合成源MCSEM高阻薄層識別

李 盼 李予國*②(中國海洋大學海洋地球科學學院，山東青島 266100； ②海洋海底科學與探測技術教育部重點實驗室，山東青島 266100)

1 引言

中國廣闊的海域蘊藏著大量的石油和天然氣等資源，地震勘探是探測海洋油氣資源的主要地球物理方法，利用地震數(shù)據(jù)可以獲得精確的地質構造信息并預測儲層孔隙度，卻很難判斷構造中流體的性質[1，2]，而海洋可控源電磁法(Marine Controlled Source Electromagnetic，MCSEM)是探測海底油氣、天然氣水合物以及礦產(chǎn)資源的一種海洋地球物理勘探新方法[3，4]。它通過探測含油氣儲層與周圍沉積層之間的電阻率差異引起的電磁異常，研究海底地層的電阻率分布，根據(jù)電阻率與儲層含油氣飽和度的關系，可推斷其含油氣性。利用該方法可以識別高阻油氣藏，提高鉆井成功率，降低勘探成本。因此，MCSEM法已成為各大石油勘探公司鉆前儲層評價的重要手段之一[5]。

常規(guī)海洋電磁勘探方法在深水海域用水平電偶極源向海底發(fā)射低頻(0.01～10Hz)電磁信號，由布設在海底的電磁接收儀器記錄來自海底地層的電場和磁場信號[6]。該方法對于深水區(qū)域海底高阻油氣藏具有很高的分辨率，主要是因為巨厚的海水層可以有效消除空氣波的干擾[7]。因此，早期的海洋電磁觀測都集中在深水區(qū)域(海水深度大于1000m)，并取得了良好的效果[8]。然而，在淺水區(qū)(海水深度小于300m)的應用遇到了一定困難。在淺水區(qū)使用常規(guī)的水平電偶極作為發(fā)射源進行MCSEM勘探時，接收到的信號中空氣波占主導地位，它掩蓋了從海底介質中返回的有效信號，特別是來自高阻層中的導波信號，這嚴重影響了反演解釋結果[9]。因此，在淺水區(qū)MCSEM資料處理中抑制空氣波的影響，對提高儲層識別能力具有重要意義。

合成孔徑技術在雷達和聲吶領域已經(jīng)得到廣泛應用，其核心思想是通過不同場源的相互干涉構建一個加長的合成源，并使其能量向著特定方向加強和傳播。Fan等[10,11]已經(jīng)證明散射場可以通過適當?shù)南辔恍Ｕ驼穹Ｕ晦D向和加強。汪軒等[12]利用合成孔徑與徑向消除方法較好地壓制了淺?？煽卦措姶趴碧街锌諝獠ǖ挠绊憽naak等[13，14]提出了2D合成孔徑源的概念，并將其應用于三維海洋可控源電磁數(shù)據(jù)處理。Yoon等[15]和Zhdanov等[16]改進了Fan等的選取校正系數(shù)的方法，通過參數(shù)優(yōu)化提高合成孔徑源對電磁異常識別效果。

目前常用于MCSEM資料解釋的電磁響應異常有歸一化振幅、有效異常和可探測度等。歸一化振幅是最常用的異常響應之一[17,18]，但計算歸一化振幅時，沒有考慮觀測誤差和噪聲干擾等因素的影響[19]。鑒于此，趙慧等[20]把觀測誤差和噪聲等干擾因素考慮在內(nèi)，提出了有效異常計算方法，用于確定探測海底天然氣水合物儲層的MCSEM勘探參數(shù)。在深水區(qū)，基于有效異常進行MCSEM響應分析非常有效，但在淺水區(qū)效果欠佳。有效異常最明顯的弱點是沒有包含相位信息，劉婷婷等[21]在考慮相位的基礎上定義了可探測度，并通過數(shù)值模擬證明其在淺水區(qū)可有效識別高阻薄層。

海洋電磁場數(shù)值模擬中，各向同性的地電模型可以很好地近似地下電性結構[22]。因此，本文首先利用MCSEM一維正演程序，計算淺水區(qū)不同水深模型的電磁場響應，比較了使用不同相位和振幅校正時合成源響應的歸一化振幅、有效異常和可探測度對高阻層的識別能力；然后，將可探測度作為相位校正和振幅校正參數(shù)選擇的基準，分別利用MCSEM二維和三維正演程序[23-25]計算二維和三維模型采用相對最佳組合校正參數(shù)時的合成源可探測度。結果表明利用可探測度選擇校正參數(shù)能夠有效地提高MCSEM合成源干涉法對高阻體的識別能力。

2 MCSEM合成源干涉法

在MCSEM勘探中，利用不同發(fā)射源電磁信號的干涉構成一個加長的合成源，其表達式[26]為

(1)

式中： 某一位置r處角頻率為ω的合成源信號SA(r,ω)是由r1到rN處發(fā)射源的信號疊加而成；sn(r,rn,ω)表示第n個源在rn處產(chǎn)生的電磁場信號，并且每個源產(chǎn)生的電磁場都經(jīng)過振幅修正an和相位校正φn。

令an=exp(-c2αΔx)、φn=-c1αΔx，則合成源信號可以進一步表示為[26]

sn(x,xn,ω)

(2)

圖1 MCSEM電磁信號傳播路徑示意圖

根據(jù)MCSEM信號主要傳播路徑，可以解釋合成孔徑方法突出高阻異常和抑制空氣波的原因。由圖1可知，電磁信號從發(fā)射源(Tx)到達接收站(Rx)主要有三種途徑(分別見圖1中的①、②、③)： (a)發(fā)射源電磁信號垂直穿過海水層到達海空界面，然后沿海平面滑行一段距離，再折射垂直向下穿過海水層到達接收站，這部分被接收到的電磁信號稱作空氣波； (b)電磁信號從發(fā)射源穿過海水層直接到達接收站； (c)電磁信號經(jīng)過海水層和海底地層后返回至接收站。其中，從海底地層傳播回來并被接收站接收到的電磁信號才是有用信號?？捎糜谘芯亢５椎刭|構造及圈閉含油氣情況。

當對合成源的單源電磁信號進行相位校正時電磁場將發(fā)生轉向，電磁信號傳播路徑會發(fā)生改變，因此通過選擇合適的相位校正系數(shù)可以使儲層響應得到加強、空氣波得到抑制。其主要原因有兩個：首先，電磁場能量大部分是垂直于電偶極源向外傳播的，因此當發(fā)射源轉向高阻體時，相比發(fā)射源水平時有更多的能量集中到高阻體，于是接收站接收到的有效信息則相對增加；其次，當電磁場發(fā)生轉向時，豎直向上傳播的能量減少，在海面與空氣的分界面上轉換為空氣波的能量相應減少，因此空氣波得到抑制。同時，通過適當?shù)恼穹Ｕ梢哉{(diào)諧不同發(fā)射源電磁信號之間的相互干涉，使干涉增強，可以進一步抑制空氣波，增強目標體的異常響應。

3 一維模型合成源電磁響應異常分析

3.1 電磁響應異常

目前用于MCSEM資料解釋的電磁響應異常有歸一化振幅、有效異常和可探測度等。歸一化振幅是指含高阻層模型與背景模型的電磁場振幅之比

(3)

式中：|Eres|指含高阻層模型的電磁場振幅； |Eback|指背景模型的電磁場振幅。對于深水模型，若R大于1，則表明海底下方可能存在高阻層。但當海水深度變淺時，由于空氣波影響增強，常規(guī)的歸一化振幅對地下高阻層的識別能力變?nèi)?。另外，在計算歸一化振幅時，由于沒有考慮觀測誤差和海底電磁數(shù)據(jù)記錄儀及其測量系統(tǒng)誤差等因素的影響，因此依據(jù)歸一化振幅解釋MCSEM資料時可能會產(chǎn)生較大偏差。

裴建新等[19]綜合考慮了海底電磁采集站方位觀測誤差、數(shù)據(jù)記錄儀和測量系統(tǒng)誤差的影響，定義了有效異常

(4)

其中噪聲表達式為[19]

(5)

式中：Enoise為電磁場的噪聲；Erel為電磁場振幅的相對誤差，通常假定其為背景場振幅值的5%；Erol為由海底電磁采集站電場測量臂或磁場傳感器方向的不確定性引起的誤差；Eabs為絕對誤差，即海底電磁站數(shù)據(jù)記錄儀的本底噪聲，通常設為1.0×10-16V·A-1·m-2。

由于電磁場為復數(shù)場，它既包含振幅信息也包含相位信息，而歸一化振幅和有效異常都沒有考慮相位信息。因此，在計算有效異常的基礎上，為了進一步提高對高阻油氣層的識別能力，劉婷婷等[21]將相位信息考慮在內(nèi)，對有效異常公式進行了修正，定義了可探測度

(6)

D反映了對高阻油氣層的可探測程度。D值越大，表明高阻油氣層越容易被探測到。劉婷婷等[21]計算了不同水深情況下一維水合物模型的MCSEM歸一化振幅、有效異常和可探測度。結果表明，在深水環(huán)境下利用歸一化振幅、有效異常和可探測度均可識別水合物高阻薄層；但在淺水環(huán)境下，歸一化振幅和有效異常受空氣波影響畸變嚴重，不能很好地識別高阻薄層，而空氣波對可探測度影響較小，在淺水區(qū)利用可探測度有利于識別水合物高阻薄層。

3.2 一維模型合成源響應分析

設計如圖2所示的海洋一維層狀模型，海水層厚hsw是可變的，分別設為200、100、50m。海底之下第二層電阻率若等于100Ω·m，則代表高阻模型，若電阻率為1Ω·m，則代表背景模型?；诪榫鶆虬肟臻g。

圖2 變海水層厚一維層狀模型

采用Inline模式(軸向)觀測系統(tǒng)，51個水平電偶極源(Tx)均位于海底上方20m處，間距為100m，分布范圍為-2.5～2.5km，發(fā)射頻率為0.25Hz； 201個接收站(Rx)位于海底，間距為200m，分布范圍為-20～20km。分別計算海水層厚為50、100和200m三種情況下合成源響應的歸一化振幅、有效異常和可探測度，并對這些參數(shù)進行對比分析。

當對合成源進行相位校正(c2=0)時，歸一化振幅最大值(Rmax)、有效異常最大值(Smax)、可探測度最大值(Dmax)隨相位校正系數(shù)c1的變化曲線分別如圖3上所示。由圖可見： ①對于同一相位校正系數(shù)，三個電磁響應異常最大值都隨著海水層厚減小而降低； ②三個參數(shù)的最大值都呈現(xiàn)減小—增大—減小的規(guī)律； ③當相位校正系數(shù)c1約為0.7時，校正效果達到最佳，當?shù)扔?.3時，效果最差；④通過選擇合適的c1值，高阻層的異常響應可以提高10%～20%。當對合成源進行振幅校正(即c1=0)時，Rmax、Smax、Dmax隨c2的變化曲線如圖3下所示。由圖可見： ①對于同一振幅校正系數(shù)，三個電磁響應異常最大值都隨著海水層厚減小而降低； ②三個電磁響應異常最大值曲線都呈現(xiàn)減小—增大—減小的趨勢； ③當c2約為0.5時，校正效果最差，而當c2=0時，校正效果最佳。

為了對比上述三個參數(shù)在同一條件下的特征差異，對圖3重新組合，得到圖4。由圖4可見，在三種不同海水層厚下，無論是進行合成源相位校正還是振幅校正，可探測度參數(shù)的效果最佳，有效異常次之，歸一化振幅最差。

圖3 海水層厚分別為50、100和200m三種情況下合成源產(chǎn)生的Rmax(a)、Smax(b)、Dmax(c)隨c1(上)和c2(下)變化曲線

圖4 海水層厚分別為50(a)、100(b)和200m(c)三種情況下合成源產(chǎn)生的Rmax、Smax、Dmax隨c1(上)和c2(下)變化曲線

圖5 水層厚度分別為50m(上)、100m(中)、200m(下)時不同校正參數(shù)(c1、c2)組合時合成源電場Ey分量歸一化振幅最大值Rmax(a)、有效異常最大值Smax(b)、可探測度最大值Dmax(c)分布圖

綜上可知，在對不同海水層厚模型合成源進行相位校正或振幅校正時，D相比于R和S對高阻層具有更高的識別能力。

下面分析對合成源進行相位與振幅綜合校正時上述三個參數(shù)的特征。

圖5為三種海水層厚情形下不同相位校正與振幅校正參數(shù)組合時得到的合成源電場Ey分量上述三個參數(shù)最大值的分布圖，激發(fā)頻率為0.25Hz。由圖可知，合成源歸一化振幅最大值Rmax相對較高的區(qū)域分布范圍較小且區(qū)域不連續(xù)；合成源有效異常最大值Smax和可探測度最大值Dmax的高值分布范圍較大且相對連續(xù)，而且隨著海水深度加大，其分布范圍也隨之增大?？梢姡捎谜穹Ｕ禂?shù)c1和相位校正系數(shù)c2綜合校正時，Dmax分布范圍最大、連續(xù)性最好，Smax次之，Rmax最差。

4 二維模型合成源電磁響應異常

設計的二維模型如圖6所示，海水電阻率為0.3Ω·m，海水層厚為50m，二維體埋深為1000m，厚度為100m，其在y方向的延伸范圍為-2～2km，即寬度為4km。若二維體電阻率為100Ω·m，代表高阻體模型， 若電阻率為1Ω·m，則代表背景模型。

圖6 二維海洋地電模型

采用Inline采集模式，假定51個水平電偶極源(Tx)均位于海底上方20m處，分布范圍為-9～-4km，間距為100m，發(fā)射頻率為0.25Hz，126個接收站(Rx)位于海底，分布范圍為-10～15km，間距為200m。分別分析單源、簡單合成源、相位校正合成源以及相位與振幅組合校正合成源的電磁響應異常。

圖7為前述四種場源條件下異常體模型與背景模型的電場Ey分量振幅曲線。由圖7a可見，單個電偶源條件下，高阻模型與背景模型的電場振幅曲線基本重合，這主要是因為海水層較小，空氣波占據(jù)電磁信號的主導地位，掩蓋了高阻體異常響應。圖7b為51個簡單合成源(即c1=0，c2=0)產(chǎn)生的水平電場振幅曲線，圖7c為經(jīng)過相位校正后(即c2=0)的合成源歸一化振幅曲線，這里參照前述一維模型分析結果，選擇c1=0.7。由圖7b和圖7c可知，采用簡單合成源和相位校正合成源時，高阻模型和背景模型的電場歸一化振幅相比單源情形有所增強，但是這兩種模型的歸一化振幅曲線基本重合在一起，并未見明顯的分離；圖7d為相位和振幅組合校正后合成源的電場歸一化振幅曲線，可見高阻體模型與背景模型的電場歸一化振幅曲線發(fā)生了分離。

圖7 四種場源條件下高阻模型和背景模型的電場Ey分量振幅曲線(a)單源； (b)簡單合成源； (c)相位校正合成源；(d)相位與振幅綜合校正合成源

為了進一步分析合成源的效果，基于圖7繪制了四種場源(單源、簡單合成源、相位校正合成源及相位與振幅綜合校正合成源)的歸一化振幅、有效異常和可探測度曲線(圖8)。

圖8 二維模型單源、簡單合成源、相位校正合成源(c1=0.7)、相位與振幅綜合校正合成源(c1=0.7，c2=0.2)的歸一化振幅R(a)、有效異常S(b)和可探測度D(c)曲線

由圖8a可知：單源、簡單合成源和相位校正合成源(c1=0.7)三種場源的歸一化振幅曲線基本重合，因此這三種源對高阻體的識別能力較弱；相位與振幅組合校正合成源的歸一化曲線存在一個明顯的負異常，當收發(fā)距大于-1km時，歸一化振幅隨著收發(fā)距的增大而減小，當收發(fā)距為1.2km時，歸一化振幅值達到極小值0.4，然后歸一化值開始隨著收發(fā)距的繼續(xù)增大而增大，當收發(fā)距為5km時歸一化振幅基本趨于穩(wěn)定。由于歸一化振幅值小于1，基本無法識別高阻體，因此在淺海區(qū)利用歸一化振幅識別高阻體具有局限性。

由圖8b可知，單源有效異常曲線隨著收發(fā)距的增大未發(fā)生較明顯變化，其最大值為0.31。然而，簡單合成源、相位校正合成源及相位與振幅組合校正合成源三種場源的有效異常曲線均存在一個明顯的正異常，其最大值分別為2.45、4.20和11.4。由此可知，在淺水區(qū)，利用有效異?？勺R別高阻體，且經(jīng)過相位與振幅組合校正后的合成源有效異常對高阻體的識別能力最強，相位校正合成源的效果次之，單源效果最差。

由圖8c可知，簡單合成源、相位校正合成源及相位與振幅組合校正合成源的可探測度曲線均存在一個正異常，可探測度值分別為2.5、5.56和12.08。由此可見，在淺海區(qū)經(jīng)過相位與振幅組合校正后的合成源的可探測度參數(shù)對高阻體識別能力最強，相位校正源效果次之，單源效果最不理想。

綜上可知，無論單源、簡單合成源、相位校正合成源還是相位與振幅組合校正合成源，其可探測度對于識別高阻體具有最好的效果，有效異常效果次之，歸一化振幅效果最差。

5 三維模型合成源的可探測度

采用如圖9所示三維模型。若三維體電阻率為100Ω·m，則代表高阻體模型；若電阻率為1Ω·m，則為背景模型。采用Inline采集模式，51個水平電偶極源(Tx)均沿y方向置于海底上方20m處，范圍為-9～-4km，間距為100m，發(fā)射頻率為0.25Hz。126個接收站(Rx)也沿y方向布置于海底-10～15km的范圍內(nèi)，間距為200m。

圖9 三維海洋模型

分別計算單源、簡單合成源及相位與振幅綜合校正合成源的三維模型的電場振幅(圖10)。圖10中兩條垂直虛線表示高阻體在y方向的延伸范圍。由圖10d可見，經(jīng)相位與振幅綜合校正后的合成源可探測度得到明顯提高，相比單源情形可探測度異常值提高了約20倍，且異常覆蓋的范圍大部分位于三維體正上方，為推斷異常體橫向分布范圍提供了依據(jù)?？偟膩碚f，經(jīng)過綜合校正后的合成源的可探測度利于識別三維異常體。

圖10 三維模型單源(a)、簡單合成源(b)及相位與振幅綜合校正合成源(c)產(chǎn)生的振幅曲線以及三種源場源的可探測度曲線(d)

6 實測數(shù)據(jù)合成源電磁響應

將上述合成源方法應用于某測區(qū)實測MCSEM數(shù)據(jù)處理。測區(qū)海底深度約為770m，高阻儲層埋深約為1500m。測區(qū)的背景模型根據(jù)地質和地球物理資料構建。

圖11為實測MCSEM數(shù)據(jù)電磁響應剖面。由圖11a可知，當收發(fā)距較小時，背景模型的理論電場振幅曲線與實測曲線基本重合；隨著收發(fā)距增大，二者逐漸分離，高阻體的影響逐漸凸顯；但當收發(fā)距大于5km后，實測曲線開始出現(xiàn)振蕩，且隨著收發(fā)距增大，振蕩現(xiàn)象更嚴重，這是數(shù)據(jù)質量變差所致。

構建一個4.1km長的合成源，相位與振幅綜合校正后的合成源的振幅曲線如圖11b所示。由圖11b可知，當收發(fā)距大于5km后，隨著收發(fā)距的增大，實測數(shù)據(jù)與背景場的電場振幅曲線逐漸發(fā)生分離，分離程度先增大后減小，即電磁異常清晰可見；同時，相比大收發(fā)距時實測單源電場振幅曲線的劇烈振蕩，實測數(shù)據(jù)的合成源振幅曲線更光滑。

圖11c為可探測度曲線，由圖可知，在5～10km范圍內(nèi)，單源的可探測度曲線振蕩較劇烈，而合成源的可探測度曲線在該區(qū)間平緩變化，即先緩慢增大再逐漸減小，充分說明了合成源具有較好的效果。

圖11 實測MCSEM數(shù)據(jù)電磁響應(a)單源； (b)相位與振幅綜合校正后合成源； (c)可探測度曲線

7 結論

本文通過計算海洋一維、二維模型正演電磁響應，探討了歸一化振幅、有效異常和可探測度在淺水區(qū)對高阻層的識別能力，結果表明可探測度參數(shù)的識別能力最強、有效異常次之、歸一化振幅最差。在此基礎上，建立海洋三維模型，計算不同源情形下的可探測度，結果表明，相位與振幅綜合校正合成源的可探測度對異常指示效果最好，僅相位校正合成源的效果次之，單源識別能力最差。將該方法應用于實際數(shù)據(jù)處理，經(jīng)過合成源處理后可探測度能在一定程度上指示高阻異常體的存在。

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