Математическое моделирование в сейсморазведке

можно назвать базисной толстослоистой моделью, в точках расположения

скважин наносятся тонкослоистые модели, соответствующие моделируемому

интервалу. В пределах моделируемого интервала проводятся границы

отдельных литологически однородных тонких слоев. При этом в зависимости

от предполагаемой степени сложности двумерной модели подходы к ее

построению могут быть различными. В зонах выдержанной корреляции

сейсмических данных, которые, как правило, соответствуют согласному или

близкому к нему залеганию пород, эти границы проводятся так, чтобы они

соединяли отметки по скважинам и были параллельны сейсмическим границам

между скважинами. Участки изменений сейсмических данных (схождение осей

синфазности, изменения формы и интенсивностей колебаний, разрывы в

корреляции) тщательно анализируются и с учетом данных по скважинам

задаются возможные модели изменений мощности слоев, литолого-фациальных

замещений, появления углеводородов и др. Нередки случаи, когда в пределах

одного моделируемого интервала встречаются участки различной сложности.

4. Задаются упругие параметры (скорости и плотности) во всех слоях модели,

при этом в точках между скважинами эти параметры находятся путем линейной

интерполяции значений, полученных ранее в процессе формирования

одномерных моделей в точках расположения скважин.

3 Построение моделей по данным сейсморазведки

Если на профиле нет скважин, то модель может быть построена только по

сейсмическим данным. В этом случае целесообразно применять такие процедуры.

1. На основе кинематической интерпретации временного разреза строится

базисная толстослоистая модель. Используемые при этом средние и пластовые

скорости берутся из данных скоростного анализа, а в условиях Волго-

Уральской провинции – чаще из интерполированных или экстраполированных

сейсмокаротажных данных.

2. Интервал временного разреза, соответствующий моделируемому объекту,

преобразуется во временной разрез волновых сопротивлений по методике

псевдоакустического каротажа (ПАК).

3. В ряде точек профиля строятся одномерные модели волновых сопротивлений.

Затем от волновых сопротивлений с использованием формулы ( =аVb, где ( –

плотность, V – скорость, переходят к оценкам скорости и плотности.

Полученные таким способом одномерные модели скорости целесообразно

проверять на соответствие со значениями пластовых скоростей, взятыми из

интерполированных или экстраполированных сейсмокаротажных данных.

4. Одномерные тонкослоистые модели наносятся на базисную толсто-слоистую

модель, после чего, так же как и в предыдущем параграфе, строится

комбинированная двумерная модель.

Необходимо отметить, что из-за использования только сейсмических

данных, имеющих ограниченный частотный диапазон, тонкослоистую часть

комбинированной модели следует рассматривать как эффективную сейсмическую

модель.

Если полученные по описанным выше методикам двумерные модели

предполагается использовать для интерпретации в итеративном режиме, то их

целесообразно называть моделями нулевого приближения (моделями 0-

приближения).

4 Влияние нефтегазонасыщенности на упругие свойства пород

Сведения об изменении упругих свойств (скорости и плотности) пород-

коллекторов в зависимости от типа насыщающего флюида можно получить прямым

измерением в скважинах, расположенных в контуре залежи и за контуром,

изучением керна при различном его насыщении, путем теоретических расчетов.

Прямые измерения в скважинах с помощью сейсмического просвечивания и

СК выполнены в ограниченном объеме и полученные результаты не всегда

достаточно точны. Обобщение данных показывает, что в нефтенасыщенных

песчаных коллекторах при глубинах 1500–3000 м и средней пористости 20%

скорость продольных волн уменьшается на 6–12%, в газонасыщенных коллекторах

– на 15–30% по сравнению с водонасыщенным коллектором.

При измерениях на ультразвуковых частотах (АК) величина различия

скоростей, обусловленная водо- и нефтегазонасыщенностью пород, меньше, чем

на сейсмических частотах. Поэтому использование данных об уменьшении

скоростей при нефтегазонасыщении, полученных на ультразвуковых частотах (в

скважинах или на образцах керна), для модельных расчетов в сейсмическом

диапазоне частот возможно лишь после их коррекции. Удвоение величин

понижения скорости будет, по-видимому, вполне допустимым. Данных об

изменении плотности при различном насыщении коллектора, которые были бы

получены путем прямых измерений в скважинах, пока не имеется.

При отсутствии данных прямых измерений на керне или в скважине (или

если эти данные недостаточно надежны) влияние нефтегазонасыщения на

скорость и плотность может быть оценено теоретически, с помощью формул из

теории распространения упругих волн в пористых средах. Для определения

скорости продольных волн в сейсмическом диапазоне частот используется

уравнение

[pic], (2.1)

где Uп и (п – параметры, зависящие соответственно от упругости и плотности

флюида; Uск и (ск – параметры, характеризующие упругость и плотность

скелета (остова) породы.

Значения U и ( следующим образом выражаются через свойства твердого

материала породы и насыщающего ее флюида:

1) (ск = (тв (1 – Kп), где (тв – плотность материала, слагающего твердую

фазу породы, Kп – пористость;

2) (п = (ф Kп, где (ф – плотность флюида, т. е. плотность воды, нефти, газа

или их смеси;

3) [pic], где (ск – сжимаемость скелета (относительное изменение объема

скелета при всестороннем упругом сжатии породы), Gск – модуль сдвига

скелета;

4) [pic]

где (тв – сжимаемость материала, слагающего скелет породы, (ф – сжимаемость

флюида, величины (тв и (ск связаны соотношением (ск = (тв + Kп(п ((п –

сжимаемость порового пространства).

При использовании формулы (2.1) основная трудность заключается в

выборе величин (ск и Gск.

Для приближенных расчетов можно использовать уравнение среднего

времени (уравнение Уилли)

[pic], (2.2)

где Vп – скорость в коллекторе, заполненном флюидом; Vск – скорость в

скелете; Vф – скорость во флюиде, Kп – коэффициент пористости. Формула

(2.2) справедлива для хорошо сцементированных пород. Величину плотности

можно оценить по уравнению

(п = (ск (1 – Kп) + (фKп, (2.3)

где (п – плотность коллектора, заполненного флюидом, (ск – плотность

скелета, (ф – плотность флюида.

Если поры заполнены несколькими компонентами, например газ–вода,

нефть–вода и т. д., то имеет место уравнение

(п = (ск (1 – Kп) + (фKп + ((в – (ф)SвKп,

где (в – плотность воды, Sв – коэффициент водонасыщенности.

Методика интерпретации на основе итеративного моделирования

1 Особенности получения и обработки сейсмических данных, интерпретируемых

на основе моделирования

Главное требование, предъявляемое к данным сейсмических наблюдений,

которые интерпретируются с помощью итеративного моделирования, состоит в

повышенном отношении сигнал/помеха. Опыт сейсмомоделирования показывает,

что нижний предел отношения энергии сигнала к энергии помехи, равный 10 –

15, является достаточным для того, чтобы в процессе итеративного подбора

параметров модели достичь достаточно высокую степень сходства СВР и

реального временного разреза (РВР). Это предельное значение установлено на

основе тестового моделирования и сопоставления СВР и РВР по нормированной

функции взаимной корреляции (НФВК) и значений отношения сигнал/помеха на

РВР по одинаковым фрагментам временных разрезов. На рис. 4 показан пример

такого сопоставления по профилю 39 Северо-Маркинской площади, из которого

видно, что сходство СВР и РВР до 0,8 и выше удавалось получить только на

участках, где отношение сигнал/помеха на РВР достигало 10 – 15 и выше.

Важным является также требование иметь на реальных временных разрезах

достаточно высокую временную разрешенность отражений. При повышении

разрешенности появляется возможность не только более детально, т.е. в более

узких временных окнах, производить сравнение СВР и РВР и последующую

коррекцию модели, но и получать более детальные псевдоакустические разрезы,

необходимые для построения модели 0-приближения.

Лекция 4

ДОСТИЖЕНИЕ ПОДОБНОГО КАчЕСТВА РВР ЕСТЕСТВЕННО НАКЛАДЫВАЕТ БОЛЕЕ

ЖЕСТКИЕ ТРЕБОВАНИя НА МЕТОДИКУ ПОЛЕВЫХ НАБЛЮДЕНИЙ И ПОСЛЕДУЮЩУЮ ОБРАБОТКУ

СЕЙСМИчЕСКИХ ДАННЫХ.

1 Методика полевых наблюдений

Как известно, требования повышения отношения сигнал/помеха и

увеличения разрешенности записи в какой-то мере противоречивы. Поэтому на

практике важно определить, какое из этих требований является доминирующим

при изучении того или иного геологического объекта. Например, при изучении

рифогенных построек, грабенообразных прогибов и др. прежде всего нужно

обеспечить высокое отношение сигнал/помеха, а при выявлении зон

выклинивания и стратиграфического несогласия, первостепенным становится

требование высокой разрешенности сейсмической записи.

На поисковом этапе исследований, в целях выявления рифогенных

образований, грабенообразных прогибов, выступов кристаллического фундамента

методика полевых работ может быть близка к производственной или отличаться

от нее некоторым увеличением мощности интерференционных систем при

возбуждении и приеме. Основные элементы такой методики следующие:

1) плотность сети профилей 1,5–2,0 пог. км на 1 км2;

2) схема наблюдения – в основном центральная;

3) кратность перекрытия 12 или 24;

4) максимальное расстояние взрыв – прибор Хmax = 1700–2500 м;

5) вынос 25–200 м;

6) расстояние между каналами 40–50 м;

7) группирование сейсмоприемников до 36 на канал, причем расположение

приемников в одну или две линии на базе не более 50 м;

8) возбуждение – взрывы в одиночных скважинах с оптимальной глубины или из

группы мелких (4–5 м) скважин на базе не более 40–50 м.

При детальных исследованиях требования к методике полевых наблюдений

повышаются и сводятся к следующему.

1) плотность профилей должна быть не менее 3 пог. км на 1 км2, причем при

детализации, например, грабенообразных прогибов большую часть профилей

следует ориентировать вкрест прогиба с расстоянием между ними не более

500 м;

2) в целях повышения пространственной разрешенности расстояние между

каналами не должно превышать 25–30 м;

3) группирование сейсмоприемников увеличивается до 48–60 элементов на

канал, причем эти элементы располагаются по площади в виде 4–5

параллельных ниток; база группы должна быть не более 50 м.

2 Методика цифровой обработки

Независимо от содержания решаемой геологической задачи методика

обработки должна предусматривать получение временных разрезов с сохранением

истинных амплитуд, с высокой разрешенностью отражений, с высоким

соотношением сигнал/помеха, а также обеспечивать возможность высокоточного

определения интервальных скоростей.

Выполнение указанных требований достигается при использовании

усложненного графа обработки, содержащего следующие процедуры:

1) демультиплексация цифровых записей (DMXT);

2) редакция (REDX);

3) коррекция амплитуд за геометрическое расхождение и поглощение (RAMP);

4) вычитание среднескоростных волн-помех (RECON);

5) минимально-фазовая деконволюция исходных записей (DECVTX);

6) широкополосная фильтрация исходных записей (FILVTX);

7) коррекция амплитуд за неидентичность условий возбуждения и приема

(NORM);

8) коррекция статических поправок (SUMLAK);

9) коррекция кинематических поправок (сканирование или вертикальные

спектры, KINVC);

10) автоматическая коррекция статических поправок (PAKS);

11) накапливание по ОГТ (SUMLC);

12) погоризонтный анализ скоростей (горизонтальные спектры скоростей,

HORSP);

13) независимая потрассовая коррекция остаточных фазовых сдвигов в

нескольких временных окнах (WINCOR);

14) когерентная фильтрация (AMCOD);

15) нуль-фазовая деконволюция по разрезу (ZEDEC);

16) широкополосная фильтрация по разрезу (FILVTX);

17) когерентная фильтрация (AMCOD);

18) миграция (MIGFK);

19) псевдоакустический каротаж (РАК).

2 Выбор способа решения прямой

динамической задачи

При использовании математического моделирования для целей

интерпретации сейсмических данных возникает вопрос о выборе способа

вычисления теоретического волнового поля. В последнее время для двумерного

моделирования получили распространение способы, основанные на лучевом

приближении, и более точные способы, базирующиеся на решении дифракционного

уравнения Кирхгофа или волнового уравнения в конечных разностях. Выбор

способа является, прежде всего, вопросом методическим. Однако нельзя

забывать и о стоимостной стороне дела, поскольку затраты машинного времени

при вычислениях по точным способам, например по алгоритму Трорея –

Хилтермана, для некоторых, даже не очень сложных моделей, могут быть на

один-два порядка выше, чем при вычислениях в лучевом приближении. Особенно

остро вопрос о выборе способа вычислений стоит при использовании

моделирования в итеративном режиме, когда предполагается многократное

вычисление СВР.

При выборе способа его вычисления естественно исходить из того класса

сейсмологических моделей, который предопределен решаемой при интерпретации

геологической задачей. Зафиксировав этот класс моделей, нужно соотнести его

с наиболее существенными допущениями, на которых построены конкретные

вычислительные алгоритмы. Отправными здесь являются следующие соображения.

Теория распространения сейсмических волн на основе лучевых представлений

геометрической сейсмики предполагает, прежде всего, абсолютную локальность

сейсмических лучей, что равносильно утверждению о бесконечно малой длине

волны, а также распространение энергии волны по лучу и зеркальное ее

отражение в единственной точке. Согласно волновым представлениям, полная

энергия сейсмической волны есть результат суммирования элементарных волн,

при этом в одну и ту же точку приема приходит энергия, отраженная от

некоторого участка границы, которая, таким образом, должна иметь

определенную протяженность. Вследствие этого возникают явления дифракции,

благодаря которым у окончаний границ не наблюдается резкого обрыва

отраженных волн. При падении плоской волны на границу, содержащую резкие

перегибы, их экстремальные точки являются источниками дифрагированных волн.

Эти и некоторые другие явления не могут быть рассчитаны в лучевом

приближении.

Для оценки величины области формирования отраженного импульса обычно

используется параметр первой зоны Френеля F, который рассчитывается по

известной формуле(

[pic],

где Н – глубина залегания отражающей границы; ( – длина волны. Если

протяженность отражающего элемента, связанного с какой-либо неоднородностью

в геологическом разрезе, составляет величину F зоны Френеля и более, то

этот элемент отобразится на временном разрезе с максимальной амплитудой,

соответствующей отражению от бесконечно длинной границы. При уменьшении

горизонтальных размеров элемента (меньше F) он будет отображаться на

временном разрезе с заметным уменьшением амплитуды, все меньше походить на

отражение и все больше приобретать вид дифракции, соответствующей

отражающей точке.

В связи с этим для практики моделирования большое значение имеет

определение хотя бы примерного набора структурных и стратиграфических

моделей, для которых ограничения лучевой теории могут оказаться неприемлемо

жесткими и для построения СВР потребуются способы, основанные на волновой

теории. Далее рассмотрим примеры таких моделей, причем выбранные модели

соответствуют геологическим объектам, нередко обнаруживаемым в Волго-

Уральской нефтегазоносной провинции. Для каждой модели вычислялись СВР по

двум программам: по программе, алгоритм которой основан на лучевых

представлениях, и по программе, реализующей численное решение

дифракционного уравнения Кирхгофа.

В первой программе СВР вычисляется путем поиска траекторий нормальных

лучей для заданных пунктов взрыва-приема (ПВП) и определения амплитуд

отраженных волн. В основу алгоритма второй программы положена простая

теория дифракции А. Трорея, которую модифицировал Ф. Хилтерман для случая

многослойной среды.

1 Пример 1. Моделирование микрограбенов

Данный пример (рис. 5) иллюстрирует отличие волновых полей от

грабенообразных прогибов при различной их ширине. Последняя варьировалась,

исходя из величины зоны Френеля, которая для модели на рис. 5, а при

видимой длине волны ( = 160 м и глубине границы Н = 2400 м составляет F =

880 м. Поэтому ширина грабенов была задана следующей: l1 = 0,5F = 440 м, l2

= F = 880 м, l3 = 2F = 1760 м.

На временных разрезах, полученных в лучевом приближении (рис 5, б),

можно видеть адекватное отображение всех элементов модели грабенообразного

прогиба независимо от его ширины. На временных разрезах, полученных по

алгоритму Трорея – Хилтермана, наблюдается отчетливая зависимость волновой

картины от ширины грабена: при ширине грабена меньше зоны Френеля

происходит перекрытие разрыва в отражающих границах за счет дифракции, и

при l1 = 0,5F разрыв практически незаметен. Существование его можно

обнаружить лишь по небольшой аномалии времени и по некоторому ослаблению

амплитуд. Это надо учитывать при практической интерпретации временных

разрезов, чтобы избежать неправильных выводов относительно ширины прогиба,

пределов распространения вверх по разрезу разрывных нарушений и самого

существования прогиба.

2 Пример 2. Моделирование подрифовых горизонтов

Данный пример (рис. 6) иллюстрирует различие в отображении на

временных разрезах плоских горизонтальных границ, расположенных глубже

рифогенных образований. На рис. 6, а представлена обобщенная модель

рифогенного образования фамен-турнейского возраста, составленная на основе

анализа и обобщения сейсмогеологических материалов по большому количеству

структур Самарской и Оренбургской областей, рифогенная природа которых

доказана. На модели граница 8 соответствует кровле терригенных отложений

девона, границы 4 и 5 – бобриковскому горизонту, границы 2 и 3 – верейскому

горизонту, граница 1 – кровле жестких отложений. В рифогенных образованиях,

расположенных между границами 5 и 8, скорость 6000 м/с, во вмещающих

породах – 5400 и 5500 м/с.

Из сравнения временных разрезов на рис. 6, б, в, прежде всего, видно

появление на обоих разрезах ложных антиклинальных перегибов по горизонту 8

с амплитудой 20 мс, хотя на модели граница 8 была задана плоской и

горизонтальной. Отличие заключается в том, что на временном разрезе,

вычисленном с учетом дифракции (рис. 6, в), по горизонту 8 наблюдается

резкое уменьшение интенсивности записи на участках флексурообразного

перехода от горизонтальной части к ложной антиклинали. Кроме того,

флексурообразные перегибы явились источниками ложных (мнимых)

дифрагированных волн. Данный пример должен предостеречь от ошибочной

интерпретации реальных временных разрезов, на которых встречены аномалии,

подобные приведенным на рис. 6, б по горизонту 8. Очевидно, такие аномалии

можно принять за горстовидные структуры.

Лекция 5

РАССМОТРЕННЫЕ МОДЕЛИ яВЛяЮТСя ДОСТАТОчНО "ТРУДНЫМИ" ДЛя РАСчЕТОВ ПО

ЛУчЕВОМУ МЕТОДУ, НО СЛЕДУЕТ УчИТЫВАТЬ, чТО СООТВЕТСТВУЮЩИЕ ЭТИМ МОДЕЛяМ

РЕАЛЬНЫЕ ГЕОЛОГИчЕСКИЕ ОБЪЕКТЫ В ВОЛГО-УРАЛЬСКОЙ ПРОВИНЦИИ СОСТАВЛяЮТ НЕ

БОЛЕЕ 10-20 % ОТ ОБЩЕГО чИСЛА НЕФТЕГАЗОПЕРСПЕКТИВНЫХ ОБЪЕКТОВ. КРОМЕ ТОГО,

СРАВНЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ МОДЕЛИРОВАНИя ДЛя РяДА ДРУГИХ, МЕНЕЕ СЛОЖНЫХ МОДЕЛЕЙ

(АНТИКЛИНАЛЬНЫЕ СКЛАДКИ И ФЛЕКСУРООБРАЗНЫЕ ПЕРЕГИБЫ СЛОЕВ, ТОНКОСЛОИСТАя

ПАчКА С НЕРЕЗКИМ ИЗМЕНЕНИЕМ ТОЛЩИН СЛОЕВ ИЛИ С ПЛАВНО ВЫКЛИНИВАЮЩИМСя ОДНИМ

СЛОЕМ, ВЫСТУПЫ КРИСТАЛЛИчЕСКОГО ФУНДАМЕНТА С ВЫКЛИНИВАНИЕМ СЛОЕВ В

ПРИМЫКАЮЩИХ ОТЛОЖЕНИяХ, ВЕРЕЙСКИЕ И ДОВИЗЕЙСКИЕ ВРЕЗЫ С НЕРЕЗКОЙ

МОРФОЛОГИЕЙ И ДР.) ПОКАЗЫВАЕТ, чТО ВРЕМЕННЫЕ РАЗРЕЗЫ, РАССчИТАННЫЕ В

ЛУчЕВОМ ПРИБЛИЖЕНИИ И ПО ВОЛНОВОЙ ТЕОРИИ, ПРАКТИчЕСКИ ИДЕНТИчНЫ. В СВяЗИ С

ЭТИМ ПРИМЕНЕНИЕ ЛУчЕВОГО МЕТОДА ПРИ МОДЕЛЬНЫХ РАСчЕТАХ С ЦЕЛЬЮ

ИНТЕРПРЕТАЦИИ МОЖЕТ БЫТЬ ДОСТАТОчНО ШИРОКИМ И ПОЛЕЗНЫМ. ОДНАКО ЕСЛИ В

МОДЕЛяХ ИМЕЮТСя ТАКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ, КАК ТЕКТОНИчЕСКИЕ НАРУШЕНИя, НЕОДНОРОДНОСТИ

С ГОРИЗОНТАЛЬНЫМИ РАЗМЕРАМИ, МЕНЬШИМИ ЗОНЫ ФРЕНЕЛя, РЕЗКИЕ ПЕРЕГИБЫ СЛОЕВ С

РАДИУСОМ КРИВИЗНЫ, МЕНЬШИМ ДЛИНЫ ВОЛНЫ, И ЕСЛИ ПРИ ИНТЕРПРЕТАЦИИ

ИСПОЛЬЗУЮТСя В КОЛИчЕСТВЕННОЙ ФОРМЕ ДИНАМИчЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ЗАПИСИ

(НАПРИМЕР, ПРИ РЕШЕНИИ ЗАДАч ПГР), ТО СЛЕДУЕТ ПОЛЬЗОВАТЬСя БОЛЕЕ ТОчНЫМИ

МЕТОДАМИ.

3 Выбор исходного сейсмического импульса

Результатом решения прямой динамической задачи обычно является СВР в

виде импульсных сейсмотрасс, которые затем подвергаются свертке с

импульсом, моделирующим сейсмический сигнал. Успех использования СВР для

целей интерпретации во многом определяется правильным выбором начального

приближения этого импульса.

В связи с этим в практике моделирования применяется следующая методика

выбора сейсмического импульса. Основой этой методики является аналитическое

выражение импульса Пузырева(

[pic], (3.1)

где a0 – начальная амплитуда (обычно a0 = 1); (0 = 2(f0 – преобладающая

частота, Гц; р – затухание; ( – начальная фаза.

Определение начального приближения параметров этого импульса ((0, p,

() производится следующим образом. Начальная фаза ( принимается равной (/2

(симметричный импульс) на основании того, что в процессе обработки реальных

сейсмических записей в результате применения всех видов фильтраций

Страницы: 1, 2, 3, 4