DE69121647T2

DE69121647T2 - Trennschichtverfahren zur Spannungsbildungsbestimmung einer Fehlerfläche

Info

Publication number: DE69121647T2
Application number: DE69121647T
Authority: DE
Inventors: Donald F Winterstein
Original assignee: Chevron USA Inc
Current assignee: Chevron USA Inc
Priority date: 1990-06-27
Filing date: 1991-06-25
Publication date: 1997-04-17
Anticipated expiration: 2011-06-26
Also published as: EP0463604B1; EP0463604A3; ATE142025T1; CA2045215A1; EP0463604A2; CA2045215C; DE69121647D1; US5060204A

Description

Gebiet der Erfindung

Die vorliegende Erfindung betrifft im allgemeinen die geophysikalische Analyse des Untergrundes der Erde. Insbesondere stellt diese Erfindung ein Verfahren zur zuverlässigen und genauen Anwendung einer Schicht-Stripping-Technik bereit, um den Spannungsaufbau an Störzonen zu bestimmen.

Hintergrund der Erfindung

Seismische Scherwellen-(S-Wellen)-Explorationstechniken haben bisher seismische Scherwellenquellen und seismische Scherwellenempfänger bei einer seismischen Untersuchung verwendet, um seismische Daten zu sammeln. Eine solche seismische Untersuchung wurde entweder linear oder flächig in seiner Ausdehnung angelegt. Die durch die seismische Scherwellenquelle eingetragene seismische Energie wird von den seismischen Scherwellenempfängern nach Wechselwirkung mit den Erdformationen des Untergrundes detektiert. Solche seismischen Untersuchungen wurden bis jetzt jedoch auf die Verwendung einer seismischen Scherwellenquelle mit einer einzelnen Bewegungs- oder Polarisationsrichtung begrenzt, die in bezug zur seismischen Meßprofillinie ausgerichtet ist, um bevorzugt seismische Wellen bekannter Orientierung, d.h. horizontale Scherwellen (SH-Wellen) oder vertikale Scherwellen (SV-Wellen) zu erzeugen. Die seismischen Scherwellenempfänger, die in Verbindung mit einer vorgegebenen seismischen Scherwellenquelle verwendet werden, wurden ähnlich auf eine einzelne Bewegungs- oder Polarisationsrichtung begrenzt, die in bezug auf die seismische Untersuchungsprofillinie orientiert ist, um bevorzugt eine einzelne Komponente der seismischen Welle, d.h. die SH-Welle oder SV-Welle, aufzunehmen. Wie hier verwendet, versteht sich der Begriff "Bewegungsrichtung" im allgemeinen als eine definierte Vektorauslenkung, nämlich die Partikelbewegung der seismischen Wellen. In jetzigen seismischen Scherwellenuntersuchungen haben die Bewegungsrichtungen der seismischen Quellen und der seismischen Empfänger gewöhnlich die gleiche Orientierung relativ zur Profillinie. Dieser Fall wird als "ausgerichtet" (matched) bezeichnet.
Die Bezeichnung "Polarisation" im Zusammenhang mit seismischen Wellen bezieht sich auf die Form und die räumliche Ausrichtung der Partikelbewegungsbahnen. Hier wird der Begriff lediglich auf die räumliche Orientierung der Linie begrenzt, entlang welcher sich ein Partikel in einer linear polarisierten Welle bewegt. Deshalb implizieren sowohl "Polarisation" und "Polarisationsrichtung", wie hier verwendet, die räumliche Ausrichtung einer derartigen Linie, der letztere Begriff hebt die Beschränkung auf eine lineare Bewegung gegenüber einer allgemeineren Bewegung (beispielsweise elliptischen) hervor. Eine "Polarisationsänderung" bedeutet demnach nicht ein Wechsel beispielsweise weder von linear zur elliptischen Bewegung, noch eine Polaritätsumkehr, sondern lediglich eine Änderung in der räumlichen Ausrichtung in der Linie, entlang welcher sich ein Partikel bewegt.
Solange wie seismische Untersuchungen auf seismische Quellen und seismische Empfänger mit einer Kompressions-(P)-Wellenbewegungslinie begrenzt waren, wurden unabhängig von der Orientierung der seismischen Untersuchungsprofillinie in bezug auf den darunterliegenden geologischen Charakter der Formationen im Untergrund zufriedenstellende Ergebnisse aufgenommen. Jedoch, wenn die seismischen Quellen und seismischen Empfänger vom Scherwellentyp sind, d.h., entweder Horizontalscher-(SH)- Welle oder Vertikalscher-(SV)-Welle, kann die Orientierung der seismischen Untersuchungsprofillinie und/oder der Bewegungslinie der seismischen Scherwellenquelle in bezug auf den geologischen Charakter der Untergrundformationen bestimmen, ob aussagekräftige seismische Daten aufgenommen werden.
Wie der Fachmann weiß, sind Kompressions-(P)-Wellen Longitudinalwellen, bei denen die Partikelbewegung in Richtung der Fortschreitung liegt. Scherwellen sind Transversalwellen, bei denen die Partikelbewegung in einer Transversalebene senkrecht zur Fortschreitungsrichtung angeordnet ist. Zwei spezielle Gruppen von Scherwellen werden hierbei definiert, nämlich horizontale SH-Scherwellen, bei denen ferner die Partikelbewegung in der Transversalebene senkrecht zur Profillinie der seismischen Untersuchung (d.h., horizontal) beschränkt ist, und vertikale SV-Scherwellen, bei denen die Partikelbewegung in der Transversalfläche senkrecht zur horizontalen SH-Partikelbewegung beschränkt ist.
Da die Ausrichtung der seismischen Untersuchungsprofillinie abhängig vom geologischen Charakter der Untergrundformation ist, wenn zueinander ausgerichtete (matched) seismische Scherwellenquellen und seismische Scherwellenempfänger verwendet werden, ist es für den Fachmann bekannt, daß seismische Scherwellenuntersuchungen nachteilig durch azimutal anisotrope Untergrundformationen beeinflußt werden. Azimutal anisotrope Untergrundformationen besitzen häufig vertikale Symmetrieflächen. Da das Scherwellenverhalten kompliziert und im allgemeinen nicht interpretierbar ist, wenn die Symmetrieflächen weder parallel noch senkrecht zur Bewegungsrichtung der Scherwellen liegen, muß Vorsorge getroffen werden, daß die seismische Untersuchungsprofillinie entweder parallel oder senkrecht zu den Symmetrieflächen ausgelegt wird.
Wenn die seismische Untersuchungsprofillinie entweder parallel oder senkrecht zu den Symmetrieflächen ausgelegt wird, liefert die Verwendung von Sätzen von seismischen Empfängern und zueinander ausgerichteten seismischen Quellen für SH-Wellen und SV-Wellen verwertbare Informationen bezüglich des geologischen Charakters einer Untergrundformation . Solch eine Technik benötigt die vorherige Kenntnis der seismischen Geschwindigkeitsanisotropie der Untergrundformation, um erfolgreich zu sein.
Die Wechselwirkungsdifferenzen der SH-Wellen und SV-Wellen wurden verwendet, um die anisotropen Eigenschaften einer azimutal anisotropen Untergrundformation zu detektieren und zu messen, wenn die seismische Profillinie in bezug auf die Symmetrieflächen gut ausgerichtet sind. Zueinander ausgerichtete Sätze von seismischen Scherwellenquellen und seismischen Scherwellenempfängern wurden in der seismischen Untersuchung verwendet. In solchen Anwendungen werden seismische SH- und SV-Scherwellenquellen und seismische Empfänger verwendet, jedoch nur in zueinander ausgerichteten Sätzen, d.h., seismische SH-Scherwellenquellen mit seismischen SH- Scherwellenempfängern und seismische SV-Scherwellenquellen mit seismischen SV-Scherwellenempfängern. Jedoch kann, wenn die seismische Untersuchungsprofillinie nicht in bezug auf die Symmetrieflächen geeignet ausgerichtet ist, die beobachtete seismische Information allenfalls schwierig zu interpretieren sein.
Die Ausrichtung der seismischen Aufnahmeprofillinie in bezug auf die Symmetrieflächen ist kritisch. Folglich hat die Verwendung von zueinander ausgerichteten Sätzen von seismischen Scherwellenquellen und seismischen Scherwellenempfänger inkonsistente Ergebnisse erzeugt, wenn die seismische Aufnahmeprofillinie nicht in bezug auf den anisotropen geologischen Charakter der Untergrundformationen geeignet ausgelegt wurde.
Diese Erkenntnisse im Bereich der seismischen Exploration, insbesondere in seismisch unbekannter Gegend, ließen erkennen, daß die vorherige Kenntnis des geologischen Charakters der Untergrundformationen und damit verbundene Störungsflächenspannungen gewöhnlich nicht vor der seismischen Exploration verfügbar ist. Das Verfahren und System der geophysikalischen Exploration der vorliegenden Erfindung kann vorteilhaft ohne Berücksichtigung oder Kenntnis des geologischen Charakters der Untergrundformationen verwendet werden und erhält trotzdem bedeutungsvolle seismische Daten.
Das US Patent 3,302,164 betrifft eine seismische Exploration zum Erkennen von Flüssigkeiten in Formationen durch Aufnehmen eines Verhältnisses der Geschwindigkeiten von Scherwellen und Kompressionswellen entlang einer seismischen Profillinie. Um das Verhältnis aufzunehmen, mußten jedoch die Frequenzspektren der von einer seismischen Quelle eingebrachten Wellen gemäß des durchschnittlichen Geschwindigkeitsverhältnisses, das erwartungsgemäß zu messen war, gesteuert werden. Ein Artikel "Combined Use of Reflected P and SH Waves in Geothermal Reservoir Exploration", in "Transaction of Geothermal Resources Council", Volume 1, Mai 1977, diskutierte Tests, die unter Verwendung sowohl von Kompressions- als auch Scherwellen zum Untersuchen und Auswerten geothermischer Reservoirs gemacht wurden.
Das US-Patent 4,286,332 betrifft eine Technik von von Kompressionswellen erzeugenden Vibratoren in die Erde fortschreitenden seismischen Scherwellen. Das US-Patent 4,242,742 beschreibt eine Technik zur Aufnahme von seismischen Scherwellendaten von Untersuchungen, bei denen Stoßvorrichtungen für Wellen als seismische Energiequelle verwendet werden.
S-Wellen Doppelbrechung, eine Eigenschaft elastischer Wellen in anisotropen Festkörpern, ist bei in kristallinem Gestein vertikal fortschreitenden S-Wellen bekannt. Frühe Modelle von anisotropen Sedimentgesteinen, die von Explorationsgeophysikern vorgeschlagen wurden, waren meist transversal isotropisch mit vertikalen, unendlichfachen Symmetrieachsen. Solche Festkörper sind nicht doppelbrechend für S-Wellen mit vertikalen Strahlengängen. Erdbebenseismologen (z. B., Ando et al, 1983, Shear wave polarization anisotropy in the upper mantle beneath Honshu, Japan: J. Geophys. Res., 88, 5850 - 5864; Booth et al, 1985, Shear-wave polarizations near the North Anatolian Fault - I. Evidence for anisotropy-induced shear-wave splitting: Geophys. J. Roy. Astr. Soc., 83, 61-73) fanden jedoch Doppelbrechung an nahezu vertikalen S-Wellen in Erdbebendaten Anfang 1982. Zur gleichen Zeit fanden Ölkonzerne bei der Aufzeichnung unabhängiger dreidimensionaler (3-D) seismischer Daten vertikale Doppelbrechung in Kohlenwasserstoff führenden Sedimentbecken. Forscher von Amoco, Exxon, Chevron und der Colorado School of Mines dokumentierten diese vertikale Doppelbrechung zum ersten mal öffentlich 1986 bei den Jahresversammlungen der EAEG und SEG (z. B., Alford, 1986, Shear data in the presence of azimuth anisotropy: Dilley, Texas: 56th Arm. Internat. Mtg., Soc. Explor., Geophys., Expanded Abstracts, 476-679; Willis et al, 1986, Azimuth anisotropy: Occurence and effect on shearwave data quality: 56h Ann. Internat. Mtg., Soc. Explor, Geophys., Expanded Abstreacts, 479-481; Becker and Perelberg, 1986, Seismic detection of subsurface fractures: 56th Ann. Internat. Mtg., Soc. Explor. Geophys., Expanded Abstracts, 466-468, Frasier and Winterstein, 1986 Analysis of conventional and converted mode reflections at Putah Sing, California, using three-component data: 56th Ann. Internat. Mtg., Soc. Explor. Geophys., Expanded Abstracts, 396-400; Martin et al, 1986, An integrated three- component approach to fracture detection: 56 th Ann. Internat. Mtg, Soc. Explor. Geophys., Expanded Abstracts, 235-236). Seit dem wurden viele ergänzende Nachweise für vertikale Doppelbrechung in Sedimentbecken gesammelt (z. B. Squires et al, 1989, Interpretation of total wave field data over Lost Hills field, Kem County, California; Geophys., 54, 1420 - 1429).
Ein bekanntes Modell für vertikale S-Wellendoppelbrechung ist die ausgedehnte Dilatanzanisotropie (IDA), vorgestellt durch Crampon et al, 1984, Earthquake prediction: a new physical basis; Geophys. J. Roy, Astr. Soc,. 76, 147 - 156. Das wesentliche Merkmal dieses Modells ist, daß horizontale Spannungen, wie etwa solche von der Plattentektonik, vertikal orientierte, flüssigkeitsgefüllte Risse oder Mikrorisse erzeugen, die Anisotropie hervorrufen, die, anders als bei transversaler Isotropie mit vertikaler Symmetrieachse vertikale S-Wellendoppelbrechung hervorruft. Die Gültigkeit von IDA als eine Erklärung für vertikale Doppelbrechung ist nicht nachgewiesen, jedoch erwies sich die IDA und Varianten hiervon als ein geeigneter Rahmen, innerhalb dessen Experimentaldaten aufgezeichnet und interpretiert werden können. Ein alternatives Modell, das das "NUR-Modell" genannt wird (Nur 1971, Effects of stress on velocity anisotropy in rocks with cracks: J. Geophys. Res., 76, 2022 - 2034; Nur und Simmons, 1969, Stress indicuted velocity anisotropy in rock: J. Geophys. Res., 74, 6667 - 6674), schlägt vor, daß das unbeanspruchte Gestein mit einer gleichmäßigen Verteilung von zufällig orientierten Rissen isotropisch ist. Axiale Spannungen schließen bevorzugt die senkrecht zu den Spannungsrichtungen orientierten Risse, so daß das Gestein anisotrop wird. Es ist beinahe sicher, welches Modell sich auch immer als bestes erweisen wird, daß viele der beobachteten vertikalen S-Wellendoppelbrechungen in irgendeiner Art und Weise von horitontalen Spannungen herrühren. Crampin und Bush, 1986, Shear waves revealed: Extensive-dilatancy anisotropy confirmed: 56th Ann. Internat. Mtg., Soc. Explor. Geophys., Expanded Abstracts, 481 - 484, stellten heraus, daß vertikale S-Wellendoppelbrechung ein geeignetes Werkzeug zur Lagerstättenausbeutung liefern könnte. Die Polarisatonsrichtung der schnellen S-Welle gibt in einfachen Fällen die Richtung der maximalen horizontalen Druckspannung an, eine Größe, die von denen, die Risse in Lagerstätten durch Techniken, wie hydraulische Rißerzeugung (fracturing), erzeugen, sehr gefragt ist.
Ein vorliegender Nachweis, der später diskutiert wird, mit Auslage(off-set)-VSP- Informationen unterstützt die Einschätzung, daß die vertikale S-Wellendoppelbrechung durch horizontale Spannungen hervorgerufen wird und daß die Polarisationsrichtung der schnellen S-Welle in der Richtung der maximalen horizontalen Druckspannung liegt, auch wenn Untergrundstrukturen steil einfallen. Es ist jedoch wahrscheinlich, daß Gesteine existieren, für die die Polarisationsrichtung der schnellen S-Welle für vertikale Ausbreitung nicht entlang der maximalen horizontalen Spannungsrichtung liegt. Gesteine mit von alten Spannungsregimen orientierten Rissen oder Gesteine von geringer Symmetrie mit beispielsweise gekippten Symmetrieachsen können eine- Polarisation der schnellen S-Well erzwingen, die in einer anderen als der Richtung der maximalen horizontalen Spannung liegt.
Ein unmißverständlicher Nachweis wird hierbei durch große Änderungen in der S-Wellen-Polarisationsrichtung mit der Tiefe geliefert (siehe auch Lee, 1988 Multicomponent vertical seismic profiling using impulsive P ans S-wave source: 58th Ann. Internat. Mtg., Soc. Explor. Geophys., Expanded Abstracts, 819 - 822). Eine Beziehung zwischen diesen Polarisationsänderungen und irgendeiner Änderung der Horizontalspannungsrichtung existiert sicherlich und die Daten der S-Wellendoppelbrechung stellen mögliche, auswertbare Informationen zur Lagerstättenentwicklung unbeschadet, wie die Beziehung offenbaren ein Verfahren zur Bestimmung der S-Wellenpolarisationswinkel durch Feststellen des Winkels, an dem die S-Wellenenergie an nichtdiagonalen Komponenten einer S-Wellen-Datenmatrix ein Minimum hat. Eine Ausführung von Alford's Verfahren umfaßt die Auswahl von Zeitfenstern, die nur die anfänglichen Abschnitte der ersteinsetzenden S-Wellen enthalten, und dann Berechnung der Energie der nichtdiagonalen Komponenten für Drehwinkelinkremente von einem Grad.
Jedoch besteht eine nicht gültige Annahme bei Alford's Rotationsverfahren darin, daß die S-Wellenpolarisation entlang eines gegebenen Strahlenweges generell orthogonal ist. Solch eine Annahme ist strenggenommen nur in bestimmten Symmetrierichtungen gültig. Die Wirksamkeit von Alford's Verfahren wird durch Rauschen oder durch Verzerrungen des Signals der nichtdiagonalen Komponenten der S-Wellendatenmatrix gehemmt.
Die Genauigkeit der Analyse bei Alford's-Rotationsverfahren hängt wenigstens prinzipiell davon ab, daß die Signalamplituden der nichtdiagonalen XY- und YX- Komponenten zu gemeinsamen Zeiten identisch sind. Wenn sie nicht gleich sind, passen die Daten nicht in das Modell und die Matrix kann nicht durch einfache Drehung der Quellen- und Empfängerkoordinatensysteme diagonalisiert werden. Wenn Signale von XY-Komponenten sich systematisch von denen der YX-Komponenten unterscheiden, entstehen systematische Fehler in den berechnten Azimutalwinkeln. Jedoch erzeugen gerade die Änderungen der Polarisation mit der Tiefe solche systematischen Differzenzen im Signal der XY- und YX-Komponenten, insbesondere bleibt das Signal einer der beiden Komponenten gegeüber der anderen um den durch die darüberliegende Schicht hervorgerufenen Betrag zurück.
Leffeuvre et al (1989) und Cox et al (1989) verwenden Fortpflanzungsmatrizen ohne Übertragungsfunktionen, um Variationen der S-Wellendoppelbrechung mit der Tiefe in Mehrkomponenten-VSP-Daten zu analysieren. Diese ersten Aufsätze verwenden nur ein Fourierspektrum als analytisches Verfahren. Damit konnten Verbesserungen in den S-Wellendaten nicht leicht gesehen werden und die Qualität der Verbesserungen passen nicht zu den Ergebnissen des Anmelders. Die Möglichkeit, die verbesserte Wellenform anzuzeigen (wie mit dem Verfahren des Anmelders), bildet Vertrauen für den Analysten, da dies Informationen liefert, wie gut der Prozeß abläuft.
Martin et al, 1986, An integrated three-component approach to fracture detection: 56 th Ann. Internat. Mtg., Soc. Explor. Geophys., Expanded Abtracts, 235 - 236 analysierten Änderungen in der S-Wellendoppelbrechung mit der Tiefe mit S-Wellenreflexionsdaten von der Oberfläche mittels einer rudimentären Schicht-Stripping-Technik. Die Autoren zogen die Wirkungen einer hangenden Schicht ab, um die restlichen Effekte in einer darunterliegenden Schicht zu zeigen. Deren Ansatz benötigte jedoch die allgemein unberechtigte Annahme, daß die Symmetrieflächen in einer tieferen Schicht orthogonal zu denjenigen in einer hangenden Schicht seien. Das heißt, es wurde keine Analyse durchgeführt, um die aktuelle Orientierung der tieferen Symmetrieebenen zu bestimmen.
In Geophysics, Vol 55, No. 4 (Apjril 1990), Seiten 470- 479, stellen D.F. Winterstein und B.N.P. Poulsen dar, wie eine integrierende Interpretation von seismischen Bohrloch-zu-Bohrloch-Messungen und VSP-Daten die elastischen Eigenschaften von anisotropen Untergrundformationen besser als mit früheren Verfahren gegeben werden kann.
S.G. Squires et al beschreiben in Geopjhysics, Vol 5, No 11 (November 1989), Seiten 1420 - 1429 ein Verfahren zur Interpretation von vollständigen Wellenfelddaten über das kalifornische Gebiet "Lost Hills", wobei der Datensatz, insbesondere die Scherwellendaten, bedeutende Informationen über Rißbildung und lithologische Variationen über einen Abschnitt des "Lost Hills"-Feldes liefert.
In der älteren EP 464 587 ist ein Verfahren zur Analyse seismischer Scherwellendaten unter Verwendung einer Schicht-Stripping-Technik zur Vorhersage eines Spannungsregimes im Untergrund offenbart. Polarisationsrichtungen der Scherwellendaten entweder von einem vertikalen seismischen Profil (VSP) oder von Oberflächenreflexionsdaten werden analysiert und Zeitverzögerungen zwischen schneller und langsamer, aufgespaltener Scherwelle bestimmt. Natürliche Polarisationsrichtungen und Zeitverzögerungen zwischen aufgespaltenen Scherwellen in einer oberen Schicht werden oberhalb der flachesten Tiefe bestimmt, an der Datenmarkierungen eine stattgefundene Polarisationsänderung nahelegen. Quellen und Empfängerachsen der Daten unterhalb der Tiefe der Polarisationsänderungen werden um einen Azimutwinkel gedreht, um die Achsen in genaue Ausrichtung zu bringen. Dann wird eine statische Zeitverschiebung angewendet, um die Zeitverzögerung in der hangenden Schicht oberhalb der Tiefe, wo die Polarisationsänderungen angezeigt wurden, zu eleminieren.
Das Verfahren offenbart keine Merkmale zur ergänzenden Bestimmung vom Spannungsaufbau an Störungsflächen.
Gegenwärtige Verfahren zur Vorhersage der Rißorientierung im Untergrund und zur Bestimmung des Spannungsaufbaus von Störungsflächen liefern aus den oben beschriebenen, vielen Gründen keine genauen Ergebnisse. Es besteht daher ein Bedürfnis für ein verbessertes seismisches Verfahren zur Ermittlung von Änderungen in der Scherwellenpolarisation mit der Tiefe und zur Bestimmung vom Spannungsaufbau an Störungsflächen.

Zusammenfassung der Erfindung:

Die vorliegende Erfingung war überraschenderweise erfolgreich bei der Verbesserung von Analysen von seismischen Scherwellendaten, um die Spannungbildung an Störungsflächen zu bestimmen. Scherwellendaten von vertikalen seismischen Profilen oder Scherwellendaten von seismischen Oberflächenreflexionen haben wenigstens zwei linear unabhängige Quellenachsen, nahezu orthogonal und nahezu horizontal. Dann wird eine anfängliche Analyse der Scherwellenpolarisationsrichtungen relativ zu einem festen Koordinatensystem durchgeführt und offenbare Zeitverzögerungen zwischen schnellen und langsamen Scherwellen werden zu verschiedenen Tiefen bestimmt. Markierungen, die Scherwellenpolariationsänderungen andeuten, werden an den Daten angebracht.
Die natürlichen Polarisationsrichtungen von und die Zeitdifferenz zwischen den schnellen und langsamen Scherwellen in einer oberen Schicht oberhalb und nahe der flachsten Tiefe, an der die Markierungen Polarisationsänderungen andeuten, bestimmt werden. Andere Tiefen können ebenso verwendet werden, auch wenn keine Markierungen Polarisationsänderungen andeuten. Die Quellen- und Empfängerachsen aller Daten, die unterhalb oder an der flachsten Tiefe der angezeigten Polarisationsänderungen liegen, werden dann um einen Azimutwinkel rotiert, der bis zu dieser Tiefe herunterbestimmt ist, so daß die ersten Quellen- und Empfängerachsen mit der natürlichen Polarisationsrichtung der schnellen Scherwellen ausgerichtet sind und die zweite Empfängerachse auf einem bedeutend anderen Azimutwinkel liegt, und so daß, wenn eine zweite Quelle vorliegt, die zweite Quellen- und erste korrespondierende Empfängerachse mit der natürlichen Polarisationsrichtung der langsamen Scherwelle in der oberen Schicht ausgerichtet sind, während die zweite korrespondierende Empfängerachse einen bedeutend anderen Azimutwinkel hat.
Eine statische Verschiebung wird dann auf alle Datenkomponenten angewendet, die zu einer der effektiven Quellen gehören, entweder zu Komponenten zugehörig zu den mit der schnellen Scherwellenpolarisationsrichtung übereinstimmenden Quelle oder zu den Komponenten zugehörig zu den der mit der langsamen Scherwellenpolarisationsrichtung übereinstimmenden Quelle, um die Zeitverzögerung in der oberen Schicht oberhalb und benachbart der flachsten Tiefe zu eliminieren, an der Polarisationsänderungen vorschlagende Markierungen angezeigt oder erwartet werden.
Scherwellenpolarisationsazimutwinkel werden dann für die flachste Tiefe bestimmt, an der Polarisationsänderungen angezeigt werden. Diese Azimutwinkel werden dann mit dem Streichen einer ausgewählten Störung verglichen, die nahe genug liegt, um durch Schub- oder Zugspannung beeinflußt zu sein, die mit den Azimutalwinkeln verbunden ist. Zeitverzögerungen zwischen den schnellen und langsamen Scherwellen werden wenigstens bei einer Tiefe in der oberen Schicht bestimmt.
Die oben dargestellten Schritte werden dann zu einer späteren Zeit wiederholt, um zeitabhängige Veränderungen in den Scherwellenpolarisationsazimutwinkeln oder in den Zeitverzögerungen zwischen den Scherwerllen auszuwerten. Ferner können Scherwellenpolarisationsänderungen durch Wiederholung des gesamten Vorangehenden bestimmt werden.
Die Erfindung kann ebenso für vertikal seismische Profil-(VSP)-Daten oder seismische Oberflächenreflexionsdaten verwendet werden, die nur eine einzelne Quellenachse haben. In diesem Fall werden nur die Empfängerachsen rotiert.
Wenn seismische Oberflächenreflexionsscherwellendaten analysiert werden, enthält eine Abwandlung des offenbarten Verfahrens eine anfängliche Analyse der Scherwellenpolarisationsrichtungen relativ zu einem festen Koordinatensystem in ähnlich aufgezeichndeten VSP-Daten von einer benachbarten Bohrung und die nachfolgende Bestimmung der Zeitverzögerungen. Eine weitere Abwandlung der Erfindung erlaubt die Analyse von seismischen Oberflächenreflexionsscherwellendaten ohne Verwendung von VSP-Daten.

Detaillierte Beschreibung der Zeichnungen

In den Zeichnungen zeigt:
Figur 1 eine Schnittansicht der Erde, die das Basismodell zur VSP- Scherwellenaufzeichnung darstellt,
Figur 1a eine Schnittansicht der Erde, die das natürliche Koordinatensystem für vertikale Scherwellen darstellt,
Figur 2 eine Schnittansicht der Erde, die das Stripping der Basisschichtstruktur darstellt,
Figur 3 eine Aufsicht der Erde, die das Koordinatensystem zur Aufzeichnung und Verarbeitung von Scherwellendaten und die Bedeutung der 2x2-Scherwellenmatrix darstellt,
Figur 4 die vier Scherwellenkomponenten vom 525m (1720 ft)-Niveau der Bohrung 11-10X,
Figur 5 die vier Scherwellenkomponenten der Figur 4 nach der "Rotation",
Figur 6 die Scherwellendaten von Bohrung 1-9J nach der "Rotation",
Figur 7 ein Diagramm, das die Polarisationsazimute der schnellen Scherwellen vor dem Schicht-Stripping an der Bohrung 1-9J darstellt,
Figur 8 ein Diagramm, das die Polarisationsazimute der schnellen Scherwelle nach dem Schicht-Stripping darstellt,
Figur 9 ein Diagramm, das die Polarisationsazimute der schnellen Scherwelle der Bohnung 1-9J als Funktion des anfänglichen Rotationswinkel darstellt.
Figur 10 ein Diagramm, das die Variationen der Scherwellenverzögerung mit der Tiefe an der Bohnung 1-9J nach Entfernen der oberflächennahen Schicht darstellt,
Figur 11 ein Diagramm, das eine Zusammenstellung der Polarisationswinkel der schnellen Scherwellen mit der Tiefe für zwei unabhängige Schicht- Stripping-Analysen der VSP-Daten der Bohrung 1-9J zeigt,
Figur 12 ein Diagramm, das die Scherwellenverzögerung mit der Tiefe für die in Figur 11 mit Kreisen bezeichneten Stripping-Folge zeigt,
Figur 13 einen Vergleich nicht-diagonaler Komponenten des 2x2-Scherwellendatenmaterials der Bohrung 1-9J vor und nach dem Schicht-Stripping,
Figur 14 ein Diagramm., das die Polarisationswinkel der schnellen Scherwelle über der Tiefe für die "Railroad Gap"-VSP-Daten darstellt, und
Figur 15 ein Diagramm, das die Scherwellenverzögerung über der Tiefe für die "Railroad Gap"-VSP-Daten darstellt.

Detaillierte Beschreibung der Erfindung:

Erfindungsgemäß wurde ein neues, verbessertes Verfahren und Mittel zur Verwendung des Schicht-Stripping entwickelt, um die Spannungsbildung an Störungsflächen zu bestimmen.
Die Aufgabe der hierin beschriebenen Datenanalyse besteht darin, die Scherwellen(oder S-Wellen)-Doppelbrechung an der Oberfläche zu quantifizieren oder, in anderen Worten, die natürlichen Polarisationsrichtungen der beiden S-Wellen und die Zeitdifferenzen oder Verzögerungen zwischen diesen zu ermitteln, die die Richtung der Störungsflächenspannung anzeigen. Natürliche Polarisationsrichtungen sind Richtungen, entlang derer die Polarisationen der S-Wellen in anisotropen Gesteinen zu liegen kommen. Der Zweck der Analyse besteht darin, die Doppelbrechungswirkungen mit den Formationseigenschaften, wie etwa der Richtung der maximalen horizontalen Spannung, zu korrelieren. Die Figuren 1 und 1a zeigen das Basisimodell unter einfachsten Bedingungen. Eine willkürlich orientierte horizontale Auslenkung von einer Oberflächenquelle pflanzt sich in vertikaler Richtung als eine schnelle S-Welle (S&sub1;) und eine langsame S-Welle (S&sub2;) fort, wobei S&sub1; entlang der Richtung der maximalen horizontalen Druckspannung polarisiert ist.
Die Bezeichnung "Polarisation" in diesem Zusammenhang mit seismischen Wellen bezieht sich auf die Form und räumliche Orientierung der Partikelbewegungsbahnen. Die Bezeichnung bedeutet hier nur die räumliche Orientierung der Linie, entlang der sich ein Partikel in einer linear polarisierten Welle bewegt. Also implizieren sowohl "Polarisation" und "Polarisationsrichtung", wie hier verwendet, die räumliche Ausrichtung einer solchen Linie, wobei die letztgenannte Bezeichnung die Beschränkung auf lineare Bewegung eher als die allgemeine (z.B. elliptische) Bewegung hervorhebt. Ein "Polarisationswechsel" bedeutet weder einen Wechsel, beispielsweise von linearer zu elliptischer Bewegung, noch eine Polarisationsumkehrung, sondern nur eine Änderung in der räumlichen Ausrichtung der Linie, entlang der sich ein Partikel bewegt.
Für willkürliche Strahlenrichtungen in anisotropen Gesteinen geringer Symmetrie wird eine große Menge an Informationen benötigt, um die S-Wellenzeitverzögerungen und -polarisationen zu interpretieren. Jedoch, wenn die Gesteine vertikale, zweifache Symetrieachsen haben, ist die Analyse lösbar, wenn die Strahlengänge vertikal sind und die Polarisationsrichtungen sich in einfacher Weise auf die Symmetrien der Gesteine beziehen. Eine Anfangsannahme ist, daß die Gesteine vertikale Symmetrieachsen haben und daß sich ihre Symmetrieachsen und ihre Symmetrieeigenschaften nicht mit der Tiefe ändern. Somit werden, um Strahlengänge so nahe wie möglich an der Symmetrieachse zu haben, die nahe ausgelegten Quellen so dicht wie möglich an den Bohrungen angeordnet. Konzentrische Ringe von Auslage(offset)-VSP's dienen anfänglich als Test unserer Annahme einer vertikalen Symmetrieachse. Das heißt, daß Modellrechnungen zeigen, daß, wenn die vertikale Richtung nicht eine Symmetrieachse ist, die S-Wellenpolarisationen bei geringer Auslage (offset) asymmetrisch mit dem Azimut variieren können, wenn die Gesteine orthorhombische oder geringere Symmetrie haben, auch wenn ein Satz vertikaler Risse vorliegt. Auf der anderen Seite werden, wenn eine vertikale zweifache Symmetrieachse vorliegt, solche S-Wellenpolarisationen zweifache Symmetrie aufweisen.
Um die natürlichen Polarisationsrichtungen des Oberflächengesteins zu bestimmen, können mehrere verschiedene Rotationsverfahren ebenso wie Hodogramm-Analysen durchgeführt werden. Das zuverlässigste Verfahren besteht nach unserer Erfahrung im Finden des Winkels, bei dem die S- Wellenenergie von nichtdiagonalen Komponenten der 2x2 S-Wellendatenmatrix ein Minimum hat. Wir nennen dieses Verfahren die von Alford entwickelte "Rotations"-Methode. Alle anderen Verfahren haben signifikante Mängel. Die "Rotations"-Methode kann durch Auswahl von Zeitfenstern, die nur den anfänglichen Abschnitt des Ersteinsatzes der S-Wellen enthalten, und dann Berechnen der Energie (Summation der Amplitudenquadrate) auf den nicht- diagonalen Komponenten über Rotationswinkelschritte von einem Grad implementiert werden. Nur die anfänglichen Abschnitte der Wellenformen müssen enthalten sein, da frühere Beobachtungen gezeigt haben, daß nach der Drehung auf den Winkel, der die nicht-diagonale Energie minimierte, die Codas der diagonalen Wellenformen erheblich mehr voneinander abwichen als deren anfängliche Abschnitte es taten. Somit sind die anfänglichen Abschnitte wesentliche besser interpretierbar als die Codas. Die Verwendung von Zeitfenstern liefert einen bedeutenden Störsignalverhältnis(S/N)-Vorteil gegenüber Verfahren, die von individuellen Punkten rechnen, und verleiht den Antworten Stabilität und Konsistenz. In vielen Fällen sind die Ergebnisse in Grenzen unabhängig von der Länge des Zeitfensters.
Eine Annahme der "Rotations"-Methode, die im allgemeinen nicht gültig ist, ist, daß S-Wellenpolarisationen orthogonal sind. Jedoch ist diese Annahme entlang jeder zweifachen Symmetrieachse streng gültig und eine gute Annäherung nahe einer solchen Achse. Seismische Quellen können um die gleichen Winkel wie die Empfänger gedreht werden, was für vertikale Strahlen entlang vertikaler Symmetrieachsen in homogenen anisotropen Medien geeignet ist. Die Differenzen in den Ankunftszeiten der schnellen und langsamen S-Wellen (die Zeitverzögerungen) können durch Kreuzkorrelation der Wellen auf die 2x2-S-Wellenmatrixdiagonalen nach Drehung auf den Winkei, der die nicht- diagonale Energie minimiert, berechnet werden. Es wird beobachtet, daß die Zeitverzögerung linear mit der Tiefe in einem homogenen, doppelt brechenden Gestein ansteigt.
Es wurde angenommen, daß S-Wellenpolarisationsrichtungen konstant mit der Tiefe bleiben. Jedoch haben Datenanalysen überzeugend gezeigt, daß dies nicht der Fall war. Polarisationen änderten sich am Lost Hills-Feld relativ wenig: Und wenn wir nur Lost Hills-Daten berücksichtigt hätten, hätten wir es wahrscheinlich nicht für notwendig erachtet, sich mit Polarisationsänderungen mit der Tiefe zu befassen. Polarisationsänderungen in den Cymric- und Rail Road Gap-Feldern waren jedoch groß und unmißverständlich und ein für Daten aus diesen Regionen entwickeltes Schicht-Stripping-Verfahren stellte sich ebenso für Lost Hills-Daten als brauchbar heraus.
Schicht-Stripping umfaßt das einfache Abziehen von anisotropen Wirkungen in einer Schicht, um die anisotropischen Wirkungen in der unmittelbar darunterliegenden Schicht zu analysieren. Das heißt, die S-Wellenaufspaltung ist kumulativ, so daß, wenn die Anisotropie sich mit der Tiefe ändert, die Wirkungen der Anisotropie über den Wechsel, solange die Schicht nicht entfernt ist, im veränderten Bereich fortdauern wird und dort eine Analyse durcheinander bringen wird. Obwohl die Polarisation sich plötzlich ändern wird, wenn eine Welle einen Bereich mit anderen natürlichen Polarisationsrichtungen erreicht, ändern sich die aufgenommenen Wellenformen langsam und behalten Informationen über ihre vergangenen Laufwege durch andere Bereiche. Somit sieht man, wenn man bei einer Polarisationsananlyse einen signifikanten Abschnitt einer ankommenden Wellenform, wie hier getan, eher als lediglich seinen "Ersteinsatz", den niemand in echten Daten genau heraustrennen kann, verwendet, die Wirkungen der momentanen ebenso wie der vergangenen Polarisationen.
Was insbesondere die Wirksamkeit der "Rotations"-Methode unterhalb einer Polarisationsänderung schädigt, ist die Verzerrung des Signals der nicht- diagonalen Komponenten der 2x2-S-Wellendatenmatrix. Die Genauigkeit der Analyse bei der "Rotations"-Methode hängt wenigstens prinzipiell davon ab, daß die Signalamplituden der nicht-diagonalen XY- und YX-Komponenten bei gemeinsamen Zeiten identisch sind. Und die Matrix kann nicht durch eine einfache Rotation der Quellen- und Empfänger-Koordinatensysteme diagonalisiert werden. Wenn das Signal der XY-Komponenten sich systematisch von dem der YX-Komponenten unterscheidet, liegen systematische Fehler in den berechneten Azimutwinkeln vor. Aber Änderungen der Polarisation mit der Tiefe erzeugen gerade solche systematischen Differenzen im Signal der XY- und YX-Komponente; insbesondere wird das Signal einer der beiden Komponenten gegenüber dem der anderen Komponente durch die von der oberen Schicht hervorgerufene Größe verzögert. Dieser Punkt kann durch Visualisierung verstanden werden, die die Wellenformen in der unteren Schicht der Fig. 2 auf natürliche Koordinatenachsen der oberen Schicht projizieren.
Der erfindungsgemäße Schicht-Stripping-Vorgang setzt bestimmte Oberflächeneigenschaften voraus. Beispielsweise muß die S-Wellenpolarisation in einer gegebenen Schicht praktisch konstant bleiben. Somit werden Polarisationsänderungen diskontinuierlich an Schichtgrenzen angenommen. Die Zeitverzögerung in einer gegebenen Schicht steigt monoton von Null an der oberen Grenze bis zu einem endlichen Wert an der unteren Grenze an. Wenn Polarisationsänderungen kontinuierlich mit der Tiefe erfolgen, wird die Bedeutung der Polarisationsanalysen nach dem Schicht-Stripping unklar. Ebenso muß jede Schicht dick genug und ihre Doppelbrechung groß genug sein, um die richtige Polarisationsrichtung und die maximale Verzögerung für diese Schicht zu bestimmen. In unserer Anwendung wurde für die Wellenfortpflanzung angenommen, daß diese nahe genug an einer Symmetrierichtung in jeder Schicht liegt, so daß die Rotation der Quellen und Empfänger um einen einzigen Winkel gute Arbeit zur Diagonalisierung der 2x2-S-Wellendatenmatrix leistet.
xxxxUm Wirkungen von oberhalb der Tiefe, an der der Polarisationswechsel auftritt, abzuziehen, werden die gesamten Daten von unterhalb dieser Tiefe mit dem bis zu dieser Tiefe herunter bestimmten Azimutwinkel gedreht. Dann wird eine statische Verschiebung angewendet, um die Zeitverzögerung zwischen den beiden S-Wellen in dieser Tiefe zu entfernen, wie in Fig. 2 gezeigt. Die S&sub1;- und S&sub2;-Welle der oberen Schicht der Fig. 2 wirken als unabhängige Quellen, die zwei Sätze von S&sub1;'- und S&sub2;'-Wellen an der Grenzfläche erzeugen. Das Schicht-Stripping entfernt die Zeitverzögerung zwischen den beiden wirkenden Quellen an der Zwischenfläche, so daß die vorbereiteten Wellen (S&sub1;' und S&sub2;') sich verhalten, als wenn die Zwischenfläche die Oberfläche wäre. Der Vorgang simuliert die Anordnung einer Quelle in der Tiefe, in der die Polaristionsänderung auftritt, so daß die simulierten Quellenpolarisationen entlang der natürlichen Polarisationsrichtungen (vorausgesetzt orthogonal) des oberen Mediums orientiert sind. Nach dem Schicht-Stripping wird die Rotationsanalyse wie vorher wiederholt und ein weiteres Schicht-Stripping (d.h. "nach unten gerichtete Weiterführung") wird angewendet, wenn beispielsweise Markierungen in den Daten weitere Polarisationsänderungen anzeigen.
Diese Schicht-Stripping-Prinzipien sind gleichfalls auf oberflächenseismische Reflexionsdaten anwendbar, jedoch ist das Schicht-Stripping bei Reflexionsdaten weniger wirksam, da (1) die Störsignalverhältnisse geringer als in direkt ankommenden VSP-Daten sind und (2) Reflexionsereignisse, auf denen die Methode aufbauen muß, nicht notwendigerweise nahe den Orten auftreten, an denen Polarisationsänderungen auftreten. Es kann häufig nötig sein, Informationen vom VSP für Schicht-Stripping aus oberflächenseismischen Daten zu verwenden.
Schicht-Stripping erwartet typischerweise im Gegensatz zu Verfahren, die die Berechnung von Fortpflanzungsmatrizen oder Übertragungsfunktionen von Tiefe zu Tiefe anwenden, dem Benutzer zu entscheiden, wo das Stripping auf der Basis eines vorgefaßten Modells durchzuführen ist; d.h., der Benutzer sollte Kriterien zur Entscheidung aus Analyseergebnissen im Gedächtnis haben, wo sich Polarisationsrichtungen ändern. Trotz der mehr subjektiven Natur des Schicht-Stripping gegenüber der Berechnung von Übertragungsfunktionen existieren mehrere mögliche Vorteile. Zunächst hält das Schicht-Stripping die Aufmerksamkeit des Benutzers an den geophysikalischen Gegebenheiten eher als an Details der Berechnungen. Zweitens wird dem Benutzer visuell ermöglicht, die Wirkungen des Stripping über große Blöcke von Niveaus auszuwerten; dies erlaubt ihm, Trends und Änderungen in den Trends ohne besondere Mühe zu identifizieren und dabei die Schichtgrenzen klar ausfindig zu machen. Drittens verbessert das Schicht-Stripping die Qualität der Daten für die allgemeine Interpretation.
In allen Fällen ist es gewöhnlich nötig, die Daten in Blöcken von mehreren Niveaus zur gleichen Zeit zu bearbeiten, da es unmöglich ist, Doppelbrechungswirkungen zu bestimmen, wenn die beiden S-Wellen das doppelt brechende Medium nicht lang genug durchlaufen haben, um einen signifikanten Unterschied in den Ankunftzeiten aufgebaut zu haben. Bei verrauschten Daten wird die Stabilität der Doppelbrechungsanalyse durch große Verzögerungen zwischen den S-Wellen gefördert.
Markierungen, daß sich die S-Wellenpolarisationsrichtungen geändert haben, offenbaren sich selbst als bleibende Änderungen mit der Tief, entweder der Azimutalwinkel oder der Änderungsrate der Zeitverzögerungen. Die berechneten Azimutwinkel neigen dazu, unempfindliche Indikatoren der Polarisationsänderung unterhalb einer dicken, doppeltbrechenden Schicht zu sein, da die Eigenschaften der S-Wellen-Wellenform im wesentlichen dieselben unterhalb der Grenzfläche bleiben, wie sie oberhalb derselben waren. Die Winkel der Rotationen neigen folglich dazu, die gleichen für einen gewissen Abstand der Änderung zu bleiben. In anderen Worten erzeugt die S-Wellenaufspaltung eine Art von Trägheit in der Azimutwinkelbestimmung. Im Gegensatz dazu sind die Verzögerungen meist empfindliche Indikatoren der Änderung: Wenn die Polarisationsrichtung wechselt, ändert sich die Zuwachsrate der Verzögerung gewöhnlich abrupt und dient damit dem Interpreter als Hauptindikator für eine Polarisationsänderung.
Der Vorgang des Schicht-Stripping kann unter normalen Umständen in der folgenden Weise beschrieben werden. Der erste Schritt ist, die Quelle- und Empfängerachsen, namentlich die x-Achsen, in Übereinstimmung mit der natürlichen Polarisationsrichtung der schnellen S-Welle in der oberen Schicht zu drehen. Die Drehung wird auf alle Daten an und unterhalb des Niveaus, an dem sich die Polarisation ändert, angewendet. Wir bezeichnen dies als eine Drehung des x-y Koordinatensystems, das das anfängliche Koordinatensystem der Quellen ist, in ein x'-y' System, dem System der S-Wellenpolarisationen. Die Drehung simuliert die Aufreihung der x-Quellenpolarisation entlang der Richtung der schnellen S-Wellenpolarisation der oberen Schicht. Idealerweise würde nach dieser Rotation keine Signalenergie auf den X'Y'- oder Y'X'-Komponenten der oberen Schicht verbleiben. Das Signal auf der den Y'Y'-Komponenten der oberen Schicht sollten zeitverzögerte Abwandlungen der X'X'-Komponenten sein.
Nach Drehung in das vorbereitete Koordinatensystem kommt der Schlüsselschritt, die Anwendung einer statischen Verschiebung auf alle Daten, die durch eine der simulierten Wellenpolarisationen erzeugt wird, somit sind beispielsweise die Y'X'-, Y'Y'- und Y'Z'-Komponenten von allen Tiefen an und unterhalb der Unterseite der oberen Schicht zeitverschoben um die Größe, die benötigt wird, um die Verzögerung zwischen den X'X'- und Y'Y'-Wellenformen an der Unterseite der oberen Schicht zu eliminieren.
Das Entfernen dieser Verzögerung ist gleichbedeutend mit der Anordnung der simulierten x'- und y' Quellenpolarisationen in der gleichen Tiefe, insbesondere auf der Oberseite der zweiten Schicht. Die anfängliche Drehung wird die Energie der X'Y'- oder Y'X'-Komponente der unteren Schicht nicht genau minimiert haben, da die wirksamen x' und y'-Quellenpolarisationen wirken, als wenn sie in verschiedenen Tiefen (d.h. verschiedenen Zeiten) angeordnet wären. Die "Rotationen", die dem Stripping folgen, sollten jedoch die Energieminierung der nicht diagonalen Komponenten herunter bis zur Unterseite der zweiten Schicht gut erfüllen. Ebenso sollten "Rotationen", nach dem Stripping Verzögerungen erzeugen, die sich von einem Wert von Null am Niveau, bei dem die Änderung auftritt, zu ansteigenden größeren Werten erhöhen. Natürlich werden die Daten nicht ursprünglich genau an dem Ort aufgezeichnet, an dem eine Änderung entsteht, so daß auch im Prinzip die Verzögerung nicht immer genau Null an dem der Grenzfläche nächsten Niveau sein sollte.
Weitere Datensätze wurden von neun-Komponenten-VSPs analysiert, die auf den Cymric- und Railroad Gap- Ölfeldern in Kalifornien aufgezeichnet wurden. Ein Weg, die Haupttrends der S-Wellenpolarisationen der Cymric- und Railroad Gap Felder konzeptionell zusammenzuführen, besteht darin, sie unter den Bedingungen der Spannungen der St. Andreasstörung zu sehen. Die St. Andreasstörung läuft in NW-SE-Richtung etwa 10 Meilen (ca. 16 km) südwestlich der beiden VSP-Lokationen. Zoback et al (1987) führen viele eindeutige Erkenntnisse, daß die maximale horizontale Druckspannung möglichst senkrecht zur Störung in Zentralkalifornien liegt. Sie schlagen ein Modell mit konvergenter Plattenbewegung vor, um einer solchen "Kompression normal zur Störung" Rechnung zu tragen. Gewöhnlich würden mit einer vertikalen lateral verschiebenden (strike-slip) Störungsfläche verbundene Spannungen eine maximale horizontale Kompression mit einem Winkel von 30º bis 45º zum Streichen der Störung hervorrufen (Zoback et al., 1987).
Wenn die S-Wellenpolarisationsazimute die Spannungsrichtung anzeigen, dann zeigen sie eine maximale horizontale Kompression nahezu orthogonal zur St.- Andreas-Störung in geringen Tiefen übereinstimmend mit dem Modell von Zoback et al. (1987) an. Jedoch beträgt bei größeren Tiefen, in der Antelope- Schiefergesteinformation die maximale Kompression nahezu 45º zum Streichen der Störung, was mit dem konventionellen Lateralversatz-(Strike-slip)-Modell übereinstimmt. Wenn sich Spannung vor einem Bruch aufbaut, können tiefere Druckspannungen in naher Umgebung in Richtungen ausgerichtet werden, die eine Lateralverschiebungsbewegung entlang der Störung fördern. Antiklinalstrukturen parallel zur Störung zeigen, daß sich die Kompression normal zur Störung historisch zu größeren Tiefen als das Antelop- Schiefergestein erstreckt hat, jedoch kann solche Kompression mit der Zeit und der Tiefe variieren und hängt stark von der Nähe zu Brüchen entlang der Störung zusammen.
Der oben beschriebene Vorgang zur Analyse vertikal-seismischer Profil- Scherwellendaten oder Scherwellendaten von oberflächenseismischen Reflektoren kann weiter in der folgenden Weise beschrieben werden. Die Daten haben wenigstens zwei linear unabhängige, nahezu orthogonal und nahezu horizontal angeordnete Quellenachsen. Jede Quellenachse hat wenigstens zwei entsprechende Empfängerachsen.
1. Eine erste Analyse der Scherwellenpolarisationsrichtungen relativ zu einem festen Koordinatensystem wird durchgeführt und die scheinbaren Zeitverzögerungen zwischen den schnellen und langsamen Scherwellen werden zu unterschiedlichen Tiefen bestimmt.
2. Markierungen werden an den Daten angezeigt, die Scherwellenpolarisationsänderungen vorschlagen.
3. Die natürlichen Polarisationsrichtungen von und die Zeitverzögerungen zwischen den schnellen und den langsamen Scherwellen werden in einer oberen Schicht oberhalb und nahe der flachsten Tiefe bestimmt, in der die Markierungen Polarisationsänderungen vorschlagen. Andere Tiefen können ebenso verwendet werden, auch wenn keine Markierungen Polarisationsänderungen vorschlagen.
4. Die Quellen-und Empfängerachsen aller Daten, die unterhalb oder an der flachsten Tiefe von angezeigten Polarisationsänderungen liegen, werden dann um einen zu dieser Tiefe herunter bestimmten Azimutwinkel gedreht, so daß die ersten Quelle- und Empfängerachsen mit der natürlichen Polarisationsrichtung der schnellen Scherwelle ausgerichtet sind und die zweite Empfängerachse in einem wesentlich anderen Azimutwinkel liegt und so daß die zweite Quellen- und erste entsprechende Empfängerachse mit der natürlichen Polarisationsrichtung der langsamen Scherwelle in der oberen Schicht ausgerichtet sind, während die zweite entsprechende Empfängerachse auf einem signifikanten anderen Azimut liegt.
5. Eine statische Verschiebung wird dann auf alle Datenkomponenten bezüglich einer der effektiven Quellen entweder mit den Komponenten, die bezüglich der Quelle mit der schnellen Scherwellenpolarisationsrichtung ausgerichtet sind, oder mit den Komponenten, die bezüglich der Quelle mit den langsamen Scherwellenpolarisationsrichtungen ausgerichtet sind, angewendet, um die Zeitverzögerung in der oberen Schicht oberhalb und angrenzend der flachsten Tiefe zu eliminieren, an der Polarisationswechsel vorschlagende Markierungen angezeigt werden.
6. Die Scherwellenpolarisationsazimutwinkel werden dann für die flachste Tiefe, an der Polarisationsänderungen angezeigt werden, bestimmt.
7. Die Azimutwinkel werden dann mit dem Streichen einer ausgewählten Störung verglichen, wobei die Störung nahe genug liegt, um durch Kompressions- oder Zugspannung, die mit den Azimutwinkeln verbunden ist, beeinflußt zu werden.
8. Zeitverschiebungen zwischen den schnellen und langsame Scherwellen werden an wenigstens einer Tiefe an der oberen Schicht bestimmt.
9. Die oben genannten Schritte werden dann zu einer späteren Zeit wiederholt, um zeitabhängige Änderungen in den Scherwellenpolarisations- Azimutwinkeln oder in den Zeitverschiebungen zwischen den Scherwellen zu berechnen. Weitere Scherwellenpolarisationsänderungen können durch Wiederholen der Schritte von 1-8 bestimmt werden.
Das oben beschriebene Verfahren kann sowohl für vertikalseismische Profil- (VSP)-Daten als auch für seismische Reflexionsoberflächendaten verwendet werden, die nur eine einzelne Quellenachse haben. In diesem Falle werden nur die Empfängerachsen gedreht.
Wenn seismische Reflexionsoberflächenscherwellendaten analysiert werden, umfaßt ein Verfahren eine anfängliche Analyse der Scherwellenpolarisationsrichtungen relativ zu einem festen Koordinatensystem in ähnlich aufgenommenen VSP-Daten von einer naheliegenden Bohrung, und die nachfolgende Bestimmung der Zeitverzögerungen. Seismische Reflexionsoberflächenscherwellendaten können auch ohne Verwendung von VSP-DAten analysiert werden.

Beispiel

1. Lost Hills

Die im Detail zu diskutierenden Datensätze sind von Neunkomponenten VSPs, die in zwei 263 m (862 ft) beabstandeten Bohrungen, der Bohrung 11-10X und der 1-9J des Lost Hills-Ölfeldes im südlichen San Joaquin Valley aufgezeichnet sind. Bei Neun-Komponentendaten sind Aufzeichnungen von drei orthogonal angeordneten Empfängerkomponenten gemeint, die Wellen auf drei seperaten, orthogonalen Quellenpolarisationen aufzeichnen, wie in Figur 3 gezeigt. Die in Figur 3 gezeigte x-Achse liegt entlang einer Quellenfahrzeugachse, wobei die Empfängerachsen nach der Aufzeichnung rechnerisch gedreht werden, um mit den Quellenachsen übereinzustimmen. Die 2x2-S-Wellendatenmatrix besteht aus vier von den mit drei orthogonalen Quellen und drei orthogonalen Empfängern aufgezeichneten neun Datenkomponenten. Beispielsweise stammt die XY-Datenkomponente von der X-Quellenkomponente und der Y-Empfängerkomponente. Außer für die vorläufige Verarbeitung wurden nur Daten der 2x2-S-Wellendatenmatrix bearbeitet. Das sind Daten von x- und y-Quellen und Empfängern oder vier von den neun Komponenten. Das Koordinatensystem zur Aufzeichnung und Verarbeitung war ein rechtshändiges kartesisches System mit der x-Achse entlang der Quellenfahrzeugachse. Nach Bestimmung der S-Wellenpolarisationsrichtungen wurde das System relativ zur geographischen Nordrichtung neu orientiert.

Die Bohrung 11-10X

Für die Bohrung 11-10 X wurden zwei orthogonal ausgerichtete Omnipuls- Airgun (Luftpulser)-Quellen verwendet und 17,4 und 20,7 m (57 und 68 ft) von der Bohrung und so nahe zueinander wie möglich angeordnet. Die Daten wurden ohne Verlagerung der Quellen aufgezeichnet. Die Quellenpulser wurden um 45º gekippt, und jeder Luftpulser wurde fünfmal links und fünfmal rechts abgefeuert für insgesamt 20 Schüsse pro Empfängerniveau. Die Quellenaufzeiten wurden von auf den Grundplatten angeschraubten Beschleunigungsmessern aufgezeichnet. Die Lokationen und die Azimute der Quellen wurden von Vermessern nach Beendigung des VSP bestimmt.
Der unten im Bohrloch angeordnete Empfänger war ein Drei-Komponenten (3- C) SSC-K-Gerät mit einem Gyrodata-Kreiselkompass zur Bestimmung der absoluten Ausrichtung. Mit den in der maximalen Tiefe von 524 m (1027 ft) angekoppelten Empfängern und den Quellen an VSP-Positionen wurden verschiedene Serien von Quellenstößen vor, während und nach der hydraulischen Rißerzeugung (fracturing) der Bohrung 12-10 aufgenommen, um jegliche Änderungen der S-Wellenpolarisation zu überwachen, die von der Rißerzeugung (fracturing) entstehen könnte. Die Rißerzeugung konnte die Daten der Bohrung 11-10X nicht nachweisbar beeinflussen, obwohl sie vorrübergehende Änderungen in gleichzeitig aufgezeichneten Daten in einer Bohrung gegenüberliegend der Bohrung 12-10 erzeugte. Nach Aufzeichnung in der Tiefe von 525 m (1720 ft) wurde eine Aufzeichnung in Schritten von 24 m (80 ft) von 518 m (1700 ft) bis 274 m (900 ft) mit dem abschließenden Niveau von 244 m (800 ft) durchgeführt.

Die Bohrung 1-9J

Für die Bohrung 1-9J wurde eine einzelne ARIS (ARCO Impulsquelle, vertrieben von Western Geophysical) für den nah ausliegenden Abschnitt des VSP und abwechselnd zwischen zwei ARIS Quellen für Ringe von VSPs verwendet. Für die Auslage (offset)-Aufzeichnung wurden die Quellen nacheinander an acht nominell um 45 Grad voneinander entfernten Punkten in jeder der zwei konzentrischen, nominell um 107 m und 213 m (350 und 700 ft) von der Bohrung entfernten Ringen angeordnet. Jede Quellenposition wurde mit zwei 35,6 cm (14 inch) langen Betonpflöcken markiert, dessen Lokationen nachfolgend zur Bestimmung genauer Quellenlokationen und -azimute vermessen wurden. Für die Nahauslageaufzeichnung wurde eine spezielle ARIS Grundplattenauflage aus einer Steinbettung und einer Straßenkiesbasis aufgebaut, um alle Aufnahmen ohne Bewegen der Quelle durchzuführen. Für die Auslageaufzeichnung wurden keine Druckunterlagen benötigt, da die Quellenbelastung an einer gegebenen Position gering war. Die ARIS Quelle vollführte 20 Stöße pro Empfängerniveau und Auslageposition, fünf in jeder der vier Richtungen - vorwärts, rückwärts, links und rechts - mit dem Impaktor um 15 Grad zur Vertikalen geneigt. Die Quellenfahrzeugachse zeigt zur Bohrung an jeder Quellenlokation. Die Quellenauffzeiten wurden von Impulsen von einem Beschleunigungsmesser an der Oberseite des Impaktors aufgenommen, wobei die Impulse zum Aufnahmefahrzeug über eine Kabelverbindung übertragen wurden. Der Bohrlochempfänger für die Bohrung 1-9J war ein LRS-1300 3-C- Gerät mit einem daran befestigten Gyrodata-Kreiselkompass. Die Empfängerkomponenten waren kardanisch gelagert, so daß zwei Komponenten stets horizontal und die dritte vertikal ausgerichtet waren. Die Aufzeichnung wurde in Intervallen von 30,5 m (100 ft) über Tiefen von 640 m (2100 ft) bis 30,5 m (100 ft) für das Nahauslage-VSP, aber in einer festen Tiefe von 610 m (2100 ft) für die Auslage-VSPs durchgeführt. Nach Abschluß des Nahauslage- VSP wurde der Empfänger auf das Tiefenniveau 610 m (2000 ft) herabgelassen. Dieses Niveau wurde erneut gemessen, ohne die Quelle zu bewegen, bevor sie an die Auslage-VSP-Lokationen gebracht wurde. Obwohl die Quellengrundplatte für alle Nahauslagenaufzeichnungen nicht bewegt wurde, versank die Quelle um mehr als 30 cm (1 ft) vom Anfang bis zum Ende der Nahauslagenaufzeichnung ein. Der Empfänger wurde im tiefen Niveau von 610 m (2000 ft) angekoppelt belassen, ohne eine Neupositionierung für alle nachfolgenden Auslage-VSP Aufzeichnungen durchzuführen.
Die Bohrung besaß ein nahezu vertikales, verrohrtes und zementiertes Loch, das bis jetzt nicht perforiert wurde. Die maximale Abweichung von der Vertikalen betrug 1,1 Grad und die Bohrlochsohle war seitlich nur um 3,5 m (10 ft) vom Bohrlochbeginn verschoben. Der Flüssigkeitsspiegel wurde auf etwa 91 m (300 ft) abgesenkt, um Rohrwellen zu vermeiden, die in beiden Bohrungen nicht beobachtbar waren.

Datenaufbereitung

Doppelbrechungseffekte wurden in Daten analysiert, die möglichst nur so wenig wie möglich bearbeitet wurden. Jedoch wurden die nachfolgenden Datenaufbereitungsschritte für nötig gehalten: Der erste Schritt war die Berechnung und Anwendung von Aufzeitkorrekturen (statischen Korrekturen) basierend auf den Quellenbeschleunigungsmesserimpulsen. Der zweite Schritt bestand in der Summation für jede Empfängertiefe oder Quellenauslagenposition und für jede Empfängerkomponente der fünf Spuren von gleicher Quellenpolarität und dann Abziehen der Summen, für die die Stöße azimutal gegenläufig waren, um eine Quelle zu simulieren, die ausschließlich einen horizontalen Impuls anwendet.
Solch eine Quelle erzeugt vertikale fortschreitende S-Wellen mit einer geringen Verunreinigung von vertikal fortschreitenden P-Wellen. Ein weiterer Aufbereitungsschritt bestand darin, die X-Achse der Bohrlochempfänger in Übereinstimmung mit der Quellenachse zu drehen, was mit Hilfe des Kreiselkompasses und der Vermessungsdaten ausgeführt wurde. Ebenso wurden Daten von Empfängern, die nicht kardanisch gelagert waren, anfänglich verdreht, um die Empfänger-Z-Achse vertikal auszurichten.
Vor Analyse der Daten für die S-Wellenpolarisationsrichtungen wurden die Empfängerdaten rechnerisch gedreht, um die S-Wellenenergie der Vertikalkomponenten zu minimieren. Diese Drehung, die zwei Euler-Winkel benötigt, erzeugt die Ebene der zwei nahezu horizontalen Empfängerkomponten in Übereinstimmung mit der Fläche der S- Wellenauslenkungen.
Für Nahauslage-VSP-Daten war der Kippwinkel klein, typischerweise 6 Grad bis 10 Grad. Eine solche Kippung bringt die Empfängerfläche aus der Ausrichtung mit der Quellenfläche, die horizontal ist. Jedoch ist es unwahrscheinlich, daß diese Fehlausrichtung wegen der geringen Größe der Verkippung und wegen der Quellenabstrahlmuster, die S-Wellenenergie nahezu gleichmäßig in alle möglichen S-Wellenpolarisationsrichtungen für nahezu vertikale Fortschreitung abgibt, Probleme erzeugt. Ob die aufgewendete Kippung keine Änderungen in den Azimutwinkeln und eine vernachlässigbare Differenz in den von Nahauslagedaten berechneten Verzögerungen (maximal 0,1 ms) machte. Für die Auslagedaten differieren wenige der Winkel um 1 Grad.
Die abschließenden Datenaufbereitungsschritte umfaßen die Amplitudenjustierungen und die Bandpassfilterung. Es wird angenommen, daß die Komponenten der Raumwellen in der y-Achse von der x-orientierten Quelle identisch zu Komponenten der Raumwellen in x-Richtung von y-orientierten Quellen sein muß. Das heißt, es ist nötig, um die 2x2-S-Wellendatenmatrix durch einen einzigen Rotationswinkel zu diagonalisieren, daß die XY-und YX- Datenkomponenten identisch sind, wobei die XY Daten von der X-Quelle auf den Y-Empfänger bezeichnen. Für diesen Fall der nahezu vertikalen Strahlen und unter der Annahme keiner differentialen S-Wellenabschwächung und isotroper Geophonantwort, sollten alle Differenzen in der Gesamtwellenenergie von der x-Quelle relativ zu denjenigen der y-Quelle wesentlichen obenflächenahen Eigenschaften zuzuschreiben sein. Somit wurde eine Amplitudenjustierung aller Daten (d.h.: Daten von allen drei Empfängernkomponenten) der y-Quelle angewendet, um sie in einem Zeitfenster entsprechend der S-Wellen-Wellenform auf die gleiche Energie zu bringen als diejenigen der X-Quelle. Zur Wirksamkeit der Datenanzeige wurde die Energie der Daten in dem S-Wellenzeitfenster ebenfalls justiert, um in jeder Tiefe gleich zu sein, während aufgepaßt wird, daß relative Amplituden der Daten von einer gegebenen Quellenkomponente nicht verändert werden. Abschließend wird, um hochfrequente Störungen zu eleminieren, ein hochfrequenter Tiefpaßfilter angewendet.

Ergebnisse

Nahauslage(offset)-VSP-Daten

Daten vom 524 m (1.720 ft)-Niveau der Bohrung 11-10X werden in Figur 4 wie ursprünglich aufgezeichnet und in Figur 6 nach der "Rotation", um die Energie der nicht-diagonalen Komponenten zu minimieren, dargestellt. Die Ähnlichkeit der beiden S-Wellen-Wellenformen nach der Rotation ist bemerkenswert, ebenso wie die relativ geringen Amplituden der nicht-diagonalen Komponeten.
Die Daten von der Bohrung 1-9J enthalten ein wesentlich vollständigeren Satz als diejenigen der Bohrung 11-10X. Die Figur 6 zeigt die gleichen Daten nach der Rotation, um die Energie der nicht-diagonalen Komponenten in dem markierten Analysefenster zu minimieren. Geringe Amplituden innerhalb des Analysefensters in den nicht-diagonalen Komponenten zu allen Tiefen deuten an, daß das Rotationskriterium für diesen Datensatz gut arbeitet und daß die S- Wellenpolarisationen im Untergrund relativ gleichmäßig waren.
Die anfänglichen Rotationsanalysen ergaben Azimute für die Daten der Bohrung 11-10X, die nahezu konstant über ihren relativ begrenzten Tiefenbereich waren. Im Gegensatz dazu ergaben die Analysen der 1-9J-Daten Azimute, die eine wesentliche und systematische Änderung mit der Tiefe zeigten (Figur 7). Die beiden Datenpunkte in Figur 7 beim 610 m (2000 ft)- Niveau wurden an aufeinanderfolgenden Tagen aufgezeichnet, einer nahezu beim Beginn des Experimentes, der andere nach der Aufzeichnung bis zum 30,5 m (100 ft)-Niveau und nachfolgendem Wiederherablassen des Meßgerätes. Sie liefern somit ein Maß für die Reproduzierbarkeit der Ergebnisse. Die Änderung im Polarisationsazimut mit der Tiefe erfolgte entgegen der Erwartungen von Modellen und ließ uns erwarten, daß eine oberflächennahe Schicht mit einem anderen Polarisationsazimut die Analyse der tieferen Daten überdeckte. Der stärkste Indikator, daß die S- Wellenpolarisationen in der oberflächennahen Schicht anders von denjenigen in größeren Tiefen waren, liefert der Azimut von 13 Grad bei 30,5 m (100 ft) in Figur 7. Die nachfolgenden Winkel zeigen ein systematisches Ansteigen im Azimutwinkel, auf 31 Grad bei 71 m (200 ft) und von da ab bis etwa 60 Grad bei 640 m (2100 ft). Die Änderung ist nicht fehlerhaft, wie es für zufällige Fehler erwartet werden könnte, sondern glatt, einen möglichen systematischen Fehler anzeigend, der durch Abziehen (stripping) einer oberflächennahen Schicht eleminiert werden könnte.
Anfängliche Rotationsanalysen ergaben eine Zeitverzögerung von 9,6 ms bei 30,5 m (100 ft) und 6,5 ms bei 61 m (200 ft), unter welchem Niveau die Zeitverzögerung herunter bis 244 m (800 ft) monoton anstieg. Der 9,6 ms-Wert bei 30,5 m (100 ft) wird als abweichend angenommen, möglicherweise wegen der horizontalen Komponente des Strahlenganges bei dieser geringen Tiefe. Folglich wurde 6,5 ms als die Größe gewählt, um nach dem Rotieren der Quellen- und Empfänger-x-Achsen um 13 Grad den berechneten Azimut bei 30,5 (100 ft) Tiefe abzuziehen. Das Stripping vereinfacht das Bild erheblich. Anstelle einer Variation der S-Wellenpolarisationsazimute um mehr als 25 Grad für Tiefen unterhalb 30,5 m (100 ft), wie dies vor dem Stripping war, verteilen sich nun die Azimute nahe um 60 Grad mit einer Standardabweichung von 2,8 Grad. Die ersten fünf Azimute zeigen jedoch einsystematisches Abfallen, was ähnlich verdächtig zu dem vorherigen systematischen Anstieg im Azimut aussieht. Somit wird erwartet, daß der anfängliche Winkel und die anfängliche Zeitverzögerung nicht optimal sind. Um die Abhängigkeit der Azimute vom anfänglichen Winkel und von der anfänglichen Zeitverzögerung zu untersuchen, wird die oberflächennahe Schicht unter Verwendung mehrerer anderer Startwinkel und -Zeitverzögerungen enfernt. Die Ergebnisse in den Figuren 8 und 9 zeigen, daß die berechneten Azimutwinkel bezüglich des Startwinkels unempfindlich, aber bezüglich der Startverzögerung empfindlich sind. Ein Winkel von 6 Grad und eine Verzögerung von 5 ms wurden als beste Werte ausgewählt. Vergleichende Datenanalysen vor und nach dem Entfernen der oberflächennahen Schicht (Figur 8) zeigen, wie eine hochdoppelbrechende, dünne Schicht die Analyse von unterhalb 305 m (1000 ft) aufzeichneten Daten beeinflussen kann.
Variationen in den S-Wellenverzögerungen mit der Tiefe nach dem Entfernen der oberflächennahen Schicht (Figur 10) markieren eine signifikante Änderung in der Doppelbrechung bei 213 m (700 ft). Die Verzögerungen steigen gleichförmig an, behalten dann ein Niveau, fallen dann ab, bevor sie dann fortfahren, wieder anzusteigen. Wenn der Untergrund homogen wäre, würden die Zeitverzögerungen fortfahren mit einer konstanten Rate anzusteigen; während, wenn das Gestein isotrop wäre, blieben die Verzögerungen konstant. Die einzige Möglichkeit, daß Verzögerungen abnehmen können, wie sie es von 274 bis 366 m (900 - 1200 ft) tun, besteht in einer Anisotropieänderung.
Das Entfernen (Stripping) der Schichten herunter bis 213 m (700 ft) und dann Durchführen der "Rotations"-Analyse zeigte, daß keine signifikante Änderung im Azimut und kein konsistenter Anstieg in den Zeitverzögerungen bis unterhalb 274 m (900 ft) vorlag. Der Azimut änderte sich zwischen 274 m (900 ft) und 366 m (1200 ft), jedoch waren dort Änderungen in den Zeitverzögerungen inkonsistent und klein und erreichten maximal 2,1 ms. Der Bereich von 274 bis 366 m (900 bis 1200 ft) erzeugte dann eine zu kleine S-Wellenaufspaltung, um eine signifikante Einwirkung auf die Polarisationsanalyse unterhalb 366 m (1200 ft) zu haben. Das abschließende Schicht-Stripping der Daten der Bohrung 1-9J zog somit das Entfernen des Bereiches von 274 bis 266 m (900 bis 1200 ft) nach sich. Es ist zu beachten, daß die Azimutänderung in diesem Bereich vor dem Schicht-Stripping nicht meßbar war (Figur 7).
Ergebnisse von Schicht-Stripping-Analysen von der Oberfläche bis zum TD- Niveau werden in den Figuren 11 und 12 zusammengefaßt. In Figur 11 zeigen die Winkel und Verzögerungen, die entlang der Datenpunkte aufgetragen sind, Werte der an der Oberseite der Schicht angewendeten Schicht-Stripping- Parameter. Beispielsweise wurde die oberflächenahe Schicht mit dem Anfangsrotationswinkel von entweder 7 Grad oder 0 Grad, markiert durch die verschiedenen Symbole, und einer statischen Korrektur von 5 ms entfernt (diese Winkel sind, anders als die anderen relativ zum Quellenazimut, das N6ºE betrug, angegeben.) Die Schicht-Stripping-Parameter für tiefere Schichten werden relativ zu den Parametern für die unmittelbar darüber angeordneten Schichten angegeben. Die Ähnlichkeit der beiden Ergebnissätze zeigt, daß eine 7 Grad-Differenz im anfänglichen Rotationswinkel eine geringe Wirkung auf die Antworten von tieferen Niveaus hatte. Außer für die oberflächennahe Schicht und den Bereich von 213 m bis 366 m (700 bis 1200 ft) erwies sich der Untergrund an der Bohrung 1-9J (Figur 12) als ziemlich gleichförmig doppelbrechend.
Zur Prüfung der Gültigkeit des Schicht-Strippings ist es nützlich, die VSP- Spuren kurz nach jedem Stripping darzustellen, um zu bestimmen, ob die Ergebnisse die Schicht-Stripping-Modelle erfüllen. Wir haben herausgefunden, daß sich seismische Daten gewöhnlich besser nach dem Schicht-Stripping einfügen als vorher. Beispielsweise vergleicht Figur 13 die nicht-diagonalen Komponenten zu den tiefsten Niveaus vor und nach dem Schicht-Stripping. Die Spuren stammen von Tiefen unterhalb 366 m (1200 ft). In dem Analysefenster sind die Signalamplituden nach dem Schicht-Stripping (untere Spuren) geringer als vorher (obige Spuren). Dies zeigt, daß das Schicht-Stripping eine bessere Übereinstimmung mit dem seismischen Modell erzeugte. Die Wellenamplituden in der Figur betragen relativ zum Spurabstand das Vierfache gegenüber denjenigen der Figur 6. Gemäß des Modells sollten die Amplituden der S-Wellendirekteinsätze nach den "Rotationen" null sein. Obwohl die Figur 6 zeigt, daß die Amplituden der nicht-diagonalen S-Wellendirekteinsätze niedrig relativ zu denjenigen der S-Wellen auf den Diagonalen sind, sind sie deutlich niedriger nach dem Schicht-Stripping.

Auslage (offset)-VSP-Daten

Auslagedaten des 1-9J-Iexperiments ergaben bemerkenswert konsistente S-Wellenpolarisationsazimute. Der mittlere Azimut betrug 55 Grad mit einer Standardabweichung von 6,3 Grad. Die Konsistenz resultierte aus dem hohen Störabstand, von der relativen Einfachheit der Anisotropie in diesem Gebiet und von der Tatsache, daß die oberflächenahe Schicht geringen Einfluß auf 610 m (2000 ft) unter ihr aufgezeichnete Daten hatte. Die Verzögerungen waren wesentlich weniger konsistent als die Azimute und variieren systematisch entlang der Polarisationsrichtung der schnellen S-Welle. Es ist wahrscheinlich, daß die Variation in den Verzögerungen von flachen Strahlengangsegmenten herrühren, da die Variationen der angezeigten Größen unwahrscheinlich wären, von Abschnitten von Strahlengängen in großer Nähe, wie etwa denjenigen in der Tiefe, die an dem Empfänger zusammenlaufen, herzurühren.
Eine Stütze für diese vorhergesehende Korrelation zwischen Verzögerungsvariationen und flachen Strahlengangsegmenten kommt vom Vergleich der Verzögerungen des 11-10X-VSP mit denjenigen des Nahauslage-1-9J-VSP. Der Anstieg der 11-10X-Verzögerungen zwischen 366 m bis 518 m (1200 - 1700 ft) ähnelt dem der 1-9J (Figur 10). Jedoch sind die absoluten Größen in den 1-9J- Daten um etwa 8 ms geringer, was mit der beobachteten Verzögerungsvariation übereinstimmt. Ein Teil der Differenz in der absoluten Verzögerung (bis zu 4 ms) scheint von einer relativ kleinen Abnahme in der 11-10X-Verzögerung im anormalen Bereich von 274-366 m (900 - 1200 ft) herzurühren, wobei der Rest jedoch im flacheren Teil der Sektion entstehen muß.

Cymric und Railroad Gap-Ölfelder

Weitere Datensätze wurden von Neun-Komponenten-VSP analysiert, die auf den Cymric- und Rail Road Gap Ölfeldern in Kalifornien aufgenommen wurden.
In Cymrick waren die Hauptänderungen in der S-Wellenpolarisationsrichtung mit der Tiefe genau dokumentiert, jedoch die Gründe für Änderungen nicht klar. Die Frage ist, ob die Polarisationsänderungen mit Änderungen in der horizontalen Spannungsrichtung übereinstimmen oder ob sie einfach Änderungen in bereits existierenden Rissen oder anderen Strukturen anzeigen. Informationen von in-situ-Spannungsrichtungen sind bestenfalls für beide Ölfelder skizzenhaft jedoch deuten die in Cymric verfügbaren Daten an, daß die Polarisationsrichtung der schnellen S-Welle parallel zur Richtung der maximalen horizontalen Spannung unterhalb der Diskontinuität bei etwa 300 m (975 ft) liegt. Die schnelle S-Wellenpolarisationsrichtung liegt dort bei N10ºE.
Informationen, die eine nördliche Richtung der maximalen Horizontalspannung unterhalb des Diskontinuität bestätigen, kommen von der Analyse von Neigungsmeßdaten, die während einer hydraulischen Rißerzeugung in der im östlich angrenzenden Abschnitt angeordneten Bohrung 1116 S aufgezeichnet wurden. Die Analyse der Neigungsmeßdaten kam zum Ergebnis, daß die hydraulische Rißerzeugung bei einer Tiefe von 700 m (2300 ft) einen nahezu vertikalen, N7ºW +/-7º streichender Riß erzeugt wurde. Dieses Neigungsmeßergebnis wurde nach Ausgleich einer berechneten Punktladungskraft, die während der Rißerzeugung durch injizierte Flüssigkeit und Zusatz auf die Rißoberfläche aufgebracht und nachfolgend entlastet wurde, beobachtet.
Über der Diskontinuität in Cymric liegt die geologische Schichtung relativ flach übereinstimmend mit der VSP-Bohrungslokation nahe dem Sattel einer breiten Antiklinalstruktur. Unterhalb der Diskontinuität ist jedoch die Schichtung um etwa Grad nach Südwest geneigt. Wenn anisotrope Symmetrien ähnlich kippen, auch wenn dort vertikal orientierte Risse oder eine bohrlochdefinierte Richtung der maximalen horizontalen Spannung sind, ist es möglich, daß die Polarisationsrichtung der schnellen S-Welle unkorrelliert mit dem Riß oder der Spannungsrichtung sein kann. Modellrechnungen deuten an, daß, wenn S- Wellenpolarisationen von Auslage-VSP-Daten mit denjenigen von Daten ohne Auslage (zero offset) übereinstimmen, wenn die Anisotropie geringe Smmetrie hat, es dann wahrscheinlich ist, daß eine nahezu vertikale Symmetrieachse oder "Pseudosymmetrieachse" vorliegt; und in relativ einfachen Fällen wird die Polarisation der schnellen S-Welle entlang der Richtung des Rißstreichens oder der maximalen horizontalen Spannung orientiert werden. Somit verbindet die Erkenntnis aus Analysen von Auslage-VSP-Daten mit den vorangehend präsentierten Zusatzinformationen, die Interpretation der Polarisationsrichtung der schnellen S-Welle in Nahauslagedaten als die Richtung der maximalen horizontalen Spannung zu stützen. Mit "Pseudosymmetrieachse" meinen wir, daß das Medium nicht eine wahre vertikale Symmetrieachse hat, sondern daß sie beinahe eine hat, die sich wie eine derartige benimmt.
Die Cymric-Nahauslage VSP-Daten zeigen, daß die Polarisationsrichtung der schnellen S-Wellenänderungen von N60ºE in den oberen 244 m (800 ft) bis N10ºE von 244 bis 473 m (800 ft bis 1530 ft) sich ändert. Unter dem Gesichtspunkt des vorangehenden deutete diese Änderung an, daß die Richtung der maximalen horizontalen Spannung um 50 Grad nach Nord einen kurzen Abstand oberhalb der Diskontinuität rotierte.
Eine Korrelation der Spannungsrichtung mit der S-Wellenpolarisation im Railroad Gap wird von interner Kenntnis angedeutet. Durch Ignorieren der schwachen Doppelbrechung der dritten anisotropen Schicht (Figuren 14 und 15) und breiter Interpretation kann festgestellt werden, daß der Trend im Azimut der schnellen S-Wellenpolarisation bis hinunter zu etwa 1600 m (5300 ft) in etwa dem im Cymric gleich ist. Die Figur 14 zeigt, daß sieben Schichten benötigt wurden, um die Änderungen in der S-Wellenpolarisation anzupassen. Die Kreise 1 stellen die Azimutwinkeldatenpunkte dar, die durchgehenden vertikalen Balken 2 stellen die Ausdehnung jeder Schicht dar. Die Pluszeichen 3 und die gepunkteten vertikalen Balken 4 repräsentieren das Schicht-Stripping, das mit nur 3 Schichten durchgeführt wurde.
Die Figur 15 zeigt, daß die vertikale S-Wellendoppelbrechung in Schicht 1 ungewöhnlich groß war. Ebenso ist erkennbar, daß die Doppelbrechung in den tieferen Schichten ungeachtet des gewöhnlichen Trends der monotonen Zunahme innerhalb einer Schicht sich verringert.
Die hochdoppelbrechende Zone in den Tulare- und Pebble Konglomerat Sandsteinen im Rail Road Gap erstreckt sich bis hinunter zu 400 m (1300 ft) (im Gegensatz zu 244 m (800 ft) in Cymric), und die Plio-Miozen-Diskontinuität bei 1300 m (4250 ft) ist ebenfalls erheblich tiefer als in Cymric bei 300 m (975 ft). Somit erscheint, wenn die S-Wellenpolarisationsrichtungen in Benennungen der Formationen anstelle von absoluten Tiefen bestimmt werden, die Muster von S-Wellenpolarisationsänderungen im Rail Road Gap bemerkenswert ähnlich zu denen von Cymric. Der schnelle S-Wellenpolarisationsazimut in der obersten anisotropen Schicht beträgt im Rail Road Gap N46ºE gebenüber N60ºE in Cymric. Der mittlere Azimut in der nächsten Zone der gutdefinierten S-Wellendoppelbrechung, nämlich der von 885 - 1130 m (2900 - 3700 ft), beträgt N16ºE, während der in der tiefsten Zone der gutdefinierten Doppelbrechung, nämlich von 1110 - 1600 m (3900 -5300 ft) N15ºW beträgft. Die Differenz in den schnellen S-Wellenpolarisationen zwischen dem Tulare- Sandstein und dem Antelopeschiefer beträgt somit etwa 61 Grad im Rail Road Gap und 50 Grad in Cymric. Somit sind die S-Wellenpolarisationsrichtungen und möglicherweise auch die Spannungsrichtungen einer gegebenen Untergrundformation einfach um 15 Grad bis 25 Grad im Gegenuhrzeigersinn im Rail Road Gap Feld relativ zu denen im Cymric-Feld gedreht.
Diese Ähnlichkeit in den S-Wellenpolarisationsänderungen mit der Tiefe in Cymric und Rail Road Gap unterstützt die Wahrscheinlichkeit, daß die S-Wellenpolarisationsrichtungen durch die Spannungsrichtungen bestimmt werden. Das heißt, wenn Spannung die S-Wellenpolarisationen in einem der beiden Gebiete, beispielsweise in Cymric, bestimmt, dann deutet die Ähnlichkeit im Verhalten an, daß es für beide gilt.
Die Gründe für die Änderungen der schnellen S-Wellenpolarisationsrichtung mit der Tiefe in Cymric und Rail Road Gap sind unbekannt, jedoch ist die Nähe zur Plio-Miozän-Diskontinuität, eine geneigte Hauptdiskontinuität, in Cymric vielsagend. Hickman et al (1988j) beobachteten ähnliche Änderungen in der Spannungsrichtung über einen 152 - 213 m (500 bis 700 ft) Intervall in der Bohrung Hi Vista, die in einer ähnlichen Lage relativ zur St.-Andreas-Störung gelegen ist. Sie stellten heraus, daß schnelle Änderungen der Spannungsmagnitude und -richtung mit der Tiefe anderswo registriert wurden, aber selten hinreichend erklärt wurden. Sie deuten an, daß eine stratigraphische Hauptdiskontinuität oder Versetzung an einer Störung die Spannungsmagnitude oder -orientierung abrupt ändern könnte.

Ergebnisse des Schicht-Stripping

S-Wellenpolarisationenazimute sind mit der Tiefe für eine gegebene ansiotrope Schicht in Lost Hills konsistent. Das heißt, in dem Nahauslagen-VSP sind sie von 61 - 275 m (200 - 900 ft) und von 366 - 640 m (1200 - 2100 ft) konsistent. Die Konsistenz ist bemerkenswert, da jeder berechnete Azimut das Ergebnis aus einem unabhängigen Satz von Messungen ist. Die geringere Konsistenz in der tieferen Zone wird erwartet, da das Schicht-Stripping die "Trägheit" entfernt, die sich in den Polarisationsbestimmungen aufbaut, wenn die Verzögerung zwischen den S-Wellen-Wellenformen ansteigt. Die hohe Gesamtübereinstimmung im Polarisationsazimut resultiert aus der Übereinstimmung der Untergrundeigenschaften, aus dem hohen Rauschabstand in den VSP- Direkteinsätzen und aus der Tatsache, daß Wellen entlang vertikaler Strahlengänge die in der Datenananlyse verwendeten Modellannahmen erfüllen. Die Konsistenz im Azimut rechtfertigt das Schicht-Stripping-Modell, das stillschweigend annimmt, daß die S-Wellenpolarisationen über abschätzbare Tiefenbereiche konstant bleiben, und deutet an, daß wir keine besseren Ergebnisse durch Berechnungen von Übertragungsfunktionen erhalten hätten.
Das Schicht-Stripping war wirksam und wichtig zur Entfernung von Wirkungen einer dünnen, oberflächennahen, anisotropen Schicht, die eine natürliche S-Wellenpolarisationen verschieden von denjenigen tieferen Materials hatte. Das Schicht-Stripping war weniger wichtig für die Behandlung einer Anisotropieänderung von 213 -366 m (700 - 1200 ft) wegen der dortigen kleinen Änderung in der Verzögerung. Wichtig ist für die Datenanalyse (Figuren 7 und 8), daß die oberflächennahe Schicht die Polarisationsanalyse hinunter bis wenigstens 485 m (1500 ft) und zu einem beträchtlichen Grad hinunter bis etwa 183 m (600 ft) nachteilig beeinflußte. Jedoch ist die Wirkung auf dem tiefsten Niveau klein. Die Doppelbrechung tieferer Formationen wird die Beeinträchtigung von einer oberflächenahen Schicht überstehen, wenn die Verzögerung von der oberflächennahen Schicht klein im Vergleich mit einer Wellenlänge ist, und wenn die Verzögerung zwischen S&sub1;' und S&sub2;' wesentlich größer als die Verzögerung von der oberflächennahen Schicht ist. Figur 2 macht es deutlich, daß, wenn die Verzögerung durch die oberflächennahe Schicht einen bedeutenden Teil einer Wellenlänge erreichen würde, das Schicht-Stripping nötig werden würde, um die Daten durch Rotationen zu analysieren. Obwohl, wenn die Verzögerungen diese Größe haben, andere Analysetechniken gut arbeiten können.
Während eine bevorzugte Ausführungsform der Erfindung beschrieben und dargestellt wurde, sollte es offensichtlich sein, daß viele Abwandlungen dazu gemacht werden können, ohne den Bereich der Erfindung zu verlassen.

Claims

1. Verfahren zur Bestimmung der Spannungsbildung an einer Fehlerfläche durch Analyse seismischer Scherwellendaten, die wenigstens eine linear unabhängige, nahezu horizontale Quellenachse (Sx) aufweisen und jede dieser Quellenachsen wenigstens eine erste und eine zweite linear unabhängige, nahezu orthogonale und nahezu horizontale Aufnahmeachsen (Rx, Ry) enthalten, um Änderungen in der Scherwellenpolarisation mit der Tiefe aufzuspüren,

wobei das Verfahren die Schritte umfaßt:

a) Durchführen einer ersten Analyse der Scherwellenpolarisationsrichtungen relativ zu einem festen Koordinatensystem, und Bestimmen der scheinbaren Zeitdifferenz zwischen einer schnellen und einer langsamen Scherwelle bei unterschiedlichen Tiefen,

b) Bestimmen von Markierungen in den Daten, die Scherwellenpolarisationsänderungen anzeigen,

c) Feststellen der natürlichen Polarisationsrichtungen von und der Zeitdifferenz zwischen den schnellen und langsamen Scherwellen in einer oberen Schicht oberhalb und nahe der flachsten Tiefe, an der die Polarisationsänderungen vorschlagende Markierungen festgestellt werden,

d) Rotieren der Empfängerachsen (Rx, Ry) aller Daten, die an oder unterhalb der flachsten Tiefe liegen, an der Polarisationsänderungen festgestellt sind, durch einen Azimuthwinkel, der zu dieser Tiefe bestimmt ist, so daß die erste Empfängerachse (Rx) mit der natürlichen Polarisationsrichtung der schnellen Scherwelle in der oberen Schicht ausgerichtet ist und die zweite Empfängerachse einen Azimuthwinkel aufweist, der etwa 90º zur Empfängerachse liegt,

e) Ansetzen einer statischen Verschiebung entweder auf die Datenkomponenten, die mit der ersten Scherwellenpolarisationsrichtung ausgerichtet sind oder auf die Komponenten, die der Quelle zugeordnet sind, die mit der langsamen Scherwellenpolarisationsrichtung ausgerichtet ist, um die Zeitverschiebung in der oberen Schicht und nahe zur ersten Tiefe, an der die Polarisationsänderung anzeigenden Markierungen festgestellt sind, zu eliminieren,

f) Feststellen der Scherwellenpolarisations-Azimuthwinkel für die flachste Tiefe, an der Polarisationsänderungen angezeigt werden,

g) Vergleichen der Scherwellenpolarisations-Azimuthwinkel mit dem Streichen einer ausgewählten Fehlstelle, wobei die Fehlstelle nahe genug einer Stelle liegt, von der die Daten stammen, die durch eine einen Azimuthwinkel zugeordnete Kompressions- oder Spannungsbelastung verursacht ist,

h) Bestimmung der Zeitverschiebungen zwischen den Scherwellen an einer oder mehreren Tiefen in der oberen Schicht, und

i) Wiederholen der Schritte (a) bis (g) zu einer späteren Zeit, um zeitliche Änderungen in den Scherwellenpolarisations-Azimuthwinkeln oder in den Zeitverschiebungen zwischen den Scherwellen aufzufinden.

2. Verfahren zur Bestimmung der Spannungsbildung an einer Fehlerfläche nach Anspruch 1 durch Analyse von Scherwellendaten vertikaler seismischer Profile, bei dem die Daten eine erste und zweite linear unabhängige, nahezu orthogonale und nahezu horizontale Quellenachse (Sx, Sy) aufweisen und jede der Quellenachsen wenigstens erste und zweite linear unabhängige, nahezu orthogonale und nahezu horizontale Empfängerachsen (Rxx, Rxy, Ryx, Ryy) aufweisen, um Änderungen in der Scherwellenpolarisation mit der Tiefe festzustellen, das die Schritte enthält

d) Rotieren der Quellen- und Empfängerachsen aller Daten, die an oder unterhalb der flachsten Tiefe liegen, an der die Polarisationsänderungen angezeigt sind, durch einen Azimuthwinkel, der zu der Tiefe bestimmt ist, so daß die erste Quellenachse (Sx) und die erste entsprechende Empfängerachse (Rxx) mit der natürlichen Polarisationsrichtung der schnellen Scherwelle in der oberen Schicht ausgerichtet sind und die zweite entsprechende Empfängerachse (Rxy) einen Azimuthwinkel aufweist, der etwa 90º zu der ersten Empfängerachse steht, so daß die zweite effektive Quellenachse (Sy) und die erste entsprechende Empfängerachse (Ryy) mit der natürlichen Polarisationsrichtung der langsamen Scherwelle in der oberen Schicht ausgerichtet sind, während die zweite entsprechende Empfängerachse (Ryx) in einem Azimuthwinkel liegt, der etwa 90º zu der ersten Empfängerachse steht und

e) Anwenden einer statischen Verschiebung auf alle Datenkomponenten entsprechend einer der wirksamen Quellen, entweder auf Komponenten, die der Quelle entsprechen, die mit der ersten Scherwellenpolarisationsrichtung ausgerichtet ist, oder auf Komponenten, die der Quelle entsprechen, die mit der langsamen Scherwellenpolarisationsrichtung ausgerichtet ist, um die Zeitverschiebung in der oberen Schicht oberhalb und benachbart der flachsten Tiefe zu eliminieren, an der die Polarisationsänderungen anzeigenden Markierungen angezeigt sind,

f) Bestimmen der Scherwellen Polarisations-Azimuthwinkel für die flachste Tiefe, an der Polarisationsänderungen angezeigt werden.

3. Verfahren zur Bestimmung der Spannungsbildung an einer Fehlerfläche nach Anspruch 1 durch Analyse von Scherwellendaten vertikaler seismischer Profile, bei dem die Daten, die eine einzige Quellenachse (Sx) aufweisen, in einem Winkel orientiert sind zwischen natürlichen Polarisationsrichtungen der Scherwellen und wenigstens ersten und zweiten linear unabhängigen, nahezu orthogonalen und nahezu horizontalen Empfängerachsen (Rx, Ry), um Änderungen in der Scherwellenpolarisation mit der Tiefe zu ermitteln, das die Schritte enthält:

e) Anwenden einer statischen Verschiebung entweder auf Datenkomponenten, die mit der ersten schnellen Scherwellenpolarisationsrichtung ausgerichtet sind oder auf Komponenten, die der langsamen Scherwellenpolarisationsrichtung entsprechen, um die Zeitverschiebung in der oberen Schicht oberhalb und benachbart der flachsten Tiefe zu eliminieren, an der die Polarisationsänderungen anzeigenden Markierungen dargelegt sind,

i) Wiederholen der Schritte (a) bis (h) zu einer späteren Zeit, um zeitliche Änderungen in den Scherwellen-Polarisations- Azimuthwinkeln oder in den Zeitverschiebungen zwischen den Scherwellen auszuwerten.