Anisotropie sismique - Seismic anisotropy

L' anisotropie sismique est un terme utilisé en sismologie pour décrire la dépendance directionnelle de la vitesse des ondes sismiques dans un milieu ( roche ) à l'intérieur de la Terre .

La description

Un matériau est dit anisotrope si la valeur d'une ou plusieurs de ses propriétés varie avec la direction. L'anisotropie diffère de la propriété appelée hétérogénéité en ce que l'anisotropie est la variation des valeurs avec la direction en un point tandis que l'hétérogénéité est la variation des valeurs entre deux points ou plus.

L'anisotropie sismique peut être définie comme la dépendance de la vitesse sismique à la direction ou à l'angle. L'anisotropie générale est décrite par un tenseur d'élasticité d'ordre 4 avec 21 éléments indépendants. Cependant, dans la pratique, les études d'observation sont incapables de distinguer les 21 éléments, et l'anisotropie est généralement simplifiée. Dans la forme la plus simple, il existe deux principaux types d'anisotropie, tous deux appelés isotropie transverse (on l'appelle isotropie transverse car il y a une isotropie dans le plan horizontal ou vertical) ou anisotropie polaire. La différence entre eux réside dans leur axe de symétrie, qui est un axe d'invariance de rotation tel que si nous faisons pivoter la formation autour de l'axe, le matériau est toujours indiscernable de ce qu'il était auparavant. L'axe de symétrie est généralement associé à une contrainte régionale ou à la gravité.

• TIV- isotropie transversale avec un axe vertical de symétrie, cela est également appelé VTI (isotropie transversale verticale). Ce type d'anisotropie est associé à la stratification et au schiste et se trouve là où la gravité est le facteur dominant.
• TIH- isotropie transversale avec un axe de symétrie horizontal, cela est également appelé HTI (isotropie transversale horizontale). Ce type d'anisotropie est associé à des fissures et des fractures et se trouve là où le stress régional est le facteur dominant.

La matrice anisotrope transverse a la même forme que la matrice isotrope, sauf qu'elle a cinq valeurs non nulles réparties entre 12 éléments non nuls.

L'isotropie transversale est parfois appelée anisotropie transverse ou anisotropie à symétrie hexagonale. Dans de nombreux cas, l'axe de symétrie ne sera ni horizontal ni vertical, auquel cas il est souvent appelé "incliné".

Histoire de la reconnaissance de l'anisotropie

L'anisotropie remonte au 19ème siècle suivant la théorie de la propagation des ondes élastiques. Green (1838) et Lord Kelvin (1856) ont pris en compte l'anisotropie dans leurs articles sur la propagation des ondes. L'anisotropie est entrée en sismologie à la fin du 19e siècle et a été introduite par Maurice Rudzki . De 1898 jusqu'à sa mort en 1916, Rudzki a tenté de faire avancer la théorie de l'anisotropie, il a tenté de déterminer le front d'onde d'un milieu transversalement isotrope (TI) en 1898 et en 1912 et 1913 il a écrit sur les ondes de surface dans le demi-espace isotrope transversalement et sur Principe de Fermat dans les milieux anisotropes respectivement.

Avec tout cela, l'avancement de l'anisotropie était encore lent et dans les 30 premières années (1920-1950) de la sismologie d'exploration, seuls quelques articles ont été écrits sur le sujet. D'autres travaux ont été effectués par plusieurs scientifiques tels que Helbig (1956), qui ont observé en faisant des travaux sismiques sur les schistes dévoniens que les vitesses le long de la foliation étaient environ 20% plus élevées que celles à travers la foliation. Cependant l'appréciation de l'anisotropie s'est accrue avec la proposition d'un nouveau modèle de génération d'anisotropie dans un fond originellement isotrope et un nouveau concept d'exploration par Crampin (1987). L'un des points principaux de Crampin était que la polarisation de trois ondes de cisaillement constituantes transportait des informations uniques sur la structure interne de la roche à travers laquelle elles passent, et que la division des ondes de cisaillement peut contenir des informations sur la distribution des orientations des fissures .

Avec ces nouveaux développements et l'acquisition de meilleurs et de nouveaux types de données telles que des données sismiques 3D à trois composants , qui montrent clairement les effets de la division des ondes de cisaillement, et des données 3D azimutales larges qui montrent les effets de l'anisotropie azimutale, et la disponibilité de plus ordinateurs puissants, l'anisotropie a commencé à avoir un grand impact sur la sismologie d' exploration au cours des trois dernières décennies.

Concept d'anisotropie sismique

Comme la compréhension de l'anisotropie sismique est étroitement liée à la division des ondes de cisaillement, cette section commence par une discussion sur la division des ondes de cisaillement.

On a observé que les ondes de cisaillement se divisent en deux polarisations fixes ou plus qui peuvent se propager dans la direction particulière des rayons lorsqu'elles pénètrent dans un milieu anisotrope. Ces phases séparées se propagent avec différentes polarisations et vitesses. Crampin (1984), entre autres, montre que de nombreuses roches sont anisotropes pour la propagation des ondes de cisaillement. De plus, la division des ondes de cisaillement est presque systématiquement observée dans les PSV à trois composants . Une telle division des ondes de cisaillement peut être analysée directement uniquement sur des géophones à trois composants enregistrant soit dans le sous-sol, soit à l'intérieur de la fenêtre de cisaillement effective à la surface libre s'il n'y a pas de couches à faible vitesse proches de la surface. L'observation de ces ondes de cisaillement montre que la mesure de l'orientation et de la polarisation de la première arrivée et du retard entre ces ondes de cisaillement fractionnées révèle l'orientation des fissures et la densité des fissures. Ceci est particulièrement important dans la caractérisation des réservoirs.

Dans un matériau linéairement élastique, qui peut être décrit par la loi de Hooke comme un matériau dans lequel chaque composant de contrainte dépend de chaque composant de contrainte, la relation suivante existe:

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

où σ est la contrainte, C est le module élastique ou constante de rigidité et e est la déformation.

La matrice de module d'élasticité pour un cas anisotrope est

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

Ce qui précède est le module élastique pour un milieu isotrope transversal vertical (VTI), ce qui est le cas habituel. Le module élastique pour un milieu isotrope transversal horizontal (HTI) est;

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

Pour un milieu anisotrope, la dépendance directionnelle des trois vitesses de phase peut être écrite en appliquant les modules élastiques dans l'équation d'onde est; Les vitesses d'onde dépendant de la direction pour les ondes élastiques à travers le matériau peuvent être trouvées en utilisant l' équation de Christoffel et sont données par

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

où est l'angle entre l'axe de symétrie et la direction de propagation des ondes, est la densité de masse et les éléments de la matrice de rigidité élastique . Les paramètres Thomsen sont utilisés pour simplifier ces expressions et les rendre plus faciles à comprendre. ${\ displaystyle {\ begin {aligné} \ theta \ end {aligné}}}$${\ displaystyle \ rho}$${\ displaystyle C_ {ij}}$

On a observé que l'anisotropie sismique était faible, et Thomsen (1986) a réécrit les vitesses ci-dessus en termes de leur déviation par rapport aux vitesses verticales comme suit;

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

où

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

sont les vitesses des ondes P et S dans la direction de l'axe de symétrie ( ) (en géophysique, il s'agit généralement, mais pas toujours, de la direction verticale). Notez que cela peut être davantage linéarisé, mais cela ne conduit pas à une simplification supplémentaire. ${\ displaystyle \ mathbf {e} _ {3}}$${\ displaystyle \ delta}$

Les expressions approximatives des vitesses des vagues sont suffisamment simples pour être interprétées physiquement et suffisamment précises pour la plupart des applications géophysiques. Ces expressions sont également utiles dans certains contextes où l'anisotropie n'est pas faible.

Les paramètres Thomsen sont anisotropes et sont trois combinaisons non dimensionnelles qui se réduisent à zéro dans les cas isotropes, et sont définis comme

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

Origine de l'anisotropie

Une anisotropie a été signalée dans les trois couches principales de la Terre; la croûte , le manteau et le noyau .

L'origine de l'anisotropie sismique n'est pas unique, une gamme de phénomènes peut amener les matériaux terrestres à présenter une anisotropie sismique. L'anisotropie peut être fortement dépendante de la longueur d'onde si elle est due aux propriétés moyennes d'hétérogénéité alignée ou partiellement alignée. Un solide a une anisotropie intrinsèque lorsqu'il est anisotrope de manière homogène et sinueuse jusqu'à la plus petite taille de particule, ce qui peut être dû à une anisotropie cristalline. Une anisotropie cristallographique pertinente peut être trouvée dans le manteau supérieur . Lorsqu'une roche par ailleurs isotrope contient une distribution de fissures sèches ou remplies de liquide qui ont une orientation préférée, elle est appelée anisotropie induite par les fissures. La présence de fissures alignées, ouvertes ou remplies d'un matériau différent, est un mécanisme important à faible profondeur, dans la croûte. Il est bien connu que les facteurs à petite échelle, ou microstructuraux, comprennent (par exemple Kern & Wenk 1985; Mainprice et al. 2003): (1) l'orientation préférée du réseau cristallin (LPO) des phases minérales constituantes; (2) les variations de la distribution spatiale des céréales et des minéraux; (3) la morphologie des grains et (4) les fractures, fissures et pores alignés, et la nature de leur matériau de remplissage (par exemple, argiles, hydrocarbures, eau, etc.). En raison du contrôle microstructural global de l'anisotropie sismique, il s'ensuit que l'anisotropie peut être diagnostique pour des types de roches spécifiques. Ici, nous examinons si l'anisotropie sismique peut être utilisée comme indicateur de lithologies sédimentaires spécifiques au sein de la croûte terrestre. Dans les roches sédimentaires, l'anisotropie se développe pendant et après le dépôt. Pour que l'anisotropie se développe, il doit y avoir un certain degré d'homogénéité ou d'uniformité d'un point à l'autre dans les plastiques déposés. Lors du dépôt, l'anisotropie est causée par la stratification périodique associée aux changements de type de sédiment qui produit des matériaux de granulométrie différente, et également par la directionnalité du milieu de transport qui tend à ordonner les grains par gravité par tri des grains. La fracturation et certains processus diagénétiques tels que le compactage et la déshydratation des argiles , l'altération, etc. sont des processus post-dépôt qui peuvent provoquer une anisotropie.

L'importance de l'anisotropie dans l'exploration et la production d'hydrocarbures

Au cours des deux dernières décennies, l'anisotropie sismique a considérablement attiré l'attention des universitaires et de l'industrie, en raison des progrès de l'estimation des paramètres d'anisotropie, de la transition de l'imagerie post-pile à la migration en profondeur pré-pile, et du décalage et de la couverture azimutale plus larges des levés 3D. Actuellement, de nombreuses méthodes de traitement et d'inversion sismiques utilisent des modèles anisotropes, offrant ainsi une amélioration significative de la qualité et de la résolution de l'imagerie sismique. L'intégration du modèle de vitesse d'anisotropie à l'imagerie sismique a réduit l'incertitude sur les positions internes et des failles limitrophes , réduisant ainsi considérablement le risque de décision d'investissement reposant fortement sur l'interprétation sismique.

De plus, l'établissement d'une corrélation entre les paramètres d'anisotropie, l'orientation de la fracture et la densité conduit à des techniques pratiques de caractérisation des réservoirs. L'acquisition de ces informations, la distribution spatiale et la densité des fractures, la surface de drainage de chaque puits producteur peuvent être considérablement augmentées si l'on tient compte des fractures lors du processus de décision de forage. L'augmentation de la superficie de drainage par puits entraînera une diminution du nombre de puits, ce qui réduira considérablement les coûts de forage des projets d'exploration et de production (E&P).

L'application de l'anisotropie dans l'exploration et la production pétrolières

Parmi plusieurs applications de l'anisotropie sismique, les suivantes sont les plus importantes: l'estimation des paramètres anisotropes, la migration de l'anisotropie de la profondeur de la pré-empreinte et la caractérisation des fractures basée sur des modèles de vitesse d'anisotropie.

Estimation des paramètres d'anisotropie

Le paramètre d'anisotropie est le plus fondamental pour toutes les autres applications d'anisotropie dans la zone E&P. Dans les premiers jours de l'exploration sismique pétrolière, les géophysiciens étaient déjà conscients de la distorsion induite par l'anisotropie dans l' imagerie des ondes P (le principal des levés sismiques d'exploration pétrolière). Bien que la distorsion induite par l'anisotropie soit moins significative puisque le traitement post-empilement des données en azimut étroit n'est pas sensible à la vitesse. L'avancement de l' anisotropie sismique est largement contribué par le travail de l'Thomsen sur anisotropie notation et aussi par la découverte de l'onde P paramètre temps processus . Ces travaux fondamentaux permettent de paramétrer les modèles isotropes transverses (TI) avec seulement trois paramètres, alors qu'il existe cinq éléments tenseur rigides indépendants complets dans les modèles isotropes transverses (VTI ou HTI). Cette simplification a fait de la mesure de l'anisotropie sismique une approche plausible. ${\ displaystyle \ eta}$

La plupart des travaux d'estimation des paramètres d'anisotropie sont basés sur le schiste et les limons , ce qui peut être dû au fait que le schiste et les limons sont les roches sédimentaires les plus abondantes de la croûte terrestre. Toujours dans le contexte de la géologie pétrolière , le schiste organique est la roche mère ainsi que les roches de phoque qui piègent le pétrole et le gaz. Dans l'exploration sismique, les schistes représentent la majorité du milieu de propagation des ondes recouvrant le réservoir pétrolier . En conclusion, les propriétés sismiques du schiste sont importantes à la fois pour l'exploration et la gestion des réservoirs.

L'anisotropie de la vitesse sismique dans le schiste peut être estimée à partir de plusieurs méthodes, y compris les diagraphies sonores des puits déviés, la VSP de la passerelle et la mesure des carottes. Ces méthodes ont leurs propres avantages et inconvénients: la méthode passerelle VSP souffre de problèmes de mise à l'échelle, et la mesure de carottes n'est pas pratique pour le schiste, car le schiste est difficile à creuser pendant le forage.

Passerelle VSP

Le Walkway VSP met en réseau plusieurs sources sismiques de surface à un décalage différent du puits. Pendant ce temps, un réseau de récepteurs vertical avec un intervalle constant entre les récepteurs est monté dans un puits vertical. Les temps d'arrivée du son entre plusieurs sources de surface et récepteurs à plusieurs profondeurs sont enregistrés pendant la mesure. Ces heures d'arrivée sont utilisées pour dériver le paramètre d'anisotropie basé sur les équations suivantes

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

Où est l'heure d'arrivée de la source avec décalage, est l'heure d'arrivée du décalage zéro, est la vitesse NMO, est le paramètre d'anisotropie de Thompson. ${\ Displaystyle t (x)}$${\ displaystyle x}$${\ displaystyle t_ {0}}$${\ displaystyle V_ {nmo}}$${\ displaystyle \ eta}$

La disposition des sources de surface et des positions des récepteurs est illustrée dans le diagramme suivant.

Mesure de base

Une autre technique utilisée pour estimer le paramètre d'anisotropie consiste à les mesurer directement à partir du noyau qui est extrait par un foret creux spécial pendant le processus de forage. Étant donné que le carottage d'un échantillon entraînera des coûts supplémentaires importants, seul un nombre limité d'échantillons de carottes peut être obtenu pour chaque puits. Ainsi, le paramètre d'anisotropie obtenu par la technique de mesure de carottes ne représente la propriété d'anisotropie de la roche près du trou de forage qu'à plusieurs profondeurs spécifiques, ce qui rend cette technique souvent peu utile pour l'application de l'enquête sismique sur le terrain. Les mesures sur chaque bouchon de schiste nécessitent au moins une semaine. A partir du contexte de cet article, la propagation des ondes dans un milieu verticalement transversal peut être décrite avec cinq constantes élastiques, et les rapports entre ces paramètres définissent l'anisotropie de la roche. Ce paramètre d'anisotropie peut être obtenu en laboratoire en mesurant la vitesse de déplacement avec des systèmes à ultrasons transducteurs à des conditions de saturation et de pression variables. Habituellement, trois directions de propagation des ondes sur les carottes sont l'exigence minimale pour estimer les cinq coefficients élastiques du tenseur de rigidité. Chaque direction dans la mesure du bouchon de noyau donne trois vitesses (une P et deux S).

La variation de la direction de propagation des ondes peut être obtenue en coupant trois échantillons à 0 °, 45 ° et 90 ° des noyaux ou en utilisant un bouchon de noyau avec des transducteurs fixés à ces trois angles. Comme la plupart des schistes sont très friables et fissurés, il est souvent difficile de couper le noyau de schiste. Ses bords se cassent facilement. Ainsi, la méthode d'échantillonnage de coupe ne peut être utilisée que pour des roches dures et compétentes. La position de coupe des échantillons peut être expliquée par le diagramme suivant.

Une autre façon d'obtenir la vitesse de propagation des ondes dans trois directions consiste à disposer le transducteur ultrasonique sur plusieurs emplacements spécifiques de l'échantillonneur de carottes. Cette méthode évite les difficultés rencontrées lors de la coupe de la carotte de schiste. Il réduit également le temps de mesure de deux tiers puisque trois paires de transducteurs ultrasoniques fonctionnent en même temps. Le schéma suivant nous donne une image claire de la disposition des transducteurs.

Une fois que les vitesses dans trois directions sont mesurées par l'une des deux méthodes ci-dessus, les cinq constantes élastiques indépendantes sont données par les équations suivantes:

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

L'anisotropie de l'onde P d'un milieu VTI peut être décrite en utilisant les paramètres de Thomsen . Le quantifie la différence de vitesse pour la propagation des ondes le long et perpendiculaire à l'axe de symétrie, tandis que contrôle la propagation de l'onde P pour les angles proches de l'axe de symétrie. ${\ displaystyle \ epsilon, \ delta}$${\ displaystyle \ epsilon}$${\ displaystyle \ delta}$

Log sonique bien dévié

La dernière technique peut être utilisée pour mesurer l'anisotropie sismique est liée aux informations de diagraphie sonore d'un puits dévié. Dans un puits dévié, la vitesse de propagation des ondes est supérieure à la vitesse de propagation des ondes dans un puits vertical à la même profondeur. Cette différence de vitesse entre le puits dévié et le puits vertical reflète les paramètres d'anisotropie des roches proches du forage. Le détail de cette technique sera montré sur un exemple de ce rapport.

Migration anisotrope en profondeur de la pré-empilement

Dans la situation de géologie complexe, par exemple la formation de failles, le pliage, la fracturation, les corps salins et les discordances, la migration pré-empilement (PreSM) est utilisée en raison d'une meilleure résolution sous une géologie aussi complexe. Dans PreSM, toutes les traces sont migrées avant d'être déplacées vers le décalage d'origine. En conséquence, beaucoup plus d'informations sont utilisées, ce qui se traduit par une bien meilleure image, ainsi que le fait que PreSM honore les changements de vitesse plus précisément que la migration post-pile. Le PreSM est extrêmement sensible à la précision du champ de vitesse. Ainsi, l'inadéquation des modèles de vitesse isotropes ne convient pas pour la migration en profondeur avant l'empilement. La migration anisotrope en profondeur de la précontrainte par onde P (APSDM) peut produire une image sismique très précise en profondeur et dans l'espace. En conséquence, contrairement au PSDM isotrope, il est cohérent avec les données de puits et fournit une entrée idéale pour les études de caractérisation des réservoirs. Cependant, cette précision ne peut être obtenue que si des paramètres d'anisotropie corrects sont utilisés. Ces paramètres ne peuvent être estimés à partir des seules données sismiques. Ils ne peuvent être déterminés avec confiance que par l'analyse d'une variété de matériaux géoscientifiques - données de forage et histoire géologique.

Au cours des dernières années, l'industrie a commencé à voir l'utilisation pratique de l'anisotropie dans l'imagerie sismique. Nous montrons des études de cas qui illustrent cette intégration des géosciences. Nous montrons qu'une bien meilleure précision est obtenue. La conclusion logique est que cette approche intégrée devrait étendre l'utilisation de l'imagerie en profondeur anisotrope à partir de la géologie complexe uniquement, à une application de routine sur tous les réservoirs.

Caractérisation des fractures

Après avoir examiné les applications de l'anisotropie qui amélioraient l'imagerie sismique, deux approches pour exploiter l'anisotropie pour l'analyse des fractures dans la formation méritent d'être discutées. Un utilise des variations azimutales de la signature d'amplitude en fonction du décalage (AVO) lorsque l'onde est réfléchie par le sommet ou la base d'un matériau anisotrope, et un second exploite l'effet polarisant que les fractures ont sur une onde de cisaillement transmise. Dans les deux cas, les fractures individuelles sont inférieures au pouvoir de résolution du signal sismique et c'est l'effet cumulatif de la fracturation qui est enregistré. Sur la base de l'idée qui les sous-tend, les deux approches peuvent être divisées en deux étapes. La première étape consiste à obtenir les paramètres d'anisotropie à partir des signaux sismiques, et la deuxième étape consiste à retirer les informations des fractures à partir des paramètres d'anisotropie basés sur le modèle d'anisotropie induite par la fracture.

Fractures-variations azimutales

La fracturation alignée à l'échelle sous-sismique peut produire une anisotropie sismique (c'est-à-dire que la vitesse sismique varie avec la direction) et conduit à des différences directionnelles mesurables dans les temps de parcours et la réflectivité. Si les fractures sont alignées verticalement, elles produiront une anisotropie azimutale (le cas le plus simple étant l'isotropie transversale horizontale, ou HTI) de telle sorte que la réflectivité d'une interface dépend de l'azimut ainsi que du décalage. Si l'un des supports délimitant l'interface est azimutalement anisotrope, l'AVO aura une dépendance azimutale. Le coefficient de réflexion de l'onde PP a la relation suivante avec l'azimut s'il existe une anisotropie dans les couches:

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

Où est l'azimut de la grille d'acquisition de données, les termes sont des coefficients décrivant le paramètre d'anisotropie. ${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle b_ {ij}}$

Fractures - division par ondes de cisaillement

Le comportement des ondes de cisaillement lors de leur passage à travers les milieux anisotropes est reconnu depuis de nombreuses années, avec des observations en laboratoire et sur le terrain démontrant comment l'onde de cisaillement se divise en deux composantes polarisées avec leurs plans alignés parallèlement et perpendiculairement à l'anisotropie. Pour un milieu fracturé, l'onde de cisaillement la plus rapide est généralement alignée avec la direction de frappe et le délai entre les ondes de cisaillement divisées liées à la densité de fracture et à la longueur du trajet parcouru. Pour le support en couches, l'onde de cisaillement polarisée parallèlement à la stratification arrive en premier.

Exemples d'application de l'anisotropie

Exemple d'anisotropie dans le pétrole E&P

Deux exemples seront discutés ici pour montrer l'application de l'anisotropie dans la zone E&P pétrolière. Le premier concernait l'estimation des paramètres d'anisotropie via un outil de diagraphie sonique à puits dévié. Et le deuxième exemple reflète l'amélioration de la qualité de l'image grâce à la technologie de migration en profondeur PreStack.

Exemple de diagraphie sonore de puits dévié

Dans ce cas, la vitesse sonique dans un puits dévié est obtenue par un outil de diagraphie sonique dipolaire. La formation est principalement composée de schiste. Afin d'utiliser le modèle TI, plusieurs hypothèses sont faites:

• Rock devrait être en régime normalement sous pression.
• Rock devrait avoir une histoire d'inhumation similaire.

Répondant aux conditions ci-dessus, l'équation suivante est valable pour un modèle TI:

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

Où est l'angle dévié du puits, et , sont le paramètre d'anisotropie. ${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle \ delta}$${\ displaystyle \ epsilon}$

Le graphique suivant montre la distribution de vitesse typique par rapport à la densité dans un puits dévié. La couleur de chaque point de données représente la fréquence de ce point de données. La couleur rouge signifie une fréquence élevée tandis que la couleur bleue représente une basse fréquence. La ligne noire montre une tendance de vitesse typique sans effet d'anisotropie. Depuis l'existence d'un effet d'anisotropie, la vitesse du son est supérieure à la ligne de tendance.

À partir des données de diagraphie de puits, la vitesse en fonction du graphique peut être dessinée. Sur la base de ce graphique, une régression sans ligne nous donnera une estimation de et . Le graphique suivant montre la régression non linéaire et son résultat. ${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle \ delta}$${\ displaystyle \ epsilon}$

Mettez l'estimation et dans l'équation suivante, le correct peut être obtenu. ${\ displaystyle \ delta}$${\ displaystyle \ epsilon}$${\ displaystyle V_ {P} (0)}$

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

En effectuant le calcul de correction ci-dessus, le graphique corrigé est le graphique en fonction de la densité dans le graphique suivant. Comme le montre le graphique, la plupart des points de données se situent sur la ligne de tendance. Il valide l'exactitude de l'estimation du paramètre d'anisotropie. ${\ displaystyle V_ {P} (0)}$

Exemple d'imagerie de migration de profondeur de pré-empilement

Dans ce cas, l'exploitant a réalisé plusieurs levés sismiques sur un champ de gaz en mer du Nord sur la période 1993-1998. La première enquête ne prend pas en compte l'anisotropie, tandis que la dernière enquête utilise l'imagerie de migration en profondeur PreStack. Ce PSDM a été réalisé sur un progiciel sismique commercial développé par Total. Les deux graphiques suivants révèlent clairement l'amélioration de la résolution de la méthode PSDM. Le graphique du haut est un levé 3D conventionnel sans effet d'anisotropie. Le graphique du bas a utilisé la méthode PSDM. Comme on peut le voir dans le graphique du bas, des caractéristiques de structure plus petites sont révélées en raison de la réduction des erreurs et de l'amélioration de la résolution.

Limitations de l'anisotropie sismique

L'anisotropie sismique repose sur les ondes de cisaillement, les ondes de cisaillement transportent des informations riches qui peuvent parfois entraver son utilisation. Le levé par ondes de cisaillement pour l'anisotropie nécessite des géophones à plusieurs composants (généralement à 3 composants) orientés à des angles, ceux-ci sont plus chers que les géophones à un seul composant orientés verticalement largement utilisés. Cependant, alors que les sismomètres à 3 composants coûteux sont beaucoup plus puissants dans leur capacité à collecter des informations précieuses sur la Terre que les sismomètres à composants verticaux ne peuvent tout simplement pas. Alors que les ondes sismiques s'atténuent, les grands tremblements de terre (magnitude du moment> 5) ont la capacité de produire des ondes de cisaillement observables. La deuxième loi de la thermodynamique assure une atténuation plus élevée de l'énergie réfléchie des ondes de cisaillement, ce qui tend à empêcher l'utilisation des informations d'ondes de cisaillement pour les petits tremblements de terre.

Anisotropie crustale

Dans la croûte terrestre, l'anisotropie peut être causée par des joints ou des microfissures préférentiellement alignés, par une stratification dans des formations sédimentaires ou par des roches métamorphiques très feuillées. L'anisotropie crustale résultant de fissures alignées peut être utilisée pour déterminer l'état de contrainte dans la croûte, car dans de nombreux cas, les fissures sont préférentiellement alignées avec leurs faces planes orientées dans le sens de la contrainte de compression minimale. Dans les zones tectoniques actives, telles que les failles proches et les volcans, l'anisotropie peut être utilisée pour rechercher des changements dans l'orientation préférée des fissures qui peuvent indiquer une rotation du champ de contraintes.

Les deux sismiques des ondes P et les ondes S peuvent présenter anisotropie. Pour les deux, l'anisotropie peut apparaître comme une dépendance (continue) de la vitesse sur la direction de propagation. Pour les ondes S, cela peut également apparaître comme une dépendance (discrète) de la vitesse par rapport à la direction de polarisation. Pour une direction de propagation donnée dans tout milieu homogène, seules deux directions de polarisation sont autorisées, les autres polarisations se décomposant trigonométriquement en ces deux. Par conséquent, les ondes de cisaillement se "divisent" naturellement en arrivées séparées avec ces deux polarisations; en optique, cela s'appelle la biréfringence .

L'anisotropie crustale est très importante dans la production de réservoirs de pétrole, car les directions sismiquement rapides peuvent indiquer les directions préférées de l'écoulement du fluide.

En géophysique crustale, l'anisotropie est généralement faible; ceci permet une simplification des expressions des vitesses sismiques et des réflectivités, en tant que fonctions de direction de propagation (et de polarisation). Dans le cas le plus simple géophysiquement plausible, celui de l'anisotropie polaire , l'analyse se fait le plus commodément en termes de paramètres de Thomsen .

Anisotropie du manteau

Dans le manteau, l'anisotropie est normalement associée à des cristaux (principalement de l' olivine ) alignés avec la direction d'écoulement du manteau appelée orientation préférée du réseau (LPO). En raison de leur structure cristalline allongée, les cristaux d'olivine ont tendance à s'aligner avec le flux en raison de la convection du manteau ou de la convection à petite échelle. L'anisotropie a longtemps été utilisée pour argumenter si la tectonique des plaques est entraînée par le bas par la convection du manteau ou par le haut par les plaques, c'est-à-dire la traction de la plaque et la poussée de la crête.

Les méthodes privilégiées pour détecter l'anisotropie sismique sont la division des ondes de cisaillement , la tomographie sismique des ondes de surface et des ondes corporelles et la diffusion des ondes converties dans le cadre d'une fonction de récepteur . Dans la division des ondes de cisaillement, l'onde S se divise en deux polarisations orthogonales, correspondant aux vitesses d'onde les plus rapides et les plus lentes dans ce milieu pour cette direction de propagation. La plage de périodes pour les études de fractionnement du manteau est généralement de 5 à 25 secondes. En tomographie sismique, il faut avoir une distribution spatiale des sources sismiques (tremblements de terre ou explosions artificielles) pour générer des ondes à plusieurs azimuts de propagation d'ondes à travers un milieu 3D. Pour les fonctions de récepteur, l'onde convertie P-vers-S affiche une variation harmonique avec l'azimut arrière du tremblement de terre lorsque le matériau en profondeur est anisotopique. Cette méthode permet de déterminer les couches de matériau anisotrope en profondeur sous une station.

Dans la zone de transition, la wadsleyite et / ou la ringwoodite pourraient être alignées en LPO. Sous la zone de transition , les trois principaux minéraux, la périclase , la pérovskite silicatée ( bridgmanite ) et la post-pérovskite sont tous anisotropes et pourraient générer une anisotropie observée dans la région D " (couche de quelques centaines de kilomètres d'épaisseur autour de la limite noyau-manteau) .

Références

Sources

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Liens externes

• 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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