海洋 CSEM 法による油ガス層分布の把握技術の現状とその可能性 *

Keywords: ： Hydrocarbon, Exploration, Inversion analysis, Resistivity, Marine Electromagnetics, CSEM

Marine controlled-source electromagnetic sounding for hydrocarbon detection and case study

Kazunobu Yamane, Yoshihiro Tuji, Kenji Akiyoshi and Yasuhiko Nagasaki Abstract： Recently the marine controlled-source electromagnetics (CSEM) is applied commercially to the problem of detecting the presence of hydrocarbon filled layers in the sub-sea formations, and a number of companies are now providing this service. 
In this paper, we return to fundamentals of electromagnetic (EM) method. Transmission frequencies used in the marine CSEM are typically between 0.01 and 10Hz. As such low frequencies, the behavior of EM field in subsurface is governed by the diffusion equation rather than the wave equation. The EM field radiated by an electric source can be considered to consist of two different modes： a TM mode component and a TE mode component. An analysis of both the TE and TM mode holds the potential to determine if the increase in the measured EM field is caused by the presence of hydrocarbon saturated reservoir or other resistive bodies in the subsurface. The physics of CSEM in shallow water is also examined by using simple 1-D models. This would show that the concept of air interaction, rather than air wave, is appropriate because of complex coupling between signals interacting with seafloor and air. 
We then apply the inversion analysis to frequency-domain CSEM sounding data acquired in the offshore of Australia, investigate how the marine CSEM could reconstruct resistivity image of gas bearing formation. The survey area comprises two towed lines, covering discovered gas field. The transmitter antenna is a horizontal electric dipole of length about 250m, towing along profiles at an average of 30m above the receivers. For the inversion process, we use a starting model with homogeneous background of 1.0 ohm-m below the sea bottom. No further a priori information is utilized during the inversion. The inversion reaches acceptable data misfit, produced images of the resistive target which can be interpreted gas bearing formation. 

＝ と， ダイディアック・グリーン関数 G は， となる。ここで，グリーン関数の各要素 G ij は，-1/ ẑj な るモーメントを有する j 方向の電流ソースを位置 r' にて印 加することで，位置 r で観測される i 方向の電場成分を意 味している。位置 r での電場は， E j (r) ＝-Ids ẑj G ＝ j (r, r') ・ îs (8) で表わされ，対応する磁場は， H j (r) ＝IdsG ＝ j H (r, r') ・ îs ( 
分は存在しないため，各層での電場の相互作用は，誘導 現象のみとなる。TM モードでは，各地層境界を電流が横 切るため，各層中の電場同士の関係は，誘導現象に加えて galvanic な現象が加わる。なお，このモード区分は，水平 電流ソースによって励起される電場の卓越方向に対して定 義されるものであり，MT 法調査で用いられている地層の 走向方向に電場測線を展開する方法を TE モード，走向方 向に直交する方向に電場測線を展開する方法を TM モード と呼んでいるものとは異なる。 図 1 のような低比抵抗の堆積岩中に高比抵抗層が挟在す るモデルを考える。TE モード，すなわち水平方向の誘導 現象に起因する成分は，地層境界方向の電場成分が連続す るため，オームの法則(電流密度＝(1/ 比抵抗)×電場) にしたがって，高比抵抗層中の電流密度は減少する。一 方，TM モードでは地層境界を電流が縦断し，その電流密 度は連続せねばならない。そこで，比抵抗値の大きな地層 を縦断すると，その地層中の TM モードの電場値は増加す る。例えば，TE，TM の両モードの電場値が増加する場合， 大地全体の比抵抗値が大きくなったケースが考え得る。ま た，TM モードの電場のみが上昇し，TE モードの電場変 化が少ない場合は，堆積層に挟在される地層の比抵抗値が 増加したケース，例えば油ガス層の存在を示唆する可能性 が有り得る。なお， (8)式および(9)式のグリーン関数 の説明は，付録資料に記した。 2.2 浅海域での電場応答 電流ダイポールによって印加された電流による大地の電 磁場応答は，前節の(4)式を解くことで求められる。こ こでは，TM モード，TE モードによる電磁場の考察方法 の適用例として，浅海域での測定について検討する。 図 3 に水深の違いによる観測電場の変化を示す。仮定し たモデルは海水 0.3 Ω･ m， 海底面下の大地を 1.0 Ω･ m とし， 測線方向に 0.25Hz の電流を水平方向に印加したものであ る。図中のグラフは，横軸に送信機と受信機の距離，縦軸 に測線方向(送信方向)の電場および位相分布を表す。大 地の比抵抗分布は一定であるにも係らず，観測される電場 の値は水深によって大きく異なり，水深が浅くなるにつれ て電場値が増加する。この現象は air wave と呼ばれ(例え ば，
 Chave et al., 1982；Constable et al., 2006など) ，海水層 の上に存在する空気層の影響が観測値に混入する現象であ る。海水は良導性であるため，深海域ではソースから直接 受信機へ到達する成分は，測点に到達する前に大きく減衰 する。それゆえ，観測データには大地からの応答成分のみ が卓越することが海洋 CSEM 法調査の利点の 1 つである。 この利点が，空気層の接近(すなわち海水層の薄層化)の (�) �� �� � � � � ＝ � � � � � ＝ (7) ＝ �� �� �� �� �� �� � �� � �� � � � � � �� �� � �� � �� � �� � �� � � � � �� � ＝ 図 3 水深の変化による水平電場分布 (a)振幅分布， (b)位相分布。横軸は送受信機間隔(m) 。 影響によって崩される現象が air wave である。空気層は絶 縁体と見なせるため， 電場はほとんど減衰しない。そこで， 水深が浅くなると大地の比抵抗分布とは関係のない空気層 からの応答成分が観測値に大きく混入する。 次 に， 図 3 で 示 し た 水 深 100 m の モ デ ル を 使 っ て air wave の影響を考える。ここでは便宜的に図 3 の水深 100 m モデルにおける大地の比抵抗値(1 Ω･ m)を海水と同 じ 0.3 Ω・m に変えることで，観測データに含まれる海水 層，空気層のみの成分を大まかに見積もる。もし
研究所，K. H. Lee 博士作成)による計算結果を厳密解と見 なして，均質大地および層状大地をバックグランドとする 2.5 次元モデリング計算を当該計算モデルに適用した。図 図 4 水深 100 m における水平電場分布 大地を含むモデルの応答(図 3 の W.D ＝ 100 m のケースと 同一)および海水層モデルからの応答値を差し引いたモデル の応答の比較 (a)振幅分布， (b)位相分布。横軸は送受信機間隔(m) 。 � ［ - ］ � �� ��モード ＝ - ＋ � � � � � � � � ＝ - ＋ � � � � � � � � ＝ ＝ � - �� � σ � �� � σ � ＋ �� � σ � �� � σ � (��) � � ［ ］ � �� ��モード ＝ - ＋ � � � � � � � � ＝ (��) - ＋ � � � � � � � � � 5 下段に各計算値の実部と虚部を示した。層状大地を使っ たモデル計算結果は厳密解と一致するが，均質大地を使っ た計算結果は，厳密解と大きく異なる。特に，浅海モデル の解析では，バックグランド構造に層状大地を採用する方 法が必須である。 また，実在の三次元海底地形が観測データに大きく影響 することが知られている。海底地形を取り込んだ三次元数 値解析法は， Commer et al. (2008) などの報告がある。 しかし， 海洋 CSEM 法の三次元調査・解析は，まだ普及していな いのが現状である。 ところで，海水は水深の浅い領域に進行すると波の波長 が短くなり， ひと波のもつエネルギーが狭い領域に集中し， 海岸に近づくにつれて波高が大きくなる。それゆえ，浅 海域での観測は深海域に比べて波浪による機器の動揺が深 刻なダメージを観測データに与える。実際の観測データに おいて観測機器の動揺はノイズ要因のうち最も大きなもの である。現在，海洋 CSEM 法調査で使用されている観測 機器は，スクリプス海洋研究所が発案した深海用の箱型装 置(図 6)を参考に製作されている。吉村ほか(2006)は， 水深数十 m 程度の海域において，スクリプス海洋研究所 の観測装置による電磁場観測を行った。波浪による機器動 揺によるデータ汚染について報告するとともに，筐体を低 床化することで波浪の影響を軽減できる可能性を示した。 笠谷ほか(2006) ，丸山ほか(2008)は，浅海用の電磁場 観測装置としてガラス球内に電気回路，トランスポンダー などを格納して筐体の小型化，低床化を図り，波浪によ る機器動揺の影響を回避させている。ガラス球装置は箱型 装置と異なり，筐体内部に発生するカルマン渦による観測 装置の自律的動揺が生じない点で優れている。浅海域の調 査では air wave を主とした解析手法が多く議論されている が，今後，観測装置を含めて浅海域特有の条件(波浪，沿 岸域に近づくことによる人工ノイズの混入など)を考慮し たデータ取得作業についても関心が払われるべきである。 3. フィールドデータ解析 次に， 海洋 CSEM 法のフィールドデータの解析例を示す。 調査地域は，西オーストラリア州の北西大陸棚地域である (図 7) 。同州の天然ガス資源量は，オーストラリアの過半 を占めると考えられている。オーストラリア北西大陸棚域 では， 1953 年から 2001 年にかけて 754 本の坑井が掘削され， 233 の油ガス田が発見されている。ジュラ紀のリフティン グおよびそれに引き続いて起こった大陸分裂，海洋底拡大
れているエリアを検討対象として選定し，海洋 CSEM 法 によって，このガス層が検出できるか否かを検証した。検 層データによると，ガス貯留層の比抵抗値は，周辺の堆積 層に比べて 10 倍以上の高比抵抗値を示している。 3.1 測 定 本調査では，2 本の測線を展開した。測点間隔は，いず れの測線も 1,500 m である。測点の水深は，A 測線で，約 800 -約 1,100 m の範囲に渡り， B 測線では， 約 300 -約 1,400 m である。 調 査 船 の 位 置 は，DGSP で 決 定 し た。 ま た， 沿 岸 警 備 隊 の ビ ー コ ン 局 と SBAS(Satellite Based Augmentation System)による静止衛星を使った誤差補正を併用した。 調査船，受信機および送信機(アンテナ含む)の位置は， USBL(Ultra Short Base Line)音響測位システムにて決定 した。また，音響測位の精度を上げるために，事前に海水 の音速分布を調べた。 電磁場測定には，インダクションコイル磁力計と電位 差計などを搭載した自己浮上式の OBEM(Ocean Bottom Electromagnetometer)を使用した。OBEM を，各測点に 1 台ずつ投入して，互いに直交する水平 2 成分の電場およ び磁場の時間変動を測定する。電場ダイポール長は 8 m である。機器設置では OBEM を海面から投入し，自由落 下にて海底面まで到達させる。海底まで到達する過程で， OBEM は潮流などの影響を受けて漂流するため投入ポイン トと着底ポイントが， 正確には一致しないのが普通である。 今回の調査では，計画ポイントと実際の海底の着底ポイン トとの最大誤差は， 水深 1,100 m の測点での 86 m であった。 送信源は，約 250 m の水平電流バイポールであり，海底 面から 30 m 上方を 2 ノットの速度で曳航した。送信には 0.08Hz の矩形波電流をバイポールに流し，その流電量は約 1,000A である。送信方向，すなわち電流バイポールの曳 航方向は，OBEM を展開した測線方向と一致させている。 電流バイポールの総曳航距離は，各測点で等しい送受信機 オフセット距離のデータを取得するため，測線長に対し前 後 20 km のオフセットを確保した。 3.2 解 析 3.2.1 データ処理 海洋 CSEM 法のデータ処理は基本的に陸上調査と同じ 処理手順を踏むが，以下の点で大きく異なっている。ひと つ目は，OBEM が海中を自由落下で降下するため，海底に 着底したときは任意の方角を向いている。このため，互い に直交する水平 2 成分の観測データを使って測線方向の成 分を計算する必要がある。 OBEM には， 方位計としてフラッ クスゲート磁力計などが搭載されており，着底時の各電磁 場センサーの方位は数時間ごとにモニターされる。この方 位データを使い水平 2 成分の電場データを一次変換によっ て測線方向の値に回転する。詳細な回転処理法は，Mittet et al.(2007)に詳しい。 ふたつ目は，電流バイポール(送信アンテナ)が，底層 流や，密度差・温度差による海水の循環などの影響を受け て，ピッチ，ヨーなどの動揺を起こし，刻々と長さや方向 が変化する。よって，水平かつ測線方向の成分の流電量を 測位データに基づき計算で求める必要がある。 これらの測定条件を踏まえて，海洋 CSEM 法では観測 された時系列にフーリエ変換を施した後，機器の周波数 特性を補正し，かつ電流バイポールの動揺を補正して単位 モーメントあたりの観測値を求める。最後に，前述した回 転処理を施すと，測線方向およびそれに伴って得られる測 線に直交する方向の電磁場が周波数ごとに求められる。 A 測線および B 測線の各測点データの例を紹介する(図 8) 。ここで示した観測データは測線方向に回転した電場お よび磁場の値である。振幅分布は，縦軸に振幅値，横軸に 送信機位置を採ったグラフで示し(MVO 曲線：Magnitude Versus Offset) ，位相分布は，縦軸に位相値(-πから＋ π) ，横軸に送信機位置を採ったグラフで示した(PVO 曲 線：Phase Versus Offset) 。いずれのグラフとも図の中心(横 軸で 0m)に受信機が位置する。受信機の東側に送信機が 位置する方向を＋とし，西側に送信機が位置する方向を- とした。ほとんどの測点で振幅値が 10 -14 V/Am 2 以下にな ると，位相値も含めてデータのバラツキが目立ち始める。 3.2.2 2.5 次元断面解析 データ処理結果による各測点のデータ品質を評価した結 果，インバージョン解析では，データ品質(特に位相値) の悪い 9 km 以上の送受信機間隔のデータを除外すること にした。また，9 km 以内のデータ品質の悪い測点も解析 対象から除外した。送信タイプは測線方向の電流ソース ( 
石油技術協会誌 74 巻 1 号(2009) 海水の部分の比抵抗は 0.3 Ω・m に固定した。A 測線で 11 回，B 測線で 9 回の反復計算を実施した。 図 9 上段に A 測線のインバージョン解析結果を示した。 全体的に比抵抗構造は極めて単純で，ほぼ約 1.0 Ω･ m の 均質大地である(色凡例で緑色) 。これは本地域の地層が 主に水平構造の卓越する砂層で構成されているためであ る。海底下 2.8 km 付近から測点 A06 から測点 A23 付近に かけて高比抵抗層(色凡例で橙色から赤色)が出現してい る。A 測線の近傍にガスを生産する坑井が存在し，この高 比抵抗域とガス胚胎域がほぼ一致した。 本地域の地史や坑井データなどから，高比抵抗値をも たらした要因として，緻密な炭酸塩岩や火成岩の存在では なく，ガス層の存在に求めるのが妥当と考えられる。測点 A06 から測点 A15 の区間と測点 A22 と測点 A23 の区間で 比抵抗値が増加している。この比抵抗値の相違は，ガス飽 和度の違いを反映しているのであろう。 同図下段は，B 測線のインバージョン解析結果である。 得られた比抵抗分布は A 測線と極めて類似しており，約 1 Ω･ m の均質大地中に海底下 2.2 km 付近から高比抵抗域が 出現する。高比抵抗層(ガス層)の層厚は，A 測線の結果 と同一である。A 測線と交差する箇所の比抵抗値は，三次 元構造を二次元近似して解析しているため，A 測線での比 抵抗値とは，正確には一致していない。 調査地域では三次元反射法地震探査が実施されており， 海洋 CSEM 法の測線方向の時間断面に前述の坑井で取得さ れた VSP データを使って時間断面に補正した比抵抗断面 図を重ね合わせたものを図 10 に示す。海底面から約 1 秒 程度までは，水平方向に連続性に富む反射イベントが認め られ，第三系堆積物に対比される。その下位に，白亜系お よびジュラ系の砂泥層が堆積している。調査地域内にてこ れまでに発見された油ガスの貯留岩となっているのは，三 畳系の Mungaroo 層および Brigadier 層，ジュラ系中部から 上部にかけての Dingo 泥岩相当層，白亜系の Barrow 層群 および Muderong 泥岩相当層などである。 ガス層と推測される層準に比較的大きな反射波が見ら れるが，海洋 CSEM 法による比抵抗情報を加えることで， ガス層同定の確度を向上させることになる。 4. お わ り に 海洋 CSEM 法の油ガス層検出能力についてフィールド
電場スカラーポテンシャルは(A -4)式を満足するため， 単位モーメントにおけるソースのベクトルポテンシャル は，二次元の逆フーリエ変換を使って，以下のように表現 できる。 îs は，ソースが印加される方向の単位ベクトルである。x 方向のソースによる鉛直(深度)方向の電磁場は， および， と導ける。TM モードのポテンシャルのみが鉛直方向の電 場を形成し，TE モードのポテンシャルのみが鉛直方向の 磁場を形成する。鉛直方向の電磁場は， となる。 (A -8)式と(A -10)式から，x 方向(本文図 2 で紙面に平行な方向)のダイポール・ソースに対する TM モードのポテンシャルは， と書き直せる。また，TE モードのポテンシャルは， (A -9) 式と(A -11)式から， ) ) ) ) ＋ ( ( ( ( × ・ ＝ (�-�) ＋ ｛ ｛ ����' �-�' �-�' � � � � � � � � ＝ ＝ ＝ � � � � � � � � ) ) ( ( ｛ ｝ ) ) ) × ( ( ( × ＝ ・ ＝ ＋ (�-�) ＋ ����' ����' �-�' �-�' � � � � � � ＝ ＝ ＝ ＝ � � � � � � � � � � � ) ) ) ( ( ( - ＋ ＝ (�-�) � � � � r��r' r��r' r-r' � � δ ) ( ) ( ＋ - ＋ ＝ (�-�) � � � � � � � � � � � � � � � ��� � ��� � � ) ( ＋ ＋ - ＝ ＝ (�-�) �� � � � ��� � ������� ∫ ∞ -∞ � �π � �� � ｜�-�� ｜ � � � � � � � � � � � � � -� � ｜�-�� ｜ �� � � ) ( ＋ λ � - ＝ (�-�) -＝ � � � � � � � � � � � � � � ｛ ( ( ) ) ＝ (�-�) ＋ ｝ � �� � �� � � � � � � � � � �-�� �-�� ∫ ∞ -∞ ∫ ∞ -∞ � �π � � -� � ｜�-�� ｜ �� � ( ) ＝ ＝ ＝ � � ∫ ∞ -∞ ∫ ∞ -∞ �π � ∂ � � � ∂�∂� �� � �� � ��� �-�� � -� � ｜�-�� ｜｛ ( ( ) ) ＋ ｝ � � � � � � �-�� �-�� �� � �� � (�-�) � -� � ｜�-�� ｜｛ ( ( ) ) ＋ ｝ � � � � � � �-�� �-�� ∫ ∞ -∞ ∫ ∞ -∞ ∂ ∂�� � � � � � �� � - 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- ＋ - ＝ (�-��) ［ ］ ＝ (�-��) ［ ］ � � �� �-� � �� � �� � �� � � � � � �� �＋� � �� � �� � �� � � � -( � � � � � � -�� - - � � � � � ＋�� ］ ［ �-� � �� � ］ ［ �＋� � �� � � ］ ［ �＋� � �� � -( � � � � ��-� �-� � �-� -�� � � � ］ ［ �-� � �� � ］ ［ �＋� � �� � � ］ ［ �-� � �� � 表面付近のみに存在する(入射した電磁場エネルギーがジ ュール熱に変換され，媒質の深部まで届き難くなるため) 。 これは表皮効果と呼ばれ，その表面で観測された電場 / 磁 場を，表面インピーダンスという。本稿では，Z に上添字 で層番号を付した記号にて固有インピーダンス，下添字に よる記号にて表面インピーダンスを表わすものとすると， 表面インピーダンスは， また， となる。もし，大地が均質であれば，Z 1 ＝ Z 1 である。本 文中の図 2 の上段の図を参照しながら(A -30)式を見る。 基盤層(N 番目の層)とその上位層(N-1 番目の層)と の境界にて Z N-1 が N-1 層の下面で最初に定義される。地 層境界の接線方向の電磁場は連続しているので，N-2 番 目の層の下面での表面インピーダンス(Z N-2 )は，Z N-2 と Z N-1 を使って表わすことができる。同様に，Z N-3 は， Z N-3 と Z N-2 であり， 結局， 表面インピーダンス(Z j )とは， j 層以深度に存在する多層構造を，見掛上，均質媒質と見 なしていることに相当する。 ソース(送信源)の存在しない層での TM モードの反射 係数を考える。まず，ソースより下の層中( j ＞ k)では， となる。ここで， である。また，j ＜ k の場合(ソースより上部の層中)は， であり， これらは，いずれも反射係数が再帰的に求まることを 表わしている。いったんソースの存在する層中で，反射 係数を計算すれば，他の層中での反射係数は，層境界での 接線方向での場の連続性を利用して求められることを意味 する。 同様に，電磁場の連続性という境界条件を考慮して， (A -20)式， (A -21)式を見ると，インピーダンスをアドミ タンスに変えることで，TE モードでの反射係数を求める ことができる。ソースの存在する層中では， ここで， である。ソースより下の層中( j ＞ k)での反射係数は， であり，ソースより上の層中( k ＞ j)での反射係数は， ( ) ( ) ( ) ( ) , �＝����＋��…���-� � � ＝� � ・ , �＝�-����-��…��� (�-��) � � � � � � ＋� �＋� ���� � �＋� ＋� � ���� � � � � � � ＋� �-� ���� � �-� ＋� � ���� � � � � � � � � ＝ (�-��) ＝ (�-��) ＝ (�-��) � � � � � � � � � � � � � � ) ) ( ( ［ ］ ［ ］ - 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  法の原理 海洋 CSEM 法の原理的検討は，Bannister(1968) ，Chave and Cox(1982) ，Coggon and Morisson(1970) ，Edwards et al.(1981) ，および Kaufman and Keller(1983)らにさかの ぼる。Cheesman et al.(1987)は，さまざまな送受信形態 を組み合わせて応答計算を行い，海底面下の地層が海水よ り高比抵抗である場合には，送信機，受信機とも水平電場 ダイポール(図 1)が有利であると指摘した。また，現在， 油ガス田探鉱に使われている海洋 CSEM 法の調査形態を 考案したスクリプス海洋研究所でも，この測定形態を採用 している(Constable et al., 1996) 。しかし，この送受信形態 波数領域での Maxwell 方程式は，電場を E，磁場を H な るベクトルで表すものとして， ∇×E (r) ＋ẑ (r) H (r) ＝0(1)∇×H (r) -ŷ (r) E (r) ＝J e (r) (2) となる。ここで，r は観測点の位置，r' は送信(ソース) の位置であり，また， ẑ (r) ＝iωμ (r) ŷ (r) ＝σ (r) ＋iωε (r) J e (r) ＝Idsδ (r-r') îs (σ ：導電率，ε ：誘電率，μ ：透磁率，ω ：各周波数) である。J e (r)は印加電流に相当し， îs は電流を印加した 方向の単位ベクトルとする。 (1)式と(2)式を組み合わ せると，以下のヘルムホルツ方程式が導かれる。 ∇×∇×E (r) -k 2 E (r) ＝-iωμJ e j は，j 番目の層での波数であり， k j 2 ＝-ẑ j ŷj ＝ω 2 μ j ε j -iωμ j σ j (5) なる関係がある。多くの岩石の誘電率(ε)は，10 -10 Fm のオーダーである。また，観測周波数は，数千 Hz 以下で あることが多く， (5)式は(-iωμσ)と近似できる。こ れは，海洋 CSEM 法では，変位電流(電荷の移動ではなく， 図 1 海洋 CSEM 法の概念図 海底油ガス田調査では，海底面の数十 m 上方を電場ダイポー ル・アンテナを曳航しながら交流電流を流す。受信機では， 主に水平方向の電場応答を観測する。 


E

  ＝E TM ＋E TE (10) TE モード(transverse electric mode)は，水平面内(地 層境界面内)での電場が卓越するモードであり，TM モー ド(transverse magnetic mode)は，鉛直成分の電場が卓越 するモードである。図 2 に示す水平構造では，TE モード において，比抵抗値の異なる地層の境界を横切る電流成 




  TM モードおよび TE モードの反射係数は，空気層が絶縁 体(σ = ∞)であることから， となる(付録資料参照) 。ここで，Z はインピーダンス，Y はアドミタンス，u は波数(複素数) ，およびσは媒質の 導電率である。空気層を絶縁体と見なした場合(σ＝∞) ， TM モードの反射係数は，-1 になる。しかし，TE モー ドの反射係数は 1 ではないため，TE モードの電場は空気層への透過成分が生じる。よって，TE モードの電場が air wave に大きく関連している。 air wave に関して Nordskang et al.(2007) ，Andreis et al. デル(一次元)である。解析解が求められる一次元モデリ ングソフトウェア EM1DDB(ローレンスバークレー国立 




  図 5 バックグランド比抵抗構造の違いによる電場計 算値の相違 (a)計算モデル (b)電場の実数部 (c)電場の虚数部 図 6 スクリプス海洋研究所(米国サンディエゴ市) による海洋電磁場観測装置 (http：//www.ga.gov.au/map/index.jsp より引用) の過程を経て発達した堆積盆地が長さ約 2,500 km にわたっ て分布し，それぞれ北東から南西へ向かって，Bonaparte Gulf, Browse, Offshore Canning(もしくは Roebuck)および North Carnarvon などと呼ばれている。 今回のフィールド検証では，すでにガス貯留層が発見さ 




  Jx)であり， 受信タイプは同じく測線方向の水平電場(Ex) である。計算周波数は送信基本周波数である 0.08 Hz のみ を使用した。 測線下の地下構造を二次元モデルで表現するに際して， 海底地形は考慮していない。初期モデルは，既存坑井の検 層データを参考にして 1.0 Ω・m 均質大地に設定した。 また， 図 7 海洋 CSEM 法測定地域 破線部が調査エリア(http：//www.ga.gov.au/map/ より引用) 


図 8

 8 測線方向に回転した海洋 CSEM 法電場データの例 縦軸は電場振幅値もしくは位相値。横軸は送受信機間隔(m) 。グラフ右側端(東側)より送信機が曳航され受信機に近づき，0 m ポ イントの受信機位置を通過すると再び送受信機間隔が大きくなる。 (a)A 測線上の測点の振幅分布の例， (b) A 測線上の測点の位相分布の例， (c)B 測線上の測点の振幅分布の例， (d) D 測線上の測点 の位相分布の例 図 9 2.5 次元解析による比抵抗断面図 (a)A 測線 (b)B 測線 図 10 海洋 CSEM 法比抵抗断面図と反射法地震記録断面の重ね合わせ表示。 (a)A 測線 (b)B 測線 石油技術協会誌 74 巻 1 号(2009) (z 成分)に関して逆フーリエ変換を施 すと(Erdelyi et al., 1954) ， となる。ここで， なる関係を使っている。 




  




  


石油技術協会誌 74 巻 1 号(2009)
海洋 CSEM 法による油ガス層分布の把握技術の現状とその可能性 *