Anisotropia sísmica - Seismic anisotropy

A anisotropia sísmica é um termo usado em sismologia para descrever a dependência direcional da velocidade das ondas sísmicas em um meio ( rocha ) dentro da Terra .

Descrição

Um material é considerado anisotrópico se o valor de uma ou mais de suas propriedades varia com a direção. A anisotropia difere da propriedade chamada heterogeneidade em que anisotropia é a variação nos valores com a direção em um ponto, enquanto a heterogeneidade é a variação nos valores entre dois ou mais pontos.

A anisotropia sísmica pode ser definida como a dependência da velocidade sísmica na direção ou no ângulo. A anisotropia geral é descrita por um tensor de elasticidade de 4ª ordem com 21 elementos independentes. No entanto, na prática, os estudos observacionais são incapazes de distinguir todos os 21 elementos, e a anisotropia geralmente é simplificada. Na forma mais simples, existem dois tipos principais de anisotropia, ambos são chamados de isotropia transversal (é chamada de isotropia transversal porque há isotropia no plano horizontal ou vertical) ou anisotropia polar. A diferença entre eles está em seu eixo de simetria, que é um eixo de invariância rotacional tal que, se girarmos a formação em torno do eixo, o material ainda será indistinguível do que era antes. O eixo de simetria geralmente está associado a tensões regionais ou gravidade.

• TIV- isotropia transversal com eixo vertical de simetria, também chamada de VTI (isotropia transversal vertical). Este tipo de anisotropia está associado à estratificação e folhelho e é encontrado onde a gravidade é o fator dominante.
• TIH- isotropia transversal com eixo de simetria horizontal, também chamada de HTI (isotropia transversal horizontal). Este tipo de anisotropia está associado a fissuras e fraturas e é encontrado onde o estresse regional é o fator dominante.

A matriz anisotrópica transversal tem a mesma forma que a matriz isotrópica, exceto que ela possui cinco valores diferentes de zero distribuídos entre 12 elementos diferentes de zero.

A isotropia transversal às vezes é chamada de anisotropia transversal ou anisotropia com simetria hexagonal. Em muitos casos, o eixo de simetria não será horizontal nem vertical, caso em que é freqüentemente denominado "inclinado".

História do reconhecimento da anisotropia

A anisotropia remonta ao século 19, seguindo a teoria da propagação de ondas elásticas. Green (1838) e Lord Kelvin (1856) levaram a anisotropia em consideração em seus artigos sobre propagação de ondas. A anisotropia entrou na sismologia no final do século 19 e foi introduzida por Maurice Rudzki . De 1898 até sua morte em 1916, Rudzki tentou avançar a teoria da anisotropia, ele tentou determinar a frente de onda de um meio isotrópico transversal (TI) em 1898 e em 1912 e 1913 ele escreveu sobre ondas de superfície em meio espaço isotrópico transversalmente Princípio de Fermat em meios anisotrópicos respectivamente.

Com tudo isso, o avanço da anisotropia ainda era lento e nos primeiros 30 anos (1920-1950) da sismologia de exploração apenas alguns artigos foram escritos sobre o assunto. Mais trabalho foi feito por vários cientistas, como Helbig (1956), que observou durante o trabalho sísmico em xistos devonianos que as velocidades ao longo da foliação eram cerca de 20% mais altas do que aquelas ao longo da foliação. No entanto, a valorização da anisotropia aumentou com a proposição de um novo modelo para a geração de anisotropia em um fundo originalmente isotrópico e um novo conceito de exploração por Crampin (1987). Um dos principais pontos de Crampin foi que a polarização das ondas de cisalhamento de três componentes carrega informações únicas sobre a estrutura interna da rocha pela qual elas passam, e que a divisão da onda de cisalhamento pode conter informações sobre a distribuição das orientações das fissuras .

Com esses novos desenvolvimentos e a aquisição de melhores e novos tipos de dados, como dados sísmicos 3D de três componentes , que mostram claramente os efeitos da divisão de ondas de cisalhamento, e dados 3D Azimuth amplos que mostram os efeitos da anisotropia azimutal e a disponibilidade de mais computadores poderosos, a anisotropia começou a ter grande impacto na sismologia de exploração nas últimas três décadas.

Conceito de anisotropia sísmica

Uma vez que a compreensão da anisotropia sísmica está intimamente ligada à divisão da onda de cisalhamento, esta seção começa com uma discussão sobre a divisão da onda de cisalhamento.

Observou-se que as ondas de cisalhamento se dividem em duas ou mais polarizações fixas que podem se propagar na direção específica do raio ao entrar em um meio anisotrópico. Essas fases divididas se propagam com diferentes polarizações e velocidades. Crampin (1984), entre outros, fornece evidências de que muitas rochas são anisotrópicas para a propagação de ondas de cisalhamento. Além disso, a divisão da onda de cisalhamento é quase rotineiramente observada em VSPs de três componentes . Tal divisão de onda de cisalhamento pode ser analisada diretamente apenas em geofones de três componentes que gravam na subsuperfície ou dentro da janela de cisalhamento efetiva na superfície livre se não houver camadas de baixa velocidade próximas à superfície. A observação dessas ondas de cisalhamento mostra que medir a orientação e polarização da primeira chegada e o atraso entre essas ondas de cisalhamento revelam a orientação das trincas e a densidade das trincas. Isso é particularmente importante na caracterização do reservatório.

Em um material linearmente elástico, que pode ser descrito pela lei de Hooke como aquele em que cada componente da tensão é dependente de cada componente da deformação, existe a seguinte relação:

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

onde σ é a tensão, C é o módulo de elasticidade ou constante de rigidez e e é a deformação.

A matriz de módulo de elasticidade para um caso anisotrópico é

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

O acima é o módulo de elasticidade para um meio isotrópico transversal vertical (VTI), que é o caso usual. O módulo de elasticidade para um meio isotrópico transversal horizontal (HTI) é;

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

Para um meio anisotrópico, a dependência direcional das velocidades de três fases pode ser escrita aplicando os módulos elásticos na equação de onda é; As velocidades de onda dependentes da direção para ondas elásticas através do material podem ser encontradas usando a equação de Christoffel e são dadas por

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

onde é o ângulo entre o eixo de simetria e a direção de propagação da onda, é a densidade de massa e são os elementos da matriz de rigidez elástica . Os parâmetros Thomsen são usados ​​para simplificar essas expressões e torná-las mais fáceis de entender. ${\ displaystyle {\ begin {alinhado} \ theta \ end {alinhado}}}$${\ displaystyle \ rho}$${\ displaystyle C_ {ij}}$

A anisotropia sísmica foi observada como fraca, e Thomsen (1986) reescreveu as velocidades acima em termos de seu desvio das velocidades verticais como segue;

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

Onde

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

são as velocidades das ondas P e S na direção do eixo de simetria ( ) (em geofísica, esta é geralmente, mas nem sempre, a direção vertical). Observe que pode ser mais linearizado, mas isso não leva a uma simplificação adicional. ${\ displaystyle \ mathbf {e} _ {3}}$${\ displaystyle \ delta}$

As expressões aproximadas para as velocidades das ondas são simples o suficiente para serem interpretadas fisicamente e suficientemente precisas para a maioria das aplicações geofísicas. Essas expressões também são úteis em alguns contextos onde a anisotropia não é fraca.

Os parâmetros de Thomsen são anisotrópicos e são três combinações não dimensionais que se reduzem a zero em casos isotrópicos, e são definidos como

${\ displaystyle {\ begin {align} \ epsilon & = {\ frac {C_ {11} -C_ {33}} {2C_ {33}}} \\\ delta & = {\ frac {(C_ {13} + C_ {44}) ^ {2} - (C_ {33} -C_ {44}) ^ {2}} {2C_ {33} (C_ {33} -C_ {44})}} \\\ gama & = {\ frac {C_ {66} -C_ {44}} {2C_ {44}}} \ end {alinhado}}}$

Origem da anisotropia

Foi relatado que a anisotropia ocorre nas três camadas principais da Terra; a crosta , o manto e o núcleo .

A origem da anisotropia sísmica não é única, uma série de fenômenos pode fazer com que os materiais da Terra exibam anisotropia sísmica. A anisotropia pode ser fortemente dependente do comprimento de onda se for devido às propriedades médias de heterogeneidade alinhada ou parcialmente alinhada. Um sólido tem anisotropia intrínseca quando é homogênea e sinuosamente anisotrópico até o menor tamanho de partícula, que pode ser devido à anisotropia cristalina. Anisotropia cristalográfica relevante pode ser encontrada no manto superior . Quando uma rocha isotrópica contém uma distribuição de fissuras secas ou cheias de líquido que têm uma orientação preferida, é denominada anisotropia induzida por fissura. A presença de fissuras alinhadas, abertas ou preenchidas com algum material diferente, é um mecanismo importante em profundidade rasa, na crosta. É bem sabido que os fatores de pequena escala, ou microestruturais, incluem (por exemplo, Kern & Wenk 1985; Mainprice et al. 2003): (1) orientação preferencial da rede cristalina (LPO) das fases minerais constituintes; (2) variações na distribuição espacial de grãos e minerais; (3) morfologia do grão e (4) fraturas alinhadas, rachaduras e poros, e a natureza de seu material de enchimento (por exemplo, argilas, hidrocarbonetos, água, etc.). Por causa do controle microestrutural geral na anisotropia sísmica, segue-se que a anisotropia pode ser diagnóstica para tipos específicos de rocha. Aqui, consideramos se a anisotropia sísmica pode ser usada como um indicador de litologias sedimentares específicas dentro da crosta terrestre. Em rochas sedimentares, a anisotropia se desenvolve durante e após a deposição. Para que a anisotropia se desenvolva, é necessário que haja algum grau de homogeneidade ou uniformidade de ponto a ponto nos clásticos depositados. Durante a deposição, a anisotropia é causada pela estratificação periódica associada a mudanças no tipo de sedimento que produz materiais de diferentes tamanhos de grão, e também pela direcionalidade do meio de transporte que tende a ordenar os grãos por gravidade por separação de grãos. A fratura e alguns processos diagenéticos , como compactação e desidratação de argilas , e alteração, etc., são processos pós-deposicionais que podem causar anisotropia.

A importância da anisotropia na exploração e produção de hidrocarbonetos

Nas últimas duas décadas, a anisotropia sísmica tem ganhado dramaticamente a atenção do acadêmico e da indústria, devido aos avanços na estimativa do parâmetro de anisotropia, a transição da imagem pós-pilha para a migração de profundidade pré-pilha e o deslocamento mais amplo e cobertura azimutal de levantamentos 3D. Atualmente, muitos métodos de inversão e processamento sísmico utilizam modelos anisotrópicos, proporcionando assim um aprimoramento significativo sobre a qualidade e resolução da imagem sísmica. A integração do modelo de velocidade de anisotropia com imagens sísmicas reduziu a incerteza nas posições de falha interna e de falha delimitadora , reduzindo muito o risco de decisão de investimento fortemente baseada na interpretação sísmica.

Além disso, o estabelecimento de correlação entre parâmetros de anisotropia, orientação de fratura e densidade leva a técnicas práticas de caracterização de reservatórios. A aquisição de tais informações, distribuição espacial de fratura e densidade, a área de drenagem de cada poço produtor pode ser dramaticamente aumentada se levarmos em consideração as fraturas durante o processo de decisão de perfuração. O aumento da área de drenagem por poço resultará em menos poços, reduzindo significativamente o custo de perfuração de projetos de exploração e produção (E&P).

A aplicação da anisotropia na exploração e produção de petróleo

Entre as várias aplicações da anisotropia sísmica, as seguintes são as mais importantes: estimativa de parâmetro anisotrópico, migração de anisotropia de profundidade de pré-empilhamento e caracterização de fratura com base em modelos de velocidade de anisotropia.

Estimativa do parâmetro de anisotropia

O parâmetro de anisotropia é o mais fundamental para todas as outras aplicações de anisotropia na área de E&P. Nos primeiros dias da exploração sísmica de petróleo, os geofísicos já estavam cientes da distorção induzida por anisotropia na imagem da onda P (a principal das pesquisas sísmicas de exploração de petróleo). Embora a distorção induzida por anisotropia seja menos significativa, uma vez que o processamento pós-empilhamento de dados de azimute estreito não é sensível à velocidade. O avanço da anisotropia sísmica está contribuiu em grande medida pelo trabalho do Thomsen em anisotropia notação e também pela descoberta do parâmetro de processo tempo da onda P . Esses trabalhos fundamentais permitem parametrizar os modelos isotrópicos transversais (TI) com apenas três parâmetros, enquanto existem cinco elementos tensores rígidos independentes completos em modelos isotrópicos transversais (VTI ou HTI). Essa simplificação tornou a medição da anisotropia sísmica uma abordagem plausível. ${\ displaystyle \ eta}$

A maior parte do trabalho de estimativa de parâmetros de anisotropia é baseado em folhelho e sedimentos , o que pode ser devido ao fato de que o folhelho e os sedimentos são as rochas sedimentares mais abundantes na crosta terrestre. Também no contexto da geologia do petróleo , o xisto orgânico é a rocha geradora , bem como as rochas selantes que retêm petróleo e gás. Na exploração sísmica, os folhelhos representam a maior parte do meio de propagação das ondas que recobre o reservatório de petróleo . Em conclusão, as propriedades sísmicas do xisto são importantes tanto para a exploração quanto para o gerenciamento do reservatório.

A anisotropia de velocidade sísmica em folhelho pode ser estimada a partir de vários métodos, incluindo perfis sônicos de poços desviados, passarela VSP e medição de testemunho. Esses métodos têm suas próprias vantagens e desvantagens: o método de passarela VSP sofre de problemas de dimensionamento e a medição do núcleo é impraticável para o xisto, uma vez que o xisto é difícil de ser retirado durante a perfuração.

Passarela VSP

O Walkway VSP agrupa várias fontes de superfície sísmica em diferentes deslocamentos do poço. Enquanto isso, uma matriz de receptor vertical com intervalo constante entre os receptores é montada em um poço vertical. Os tempos de chegada do som entre várias fontes de superfície e receptores em várias profundidades são registrados durante a medição. Esses tempos de chegada são usados ​​para derivar o parâmetro de anisotropia com base nas seguintes equações

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

Onde é o tempo de chegada da fonte com deslocamento, é o tempo de chegada do deslocamento zero, é a velocidade NMO, é o parâmetro de anisotropia de Thompson. ${\ displaystyle t (x)}$${\ displaystyle x}$${\ displaystyle t_ {0}}$${\ displaystyle V_ {nmo}}$${\ displaystyle \ eta}$

O layout das fontes de superfície e posições dos receptores é mostrado no diagrama a seguir.

Medição de núcleo

Outra técnica usada para estimar o parâmetro de anisotropia é medi-los diretamente do núcleo que é extraído por meio de uma broca oca especial durante o processo de perfuração. Uma vez que o núcleo de uma amostra irá gerar um grande custo extra, apenas um número limitado de amostras de testemunho pode ser obtido para cada poço. Assim, o parâmetro de anisotropia obtido por meio da técnica de medição de núcleo representa apenas a propriedade de anisotropia da rocha perto do poço em apenas várias profundidades específicas, o rompimento desta técnica geralmente fornece pouca ajuda na aplicação de levantamento sísmico de campo. As medições em cada tampão de xisto requerem pelo menos uma semana. A partir do contexto deste artigo, a propagação da onda em um meio verticalmente transversal pode ser descrita com cinco constantes elásticas, e as razões entre esses parâmetros definem a anisotropia da rocha. Este parâmetro de anisotropia pode ser obtido em laboratório medindo a velocidade de deslocamento de velocidade com transdutor de sistemas ultrassônicos em condições de saturação e pressão variáveis. Normalmente, três direções de propagação de onda em amostras de testemunho são o requisito mínimo para estimar os cinco coeficientes elásticos do tensor de rigidez. Cada direção na medição do plug do núcleo produz três velocidades (um P e dois S).

A variação da direção de propagação da onda pode ser alcançada cortando três amostras a 0 °, 45 ° e 90 ° dos núcleos ou usando um plug de núcleo com transdutores conectados a esses três ângulos. Uma vez que a maioria dos xistos é muito friável e fissurada, muitas vezes é difícil cortar o tampão de núcleo de xisto. Suas bordas se quebram facilmente. Portanto, o método de amostra de corte só pode ser usado para rochas competentes e duras. A posição de corte das amostras pode ser explicada pelo seguinte diagrama.

Outra maneira de obter a velocidade de propagação da onda em três direções é organizar o transdutor ultrassônico em vários locais específicos do amostrador de núcleo. Este método evita as dificuldades encontradas durante o corte da amostra de testemunho de xisto. Também reduz o tempo de medição em dois terços, já que três pares de transdutores ultrassônicos trabalham ao mesmo tempo. O diagrama a seguir nos dá uma imagem clara da disposição dos transdutores.

Uma vez que as velocidades nas três direções são medidas por um dos dois métodos acima, as cinco constantes elásticas independentes são dadas pelas seguintes equações:

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

A anisotropia da onda P de um meio VTI pode ser descrita usando os parâmetros de Thomsen . O quantifica a diferença de velocidade para a propagação da onda ao longo e perpendicular ao eixo de simetria, enquanto controla a propagação da onda P para ângulos próximos ao eixo de simetria. ${\ displaystyle \ epsilon, \ delta}$${\ displaystyle \ epsilon}$${\ displaystyle \ delta}$

Log sônico bem desviado

A última técnica pode ser usada para medir a anisotropia sísmica está relacionada às informações de perfilagem sônica de um poço desviado. Em um poço desviado, a velocidade de propagação da onda é maior do que a velocidade de propagação da onda em um poço vertical na mesma profundidade. Esta diferença na velocidade entre o poço desviado e o poço vertical reflete os parâmetros de anisotropia das rochas perto do poço. O detalhe desta técnica será mostrado em um exemplo deste relatório.

Migração de profundidade de pré-empilhamento anisotrópico

Na situação de geologia complexa, por exemplo, falha, dobramento, fraturamento, corpos de sal e inconformidades, a migração pré-empilhamento (PreSM) é usada devido à melhor resolução sob tal geologia complexa. No PreSM, todos os traços são migrados antes de serem movidos para o deslocamento zero. Como resultado, muito mais informações são usadas, o que resulta em uma imagem muito melhor, junto com o fato de que o PreSM respeita as mudanças de velocidade com mais precisão do que a migração pós-pilha. O PreSM é extremamente sensível à precisão do campo de velocidade. Assim, a inadequação dos modelos de velocidade isotrópica não é adequada para a migração de profundidade da pré-pilha. A migração de profundidade de pré-empilhamento anisotrópica de onda P (APSDM) pode produzir uma imagem sísmica que é muito precisa em profundidade e espaço. Como resultado, ao contrário do PSDM isotrópico, é consistente com os dados do poço e fornece uma entrada ideal para estudos de caracterização de reservatórios. No entanto, essa precisão só pode ser alcançada se os parâmetros de anisotropia corretos forem usados. Esses parâmetros não podem ser estimados apenas a partir de dados sísmicos. Eles só podem ser determinados com confiança por meio da análise de uma variedade de materiais geocientíficos - dados de poços e história geológica.

Nos últimos anos, a indústria começou a ver o uso prático da anisotropia em imagens sísmicas. Mostramos estudos de caso que ilustram essa integração das geociências. Mostramos que uma precisão muito melhor está sendo alcançada. A conclusão lógica é que, esta abordagem integrada deve estender o uso de imagens de profundidade anisotrópica de geologia complexa apenas, para a aplicação de rotina em todos os reservatórios.

Caracterização de fratura

Depois de considerar as aplicações da anisotropia que melhoraram a imagem sísmica, duas abordagens para explorar a anisotropia para a análise de fraturas na formação são dignas de discussão. Um usa variações azimutais na assinatura de amplitude versus deslocamento (AVO) quando a onda é refletida do topo ou da base de um material anisotrópico e um segundo explora o efeito de polarização que as fraturas têm em uma onda de cisalhamento transmitida. Em ambos os casos, as fraturas individuais estão abaixo do poder de resolução do sinal sísmico e é o efeito cumulativo da fratura que é registrado. Com base na ideia por trás deles, as duas abordagens podem ser divididas em duas etapas. A primeira etapa é obter os parâmetros de anisotropia dos sinais sísmicos e a segunda etapa é retirar as informações de fraturas dos parâmetros de anisotropia com base no modelo de anisotropia induzida por fratura.

Variações fraturas-azimutais

O fraturamento em escala subseísmica alinhado pode produzir anisotropia sísmica (ou seja, a velocidade sísmica varia com a direção) e leva a diferenças direcionais mensuráveis ​​nos tempos de viagem e refletividade. Se as fraturas estiverem alinhadas verticalmente, elas produzirão anisotropia azimutal (o caso mais simples sendo a isotropia transversal horizontal, ou HTI), de modo que a refletividade de uma interface dependa do azimute, bem como do deslocamento. Se qualquer um dos meios que delimitam a interface for azimutalmente anisotrópico, o AVO terá uma dependência azimutal. O coeficiente de reflexão de onda PP tem a seguinte relação com o azimutal se houver anisotropia nas camadas:

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

Onde é o azimute da grade de aquisição de dados, os termos são coeficientes que descrevem o parâmetro de anisotropia. ${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle b_ {ij}}$

Fraturas - divisão de onda de cisalhamento

O comportamento das ondas de cisalhamento à medida que passam pelo meio anisotrópico foi reconhecido por muitos anos, com observações de laboratório e de campo que demonstraram como a onda de cisalhamento se divide em dois componentes polarizados com seus planos alinhados paralelos e perpendiculares à anisotropia. Para um meio fraturado, a onda de cisalhamento mais rápida é geralmente alinhada com a direção de ataque e o atraso de tempo entre as ondas de cisalhamento divididas relacionadas à densidade de fratura e comprimento do caminho percorrido. Para o meio em camadas, a onda de cisalhamento polarizada paralela à estratificação chega primeiro.

Exemplos de aplicação de anisotropia

Exemplo de anisotropia em petróleo E&P

Dois exemplos serão discutidos lá para mostrar a aplicação de anisotropia na área de E&P de Petróleo. O primeiro relacionado à estimativa de parâmetro de anisotropia via ferramenta de perfilagem sônica de poço desviado. E o segundo exemplo reflete a melhoria da qualidade da imagem pela tecnologia PreStack Depth Migration.

Exemplo de perfilagem sônica de poço desviado

Neste caso, a velocidade sônica em um poço desviado é obtida pela ferramenta de perfilagem sônica dipolo. A formação é composta principalmente por xisto. Para usar o modelo TI, várias suposições são feitas:

• A rocha deve estar em regime de pressão normal.
• O rock deve ter uma história de sepultamento semelhante.

Satisfazendo as condições acima, a seguinte equação vale para um modelo de TI:

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

Onde está o ângulo desviado do poço, e , são os parâmetros de anisotropia. ${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle \ delta}$${\ displaystyle \ epsilon}$

O gráfico a seguir mostra a distribuição de velocidade típica vs densidade em um poço desviado. A cor de cada ponto de dados representa a frequência desse ponto de dados. A cor vermelha significa uma alta frequência, enquanto a cor azul representa uma baixa frequência. A linha preta mostra uma tendência de velocidade típica sem o efeito da anisotropia. Desde a existência do efeito de anisotropia, a velocidade do som é maior do que a linha de tendência.

A partir dos dados de registro de poço, a velocidade vs gráfico pode ser desenhada. Com base neste gráfico, uma regressão sem linha nos dará uma estimativa de e . O gráfico a seguir mostra a regressão não linear e seu resultado. ${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle \ delta}$${\ displaystyle \ epsilon}$

Coloque o estimado e na seguinte equação, o correto pode ser obtido. ${\ displaystyle \ delta}$${\ displaystyle \ epsilon}$${\ displaystyle V_ {P} (0)}$

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

Fazendo o cálculo de correção acima, o corrigido é o gráfico vs densidade no gráfico a seguir. Como pode ser visto no gráfico, a maior parte dos pontos de dados cai na linha de tendência. Ele valida a exatidão da estimativa do parâmetro de anisotropia. ${\ displaystyle V_ {P} (0)}$

Exemplo de imagem de migração de profundidade de pré-empilhamento

Neste caso, o operador conduziu várias pesquisas sísmicas em um campo de gás no mar do Norte durante o período de 1993-1998. A pesquisa inicial não leva a anisotropia em consideração, enquanto a pesquisa posterior emprega a imagem de migração de profundidade PreStack. Este PSDM foi feito em um pacote sísmico comercial desenvolvido pela Total. Os dois gráficos a seguir revelam claramente a melhoria da resolução do método PSDM. O gráfico superior é um levantamento 3D convencional sem efeito de anisotropia. O gráfico inferior usou o método PSDM. Como pode ser visto no gráfico inferior, mais recursos de estrutura pequenos são revelados devido à redução do erro e resolução aprimorada.

Limitações da anisotropia sísmica

A anisotropia sísmica depende de ondas de cisalhamento, as ondas de cisalhamento carregam informações valiosas que às vezes podem impedir sua utilização. A pesquisa de ondas de cisalhamento para anisotropia requer geofones de múltiplos componentes (geralmente 3 componentes) que são orientados em ângulos, estes são mais caros do que os geofones de componente único orientados verticalmente amplamente usados. No entanto, embora os caros sismômetros de 3 componentes sejam muito mais poderosos em sua capacidade de coletar informações valiosas sobre a Terra, os sismômetros de componente vertical simplesmente não podem. Enquanto as ondas sísmicas se atenuam, grandes terremotos (magnitude de momento> 5) têm a capacidade de produzir ondas de cisalhamento observáveis. A segunda lei da termodinâmica garante uma maior atenuação da energia refletida da onda de cisalhamento, o que tende a impedir a utilização da informação da onda de cisalhamento para terremotos menores.

Anisotropia crustal

Na crosta terrestre, a anisotropia pode ser causada por juntas ou microfissuras preferencialmente alinhadas, por estratificação em formações sedimentares ou por rochas metamórficas altamente foliadas. A anisotropia crustal resultante de fissuras alinhadas pode ser utilizada para determinar o estado de tensão na crosta, uma vez que, em muitos casos, as fissuras são preferencialmente alinhadas com suas faces planas orientadas na direção de tensão compressiva mínima. Em áreas tectônicas ativas, como perto de falhas e vulcões, a anisotropia pode ser usada para procurar mudanças na orientação preferencial de rachaduras que podem indicar uma rotação do campo de tensão.

As ondas sísmicas P e S podem exibir anisotropia. Para ambos, a anisotropia pode aparecer como uma dependência (contínua) da velocidade em relação à direção de propagação. Para ondas S, também pode aparecer como uma dependência (discreta) da velocidade em relação à direção da polarização. Para uma dada direção de propagação em qualquer meio homogêneo, apenas duas direções de polarização são permitidas, com outras polarizações se decompondo trigonometricamente nessas duas. Conseqüentemente, as ondas de cisalhamento naturalmente "se dividem" em chegadas separadas com essas duas polarizações; em óptica, isso é chamado de birrefringência .

A anisotropia crustal é muito importante na produção de reservatórios de petróleo, pois as direções sismicamente rápidas podem indicar direções preferenciais de fluxo de fluido.

Na geofísica crustal, a anisotropia é geralmente fraca; isto permite uma simplificação das expressões para velocidades sísmicas e refletividades, como funções de direção de propagação (e polarização). No caso mais simples geofisicamente plausível, o da anisotropia polar , a análise é feita de forma mais conveniente em termos de Parâmetros de Thomsen .

Anisotropia de manto

No manto, a anisotropia está normalmente associada a cristais (principalmente olivina ) alinhados com a direção do fluxo do manto, chamada de orientação preferencial da rede (LPO). Devido à sua estrutura cristalina alongada, os cristais de olivina tendem a se alinhar com o fluxo devido à convecção do manto ou à convecção em pequena escala. A anisotropia tem sido usada há muito tempo para argumentar se as placas tectônicas são impulsionadas de baixo pela convecção do manto ou de cima pelas placas, isto é, a tração da laje e o empurrão da crista.

Os métodos preferidos para detectar anisotropia sísmica são divisão de onda de cisalhamento , tomografia sísmica de ondas de superfície e ondas de corpo e espalhamento de onda convertida no contexto de uma função de receptor . Na divisão da onda de cisalhamento, a onda S se divide em duas polarizações ortogonais, correspondendo às velocidades de onda mais rápidas e mais lentas naquele meio para aquela direção de propagação. O intervalo de período para estudos de divisão do manto é normalmente de 5 a 25 segundos. Na tomografia sísmica, deve-se ter uma distribuição espacial das fontes sísmicas (terremotos ou explosões feitas pelo homem) para gerar ondas em azimutes de propagação de ondas múltiplas por meio de um meio 3-D. Para funções de receptor, a onda convertida de P para S exibe variação harmônica com azimute de retorno de terremoto quando o material em profundidade é anisotópico. Este método permite a determinação de camadas de material anisotrópico em profundidade abaixo de uma estação.

Na zona de transição, wadsleyite e / ou ringwoodite podem ser alinhados em LPO. Abaixo da zona de transição , os três minerais principais, periclásio , perovskita de silicato ( bridgmanita ) e pós-perovskita são todos anisotrópicos e podem estar gerando anisotropia observada na região D " (camada de algumas centenas de quilômetros de espessura sobre o limite núcleo-manto) .

Referências

Fontes

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links externos

• http://www1.gly.bris.ac.uk/~wookey/MMA/index.htm
• https://web.archive.org/web/20050909171919/http://geophysics.asu.edu/anisotropy/
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