 1 градус. Ошибки получаются немного больше, чем с асимметрией плеч, полученной параллельным переносом (показанные на фиг.20A и 20B), но в целом менее 10%. Это показывает, что разложение по моде TM также сравнительно нечувствительно к эффектам, возникающим, например, вследствие вибраций в плечах детектора.
Вышеприведенный анализ демонстрирует применимость разложений по моде TM, базирующихся на горизонтальных градиентах в электромагнитном поле, к 1D земным структурам, т.е. пластам бесконечной горизонтальной протяженности. В действительности, земля трехмерна, и это может означать, что вклады мод TM и TE в детектируемые сигналы смешиваются более сложным образом, чем в случае простой 1D земли. 3D земля обычно содержит геологические пласты, которые можно моделировать 3D структурами, внедренными в 1D фон. Если 3D структура, внедренная в 1D структуру, сравнительно мала, то разложение по моде TM будет другим, чем для исключительно 1D структуры, в позиции внедренной структуры. Таким образом, в данных возникает артефакт, указывающий местоположение 3D структуры. Если 3D структура имеет больший размер, то разложение по моде TM демонстрирует артефакт на границе внедренной структуры. Это значит, что подход на основе разложения по моде TM может быть мощным инструментом для обнаружения краев углеводородных коллекторов.
На фиг.22A показан схематический вид в разрезе по вертикали 3D модели конфигурации геологических пластов. Также показаны передатчик 22 HED и приемник 125. 3D модель конфигурации геологических пластов включает в себя разрез морского дна 6 под толщей морской воды 4 глубиной 120 метров, имеющей удельное сопротивление 0,3 Ом·м. Пласты под морским дном 6 содержат углеводородный коллектор 90 конечной протяженности и в иных отношениях к однородной фоновой структуре 92, бесконечной по горизонтали и полубесконечной по вертикали. Однородная фоновая структура имеет удельное сопротивление 1 Ом·м. Углеводородный коллектор конечной протяженности имеет вертикальную толщину 50 м и форму квадрата 6000 м × 6000 м в горизонтальной плоскости, причем его верхняя граница находится в 1575 м под морским дном, и коллектор имеет удельное сопротивление 100 Ом·м.
На фиг.22B показан схематический вид в разрезе по горизонтали через центр углеводородного коллектора 90 конечной протяженности в 3D модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.22A. Проекция позиции передатчика 22 обозначена крестиком 94.
На фиг.23A показано схематическое представление в градации серого абсолютной величины модельных данных разложения по электрической моде TM, полученных в расчете на единицу дипольного момента источника, как функции позиции в 14-км квадратной области морского дна согласно 3D модели конфигурации геологических пластов, показанной на фиг.22A и 22B. Данные, опять же, масштабированы на разнесение передатчик-приемник для обеспечения эквивалентного электрического поля. Как и на фиг.15A, данные смоделированы для правильной квадратной матрицы приемников, размещенных с 200-м разнесением на декартовой сетке, заданной осями A и B. Передатчик HED является точечным диполем, расположенным в A = -5 км, B = 0 км, причем его ось диполя параллельна оси A. Передатчик возбуждается сигналом возбуждения переменного тока на частоте 0,25 Гц. Позиция заглубленного углеводородного коллектора конечной протяженности показана на схеме белой линией. Края квадратного коллектора параллельны осям A и B и расположены в A = -6 км и 0 км и B = -3 км и 3 км. Таким образом, передатчик находится в 1 км внутрь от левой границы коллектора, как показано на фиг.23A.
Фиг.23B аналогичен фиг.23A, но демонстрирует фазу модельных данных разложения по электрической моде TM, а не их абсолютную величину.
3D
1D
Кривая, обозначенная TM на фиг.24A, отображает модельные данные, показанные на фиг.23A как функцию дальности (т.е. разнесения источник-приемник) для приемников на одной линии с осью диполя (т.е. как функцию A, для B = 0). Кривая, обозначенная TM, демонстрирует аналогичные модельные данные для конфигурации геологических пластов, аналогичной показанной на фиг.22A, но в которой углеводородный коллектор имеет бесконечную горизонтальную протяженность (т.е. для 1D модели). Фиг.24B аналогична фиг.24A, но отображает данные фазы, а не данные абсолютной величины. На фиг.24A и фиг.24B, положения границ коллектора в A = -6 км (левая граница) и A = 0 км (правая граница) указаны пунктирными линиями.
Можно видеть, что, несмотря на трехмерный характер модели геологических пластов, разложение по моде TM по-прежнему работает, и данные комбинированного отклика незначительно засоряются атмосферной волной. Дополнительно, из фиг.24A следует, что край коллектора в A = 0 км генерирует артефакт в данных непосредственно над ним. По сравнению со случаем отсутствия краев (т.е. 1D моделью), можно видеть, что краевой эффект состоит в локальном увеличении сигнала разложения по моде TM. За краем сигнал 1D разложения по моде TM больше благодаря продолжающемуся влиянию заглубленного резистивного углеводородного коллектора. В трехмерном случае, на дальностях, соответствующих приемникам вне коллектора, влияние коллектора ослабевает в силу его ограниченной горизонтальной протяженности между передатчиком и приемником, и, таким образом усиление сигнала становится меньше. Для меньших расстояний от передатчика (т.е. по любую сторону от A = -5 км на фиг.24A) две кривые аналогичны. Причина в том, что ни одна из них не чувствительна к заглубленному коллектору (который залегает на глубине 1575 м) для малых смещений.
Артефакт менее заметен в данных фазы, показанных на фиг.24B. Небольшое расхождение между кривыми можно видеть над краем в A = 0 км, и за ним, как и ожидалось, фаза для 1D модели уходит вперед быстрее (т.е. градиент меньше). Это объясняется тем, что резистивный углеводородный коллектор проходит дальше между передатчиком и приемниками в 1D модели по сравнению с 3D моделью для дальностей вне коллектора.
Фиг.25A и 25B аналогичны фиг.23A и 23B и понятны из них. Однако, тогда как на фиг.23A и 23B показана абсолютная величина и фаза (относительно сигнала передатчика) данных разложения по моде TM, на фиг.25A и 25B показаны данные, нормализованные к однородной фоновой конфигурации геологических пластов (т.е. как показано на фиг.22A, но без углеводородного коллектора 90). Это делается аналогично описанному выше со ссылкой на фиг.10A и 10B. Таким образом, отношение данных разложения по моде TM, показанных на фиг.23A, к данным, соответствующим фоновой модели, графически представлено на фиг.25A, а соответствующие различия в фазе - фиг.25B. Артефакт на краю коллектора отчетливо виден на фиг.25A как яркая область рядом с краями коллектора (опять же, указанная белым квадратом).
Фиг.26A и 26B аналогичны фиг.24A и 24B и понятны из них, но отображают нормализованные данные, соответствующие фиг.25A и 25B, а не данные, показанные на фиг.23A и 23B. Артефакт, связанный с краем коллектора, на обеих фигурах указан стрелкой, обозначенной E.
Из фиг.26A следует, что сигналы разложения по моде TM для модели, показанной на фиг.22A и соответствующей 1D модели, начинают отличаться от сигналов для однородной фоновой модели (отсутствия коллектора) при смещении относительно передатчика около 3 км (т.е. A = -2 км). Это проявляется в отклонении от единицы обеих кривых в этом месте. Причина в том, что при смещении 3 км, данные становятся чувствительными к углеводородному коллектору, залегающему на глубине около 1,5 км. Соответствующее поведение также наблюдается для фазы, графически представленной на фиг.26B. За пределами этого смещения и вблизи края можно наблюдать тенденцию к увеличению и отставанию по фазе данных разложения по моде TM на краю по сравнению со случаем 1D модели конфигурации геологических пластов.
Фиг.27A и 27B аналогичны фиг.23A и 24A соответственно и понятны из них. Однако тогда как на фиг.23A и 24A данные разложения по моде TM масштабированы дальностью (т.е. умножены на расстояние от передатчика до приемника) для обеспечения эквивалентного электрического поля, на фиг.27A и 27B данные разложения по моде TM масштабированы кубом дальности. Это компенсирует рассеяние энергии, связанное со сферическим расхождением. Артефакт, связанный с краем, еще более заметен, и эффекты при азимутах, близких к 90 градусам, также более отчетливы (фиг.27A).
Фиг.28A и 28B аналогичны фиг.27A и 27A соответственно и понятны из них, но в них данные разложения по моде TM масштабированы четвертой степенью дальности (т.е. эквивалентное электрическое поле масштабировано кубом дальности). Краевой артефакт на этих фигурах еще более заметен.
Ясно, что подход на основе разложения по моде TM позволяет не только выявлять наличие геологического углеводородного коллектора, но также позволяет выявлять края заглубленного коллектора конечной протяженности.
Понятно, что, хотя вышеприведенное описание в большей степени сосредоточено на данных разложения по электрической моде TM, данные разложения по магнитной моде TM ведут себя, в широком смысле, аналогичным образом, и в равной степени могут применяться в практической разведке CSEM.
Кроме того, очевидно также, что хотя вышеприведенное описание основано на градиентах в горизонтальном электрическом поле, воспринимаемых на приемнике, ввиду принципа обратимости, в равной степени можно применять схемы, основанные на градиентах, взятых от источника. Для этого можно использовать множественные передатчики с горизонтальным электрическим диполем с соответствующим фазовым сдвигом между ними. Это называется обратными конфигурациями (хотя, конечно, не имеет значения, какую конфигурацию называть прямой, а какую обратной).
На фиг.29A и 29B схематически показан вид сверху иллюстративной конфигурации передатчика, который можно использовать в качестве источника в ходе разведки CSEM. Для простоты передатчики, связанные с измерениями градиента по осям x и y, показаны отдельно на фиг.29A и 29B соответственно, и мы будем их называть первой и второй парой передатчиков соответственно. Для сравнения, соответствующие конфигурации, связанные с детектором, показанным на фиг.14A, представлены в верхней половине каждой фигуры, тогда как иллюстративные конфигурации передатчика показаны в нижних половинах.
На фиг.29A показаны первый (Tx1) и второй (Tx2) выровненные по x передатчики с горизонтальным электрическим диполем для распространения сигналов, подлежащих приему детектором с горизонтальным электрическим диполем (D). Эта конфигурация меняет местами дипольные детекторы, образованные парами электродов Vx1 и Vx2, и Vx3 и Vx4, показанные в верхней половине фиг.29А (и фиг.14A), и единый дипольный передатчик T, используемый в конфигурации детекторов, показанной на фиг.14A. Центры передатчиков Tx1 и Tx2 разнесены на Λ, а электроды V1 и V2, образующие детектор D, на δ. Передатчики Tx1 и Tx2 показаны разнесенными по оси x, однако в других примерах они могут до некоторой степени перекрываться.
На фиг.29B показаны первый (Ty1) и второй (Ty2) выровненные по y передатчики с горизонтальным электрическим диполем для распространения сигналов, подлежащих приему детектором с горизонтальным электрическим диполем (D). Эта конфигурация меняет местами дипольные детекторы, образованные парами электродов Vy1 и Vy2, и Vy3 и Vy4, показанные в верхней половине фиг.29В (и фиг.14A). Опять же, центры передатчиков Ty1 и Ty2 разнесены на Λ.
Вычисление горизонтального градиента по x составляющей x электрического поля можно производить, предписывая Tx1 и Tx2 одновременно распространять сигналы со сдвигом фазы π. Измерение градиента является сигналом, измеренным детектором D и деленным на разнесение между передатчиками Λ. Разность фаз π между сигналами передатчиков автоматически обеспечивает измерение, представляющее разность откликов передатчиков. Альтернативно, передатчики Tx1 и Tx2 можно возбуждать в два разных момента времени (или одновременно на разных частотах, если отклик не сильно зависит от частоты), что позволяет разделять отклики на каждый передатчик и получать разность между ними. Вычисление горизонтального градиента по y составляющей y электрического поля аналогично производится путем предписания Ty1 и Ty2 одновременно распространять сигналы со сдвигом фазы π и деления измеренного сигнала на Λ.
В силу принципа обратимости эти измерения градиента соответствуют описанным выше в связи с Уравнением 7, и аналогичный анализ можно применить к данным для получения сходных результатов.
Один вопрос с этой обратной конфигурацией состоит в том, что первую и вторую пары передатчиков нельзя возбуждать на одной и той же частоте в одно и то же время. Причина в том, что все вычисления градиента будут влиять друг на друга. Поэтому данные следует собирать либо в двух фазах в разные моменты времени, либо одновременно на разных частотах. Благодаря этому детектор сможет разделять сигналы, связанные с соответствующими парами передатчиков. Если изменение связи между передатчиками и детекторами сильно зависит от частоты, предпочтительно собирать данные из первой и второй пары передатчиков в разные моменты времени. Для этого можно сначала собирать электромагнитные данные с использованием первой пары передатчиков, а затем с использованием второй пары передатчиков, например, путем мультиплексирования с разделением по времени. По аналогии с рассмотренными выше искаженными геометриями приемника необязательно, чтобы центры первой и второй пар передатчиков находились строго в одном и том же положении (или следовали по одной и той же траектории в ходе буксировки). Центры могут быть смещены без значительного влияния на разложение по TM. Важнее, чтобы передатчики, содержащие первую и вторую пары передатчиков, были практически параллельными.
Второй вопрос встает, когда ориентация детектора не выровнена относительно диполей передатчика матрицы источников. Для обеспечения оптимальных результатов в этом случае относительные позиции каждого передатчика должны быть адаптированы так, чтобы линия, соединяющая центры передатчиков первой пары передатчиков, была параллельна диполю детектора. Позиции передатчиков, представляющих собой вторую пару передатчиков, должны быть адаптированы аналогичным образом. Соответственно, если ориентация детектора не контролируется, относительные позиции передатчиков должны быть упорядочены для обеспечения наилучших результатов.
На фиг.30 показана другая обратная конфигурация передатчика, позволяющая решать вопросы, возникающие в связи с обратной конфигурацией, показанной на фиг.29A и 29B. Конфигурация содержит источник, образованный восемью дипольными передатчиками (T1-T8), и приемник, содержащий один монопольный электродный детектор V (т.е. датчик потенциала). В этой конфигурации все передатчики возбуждаются одновременно. Передатчики T1, T4, T5 и T8 возбуждаются синфазно друг с другом. Передатчики T2, T3, T6 и T7 возбуждаются со сдвигом фазы π относительно передатчиков T1, T4, T5 и T8. Разложение по моде TM задается как
где V - сигнал, измеряемый на детекторе потенциала, и Λ и δ -разнесения между передатчиками, показанными на фиг.30. В этом примере передатчик имеет высокую степень симметрии, хотя на практике не обязательно, чтобы все разнесения для всех пар передатчиков были одинаковы.
Поскольку разложение по моде TM можно получать для всех передатчиков, одновременно распространяющих сигнал, нет необходимости собирать данные в разные моменты времени или на разных используемых частотах. Дополнительно, поскольку детектор является простым датчиком потенциала, не возникает вопросов, связанных с ориентацией детекторов относительно передатчиков. Дополнительно, поскольку на приемнике необходим только один канал детектирования, возникает меньше вопросов, касающихся калибровки. В итоге разложение по моде TM (т.е. суммирование двух горизонтальных градиентов, показанных в Уравнении 7) измеряется и суммируется физически посредством конфигурации передатчик - детектор, а не математически.
Матрицу передатчиков в обратной конфигурации вышеописанного вида можно реализовать в практической разведке CSEM путем обеспечения трех морских кос, буксируемых катером или подводной лодкой, например, наподобие показанного на фиг.6. Это можно делать с помощью традиционного оборудования морских кос, направляемых "параванами", как это делается, например, при сейсмической разведке. Альтернативно, все передатчики можно буксировать один за другим.
Очевидно, что, хотя выше описана обратная конфигурация для разложения по электрической моде TM (см. Уравнение 7), подобные обратные конфигурации можно также создавать для разложения по магнитной TM (Уравнение 8) и разложений по моде TE (Уравнения 9 и 10) с использованием соответствующих магнитных/электрических диполей.
Для традиционной разведки CSEM на основе геометрического разложения откликов по модам TE и TM, наиболее надежные данные собираются с помощью приемников, расположенных в сравнительно узких диапазонах азимута, например, в пределах ±15 градусов от линии наблюдения для моды TM и в пределах ±15 градусов от положения поперечного выноса для моды TE. Причина в том, что при промежуточных азимутах, например 45 градусов, моды TM и TE вносят значительный вклад в детектируемый сигнал и поэтому можно измерять только смешанный отклик. Поскольку наиболее точные данные получаются только на азимутах, для которых одна мода преобладает над другой, разведки могут быть сравнительно неэффективными при сборе их данных. Однако вышеописанные данные разложения по моде TM могут обеспечивать надежные данные в значительно более широких диапазонах азимута. Причина в том, что, хотя интенсивность сигнала разложения по моде TM снижается с увеличением азимута (вследствие ее зависимости от cos(ϕ)), вклада моды TE все еще не существует. Соответственно, например, на азимуте 45 градусов, хотя абсолютная величина сигнала разложения по моде TM уменьшается в  раз по сравнению с наблюдаемым для ориентаций по линии наблюдения, при условии, что сигнал достаточно силен для измерения, он все же может обеспечивать указание отклика геологических пластов на моду TM, не загрязненного модой TE. Это позволяет собирать полезные данные в более широком диапазоне азимутов, чем это возможно при традиционной разведке и поэтому обеспечивает более эффективные разведки. При условии, что передатчик обеспечивает достаточно сильный сигнал, чтобы абсолютная величина данных разложения по моде TM была достаточно велика по сравнению с любым шумом, полезные данные можно получать для любого азимута.
Следует понимать, что, хотя вышеприведенное описание относится к буксируемому передатчику HED, способ также можно применять к неподвижной установке. Например, способ можно использовать для мониторинга изменений в углеводородном коллекторе, из которого добывается углеводород. В таких случаях целесообразно использовать один (или несколько) передатчик(ов) HED в фиксированных позициях относительно матрицы приемников, вместо того, чтобы предпринимать частые разведки путем буксировки. Передатчик(и) HED могут быть, например, заанкерованы на морском дне или подвешены на нефтедобывающей платформе, в других примерах передатчик(и) HED могут быть размещены в горизонтальной скважине, например в геотехнической скважине. В случае продуктивного нефтяного месторождения геологические структуры, скорее всего, уже хорошо известны из предыдущих геофизических разведок и результатов бурения. Действительно, предыдущую геофизическую и геологическую информацию из нефтяного месторождения можно использовать для построения вышеописанной фоновой модели.
Хотя вышеприведенное описание сосредоточено на применении вариантов осуществления изобретения к углеводородным коллекторам, очевидно, что вышеописанные методы также можно использовать для других разведок CSEM. Причина в том, что разведка CSEM чувствительна к геоэлектрическим свойствам земли (например, к электрическому удельному сопротивлению геологических пластов), и, в частности, не к углеводородным коллекторам. Поэтому варианты осуществления изобретения в равной степени применимы к разведке на другие резистивные или проводящие тела (т.е. имеющие удельное сопротивление, отличное от фоновых окружающих пластов), а не только для прямого обнаружения углеводородов.
Варианты осуществления изобретения можно применять, например, к построению структурных карт солевых или базальтовых тел, а также, где в земле присутствуют более проводящие пласты, например, кремнистые отложения. В этих случаях техника и математика (включающая в себя разложения для решения проблемы мелкой воды), по сути, представляют собой одно и то же.
Помимо разведки на нефть и газ, примеры конкретных условий изыскания, в которых могут быть полезны методы разведки CSEM наподобие вышеописанных, включают в себя:
Морские газогидраты. Изучение газогидратных отложений представляет интерес по разным причинам. Во-первых, их желательно избегать при бурении морского дна. Причина в том, что они могут привести к нестабильности геологических пластов и к коллапсу морского дна, и поскольку их высвобождение в атмосферу может нанести урон окружающей среде, т.к. они являются источником мощных парниковых газов. Во-вторых, такие гидраты являются потенциальным источником энергии. Морские газогидраты обычно существуют в нескольких сотнях метров под морским дном. Их удельные сопротивления изменяются в зависимости от содержания гидрата, но обычно составляют порядка 2-6 Ом·м. При применении вышеописанных подходов к разведке на морские газогидраты более высокие частоты и меньшие смещения (более чувствительные к мелкой структуре) будут предпочтительными в ходе сбора данных CSEM.
Соляные тела: в условиях изысканий нефти может представлять интерес картографирование соляных тел. Такие соляные тела обычно имеют большую протяженность (несколько километров не является чем-то необычным), имеют высокое удельное сопротивление (от нескольких сотен Ом·м до тысячи Ом·м) и могут иметь толщину от нескольких сотен метров до более километра. Совершенно естественно, что углеводородные коллекторы можно найти вблизи соляных тел или под ними. Однако картографирование соляных тел может представлять сложную техническую задачу, если пользоваться традиционными сейсмическими методами, поскольку, хотя можно, в целом, очертить верхнюю границу тел, они вызывают высокую степень сейсмического рассеяния, что может затруднить определение их боковых и нижних сторон. Это приводит к неопределенностям в интерпретации. В таких обстоятельствах методы морской разведки CSEM могут обеспечивать ценную дополнительную информацию о протяженности соляного тела.
По аналогичным причинам данные CSEM также можно использовать в дополнение к более традиционным методам изыскания в областях, где в разрезе присутствуют интрузивные вулканические слои.
Наконец, следует понимать, что изобретение применимо также к разведке на пресную воду, например больших озер или эстуариев, поэтому упоминания морского дна, морской воды и т.д. не следует считать ограничениями и следует интерпретировать как включающие в себя дно озера, дно реки и т.д. Действительно, применимость изобретения к условиям мелководья позволяет идеально использовать его для разведки мелких озер.
Литература
1. GB 2382875 A.
48
2. MacGregor, L. M. & Sinha, M.C. Use of marine controlled source electromagnetic sounding for sub-basalt exploration. Geophysical Prospecting, , 2000, 1091-1106.
3. WO 02/14906 Al.
135,
4. MacGregor, L.M., Constable, S.C. & Sinha, M.C. The RAMESSES experiment III: Controlled source electromagnetic sounding of the Reykjanes Ridge at 57°45' N. Geophysical Journal International, 1998, 773-789.
20
5. 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, , 2002, 144-152.
21
6. Ellingsrud, 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, , 2002, 972-982.
87
7. Chave, A. D. & Cox, C. S., Controlled electromagnetic sources for measuring electrical conductivity beneath the oceans, 1. Forward problem and model study. J. Geophys. Res., , 5327-5338, 1982.
63
8. Constable, S.C., Orange, A., Hoversten, M., Morrison, H.F., Marine magnetotellurics for petroleum exploration Part 1: A seafloor equipment system, Geophysics, , 1998, 816-825.
9. US 5,770,945.
10. GB 2402745 A.