專利名稱：：關于碳氫化合物儲藏的電磁勘探的制作方法
技術領域：
：本發明涉及關于油和其它的碳氫化合物儲藏的受控源電磁(CSEM)勘探。
背景技術：
：CSEM勘探是一種用于定位油和碳氫化合物儲量的有價值的研究工具。在典型的CSEM勘探中，一個電磁(EM)源和多個EM接收機被設置在海底或其附近。由EM源廣播的信號向外傳播進入覆蓋在上面的海水，向下傳播進入海底和地下地層。給定各個介質的典型的電阻率，借助于電磁場的擴散進行傳播。由接收機檢測到的廣播信號的分量攜帶著關于和其發生了相互作用的介質的電特性的信息。根據地質反演技術對所接收的信號的隨后的分析使得能夠表征要被識別的地下地層。例如，可以識別一般和碳氫化合物的儲量相關的高電阻率的區域。為了全面地勘探海底的一個區域，EM源一般在感興趣的區域上方被牽引，因此可以采集源-接收機幾何形狀的范圍內的數據。雖然CSEM勘探可以對地下地層的電特性提供有價值的洞察，但是常規的CSEM勘探和數據分析技術具有許多限制。當前的分析技術一般要求使用特定的源和接收機幾何條件的組合[1，2，3，4]采集數據。從源和接收機的相對布置及其相對方位來看確實如此。要求對于多個特定的源和接收機幾何條件采集數據，對于在接收機陣列的上方牽引EM源期間可以采集的有用數據的數量強加了限制。此外，因為CSEM勘探通常借助于在接收機陣列的上方多次牽引EM源進行，以提供關于不同的源-接收機方位的數據，用于提供適合于常規的地質反演分析技術的數據的勘探處理可能是費時的。已經進行了解決與提供更適合常規反演分析的數據相關的困難的若干嘗試。例如，提出了特定的EM源配置[5]。常規的CSEM勘探和數據分析技術的另一個限制是它們不能快速地提供代表在勘探區域下面的地下地層的電特性的可容易解釋的輸出。這意味著難于實時地對勘探結果作出反應，例如，以便集中在一個較大區域內的一個可能特別感興趣的區。來自CSEM勘探的典型的初始結果包括表示來自不同的源-接收機方位以及對于源和接收機配對之間的不同距離的數據的組合的曲線[1]。這些曲線的功能形式由地下電阻率的改變來確定。不過，在其形式不能以可以立即解釋以提供可能的地下碳氫化合物儲藏的深度、范圍、電阻率等的方式被確定。而是，對曲線表示的數據應用地質反演技術，例如，地下地層的電阻率圖。雖然這種處理可以獲得精確的地下模型，但是用于勘探數據的全波三維(3D)反演所需的時間和計算可能是非常巨大的。利用幾天時間來完成勘探數據的地質反演分析是不合理的。此外，反演處理通常需要大量的地下地層結構的先驗的知識，并可能需要許多次試錯參數調整。此外，地質反演技術的性質意味著，它們一般只產生平滑的地球參數化。因而，需要一種技術，其使得可對CSEM勘探數據進行幾何約束較少的采集，并使得這種數據能夠以容易解釋的方式被快速地表示出來，以便可以快速而直觀地識別碳氫化合物儲藏的位置和邊界。
發明內容按照本發明的第一個方面，提供一種用于分析被認為或者已知含有地下碳氫化合物儲藏的區域的水下電磁勘探結果的方法，包括對于特定的源和接收機位置，提供從在0.01Hz和60Hz之間的多個離散頻率進行的水下受控源電磁(CSEM)勘探獲得的電磁場數據；對于該多個頻率的每一個，對所述的源和接收機位置進行數據的波場(wavefield)外推，從而作為位置和深度的函數提供電磁散射系數的對應的多個分布；以及，組合所述分布，從而提供作為位置和深度的函數的電磁散射系數的輸出圖。通過對CSEM勘探數據應用波場外推，可以精確地重構在地下地層內電特性的改變。與常規的反演分析相比，這可以以快得多的速度被實現。例如，對于一個典型的數據組，該方法可以在幾分鐘內提供地下地層內散射系數的改變的容易解釋的表示。這可以與可能需要幾天的時間才能完成的反演分析比較。這意味著，例如，可以有效地幾乎實時地作為容易解釋的圖像向CSEM勘探的操作者顯示輸出圖。此外，該方法不需要勘探區域下面的地層的詳細的先驗知識。例如，用于波場外推的開始模型可以包括一個簡單的均勻電阻率模型。此外，該方法可被執行多次，其中一次執行的輸出圖構成下一次執行的波場外推的開始模型的基礎。該方法可應用于在任意的源和接收機幾何條件下采集的數據。例如，這使得對于沿著接收機陣列上方的任意路徑牽引的源的所有位置，能夠采集有用的數據。不需要采用常規的反演分析所需的那種特定的勘探幾何條件。這減少了進行勘探所需的時間(和花費)，因而提供有用數據的有效得多的采集。此外，需要相當少的電磁場分量用于分析。例如，只在少量的離散頻率下進行的徑向電和/或磁場測量便可提供可接受的輸出圖。可以使用常規的源和接收機來提供數據，例如，可以使用水平電偶極子源和接收機。所提出的方案在一些方面按照科學方法與在寬帶聲學地質勘探中一直使用的分析技術相關。例如，Claerbout[6]描述了一種基于地震波場成像的分析技術。在本領域中，這些技術被稱為“地質成像”或“地質遷移”(與地質反演相對)。已經認識到，地質成像技術可應用于寬帶無源的源EM勘探，例如由Lee等人[7]以及Zhdanov等人[8]描述的。無源的源EM勘探基于檢測地下地層對自然發生的在地球的電離層中產生的寬帶地球電磁(MT)波的響應。Lee等人以及Zhdanov等人使用應用于MT數據的標準的地震頻域成像方法。MT數據適合于這種研究，因為它們提供寬帶信號，例如Zhdanov等人提出了跨越五個十進頻率(即從0.1s到104s的間隔)的數據分析。還提出了使用其它的寬帶源[9]。不過，這些與用于CSEM勘探的窄帶源是十分不同的。按照本發明的多個離散頻率的數量可以在3個或4個和15個頻率之間。雖然可以使用更多的頻率，例如多達20或30個頻率，本發明人認識到，15個頻率一般便足夠了，并且9個左右的頻率表示在數據采集的容易性和輸出圖的質量之間合適的折中。一般地說，電磁散射系數是一個復數值。輸出圖可以對應于電磁散射系數的實部、虛部或實部與虛部的組合。這些不同的表示使得能夠產生對于地下地層中電阻率的改變的敏感度不同的圖。該方法還包括在輸出圖上確定與數據的部分相關的尚未與地球(即在勘探區域的地下地層)相互作用的能量所在的深度。這使得例如在數據中的無線電波成分的貢獻能夠被容易地被識別，并在輸出圖的顯示圖像中說明。該方法不需要同時采集的數據，因而可以應用于由在不同時間進行的區域的多個CSEM勘探獲得的電磁場數據。按照本發明的第二方面，提供一種承載機器可讀指令的計算機程序產品，該指令用于實現按照本發明的第一方面的用于分析水下CSEM勘探的結果的方法。按照本發明的第三方面，提供一種加載有機器可讀指令的計算機設備，該指令用于實現按照本發明的第一方面的用于分析水下CSEM勘探的結果的方法。按照本發明的第四方面，提供一種進行一個區域的水下CSEM勘探的方法，所述區域被認為或已知具有地下碳氫化合物儲藏，所述方法包括提供用于傳送和檢測電磁信號的至少一個源和至少一個接收機；對于特定的源和接收機位置，通過以0.01Hz和60Hz之間的多個離散頻率進行傳送和檢測而獲得電磁場數據；對于多個頻率的每一個，對所述的源和接收機位置進行所述數據的波場外推，從而作為位置和深度的一個函數提供對應的電磁散射系數的多個分布；以及，組合所述的分布，從而作為位置和深度的一個函數提供電磁散射系數的輸出圖。可以利用一個源同時地、利用多個源同時地、或利用一個源不同時地獲得在多個離散頻率的一些不同頻率下的數據。所述一個或多個源可以是靜止的或者是被牽引的。一個或多個接收機同樣可以是靜止的或者被牽引的。離散頻率中的至少一個可以是離散頻率中另一個的諧波。這種類型的諧波關系使得能夠從一個源相對容易地產生多個頻率分量。為了更好地理解本發明并得知如何實施本發明，現在參照附圖以舉例方式進行說明，其中圖1示意地表示進行地下地層結構的CSEM勘探的表面船只14；圖2是示意地表示按照本發明的實施例用于分析CSEM勘探數據的流程圖；圖3A示意地表示一種典型的1-D地下地層結構；圖3B示意地表示對于圖3A所示的地下地層結構，對合成的CSEM勘探數據應用波場外推分析的結果，所述數據包括不同數量的離散頻率分量；圖4A示意地表示一種典型的2-D地下地層結構；圖4B-4D表示對于圖4A所示的地下地層結構的合成的CSEM勘探數據應用波場外推分析的成功迭代的結果；圖5A示意地表示一種典型的1-D地下地層結構；圖5B表示對于圖5A所示的地下地層結構的合成的CSEM勘探數據應用波場外推分析的成功的結果；圖6A示意地表示一種典型的2-D地下地層結構；圖6B-6D分別示意地表示對圖6A所示的地下地層結構的合成的CSEM勘探數據應用波場外推分析的結果的實部、虛部以及實部與虛部的平均；圖7A示意地表示一種典型的1-D地下地層結構；圖7B和7C示意地表示對于不同的開始模型，對圖7A所示的地下地層結構的合成的CSEM勘探數據應用波場外推分析的結果；圖8A示意地表示一種典型的2-D地下地層結構；以及圖8B-8E示意地表示對于不同的開始模型，對圖8A所示的地下地層結構的合成的CSEM勘探數據應用波場外推分析的結果。具體實施例方式圖1示意地表示船只14，其正在使用標準技術[1]進行地下地層結構的受控源電磁(CSEM)勘探。在本例中的地下地層包括覆蓋層8、下伏巖層9和碳氫化合物儲藏12。表面船只14漂浮在水本體的表面2上，在這種情況下，水本體是h米深的海水4。攜帶著呈水平電偶極子HED發射機22形式的源的水下工具19通過臍帶電纜16連附于表面船只14。這在水下工具19和表面船只14之間提供了一種電的、機械的和光學的連接。HED發射機被供以驅動電流，使得其向海水4廣播HED電磁(EM)信號。一個或多個遠程接收機25位于海底6。每個接收機25包括儀器組件26、檢測器24、漂浮裝置28和鎮定重物(未示出)。檢測器24包括三個正交的電偶極子檢測器和三個正交的磁場檢測器。在其它的例子中，接收機可以測量EM場的較少分量。電偶極子檢測器對在接收機25附近的由HED發射機產生的電場敏感，由其產生電場檢測信號。磁場檢測器對在接收機25附近的由HED發射機25產生的磁場的分量例如磁通密度敏感，由其產生磁場檢測信號。儀器組件26記錄這些檢測信號供以后分析。各個介質4，8，9，12的典型的電阻率意味著借助于電磁場的擴散發生EM信號的傳播。信號的幅值的衰減和相移由幾何散布和透入深度效應(skindeptheffect)控制。因為一般地說，下面的地層8，9和12比海水4的電阻率更大，在下面地層8，9和12中的透入深度較大。結果，由位于合適的水平距離的接收機測量的電磁場的主要部分是通過海底6向下傳播的并在被檢測到之前與下面地層8，9和12相互作用的傳送的EM信號的那些成分。現在描述可應用于由圖1所示的那種勘探獲得的數據的基于波場外推的一種數據分析方法。這種分析將參照xyz笛卡兒坐標系統進行說明，在這種坐標系統中，海底6平行于xy平面，在海底下面深度的增加相當于z的增加，如圖所示。波場外推的原理波場外推(也稱為向下繼續)是一種波傳播的形式，其使用空間濾波代替波動方程模擬。在頻域中，波場外推可以通過解1-D波動方程導出2E/z2＝(ik(z))2E.(1)該方程的解呈以下形式E(z)＝Aeik(z)z+Be-lk(z)z(2)其中E(z)是在表面下的深度z(即在海底下方的深度z)處的波場(電場或磁場)，i是-1的平方根，k(z)是在深度z的電磁波數，A和B是比例常數。方程2的右手側表示1-D波動方程的平面波解。其中尤其有意義的是這個事實在深度z，E(z)可被表示為增加的指數項和減少的指數項的線性組合。這樣，可以認為波場E(z)包括地下地層中的分散的(正指數)分量和一次(負指數)分量。對于在源位置和接收機位置之間的平面波傳播，使用一個開始模型可以計算沿其深度的任何點(即外推到任何點)的波場，給定方程2所示的解的形式，所述開始模型對應于表面下性能的假想分布(即，k(z)=ωμϵ2-tωμσ.]]>此時1-D的波場外推成為Ed(z)=Ed(z=0)e-iΣjkjdzj,Eu(z)=Eu(z=0)eiΣjkjdzj---(3)]]>上式分別用于一次波場和分散波場。Ed表示一次波場(從源信號外推的)，Eu表示分散波場(由接收機信號外推的)。認為地下地層包括一系列的層(深度切片)，編號為1...j...，向下。Kj是第j層的電磁波數，dzj是第j層的厚度。指數項是波外推線。在波數和深度切片上求和表示從源和接收機所在的海底向深度z回歸地進行外推，即向下繼續。使用公式3中的一個，任何波場都可從表面向下繼續到任何深度點。在一次(源)波場外推(Ed)中的指數是負的，這是因為隨著深度的增加由于波通過地下地層行進時的分散而引起能量損失。對于分散的波場(Eu)則相反，這是因為當把表面記錄的數據“向回傳播”到深度時能量增加。在上面的外推中，波數k(z)是復數。因此，波場外推是復數值。其中指數項可被認為是空間相位濾波器，而項Ed，u可被認為是外推系數。公式3的外推僅僅針對平面波傳播，因此必須單獨考慮由于波的發散而導致的能量。這可以通過在外推之前對數據進行發散校正來實現。不過，這是不必需的。這是因為外推處理估計相對的表面下的性能例如幅值比。如果需要，可以按比例縮放分布，以獲得“真正的”性能比。上面所述的波場外推的原理假定控制波的傳播(例如波數)的物理性能只沿深度改變，而沿橫向是常數。一般地說并不如此，但是橫向波數不改變這個假定可以應用于這些改變不是極端的或者構造傾斜是小的情況。如果這個假定無效，則波場外推應當包括水平波數相關性。這可以用許多方法來實現，但是最有效的方法是求解二維(2-D)的波場外推有限差分問題。根據由Claerbout[9]，Lee等人[7]以及Zhdanov等人進行的工作，2-D波場外推問題可以全波有限差分解答的形式進行計算。因為波場外推是波傳播的一種形式，這種處理滿足赫爾姆霍茲(Helmholtz)方程。在2-D中，對于一次的和分散的傳播波，外推取相同的形式[∂2∂x2+∂2∂z2]Eu,d(x,z,w)e±ik(x,z,w)z+k2(x,z,w)Eu,d(x,z,w)e±ik(x,z,w)z=0,---(4)]]>其中Eu對應于分散分量(正指數)外推系數，Ed對應于一次分量(負指數)外推系數，w是角頻率。公式4對應于一個地下地層，其中該地下地層的電特性沿x和z方向改變而沿y方向保持恒定。因此，通過相對于z微分式(4)，對求解，忽略對于z的3階導數，并消去同類項，式(4)變成∂3Eu,d(x,z,w)∂x2∂z2ik∂2Eu,d∂x2+(2ik)2∂Eu,d(x,z,w)∂z.---(6)]]>因為方程5只有對于z的1階導數，其可以用有限差分技術求解。Claerbout[9]、Lee[7]和Zhdanov[8]給出了方程5的中央差分解，此處不再重復。不過，值得一提的是，對這個問題的解需要在地表面的初始條件(記錄的分散場和源一次場(源函數)二者)以及在每個深度的左右邊界條件。如果滿足這些條件，則可以使用簡單的深度切片和向后替代算法顯式地求解由方程5的離散化獲得的線性系統。左右邊界條件可以由在遷移域(即進行波場外推的范圍)的邊沿進行的源和接收機場的1-D解析的繼續來確定。因為電的和磁的赫爾姆霍茲方程具有相同的形式，對于電場(E)或磁場(H)以及這些場的任何子分量，可以使用這個2-D的外推解。在對Eu，d求解之后，對于1-D的情況，這些值可被代入對應于方程3的方程，以便由計算的外推系數(Eu，d)計算波場。這提供在地下地層中的向下繼續的EM場。散布的波場成像在對感興趣的表面下區域中的所有點進行源以及記錄的波場的向下繼續之后，可以在每個表面下的位置應用成像條件，以產生所需的物理性能圖像重構(波場成像)。根據Claerbout[6，9]的工作，如果在表面下存在一個分散的點，則在該點處一次和分散的行進波的相位是相同的(由于能量的連續性)。這意味著，如果一次和分散的外推波場考慮相位被相加，在分散點(在此處它們同相)它們將加到一個恒定值，而在其它位置則減去。這個原理使得能夠通過掃描一個模擬空間(在地下地層(表面下)進行外推的區域)并識別來自外推的場的能量相加和相減的位置，來產生表面下的圖像。用數學術語表達這個思想就是，對于電磁場數據E，在模擬空間(例如在進行分析的一個計算網孔上)中的一個點(x，z)的成像條件由復數的分散系數(Scat)確定Scat‾(x,z,w)=1jΣj=1receiversΣj=1freq{E‾u(x,z,w)E‾d(x,z,w)}---(6)]]>其中在某一項上方的橫杠表示其可以是復數值，Ed，u是外推的波場，“receivers”是在勘探中接收機的數量，“freq”是在勘探時所需的頻率的數量。為了產生表面下的連續性圖像，進行公式3(1-D)或公式5(2-D)所示的波場外推，并確定模擬空間中每個點的一次波場和分散的波場之比。因為相位-場成像的這個處理以及繼續在頻域內進行，公式6所示的表達對多個頻率進行平均。此外，可以對于每個源-接收機對產生一個圖像，并把它們相加。這類似于射擊-輪廓遷移(例如見Biondo[10])。如Zhdanov[8]所述，分散系數是地電邊界的識別器。通過對復數的分散系數的幅值標稱化，ScatN‾(x,z,w)=Scat‾(x,z,w)|Scat‾(x,z,w)|=exp(i(phiu-phid)),---(7)]]>這個結果只取決于在向下繼續的一次波場和分散波場之間的相位差。因而，只需要相位信息作為電磁場數據的輸入，該方法對幅值是敏感的。在分散點(或邊界)，相位是常數(并獨立于頻率)，而離開這個點，相位差改變。因此，如果在不同的頻率下的圖像被平均，則這些圖像在分散點(地電邊界)將建設性地干擾，而在其它點則破壞性地干擾。這便是由記錄的電磁場數據產生擴散的波場遷移的圖像的處理。雖然地電分散系數是一個復數值參數，但是，例如，只使用復數分散系數的實部便可形成圖像圖2示意地表示由本發明人研發的算法的步驟，用于對在圖1所示的那種勘探期間采集的CSEM勘探數據進行上述的分析。在步驟1，確定要被分析的勘探數據的細節(或者在模擬的情況下被限定)。這些包括識別特定的源-接收機對的相對位置(例如在勘探區域上它們的間隔和位置)以及包括該數據的頻率分量。在步驟S2，確定對應于模擬空間的計算網孔(即在地下地層內的要進行外推的區域)。在步驟S3，提供勘探數據。這些數據包括在從測量的數據減去“一次”源場之后的電和/或磁場數據，以及由發射機廣播的源信號的細節。步驟S3可以包括電場數據的預處理，例如確定徑向分量，或者由檢測的電場或磁場的正交的水平分量控制的極化橢圓的主軸的大小，用作進一步處理的基礎。在步驟S4，選擇要在波場外推中使用的開始(初始)模型。如在后面可以看出的，這一般包括一個均勻的電阻率的半空間，例如具有類似于勘探區域的預期的大規模背景電阻率的電阻率。在步驟S5，對于限定模型空間的計算網格上的表面下位置確定外推系數。在2-D的情況下，例如，這些通過對每個特定的源位置和接收機位置對以及頻率，對Eu，d求解方程5來確定。在步驟S6，根據公式3給出的關系，進行向下繼續。在步驟S7，按照公式7所示的關系由外推的波場確定電磁分散系數(Scat)。這對在步驟S2中確定的整個模型空間進行，以作為位置和深度的函數提供電磁分散系數的分布。對于每個頻率分量和包括勘探數據的每個源-接收機對重復步驟S4-S7，如步驟S8所示。(在最小的配置中，可能只有一個源-接收機對。)在步驟S9，組合按照步驟S8進行的重復執行步驟S4-S7而確定的多個輸出圖，從而提供作為位置和深度的函數的勘探區域內的電磁分散系數的輸出圖。雖然不是必需的，但在本例中該方法被迭代地使用，如步驟S10所示。在步驟S10，產生一個基于輸出圖的修改的開始模型。處理返回步驟S4，以進行步驟S4-S9另一個迭代，其中使用的開始模型是基于輸出圖的修改的開始模型。步驟S10可被執行任何所需的次數，例如3次。一旦通過步驟S10完成所需的迭代次數，處理便從步驟S9進行到步驟S11。在步驟S11，輸出圖作為圖像例如代表在模型空間內的分散系數的結構橫截面的圖像被顯示。應當理解，圖2所示的各步驟不必按照所示的順序進行。此外，應當理解，在一些實現中，不是所有的步驟都是必需的。例如，不總是需要作為圖像來顯示輸出圖(即不使用步驟S11)，或者只進行一次迭代(即不使用步驟S10)。基于圖2所示的處理的算法已經用于檢查對在CSEM勘探中獲得的數據應用波場外推技術的可用性，并用于產生下面描述的結果。頻率對波場成像的影響圖3A示意地表示一種模擬的1-D地下地層結構，用于表示對包括不同數量的離散頻率分量的合成CSEM勘探數據應用上述的波場成像分析的結果。在地下地層中的不同層之間的邊界用虛線表示。海平面下的深度(d)被標在圖的左側。所示的模擬的地下地層結構包括四層，它們位于海底6的下面，其上面具有海水30的本體。海水30為7000米深，電阻率為0.3歐姆。第一地下層32的厚度是1300米，電阻率是1歐姆。第二地下層34的厚度是750米，電阻率為50歐姆。第三地下層36的厚度是2250米，電阻率是1.33歐姆。第四地下層38的厚度是3700米，電阻率是1.5歐姆。這種排列明顯地對應于位于背景地層結構中的碳氫化合物儲藏(由具有相對高的電阻率的第二層34表示)的排列，具有較低的但是隨深度而增加的電阻率。這種類型的電阻率增加的背景一般是由于因為產生的過大的壓力而使導電的海水從構成地下地層的沉積物的孔隙中被逐漸逐出所致。圖3B用曲線表示對圖3A所示的模擬地下地層結構使用上述的波場成像分析計算的分散系數(Scat)的實部，其是海平面以下的深度(d)的函數。示出了用于具有不同數量的離散頻率分量的CSEM勘探數據的作為深度的函數的分散系數的曲線。(實際上如何采集多頻率分量的數據的例子將在下面給出。)標有1F的曲線對應于5Hz的單個頻率的CSEM勘探數據。標有8F的曲線對應于包括在0.1-1Hz范圍內的8個離散頻率分量的CSEM勘探數據。標有14F的曲線對應于包括在0.1-5Hz范圍內的14個離散頻率分量的CSEM勘探數據。標有30F的曲線對應于包括在0.1-90Hz范圍內的30個離散頻率分量的CSEM勘探數據。當把分析應用于具有較多的頻率分量的數據時，分散的邊界(對應于在具有顯著不同的電阻率的各層之間的邊界)被最清楚地限定。增加頻率的數量將改善相對高的電阻率的第二層34的邊界的清晰度，也減少離開該層的側凸(side-lobe)振蕩(在圖3中當分散系數的極值遠離層邊界時，這是明顯的)。不過，在這種情況下，與使用14個頻率相比，使用30個頻率未顯著地改善1-D圖像。這是一個重要的結果，因為實際上提供具有大量的頻率分量的CSEM勘探數據是更困難的。這是由于CSEM勘探數據的根本上的窄帶特性。可以看出，與可以預期的相反，只利用在一個頻率范圍內的幾個離散頻率分量例如8個或14個，可以獲得合理的圖像，所述頻率范圍對于這些分量穿透一個合適的地下深度是足夠低的，并且在實際上可以利用現有的EM源來實現(例如0.01-60Hz)。已經發現，使用在0.01Hz-5Hz之間的少至3個或4個的離散頻率，便可產生可以接受的結果。波場成像分析技術過去一直被認為只對寬帶的較高頻率的數據可用，例如寬帶的地震數據或者自然發生的寬帶的MT電磁數據。在波場成像分析和常規的反演分析之間的對比空間分辨率因為上述的波場成像分析在頻域內進行，分析時在分離的中心頻率進行的離散測量被“組合”，以形成包括地球表面下的地下地層的頻率平均響應。不過，在一般的EM反演中，這是絕對不可能的，因為多個頻率的數據一般只用于數據冗余。雖然確實的是，不同的頻率可用于地下地層的不同的采樣(由于不同的透入深度)，但是這些數據的組合不提供上述的波場成像分析中固有的頻率平均。在Tikhonov-Regularized反演中，單個“被平滑的”表面下的重構必須對于在所有頻率下的數據是可調和的。然而，在波場成像中，進行多個“粗的”重構并將它們相加或者組合而形成單個圖像。結果，波場成像可以產生地下地層中的地電邊界的相對高的分辨率的重構，而反演則產生相對低的分辨率的重構。波場成像具有高的分辨率而反演具有低的分辨率的原因是因為在反演處理中所需的穩定化。反演問題一般被限制于地下地層的“平滑的”表示，因為數學反演處理是不穩定的。平滑的解通常可以減少EM反演的分辨率到頻率相關的程度。此處所述的2-D波場成像基于穩定的數學處理，因此其本身是穩定的。結果，不需要穩定化(平滑)，因而相對高的分辨率是可能的-只要數據中存在足夠的頻率含量。此外，用于產生波場成像的圖像的成像條件(公式6)是一個局部化的算子，在空間上只由有限差分模板和波場性能本身控制。雖然不用平滑約束也可以求解EM反演問題，但是當應用于無約束的CSEM勘探數據的2-D或3-D反演時，解的不穩定性和非單一性通常太顯著。計算效率在常規的反演分析與按照本發明實施例的波場成像之間的一個最明顯的不同是可以獲得解的速度。反演的計算效率取決于用于進行“反演”操作的方法。如果尋求一個精確的反演解，則所需的計算次數至少是N2的數量級，其中N是由零空間方法給出的未知數。如果使用常規的矩陣反演方法，這可能增加到N3的數量級(例如高斯-牛頓型的解)。對于波場成像，可以提供只需直接計算求得的解。在一些情況下，隱含的有限差分正向求解程序可能仍然需要N2次計算才能解出，但是不進行附加的反演計算。除去通過避免反演計算而節省的時間之外，可以通過顯式的有限差分運算進行波場成像(使用向下繼續)。這里使用的2-D實現便使用這種顯式的求解程序，只需要N個數量級的計算便可解出。最終的結果是一種與類似大小的反演解決方案相比需要數量級較少的時間便可求解的解。基于圖2所示的處理的一些實驗已經表明，在PentiumIV，Linux工作站上，在具有大約250×200個元素的計算網孔上的2-D波場成像大約用1分鐘。結果的例子圖4A以縱截面圖示意地表示海底6的一個區域下面的模擬的2-D地下地層結構。該模型包括嵌入在電阻率為1歐姆的背景中的電阻率為100歐姆的楔形結構40。楔形40的上邊沿大約在海底以下2000米，楔形的厚度大約為800米，其基部的水平范圍大約6000米。海平面以下的深度(d)被標于圖的左側。沿底部標出了從一個任意的原點測量的水平位置(x)。圖4B是灰度曲線，示意地表示使用上述的2-D波場成像分析對圖4A所示的模擬地下地層結構計算的分散系數(Scat)的實部，其是海平面下方的深度(d)和水平位置(x)的函數。圖右邊的陰影條表示在灰度陰影和分散系數值之間的關系。該圖像是使用合成的CSEM電場數據產生的，所述數據包括8個離散頻率分量(0.125，0.25，0.375，0.75，1，1.25，3和5Hz)，是對于沿著圖4B的平面中的海底6呈一行分布的23個接收機(Rx)位置和6個源(Tx)位置采集的。用于外推的初始的電阻率模型是電阻率為1歐姆的一個均勻的半空間。發射機是水平的(即平行于海底6)在圖的平面內延伸的電偶極子天線。數據包括對于每個源-接收機對，在每個頻率下在圖的平面內測量的水平電場的幅值。這個場的分量通常被稱為直列(inline)分量。作為一個亮的區域(高的負分散系數)，在圖4A中可見的楔形特征的上邊界的位置是清楚的。緊接著在此的下方的暗的區域(高的正分散系數)是“過調”。下方的邊界不那么清楚的原因是，因為用于波場成像而假定的開始(初始)模型僅僅對于楔形結構的頂部是精確的。這是因為對于在此下方的深度的外推不包括楔形本身的高電阻率的影響。圖4C和圖4B類似，因而由圖4B可以理解。不過，圖4C對應于波場成像處理的第二迭代。第二迭代和第一迭代類似，不過使用基于圖4B所示的第一迭代的結果的開始模型。具體地說，圖4C中所示的外推使用的開始模型使用對地下地層中的每個位置計算的參數(1-Scat1+Scat)2·ρmodel---(10)]]>作為開始模型。在公式10中，ρmodel是初始迭代的開始模型(均勻半空間)，Scat是圖4B表示的分散系數的實部。第二迭代使用的更新的開始模型使得能夠識別楔形的下邊界。這由與圖4B相比圖4C中亮的區域具有較大的垂直范圍這一現象可以清楚地看出。圖4D和圖4B，4C類似，因而由圖4B和圖4C可以理解。不過，圖4D對應于波場成像處理的第三迭代。第三迭代和第二迭代類似，不過以與上述的第二迭代相同的方式使用基于圖4C所示的第二迭代的結果的開始模型。從圖4D可以看出，楔形的上下邊界被清楚地確定，并且與圖4B以及圖4C相比，在楔形的下方存在相對小的模糊或“過調”。這些類型的圖像使得能夠對表面下電阻率進行直接解釋，并還可以用于對常規的反演分析提供獨立的幾何約束。數據采集由圖3B和圖4B-D可見，窄帶的CSEM數據，例如含有只跨過幾赫茲(例如在0.01和5Hz之間)，或者可能高達60Hz，的例如14個或更少的頻率分量的數據，可以提供地下地層的可以接受的圖像。這是令人驚訝的，因為波場成像技術迄今一直被認為只適用于寬帶數據。例如，對于由Zhdanov等人[8]描述的寬帶的自然發生的MT波應用波場成像，使用跨過5個十進制間隔(在0.1和104秒之間的間隔)的68個頻率的數據。使用電流源技術的CSEM勘探不能提供這種寬帶信號，并且只有相當少的頻率分量可用于實際的勘探。具有若干種方法使用圖1所示的那種設備來獲得包括例如大約15個離散頻率分量的CSEM數據。一般地說，利用在一個頻率下廣播的源天線獲得大部分CSEM勘探數據，通常在大約0.01-0.5Hz的范圍內，不過有時達到5Hz或更高，例如達到60Hz。對于給定勘探所選的頻率將基于對透入深度效應和所需的深度靈敏度的考慮。較低的頻率通常用于探測較深的地下地層，這是由于它們具有較長的透入深度。CSEM源頻譜一般包括基本頻率和少數的或許2個或3個諧波。用于源天線的合適的驅動信號可被這樣選擇，使得在基本頻率和2個或3個諧波頻率的每一個頻率下都輸出足夠的功率。可以提供用于其功率在更多的諧波當中分配的源的驅動信號，但是這可能產生一些問題，因為在每個諧波下都需要提供足夠的功率用于實際勘探。用于提供更多的頻率分量的另一種方法是，在勘探期間，在感興趣的區域上進行多次通過，同時在每次通過(牽引)期間在不同的頻率下采集數據。例如，為了提供具有9個頻率分量的CSEM勘探數據，可以由廣播足夠功率的源進行3次通過，每次以3個不同的頻率(即1個基本頻率和2個諧波頻率)廣播。例如，在勘探區域上的第一次牽引可以使用在0.125Hz的基本頻率下廣播，并具有足夠的三次諧波和五次諧波(0.375Hz和0.625Hz)功率的源進行。第二次牽引可以在相同的路徑上使用在0.25Hz的基本頻率下廣播，并同樣具有足夠的三次諧波和五次諧波(0.75Hz和1.25Hz)功率的源進行。最后，第三次牽引可以使用在1Hz的基本頻率下廣播，并具有足夠的三次諧波和五次諧波(3Hz和5Hz)功率的源進行。因為在基本上相同的路徑上進行了3次牽引，在沿著這些路徑的每個點，提供代表在源和每個接收機之間的EM耦合的9個頻率下(0.125，0.25，0.375，0.625，0.75，1，1.25，3和5Hz)的數據。應當理解，可以同時使用例如在3個頻率下的多源廣播來提供所需數量的離散頻率。所述的多源可以由一只船只牽引，因此不需要在同一路徑上進行多次牽引。EM數據分量在電磁反演中，一般理解，多個場分量(即沿著多個方向例如相對于在源和接收機之間連接的直線的徑向和水平方向分解的檢測的場)是一個優點。這是因為，不同的源-接收機結構具有不同的靈敏度函數，因此它們對地下電特性的不同的空間分布敏感。一個例子是所謂的“直列和側邊(inlineandbroadside)電場測量”[1]。因為直列結構是一種同軸的或徑向類型的測量，和共面的側邊結構相比，其檢測較深的深度。當反演電場數據時，兩個測量的組合數據是有用的，因為每個結構附加于不同深度下的反演的約束，以減少反演的模糊性。使用多數據分量的不利的方面是需要對其進行記錄。為了記錄真正的直列的和側邊的場，需要正交的接收機位置或正交的源牽引線。可以使用折中的幾何條件，(例如斜的牽引線)，但是記錄的數據分量將不是純的。無論如何，需要多數據分量增加了獲得的努力和成本。相反地，利用波場成像，雖然多分量有助于增加方位信息(例如對于3-D成像)，但是不需要產生地下地層的2-D圖像。在所有的點，表面波場延續(外推)到地球內。這意味著，對于每個數據的分量，結果的圖像可以在淺深度的能量和深深度的能量之間進行區分。結果，唯一的限制因素是總的深度靈敏度(能量最初必須已經傳播到任何給定的深度以對那點成像)。這不成問題，因為通過增加源-接收機的偏離距離總是能夠增加測量深度靈敏度。因此，即使不同的數據分量提供附加信息，對于在各向同性的介質中對多維結構成像，這些信息是不需要的。不過，如果存在各向異性，多數據分量則幫助在每個地下位置的各種電特性之間進行識別(在所有地下位置導電性成為一個張量)。無線電波的影響在較淺水中的地下EM解釋中的一個重要的考慮是所謂的“無線電波”能量對傳播到地下地層中的能量的干擾[1]。以接近全波長從源通過海傳播到接收機的這種無線電波的能量如果干擾目標信號，則可能使CSEM數據的解釋復雜化。這是可能發生的，因為波場成像處理試圖把無線電波能量外推到地下地層內。不過，在原理上，波場成像將把無線電波能量定位在一個地下位置，該位置可以由其它的地下目標信號確定并由這些信號識別。如果無線電波信號被定位在與目標本體相同的地下深度，則其只引起可能的擾亂。波場成像處理把無線電波能量定位(遷移)到表面下。不過，這種遷移使用不合適的波數(即開始模型地下電阻率一般大于無線電波通過的海水的電阻率)。因此，波場成像不僅僅把無線電波能量定位在海底下對應于覆蓋海底的海水的深度。而是，無線電波能量被定位在對應于由一個參數縮放的覆蓋的海水的深度的深度，該參數與在地下地層與海水之間的波數之差成比例。遷移的無線電波能量的深度將和海水中的透入深度(δω)與地下地層的平均(δε)之比成比例。因而，為了確定無線電波能量在地下地層中的位置，只需簡單地計算所述的比δϵδω=2ωμσϵ2ωμσω=σωσϵ---(11)]]>其中δε和δω分別是海水和平均地下地層的電導率(電阻率的倒數)。圖5A以縱剖面示意地表示在海底6的一個區域下面的模擬1-D地下地層結構，用于說明合成的CSEM數據的無線電波能量部分的影響。海底6位于1620米深電阻率為0.3歐姆的水體的下面。所示的地下地層模型包括被嵌入電阻率為1歐姆的均勻的背景中的電阻率為100歐姆的水平層50。層50的上邊沿大約在海底下方1200米，該層大約700米厚。海平面下方的深度(d)被標于圖的左側。由任意原點測量的水平位置(x)沿著底部被標出。圖5B是一個灰度圖，示意地表示對圖5A所示的模擬的地下地層結構使用上述的波場成像分析計算出的分散系數(Scat)的實部，其是海平面下方深度(d)和水平位置(x)的函數。按照與圖4B所示的相同的陰影條描繪數據。使用包括8個離散頻率分量(0.125，0.25，0.5，0.75，1.0，1.25，2.5和5.0Hz)的合成的CSEM電場數據產生圖像。使用了對應于已知的地下電阻率的分布的用于波場成像的開始模型(即按照圖5A所示的模型)。這種使用已知的地下電阻率改變作為波場成像的開始模型的技術此處被稱為使用精確的開始模型。在波場成像中水平層50的存在可被看作為是在圖5B中在合適深度下的水平帶。不過，在圖5B中還可以看到在較大深度下的亮帶52。這個帶對應于波場成像處理錯誤地將其外推到地下地層中的無線電波能量的存在。該無線電波已經通過電阻率為0.3歐姆深度為1620米的海水傳播。不過，波場成像處理假定這個無線電波能量已經通過地下地層行進，該地層的大部分具有大約1歐姆的電阻率。這意味著波場成像把無線電波能量定位在海底6下方一個比其實際在其上行進的深度較大的深度。按照公式11所示的關系，該無線電波能量被定位在海底下方1.77倍海水深度的深度處，即在海平面下方(1.77+1)*1620米＝4487米的深度處。這是在圖5B中看到的亮帶52出現的深度d。因為在CSEM勘探中，海水深度、海水電阻率和地球的體電阻率一般是相對熟知的，無線電波能量即與地球未發生相互作用的能量將出現的深度可被確定，并因此被忽略或從所得的輸出圖像中被減去。利用復數的分散系數成像電磁波場成像一般產生復數值的分散系數(由于波數的復數性質)。在圖3B、4B-4D和5B所示的圖像中，繪出了復數分散系數的實部。不過，在外推的波場和所得圖像的實部和虛部中都具有信息。圖6A以縱截面示意地表示在海底6的下方的模擬的2-D地下地層結構，用于研究實部、虛部以及組合的實部-虛部分散系數之間的差別。海底6位于電阻率為0.3歐姆深度為7120米的水體的下方。這個地下地層模型包括塊結構70，其具有100歐姆的電阻率，被嵌入一個背景中，所述背景包括電阻率為1歐姆，厚度大約為4500米的上層72和電阻率為1.5歐姆的半無限下層74。海平面下方的深度(d)被標在圖的左側。從任意原點測量的水平位置(x)沿著底部標出。圖6B是一個灰度圖，示意地表示對于圖6A所示的模擬地下地層結構計算的分散系數(Scat)的實部。圖6B和圖5B類似，因而可以由圖5B來理解。再次使用了精確的開始模型。在圖6A所示的模型中塊72的存在可以從圖6B清楚地看出。具有少量的水平滲色，形成略微呈帶狀的結構。相信這個假像是由勘探區域的邊沿不良的數據收斂產生的。圖6C和6D與圖6B類似，不過其分別繪出了分散系數的虛部和實部與虛部的平均(和圖6B示出的實部相對)。由圖6C可以看出，虛部未合適地分辨塊72的頂部。不過，其很好地成像了塊的底部。雖然尚未得知這種現象的準確原因，但可能是因為通過在電阻塊72內部感應的場，而不是在塊的表面的分散場，分散系數的虛部被控制。如果確實如此，即波場的虛部由感應場控制，則與體的邊沿相比，可以較好地成像體的內部。波場的實部(因而分散系數的實部)由地下地層內的非均質的表面的分散能量控制。結果，實部值的圖像(例如圖6B所示)和虛部值的圖像(例如圖6C所示)相比應當產生界面的較好的指示。關于圖6D所示的分散系數的實部和虛部的平均，圖像未對實部圖像(圖6B)作出顯著的改善，并且在塊72附近的許多區域變差。這說明如何進行分散系數的實部和虛部的不同的組合以提供對地下地層中電阻率的改變靈敏度不同的圖像。開始模型對CSEM成像的影響如上所述，波場成像處理依賴于地下地層電阻率的假定的開始模型。一般地說，真正的地下電阻率的改變是未知的，因而波場成像包括某種程度的不精確。圖7A以縱截面示意地表示海底6的一個區域下方的模擬2-D地下地層結構，用于研究使用不同的開始模型的結果。海底6位于電阻率為0.3歐姆深度為7120米的水本體的下方。這個地下地層模型包括水平層80，其電阻率為100歐姆，被嵌在一個背景內，該背景包括電阻率為1歐姆的上層82和電阻率為1.5歐姆的半無限的下層84。在海平面下方的深度(d)被標在圖的左側。從任意原點測量的水平位置(x)沿著底部標出。圖7B是一個灰度圖，示意地表示對圖7A所示的模擬的地下地層結構計算的分散系數(Scat)的實部，其是海平面下方的深度(d)和水平位置(x)的函數。數據按照與圖4B所示的相同的陰影條被繪出。使用包括14個離散頻率分量(0.1，0.125，0.25，0.5，0.6，0.75，0.9，1.0，1.25，2.0，2.5，3.0，4.0和5.0Hz)合成的CSEM電場數據產生圖像。使用對應于已知的地下電阻率分布的精確的開始模型(即按照圖7A所示的模型)進行波場成像。圖7B所示的圖像看來更與圖7A所示的模型緊密匹配。圖7C和圖7B類似，因而可參照圖7B加以理解，不過該圖是使用電阻率為1歐姆的無限半空間的均勻電阻率的開始模型產生的，而未使用用于產生圖7B的精確的開始模型電阻率。顯然，圖7C所示的圖像也與圖7A所示的模型緊密匹配，盡管使用的是大大簡化的開始模型。這說明，雖然精確的開始模型一般產生較好的圖像，但是，沒有關于地下地層的這種完整的先驗信息，仍然能夠產生精確的圖像。即使利用了可能被認為是不合適的開始模型，圖7C所示的圖像也提供了地層82的正確位置(大約海底下1500米)，并檢測到在海底下大約5200米處存在地電界面。該層的厚度(1500米)也是一致的。這說明可以使用簡單的均勻電阻率半空間作為合適的開始模型。如圖4B-4D所示，通過迭代地應用波場成像處理(即多次地執行該方法)，可以改善所得的圖像，其中用于后面的迭代的開始模型基于前一次迭代的輸出圖像。圖8A以縱截面示意地表示海底6的一個區域下方模擬的2-D地下地層結構，用于說明使用不同的電阻率半空間開始模型進行波場成像的結果。該模型包括楔形結構90，其電阻率為100歐姆，被嵌在電阻率為1歐姆的均勻背景內。這種結構和圖4A所示的類似。在海平面下方的深度(d)被標在圖的左側。從任意原點測量的水平位置(x)沿著底部標出。圖8B是一個灰度圖，示意地表示對圖8A所示的模擬的地下地層結構利用在波場成像中使用的精確的開始模型計算的分散系數(Scat)的實部。從這個圖像中清楚地看出楔形結構的存在。圖8C-8E與圖8B類似，并可參照圖8B加以理解，不過這些圖是分別使用包括電阻率為0.5歐姆、1歐姆和2歐姆的的無限半空間的均勻電阻率的開始模型產生的，而未使用用于產生圖8B的精確的開始模型。對于均勻半空間開始模型選擇太低的電阻率的結果是，波場成像使圖像欠遷移(under-migrate)，并且太淺地定位結構。這在圖8C中是明顯的，其中使用0.5歐姆的均勻電阻率半空間開始模型，而未使用在圖8A中的大規模背景中看到的1歐姆的更實際的值。因而計算出的楔形90被定位在太淺的一個深度。對于均勻半空間開始模型選擇太高的電阻率的結果是，波場成像使得圖像過遷移(over-migrate)，并把結構定位太深。由圖8E可以明顯地看出這一點，其中使用2歐姆的均勻電阻率半空間開始模型，而不使用更實際的1歐姆的值。因而計算出的楔形90位于太深的深度。圖8D再次表示，具有合適地選擇的電阻率(即在這種情況下為1歐姆)的半空間開始模型提供類似于使用精確的開始模型產生的圖像。由圖8C-8E顯然可以看出，改變半空間開始模型的電阻率的結果是改變楔形90的深度而不改變其幾何條件或水平位置。在所有情況下，2-D楔形90被很好地解出。實際上，可以使用迭代的成像處理例如圖4B-4D所示，以便更好地成像復雜的結構。在任何情況下，為了識別要成為將來鉆探的目標的碳氫化合物的儲藏，水平位置比深度更重要。應當理解，雖然上面所述的CSEM數據的分析集中在由牽引的源(發射機)獲得的數據上，但這僅僅是一個例子而已。該方法還可應用于利用牽引的接收機采集的數據，其中具有或沒有被牽引的源。該方法還可應用于固定的設施中。例如，該方法可應用于監視正在被開采的碳氫化合物儲量的改變。在這種情況下，使用相對于接收機陣列幾個固定位置的一個(或多個)源而不進行頻繁牽引的勘探是合適的。所述的源可被錨固在海底上，或者被懸掛在例如鉆油平臺上。在其它例子中，所述源可被置于井或鉆孔中，例如地質技術的鉆孔中。在產油油田的情況下，地下結構可能由以前的地質勘探和鉆探結果已經熟知。確實，以前的來自油田的地球物理和地質信息可被用于構建用于波場成像的開始模型。最后，應當理解，本發明同樣可以應用于淡水的勘探，例如大的湖泊或河口，因此所提及的海底、海水等，不應當認為是限制，而應當被解釋為包括湖床河床等。參考文獻[1]GB2382875A(UniversityofSouthampton)[2]WO02/14906A(StatoilASA)[3]Eidesmo，T.，Ellingsrud，S.，MacGregor，L.M.，Constable，S.，Sinha，M.C.，Johansen，S.，Kong，F-N&Westerdahl，H.，SeaBedLogging(SBL)，anewmethodforremoteanddirectidentificationofhydrocarbonfilledlayersindeepwaterareas.FirstBreak，20，2002，144-152[4]Ellingsrud，S.，Eidesmo，T.，Johansen，S.，Sinha，M.C.，MacGregor，L.M.&Constable，S.，Remotesensingofhydrocarbonreservoirsbyseabedlogging(SBL)ResultsfromacraiseoffshoreAngola.TheLeadingEdge，21，2002，972-982[5]GB2390904A(UniversityofSouthampton)[6]Claerbout，J.F.，1970，Coursegridcalculationsofwaveininhomogeneousmediawithapplicationtodelineationofcomplicatedseismicstructure，Geophysics，35，407-418[7]Lee，S.，McMechan，G.A.，&Aiken，C.L.，1987，Phase-fieldimagingTheelectromagneticequivalentofseismicmigration，Geophysics，52，678-693[8]Zhdanov，M.S.，Traynin，P.，&Booker，J.R.，1996，Undergroundimagingbyfrequency-domainelectromagneticmigration，Geophysics，61，666-682[9]Claerbout，J.F.，1976，FundamentalsofGeophysicalDataProcessing，McGraw-Hill，NewYork，Chpts.10-11.Biondo，B，2003，Equivalenceofsource-receivermigrationandshot-profilemigration，Geophysics，68，1340-1347.權利要求1.一種用于分析被認為或已知含有地下碳氫化合物儲藏的區域的水下電磁勘探的結果的方法，包括提供對特定的源和接收機位置以在0.01Hz和60Hz之間的多個離散頻率進行水下受控源電磁(CSEM)勘探獲得的電磁場數據；關于該多個頻率的每一個，對各個源和接收機位置的數據執行波場外推，從而提供作為位置和深度的函數的對應的多個電磁分散系數的分布；以及組合所述分布以提供作為位置和深度的函數的電磁分散系數的輸出圖。2.如權利要求1所述的方法，其中所述多個離散頻率由3個和15個頻率之間的頻率構成。3.如權利要求1或2所述的方法，其中用于波場外推的開始模型包括均勻電阻率模型。4.如權利要求1或2所述的方法，其中所述方法被執行多次，來自一次執行的輸出圖被用作后來執行的波場外推的開始模型。5.如權利要求1到4中任何一個所述的方法，其中電磁分散系數具有復數值，并且輸出圖對應于電磁分散系數的實部。6.如權利要求1到4中任何一個所述的方法，其中電磁分散系數具有復數值，并且輸出圖對應于電磁分散系數的虛部。7.如權利要求1到4中任何一個所述的方法，其中電磁分散系數具有復數值，并且輸出圖對應于電磁分散系數的實部和虛部的平均。8.如權利要求1到7中任何一個所述的方法，還包括作為圖像顯示輸出圖。9.如權利要求1到8中任何一個所述的方法，其中電磁場數據包括電場數據。10.如權利要求1到9中任何一個所述的方法，其中電磁場數據包括磁場數據。11.如權利要求1到10中任何一個所述的方法，還包括在輸出圖中確定未與地球相互作用的無線電波能量所處的深度。12.如權利要求1到11中任何一個所述的方法，其中離散頻率中的至少一個是離散頻率中的另一個的諧波。13.如權利要求1到12中任何一個所述的方法，其中通過在不同時間進行的對區域的多次CSEM勘探來獲得電磁場數據。14.如權利要求1到13中任何一個所述的方法，其中使用水平電偶極子源來獲得電磁場數據。15.一種承載有機器可讀指令的計算機程序產品，所述指令用于實現按照權利要求1到14中任何一個所述的分析水下CSEM勘探結果的方法。16.一種裝載有機器可讀指令的計算機設備，所述指令用于實現按照權利要求1到14中任何一個所述的分析水下CSEM勘探結果的方法。17.一種用于進行被認為或者已知含有地下碳氫化合物儲藏的區域的水下CSEM勘探的方法，包括提供至少一個源和至少一個接收機，用于傳送和檢測電磁信號；通過對特定的源和接收機位置在0.01Hz和60Hz之間多個離散頻率下進行傳送和檢測來獲得電磁場數據；關于所述多個頻率的每一個，對各個源和接收機位置的數據進行波場外推，從而提供作為位置和深度的函數的對應的多個電磁分散系數的分布；以及組合所述分布以提供作為位置和深度的函數的電磁分散系數的輸出圖。18.如權利要求17所述的方法，其中所述多個離散頻率由3個和15個頻率之間的頻率構成。19.如權利要求17或18所述的方法，其中在該多個離散頻率的不同頻率下的數據利用單個源同時被獲得。20.如權利要求17或18所述的方法，其中在該多個離散頻率的不同頻率下的數據利用多個源同時被獲得。21.如權利要求17或18所述的方法，其中在該多個離散頻率的不同頻率下的數據利用單個源在不同時間被獲得。22.如權利要求17到21中任何一個所述的方法，其中離散頻率中的至少一個是離散頻率中的另一個的諧波。全文摘要本發明披露了一種分析被認為或者已知含有地下碳氫化合物儲藏的區域的水下受控源電磁(CSEM)勘探的結果的方法。該方法基于由成對的源和接收機位置獲得的窄帶電磁場數據的波場外推。所述數據包括在0.01Hz和60Hz之間的多個離散頻率。對這些離散頻率的每一個進行波場外推，以提供作為勘探區域下面的位置和深度的函數的電磁分散系數的分布。然后組合這些分布以提供電磁分散系數的可以顯示的圖像。該方法能夠快速提供能夠被容易解釋的可顯示圖像。文檔編號G01V3/12GK1950721SQ200580014357公開日2007年4月18日申請日期2005年2月8日優先權日2004年5月6日發明者邁克爾·托姆普金斯申請人:Ohm有限公司