Seismisk anisotropi

Seismisk anisotropi är en term som används inom seismologi för att beskriva riktningsberoendet av hastigheten för seismiska vågor i ett medium ( bergart ) inom jorden .

Beskrivning

Ett material sägs vara anisotropt om värdet av en eller flera av dess egenskaper varierar med riktning. Anisotropi skiljer sig från egenskapen som kallas heterogenitet genom att anisotropi är variationen i värden med riktning i en punkt medan heterogenitet är variationen i värden mellan två eller flera punkter.

Seismisk anisotropi kan definieras som beroendet av seismisk hastighet av riktning eller vinkel. Allmän anisotropi beskrivs av en 4:e ordningens elasticitetstensor med 21 oberoende element. Men i praktiken kan observationsstudier inte särskilja alla 21 element, och anisotropi är vanligtvis förenklad. I den enklaste formen finns det två huvudtyper av anisotropi, båda kallas transversell isotropi (det kallas transversell isotropi eftersom det finns isotropi i antingen det horisontella eller vertikala planet) eller polär anisotropi. Skillnaden mellan dem ligger i deras symmetriaxel, som är en rotationsinvariansaxel så att om vi roterar formationen runt axeln, är materialet fortfarande omöjligt att skilja från vad det var tidigare. Symmetriaxeln är vanligtvis förknippad med regional stress eller gravitation.

TIV- transversell isotropi med vertikal symmetriaxel, detta kallas även VTI (vertical transversal isotropy). Denna typ av anisotropi är förknippad med skiktning och skiffer och finns där gravitation är den dominerande faktorn.
TIH- transversell isotropi med horisontell symmetriaxel, detta kallas även HTI (horisontell transversell isotropi). Denna typ av anisotropi är förknippad med sprickor och sprickor och finns där regional stress är den dominerande faktorn.

Den tvärgående anisotropa matrisen har samma form som den isotropa matrisen, förutom att den har fem icke-nollvärden fördelade på 12 icke-nollelement.

Transversell isotropi kallas ibland transversell anisotropi eller anisotropi med hexagonal symmetri. I många fall är symmetriaxeln varken horisontell eller vertikal, i vilket fall den ofta kallas "lutad".

Historien om erkännandet av anisotropi

Anisotropi går tillbaka till 1800-talet efter teorin om elastisk vågutbredning. Green (1838) och Lord Kelvin (1856) tog hänsyn till anisotropi i sina artiklar om vågutbredning. Anisotropi kom in i seismologin i slutet av 1800-talet och introducerades av Maurice Rudzki . Från 1898 till sin död 1916 Rudzki föra fram teorin om anisotropi, han försökte bestämma vågfronten för ett transversellt isotropiskt medium (TI) 1898 och 1912 och 1913 skrev han om ytvågor i transversellt isotropiskt halvrum och på Fermats princip i anisotropa medier respektive.

Med alla dessa gick anisotropins framsteg fortfarande långsamt och under de första 30 åren (1920-1950) av utforskning av seismologi skrevs endast ett fåtal artiklar om ämnet. Mer arbete gjordes av flera forskare som Helbig (1956) som observerade när de gjorde seismiskt arbete på devonskifer att hastigheterna längs bladen var cirka 20 % högre än de över bladen. Men uppskattningen av anisotropi ökade med förslaget om en ny modell för generering av anisotropi i en ursprungligen isotrop bakgrund och ett nytt utforskningskoncept av Crampin (1987). En av huvudpoängerna av Crampin var att polariseringen av tre komponentskjuvvågor bär unik information om den inre strukturen i berget genom vilket de passerar, och att skjuvvågsdelning kan innehålla information om fördelningen av sprickorientering .

Med denna nya utveckling och inhämtningen av bättre och nya typer av data, såsom trekomponents 3D- seismiska data , som tydligt visar effekterna av skjuvvågsdelning, och breda Azimuth 3D-data som visar effekterna av azimutal anisotropi, och tillgängligheten av fler kraftfulla datorer, började anisotropi ha stor inverkan i utforskningsseismologi under de senaste tre decennierna.

Begreppet seismisk anisotropi

Eftersom förståelsen av seismisk anisotropi är nära knuten till skjuvvågsdelningen, börjar detta avsnitt med en diskussion om skjuvvågsdelning.

Skjuvvågor har observerats splittras i två eller flera fasta polarisationer som kan fortplanta sig i den speciella strålriktningen när de kommer in i ett anisotropt medium. Dessa splittrade faser fortplantar sig med olika polarisationer och hastigheter. Crampin (1984) ger bland annat bevis på att många bergarter är anisotropa för skjuvvågsutbredning. Dessutom observeras skjuvvågsdelning nästan rutinmässigt i trekomponents VSP :er . Sådan skjuvvågsdelning kan endast analyseras direkt på trekomponentgeofoner som registrerar antingen i underytan eller inom det effektiva skjuvfönstret på den fria ytan om det inte finns några låghastighetsskikt nära ytan. Observation av dessa skjuvvågor visar att mätning av orienteringen och polariseringen av den första ankomsten och fördröjningen mellan dessa delade skjuvvågor avslöjar orienteringen av sprickor och sprickdensiteten. Detta är särskilt viktigt vid reservoarkarakterisering.

I ett linjärt elastiskt material, som kan beskrivas av Hookes lag som ett där varje spänningskomponent är beroende av varje töjningskomponent, finns följande samband:

\sigma _{ij}=C_{ijkl}e_{kl}\quad i,j,k ,l=1,2,3

där σ är spänningen, C är elasticitetsmodulerna eller styvhetskonstanten och e är töjningen.

Elasticitetsmodulmatrisen för ett anisotropt fall är

underline {\mathsf {C}}}}={\begin{bmatrix}C_{11}&C_{11}-2C_{66}&C_{13}&0&0&0\\C_{11}-2C_{66}&C_{11}&C_{13} &0&0&0\\C_{13}&C_{13}&C_{33}&0&0&0\\0&0&0&C_{44}&0&0\\0&0&0&0&0&C_{44}&0\\0&0&0&0&0&C_{66}\end{bmatrix}}}

Ovanstående är elasticitetsmodulen för ett vertikalt tvärgående isotropiskt medium (VTI), vilket är det vanliga fallet. Elasticitetsmodulen för ett horisontellt tvärgående isotropiskt medium (HTI) är;

underline {\mathsf {C}}}}={\begin{bmatrix}C_{11}&C_{13}&C_{13}&0&0&0\\C_{13}&C_{33}&C_{33}-2C_{44}&0&0&0\\C_{ 13}&C_{33}-2C_{44}&C_{33}&0&0&0\\0&0&0&C_{44}&0&0\\0&0&0&0&C_{66}&0\\0&0&0&0&0&C_{66}\end{bmatrix}}}

För ett anisotropiskt medium kan riktningsberoendet för de tre fashastigheterna skrivas genom att applicera elasticitetsmodulerna i vågekvationen är; De riktningsberoende våghastigheterna för elastiska vågor genom materialet kan hittas genom att använda Christoffels ekvation och ges av

{\begin{ aligned}V_{p}(\theta )&={\sqrt {\frac {C_{11}\sin ^{2}(\theta )+C_{33}\cos ^{2}(\theta )+C_ {55}+{\sqrt {M(\theta )}}}{2\rho }}}\\V_{SV}(\theta )&={\sqrt {\frac {C_{11}\sin ^{ 2}(\theta )+C_{33}\cos ^{2}(\theta )+C_{55}-{\sqrt {M(\theta )}}}{2\rho }}}\\V_{ SH}(\theta )&={\sqrt {\frac {C_{66}\sin ^{2}(\theta )+C_{55}\cos ^{2}(\theta )}{\rho }} }\\M(\theta )&=\left[\left(C_{11}-C_{55}\right)\sin ^{2}(\theta )-\left(C_{33}-C_{55 }\right)\cos ^{2}(\theta )\right]^{2}+\left(C_{13}+C_{55}\right)^{2}\sin ^{2}(2\ theta )\\\end{aligned}}

där ${\begin{aligned}\theta \end{aligned}}$ är vinkeln mellan symmetriaxeln och vågens utbredningsriktning, $\rho$ är massdensitet och $C_{ij}$ är element i den elastiska styvhetsmatrisen . Thomsen-parametrarna används för att förenkla dessa uttryck och göra dem lättare att förstå.

Seismisk anisotropi har observerats vara svag, och Thomsen (1986) skrev om hastigheterna ovan i termer av deras avvikelse från de vertikala hastigheterna enligt följande;

{\begin{aligned}V_{P}(\theta )&\approx V_{ P0}(1+\delta \sin ^{2}\theta \cos ^{2}\theta +\epsilon \sin ^{4}\theta )\\V_{SV}(\theta )&\approx V_{ S0}\left[1+\left({\frac {V_{P0}}{V_{S0}}}\right)^{2}(\epsilon -\delta )\sin ^{2}\theta \cos ^{2}\theta \right]\\V_{SH}(\theta )&\approx V_{S0}(1+\gamma \sin ^{2}\theta )\end{aligned}}

var

V_{P0}={\sqrt {C_{33}/\rho }}~;~~V_{S0}={\sqrt {C_{44}/\rho }}

är P- och S-våghastigheterna i riktningen för symmetriaxeln ( $\mathbf {e} _{3}$ ) (i geofysik är detta vanligtvis, men inte alltid, den vertikala riktningen). Observera att $\delta$ kan linjäriseras ytterligare, men detta leder inte till ytterligare förenklingar.

De ungefärliga uttrycken för våghastigheterna är enkla nog att tolkas fysiskt och tillräckligt exakta för de flesta geofysiska tillämpningar. Dessa uttryck är också användbara i vissa sammanhang där anisotropin inte är svag.

Thomsen-parametrarna är anisotropa och är tre icke-dimensionella kombinationer som reduceras till noll i isotropa fall, och definieras som

{\begin{aligned}\epsilon &={\frac {C_{11}-C_{33}}{2C_{33}}}\\\delta &={\frac {(C_{13}+C_ {44})^{2}-(C_{33}-C_{44})^{2}}{2C_{33}(C_{33}-C_{44})}}\\\gamma &={ \frac {C_{66}-C_{44}}{2C_{44}}}\end{aligned}}

Ursprunget till anisotropin

Anisotropi har rapporterats förekomma i jordens tre huvudlager; skorpan , manteln och kärnan . _

Ursprunget till seismisk anisotropi är icke-unik, en rad fenomen kan få jordmaterial att uppvisa seismisk anisotropi. Anisotropin kan vara starkt beroende av våglängden om den beror på de genomsnittliga egenskaperna hos inriktad eller delvis inriktad heterogenitet. Ett fast ämne har inneboende anisotropi när det är homogent och sinus anisotropt ner till den minsta partikelstorleken, vilket kan bero på kristallin anisotropi. Relevant kristallografisk anisotropi kan hittas i den övre manteln . När en annars isotrop bergart innehåller en fördelning av torra eller vätskefyllda sprickor som har föredragen orientering kallas det sprickinducerad anisotropi. Närvaron av inriktade sprickor, öppna eller fyllda med något annat material, är en viktig mekanism på grunt djup i skorpan. Det är välkänt att småskaliga, eller mikrostrukturella, faktorer inkluderar (t.ex. Kern & Wenk 1985; Mainprice et al. 2003): (1) kristallgitter föredragen orientering (LPO) av ingående mineralfaser; (2) variationer i rumslig fördelning av spannmål och mineraler; (3) kornmorfologi och (4) inriktade sprickor, sprickor och porer, och arten av deras utfyllnadsmaterial (t.ex. leror, kolväten, vatten, etc.). På grund av den övergripande mikrostrukturella kontrollen av seismisk anisotropi, följer det att anisotropi kan vara diagnostisk för specifika bergarter. Här överväger vi om seismisk anisotropi kan användas som en indikator på specifika sedimentära litologier i jordskorpan. I sedimentära bergarter utvecklas anisotropi under och efter deponering. För att anisotropi ska utvecklas måste det finnas en viss grad av homogenitet eller likformighet från punkt till punkt i de avsatta klasserna. Under deponering orsakas anisotropi av den periodiska skiktningen som är förknippad med förändringar i sedimenttyp som producerar material av olika kornstorlek, och även av riktningen hos det transporterande mediet som tenderar att ordna kornen under gravitation genom kornsortering. Sprickbildning och vissa diagenetiska processer såsom packning och avvattning av leror , och förändringar etc. är postavsättningsprocesser som kan orsaka anisotropi.

Betydelsen av anisotropi i kolväteprospektering och produktion

Under de senaste två decennierna har den seismiska anisotropin dramatiskt fått uppmärksamhet från akademi och industri, på grund av framsteg inom anisotropiparameteruppskattning, övergången från poststack-avbildning till pre-stack-djupmigrering och den bredare offset- och azimuttäckningen av 3D-undersökningar. För närvarande använder många seismiska bearbetnings- och inversionsmetoder anisotropa modeller, vilket ger en betydande förbättring jämfört med den seismiska bildkvaliteten och upplösningen. Integrationen av anisotropihastighetsmodellen med seismisk avbildning har minskat osäkerheten om interna och avgränsande förkastningspositioner , vilket i hög grad minskar risken för investeringsbeslut som är starkt baserat på seismisk tolkning.

Dessutom leder upprättandet av korrelation mellan anisotropiparametrar, sprickorientering och densitet till praktiska reservoarkarakteriseringstekniker. Insamlingen av sådan information, sprickornas spatialfördelning och densitet, dräneringsområdet för varje producerande brunn kan ökas dramatiskt om man tar hänsyn till sprickorna under beslutsprocessen för borrning. Den ökade dräneringsarean per brunn kommer att resultera i färre brunnar, vilket kraftigt minskar borrkostnaderna för prospekterings- och produktionsprojekt (E&P).

Tillämpningen av anisotropin i petroleumprospektering och produktion

Bland flera applikationer av seismisk anisotropi är följande de viktigaste: anisotropisk parameteruppskattning, anisotropi migration av prestackdjup och sprickkarakterisering baserad på anisotropihastighetsmodeller.

Uppskattning av anisotropiparameter

Anisotropiparametern är mest grundläggande för all annan anisotropiapplikation i E&P-området. Under de första dagarna av seismisk petroleumutforskning var geofysikerna redan medvetna om den anisotropi-inducerade distorsionen i P-vågsavbildning (den största av seismiska undersökningar av petroleumprospektering). Även om den anisotropi-inducerade distorsionen är mindre signifikant eftersom poststackbehandlingen av data med smal azimut inte är känslig för hastighet. Framstegen för seismisk anisotropi är till stor del bidragit av Thomsens arbete med anisotropi notation och även av upptäckten av P-vågens tidsprocessparameter η {\ $\eta }$ . Dessa grundläggande arbeten gör det möjligt att parametrisera de transversella isotropa (TI) modellerna med endast tre parametrar, medan det finns fem helt oberoende stela tensorelement i transversella isotropa (VTI eller HTI) modeller. Denna förenkling gjorde mätningen av seismisk anisotropi till ett rimligt tillvägagångssätt.

De flesta anisotropiparametrarnas skattningar baseras på skiffer och silt , vilket kan bero på att skiffer och silt är de vanligaste sedimentära bergarterna i jordskorpan. Också i samband med petroleumgeologi är organisk skiffer källbergarten såväl som tätningsstenar som fångar olja och gas. Vid seismisk utforskning representerar skiffer majoriteten av vågutbredningsmediet som ligger över petroleumreservoaren . Sammanfattningsvis är seismiska egenskaper hos skiffer viktiga för både prospektering och reservoarhantering.

Seismisk hastighetsanisotropi i skiffer kan uppskattas från flera metoder, inklusive avvikande brunns soniska loggar, gångväg VSP och kärnmätning. Dessa metoder har sina egna fördelar och nackdelar: gångvägs-VSP-metoden lider av skalningsproblem, och kärnmåttet är opraktiskt för skiffer, eftersom skiffer är svårt att kärna ur under borrning.

Gångväg VSP

Walkway VSP grupperar flera seismiska ytkällor med olika förskjutning från brunnen. Under tiden är en vertikal mottagaruppsättning med konstant intervall mellan mottagarna monterad i en vertikal brunn. Ljudankomsttiderna mellan flera ytkällor och mottagare på flera djup registreras under mätningen. Dessa ankomsttider används för att härleda anisotropiparametern baserat på följande ekvationer

t ^{2}(x)=t_{0}^{2}+{\frac {x^{2}}{V_{nmo}^{2}}}-{\frac {2\eta x^{4 }}{V_{nmo}^{2}([t_{0}^{2}V]_{nmo}^{2}+(1+2\eta )x^{2})}}

Där $t(x)$ är ankomsttiden från källan med $x$ offset, $t_{0}$ är ankomsttiden för noll offset, $V_{nmo}$ är NMO-hastighet, $\eta$ är Thompson anisotropiparameter.

Layouten för ytkällor och mottagarpositioner visas i följande diagram.

Kärnmätning

En annan teknik som används för att uppskatta anisotropiparametern är att direkt mäta dem från kärnan som extraheras genom en speciell ihålig borrkrona under borrprocessen. Eftersom kärnning av ett prov kommer att generera stora extrakostnader, kan endast ett begränsat antal kärnprov erhållas för varje brunn. Sålunda representerar anisotropiparametern som erhålls genom härdmätningsteknik endast anisotropiegenskapen hos berg nära borrhålet på bara flera specifika djup, vilket gör att denna teknik ofta ger liten hjälp vid tillämpningen av seismisk fältundersökning. Måtten på varje skifferplugg kräver minst en vecka. Från sammanhanget av denna artikel kan vågutbredning i ett vertikalt tvärgående medium beskrivas med fem elastiska konstanter, och förhållanden mellan dessa parametrar definierar bergartans anisotropi. Denna anisotropiparameter kan erhållas i laboratoriet genom att mäta hastighetens färdhastighet med transduktors ultraljudssystem vid varierande mättnads- och tryckförhållanden. Vanligtvis är tre riktningar av vågutbredning på kärnprover minimikravet för att uppskatta de fem elastiska koefficienterna för styvhetstensorn. Varje riktning i kärnpluggmätning ger tre hastigheter (ett P och två S).

Variationen av vågutbredningsriktningen kan uppnås genom att antingen skära tre prover vid 0°, 45° och 90° från kärnorna eller genom att använda en kärnplugg med givare fästa i dessa tre vinklar. Eftersom de flesta skiffer är mycket spröda och sprickiga är det ofta svårt att skära av skifferkärnan. Dess kanter går lätt av. Skärprovmetoden kan därför endast användas för hårda, kompetenta bergarter. Skärpositionen för prover kan förklaras av följande diagram.

Ett annat sätt att få vågutbredningshastigheten i tre riktningar är att arrangera ultraljudsgivaren på flera specifika ställen på kärnprovtagaren. Denna metod undviker de svårigheter som uppstår under skärningen av skifferkärnprov. Det minskar också mättiden med två tredjedelar eftersom tre par ultraljudsgivare arbetar samtidigt. Följande diagram ger oss en tydlig bild av omvandlarnas arrangemang.

När väl hastigheterna i tre riktningar har mätts med någon av de två ovanstående metoderna, ges de fem oberoende elastiska konstanterna av följande ekvationer:

{\begin{aligned}&C_{ 33}=\rho V_{P}^{2}(0^{\circ })\\&C_{11}=\rho V_{P}^{2}(90^{\circ })\\&C_{ 55}=\rho V_{SH}^{2}(90^{\circ })\\&C_{66}=\rho V_{SV}^{2}(90^{\circ })\\&C_{ 13}=\vänster[{\frac {(4\rho V_{P}^{2}(45^{\circ })-C_{11}-C_{33}-2C_{44})^{2} -[(C_{11}-C_{33})]^{2}}{4}}\höger]^{1/2}-C_{44}\\&\epsilon ={\frac {C_{11 }-C_{33}}{2C_{33}}}\\&\gamma ={\frac {C_{66}-C_{44}}{2C_{44}}}\\&\delta ={\frac {(C_{13}+C_{44})^{2}-(C_{33}-C_{44})^{2}}{2C_{33}(C_{33}-C_{44})} }\end{aligned}}

P-vågsanisotropin för ett VTI-medium kan beskrivas genom att använda Thomsens parametrar $\epsilon ,\delta$ . ϵ ${\displaystyle \epsilon } kvantifierar hastighetsskillnaden för vågutbredning längs och vinkelrätt$ symmetriaxeln, medan $\delta$ styr P-vågsutbredningen för vinklar nära symmetriaxeln.

Avvikit väl sonic log

Den sista tekniken kan användas för att mäta den seismiska anisotropin är relaterad till ljudloggningsinformationen för en avvikande brunn. I en avvikande brunn är vågutbredningshastigheten högre än vågutbredningshastigheten i en vertikal brunn på samma djup. Denna skillnad i hastighet mellan avvikande brunn och vertikal brunn återspeglar anisotropiparametrarna för bergarterna nära borrhålet. Detaljerna i denna teknik kommer att visas i ett exempel på denna rapport.

Anisotropisk migration på djupet för stack

I situationer med komplex geologi, t.ex. förkastning, vikning, sprickbildning, saltkroppar och oöverensstämmelse, används pre-stack migration (PreSM) på grund av bättre upplösning under sådan komplex geologi. I PreSM migreras alla spår innan de flyttas till nollförskjutning. Som ett resultat används mycket mer information, vilket resulterar i en mycket bättre bild, tillsammans med det faktum att PreSM respekterar hastighetsförändringar mer exakt än efter-stackmigrering. PreSM är extremt känslig för noggrannheten i hastighetsfältet. Sålunda är otillräckligheten hos isotropa hastighetsmodeller inte lämpliga för migreringen av djupet före stack. P-våg anisotropisk prestackdjupmigrering (APSDM) kan producera en seismisk bild som är mycket exakt i djup och rymd. Som ett resultat, till skillnad från isotropisk PSDM, överensstämmer det med brunnsdata och ger en idealisk input för reservoarkarakteriseringsstudier. Denna noggrannhet kan dock endast uppnås om korrekta anisotropiparametrar används. Dessa parametrar kan inte uppskattas enbart från seismiska data. De kan endast fastställas med tillförsikt genom analys av en mängd olika geovetenskapliga material – borrhålsdata och geologisk historia.

Under de senaste åren har industrin börjat se den praktiska användningen av anisotropi vid seismisk avbildning. Vi visar fallstudier som illustrerar denna integration av geovetenskaperna. Vi visar att mycket bättre noggrannhet uppnås. Den logiska slutsatsen är att detta integrerade tillvägagångssätt bör utöka användningen av anisotrop djupavbildning från enbart komplex geologi till rutinmässig tillämpning på alla reservoarer.

Frakturkarakterisering

Efter att ha övervägt tillämpningar av anisotropi som förbättrade seismisk avbildning, är två tillvägagångssätt för att utnyttja anisotropi för analys av sprickor i formationen värda att diskutera. Ones använder azimutvariationer i amplituden kontra offset (AVO)-signaturen när vågen reflekteras från toppen eller basen av ett anisotropt material, och en andra utnyttjar den polariserande effekten som sprickorna har på en transmitterad skjuvvåg. I båda fallen ligger de enskilda sprickorna under den seismiska signalens upplösningsförmåga och det är den kumulativa effekten av sprickningen som registreras. Baserat på tanken bakom dem kan båda tillvägagångssätten delas upp i två steg. Det första steget är att hämta anisotropiparametrarna från seismiska signaler, och det andra steget är att återta informationen om sprickor från anisotropiparametrar baserade på sprickinducerande anisotropimodell.

Frakturer-azimutala variationer

Sprickbildning i linje i subseismisk skala kan producera seismisk anisotropi (dvs. seismisk hastighet varierar med riktning) och leder till mätbara riktningsskillnader i färdtider och reflektivitet. Om sprickorna är vertikalt inriktade kommer de att producera azimutal anisotropi (det enklaste fallet är horisontell tvärgående isotropi, eller HTI) så att reflektiviteten hos ett gränssnitt beror på azimut såväl som offset. Om något av media som begränsar gränssnittet är azimutalt anisotropt, kommer AVO att ha ett azimutalt beroende. PP-vågsreflektionskoefficienten har följande samband med azimuten om anisotropi finns i lagren:

R_{PP}=A+(b_{11}\cos ^{2 }\phi +2b_{12}\cos \phi \sin \phi +b_{22}\sin ^{2}\phi )

Där $\phi$ är azimuten från datainsamlingsrutnätet, är termerna $b_{ij}$ koefficienter som beskriver anisotropiparametern.

Frakturer- skjuvvågsdelning

Beteendet hos skjuvvågor när de passerar genom anisotropa medier har erkänts i många år, med laboratorie- och fältobservationer som visar hur skjuvvågen delar sig i två polariserade komponenter med deras plan inriktade parallellt och vinkelrätt mot anisotropin. För ett sprucket medium är den snabbare skjuvvågen i allmänhet inriktad med slagriktningen och tidsfördröjningen mellan de delade skjuvvågorna relaterad till sprickdensiteten och väglängden. För skiktat medium kommer skjuvvågen som är polariserad parallellt med skiktningen först.

Exempel på tillämpning av anisotropi

Exempel på anisotropi i petroleum E&P

Två exempel kommer att diskuteras där för att visa anisotropitillämpningen i Petroleum E&P-området. Den första relaterade till anisotropiparameteruppskattning via avvikande brunns soniska loggningsverktyg. Och det andra exemplet återspeglar förbättringen av bildkvaliteten med PreStack Depth Migration-teknik.

Exempel på avvikande brunns sonisk loggning

I detta fall erhålls ljudhastigheten i en avvikande brunn med ett dipolljudsloggningsverktyg. Formationen består till största delen av skiffer. För att använda TI-modellen görs flera antaganden:

Sten bör vara i normalt pressad regim.
Rock bör ha liknande begravningshistoria.

För att uppfylla ovanstående villkor gäller följande ekvation för en TI-modell:

V_{P}(\phi )=V_{P}(0)(1 +\delta \sin ^{2}\phi \cos ^{2}\phi +\epsilon \sin ^{4}\phi )

Där $\phi$ är brunnens avvikande vinkel, och $\delta$ , $\epsilon$ är anisotropiparameter.

Följande diagram visar typisk hastighetsfördelning kontra densitet i en avvikande brunn. Färgen på varje datapunkt representerar frekvensen för denna datapunkt. Den röda färgen betyder en hög frekvens medan den blå färgen representerar en låg frekvens. Den svarta linjen visar en typisk hastighetstrend utan effekten av anisotropi. Eftersom förekomsten av anisotropieffekt är ljudhastigheten högre än trendlinjen.

Från brunnsloggningsdata kan hastigheten vs $\phi$ plotten ritas. På basis av denna plot kommer en no liner-regression att ge oss en uppskattning av $\delta$ och $\epsilon$ . Följande plot visar den icke-linjära regressionen och dess resultat.

Sätt in de uppskattade $\delta$ och $\epsilon$ i följande ekvation, rätt $V_{P}(0)$ kan erhållas.

V_{P}(0)={\frac {V_{P}(\phi ) }{1+\delta \sin ^{2}\phi \cos ^{2}\phi +\epsilon \sin ^{4}\phi }}

Genom att göra ovanstående korrigeringsberäkning är den korrigerade $V_{P}(0)$ plott mot densitet i följande plot. Som framgår av diagrammet faller de flesta av datapunkten på trendlinjen. Det validerar riktigheten av skattningen av anisotropiparametern.

Exempel på prestackdjupmigrering Imaging

I detta fall genomförde operatören flera seismiska undersökningar på ett gasfält i Nordsjön under perioden 1993-1998. Den tidiga undersökningen tar inte hänsyn till anisotropi, medan den senare undersökningen använder PreStack Depth Migration imaging. Denna PSDM gjordes på ett kommersiellt seismiskt paket utvecklat av Total. Följande två diagram visar tydligt upplösningsförbättringen av PSDM-metoden. Den översta plotten är en konventionell 3D-undersökning utan anisotropieffekt. Den nedre plotten använde PSDM-metoden. Som kan ses i den nedre plotten avslöjas fler små strukturegenskaper på grund av reduceringen av fel och förbättrad upplösning.

Begränsningar av seismisk anisotropi

Seismisk anisotropi förlitar sig på skjuvvågor, skjuvvågor bär rik information som ibland kan hindra dess användning. Undersökning av skjuvvågor för anisotropi kräver flerkomponents (vanligtvis 3-komponents) geofoner som är orienterade i vinklar, dessa är dyrare än de allmänt använda vertikalorienterade enkomponentsgeofonerna. Men medan dyra 3-komponentseismometrar är mycket kraftfullare i sin förmåga att samla in värdefull information om jorden som vertikala komponentseismometrar helt enkelt inte kan. Medan seismiska vågor dämpas, har stora jordbävningar (moment magnitud > 5) förmågan att producera observerbara skjuvvågor. Termodynamikens andra lag säkerställer en högre dämpning av skjuvvågsreflekterad energi, detta tenderar att hindra utnyttjandet av skjuvvågsinformation för mindre jordbävningar.

Skorpanisotropi

I jordskorpan kan anisotropi orsakas av företrädesvis inriktade fogar eller mikrosprickor, av skiktad bädd i sedimentära formationer eller av mycket folierade metamorfa bergarter. Skorpanisotropi som härrör från inriktade sprickor kan användas för att bestämma spänningstillståndet i skorpan, eftersom sprickor i många fall företrädesvis är inriktade med sina plana ytor orienterade i riktningen för minsta tryckspänning. I aktiva tektoniska områden, såsom nära förkastningar och vulkaner, kan anisotropi användas för att leta efter förändringar i föredragen orientering av sprickor som kan indikera en rotation av spänningsfältet.

Både seismiska P-vågor och S-vågor kan uppvisa anisotropi. För båda kan anisotropin uppträda som ett (kontinuerligt) hastighetsberoende på utbredningsriktningen. För S-vågor kan det också uppträda som ett (diskret) hastighetsberoende på polarisationsriktningen. För en given utbredningsriktning i vilket homogent medium som helst är endast två polarisationsriktningar tillåtna, med andra polarisationer som sönderdelas trigonometriskt till dessa två. Därför "delas" skjuvvågor naturligt i separata ankomster med dessa två polarisationer; inom optik kallas detta dubbelbrytning .

Skorpanisotropi är mycket viktig vid produktion av oljereservoarer, eftersom de seismiskt snabba riktningarna kan indikera föredragna riktningar för vätskeflödet.

Inom jordskorpsgeofysik är anisotropin vanligtvis svag; detta möjliggör en förenkling av uttrycken för seismiska hastigheter och reflektiviteter, som funktioner av utbrednings- (och polarisationsriktning). I det enklaste geofysiskt rimliga fallet, det med polär anisotropi , görs analysen lämpligast i termer av Thomsen-parametrar .

Mantelanisotropi

I manteln är anisotropi normalt associerad med kristaller (huvudsakligen olivin ) i linje med mantelns flödesriktning som kallas gitterföredragen orientering (LPO). På grund av sin långsträckta kristallina struktur tenderar olivinkristaller att orientera sig med flödet på grund av mantelkonvektion eller småskalig konvektion. Anisotropi har länge använts för att argumentera för huruvida plattektoniken drivs underifrån av mantelkonvektion eller ovanifrån av plattorna, det vill säga plattdrag och nocktryck.

De föredragna metoderna för att detektera seismisk anisotropi är skjuvvågsdelning , seismisk tomografi av ytvågor och kroppsvågor och omvandlad vågspridning i samband med en mottagarfunktion . Vid skjuvvågsdelning delas S-vågen i två ortogonala polarisationer, motsvarande de snabbaste och långsammaste våghastigheterna i det mediet för den utbredningsriktningen. Periodintervallet för studier av mantelsplittring är vanligtvis 5-25 sek. I seismisk tomografi måste man ha en rumslig fördelning av seismiska källor (jordbävningar eller konstgjorda explosioner) för att generera vågor vid flera vågutbredningsazimut genom ett 3D-medium. För mottagarfunktioner visar den P-till-S-konverterade vågen harmonisk variation med jordbävningens tillbakaazimut när materialet på djupet är anisotopiskt. Denna metod tillåter bestämning av lager av anisotropt material på djupet under en station.

I övergångszonen kan wadsleyit och/eller ringwoodite anpassas i LPO. Under övergångszonen är de tre huvudmineralerna, periklas , silikatperovskit ( bridgmanit ) och post-perovskit alla anisotropa och kan generera anisotropi som observerats i D" -regionen (ett par hundra kilometer tjockt lager runt gränsen mellan kärnan och manteln) .

Källor

Helbig, K., Thomsen, L., 75-plus år av anisotropi i prospektering och reservoarseismik: En historisk genomgång av begrepp och metoder: Geofysik. VOL. 70, nr 6 (november–december 2005): sid. 9ND–23ND http://www.geo.arizona.edu/geo5xx/geo596f/Readings/Helbig%20and%20Thomsen,%202005,%20historical%20review%20anisotropy%201.pdf
Crampin, S., 1984, Evaluation of anisotropy by shear wave splitting: Applied Seismic Anisotropy: Theory, Background, and Field Studies, Geophysics Reprint series, 20, 23–33.
Ikelle, LT, Amundsen, L., Introduction to Petroleum Seismology, Investigations in Geophysics series No.12.
Thomsen, L., 1986, Weak elastic anisotropy: Applied Seismic Anisotropy: Theory, Background, and Field Studies, Geophysics Reprint series, 20, 34–46
Anderson et al., Oilfield Anisotropy: Its Origins and Electrical Characteristics: Oil field review, 48–56. https://www.slb.com/~/media/Files/resources/oilfield_review/ors94/1094/p48_56.pdf
Thomsen, L., : Geofysik, 51, 1954–1966, Svag elastisk anisotropi.
Tsvankin, I., : Geophysics, 62, 1292-1309.1997, Anisotropa parametrar och P-vågshastighet för ortorombiska medier.
Tsvankin, I., Seismiska signaturer och analys av reflektionsdata i anisotropa medier: Elsevier Science Publ, 2001,.
Stephen AH och J-Michael K. GEOPHYSICS, VOL. 68, NR. 4, P1150–1160. Frakturkarakterisering vid Valhall: Tillämpning av P-vågs amplitudvariation med offset och azimut (AVOA) analys på en 3D-havsbottendatauppsättning
Tushar P. och Robert V. SPE 146668. Förbättrad reservoarkarakterisering genom uppskattning av hastighetsanisotropi i skiffer.
Jeffrey S., Rob R., Jean A., et al. www.cgg.com/technicalDocuments/cggv_0000000409.pdf Reducering av strukturella osäkerheter genom anisotropisk djupavbildning: Exempel från Elgin/Franklin/Glenelg HP/HT Fields Area, Central North Sea
Helbig, K., 1984, Skjuvvågor – vad de är och hur de är och hur de kan användas: Applied Seismic Anisotropy: Theory, Background, and Field Studies, Geophysics Reprint series, 20, 5–22.

externa länkar