Seismická anizotropie - Seismic anisotropy - Wikipedia

Tento článek má několik problémů. Prosím pomozte vylepši to nebo diskutovat o těchto otázkách na internetu diskusní stránka. (Zjistěte, jak a kdy tyto zprávy ze šablony odebrat) tento článek čte jako Posouzení spíše než encyklopedický popis subjektu. Prosím pomozte vylepšit tento článek udělat to neutrální tónem a setkat se s Wikipedií standardy kvality. (Květen 2013) tento článek má nejasný styl citace. Použité odkazy mohou být jasnější odlišným nebo konzistentním stylem citace a poznámka pod čarou. (Květen 2013) (Zjistěte, jak a kdy odstranit tuto zprávu šablony) Tento článek je hlavní část může být příliš krátká na to, aby adekvátně shrnout jeho klíčové body. Zvažte prosím rozšíření potenciálního zákazníka na poskytnout přístupný přehled všech důležitých aspektů článku. (Července 2018) (Zjistěte, jak a kdy odstranit tuto zprávu šablony)

Seismické anizotropie je termín používaný v seismologie popsat směrovou závislost rychlosti seismické vlny v médiu (Skála ) v rámci Země.

Popis

A materiál se říká, že je anizotropní, pokud se hodnota jedné nebo více jejích vlastností mění podle směru. Anizotropie se liší od vlastnosti zvané heterogenita v tom, že anizotropie je variací hodnot se směrem v bodě, zatímco heterogenita je variací hodnot mezi dvěma nebo více body.

Seismickou anizotropii lze definovat jako závislost seismické rychlosti na směru nebo na úhlu.^[1] Obecná anizotropie je popsána tenzorem pružnosti 4. řádu s 21 nezávislými prvky. V praxi však pozorovací studie nejsou schopny rozlišit všech 21 prvků a anizotropie je obvykle zjednodušena. V nejjednodušší formě existují dva hlavní typy anizotropie, oba se nazývají příčná izotropie (nazývá se to příčná izotropie, protože existuje izotropie v horizontální nebo vertikální rovině) nebo polární anizotropie. Rozdíl mezi nimi je v jejich ose symetrie, což je osa rotační invariance taková, že když rotujeme formaci kolem osy, materiál je stále nerozeznatelný od toho, co byl předtím. Osa symetrie je obvykle spojena s regionálním napětím nebo gravitací.

• TIV - příčná izotropie se svislou osou symetrie, toto se také nazývá VTI (vertikální příčná izotropie). Tento druh anizotropie je spojen s vrstvení a břidlice a nachází se kde gravitace je dominantním faktorem.
• TIH- příčná izotropie s vodorovnou osou symetrie, toto se také nazývá HTI (vodorovná příčná izotropie). Tento druh anizotropie je spojen s prasklinami a zlomeninami a lze jej nalézt tam, kde je dominantním faktorem regionální stres.

Příčná anizotropní matice má stejný tvar jako izotropní matice, kromě toho, že má pět nenulových hodnot rozdělených mezi 12 nenulových prvků.

Příčná izotropie se někdy nazývá příčná anizotropie nebo anizotropie s hexagonální symetrií. V mnoha případech osa symetrie nebude ani horizontální, ani vertikální, v takovém případě se často nazývá „nakloněná“.^[2]

Historie uznání anizotropie

Anizotropie sahá do 19. století po teorii šíření elastických vln. Zelená (1838) a Lord Kelvin (1856) zohlednili ve svých článcích o šíření vln anizotropii. Vstoupila anizotropie seismologie na konci 19. století a byl představen Maurice Rudzki. Od roku 1898 do své smrti v roce 1916 Rudzki Pokusil se posunout teorii anizotropie, pokusil se určit vlnoplochu příčně izotropního média (TI) v roce 1898 a v letech 1912 a 1913 psal o povrchových vlnách v příčném izotropním poloprostoru a o Fermatově principu v anizotropních médiích.

Při tom všem byl pokrok anizotropie stále pomalý a za prvních 30 let (1920-1950) průzkumné seismologie bylo na toto téma napsáno jen několik článků. Více práce udělalo několik vědců jako např Helbig (1956), kteří pozorovali při seizmické práci na Devonský břidlice že rychlosti podél foliace byly asi o 20% vyšší než rychlosti přes foliaci. Ocenění anizotropie se však zvýšilo s návrhem nového modelu pro generování anizotropie v původně izotropním pozadí a s novým průzkumným konceptem Crampina (1987). Jedním z hlavních bodů Crampina bylo, že polarizace třísložkových smykových vln nese jedinečné informace o vnitřní struktuře horniny, kterou procházejí, a že rozdělení smykové vlny může obsahovat informace o distribuci crack orientace.

S tímto novým vývojem a získáváním lepších a nových typů dat, jako je tříkomponentní 3D seismická data, které jasně ukazují účinky rozdělení smykových vln, a široká azimutová 3D data, která ukazují účinky azimutální anizotropie a dostupnost výkonnějších počítačů, začala mít anizotropie velký dopad na průzkum seismologie v posledních třech desetiletích.

Koncept seismické anizotropie

Protože chápání seismické anizotropie je úzce spjato s rozdělením smykových vln, začíná tato část diskusí o rozdělení smykových vln.

Bylo pozorováno, že se smykové vlny rozdělují na dvě nebo více pevných polarizací, které se mohou šířit v určitém směru paprsku při vstupu do anizotropního média. Tyto rozdělené fáze se šíří různými polarizacemi a rychlostmi. Crampin (1984) mimo jiné svědčí o tom, že mnoho hornin je pro šíření vln anizotropní. Kromě toho je třísložkové štěpení vln téměř běžně pozorováno VSP. Takové rozdělení smykových vln lze přímo analyzovat pouze na třísložkových geofonech zaznamenávajících buď v podpovrchu, nebo v efektivním smykovém okně na volném povrchu, pokud neexistují žádné blízké povrchové vrstvy s nízkou rychlostí. Pozorování těchto smykových vln ukazuje, že měření orientace a polarizace prvního příchodu a zpoždění mezi těmito dělenými smykovými vlnami odhalují orientaci trhlin a hustotu trhlin. To je zvláště důležité při charakterizaci nádrže.

V lineárně elastickém materiálu, který lze popsat pomocí Hookeův zákon jako takový, ve kterém je každá složka napětí závislá na každé složce napětí, existuje následující vztah:

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

kde σ je stres, C je elastické moduly nebo konstanta tuhosti a E je kmen.

Matice modulu pružnosti pro anizotropní případ je

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

Výše uvedený je modul pružnosti pro vertikální příčné izotropní médium (VTI), což je obvyklý případ. Modul pružnosti pro horizontální příčné izotropní médium (HTI) je;

${ displaystyle { underline { underline { mathsf {C}}}} = { begin {bmatrix} C_ {11} & C_ {13} & C_ {13} & 0 a 0 & 0 C_ {13} & C_ {33} & C_ { 33} -2C_ {44} & 0 & 0 & 0 C_ {13} & C_ {33} -2C_ {44} & C_ {33} & 0 & 0 & 0 0 & 0 & 0 & C_ {44} & 0 & 0 0 & 0 & 0 & 0 & C_ {44} & 0 0 & 0 & 0 & 0 & 0 & 0 & C_ {66} {bmatrix}}}$

Pro anizotropní médium lze směrovou závislost třífázových rychlostí zapsat použitím modulů pružnosti ve vlnové rovnici je;^[3] Závisí na směru rychlosti vln pro elastické vlny prostřednictvím materiálu lze najít pomocí Christoffel rovnice a jsou dány^[4]

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

kde ${ displaystyle { begin {zarovnáno} theta end {zarovnáno}}}$ je úhel mezi osou symetrie a směrem šíření vln, ${ displaystyle rho}$ je hmotnostní hustota a ${ displaystyle C_ {ij}}$ jsou prvky pružná matice tuhosti. Parametry Thomsen se používají ke zjednodušení těchto výrazů a jejich snazšímu pochopení.

Bylo pozorováno, že seismická anizotropie je slabá, a Thomsen (1986)^[5] přepsal výše uvedené rychlosti, pokud jde o jejich odchylku od vertikálních rychlostí, následujícím způsobem;

${ displaystyle { begin {zarovnáno} V_ {P} ( theta) & cca V_ {P0} (1+ delta sin ^ {2} theta cos ^ {2} theta + epsilon sin ^ {4} theta) V_ {SV} ( theta) & přibližně V_ {S0} vlevo [1+ vlevo ({ frac {V_ {P0}} {V_ {S0}}} vpravo ) ^ {2} ( epsilon - delta) sin ^ {2} theta cos ^ {2} theta right] V_ {SH} ( theta) & přibližně V_ {S0} (1 + gamma sin ^ {2} theta) end {zarovnáno}}}$

kde

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

jsou rychlosti vln P a S ve směru osy symetrie (${ displaystyle mathbf {e} _ {3}}$) (v geofyzice je to obvykle, ale ne vždy, vertikální směr). Všimněte si, že ${ displaystyle delta}$ mohou být dále linearizovány, ale to nevede k dalšímu zjednodušení.

Přibližné výrazy pro rychlosti vln jsou dostatečně jednoduché na to, aby je bylo možné fyzicky interpretovat, a dostatečně přesné pro většinu geofyzikálních aplikací. Tyto výrazy jsou také užitečné v některých kontextech, kde anizotropie není slabá.

Thomsenovy parametry jsou anizotropní a jsou to tři bezrozměrné kombinace, které se v izotropních případech snižují na nulu, a jsou definovány jako

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

Původ anizotropie

Uvádí se, že anizotropie se vyskytuje ve třech hlavních vrstvách Země; the kůra, plášť a jádro.

Původ seismické anizotropie není jedinečný, řada jevů může způsobit, že zemské materiály budou vykazovat seismickou anizotropii. Anizotropie může být silně závislá na vlnové délce, pokud je způsobena průměrnými vlastnostmi vyrovnané nebo částečně zarovnané heterogenity. Pevná látka má vnitřní anizotropii, pokud je homogenní a klikatě anizotropní až do nejmenší velikosti částic, což může být způsobeno krystalickou anizotropií. Relevantní krystalografickou anizotropii lze nalézt v horní plášť. Pokud jinak izotropní hornina obsahuje distribuci suchých nebo kapalinou naplněných trhlin, které mají výhodnou orientaci, nazývá se to anizotropie vyvolaná trhlinami. Přítomnost zarovnaných trhlin, otevřených nebo vyplněných jiným materiálem, je důležitým mechanismem v malé hloubce v kůře. Je dobře známo, že mezi malé nebo mikrostrukturální faktory patří (např. Kern a Wenk 1985; Mainprice et al. 2003): (1) preferovaná orientace krystalové mřížky (LPO) minerálních fází, z nichž se skládají; (2) rozdíly v prostorové distribuci zrn a minerálů; (3) morfologie zrna a (4) zarovnané zlomeniny, praskliny a póry a povaha jejich výplňového materiálu (např. Jíly, uhlovodíky, voda atd.). Z důvodu celkové mikrostrukturní kontroly seizmické anizotropie vyplývá, že anizotropie může být diagnostická pro konkrétní typy hornin. Zde uvažujeme, zda lze seismickou anizotropii použít jako indikátor specifické sedimentární litologie uvnitř zemské kůry. V sedimentárních horninách se anizotropie vyvíjí během a po depozici. Aby se mohla vyvinout anizotropie, musí být v deponovaných klastech určitý stupeň homogenity nebo uniformity od bodu k bodu. Během depozice je anizotropie způsobena periodickým vrstvením spojeným se změnami typu sedimentu, který produkuje materiály různé velikosti zrna, a také směrovostí transportního média, které má tendenci třídit zrna pod gravitací. Lámání a některé diagenetický procesy jako zhutnění a odvodnění jíly a změny atd. jsou procesy po uložení, které mohou způsobit anizotropii.

Význam anizotropie při průzkumu a těžbě uhlovodíků

V posledních dvou desetiletích seismická anizotropie dramaticky získává pozornost akademické i průmyslové sféry, a to díky pokrokům v odhadu parametrů anizotropie, přechodu od post stackového zobrazování k migraci hloubky před zásobníkem a širšímu offsetovému a azimutálnímu pokrytí 3D průzkumů. V současné době mnoho metod seismického zpracování a inverze využívá anizotropní modely, což poskytuje významné vylepšení oproti kvalitě a rozlišení seismického zobrazování. Integrace modelu rychlosti anizotropie se seismickým zobrazováním snížila nejistotu na vnitřních a hraničníchchyba pozic, a tím výrazně snížit riziko investičního rozhodnutí silně založeného na seismické interpretaci.

Kromě toho zavedení korelace mezi parametry anizotropie, orientací lomu a hustotou vede k praktickým technikám charakterizace rezervoáru. Získávání takových informací, prostorové rozdělení a hustota zlomenin, drenážní plocha každé produkující studny lze dramaticky zvýšit, pokud vezmeme v úvahu zlomeniny během procesu rozhodování o vrtání. Zvýšená drenážní plocha na studnu povede k menšímu počtu studní, což výrazně sníží náklady na vrtání projektů průzkumu a těžby (E&P).

Aplikace anizotropie při průzkumu a těžbě ropy

Mezi několika aplikacemi seismické anizotropie jsou nejdůležitější: odhad anizotropních parametrů, migrace anizotropie hloubky předbalení a charakterizace lomu na základě modelů rychlosti anizotropie.

Odhad parametrů anizotropie

Parametr anizotropie je nejzásadnější pro všechny ostatní aplikace anizotropie v oblasti E&P. V počátcích seismického průzkumu ropy si geofyzici již byli vědomi zkreslení vyvolaného anizotropií v P-vlna zobrazování (hlavní seismické průzkumy ropného průzkumu). Ačkoli zkreslení vyvolané anizotropií je méně významné, protože zpracování dat úzkého azimutu po stohování není citlivé na rychlost. K pokroku seismické anizotropie významně přispívá Thomsenova práce na notaci anizotropie a také objev parametru časového procesu P-vlny ${ displaystyle eta}$ . Tyto základní práce umožňují parametrizovat příčné izotropní (TI) modely pouze se třemi parametry, zatímco v příčných izotropních (VTI nebo HTI) modelech je pět zcela nezávislých tuhých tenzorových prvků. Toto zjednodušení učinilo z měření seismické anizotropie věrohodný přístup.

Většina odhadů parametrů anizotropie je založena na břidlicích a bahno, což může být způsobeno skutečností, že břidlice a bahno jsou nejhojnější sedimentární horniny v zemské kůře. Také v kontextu ropná geologie, organická břidlice je zdrojová skála stejně jako těsnění hornin, které zachytávají ropu a plyn. Při seismickém průzkumu představují břidlice většinu média pro šíření vln, které překrývá ropu nádrž. Závěrem lze říci, že seismické vlastnosti břidlice jsou důležité jak pro průzkum, tak pro správu nádrží.

Anizotropii seismické rychlosti v břidlicích lze odhadnout z několika metod, včetně sonických protokolů s odchylkou od jamky, VSP pro chodník a měření jádra. Tyto metody mají své vlastní výhody a nevýhody: Metoda VSP pro chodník trpí problémy se změnou měřítka a základní opatření je pro břidlici nepraktické, protože břidlice se během vrtání těžko odebírá.

Chodník VSP

The Walkway VSP array několik seismických povrchových zdrojů s odlišným posunem od studny. Mezitím je vertikální pole přijímače s konstantním intervalem mezi přijímači namontováno ve vertikální jamce. Během měření se zaznamenávají doby příchodu zvuku mezi více povrchovými zdroji a přijímači ve více hloubkách. Tyto časy příjezdu se používají k odvození parametru anizotropie na základě následujících rovnic

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

Kde ${ displaystyle t (x)}$ je čas příjezdu ze zdroje s ${ displaystyle x}$ offset, ${ displaystyle t_ {0}}$ je čas příjezdu nulového offsetu, ${ displaystyle V_ {nmo}}$ je rychlost NMO, ${ displaystyle eta}$ je Thompsonův parametr anizotropie.

Rozložení pozic povrchových zdrojů a přijímačů ukazuje následující diagram.

Měření jádra

Další technikou používanou k odhadu parametru anizotropie je jejich přímé měření z jádra, které je během procesu vrtání extrahováno pomocí speciálního dutého vrtáku. Vzhledem k tomu, že odebrání vzorku generuje velké dodatečné náklady, lze pro každou jamku získat pouze omezený počet vzorků jádra. Parametr anizotropie získaný technikou měření jádra tedy představuje pouze vlastnost anizotropie horniny poblíž vrtu jen v několika specifických hloubkách, což naznačuje, že tato technika často poskytuje malou pomoc při aplikaci polního seismického průzkumu. Měření na každé břidlicové zátce vyžadují alespoň jeden týden. Z kontextu tohoto článku lze popsat šíření vln ve svisle příčném médiu s pěti elastickými konstantami a poměry mezi těmito parametry definují anizotropii horniny. Tento parametr anizotropie lze získat v laboratoři měřením rychlosti pojezdu rychlosti pomocí ultrazvukových systémů měniče při proměnlivých podmínkách nasycení a tlaku. Obvykle jsou minimální požadavky pro odhad pěti elastických koeficientů tenzoru tuhosti tři směry šíření vln na vzorcích jádra. Každý směr měření jádrové zástrčky poskytuje tři rychlosti (jedna P a dvě S).

Změny směru šíření vln lze dosáhnout buď vyříznutím tří vzorků při teplotě 0 °, 45 ° a 90 ° od jader, nebo použitím jedné zástrčky jádra s převodníky připojenými v těchto třech úhlech. Jelikož většina břidlic je velmi drobivá a popraskaná, je často obtížné uříznout zátku z břidlicového jádra. Jeho okraje se snadno odlomí. Metodu řezání vzorku lze tedy použít pouze pro tvrdé, kompetentní horniny. Polohu řezu vzorků lze vysvětlit na následujícím diagramu.

Dalším způsobem, jak získat rychlost šíření vln ve třech směrech, je uspořádat ultrazvukový měnič na několik konkrétních míst vzorkovače jádra. Tato metoda zabrání potížím při řezání vzorku břidlicového jádra. Rovněž snižuje dobu měření o dvě třetiny, protože tři páry ultrazvukového měniče pracují současně. Následující diagram nám poskytuje jasný obraz o uspořádání měničů.

Jakmile jsou rychlosti ve třech směrech měřeny jednou z výše uvedených dvou metod, je pět nezávislých elastických konstant dáno následujícími rovnicemi:

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

Anizotropii P-vlny média VTI lze popsat pomocí Thomsenových parametrů ${ displaystyle epsilon, delta}$. The ${ displaystyle epsilon}$ kvantifikuje rozdíl rychlostí šíření vln podél a kolmo k ose symetrie, zatímco ${ displaystyle delta}$ řídí šíření vln P pro úhly poblíž osy symetrie.

Odchylka od sonického protokolu

Poslední techniku ​​lze použít k měření seismické anizotropie související se zvukovými protokolovacími informacemi odchýlené studny. V odchýlené studni je rychlost šíření vln vyšší než rychlost šíření vln ve svislé studni ve stejné hloubce. Tento rozdíl v rychlosti mezi vychýlenou studnou a svislou studnou odráží anizotropní parametry hornin poblíž vrtu. Detail této techniky bude uveden na příkladu této zprávy.

Migrace hloubky anizotropního předbalení

V situaci složité geologie, např. zlomování, skládání, štěpení, solná tělesa a neshody se používá pre-stack migrace (PreSM) kvůli lepšímu rozlišení v tak složité geologii. V PreSM jsou všechny stopy migrovány před přesunem do nulového posunu. Ve výsledku se používá mnohem více informací, což vede k mnohem lepšímu obrazu, spolu se skutečností, že PreSM ctí změny rychlosti přesněji než migrace po zásobníku. PreSM je extrémně citlivý na přesnost rychlostního pole. Neadekvátnost modelů izotropní rychlosti tedy není vhodná pro migraci hloubky před zásobníkem. Migrace P-vlny anizotropní předbalení hloubky (APSDM) může vytvořit seismický obraz, který je velmi přesný do hloubky i prostoru. Výsledkem je, že na rozdíl od izotropního PSDM je v souladu s údaji o vrtu a poskytuje ideální vstup pro studie charakterizace nádrže. Této přesnosti však lze dosáhnout pouze za použití správných parametrů anizotropie. Tyto parametry nelze odhadnout pouze ze seismických údajů. Mohou být určeny pouze s důvěrou pomocí analýzy různých geovědeckých materiálů - dat vrtů a geologické historie.

Během posledních let začal průmysl vidět praktické využití anizotropie v seismickém zobrazování. Ukazujeme případové studie, které ilustrují tuto integraci geověd. Ukazujeme, že se dosahuje mnohem lepší přesnosti. Logickým závěrem je, že tento integrovaný přístup by měl rozšířit použití anizotropního hloubkového zobrazování pouze ze složité geologie na rutinní aplikaci na všech nádržích.

Charakterizace zlomenin

Po zvážení aplikací anizotropie, která zlepšila seismické zobrazování, stojí za to diskutovat dva přístupy k využití anizotropie pro analýzu zlomenin ve formaci. Ones používá azimutální variace podpisu amplitudy proti offsetu (AVO), když se vlna odráží od horní nebo spodní části anizotropního materiálu, a druhá využívá polarizační účinek, který mají zlomeniny na přenášenou smykovou vlnu. V obou případech jsou jednotlivé zlomeniny pod rozlišovací schopností seismického signálu a je zaznamenán kumulativní účinek štěpení. Na základě myšlenky za nimi lze oba přístupy rozdělit do dvou kroků. Prvním krokem je získání parametrů anizotropie ze seizmických signálů a druhým krokem je ústup informací o zlomeninách z parametrů anizotropie na základě modelu anizotropie indukujícího zlomeniny.

Zlomeniny-azimutální variace

Zarovnané štěpení v subseismickém měřítku může způsobit seismickou anizotropii (tj. Seismická rychlost se mění podle směru) a vede k měřitelným směrovým rozdílům v dobách cestování a odrazivosti. Pokud jsou zlomeniny svisle zarovnány, vytvoří azimutální anizotropii (nejjednodušším případem je horizontální příčná izotropie, nebo HTI), takže odrazivost rozhraní závisí na azimutu i na offsetu. Pokud je kterékoli z médií ohraničujících rozhraní azimutálně anizotropní, bude mít AVO azimutální závislost. Koeficient odrazu vlny P-P má následující vztah k azimutu, pokud ve vrstvách existuje anizotropie:

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

Kde ${ displaystyle phi}$ je azimut z mřížky pro sběr dat, termíny ${ displaystyle b_ {ij}}$ jsou koeficienty popisující parametr anizotropie.

Zlomeniny - rozdělení smykových vln

Chování smykových vln při jejich průchodu anizotropním médiem je známo již mnoho let a laboratorní a terénní pozorování ukazují, jak se smyková vlna dělí na dvě polarizované složky s rovinami vyrovnanými rovnoběžně a kolmo k anizotropii. U zlomeného média je rychlejší smyková vlna obecně zarovnána se směrem úderu a časovým zpožděním mezi dělenými smykovými vlnami vztahujícími se k hustotě zlomení a ujeté délce dráhy. U vrstevnatého média dorazí napřed polarizovaná vlna polarizovaná paralelně s vrstvením.

Příklady aplikace anizotropie

Příklad anizotropie v ropě E&P

Budou zde diskutovány dva příklady, které ukazují aplikaci anizotropie v oblasti Petroleum E&P. První se týkala odhadu parametrů anizotropie pomocí nástroje pro odchylku od sonického protokolování. A druhý příklad odráží zlepšení kvality obrazu technologií PreStack Depth Migration.

Příklad odchýleného zvukového záznamu

V tomto případě je zvuková rychlost v odchýlené jamce získána pomocí dipólového sonického logovacího nástroje. Formace je většinou složena z břidlice. Aby bylo možné použít model TI, je vytvořeno několik předpokladů:

• Skála by měla být v normálně tlakovém režimu.
• Rock by měl mít podobnou pohřební historii.

Pro splnění výše uvedených podmínek platí pro model TI následující rovnice:

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

Kde ${ displaystyle phi}$ je odchýlený úhel studny a ${ displaystyle delta}$, ${ displaystyle epsilon}$ jsou parametry anizotropie.

Následující graf ukazuje typické rozdělení rychlosti vs. hustotu v odchýlené jamce. Barva každého datového bodu představuje frekvenci tohoto datového bodu. Červená barva znamená vysokou frekvenci, zatímco modrá barva představuje nízkou frekvenci. Černá čára ukazuje typický trend rychlosti bez účinku anizotropie. Od existence anizotropního efektu je rychlost zvuku vyšší než trendová čára.

Z dat protokolování studny byla rychlost vs. ${ displaystyle phi}$ lze vykreslit graf. Na základě tohoto grafu nám žádná regrese liniové energie nedá odhadnout ${ displaystyle delta}$ a ${ displaystyle epsilon}$. Následující graf ukazuje nelineární regresi a její výsledek.

Odhadněte ${ displaystyle delta}$ a ${ displaystyle epsilon}$ do následující rovnice správné ${ displaystyle V_ {P} (0)}$ lze získat.

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

Provedením výše uvedeného výpočtu korekce opraveno ${ displaystyle V_ {P} (0)}$ je graf vs hustota v následujícím grafu. Jak je vidět na grafu, většina datového bodu spadá na trendovou čáru. Ověřuje správnost odhadu parametru anizotropie.

Příklad migrace hloubky předbalení Zobrazování

V tomto případě provozovatel provedl několik seismických průzkumů na plynovém poli v severním moři v období let 1993-1998. První průzkum nebere v úvahu anizotropii, zatímco pozdější průzkum využívá zobrazení PreStack Depth Migration. Tento PSDM byl proveden na komerčním seismickém balíčku vyvinutém společností Total. Následující dva grafy jasně ukazují zlepšení rozlišení metody PSDM. Horní graf je konvenční 3D průzkum bez anizotropního efektu. Spodní graf používá metodu PSDM. Jak je vidět na spodním grafu, odhaluje se více funkcí malé struktury kvůli snížení chyb a lepšímu rozlišení.

Omezení seismické anizotropie

Seismická anizotropie se opírá o smykové vlny, smykové vlny nesou bohatou informaci, která může někdy bránit jejímu využití. Průzkum smykových vln pro anizotropii vyžaduje vícesložkové (obvykle 3 složkové) geofony, které jsou orientovány v úhlech, jsou dražší než široce používané vertikálně orientované jednosložkové geofony. Přestože drahé 3komponentní seismometry mají mnohem větší schopnost sbírat cenné informace o Zemi, které vertikální komponentní seismometry prostě nemohou. Zatímco seismické vlny zeslabují, velká zemětřesení (momentová velikost> 5) mají schopnost produkovat pozorovatelné smykové vlny. Druhý zákon termodynamiky zajišťuje vyšší útlum odražené energie smykových vln, což má tendenci bránit využití informací o smykových vlnách pro menší zemětřesení.

Krustální anizotropie

V zemské kůře může být anizotropie způsobena přednostně vyrovnanými klouby nebo mikrotrhlinami, vrstvenou podestýlkou ​​v sedimentárních formacích nebo vysoce listnatými metamorfními horninami. K určení stavu napětí v kůře lze použít anizotropii kůry vyplývající ze zarovnaných trhlin, protože v mnoha případech jsou praskliny přednostně vyrovnány s jejich plochými plochami orientovanými ve směru minimálního tlakového napětí. V aktivních tektonických oblastech, jako jsou blízké zlomy a sopky, lze pomocí anizotropie hledat změny v preferované orientaci trhlin, které mohou naznačovat rotaci napěťového pole.

Oba seismické P-vlny a S-vlny může vykazovat anizotropii. U obou se anizotropie může jevit jako (spojitá) závislost rychlosti na směru šíření. U vln S se to může také jevit jako (diskrétní) závislost rychlosti na směru polarizace. Pro daný směr šíření v jakémkoli homogenním médiu jsou povoleny pouze dva směry polarizace, přičemž další polarizace se na tyto dva rozkládají trigonometricky. Proto se smykové vlny přirozeně „rozdělily“ na samostatné přílety s těmito dvěma polarizacemi; v optice se tomu říká dvojlom.

Krustální anizotropie je velmi důležitá při výrobě ropných nádrží, protože seismicky rychlé směry mohou naznačovat výhodné směry proudění kapaliny.

V geofyzice kůry je anizotropie obvykle slabá; to umožňuje zjednodušení výrazů pro seismické rychlosti a odrazivosti jako funkce směru šíření (a polarizace). V nejjednodušším geofyzikálně přijatelném případě, že polární anizotropie, analýza se nejpohodlněji provádí z hlediska Thomsenovy parametry.

Anizotropie pláště

V plášti je anizotropie obvykle spojena s krystaly (hlavně olivín ) zarovnáno se směrem proudění pláště, který se nazývá mřížková preferovaná orientace (LPO). Kvůli své podlouhlé krystalické struktuře mají krystaly olivínu sklon vyrovnat se s tokem způsobeným konvekce pláště nebo konvekce malého rozsahu. Anizotropie se již dlouho používá k argumentaci, zda je desková tektonika poháněna zespodu konvekcí pláště nebo shora deskami, tj. Tažením desky a hřebenovým tlakem.

Preferované metody pro detekci seismické anizotropie jsou rozdělení smykové vlny, seismická tomografie povrchových vln a tělesných vln a rozptyl konvertovaných vln v kontextu a funkce přijímače. Při rozdělení smykových vln se vlna S rozdělí na dvě ortogonální polarizace, což odpovídá nejrychlejší a nejpomalejší rychlosti vln v tomto médiu pro daný směr šíření. Rozsah období pro studie rozdělení pláště je obvykle 5-25 s. V seismické tomografii musí mít člověk prostorové rozložení seismických zdrojů (zemětřesení nebo výbuchy způsobené člověkem), aby generoval vlny na více azimutech šíření vln prostřednictvím 3D média. U funkcí přijímače zobrazuje převedená vlna P-to-S harmonické variace s azimutem zpětného zemětřesení, když je materiál v hloubce anizotopický. Tato metoda umožňuje stanovení vrstev anizotropního materiálu v hloubce pod stanicí.

V přechodové zóně wadsleyite a / nebo ringwoodit lze zarovnat v LPO. Pod přechodová zóna, tři hlavní minerály, periklasa, silikátový perovskit (bridgmanit ), a post-perovskit všichni jsou anizotropní a mohla by generovat anizotropii pozorovanou v D " oblast (několik set kilometrů silná vrstva kolem hranice jádra a pláště).^[6]

Reference

Zdroje

• Helbig, K., Thomsen, L., více než 75 let anizotropie v průzkumu a rezervoárové seismice: Historický přehled konceptů a metod: Geofyzika. VOL. 70, č. 6 (listopad – prosinec 2005): str. 9. – 23 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, L.T., 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., : Geophysics, 51, 1954–1966, Weak elastic anisotropy.
• Tsvankin, I., : Geophysics, 62, 1292-1309.1997, Anisotropic parameters and P-wave velocity for orthorhombic media.
• Tsvankin, I., Seismic signatures and analysis of reflection data in anisotropic media: Elsevier Science Publ, 2001,.
• Stephen A. H. and J-Michael K. GEOPHYSICS, VOL. 68, NO. 4, P1150–1160. Fracture characterization at Valhall: Application of P-wave amplitude variation with offset and azimuth (AVOA) analysis to a 3D ocean-bottom data set
• Tushar P. and Robert V. SPE 146668. Improved Reservoir Characterization through Estimation of Velocity Anisotropy in Shales.
• Jeffrey S., Rob R., Jean A., et al. www.cgg.com/technicalDocuments/cggv_0000000409.pdf Reducing Structural Uncertainties Through Anisotropic Prestack Depth Imaging: Examples from the Elgin/Franklin/Glenelg HP/HT Fields Area, Central North Sea
• Helbig, K., 1984, Shear waves – what they are and how they are and how they can be used: Applied Seismic Anisotropy: Theory, Background, and Field Studies, Geophysics Reprint series, 20, 5–22.

externí odkazy

• http://www1.gly.bris.ac.uk/~wookey/MMA/index.htm
• https://web.archive.org/web/20050909171919/http://geophysics.asu.edu/anisotropy/
• http://www.geo.arizona.edu/geo5xx/geo596f/Readings/Helbig%20and%20Thomsen,%202005,%20historical%20review%20anisotropy%201.pdf
• https://www.slb.com/~/media/Files/resources/oilfield_review/ors94/1094/p48_56.pdf