Системы и способы формирования изображения подповерхностной проводимости

Системы и способы формирования изображения подповерхностной проводимости

Иллюстрации

Показать все

Реферат

Область техники

Настоящее изобретение относится к способам и устройствам для формирования изображения подповерхностных удельных сопротивлений.

Предшествующий уровень техники

Обычно разведка углеводородов использует различные геофизические способы для обнаружения присутствия углеводородов в естественных пустотах скальных пород (измеряемых как "пористость") или для картографирования структурных особенностей в исследуемом пласте, которые способны удерживать углеводороды.

Для того чтобы геофизическим способом картографировать пласт, содержащий углеводороды, последний должен обладать контрастом физического свойства, на который реагирует геофизический способ. Например, сейсмические волны отражаются от поверхностей раздела между типами скальных пород, которые имеют различный сейсмический импеданс (произведение скорости и плотности). Скорости сейсмических волн, распространяющихся в среде, зависят, главным образом, от упругой постоянной и плотности среды (например, скальных пород). Плотность среды в свою очередь зависит от пористости и содержания флюидов. Скорость сейсмической волны чувствительна к пористости, но не чувствительна к типу флюида в порах, хотя она чувствительна к присутствию газа.

Электропроводность (σ), или ее обратная величина, удельное сопротивление, (ρ), являются физическим свойством, которое может быть измерено электрическими или электромагнитными (ЭМ) способами. Удельное сопротивление скальной породы сильно зависит от удельного сопротивления флюида в порах и даже еще сильнее от пористости скальной породы. Обычно соляной раствор в осадочной породе бывает в высокой степени проводимым. Присутствие соляного раствора в массе породы придает породе проводимость. Углеводороды являются не электропроводными. Следовательно, когда присутствуют углеводороды, объемное удельное сопротивление скальных пород снижается. В общем случае, различные породы в заданном осадочном срезе имеют различные пористости, так что даже в отсутствие углеводородов может быть определена информация об осадочном срезе. Комбинация сейсмических данных и данных удельного сопротивления полезна в оценке содержания углеводородов.

Удельное сопротивление обычно измеряется с помощью источника постоянного тока, который инжектирует ток в землю, или с помощью изменяющихся во времени низкочастотных полей. Первые токи удовлетворяют уравнению Лапласа, а последние удовлетворяют уравнению диффузии. Описанные здесь электромагнитные способы могут использовать постоянный ток и/или поля диффузии.

Диффузия изменяющихся во времени электрических и магнитных полей в проводнике в своей основе является проявлением индукции. В ЭМ измерениях через пласт пропускают ток и затем измеряют падение напряжения, создаваемое током. Либо можно измерить магнитное поле, созданное индуцированным током. Протекание токов в пластах может быть вызвано посредством инжекции с использованием контактных электродов. Источник инжекции тока формирует отклик постоянного тока. Альтернативно, протекание токов в пластах может быть вызвано с использованием индуктивного источника посредством создания изменяющегося во времени магнитного поля, которое индуцирует электродвижущую силу (ЭДС) или напряжение в проводнике (например, земном пласте) согласно закону Фарадея. Индуцированная ЭДС или напряжение в свою очередь возбуждают вторичный ток (вихревой ток или ток Фарадея), величина которого зависит от проводимости проводника (например, земного пласта). Таким образом, измеряя величину индуцированного тока или обусловленных им вторичных магнитных полей, можно вывести проводимость земного пласта. Другие важные источники для индуцирования протекания токов в земном пласте представляют собой естественные электромагнитные поля. Настоящее изобретение относится к способам для использования указанных источников/полей для определения удельных сопротивлений в заданном геологическом срезе в пластах.

Для пояснения настоящего изобретения требуется описание уровня техники, к которой относится изобретение.

Сейсмический анализ

Как отмечалось выше, сейсмические способы можно использовать для разведки углеводородов, расположенных в земных пластах. Указанные способы включают излучение сейсмических волн в земные пласты и прием отраженных и/или дифрагированных сейсмических волн из земных пластов. Акустические волны отражаются от поверхностей раздела между различными типами скальных пород с различными несходными сейсмическими импедансами. Скорости отраженных или дифрагированных сейсмических волн зависят от плотностей скальных пород, которые отчасти обусловлены пористостями и содержанием флюидов скальных пород. Однако скорости отраженных или дифрагированных сейсмических волн нечувствительны к типу (например, вода или нефть) флюидов в порах, за исключением случая присутствия газа. Таким образом, сейсмические способы полезны для картографирования поверхностей раздела между различными типами скальных пород.

Фиг.1 изображает типичную схему проведения морской сейсморазведки. Сейсмическое судно (1) буксирует один или более кабелей (3) сейсмических источников над множеством кабелей (7) сейсмических приемников. Кабели (3) сейсмических источников имеют ряд источников (5) для формирования волн давления, а кабели (7) сейсмических приемников имеют ряд приемников для обнаружения отраженных или дифрагированных сейсмических волн. Сейсморазведка выполняется путем посылки волн давления вниз к морскому дну (11) и в подводные пласты. Затем сейсмические волны, которые отражаются или дифрагируют от подводных пластов, регистрируются приемниками (9), которые находятся в непосредственным контакте с морским дном (11). С каждой волной давления решетка приемников (9) на кабеле (7) сейсмических приемников регистрирует картину отражения и дифракции. Обычно при сейсморазведке выполняется несколько измерений картин отражения и дифракции. Затем указанные измерения используются для картографирования геологических пластов, имеющих слои породы и разломы, и т.д.

Системы сейсмических кабелей хорошо разработаны и содержат большинство необходимых технических средств для развертывания и позиционирования. Кроме того, разработаны твердые морские соединители, способные работать на больших глубинах в суровой морской среде, а также имеются современные сейсмические кабели больших длин (например, 6 км или длиннее). На сейсмических кабелях обычно закрепляется набор приемников, разнесенных на расстояние десятков или сотен метров. Таким образом, в сейсморазведке современный сейсмический кабель способен получать данные разведки в пределах обширной территории. Это свойство сейсмических кабелей может быть использовано для обеспечения других типов измерений (например, ЭМ измерений).

Удельное сопротивление по постоянному току

Основополагающая концепция в измерении удельного сопротивления пласта состоит в обеспечении протекания тока в пласте и затем измерении результирующих значений падения напряжения на разнесенных электродах и измерении магнитных полей, создаваемых током. Первые такие измерения, выполненные братьями Шлюмберже (1934), состояли в инжектировании тока между парой электродов в пласте и в измерении падения напряжения на другой паре. Эта основная концепция до сих пор широко используется в нефтяной промышленности, она известна как способ измерения удельного сопротивления по постоянному току (ПТ способ). В способе измерения удельного сопротивления по постоянному току глубина исследования пропорциональна суммарному разнесению электродов в решетке. Для глубин, превышающих несколько сотен метров, размер решетки становится неосуществимым на практике. Кроме того, во многих применениях обеспечение достаточного тока для большой решетки становится трудным и дорогостоящим.

ПТ способ измерения удельного сопротивления также может быть использован на дне океана, несмотря на присутствие высоко проводящего слоя (морской воды), расположенного над плоскостью измерения. Детектируемые значения падения напряжения в резистивном морском дне малы по сравнению с окружающей морской водой. Тем не менее, вследствие того, что удельное сопротивление морской воды является по существу постоянным, можно точно интерпретировать очень малые изменения в наблюдаемых значениях падения напряжения.

Некоторое затруднение в измерении удельного сопротивления по постоянному току возникает, когда субдно (например, ниже морского дна) является слоистым. В этом случае, для получения информации с больших глубин, необходимо увеличить разнесение между электродами на одной измерительной позиции. Это известно как расширенная решетка, и этот режим сейсморазведки известен в технике как эхо-локация. Если субдонная область является неоднородной, то для получения пространственного распределения удельного сопротивления расширенная решетка должна также перемещаться в поперечном направлении. Реализация такой решетки в материально-техническом отношении затруднительна вследствие того, что для каждого отдельного измерения необходимо перемешать кабели значительной длины.

Соответственно, для эффективного сбора максимального количества информации используется решетка, состоящая из двух относительно коротких диполей с длиной a, разнесенных на целое кратное (n) величины a (то есть na). Полный профиль измерений обычно состоит из набора отсчетов напряжения на последовательных расстояниях в одну сторону (то есть направо) от передатчика. Затем передатчик перемещают на одну длину диполя вправо и получают другой набор значений напряжения. Далее процесс повторяют для перекрытия исследуемой территории. Если позиции регистрации выборок расположены плотно, то данная диполь-дипольная решетка может обеспечить почти ″непрерывный″ охват вдоль исследуемого профиля.

Как отмечалось выше, в ПТ измерениях удельного сопротивления глубина исследования зависит от полного разнесения решетки. Информацию в поперечном направлении получают путем перемещения массива вдоль поверхности. Решетки с малым разнесением, перемещаемые с малыми приращениями, выявляют вариации удельного сопротивления близко к поверхности, в то время как решетки с большим разнесением, перемещаемые с большими приращениями, могут выявлять как приповерхностные, так и более глубоководные изменения. В идеале, чтобы генерировать полную ″картину″ подповерхностного пласта, нужно было бы получить полный набор данных для всех разнесений и всех поперечных положений. Однако фактический сбор данных и анализ для получения распределения удельного сопротивления ограничивается используемыми физическими принципами и практическими соображениями при выполнении измерений (например, разнесение и длина кабеля). Кроме того, при использовании дипольного передатчика плотность тока быстро убывает с расстоянием. Следовательно, может оказаться невозможным измерить возмущения, вызванные неоднородностью вне заданной глубины, вследствие фоновых шумов в приемнике. В идеале для того, чтобы восстановить трехмерное распределение удельного сопротивления грунта, нужно было бы иметь множество передатчиков и приемников, расположенных над поверхностью земли. Кроме исследований, для определения удельного сопротивления мелких глубин, такие решетки токовых и потенциальных электродов являются непрактичными (неэкономичными) на суше, но являются практичными и осуществимыми на морском дне, как описано выше.

Измерения наведенной поляризации (НП), которые тесно связаны с ПТ измерениями, могут быть полезными в скальных породах, содержащих глинозем или металлические минералы, вследствие того, что удельные сопротивления в указанных скальных породах являются комплексными и частотно-зависимыми. Эффект НП обычно наблюдается в случае источника, имеющего частоты в диапазоне 0,01-1000 Гц. Если данные удельного сопротивления получают на частотах в указанном диапазоне, при фоновых проводимостях и с использованием решеток, достаточно малых для того, чтобы эффектами фоновой индукции можно было пренебречь, то эффект НП в естественном залегании может быть определен из измерений, полученных решетками. Исследования НП были использованы в нефтеразведке для обнаружения вкрапленных пиритов, осажденных в некоторых пластах вследствие восстановления химической среды, созданной миграцией вверх метана из нижележащих нефтяных залежей. Измерения НП также могут быть использованы для исследования удельных сопротивлений дна океана. В таком случае используемые частоты должны быть очень низкими, чтобы избежать частотно-зависимых эффектов индукции из находящегося сверху океана. Однако вследствие того, что проводимость океана известна и постоянна, даже если частотно-зависимые эффекты индукции вносят вклад в данные измерения, то они могут быть удалены путем применения коррекции первого порядка.

Земной магнетизм

Метод с использованием земного магнетизма (магнитотеллурический (MT) метод) является методом низкочастотной электромагнитной индукции для определения распределения подповерхностного электрического удельного сопротивления с использованием измерений естественно возникающих магнитных и электрических полей на земле или на дне океана. МТ метод является идеальным дополнением к сейсмическим методам в тех областях, в которых трудно осуществить сейсмические методы. В частности, МТ метод является наиболее эффективным в геологических ситуациях, в которых сочетаются скальные породы, имеющие сильно отличающееся электрическое удельное сопротивление. Карбонаты, вулканические породы и соль - все они имеют большие контрасты электрического удельного сопротивления по сравнению с обычными осадочными породами. Следовательно, MT измерение является предпочтительным методом для исследования пластов этих скальных пород.

Вообще говоря, имеется два общеизвестных источника естественных электрических и магнитных полей, которые могут быть использованы в МТ измерениях. Один источник возникает в результате взаимодействий между ионосферой Земли и магнитосферой и потоком плазмы, испускаемым из солнца (известным как солнечный ветер). Второй источник является результатом электромагнитных волн, которые создаются в результате разрядов молний и распространяются в пространстве ионосферы Земли.

Изменение магнитных полей от этих естественных источников индуцирует электродвижущую силу (ЭДС) в земле по закону Фарадея. Индуцированная ЭДС, в свою очередь, возбуждает токи в земле; указанные токи называются теллурическими токами. Поверхностное электрическое поле E, возникающее в результате ЭДС или теллурических токов, может быть измерено как падение напряжения (ΔV) между двумя электродами, вставленными в землю на расстоянии L друг от друга. Тогда поверхностное электрическое поле определяется как E=ΔV/L.

Большое расстояние между естественными источниками электромагнитного излучения и поверхностью земли означает, что электромагнитные излучения достигают поверхности земли как плоские волны. Следовательно, можно предположить, что поверхность земли на большой площади однородно облучается одним и тем же электромагнитным полем, и если почва однородная, то измерения (E или H), выполненные в произвольном положении в пределах большой площади, должны обеспечить одинаковые результаты в отсутствие помех. Такие естественные поля могут являться шумом для ПТ способа или для способов с использованием управляемого источника ЭМ волн, как описано ниже. Таким образом, MT измерение на удаленной опорной позиции может быть использовано для коррекции вклада естественного поля в другие ЭМ измерения.

Как показано на фиг.2, когда падающие поля достигают поверхности земли, некоторые из этих полей передаются в пласт, а некоторые отражаются. Различные составляющие электрического (E) или магнитного (H) полей определяются как:

где и i - запись для комплексного числа=квадратному корню из (-1), ω - частота, измеряемая в радиан/сек, σ - удельная электропроводность в сименс/м, µ - магнитная проницаемость, ε - диэлектрическая проницаемость свободного пространства и z - поверхностный импеданс; E^incident, Н^incident - составляющие падающего электрического и магнитного поля, соответственно; E^reflected, Н^reflected - составляющие отраженного электрического и магнитного поля, соответственно; Е^transmitted, Н^transmitted - составляющие прошедшего электрического и магнитного поля, соответственно.

Анализ связанной с этим физики отражения показывает, что отношение измеренного магнитного поля к ортогональному электрическому полю на поверхности однородного полупространства с удельным сопротивлением (может быть выражено как:

где Z - поверхностный импеданс. Из уравнения (2) удельное сопротивление почвы ρ (или ρ_А в слоистом или неоднородном пласте) может быть получено в виде:

Другое важное свойство полей представляет коэффициент отражения на поверхности земли. Коэффициент отражения для электрического поля равен отношению амплитуды отраженного поля к амплитуде падающего электрического поля и может быть задан как:

Аналогично, коэффициент отражения для магнитного поля задается как:

Вследствие того, что частоты естественных электромагнитных излучений составляют менее 10⁵ Гц, k₀<<k₁ для всех земных пластов. Таким образом, R_E близок к -1, а R_H близок к+1. Вследствие того, что измеренное поле (электрическое или магнитное) на поверхности раздела равно сумме падающей, отраженной и прошедшей энергии, измеренное магнитное поле в основном удваивается, а электрическое поле уменьшается почти до нуля. Следовательно, измеряемое электрическое поле на поверхности земли чувствительно к изменениям удельного сопротивления почвы, тогда как измеряемое магнитное поле нечувствительно к удельному сопротивлению почвы. Ситуация изменяется на противоположную на морском дне вследствие присутствия высокопроводящей морской воды над менее проводящими отложениями ниже нее. На морском дне магнитное поле чувствительно к изменениям удельного сопротивления почвы, тогда как электрическое поле - нет.

Поля плоских волн на поверхности диффундируют в почву с амплитудами, затухающими экспоненциально с глубиной. Низкочастотные волны проникают более глубоко в почву, чем более высокочастотные волны; это эффект глубины проникновения поля. Глубина проникновения, δ, представляет собой глубину, на которой плоская волна затухает до значения 1/е от ее величины на поверхности. Глубина проникновения задается как:

где ρ - удельное сопротивление, а f - частота волн.

Уравнение (6) показывает, что глубина исследования зависит от частоты f - более низкие частоты дают большие глубины проникновения поля, а более высокие частоты дают меньшие глубины проникновения поля. Доступный спектр естественных полей имеет частоты в пределах от 10^-4 Гц до 10⁴ Гц. Указанные естественные поля могут давать глубины исследования от нескольких десятков метров до нескольких десятков километров в типичных геологических пластах. В слоистом полупространстве удельное сопротивление, полученное с использованием вышеприведенной формулы для ρ_А (см. уравнение (3)), приблизительно равно среднему удельному сопротивлению слоев до глубины проникновения поля.

Поверхностный импеданс Z, как показано в уравнении (2), представляет собой инвариантную функцию, определенную свойствами подповерхностных пластов. Вообще говоря, поверхностный импеданс Z представляет собой тензор, который соотносит горизонтальные ортогональные составляющие электрического поля E с теми же составляющими магнитного поля H:

В уравнении (7) каждый элемент (Z_ij) в тензоре импеданса Z соотносится с распределением подповерхностной проводимости. Следовательно, определение элементов тензора обеспечивает, например, проводимость подповерхностных структур в области исследования.

В произвольной точке на поверхности земли тензор импеданса (Z) является однозначно определенным для данного конкретного местоположения. Полное описание распределения подповерхностного удельного сопротивления потребовало бы, чтобы импеданс измерялся по всей поверхности, что является непрактичным в материально-техническом и экономическом отношении. В качестве практичной альтернативы импедансы часто измеряют в позициях, выбранных таким образом, чтобы адекватным образом получать выборки изменяемого удельного сопротивления. К сожалению, указанный подход взятия дискретных выборок является неудовлетворительным, если ближайшая поверхность является в высокой степени неоднородной. Например, неоднородность на ближайшей поверхности могла бы привести к прерывистым электрическим полям, то есть конкретная позиция исследования (позиция взятия выборок) может иметь электрическое поле, смещенное вверх или вниз. Это приводит к статическим сдвигам, которые создают значительные проблемы в интерпретации MT данных. Таким образом, чтобы минимизировать упомянутую проблему, желательно достичь плотного охвата площади исследования в МТ измерениях. К сожалению, плотному охвату на суше часто препятствуют практические проблемы доступа, шумы линии электропитания, жилые массивы и т.д. Интерпретация МТ данных состоит в определении распределения удельного сопротивления в почве, позволяющего получить поверхностные импедансы, согласующиеся с наблюдаемыми импедансами.

МТ измерения обычно выполняются с помощью устройства, изображенного на фиг.2. Устройство по фиг.2 имеет две пары ортогональных электродов (или электрических датчиков) (13) и две пары ортогональных магнитных датчиков (15). Электроды (13) и магнитные датчики (15) измеряют электрические и магнитные поля, соответственно. Указанный тип MT системы обычно основан на акустическом позиционировании в глубоких водах и, таким образом, подвержен влиянию ошибок позиционирования. Кроме того, разнесение между каждой парой электродов (13) на противоположных концах стержня обычно составляет только несколько метров (например, 10 метров или меньше). Такое короткое разнесение обеспечивает короткую длину диполя, которая ограничивает достижимые отношения сигнал/шум (С/Ш), вследствие того, что достижимые отношения С/Ш пропорциональны длине измерительного диполя.

Способы управляемого источника

Электромагнитные способы с управляемым источником (ЭМУИ) обеспечивают практические и теоретические преимущества над ПТ способами измерения удельного сопротивления и МТ способами. Как следует из названия, источник полей в ЭМУИ способе представляет собой передатчик конечного размера, с помощью которого в пластах обеспечивают протекание известного тока посредством подходящего генератора или источника питания. Тот факт, что поле источника известно, отличает ЭМУИ способы от МТ. В МТ измерениях для определения удельного сопротивления почвы имеются только соотношения электрических и магнитных полей. Следовательно, только из одних электрических и магнитных полей можно определить лишь относительные вариации подповерхностной проводимости.

В ЭМУИ системах в качестве управляемого источника магнитного поля обычно используют круговой контур из провода, по которому передается изменяющийся во времени ток. Он создает изменяющееся во времени поле в окружающей среде. Изменяющееся во времени поле, в свою очередь, (по закону Фарадея) формирует ЭДС или напряжение, которые возбуждают токи в почве. Падения напряжения могут быть непосредственно измерены как в ПТ способах удельного сопротивления, так и в МТ способах. Однако обычно измеряются вторичные магнитные поля, создаваемые указанными токами. Затем удельное сопротивление выводится из величины вторичных магнитных полей.

Заземленный электрический диполь также является хорошим источником для электромагнитных (ЭМ) полей, если ток источника изменяется во времени. Токи, инжектированные в пласт таким электрическим диполем, имеют изменяющееся во времени поле, индуцирующее токи Фарадея, которые текут в пласте в дополнение к непосредственно инжектированному току. Преимущество указанного источника состоит в том, что при низких частотах он может использоваться для обычных измерений удельного сопротивления и НП измерений, а на более высоких частотах он может использоваться для ЭМ измерений. Добавленная изменчивость частоты в ЭМУИ способе может быть использована для уменьшения неоднозначности решений, полученных из ПТ измерений.

Тогда как управляемый источник часто описывается в терминах синусоидально изменяющегося поля, что упоминается как представление в частотной области, системы реального поля часто используют ступеньку или импульс поля, что упоминается как представление во временной области. ЭМ системы временной области имеют то преимущество, что вторичные поля измеряются после того, как первичное поле выключено. Если вторичные поля малы, то может оказаться технически затруднительным измерять их в частотной области из-за присутствия намного большего первичного поля. Почти все системы с управляемым источником в настоящее время функционируют во временной области.

Существует несколько теоретических и практических факторов для выбора между способами естественного поля и управляемого источника для любого заданного применения. Основополагающий факт состоит в том, что в неоднородном полупространстве отклик зависит от пространственного изменения падающего поля, а также от его частоты. В МТ падающие поля являются однородными полями с нулевым волновым числом. Хотя неоднородность в пласте может создавать более высокие волновые числа из естественных полей, указанное поле с волновым числом низкого порядка не может обеспечить такой охват, который обеспечивается управляемым источником. Как и в МТ, изменение по пространству в способах с управляемым источником описывается преобразованием Фурье пространственного описания поля.

Другая теоретическая разница между МТ и ЭМУИ способами состоит в том, что в каждом из них берутся отсчеты в различных объемах почвы. Например, в MT способе индуцированные токи представляют собой обширные листоподобные потоки, причем на амплитуды и фазы указанных индуцированных токов оказывают влияние крупномасштабные региональные геологические характеристики. В случае управляемых источников первичное или индуцированное вторичное поле спадает очень быстро при удалении от источника, как и индуцированные токи. Следовательно, измеряемые вторичные поля в ЭМУИ способе чувствительны к объему почвы масштабом того же порядка, что и масштабы конфигурации источник-приемник.

Простой пример обнаружения тонкого резистивного слоя иллюстрирует фундаментальные различия между системами MT и ЭМУИ. Можно показать, что в пределах слоистой почвы, индуцированные токи текут только в плоскостях, параллельных слоям. Резистивный слой подобен большому резистору, параллельному многим малым. Тонкий резистивный слой может создать трудную проблему для МТ измерений, так как он может снизить сигнал до величины, недоступной для обнаружения МТ способом, по мере увеличения удельного сопротивления слоя. В пределах слоя свободного пространства (то есть для бесконечного удельного сопротивления), не может быть обнаружено никакого отклика. Ситуация справедлива для всех чисто индуктивных источников.

Единственный источник, для которого это не справедливо, представляет собой горизонтальный электрический диполь. Как отмечено выше, источник в виде электрического диполя может создавать поля всех частот, включая нулевую частоту (т.е. поле постоянного тока). В пределе постоянного тока, токи в земле текут вертикально. Если присутствует резистивный слой, то токи не могут протекать глубже в срез. В пределе заполненного воздухом слоя (то есть бесконечного удельного сопротивления), ниже этого слоя ток не течет. По мере того как частота электрического диполя увеличивается, эффекты индукции усиливают влияние и обуславливают горизонтальное протекание тока и, в конечном счете, тонкий резистивный слой становится прозрачным. Таким образом, хотя тонкий резистивный слой может создавать проблему для измерений с использованием постоянного тока или низкочастотных источников (например, МТ), он по существу не создает проблем для измерений с использованием высокочастотных источников (например, ЭМУИ). Аналогично, явные различия между MT и ЭМУИ способами возникают между различными конфигурациями в неоднородной почве.

Вообще говоря, ЭМ системы, которые были разработаны до настоящего времени, предназначались прежде всего для эхолокации или профилирования, для определения местоположения дискретных проводников. Эти известные системы были разработаны для работы с использованием стационарного источника с перемещающимися приемниками, стационарных приемников и перемещающегося источника, фиксированной конфигурации передатчик-приемник, перемещаемой над поверхностью, или их комбинаций. Как электрические, так и магнитные поля могут обнаруживаться исходя из электрического или магнитного дипольных источников. Кроме того, можно определять конкретные составляющие поля относительно конкретного направления источника.

На суше выбор системы и особенно выбор измеряемого поля и его направления зависят от физики отклика, а также от того, какие поля являются наиболее чувствительными к ожидаемому распределению подповерхностного удельного сопротивления. Наземный ЭМУИ способ включает задачу внедрения токопроводящих электродов и наличия высокомощных источников тока для возбуждения токов через контакт или заземляющее сопротивление. Для достижения высоких моментов с источником в виде вертикального магнитного диполя (ВМД) требуются большой поверхностный контур и высокий ток. Затраты на создание таких решеток передатчиков на земле оказываются неэкономичными.

Несмотря на эти трудности за последние годы были реализованы различные крупномасштабные низкочастотные системы с мегаваттными источниками питания для глубоких поисково-разведочных работ. Вследствие того, что шум в датчиках магнитного поля сопоставим с шумом естественного поля, единственно возможные точные измерения обеспечивает подавление естественных полей и использование усреднения узкополосного сигнала. В 70-х и 80-х годах в нефтяных поисково-разведочных работах использовались коммерческие системы, использующие в качестве источника большой заземленный электрический диполь. Однако интерпретация подповерхностных особенностей на основе многочисленных измерений с использованием одного большого источника часто приводит к неоднозначностям, которые делают способ бесполезным. Тем не менее, указанные системы доказывают, хотя дорогой ценой, важность широкого пространственного охвата как для передатчиков, так и для приемников.

На отклик ЭМУИ систем на дне океана критически влияет присутствие вышележащего проводящего слоя. Знания, полученные при использовании поверхностных ЭМУИ систем, оказываются неприменимыми, инвертированные граничные условия изменяют чувствительность полей на удельное сопротивление субдна, как и для MT измерений. Описание некоторых из указанных факторов в применении эхолокации приведено, например, в статье Chave, A.D. et al., ″Electrical Exploration Methods for the Seafloor,″ in Electromagnetic Methods in Applied Geophysics, (Nabighian, M.N. Ed.), 02: 931-966, Society of Experimental Geophysics. В этой статье отмечается, что источники в виде горизонтального электрического и горизонтального магнитного диполей (ГМД) являются наилучшими, когда дно является намного более резистивным, чем морская вода, и любой из вертикального магнитного диполя (горизонтальный контур) или горизонтального магнитного диполя является эффективным при малом контрасте с дном. В отличие от ситуации на суше, ГМД источник может создавать вертикальную составляющую тока, которая является чувствительной к резистивным слоям.

Главным фактором, учитываемым при проектировании морской ЭМУИ системы, является предполагаемая глубина поисково-разведочных работ и, следовательно, заданные разнесения и ширина полосы частот. Отклик почвы на любой индуктивный источник зависит от частоты источника. Таким образом, если для зондирования заданной глубины используются низкие частоты, то измеряемые вторичные поля будут очень малыми. Для получения полезных данных момент источника, т.е. произведение тока, числа витков и площади контура для магнитного ″диполя″, или произведение тока и длины для электрического диполя должны быть большими, а усреднение сигнала также должно быть большим.

В морских применениях некоторые из преимуществ способов с управляемым источником могут быть реализованы без ограничений наземных систем. Морские электромагнитные исследования, использующие буксируемый источник в виде электрического диполя, являются практичными из-за того, что мощный источник относительно прост в реализации и удобен при буксировке над дном для обеспечения широкого пространственного охвата. В условиях, когда вес не обусловливает серьезных ограничений, для использования ГМД систем также возможно построить длинный соленоидный магнитный диполь.

Интерпретация

Для всех описанных систем (измерения удельного сопротивления на ПТ, НП, МТ и ЭМУИ) интерпретация данных сейсморазведки состоит в определении распределения электропроводности, которое объясняет наблюдаемые данные. Различные системы по-разному реагируют на заданное распределение проводимости, поскольку каждая из этих систем использует различный источник, который в свою очередь создает различное вторичное поле и, следовательно, различный отклик. Вследствие того, что каждая из указанных систем формирует различные отклики на заданное распределение проводимости, объединение данных, полученных с этими различными системами, обеспечит более точное описание распределения проводимости.

Во всех описанных здесь системах отклики зависят от формы или пространственной конфигурации созданного поля. В случае индуктивных способов (MT и ЭМУИ) отклики зависят также от частоты источника, тогда как в случае ПТ способа отклики зависят от относительного положения и разнесения токопроводящих электродов. Идеально было бы измерять отклик во всех точках на дне океана, потому что конфигурация токов на морском дне определяет амплитуду и структуру электрических полей, измеряемых приемными электродами (данные). Повторные измерения с использованием различных источников дают лучшую информацию о распределении подповерхностной проводимости, потому что отклики изменяются при использовании различных конфигураций токов, формируемых различными источниками. Таким образом, различные измерения, использующие различные источники, подобны освещению подповерхностной области различными токами.

Однако на суше не практично непрерывно измерять электрическое поле (например, с большим количеством плотно скомпонованных точек получения дискретных отсчетов), а также не практично непрерывно перемещать передающие электроды, как было бы необходимо, если бы подповерхностная область ″освещалась″ всеми возможными конфигурациями инжектированных токов.

Вследствие трудностей в получении данных разведки с непрерывным охватом на суше способы уровня техники используют дискретные решетки, в которых электроды инжекции тока и измерения напряжения разнесены регулярным образом, обычно вдоль профиля. В таких решетках разнесение электродов упоминается как интервал дискретных отсчетов. Поскольку результаты таких измерений получают вдоль профиля, в интерпретации указанных данных обычно используют ограниченные модели подповерхностных проводимостей, в которых