海洋油气勘探中可控源电磁探测法_CSEM_的发展与启示
海洋油气资源地球物理勘探方法概述
海洋油气资源地球物理勘探方法概述柴祎;曾宪军【摘要】在海洋油气资源的勘探中,传统而单一的物探方法在面对越来越复杂的勘探对象时显得越来越力不从心.随着海洋油气资源勘探程度的加深,各种海洋油气资源勘探方法应运而生.本文详细介绍了海上油气资源地球物理勘探的各种技术和方法,并分析比较了各自的优缺点.【期刊名称】《气象水文海洋仪器》【年(卷),期】2014(031)003【总页数】5页(P112-116)【关键词】海洋地球物理勘探;地震勘探;海洋电磁勘探【作者】柴祎;曾宪军【作者单位】广州海洋地质调查局,广州510760;广州海洋地质调查局,广州510760【正文语种】中文【中图分类】P738.3地球物理勘探是指通过观测地球物理场的时空分布规律，来探测地下岩层不同物理参数的差异，进而寻找地下能源矿产的方法。
现在采用的方法主要有地震勘探、电磁勘探、放射性勘探等。
本文主要概述了用于海洋油气勘探的海洋地震勘探和海洋电磁勘探，并在总结归纳的基础上比较了各自的优缺点。
地震勘探是利用岩层之间弹性参数差异，利用检波器接受经地下岩层反射或者折射回来的地震波来研究地下岩层构造与岩性的方法，是当前应用的最广泛的勘探方法。
海上地震勘探的发展分为两个阶段[1]。
第一个阶段为上世纪30年代初至50年代末。
一开始只是把陆地地震勘探的方法设备简单地应用到海上地震勘探；到了40年代，得益于海上无线电技术的发展和压电式检波器的应用，施工开始摆脱陆上方法，作业海域可以离岸相对远，但是所使用的还是炸药震源，另外观测系统也不太准；50年代开始海上地震勘探形成了一套连续作业的方法，但是排列依然较短，效率依然较低，不过在此期间，开始使用电火花作为震源勘探浅层岩层。
第二阶段从60年代到现在。
从60年代开始，海上地震勘探发展异常迅速，海上地震勘探技术和勘探装备发生了深刻的变化。
这一阶段的发展主要有以下特征：首先非炸药震源开始在海上应用，并且气枪震源和气爆很快占主导地位；其次计算机开始广泛应用于海上地震勘探，计算机改变了导航定位的方式，不再由导航员进行人工计算，而直接由计算机控制船的航速和方位进入测线，精准激发震源，并实施采集作业，而后不久，随着GPS开始应用，导航系统更加精准，而且没有地域限制；再次是电缆、检波器等勘探装备性能得到了极大提高，勘探施工方法向三维和多次覆盖以及多波勘探发展，勘探对象也从简单构造勘探走向储集层的岩性勘探。
海洋地球物理观测技术在海洋资源勘探中的应用
海洋地球物理观测技术在海洋资源勘探中的应用海洋是地球最广阔的领域之一，蕴藏着丰富的资源潜力。
然而，由于其深远和复杂的特性，对海洋资源的勘探一直是一个具有挑战性的任务。
随着科技的进步，海洋地球物理观测技术得到了广泛应用，并显著推动了海洋资源勘探的发展。
海洋地球物理观测技术是指利用物理手段对海洋内部和周边环境进行观测、探测和监测的技术手段。
它主要包括声学观测技术、电磁观测技术和重力观测技术。
下面将详细介绍这些观测技术在海洋资源勘探中的应用。
声学观测技术是利用声波在水中传播的特性进行观测和探测的技术手段。
其中，声纳技术是一种常用的声学观测技术。
通过发射声波信号，并接收和分析回波信号，可以测量海底地形、海水中的生物和地质特征等信息。
这对于海洋石油和天然气勘探中的钻井、钻孔以及蓄积构造研究具有重要意义。
电磁观测技术是利用电磁波在海水中的传播和反射等特性进行观测和探测的技术手段。
其中，电磁感应法是一种常用的电磁观测技术。
通过测量海底和水下沉积物的电阻率、磁导率、电磁响应等物理参数，可以推断出地下的油气、矿产和热液等资源的分布情况。
这对于海洋矿产资源勘探、海底沉积物的成因和演化研究等提供了重要依据。
重力观测技术是利用地球的重力场和物体间的引力作用进行观测和探测的技术手段。
在海洋资源勘探中，重力观测技术广泛应用于测量海底地形的重力异常、油气藏的重力异常等。
通过分析重力异常的特征，可以判断出潜在的油气藏和矿产资源分布的可能性，从而指导海洋资源的开发和勘探工作。
除了上述的声学观测技术、电磁观测技术和重力观测技术，海洋地球物理观测技术还包括磁观测技术、地电观测技术等。
这些观测技术在海洋资源勘探中的应用，不仅拓宽了研究手段，提高了勘探效率，还为制定科学的开发策略和资源评价提供了可靠的依据。
总的来说，海洋地球物理观测技术在海洋资源勘探中发挥着重要作用。
它们通过对海洋内部和周边环境进行准确观测，为海洋资源的勘探提供了科学的依据和技术支持。
可控源电磁法观测参数
可控源电磁法观测参数电磁法是一种非常重要的地球物理勘探方法，它通过测量地下的电磁场信息来推断地下的地质构造、矿产资源等信息。
其中一种电磁法观测方法即为可控源电磁法（Controlled-Source Electromagnetic, CSEM），它通过激发地下电磁场来实现地下结构的探测。
本文将从激发源、测量参数等方面进行论述，探讨可控源电磁法观测参数的重要性和影响因素。
一、激发源参数在可控源电磁法中，激发源是指产生电磁场的电流源或电压源。
常见的激发源有垂直方向放电、水平方向放电、直流源以及振荡器等。
激发源参数对观测结果有着重要影响。
1.1 激发源频率激发源的频率决定了电磁波的穿透深度和信号分辨率。
高频率的激发源能够提供较高的分辨率，但对地下较浅层的探测能力较差；低频率的激发源具有较好的穿透性，可以达到较深的探测深度。
因此，在实际应用中需要根据勘探目标和场地条件选择适当的激发源频率。
1.2 激发源电流强度激发源电流强度决定了电磁波的辐射功率。
较大的电流强度可以提供较强的电磁信号，增强信号与噪声比，有利于测量信号的提取。
然而，过大的电流强度可能会造成地下介质非线性效应和环境干扰，因此需要根据具体情况选择适当的激发源电流强度。
二、测量参数除了激发源参数外，测量参数也对可控源电磁法观测结果具有重要影响。
常见的测量参数包括接收器间距、观测时间、接收器数量等。
2.1 接收器间距接收器间距决定了电磁波场的取样密度和信噪比。
短间距能够提高采样密度，增强信号分辨率，但也增加了工作量和数据处理的难度。
相反，较大的间距可以减少工作量，但降低了信号分辨率。
在实际应用中需要综合考虑勘探需求和经济因素选择合适的接收器间距。
2.2 观测时间观测时间决定了可控源电磁法的信号稳定性和噪声水平。
较长的观测时间可以提高信号与噪声比，减小随机误差的影响，但也增加了勘探周期。
因此，需要根据具体场地条件和勘探目标合理选择观测时间。
2.3 接收器数量接收器数量直接影响电磁波场信息的采集范围和分析精度。
起伏地形的2.5维主轴各向异性海洋CSEM反演研究
第46卷 第2期2024年3月物探化探计算技术C O M P U T I N G T E C H N I Q U E S F O R G E O P H Y S I C A L A ND GE O C H E M I C A L E X P L O R A T I O NV o l .46 N o .2M a r .2024文章编号:1001-1749(2024)02-0197-09起伏地形的2.5维主轴各向异性海洋C S E M 反演研究覃金生(东华理工大学地球物理与测控技术学院,南昌 330013)摘 要:笔者利用O C C A M 方法实现了M P I 并行的2.5维海洋C S E M 反演算法㊂正演采用基于非结构网格的有限元方法,在精确模拟海底起伏地形和构造模型的同时,对核心区域和扩展区域进行不同尺度的剖分以减少反演参数㊂水平海床和起伏海床的理论模型算例表明,沿测线发射的2.5维剖面数据对垂直各向异性模型的恢复效果优于水平各向异性模型㊂复杂海底地形模型的试算结果表明,带地形沉积层的存在会对反演结果产生较大影响,在实际资料解释中应该引起重视㊂关键词:海洋可控源电磁;起伏地形;反演;各向异性中图分类号:P 631 文献标志码:A D O I :10.3969/j.i s s n .1001-1749.2024.02.09收稿日期:2023-08-11作者简介:覃金生(1999-),男,硕士,主要研究方向为地球物理电磁勘探,E -m a i l :2116205112@q q.c o m ㊂0 引言近二十年是海洋勘探技术发展的黄金时期,作为海洋地震勘探的有效辅助手段,海洋可控源电磁方法(M a r i n e C o n t r o l l e d S o u r c e E l e c t r o m a gn e t i c M e t h o d ,M C S E M )被广泛应用于海底油气资源与深部地质构造的探测[1-3]㊂我国对M C S E M 的研究及其应用起步较晚,数值模拟方面仍以二维和三维各向同性为主㊂但由于海洋油气成藏环境的复杂性,使得储层在宏观上往往呈现电导率各向异性特征[4-5],此时,在二维地质构造假设条件下,各向同性的2.5维反演算法并不能适应这种模型,往往难以准确反映储层特征㊂因此,从物理模型的适应性出发,在现阶段2.5维反演技术作为主流的条件下,对反演算法进行拓展以支持各向异性介质反演是极其必要的,可综合对比同性和异性反演结果,有效提升解释的可靠性,并有望通过各向异性参数的反演恢复对储层电性解释提供更多参考㊂近年来,海洋可控源电磁各向异性介质影响的研究受到了广大学者的关注㊂罗鸣等[6-7]详细分析了海洋覆盖层和高阻储层电阻率各向异性对电磁场响应的影响,并在此基础上实现了一维垂直各向异性的频率域海洋可控源数据的反演;M a s n a gh e t t i 等[8]对2.5维海洋可控源电磁垂直各向异性介质反演进行分析研究,结果表明必须将o f f l i n e 数据考虑在内可以充分恢复水平电阻率分量;K e y 等[9]和R a m a n a n ja o n a 等[10]实现了2.5维垂直各向异性介质条件下的M C S E M 反演研究;W i i k 等[11]年采用基于电磁场的积分方程的对比源方法实现了垂直各向异性介质的M C S E M 三维反演,指出垂直各向异性介质反演对弱异常的识别更加有效;N e w m a n 等[12]㊁彭荣华等[13]㊁赵宁等[14]和M o r t e n 等[15]采用不同的正演求解方法分别实现了V T I 介质的M C -S E M 三维反演㊂在各向异性条件下,海床地形和沉积层往往会对反演结果产生影响,而该方面的研究工作还相对较少,需要进一步的探索㊂笔者对起伏地形2.5维海洋可控源电磁各向异性问题进行反演研究,为精确模拟海底起伏地形和地质构造模型,采用非结构三角网格进行剖分,同时对核心区域和扩展区域分别采用不同网格尺寸进行剖分,确保计算精度的条件下减小计算工作量㊂采用基于M P I 并行的O c c a m 反演方法[16-17],对不同情况下的各向异性模型分别进行试算㊂1 主轴各向异性正演理论海洋电磁勘探利用的频率范围通常为0.01H z~10H z ,满足准静态条件(σ≫ωε),因此求解电磁场时可忽略位移电流的影响㊂此时可建立以下频率域电磁场控制方程(取时间因子e-i ωt):浣ˑE -i ωμH =0(1)浣ˑH -σE =J s(2)其中,E 为电场强度;H 为磁场强度;J s 为电性激励源的电流密度矢量;σ为模型电导率;μ取真空磁导率μ0(不考虑介质的磁导率变化)㊂在主轴各向异性反演研究中,介质的电导率只有三个沿坐标轴方向的分量,其张量形式可表示为:σ=σx0 00 σy00 0 σz(3)假设地质体走向为x 方向,σ张量只沿坐标轴y ㊁z 方向变化,沿走向不变,此时由于场源为三维响应,所以海洋可控源电磁主轴各向异性问题是一个2.5维问题㊂考虑到海洋可控源电磁勘探多场源的特性以及复杂地形的影响,采用直接求解总场的方法,在直角坐标系中,对式(1)和式(2)沿走向进行傅里叶变换并展开得到如下方程:∂E ^z ∂y -∂E ^y∂z =i ωμ0H ^x (4)∂E ^x∂z-i k x E ^z =i ωμ0H ^y (5)i k x E ^y -∂E ^x∂y=i ωμ0H ^z (6)∂H ^z∂y-∂H ^y∂z-σxE ^x =J ^x (7)∂H ^x∂z-i k x H ^z -σyE ^y =J ^y (8)i k x H ^y -∂H ^x∂y-σz E ^z =J ^z(9)其中,k x 是x 方向上的空间波数,J ^x ㊁J ^y 和J ^z 代表波数域中场源电流密度沿直角坐标系的坐标轴分量㊂结合方程(4)~(9),可得到以下微分方程:∂∂y (σy λy ∂E ^x ∂y )+∂∂z (σz λz ∂E ^x ∂z )-∂∂y (i k x λy ∂H ^x ∂z )+∂∂z (i k x λz ∂H ^x ∂y )-σx E ^x =-∂∂y (i k x λy J ^y )-∂∂z (i k x λz J ^z )+J ^x(10)∂∂y (C λz ∂H ^x ∂y )+∂∂z (C λy∂H ^x ∂z )-∂∂y (i k x λz ∂E ^x ∂z )+∂∂z (i k x λy ∂E ^x ∂y )-C H ^x =-∂∂y (C λz J ^z )+∂∂z (C λyJ ^y )(11)其中,C =i ωμ0,λy =k 2x -i ωμ0σy ,λz =k 2x -i ωμ0σz ㊂为尽量准确模拟海床起伏,在正演计算区域Ω内使用非结构有限单元法数值求解以上控制方程的边值问题,式(10)和(11)的加权余量积分如下:ʏΩA 1㊃δE ^x d Ω=ʏΩf 1㊃δE ^x d Ω(12)ʏΩA 2㊃δH ^x d Ω=ʏΩf 2㊃δH ^x d Ω(13)其中,A 1㊁A 2分别为方程(10)㊁(11)的左端项,f 1㊁f 2分别为方程(10)㊁(11)的右端场源项㊂假设n y㊁n z 表示单元边界外法线与坐标轴之间夹角的三角函数,利用格林公式[18],结合方程(12)和(13),方程(10)㊁(11)变为:-ʏΩ(σy λy ∂E ^x ∂y ∂δE ^x ∂y +σz λz ∂E ^x ∂z ∂δE ^x ∂z -i k x λy ∂H ^x ∂z ∂δE ^x ∂y +i k x λz ∂H ^x ∂y ∂δE ^x ∂z )d Ω+ɥΓ(σy λy ∂E ^x ∂y δE ^x n y +σz λz ∂E ^x ∂z δE ^x n z -i k x λy∂H ^x ∂z δE ^x n y +i k x λz ∂H ^x ∂y δE ^x n z )d Γ-ʏΩσx E ^x δE ^x d Ω=ʏΩ(i k x λyJ ^y ∂δE ^x ∂y+i k x λzJ ^z∂δE ^x ∂z+J ^x δE ^x )d Ω-ɥΓ(i k x λyJ ^y δE ^x n y +i k x λzJ ^z δE ^x n z )d Γ(14)-ʏΩ(C λz ∂H ^x ∂y ∂δH ^x ∂y +C λY ∂H ^x ∂z ∂δH ^x ∂z -i k x λz ∂E ^x ∂z ∂δH ^x ∂y +i k x λy ∂E ^x ∂y ∂δH ^x ∂z )d Ω+ɥΓ(C λz ∂H ^x ∂y δH ^x n y +C λy891 物探化探计算技术46卷∂H ^x∂z δH ^x n z -i k x λz ∂E ^x ∂z δH ^x n y +i k x λy ∂E ^x ∂y δH ^x n z )d Γ-ʏΩC H ^x δH ^x d Ω=ʏΩ(C λzJ ^z∂δH ^x ∂y-C λyJ ^y ∂δH ^x ∂z)d Ω-ɥΓ(C λz J ^z δH ^x n y -C λyJ ^yδH ^x n z )d Γ(15)采用开源代码T r i a n g l e 程序[19]构建模型的非结构有限单元网格,将区域Ω离散为多个三角单元,对每个单元的式(14)㊁(15)分别积分并联立为线性方程组㊂采用P a r d i s o 直接求解器求解该方程组即可得到波数域的电磁场解E ^x 和H ^x ,再通过傅里叶反变换即可得到空间域电磁场值㊂2 O c c a m 反演O c c a m 反演算法是基于正则化思想的最小二乘方法[20-22],它对以下无约束最优化问题求极小:U =μR m 2+ W (d -F (m )) 2(16)其中,m 是n 维模型参数向量;R 为粗糙度算子矩阵;μ是正则化算子,用于平衡模型粗糙度与数据拟合差,若μ取值较大,反演结果倾向于结果的光滑,反之则更倾向于拟合数据;W 是对拟合差的对角加权矩阵;d 为观测数据矢量;F (m )为模型m 对应的正演响应㊂对于这里所研究的主轴各向异性模型,模型向量可表示为:m =m x m ym z(17)其中,m x =(σx 1,σx 2, ,σx i ),表示第i 个剖分单元内电导率的x 分量㊂则模型粗糙度可表示为:R m 2= R m x 2+ R m y 2z 2'2()其中,标量λ为各向异性惩罚项,m '=m y m z m x T㊂对于第k 次迭代模型m k ,使目标函数(16)充分下降的迭代式取以下形式:m k +1=m k +μR T R +(W J k )T W J k -1ˑ(W J k )T W d ^-μR TRm k (19)其中,拟合残差向量d ^=d -F (m k )㊂电磁反演工作会消耗大量的计算成本,尤其是在各向异性情况下,二维海洋C S E M 各向异性反演是一个非常耗时㊁耗内存的计算过程,需要根据计算平台应用合理的并行加速技术[23]㊂由于海洋可控源电磁正演各频率的方程相互独立,具有良好的并行性质,因此目前的并行加速方案多采用O p e n M P 或M P I 按频率并行的方案[24]㊂其中,M P I 协议(M e s s a g e P a s s i n g In t e r f a c e P a r a l l e l P r o t o c o l )为进程级并行编程协议,每个进程都有独立的存储空间,可适应于集群环境[25-26],能够实现大规模反演问题的加速计算㊂本文将不同场源㊁不同频率和不同接收位置的计算任务进行合理分配,在个人计算机上实现了M P I 并行加速计算㊂3 模型算例3.1 海床水平地形模型如图1(a )所示,模型y 方向水平向右,z 方向垂直向下,顶部空气层电阻率设定为1ˑ1012Ω㊃m ,中间海水层深度为1k m ,电阻率为0.3Ω㊃m ,海底沉积层中含有一个4k mˑ1k m 的高阻油气储层,其顶部埋深2.5k m ㊂通过水平电偶源沿测线进行激发,发射频率采用0.1H z 和1.0H z,在海底上方50m 处-6k m<y <6k m 范围内设置了11个发射场源,在海底上方0.1m 处-8k m<y <8k m 范围内布设了个接收器㊂图1 水平地形模型F i g .1 H o r i z o n t a l t o p o g r a p h y mo d e l 9912期覃金生:起伏地形的2.5维主轴各向异性海洋C S E M 反演研究该模型储层取两种各向异性参数:①储层为V T I 介质,水平方向和垂直方向的电阻率分别为20Ω㊃m 和100Ω㊃m ;②储层为H T I 介质,x 方向和y 方向的电阻率分别为20Ω㊃m 和100Ω㊃m ,沉积层电阻率均为1.0Ω㊃m ㊂对于沉积层,同样取两种各向异性参数:①沉积层为V T I 介质,水平方向和垂直方向的电阻率分别为1.0Ω㊃m 和5.0Ω㊃m ;②沉积层为H T I 介质,x 方向和y 方向的电阻率分别为1.0Ω㊃m 和5.0Ω㊃m ,储层电阻率均为100Ω㊃m ㊂正演计算得到的模型电磁场分量的幅值与相位,在添加4%的随机高斯噪声之后,作为反演计算所需的观测数据㊂反演初始模型如图1(b)所示,仅对-6.5k m ੭y ੭6.5k m ,0k m ੭z ੭6.5k m 的目标区域进行精细网格剖分,而远离求解目标的扩展区域则选择粗网格进行剖分,且空气层和海水层作为固定参数不参与反演计算,共生成4927个三角单元和2556个节点,反演初始模型电阻率设定为1.0Ω㊃m ,并将反演过程的电阻率值限制在㊃㊃范围内以获得更为准确的结果㊂上述模型的反演结果如图2所示,图中的白色圆点和三角为布设的发射器和接收器㊂由图2可见,储层为各向异性介质时,反演结果清晰恢复了储层的电阻率㊁位置和形态特征,且垂直各向异性模型的恢复效果比水平各向异性模型的恢复效果要好,更接近真实模型㊂沉积层为垂直各向异性介质时,储层会变薄,并向水平方向延伸,同时在其周围出现伪影㊂沉积层为水平各向异性介质时,储层会向垂直方向拉伸,且在下方出现了虚假低阻异常㊂图3为海床水平地形模型的反演均方根拟合差(R M S )和粗糙度(R o u g h n e s s )随迭代过程的变化曲线㊂当迭代进行到第10次时,四种模型已开始收敛到了真实模型附近,表明该反演方法真实有效㊂同时,从图可知,沉积层为各向异性介质时,模型收敛速度较慢㊂在粗糙度变化曲线图中,随着迭代次数的增加,模型的粗糙度在总体上逐渐增大,与R M S 呈现出相反的变化趋势㊂图2 水平地形模型反演结果图3 R M S 和R o u g h n e s s 随迭代次数的变化F i g .3 V a r i a t i o n o f R M S a n d R o u gh n e s s w i t h i t e r a t i o n t i m e s 002 物探化探计算技术46卷3.2海床起伏地形模型设计如图4(a)的海洋模型以分析起伏地形下的各向异性反演效果㊂海水层深度为455.59m~ 1167.69m,电阻率为0.3Ω㊃m,储层的大小㊁位置以及场源的激发㊁接收装置的布设均与上述的水平地形模型一致㊂同样构建储层与沉积层各向异性介质模型,参数设置与上述的海床水平地形模型一致,此处不再重复叙述㊂反演初始模型如下图4(b)所示,对-6.5k m< y<6.5k m,0k m<z<6.5k m的目标区域进行精细三角网格剖分,共生成5063个三角单元和2629个节点,反演初始模型电阻率设定为1.0Ω㊃m,反演结果如图5所示㊂由图5(a)和图5(b)可以看出,在起伏地形条件下,同样可以较为准确地恢复储层的电阻率值㊁位置和形态特征,且垂直各向异性模型的恢复效果要优于水平各向异性模型㊂由图5(c)可见,沉积层为垂直各向异性介质时,储层范围在垂直方向上有所缩减,在水平方向上的延伸更为明显,同时在其周围也出现了 伪影 ㊂图5(d)中,储层位置相比于真实模型有所偏移,且向垂直方向拉伸,在其下方出现了虚假低阻异常和分层现象㊂由此可以判断,起伏地形对储层各向异性模型的影响较小,而对沉积层各向异性模型的影响较大㊂图6为海底起伏地形模型的R M S和R o u g h-n e s s随迭代过程的变化曲线㊂对比这四种模型的R M S变化曲线可以看出,沉积层为各向异性介质时,其收敛速度较慢,需要更多次的迭代计算㊂粗糙度变化曲线图中,相比于海床水平地形模型,沉积层为各向异性介质时对应的粗糙度曲线有较大幅度的起伏变化㊂图4起伏地形模型F i g.4 U n d u l a t i ng t o p o g r a p h y m o d el图5起伏地形模型反演结果F i g.5I n v e r s i o n r e s u l t s o f u n d u l a t i n g t o p o g r a p h y m o d e l 1022期覃金生:起伏地形的2.5维主轴各向异性海洋C S E M反演研究图6 R M S 和R o u gh n e s s 随迭代次数的变化F i g .6 V a r i a t i o n o f R M S a n d R o u gh n e s s w i t h i t e r a t i o n t i m e s 3.3 海底复杂模型如图7(a )所示,沉积层1和2中各自含有一个油气储层A 和B ,底下中间层和底部基岩部分均为各向同性介质,电阻率分别为20Ω㊃m 和1000Ω㊃m ㊂采用与上述模型相同的观测方式,构建储层各向异性介质模型:①储层为V T I 介质时,A 的垂直电阻率和水平电阻率分别为500Ω㊃m 和100Ω㊃m ,B 的垂直电阻率和水平电阻率分别为100Ω㊃m 和20Ω㊃m ;②储层为H T I 介质时,A 在x 方向和y 方向的电阻率分别为100Ω㊃m 和500Ω㊃m ,B 在x 方向和y 方向的电阻率分别为20Ω㊃m 和100Ω㊃m ,沉积层1和2的电阻率分别为1Ω㊃m 和5Ω㊃m ;同样构建沉积层各向异性介质模型:①沉积层为V T I 介质时,沉积层1在垂直方向和水平方向的电阻率分别为1.0Ω㊃m 和0.1Ω㊃m ,沉积层2在垂直方向和水平方向的电阻率分别为5.0Ω㊃m 和1.0Ω㊃m ;②沉积层为H T I 介质时,沉积层1在x 方向和y 方向的电阻率分别为0.1Ω㊃m 和1.0Ω㊃m ,沉积层2在x 方向和y 方向的电阻率分别为1.0Ω㊃m 和5.0Ω㊃m ,A 和B 的电阻率分别为500Ω㊃m 和100Ω㊃m ㊂反演初始模型如下图7(b )所示,对-7.5k m <y<7.5k m ,0k m <z <7.5k m 的目标区域进行精细三角网格剖分,反演初始模型电阻率设定为1.0Ω㊃m㊂图7 复杂地形模型F i g .7 C o m p l e x t o p o g r a p h y mo d e l 海底复杂地形模型的反演结果如图8所示,从图来看,该方法对于在复杂海底环境下的各向异性模型反演都有较好的效果㊂对比图8(a )和图8(b)可看出,当储层为水平各向异性介质时,虽然对位置和轮廓的还原度较好,但电阻率值的恢复与真实模型偏差较大,说明储层为垂直各向异性介质时的模型恢复效果更好㊂此外,这两种模型的反演结果对地层界面的恢复都较为准确㊂从图8(c)可以看出,沉积层为垂直各向异性介质时,储层范围在垂直方向上有所缩减,同时沉积层与中间层之间的分界面反映不够准确,与真实模型存在较大偏差㊂图8(d)中,地层分界面的还原程度较好,但在储层周围和中间层中都出现了虚假异常㊂202 物探化探计算技术46卷由此可以判断,沉积层为水平各向异性时,虽然对地层分界的影响较小,但是容易在目标体周围及各向同性介质地层内出现 伪影 ,影响对地质资料的准确判断㊂图9为海底复杂地形模型的反演R M S和R o u g h n e s s随迭代过程的变化曲线㊂图8复杂地形模型反演结果F i g.8I n v e r s i o n r e s u l t s o f c o m p l e x t o p o g r a p h y m o d el图9 R M S和R o u g h n e s s随迭代次数的变化F i g.9 V a r i a t i o n o f R M S a n d R o u g h n e s s w i t h i t e r a t i o n t i m e s四种各向异性介质模型的反演结果均收敛到了真实模型附近㊂与海床水平地形模型和海床起伏地形模型相比,复杂地形模型中,当沉积层为各向异性介质时,需要更多次的迭代计算以达到最佳拟合㊂在粗糙度变化曲线图中,沉积层为各向异性介质时的模型粗糙度变化比上述两种模型的粗糙度变化大得多㊂4结论笔者针对主轴各向异性问题开展非结构有限元的海洋可控源电磁反演研究,通过模型算例表明了该方法真实有效㊂考虑储层和沉积层分别为各向异性介质的情况,并构建了相应的海床水平地形模型和复杂地形模型进行试算,分析不同情况下的反演效果㊂通过对比反演结果,得出以下结论:1)场源沿测线进行激发的情况下,垂直各向异性模型的恢复效果要优于水平各向异性模型㊂2)海床为起伏地形时,沉积层各向异性介质会对反演结果造成很大影响,容易出现储层在形态和位置上的偏差,并在其周围出现虚假异常㊂3)对于存在多个地层的复杂海底环境,沉积层的垂直各向异性性质会影响对海底地层界面的标定302 2期覃金生:起伏地形的2.5维主轴各向异性海洋C S E M反演研究划分,而当沉积层为水平各向异性介质时,反演结果会在油气储层周围及其底下的中间层产生 伪影 ,影响对海洋油气资源勘探资料的正确分析和解释㊂因此,对海洋地质资料的处理与解释的过程中,海底地层及异常体的各向异性性质是不可忽视的,随着海洋开发事业的深入,全方位的海洋可控源电磁各向异性介质反演工作仍需要更为深入的研究㊂参考文献:[1] C O N S T A B L E S,S R N K A L J.A n i n t r o d u c t i o n t om a r i n e c o n t r o l l e d-s o u r c e e l e c t r o m a g n e t i c m e t h o d s f o rh y d r o c a r b o n e x p l o r a t i o n[J].G e o p h y s i c s,2007,72(2):3-12.[2] C O N S T A B L E S.T e n y e a r s o f m a r i n e C S E M f o r h y-d r o c a r b o ne x p l o r a t i o n[J].G e o p h y s i c s,2010,75(5):67-81.[3] C H E N K,J I N G J E,Z H A O Q X,e t a l.S u b m a r i n ec o n t r o l l a b l e s o u r c e e l e c t r o m a g n e t i c r e c e i v e r a nd i t sa p p l i c a t i o n i n h y d r a t e e x p l o r a t i o n[J].C h i n e s e J o u r n a lo f G e o p h y s i c s,2017,60(11):4262-4272. [4]C A R A Z Z O N E J J,B U R T Z O M,G R E E N K E,e t a l.T h r e e d i m e n s i o n a l i m a g i n g o f m a r i n e C S E M D a t a[J].S E G T e c h n i c a l P r o g r a m E x p a n d e d A b s t r a c t s,2005,24(24):575.[5] R A M A N A N J A O N A C,M A C G R E G O R L,A N D RÉI SD.S e n s i t i v i t y a n d i n v e r s i o n o f m a r i n e e l e c t r o m a g n e t i cd a t a i n a ve r t i c a l l y a n i s o t r o p i c s t r a t if i e d e a r t h[J].G e-o p h y s i c a l P r o s p e c t i n g,2011,59(2):341-360. [6]罗鸣,李予国.一维电阻率各向异性对海洋可控源电磁响应的影响研究[J].地球物理学报,2015,58(8): 2851-2861.L U O M,L I Y G.E f f e c t s o f t h e e l e c t r i c a n i s o t r o p y o nm a r i n e c o n t r o l l e d-s o u r c e e l e c t r o m a g n e t i c r e s p o n s e s[J].C h i n e s e J o u r n a l o f G e o p h y s i c s,2015,58(8): 2851-2861.(I n C h i n e s e)[7]罗鸣,李予国,李刚.一维垂直各向异性介质频率域海洋可控源电磁资料反演方法[J].地球物理学报, 2016,59(11):4349-4359.L U O M,L I Y G,L I G.F r e q u e n c y-d o m a i n i n v e r s i o n o f m a r i n e C S E M d a t a i n o n e-d i m e n s i o n a l v e r t i c a l l y a n i-s o t r o p i c s t r u c t u r e s[J].C h i n e s e J o u r n a l o f G e o p h y s i c s, 2016,59(11):4349-4359.(I n C h i n e s e) [8] M A S N A G H E T T I L,C E C I F.A n a l y s i s o f t h e s e n s i-t i v i t y t o a n i s o t r o p y o f C S E M d a t a u s i n g2.5D m o d e l-i n g a n d i n v e r s i o n[C]//S E G T e c h n i c a l P r o g r a m E x-p a n d e d.2010:614-618.[9] K E Y K,D U Z,M A T T S S O N J,e t a l.A n i s o t r o p i c2.5D i n v e r s i o n o f t o w e d s t r e a m e r E M d a t a f r o m t h r e eN o r t h S e a f i e l d s u s i n g p a r a l l e l a d a p t i v e f i n i t e e l e m e n t s[J].A G U F a l l M e e t i n g A b s t r a c t s,2014.D O I:10.3997/2214-4609.20140730.[10]R A M A N A N J A O N A C,M A C G R E G O R L.2.5D i n-v e r s i o n o f C S E M d a t a i n a v e r t i c a l l y a n i s o t r o p i c e a r t h[J].J o u r n a l o f P h y s i c s:C o n f e r e n c e S e r i e s,2010,255(1):012004.[11]W I I K T,LØS E T H L O,U R S I N B,e t a l.T I V c o n-t r a s t s o u r c e i n v e r s i o n o f m C S E M d a t a[J].G e o p h y s-i c s,2011,76(1):F65-F76.[12]N E WM A N G A,C O MM E R M,C A R A Z Z O N E J J.I m a g i n g C S E M d a t a i n t h e p r e s e n c e o f e l e c t r i c a l a n i-s o t r o p y[J].G e o p h y s i c s,2010,75(2):F51-F61.[13]彭荣华,胡祥云,韩波.基于高斯牛顿法的频率域可控源电磁三维反演研究[J].地球物理学报,2016,59(09):3470-3481.P E N G R H,H U X Y,H A N B.3D i n v e r s i o n o f f r e-q u e n c y-d o m a i n C S E M d a t a b a s e d o n G a u s s-N e w t o n o p t i m i z a t i o n[J].C h i n e s e J o u r n a l o f G e o p h y s i c s,2016, 59(9):3470-3481.(I n C h i n e s e)[14]赵宁,王绪本,秦策,等.基于V T I各向异性介质的频率域海洋可控源电磁三维约束反演[J].地球物理学报,2017,60(5):1946-1954.Z H A O N,W A N G X B,Q I N C,e t a l.3D f r e q u e n c y-d o m a i n M C S E M c o n s t r a i n e d i n v e r s i o n i n V T I m e d i a[J].C h i n e s e J o u r n a l o f G e o p h y s i c s.2017,60(5): 1946-1954.(I n C h i n e s e)[15]M O R T E N,K.,U R S I N,B.,&B A R K V E D,O.I.3D f u l l-w a v e f o r m i n v e r s i o n o f m a r i n e-s t r e a m e r m u l t i-c o m p o n e n t s e i s m i cd a t a i n V T I me d i a u s i n g d i s t o r t e dB o r n i t e r a t i o n T-m a t r i x m e t h o d[J].G e o p h y s i c s,2018,83(6),R593-R608.[16]C O N S T A B L E S C,P A R K E R R L,C O N S T A B L E CG.O c c a m's i n v e r s i o n:A p r a c t i c a l a l g o r i t h m f o r g e n-e r a t i n g s m o o t h m o d e l sf r o m e l e c t r o m ag n e t i c s o u n d i n gd a t a[J].Ge o p h y s i c s,1987,52(3):289-300.[17]汪茂.M T与C S A M T的二维联合反演和并行算法研究[D].北京:中国地质大学(北京),2015.W A N G M.A s t u d y o f M T a n d C S A M T2-D j o i n t i n-v e r s i o n a n d p a r a l l e l a g o r i t h m[D].B e i j i n g:C h i n a U n i-v e r s i t y o f G e o s c i e n c e s,2015.(I n C h i n e s e) [18]L I Y G,K E Y K.2D m a r i n e c o n t r o l l e d-s o u r c e e l e c t r o-m a g n e t i c m o d e l i n g:P a r t1 A n a d a p t i v e f i n i t e-e l e-m e n t a l g o r i t h m[J].G e o p h y s i c s,2007,72(2):W A51~W A62.[19]S H E W C H U K J R.T r i a n g l e:E n g i n e e r i n g a2D q u a l i t ym e s h g e n e r a t o r a n d D e l a u n a y t r i a n g u l a t o r[M]//A p-402物探化探计算技术46卷p l i e d C o m p u t a t i o n a l G e o m e t r y To w a r d s G e o m e t r i c E n g i n e e r i n g .B e r l i n ,H e i d e l b e r g :S p r i n ge r B e r l i n H e i d e l b e r g,1996:203-222.[20]P A R K E R R L ,D Z I E W O N S K I A M.G e o p h ys i c a l i n -v e r s e t h e o r y [J ].P h y s i c s T o d a y,1995,48(11):92-94.[21]K E Y K .M A R E 2D E M :A 2-D i n v e r s i o n c o d e f o r c o n -t r o l l e d -s o u r c e e l e c t r o m a g n e t i c a n d m a gn e t o t e l l u r i c d a -t a [J ].G e o p h ys i c a l J o u r n a l I n t e r n a t i o n a l ,2016,207(1):571-588[22]Z H D A N O V M S .W a v e f i e l d e qu a t i o n s [M ]//I n v e r s e T h e o r y a n d A p p l i c a t i o n s i n G e o p h ys i c s .A m s t e r d a m :E l s e v i e r ,2015:479-526.[23]都志辉.高性能计算并行编程技术:M P I 并行程序设计[M ].北京:清华大学出版社,2001.D U Z H.P a r a l l e l p r o g r a m m i n g t e c h n o l o g y f o r h i gh p e r f o r m a n c e c o m p u t i n g :M P I p a r a l l e l p r o g r a m m i n g[M ].B e i j i n g :T s i n g h u a U n i v e r s i t y Pr e s s ,2001.(I n C h i n e s e)[24]N E WM A N G A .A r e v i e w o f h i g h -pe rf o r m a n c e c o m -p u t a t i o n a l s t r a t eg i e s f o r m o d e l i n g a n d i m a g i n go f e l e c -t r o m a g n e t i c i n d u c t i o n d a t a [J ].S u r v .G e o p h ys ,2014,35(1):85-100.[25]汪茂,陈霜,谭捍东,等.基于大地电磁二维反演的M P I 并行算法研究[J ].地球物理学进展,2017,32(05):2085-2090.W A N G M ,C H E N S ,T A N H D ,e t a l .S t u d yo n p a r -a l l e l a l g o r i t h m b a s e d o n i n v e r s i o n o f 2D m a gn e t o t e l l u -r i c [J ].P r o g r e s s i n G e o p h ys i c s ,2017,32(5):2085-2090.(I n C h i n e s e)[26]张志勇,谭捍东,王春阳,等.复电阻率法二维正演并行计算研究[J ].物探化探计算技术,2018,40(3):345-352.Z H A N G Z Y ,T A N H D ,W A N G C Y ,e t a l .A s t u d yo n p a r a l l e l c o m p u t a t i o n f o r t w o -d i m e n s i o n a l c o m pl e x r e s i s t i v i t y f o r w a r d m o d e l i n g [J ].C o m p u t i n g Te c h -n i q u e sf o r G e o p h y s i c a l a n d G e o c h e m i c a l E x pl o r a t i o n ,2018,40(3):345-352.(I n C h i n e s e)R e s e a r c h o n 2.5-d i m e n s i o n a l a x i a l l y a n i s o t r o p y ma r i n e C S E M i n v e r s i o n o f u n d u l a t i n g t o p o g r a p h yQ I N J i n s h e n g(S c h o o l o f G e o p h y s i c s a n d M e a s u r e m e n t -C o n t r o l T e c h n o l o g y ,E a s t C h i n a U n i v e r s i t y o f T e c h n o l o g y ,N a n c h a n g330013,C h i n a )A b s t r a c t :A n M P I p a r a l l e l 2.5-d i m e n s i o n a l m a r i n e C S E M i n v e r s i o n a l g o r i t h m w a s i m p l e m e n t e d u s i n gt h e O C C A M m e t h -o d .T h e f o r w a r d m o d e l i n g a d o p t s a f i n i t e e l e m e n t m e t h o d b a s e d o n u n s t r u c t u r e d g r i d s ,w h i c h a c c u r a t e l ys i m u l a t e s t h e s e a b e d 's u n d u l a t i n g t o p o g r a p h y a n d s t r u c t u r a l m o d e l w h i l e m e s h i n g t h e c o r e a n d e x t e n d e d r e gi o n s a t d i f f e r e n t s c a l e s t o r e d u c e i n v e r s i o n p a r a m e t e r s .T h e e x a m p l e s o f h o r i z o n t a l a n d u n d u l a t i n g s e a b e d m o d e l s i n d i c a t e t h a t t h e r e c o v e r y e f f e c t o f t h e v e r t i c a l a n i s o t r o p-i c m o d e l i s b e t t e r t h a n t h a t o f t h e h o r i z o n t a l a n i s o t r o p i c m o d e l u s i n g 2.5-d i m e n s i o n a l p r o f i l e d a t a e m i t t e d a l o n g t h e s u r v e y l i n e .T h e t r i a l r e s u l t s o f c o m p l e x s e a b e d t o p o g r a p h y m o d e l s i n d i c a t e t h a t t h e p r e s e n c e o f s e d i m e n t a r y l a y e r s w i t h t o p o g r a p h y c a n s i g-n i f i c a n t l y i m p a c t t h e i n v e r s i o n r e s u l t s ,w h i c h s h o u l d b e t a k e n s e r i o u s l y i n a c t u a l d a t a i n t e r pr e t a t i o n .K e yw o r d s :m a r i n e c o n t r o l l e d s o u r c e e l e c t r o m a g n e t i c ;u n d u l a t i n g t o p o g r a p h y ;i n v e r s i o n ;a n i s o t r o p y 5022期覃金生:起伏地形的2.5维主轴各向异性海洋C S E M 反演研究。
海洋石油开发中的海洋地球物理勘探技术研究
海洋石油开发中的海洋地球物理勘探技术研究海洋石油资源的勘探开发是近年来能源行业的一个重要课题。
而在海洋石油开发的过程中，海洋地球物理勘探技术起着至关重要的作用，能够为石油勘探提供关键性的数据支持。
本文将探讨海洋石油开发中的海洋地球物理勘探技术，以期为相关领域的研究和实践提供一定的参考。
一、地球物理勘探技术在海洋石油开发中的意义海洋石油资源储量丰富，但开发难度较大。
而地球物理勘探技术作为石油勘探的基础性技术之一，在海洋石油开发中具有不可替代的地位。
通过地球物理勘探技术，可以快速准确地获取水下地质构造、油气藏分布、地层性质等数据，为后续的钻探开发提供科学可靠的依据。
二、海洋地球物理勘探技术的主要方法1. 重力方法重力方法是一种传统的地球物理勘探方法，在海洋领域也得到了广泛应用。
通过测量地球的重力场，可以获取海底地质结构的信息，包括地壳构造、海底形貌等。
利用重力方法可以较为容易地识别潜在的油气藏位置，为后续工作提供指导。
2. 磁法方法磁法方法是利用地球磁场的变化来研究地下岩石构造和性质的一种地球物理勘探方法。
在海洋石油开发中，磁法方法可以通过测量海底磁场的分布情况，判断海底地形和地质构造，为油气勘探提供依据。
3. 地震方法地震方法是目前海洋石油开发中最为常用的地球物理勘探技术之一。
通过布设水下地震探测器，记录地震波在地下不同介质中传播的情况，可以获取地下结构的信息，包括地层分布、岩石性质等。
地震方法在海洋石油勘探中具有较高的分辨率和准确性，被广泛应用于勘探开发工作中。
三、海洋地球物理勘探技术的发展趋势随着海洋石油开发的不断深入，地球物理勘探技术也在不断发展和完善。
未来，海洋地球物理勘探技术将朝着自动化、智能化、高效化的方向发展，通过引入人工智能、大数据等技术手段，提高勘探的效率和准确性。
同时，海洋地球物理勘探技术还将与其他技术手段相结合，形成多元化、综合化的勘探模式，为海洋石油资源的深层勘探和开发提供更好的支持。
海洋地球物理研究现状
1966年6月，海洋所“金星” 号调查船首次进行海底工程钻探取心。1974-1977年海洋地 质调查局在东海开展综合地质-地球物理调查，完成地震、重力、磁力、测深各10000km。
70年代中期—80年代末发展阶段
中国科学院于1974-1975年,在东海布设了一条磁测剖面,编绘了1:300万比例尺的地磁异常 图；于1982-84年, 在东海陆架区和冲绳海槽区,开展以地震测量为主的地球物理调查。
海洋重力勘探
海洋重力测量的发展
20世纪初，一种方法是用改进的迈尼兹摆装在潜艇上做海上重力测量。还有一 种测量方法是用潜水钟，由人带着重力仪随潜水钟下到海底，测量重力值。
20世纪60年代，出现了格拉夫－阿斯卡尼亚弹簧式重力仪和拉科斯特重力仪， 装在调查船上，装有陀螺仪平台，用以消除船舶摇摆的加速度，可以连续测量。
和石油）、硫化氢、细粒沉积物为主要成分的流体以 喷涌或渗漏方式从海底溢出，并产生系列的物理、化 学及生物作用，这种作用及其产物称为冷泉。
海底冷泉作为一种渗漏现象，经常伴随着大量自生碳酸 盐岩、生物群落、泥火山、麻坑、泥底辟等较为宏观的 地质现象，冷泉碳酸盐岩是冷泉的重要标志，同时也 是海底埋藏型天然气水合物形成的重要地质现象，因此， 其一直被视为指示现代海底可能存在天然气水合物的 重要标志。
1-2
海洋电磁法勘探
“ 海洋电磁法的研究始于上世纪 70 年代，但直 到 90 年代，海洋电磁法勘探的研究才逐渐趋于成 熟。采用的方法主要是海底大地电磁（MT）和海 洋可控源电磁法（CSEM）。 海洋可控源电磁探测技术不仅能够识别海底的 高阻油气层，还能够确定圈闭是否有油气层，更 能够指出含油气层的边界，这正是优于地震勘探 技术的一点。
海洋地磁法的研究意义
海洋地磁法的研究意义
希望通过对海底天然气水合物进行的海底可控源电磁法探测资料进行处理与解释，从而研究出一套海底可控源电磁法探测资料处理与解释系统。
通过其三维视图实现更高的电磁法勘探精度，更加准确的寻找海底天然气水合物分布规律，分析其地质构造背景，进而有效地预测海底天然气水合物勘探远景。
主要研究内容：
1、在学习海洋可控源电磁法原理基础上，研究海洋可控源电磁法数据处理与一维反演方法；
2、开发基于人机交互界面的海洋可控源电磁法数据处理与一维反演程序，及处理结果的可视化程序；
3、利用所研制程序处理实测的海洋可控源电磁数据，给出试验测线下方海底介质的电性结构，并对结果进行推断分析。
拟解决的关键问题：
海洋可控源电磁法数据与反演方法；
资料处理的人机交互技术及处理结果的三维空间视图技术。
海洋电磁法
海洋电磁法
海洋电磁法，又称海底电磁测深法或海洋电磁测深法，是一种在海洋研究中常用的技术。
它利用海洋中的水体对电磁波的吸收特性，通过探测电磁波在海洋中传播的衰减情况，来计算海洋深度。
海洋电磁法可以获取大面积海域海床深度信息，并能够快速、准确、经济地获得海洋深度数据，为海洋科学研究提供了重要技术手段。
一般来说，海洋电磁法包括海洋电磁发射装置和测深仪，其工作原理如下：海洋电磁发射装置将电磁波发射到海洋底部，电磁波受到水体的影响，在海洋中传播的衰减率随着底部深度的增加而增加，根据衰减率的变化，测深仪可以准确计算出海洋底部的深度。
海洋电磁法的优点很多，其中最重要的是它能够快速、准确、经济地获得海洋深度数据，为海洋科学研究提供了重要技术手段。
此外，海洋电磁法还具有测深范围广、无需直接接触海底、测深精度高等优点。
然而，海洋电磁法也存在一些缺点，比如测深精度受到水体的影响，海洋电磁法对海洋中的沉积物不敏感，测深距离有限等，使得其应用范围受到一定的限制。
总之，海洋电磁法是一种快速、准确、经济的海洋深度测量技术，被广泛应用于海洋科学研究领域。
它可以获
取大面积海域海床深度信息，为海洋科学研究提供重要的技术手段。
海洋可控源电磁法数据反演浅析
海洋可控源电磁法数据反演浅析发表时间：2014-10-21T10:31:52.183Z 来源：《工程管理前沿》2014年第10期供稿作者：张媛陈少泽[导读] 电磁法在陆地上进行油气勘探的历史可以追溯到二十世纪初期，自那时起，该方法的应用一直延续至今。
张媛陈少泽（宁夏地球物理地球化学勘查院宁夏银川 750001）摘要：鉴于目前在陆地上的低频电磁法数据多使用直流电法反演方法进行反演，本文主要从理论上和简单模型中对这一方法是否同样适用于海洋低频电磁法的可行性进行研究。
关键词：海洋；可控源电磁法；直流电法；反演1.2 海洋可控源电磁法国内外研究现状地球表面的3/4 被海洋覆盖，海底是世界上最大的资源宝库，大量的石油、天然气及各种矿产蕴藏其中，海底资源探测对人类的生存和发展极其重要。
我国是一个海洋大国，海洋总面积等于陆地面积的1/3。
并且，我国目前正面临严重的资源短缺问题，每年需进口2 亿多吨的原油和大量的天然气。
电磁法在陆地上进行油气勘探的历史可以追溯到二十世纪初期，自那时起，该方法的应用一直延续至今。
陆地上用作油气勘探的电磁法主要是大地电磁法，它可以为油气勘探提供构造方面的信息。
1.2.2 海洋可控源电磁法正反演研究进程Cagniard 的大地电磁理论证明, 在地球任一深度测量的大地电磁场都可以获得这一深度下的介质电阻率, 因此在海底测量的波阻抗与陆地的波阻抗是等同的。
所以从理论上来说, 大地电磁法在海底和在陆地探测并没据有实质的区别。
目前实际工作中所用的反演方法还是一维模型反演,虽然得到的是近似结果,但非常实用。
2 海洋CSEM 概述2.1 海洋可控源电磁法（CSEM）简介2.1.1 海洋可控源的测量原理海洋可控源电磁法使用一对深海移动式水平电偶极-偶极导线源作为电磁信号激发源，发射峰值达几安培至一千安排日的低频方波信号，即其信号的频率范围在十分之几赫兹到几十赫兹。
该信号源在拖缆的控制下，在距离海底一定深度处移动并发射固定频率的信号，然后布设于海底研究区的以一定方式排列的海底电磁场接收站将接收信号源产生的直达波、反射波和折射波。
可控源音频大地电磁法(CSAMT)在矿产勘查中的应用
可控源音频大地电磁法（CSAMT）在矿产勘查中的应用[摘要]可控源音频大地电磁法（CSAMT）一种利用人工控制的场源做频率测探的电磁法，其结合了大地电磁法和音频大地电磁法的优点，并以此为基础发展出来的一种探测方法。
可控源音频大地电磁法（CSAMT）采用人工源，这样就可以有效的抵抗天然场源信号的干扰。
同时其又拥有探测深度大、分辨率高的优点，因此广泛的应用到地质结构的探测中，这对于矿产的勘查具有很好的效果。
本文就是以可控源音频大地电磁法（CSAMT）在某矿田中地质勘查中的应用为例，了解可控源音频大地电磁法（CSAMT）的工作原理和其带来的效果，从而为其广泛的推广提供依据。
[关键词]可控源音频大地电磁法矿产勘查地质结构1某矿田的基本概况（1）某矿田的地质情况简介在某矿田位于淮河流域的中上游冲积平原地区，地势相对来说是比较平坦的，本次是以其北部地区为研究对象。
矿田北部的出露地层是第四系覆盖层，相对来说比较复杂。
其上层包含了三种颜色的砂土，还有细、中粒砂参杂其中，有的地方还有砾石；其中层包含有黄色亚黏土和参杂了砾石的粗砂，这里面含有丰富的铁锰和钙质结核；其下层主要包含有不同的黏土和含锰铁结核，最底层就是砾石。
根据以往研究的资料显示，此工区的岩层结构相对来说比较复杂，大部分的岩层倾斜角度都比较的大，有些还趋近于直立。
（2）地球物理特征从表1所示，上侏罗统和震旦系的电阻率相对来说比较稳定的，上侏罗统是最低的，在百Ωm左右，而震旦系是平均值较高的，基本都在数千Ωm以上，而新太古界变质岩系就相对比较分散，在百Ωm到万Ωm之间。
从表中可以看出，震旦系的岩（矿）分布都比较的广，同时还具有厚度大的特点。
2可控源音频大地电磁法（CSAMT）的原理分析可控源音频大地电磁法（CSAMT）是采用人工控制源的电磁探测法，这种方法是20世纪80年代末最为流行的一种电磁探测技术。
其主要是利用了接地水平电偶源为信号源，这样就可以克服天然场的弱点，从而为地质勘探做出贡献。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
图 1 给出了海洋 CSEM 系统的主要组成[ 7,29, 30] , 其中电偶极子发射器长度约为 100m, 以悬浮状态拖 于海底上方约 50m, 发射器供以 0. 01~ 1H z 变频交 流电。包括折射和反射电磁信号的电磁响应由海底 铺设的阵列接收装置接收。图 2 给出了海洋 CSEM 测量中水平电偶极子发射的电磁波在海水表面/ 水 中和海底地层传播的路径示意图。
沈金松, 陈小宏. 海洋油气勘探中可控 源电磁 探测法( CSEM) 的 发展 与启示 . 石 油地 球物理 勘探, 2009, 44( 1) : 119~ 127
摘要 基于含油储层与其周围饱含水地层之间的巨大电阻率差异, 为海洋 CSEM 方法直接 探测油气储 层, 并 取 得良好效果提供了条件, 此法采用船载可 移动水 平电偶 极子源 和置于 海底的陈 列电磁 接收器 接收来 自海底 地 层的电磁信号, 通过对接收到的电磁场 信号进行处理、解释, 得到地下 地层的电阻 率分布, 借助电阻 率与储层 含 油气饱和度的密切关系, 直接探测地层 的含油 气性。本 文通过 对近年 在国际学 术会议 及相关 学术期 刊关于 可 控源海洋电磁法文献的追踪分析, 介绍了可控源 海洋电磁探测方法( CSEM ) 的基本原 理、发 展历史、采集与处 理 解释技术, 并对研究现状、应用中存在的挑战与问题进行了分析, 指出了海洋 CSEM 未来的 发展与研究 方向, 以 供国内油气勘探业界及相关研究人员参考。
ห้องสมุดไป่ตู้
* 北京市昌平区石油大学资源与信息学院地球物理系, 102249 本文于 2008 年 6 月 23 日收到, 修改稿于同年 11 月 18 日收到。 本项研究由国家重点基础研究发展计划( 973 计划) ( 2007CB209607) 和中国石油天然气集团公司基础研究项目( 07A 10303) 资助。
到 20 世纪 90 年代后期, 海洋油气勘探普遍在 水深超过 1000m 的深水域进行, 面临深水域勘探成 本增加和特殊地质背景下地震资料品质差等问题, Ex xo nM obil 公司加强了海洋 CSEM 研究。与此同 时, St at oil 也开始试验海洋 CSEM 作为油气勘探的 常规手段的可行性。1999 年 11 月, Const able 应邀 参加 Stat oil 公司内部的海洋电磁项目验收会, 验收 结论认为: 只要探测目标体与埋深相比不是太小, 水 深足够大能使空气波减弱, 那么海洋 CSEM 可以探 测到含油层的信号, 并且含油层的电磁场幅度可以 达到不含油时的 2~ 10 倍( 已超过 干扰背景) 。而 且, 实验所用一系列参数( 频率、动态范围、天线长度 和发射器功率) 是切实可行的[ 1] 。
作为学术研究, 海洋 CSEM 方法自 20 世纪 70 年代就已经出现[ 1] , Cox[ 13] 首先提出了用水平电偶 极子发射器和接收器开展深海可控源电磁勘探的设 想, 并于 1979 年在太平洋洋中脊开展了第一次测量 试验[ 13~ 1 5] 。1984 年 4 月, Scripps 海洋研究所召开 了一次为募集海洋 CSEM 勘探系统研发资 金的会 议, 会后由 Am oco 等 4 家油公 司资助了一个 小项 目, 其研究成果见 Constable 等[ 16] 和 Chave 等[ 17] 的 报道。当时的勘探水深为 300m 左右, 加之 计算机 和数据采集能力以及认识所限, 人们普遍认为海洋 CSEM 进入商业服务还为时过早。1986 年初, Exx o n( 现在的 Exx onMo bil) 申请了可控源电磁技术专 利[ 1] 。此外, Ex xo n 还借 助海 上扫 雷器 和 Scripps 的拖曳式海底电传感器开始了野外试验。剑桥大学 的 Sinha 研究组开始研发 MCSEM 测量系统[ 18] , 其 结构基本与 Scripps 的仪器相同, 但在发射天 线上 加上了松弛的漂浮装置, 使天线能在海底上方 100m 左右的水深中拖曳, 使得崎岖海底探测和海洋油气
探测成为可能。剑桥大学在 1987 和 1988 年开始了 第一次的仪器系统试验, 随后, 剑桥大学与 Scripps 联合在 东太 平洋 海 岭[ 19] 、Reykjanes 洋中 脊[ 20] 和 V alu F a 洋中脊[ 21] 进行了多次试验。1988 年, 多伦 多大学 Edw ard 研究组的 Cheesman 等[ 22] 试验了水 平磁偶极子时域测量系统, 但由于电磁能量传播深 度不够无法用于油气勘探。
1994 年 4 月, 基于 Scripps 的 CSEM 接收器改 造的原型海洋 M T 接 收器在南加利福尼亚海域开 展了试验, 试验结果清楚地显示出海底地层的电性 结 构[ 23] 。 该 结 果 也 激 发 了 油 气 工 业 界 对 海 洋 CSEM 系 统和 海洋 MT 系统 的研 发[ 24] 和 方 法研 究[ 2 5] 的投入。此项研究成果也促成了加利福尼亚 伯克利的 H overst en 和 M orr ison、AOA 地 球物理 公司的 Arnold Or ange 和 Scripps 组成强大的# 电磁 科研联盟∃。1996~ 2003 年间, 此# 电磁科研联 盟∃ 在墨 西 哥 湾 Gemini 探 区 开 展 一 系 列 野 外 试 验[ 2 6, 27] , 使海洋 CSEM 和海洋 MT 仪器设备以及相 应的方法技术 得到了全面的提 高和完善。1995~ 1996 年, AOA 公司利用 Scripps 的海洋 M T 设备在 地中海碳酸 盐岩分 布区 为 Agip 公 司开 展了 海洋 M T 商 业勘 探 服 务, 1998 年 和 2001 年 又 分别 为 Ag ip 和 BP 公司、Agip 和 St at oil 公司在墨西哥湾 和北大西洋开展盐下油气勘探。剑桥大学 Siha 的 岩性( L IT H O) 科研联盟也试验了海洋 CSEM 用于 盐下油气勘探的效果[ 18, 19, 23] 。
对可控源海洋电磁法倍加关注[ 3, 4] 。以往我国的电 磁勘探方法主要用于陆上矿产资源的探测, 近几年 间才开始用于海上油气勘探[ 5, 6] 。鉴于深水油气勘 探难度高、成本巨大, 导致油气工业界对海洋可控源 电磁( CSEM) 技术和相关实测数据的保密和垄断。
本文通过对近年国内外学术会议及相关学术期 刊关于海洋 CSEM 文献 的解读 分析, 介绍了 海洋 CSEM 的基本原理、发展历史、仪器装备与采集、数 据处理与解释技术的应用现状, 着重分析了海洋电 磁探测方法研究和发展过程中所遇到的问题, 以期 对我国海洋 CSEM 技术研究和发展有所启示, 期望 引起国内业界的共鸣。
2 可控源海洋电磁勘探技术 ( MCSEM ) 的发展历史
海洋电磁勘探主要有两大类方法, 即海洋 M T 和海洋 CSEM。海洋 MT 方法已为业界所熟悉, 可 采用与陆上 相似 的方式 进行 海洋测 量, 只是 需要 针对海 洋环 境设 计仪 器设 备[ 5] 。对 于 海洋 CSEM 的研究要早 于海洋 MT 系统 的开发, 但 由于 海洋
关键词 海洋可控源电磁探测( CSEM ) 采 集与处理解释技术 海洋油气勘探应用
1 引言
在 2007 年 4 月召开的第四届中国国际海洋石 油天然气研讨会上, 美国休斯敦大学石油化学及能 源教授米切尔 伊科诺米季斯在主题报告中说: # 海 洋蕴藏了全球超过 70% 的油气资源, 海底的油气如 同埋 在地 里的马 铃 薯 一 样 等 待 我们 去 挖 掘∃ 。 据 估 计, 全球深海区潜在石油储量可能超过 1000 亿 bbl ( 1bbl % 160dm3) 。预计 2010 年深海原油产量可达 850 万 bbl/ d[ 1] 。如今世界诸强对石油资源 的争夺 已从陆地和浅海延伸至深海, 对于某些特定地域的 深海争夺, 已成为国际政治的热点。正是在这种没 有硝烟的海洋资源争夺战背景下, 可控源海洋电磁 法 ( M ar ine Contr olled Sour ce Elect rom ag net ic Met ho ds, MCSEM) 作为一种海洋油气探测 新技术 打破了海洋非地震勘探的沉闷 与寂寞, 被 称为# 自 3D 反射地震出现至今几十年来最为重要的地球物 理勘探技术∃[ 2] 。近年来, 无论是国际石油公司、油 气勘探服务公司、电磁仪器制造商还是科研院所都
2000 年以来, 国外油公司和电磁勘探服务公司 已完成了 100 多个海洋电磁勘探项目。在 2002 年 先后成立了 A GO( AOA 的子公司) 、EM GS( St at oil
第 44 卷 第 1 期
沈金松等: 海洋油气勘探中可 控源电磁探测法( CSEM ) 的发展与启示
12 1
的独立子公司) 和 OH M ( 南 安普顿的商业化公司) 三个海洋电磁服务公 司。St at oil 公司已开始进 行 四维 CSEM 油藏监测的可行性研究, 期望将该方法 用于监测开发过程中储层流体的变化状况[ 28] 。
2009 年 2 月
第 44 卷 第 1 期
非地震
海洋油气勘探中可控源
电磁探测法( CSEM) 的发展与启示
沈金松* ! ∀ 陈小宏 ! ∀
( 中国石油大学资源与信息学院地球物理系, 北京 102249; ! 中国石油集团公司物探重点实验室, 北京 102249; ∀ 油气资源与探测国家重点实验室, 北京 102249)
3 海洋电磁勘探基本原理
油气勘探中海洋 CSEM 方法采用船载 可移动 水平电偶极子源和置于海底的阵列电磁接收器接收 来自海底地层的电磁场信号, 通过对接收电磁场信 号的处理解释得到地下地层的电阻率分布, 借助电 阻率与储层含油气饱和度的密切关系直接用于探测 地层的含油气性。海 水的电导率为 0. 3S/ m, 饱含 水的海底地层电导率为 1S/ m , 当地层中含油气时, 电阻率增大到几十、上百倍, 甚至更高。海洋 CSEM 方法正是基于含油储层与其周围饱含水地层之间的 巨大电阻率差异, 识别含油气性。