专利名称：用于电磁波场分解的系统和方法
技术领域：
本发明涉及电磁数据获取和处理。尤其，本发明涉及一种用于电磁波场分辨率的系统和方法。
背景技术：
海上电磁勘探是一种用于定位近海处的烃储备以及监测用于储藏管理烃制造的重要工具。用于海上电磁勘探的一个已知过程包括使用一个电磁源和接收器电缆，如本申请者的WO01/57555所描述的。由源产生的电磁能量向上传播至水柱以及向下传播通过地球。向下传播波部分地反射并被地面下层折射。反射和折射能量从地面下层向上传播且被接收器阵列探测到。尤其，已知充满烷的烷的储存层能够引起强烈的折射能量，这对烃成像是很感兴趣的。
然而在表面反射和折射离开空气/水边界后，由接收器阵列处接收的下行反射和折射的波，而使得电磁勘探复杂化了。空气/水边界是一个有效的反射/折射器，这样向下传播的波很难与向上行进的波在地面下区别。下行能量直接由电磁源到空气/水边界的能量导致，以及从地面下传播到空气/水边界的能量导致。
这样从海表面的反射和折射是一个严重问题。如果海表面反射和折射没有适当地衰减，它们可以与主反射和折射在表面干扰并重叠。

发明内容
本发明的一个目标是提供一个处理EM波场的方法以使这种困难降低到最小。
根据本发明一个处理一个电磁(EM)波场的方法包括将波场分解(或分解)成向上行进和向下行进成分，然后分析向上的分量。优化处理，分析和整理分析电磁数据理论上需要关于波场的全部信息，使得波场可以被分解成它的向上行进和向下行进的成分。
恰在海底之上或之下的一个位置，海表面反射和折射总是向下行进的波模。然而，从地面下的感兴趣的反射和折射是向上行进的波模。将电磁波场分解(或分解)成恰好在海底之上或之下的向上行进和向下行进的成分，将海表面反射和折射归为向下行进的分量中，而地面下的反射和折射包括在向上行进的分量中。
这样，本发明的进一个目标是提供一个将沿一个或几个接收器阵列记录的电磁分解(或分解)成向上行进和向下行进波分量的波场技术。
因此优选地，波场使用Maxwell方程分解ΔxE(x，t)＝μ(z)δtH(x，t)(1)ΔxH(x，t)＝[σ(z)+∈(z)δt]E(x，t)(2)对电场和磁场分别在一个各向同性介质中，其中x＝(x1，x2，x3)代表一个固定坐标系统，深度轴向下为正，以及x3＝z；μ为导磁率，∈为介磁系数以及σ为电导率，μ＝μ(z)，∈＝∈(z)，σ＝σ(z)；E为电场，H为磁场。
该技术可以用于在一个面栅格上记录的电磁数据，或者沿一个剖面(线)记录的数据，或者作为单个接收器站记录的数据。在应用分解技术之前应该正确地校准每个记录的电磁波场分量。校准确保了电磁场分量尽可能接近地满足Maxwell方程。优选地，使用傅立叶变换函数关于时间和水平空间坐标变换Maxwell方程(1)和(2)。
本发明的进一个目标是提供一个近似技术，使得它本身在这种情况下从单个接收站采用记录的电磁数据(即，不需要在接收站的求和或积分)。
优选地，使用下面的公式导出EM波场向上行进的分量U(E1)＝1/2(E1-1/CE H2)(50)U(E2)＝1/2(E1-1/CE H2) (50)其中U(E1)是E1向上行进的分量，E1是在第一水平方向的电场；U(E2)是E2向上行进的分量，E2是在第二水平方位的电场；H1和H2是第一水平方向和第二水平方向的磁场；C是波传播的速度；以及E是复介电常数。
这样，通过使用Maxwell方程，提供了一个新的方法用于将海上的电磁波场分解成向上行进和向下行进的成分。可以通过向上/向下的分解步骤消除或衰减空气/水表面的效应。表达式中的分析结果依赖于慢度(波数)的滤波器乘上电磁数据傅立叶变换成一个慢度(波数)域。对于垂直行进平面波，分解滤波器依赖于慢度滤波器变成简单的标量。然后在空域直接进行波场分解。在这种情况下，在电磁试验中对每个接收站进行向上和向下行进的分隔。进一步，这些标量可以用于将电磁波场近似分解成向上行进和向下行进的分量，甚至对于非垂直的行进电磁波场。
对于恰在海底之上的向上和向下行进的分隔，分解滤波器依赖于水的材料特性。对于恰在海底之下的向上和向下行进的分隔，分解滤波器需要知道或估计海底材料的复波速和复介电系数(或电阻率，介电系数的倒数)。
本发明还扩展到一个确定海底下面的地层特性的方法，其中包括对该地层加上一个电磁(EM)波场；探测一个EM波场响应；以及如上描述的处理波场；通过分析探测的波场响应的向上行进的分量，得出地层的特性。
优选地，通过位于或靠近海底的发射机加上EM场，以及通过位于或接近海底的接收器探测到波场响应。优选地，以0.01-20Hz的频率传送EM波场。
优选地，发射器和接收器是偶极天线，尽管可以使用其它形式的发射器和接收器。优选地，加上EM波场的时间范围是3秒到60分钟。
需要的磁测量可以使用已知的大地电磁仪器进行。作为选择，可以使用集成式测量仪器，它可以记录磁场和电场。
尽管在该说明中的描述提到了海和海底，将会理解这些术语趋向于包括岛屿海上系统，例如湖泊，河流三角洲等。
本发明可以以各种方式付诸实践，现在将通过实例详细描述一个分解波场的方法，目的是阐明向上行进的波场分量的公式推导。
首先将回顾Maxwell方程。然后将会示出如何将电磁波场分解(或分解)成向上行进和向下行进的波。
大部分常用的符号列表在附录A中给出。
Maxwell方程我们首先示出如何将Maxwell方程变换成频率-水平波数域。设x＝(x1，x2，x3)代表一个固定坐标系统，深度轴向下为正。为了记号方便，我们还将使用x3＝z。在海底处，假设材料参数导磁率μ和介电系数ε以及电导率σ不横向变化，这样μ＝μ(z)；ε＝ε(z)；σ＝σ(z)对于电场和磁场的Maxwell方程，结合本质关系，对于一个各向同性介质，得到×E(x，t)＝-μ(z)tH(x，t) (1)×H(x，t)＝[σ(z)+ε(z)t]E(x，t)(2)其中E是电场，H是磁场。引入关于时间和水平空间坐标的傅立叶变换G(k1,k2,ω)=∫-∞∞∫-∞∞∫-∞∞dxdydt exp[-i(k1x1+k2x2-ωt)]g(x1,x2,t)]]>(3)反变换g(x1,x2,t)=∫-∞∞∫-∞∞∫-∞∞dk1dk2dωexp[i(k1x1+k2x2-ωt)]G(k1,k2,ω)---(4)]]>方程(1)和(2)的傅立叶变换为∂3E1=-iω[-p1p2∈H1+(μ-p12∈)(-H2)]---(5)]]>∂3E2=-iω[(μ-p22∈)H1-P1P2∈(-H2)]---(6)]]>-∂3H2=-iω[(∈-p22μ)E1+p1p2μE2]---(7)]]>∂3H2=-iω[p1p2μE1+(ϵ-p12μ)E2]---(8)]]>
其中E1＝E1(k1，k2，z，w)是变换的电场，等等。在方程(5)-(8)中，我们引入了复介电系数∈=ϵ(1+iσωϵ)---(9)]]>以及pi＝ki/ω；i＝1，2 (10)矩阵向量差分方程方程(5)-(8)可以写为一个常矩阵向量差分方程3b＝-iωAb(11)其中波向量b是一个4×1列向量b=E1E2-H2H1---(12)]]>以及系统矩阵A是一个4×4矩阵，分割成四个2×2子矩阵，其中对角处是0，A=0A1A20---(13)]]>子矩阵A1和A2是对称的A1=μ-p12∈-p1p2∈-p1p2∈μ-p22∈;]]>A2=∈-p12μp1p2μp1p2μ∈-p22μ---(14)]]>A1和A2是Maxwell方程中参数的函数(因此也是z的函数)以及pi的函数。
分解成向上和向下行进的波对于将电磁场分解成向上和向下行进的波，需要找出系统矩阵A对于给定波数和频率的本征值和本征矢。波矢量b可以分解为向上和向下行进的波w＝[UT，DT]T， (15)其中UT＝[U1，U2]以及DT＝[D1，D2]，通过线性变换b＝Lw(16)
其中L是A的本地本征矢矩阵(即，L的每一列是一个本征矢)。既然L是A的本征矢矩阵，那么A＝LΛL-1，其中Λ是A的相应本征值的对角矩阵Λ＝diag[-λ1，-λ2，λ1，λ2](17)A的本征值A的本征值是λ1＝λ2≡q＝(c-2-p2)1/2(18)其中c-2＝∈μ (19)p2=p.12+p.22---(20)]]>A的矩阵本征矢矩阵A的矩阵本征矢矩阵可以给出为p1p2∈qq12∈q-p1p2∈q-q12∈q-q22∈q-p1p2∈qq22∈qp1p2∈q0-10-11010---(21)]]>逆矩阵L-1=-c2p1p2∈qc2q12∈q01-c2q22∈qc2p1p2∈q-10c2p1p2∈q-c2q12∈q01c2q22∈q-c2p1p2∈q-10---(22)]]>向上行进和向下行进波从方程(16)向上行进和向下行进波给出为w＝L-1b (23)即U1=12[-c2p1p2∈qE1+c2q12∈qE2+H1]---(24)]]>
U2=12[-c2q22∈qE1+c2p1p2∈qE2+H2]---(25)]]>D1=12[c2p1p2∈qE1-c2q12∈qE2+H1]---(26)]]>D2=12[c2q22∈qE1-c2p1p2∈qE2+H2]---(27)]]>如下面所知的，U1，D1，U2和D2已经定义，使得U1+D1＝H1；U2+D2＝H2(28)这意味着U1和D1分别为H1的向上行进和向下行进成分，而U2和D2分别为H2的向上行进和向下行进成分。然而向上行进和向下行进波的标定并非唯一。下面我们将示出在方程(27)中定义的向上行进和向下行进波可以标定，它们的和得到场E1和E2的向上行进和向下行进成分。H1，H2，E1和E的向上行进成分将不包含由海表面导致的向下行进的反射和折射。当将测量的电磁场分解成向上行进和向下行进的波场后，海表面反射和折射将属于场的向下行进部分。使用方程(4)将向上行进和向下行进的波场傅立叶逆变换到空域。
H1和H2的向上行进和向下行进成分方程(28)通过如方程(27)中给出的U1和D1以及U2和D2的求和很容易校验。因此波场U1和D1解释为磁场分量H1的向上行进和向下行进成分，而波场U2和D2为解释为磁场分量H2的向上行进和向下行进成分。我们引入记号U(H1)=U1;]]>D(H1)=D1=H1-U(H1)---(29)]]>U(H2)=U2;]]>D(H2)=D2=H2-U(H2)---(30)]]>这样H1=U(H1)+D(H1);]]>H2=U(H2)+D(H2)---(31)]]>尤其，向上行进成分(见方程(24)和(25))是感兴趣的U(H1)=12[H1-c2∈q(p1p2E1-q12E2)]---(32)]]>U(H2)=12[H2+c2∈q(p1p2E2-q22E1)]---(33)]]>方程(32)和(33)将磁场分量分解成向上行进波的电磁波场最普遍公式。该方案需要接收站在海底区域分布，使得电磁波长可以变换成慢度域。分解格式(32)和(33)对3D不均匀陆地是有效的。
特殊情况p2＝0当电磁试验沿一个单一剖面进行时，电磁数据仅仅可以沿一条线得到。然后磁场分量H1和H2在2.5D地球假设下(在截面方向，地球介质参数中没有变化)可以正确地分解成向上行进和向下行进波。不失一般性，定向坐标系统使得电磁波场在x1，x3平面内传播，使得p2＝0。然后，q2＝c-1，q＝q1，带入方程(32)得到U(H1)=12(H1+c2q1∈E2)---(34)]]>方程(34)示出了从H1磁场分量去掉向下行进的反射和折射能量，必须联系H1记录和标量的(滤波的)E2电场记录。类似地，H2场的向上行进分量为U(H2)=12(H2-∈q1E1)---(35)]]>方程(34)和(35)在2.5D地球假设下严格成立。然而，对于3D地球上的单一剖面数据，方程(34)和(35)仍然可以用作衰减在磁场H1和H2分量上的向下行进能量的近似方法。
特殊情况p1＝p2＝0垂直行进电磁平面波的特殊情况p1＝p2＝0，使得q1＝q2＝q＝c-1通过代进方程(32)和(33)得到U(H1)=12(H1+c∈E2)---(36)]]>U(H2)=12(H2-c∈E1)---(37)]]>尽管方程(36)和(37)仅仅对于垂直行进平面波作为用于磁场分量的一个分解方法严格成立，它们可以为波场分解的一个有用的近似，还可以用于非垂直行进平面波以及用于整个磁场H1和H2。注意既然应用到电分量的标定因子并不依赖于慢度，方程(36)和(37)可以在空域内进行。在该特殊情况中，在每个接收站记录的H1或H2磁数据独自处理。
E1和E2的向上行进和向下行进成分通过正确地标定向上行进和向下行进波U1，U2，D1和D2，我们可以找出场E1和E2向上行进和向下行进成分。必须选择标定以给出E1=U(E1)+D(E1)---(38)]]>E2=U(E2)+D(E2)---(39)]]>以及U(E1)=U1(E1)+U2(E1)---(40)]]>D(E1)=D1(E1)+D2(E1)---(41)]]>U(E2)=U1(E2)+U2(E2)---(42)]]>D(E2)=D1(E2)+D2(E2)---(43)]]>引入U1(E1)=p1p2∈qU1;]]>U2(E1)=-q12∈qU2;]]>D1(E1)=-p1p2∈qD1;]]>D2(E1)=q12∈qD2---(44)]]>我们发现满足方程(38)U(E1)=U1(E1)+U2(E1)=12[E1+1∈q(p1p2H1-q12H2)]---(45)]]>引入U1(E2)=q22∈qU1;]]>U2(E2)=-p1p2∈qU2;]]>D1(E2)=-q22∈qD1;]]>D2(E2)=p1p2∈qD2---(46)]]>我们发现满足方程(39)U(E2)=U1(E2)+U2(E2)=12[E2-1∈q(p1p2H2-q22H1)]]]>方程(45)和(47)将磁场分量分解成向上行进波的电磁波场最普遍公式。该方案需要接收站在海底区域分布，使得电磁波长可以变换成慢度域。分解格式(45)和(47)对3D不均匀陆地是有效的。
特殊情况p2＝0当电磁试验沿一个单一剖面进行时，电磁数据仅仅可以沿一条线得到。然后电场分量E1和E2在2.5D地球假设下(在截面方向，地球介质参数中没有变化)可以正确地分解成向上行进和向下行进波。不失一般性，定向坐标系统使得电磁波场在x1，x3平面内传播，使得p2＝0。然后，q2＝c-1，q＝q1，带入方程(45)得到
U(E1)=12(E1-q1∈H2)---(48)]]>方程(48)示出了从E1电场分量去掉向下行进的反射和折射能量，必须联系E1记录和标量的(滤波的)H2磁场记录。类似地，E2场的向上行进分量为U(E2)=12(E2+1c2∈q1H1)---(49)]]>方程(48)和(49)在2.5D地球假设下严格成立。然而，对于3D地球上的单一剖面数据，方程(48)和(49)仍然可以用作衰减在电场E1和E2分量上的向下行进能量的近似方法。
特殊情况p1＝p2＝0垂直行进电磁平面波的特殊情况p1＝p2＝0，使得q1＝q2＝q＝c-1通过代进方程(45)和(47)得到U(E1)=12(E1-1c∈H2)---(50)]]>U(E2)=12(E2+1c∈H1)---(51)]]>尽管方程(50)和(51)仅仅对于垂直行进平面波作为用于电场分量的一个分解方法严格成立，它们可以为波场分解的一个有用的近似，还可以用于非垂直行进平面波以及用于整个电场E1和E2。注意既然应用到电分量的标定因子并不依赖于慢度，方程(50)可以在空域内进行。在该特殊情况中，在每个接收站记录的E1或E2电数据独自处理。
附录AA系统矩阵b含有波矢的电磁场w含有波矢的向上行进和向下行进波LA的本征矢矩阵B磁通量密度H磁场；H＝(H1，H2，H3)
D电位移场E电场；E＝(E1，E2，E3)J电流密度x＝(x1，x2，x3)笛卡尔坐标U(E1)E1的向上行进分量；E1=U(E1)+D(E1)]]>D(E1)E1的向下行进分量U(E2)E2的向上行进分量；E2=U(E2)+D(E2)]]>D(E2)E2的向下行进分量U(H1)H1的向上行进分量；H1=U(H1)+D(H1)]]>D(H1)H1的向下行进分量U(H2)H2的向上行进分量；H2=U(H2)+D(H2)]]>D(H2)H2的向下行进分量c波传播速度；c＝(με)-1/2k波数；k＝ω/ck1与x1共轭的水平波数k2与x2共轭的水平波数p1水平慢度p1＝k1/ωp2水平慢度p2＝k2/ωpp2=p12+p22]]>q垂直慢度；q=c-2-p12-p22]]>q1q12=c-2-p12]]>q2q22=c-2-p22]]>zz＝x3ρv体电荷密度ρ电阻率；电阻率倒数为电导率ε介电常数ε复介电常数，∈=ϵ(1+iσωϵ)]]>μ导磁率σ电导率；电导率的倒数时电阻率
λ 本征矢ω 圆频率t时间导数；∂t=∂∂t]]>1空间导数；∂1=∂∂x1]]>2空间导数；∂2=∂∂x2]]>3空间导数；∂3=∂∂x3]]>
权利要求
1.一种确定海底下面地层特性的方法，包括对地层加上一个电磁(EM)波场以及探测一个EM波场响应；其特征在于处理波场的步骤通过分解波场以产生向上行进和向下行进的分量，然后分析向上行进分量，从而推导出地层特性。
2.根据权利要求1的方法，其特征在于通过位于或靠近海底的发射器加上EM场。
3.根据权利要求1或2的方法，其特征在于EM波场的传送频率为0.01-20Hz。
4.根据前述任何权利要求的方法，其特征在于EM波场传送波长为1S-50S，其中S是所考虑的地层上面的超载厚度。
5.根据前述任何权利要求的方法，其特征在于发射器是偶极天线。
6.根据前述任何权利要求的方法，其特征在于通过位于或接近海底的接收器探测波场响应。
7.根据前述任何权利要求的方法，其特征在于接收器是偶极天线。
8.根据任何权利要求1-6的方法，其特征在于接收器包括一个探测器对，该探测器对包括探测电磁波场的装置和探测一个磁场的装置。
9.根据权利要求8的方法，其特征在于探测器对装载在一个单一的单元中。
10.根据权利要求8或9的方法，其特征在于来自于探测器对中的一个的数据用于分解由探测器对中的另一个探测到的场。
11.根据前述任何权利要求的方法，其特征在于使用由在海底一个区域上安排的多个接收器探测波场。
12.根据权利要求11的方法，其特征在于接收器排列成一条线。
13.根据权利要求11或12的方法，其特征在于从一个接收器阵列得到的数据被用于分解波场。
14.根据权利要求11或12的方法，其特征在于从每个接收器独立地得到的数据被用于分解波场。
15.根据任何权利要求6-14的方法，其特征在于接收器或每个接收器移动到一个不同位置，而发射器保持固定，以及进一步的EM波场被加上、探测以及处理。
16.根据前述任何权利要求的方法，其特征在于波场使用2.5D假设被分解，即沿截面方向介质参数没有变化。
17.根据前述任何权利要求的方法，其特征在于在垂直行进的平面波假设下进行分解和分析。
全文摘要
一种在海底记录工作中处理一个电磁波场响应的方法。波场分解成向上行进和向下行进的分量。向下行进分量代表从海表面的反射，而向上行进分量代表从地下的地层中的反射和折射。然后向上行进分量用于分析。
文档编号G01V3/38GK1656391SQ03811916
公开日2005年8月17日 申请日期2003年5月21日 优先权日2002年5月24日
发明者拉塞·阿蒙松 申请人:斯塔特石油公开有限公司