Статьи

Статьи

 

 

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ АЗИМУТАЛЬНОЙ АНИЗОТРОПИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗРЕЗА
НА ПЕЛЯТКИНСКОЙ ПЛОЩАДИ ПО ДАННЫМ МНОГОВОЛНОВОГО ВСП
И СЕЙСМОРАЗВЕДКИ 3D
С.Б. Горшкалев1, В.В. Карстен1, Е.В. Афонина1, П.С. Бекешко1, И.В. Корсунов2
1Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука СО РАН,
630090, Новосибирск, просп. Акад. Коптюга, 3, Россия,
e-mail: GorshkalevSB@ipgg.nsc.ru
2ООО “Геостайлус”, 660049, Красноярск, ул. Карла Маркса, 62, Россия,
e-mail: Geostylus@rambler.ru

 

ВВЕДЕНИЕ

Развитие метода поперечных и обменных волн, создание основ многоволновой сейсморазведки (комплексного использования волн различных типов) дают возможность получать более полную информацию о среде, в том числе об анизотропии [1]. Как известно, по данным регистрации продольных волн не всегда удается легко различить эффекты, связанные с неоднородностью и анизотропией упругих свойств, и для достоверного обнаружения анизотропии необходима весьма подробная система наблюдений. В то же время использование поперечных волн, расщепляющихся в анизотропной среде на две волны, позволяет дать однозначный ответ на этот вопрос.
Из данных многокомпонентных наблюдений можно получать как кинематические (скорости), так и динамические характеристики всех типов волн, связанные с анизотропией среды. Из динамических характеристик для определения анизотропии наиболее важны параметры поляризации поперечных и обменных волн.
В анизотропной среде вдоль произвольного направления могут распространяться две квазипоперечные волны с различной поляризацией и различными скоростями. Одну из них называют быстрой (S1), а другую медленной (S2). При падении на границу анизотропного слоя S-волны с произвольной поляризацией происходит расщепление S-волн, которое и является признаком наличия анизотропии, т. е. двой-
ным лучепреломлением. Поляризационный анализ поперечных и обменных волн позволяет разделить волны S1 и S2 в случае их интерференции и определить параметры их поляризации, связанные с характеристиками анизотропной среды.
В настоящей работе приводятся результаты поляризационного анализа поперечных и обменных волн, выполненного с целью изучения анизотропии геологической среды по данным ВСП скв. 830 на Пеляткинской площади (Плт-830), расположенной на севере Западной Сибири. Описание полученных результатов по анизотропии предваряет описание методики полевых работ ВСП, волновой картины на трех компонентах, процедур обработки данных, построенной скоростной модели среды, т. е. зависимостей VP(z), VS(z) и γ = VS(z)/VP(z), и глубинных разрезов по P-, PS- и S-волнам. Результаты изучения анизотропии по данным ВСП дополнены картой распределения параметров анизотропии по площади, построенной по результатам азимутального скоростного анализа данных 3D на продольных волнах.

ДАННЫЕ ВСП, ИСПОЛЬЗОВАННЫЕ ДЛЯ АНАЛИЗА АНИЗОТРОПИИ

Методика работ ВСП

Геофизические полевые работы на скв. Плт-830 выполнялись с целью получения исходного материала для изучения скоростных  характеристик среды, вскрытой этой скважиной, привязки отражающих горизонтов к стратиграфическим уровням, а также исследования состава волнового поля и анизотропных свойств среды.
Полевые работы проводились с применением специального комплекта скважинной аппаратуры АМЦ-ВСП-3-48 (разработка ЗАО “ГИТАС” и ЗАО “СейсмоСетСервис”, г. Октябрьский), включающего в себя трехкомпонентный телеметрический трехприборный неориентируемый зонд с управляемым прижимом и сейсмостанцию с программным обеспечением на базе персонального компьютера.
Наблюдения ВСП проводились при возбуждении с девяти ПВ. Шаг регистрации при возбуждении с ПВ 1 составлял 10 м, а с остальных ПВ – 20 м, шаг дискретизации записи 1 мс. Все работы ВСП проводились с использованием взрывных источников с зарядами массой от 1 до 3,3 кг в зависимости от удаления ПВ. Глубина погружения заряда составляла 1–1,5 м.
При возбуждении с каждого ПВ наблюдения выполнялись в ходе отдельной спускоподъемной операции. Такая методика проведения работ не является оптимальной, поскольку не позволяет выполнить анализ точности определения ориентации скважинного прибора и использовать данные по выносным ПВ для разворота горизонтальных компонент, зарегистрированных с ближнего ПВ.

Описание волновой картины

Для обработки выбирались данные ВСП, полученные при возбуждении с ПВ 1 и ПВ 4, так как они характеризуются наименьшим уровнем

помех. Анализ прямой падающей волны проведен также по данным, полученным при возбуждении с ПВ 2. Схема расположения этих ПВ изображена на рис. 1.


На рис. 2 представлена волновая картина по данным с ПВ 4, отличающаяся наиболее полным составом волнового поля. Приведены сейсмограммы z-, x- и y-компонент, при этом x- и y-компоненты получены путем анализа вектора смещения прямой продольной волны (x-компонента ориентирована в направлении источник–приемник, а у – ортогональна ей).
На z- и x-компонентах наблюдается поле падающих и отраженных продольных волн, включающее в себя как прямую и однократно отраженные волны, так и многократно отраженные падающие и восходящие волны, в том числе волны-спутники.

 

Рис.1. Схема расположения ПВ на скв. Плт-830

На горизонтальных компонентах наблюдается интенсивное поле нисходящих и восходящих обменных волн. Наличие нисходящих обменных волн на y-компоненте при субгоризонтальных отражающих границах свидетельствует, на качественном уровне, о наличии азимутальной анизотропии.
Поперечная волна регистрируется на горизонтальных компонентах. Ее высокая интенсивность на y-компоненте указывает на наличие азимутальной анизотропии верхней части разреза (ВЧР). Явная нестабильность возбуждения видна на x-компоненте поперечной волны в нижней части скважины, в связи с чем поляризационная обработка этой волны в целевом интервале становится невозможной.
Значительное удаление ПВ влияет на характер волновой картины. На глубинах выше 1500 м отраженные P- и PS-волны по интенсивности соизмеримы на x- и на z-компонентах.
На глубинах выше 800 м наблюдается интерференция отраженной обменной и монотипной поперечной волны. Помимо этого, при таких удалениях появляется интенсивная восходящая обменная волна типа SP↑, которая еще больше осложняет волновую картину. На этих же глубинах регистрируются интенсивные кратные продольные волны.
Возрастание интенсивности обменных волн на y-компоненте по мере их распространения подтверждает наличие азимутальной анизотропии в среде.

Цифровая обработка данных ВСП

Обработка данных проводилась с использованием обрабатывающей системы ВСП “VSPLab”, разрабатываемой в Институте нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН. Обработка производилась в описанном ниже порядке.

  •  Анализ качества материала, редактирование, отбраковка.
  •  Корреляция прямой продольной волны и определение первых вступлений.
  •  Анализ ориентации и разворот горизонтальных компонент.

Анализ ориентации зонда производился по направлению смещений в первых вступлениях продоль-ной волны. После этого выполнялся пересчет горизонтальных компонент, ориентирующий x-компоненту в направлении на источник. Эта процедура позволила проследить обменные волны, как нисходящие, так и восходящие, а также интенсивные поперечные волны.

  •  Коррекция геометрического расхождения и трех компонентная нормировка.
  •  Деконволюция и частотная фильтрация.

Использовалась детерминистическая деконволюция данных ВСП, основанная на оценке формы импульса падающей волны. Для этого производилось суммирование вдоль годографа падающей волны, и по временному окну, содержащему импульс падающей волны и импульсы волн-спутников, для разных глубин регистрации вычислялись формирующие операторы, приводящие соответствующий сигнал к нульфазовому импульсу Рикера. Эта процедура позволила успешно подавить кратные продольные волны на сейсмограммах.

  •  Разделение волнового поля.

Производилось параметрическое разделение волнового поля во временной области по заданным годографам волн. Для выделения полей восходящих волн задавались теоретические годографы.

  •  Корреляция падающих обменных и поперечных волн.
  •  Построение пластовой модели.

Пластовые скорости продольных и поперечных волн определялись с учетом преломления в горизонтально-слоистой среде путем минимизации невязки между наблюденным и теоретическим годографами по методу деформируемого многогранника.

  •  Построение разрезов околоскважинного пространства.

Разрезы построены по алгоритму фокусирующего преобразования путем суммирования по Кирхгофу с контролем угла отражения. Такой алгоритм позволяет проводить миграцию как для продольных отраженных волн, так и для обменных.
Для проведения миграции использовалась скоростная модель по продольным и поперечным волнам. Построение разреза ниже забоя было проведено с постоянными скоростями продольных и поперечных волн, соответствующими нижнему интервалу регистрации.

  •  Получение суммотрассы однократных отражений.

Для получения суммотрассы использовался прилегающий к скважине фрагмент разреза околоскважинного пространства, пересчитанный из глубинного во временной.

Результаты обработки данных ВСП

Скоростная характеристика среды

Проведенная обработка позволила получить скоростную модель среды по продольным и поперечным волнам. Пластовые скорости этих волн, их соотношение γ = VS/VP приведены на рис. 3 в сопоставлении с данными ГИС и с глубинным разрезом ВСП.

 


Сравнение скоростей продольных волн, полученных по ВСП и АК, показывает, что эти результаты не везде коррелируют друг с другом. Если значения скоростей в тонких слоях мощностью, составляющей единицы метров, не могут быть определены по данным ВСП, то различие на больших базах, отмечаемое на глубинах 1500–1550 м, может объясняться влиянием каверн на данные АК. Также завышение скоростей по АК может быть вызвано вытеснением газа из зоны проникновения бурового раствора.
Газонасыщенный интервал 2400–2640 м выделяется повышенными значениями параметра γ.

Глубинные разрезы околоскважинного пространства

Глубинные разрезы околоскважинного пространства по продольным, обменным и поперечным волнам в направлении на ПВ 1, полученные в результате применения процедуры миграции, приведены на рис. 4.


Сопоставление результатов миграции на продольных и обменных волнах показывает, что разрезы, полученные по обменным волнам, обладают более высокой разрешенностью. Как видно из сопоставления скоростных моделей по продольным и поперечным волнам (см. рис. 3), довольно часто границы, отмеченные большим перепадом скоростей по продольным волнам, характеризуются малым перепадом
скоростей по поперечным, и наоборот. На границах 675, 710, 2030 и 2570 м отмечается разный знак изменения скоростей продольных и поперечных волн. Поэтому на разрезах по P-, S- и PS-волнам часто прослеживаются различные горизонты, и совместное использование продольных, поперечных и обменных волн ведет к повышению детальности расчленения геологического разреза.
Поскольку ниже забоя скважины для построения разрезов использовались постоянные скорости, соответствующие нижнему интервалу регистрации, глубины отражающих горизонтов ниже забоя на рис. 4 могут содержать ошибку, хотя общая конфигурация границ изображена верно.

Стратиграфическая привязка отражающих горизонтов

Стратиграфическая привязка отражающих горизонтов проводилась по суммотрассе однократных отражений, а также по глубинным разрезам околоскважинного пространства, полученным в процедуре миграции данных ВСП и приведенным на рис. 4. Привязка выполнялась в шкале глубин от стола ротора. Сопоставление суммотрассы ВСП с временным разрезом по сечению куба 3D приведено на рис. 5.
В разрезе, вскрытом скважиной, выделяются три основных отражающих горизонта: Iа, Iб и СД-IV.
Горизонт Iа (Г), кровля долганской свиты, характеризуется глубиной 754 м и временем t0 = 594 мс. Горизонт Iб (М), кровля малохетской свиты, представлен сложным импульсом длительностью около 70 мс. Геологической границе на глубине 1540 м соответствует его наиболее интенсивная фаза, минимум, с t0 = 1137 мс. При этом наиболее интенсивная фаза отраженной обменной волны приходится на глубину 1510 м, что демонстрирует интерференционный характер данного отражения, формирующегося на тонкослоистой пачке. Горизонт Iг, кровля суходудинской свиты, в разрезе не выделяется. Кровля пласта СД-IV, продуктивного интервала суходудинской свиты, представлена импульсом, имеющим в разрезах продольных и обменных волн близкую форму. Граница на глубине 2395 м соответствует t0 = 1618 мс. Горизонт IIб (Т), кровля малышевской свиты, предположительно, прослеживается ниже забоя скважины с t0 около 1950 мс.

Суммотрасса ВСП с хорошей точностью коррелирует в точке расположения скважины с сечением куба 3D (см. рис. 5) в интервале глубин, соответствующем стволу скважины. Наиболее интенсивное в разрезе отражение Iб, сформированное на тонкослоистой пачке, совпадает по данным ВСП и наземных наблюдений во всех фазах своего интерференционного сигнала. Ниже забоя скважины, соответствующего времени 1765 мс, корреляция несколько нарушается, что вызвано неопределенностью при задании скоростей.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ АЗИМУТАЛЬНОЙ АНИЗОТРОПИИ

Результаты анализа данных ВСП

Алгоритм поляризационного анализа

Быстрая S1 и медленная S2 квазипоперечные волны характеризуются определенной взаимно ортогональной поляризацией. В общем случае трехкомпонентные сейсмоприемники оказываются ориентированными не в “естественной” системе координат векторов смещений волн S1 и S2, а произвольным образом, и на каждой из компонент регистрируются геометрические проекции смещений обеих волн. Существующие алгоритмы позволяют выделить волны S1 и S2 из их интерференции и определить параметры поляризации, связанные с параметрами анизотропии среды.
Поляризационный анализ поперечных и обменных волн проводился с помощью метода [2], в котором для нахождения “естественной” системы координат используется функция взаимной корреляции (ФВК). Этот метод позволяет разделить волны S1 и S2 и определить направления их поляризации и временной сдвиг между ними. Предполагается подобие формы импульса быстрой и медленной волн. При этом на первом этапе путем нахождения собственных векторов и собственных значений матрицы ковариации во временном интервале импульсов S-волн определяется плоскость, содержащая векторы смещения волн S1 и S2. На втором этапе в этой плоскости определяются два ортогональных направления, на которых импульсы поперечных воли имеют максимум ФВК, т. е. регистрируются без интерференции. Данный метод поляризационной фильтрации позволяет выделить обе поперечные волны в чистом виде. Он не требует двух ортогональных воздействий и может применяться в широком диапазоне углов распространения волн при условии, что близость лучей квазипоперечных волн S1 и S2 обеспечивает близость волновых нормалей и ортогональность векторов смещения.
В нашем случае высокая интенсивность продольных волн на вертикальной компоненте не позволила использовать ее для анализа поляризации поперечных и обменных волн. Анализ при этом ограничивался только вторым этапом процедуры разделения, в котором поиск ортогональных направлений производился в горизонтальной плоскости, т. е. вместо векторов смещения волн S1 и S2 использовались их горизонтальные проекции. Это вносило погрешность в результаты анализа, но ввиду близости к вертикали лучей поперечных и особенно обменных волн такая погрешность была меньше, чем искажения, которые были бы вызваны интерференцией с интенсивными продольными волнами.

Поляризация прямой поперечной волны

При воздействии со всех ПВ регистрируется прямая поперечная волна, обладающая сложной поляризацией и имеющая составляющие вектора смещенияна тангенциальной y-компоненте, перпендикулярнойлучевой плоскости. Поляризационный анализ этой волны, возбуждаемой с ПВ 1, был проведен в интервале глубин 800–1400 м. На глубинах до 1100 м наблюдается устойчивое разделение быстрой S1 и медленной S2 поперечных волн, временной сдвиг между которыми закономерно растет от 6 мс на глубине 800 м до 13 мс на глубине 1100 м. Поляризация волны S1 имеет азимут 160°. На больших глубинах и поляризация, и временные сдвиги определяются неустойчиво, что связано с уменьшением соотношения сигнал/помеха, усилением влияния интерференции с обменной волной и проявлением нестабильности возбуждения поперечной волны взрывным источником.

Поляризация обменных волн

Обменные волны, как нисходящие, так и восходящие, при воздействиях с многих ПВ также имеют интенсивную y-компоненту, что подтверждает наличие азимутальной анизотропии в среде в интервале глубин, вскрытом скважиной. Проведен поляризационный анализ наиболее интенсивных падающих и отраженных обменных волн, образовавшихся на горизонте Iб при воздействии с ПВ 4. 

Результаты поляризационного анализа нисходящей обменной волны представлены на рис. 6. Разница между временами прихода волн PS1 и PS2 растет с увеличением глубины от 0 до 6 мс, и вектор смещения быстрой волны имеет азимут 165°, что совпадает с результатом, полученным при анализе поперечной волны с ПВ 1. Для анализа целевого интервала была проведена компенсация влияния анизотропии вышележащей толщи на глубине 2400 м, заключающаяся в выравнивании времен прихода волн PS1 и PS2 на этой глубине. Разница между временами прихода волн PS1 и PS2 растет в интервале глубин от 2400 до 2700 мс и достигает 2 мс, а вектор смещения быстрой волны также имеет азимут 165°.

Результаты анализа отраженной обменной волны представлены на рис. 7. Разница времен прихода волн PS1 и PS2 растет по мере распространения отраженной волны с уменьшением глубины и достигает 15 мс. Вектор смещения быстрой волны также имеет азимут 165°.

Скорость возрастания задержки волны PS2 по отношению к волне PS1, отражающая разность скоростей этих волн и являющаяся мерой анизотропии среды, оказывается переменной по глубине. Наиболее сильная анизотропия наблюдается в интервалах глубин 860–980 м и 1920–2000 м. В целевом интервале поляризация быстрой волны остается неизменной, но степень анизотропии уменьшается.

Модель азимутальной анизотропии среды

Обнаруженная азимутальная анизотропия наиболее просто может быть описана моделью трансверсально-изотропной среды с горизонтальной осью симметрии (HTI) [3]. В этом случае направление выноса ПВ 4 наиболее сильно отклоняется от плоскостей симметрии такой среды, и максимальная разница скоростей поперечных волн должна наблюдаться на вертикали. Такая анизотропия может быть вызвана наличием преимущественного направления субвертикальной трещиноватости или ориентации вытянутых зерен песчаника. Ориентация зерен возможна в условиях осадконакопления при наличии течения либо может быть вызвана переупаковкой зерен при горизонтальном тектоническом напряжении. Независимо от причины азимутальной анизотропии, направление поляризации быстрой поперечной волны будет совпадать с направлением максимальной проницаемости коллектора.

Следует отметить, что большой вынос ПВ приводит к заметному отклонению лучей нисходящих обменных волн от вертикали, и это вызывает уменьшение реальной разности длины пробега обменных волн в соответствующих точках наблюдения по сравнению с разностью их глубин. Кроме того, разность скоростей поперечных волн будет уменьшаться по мере отклонения лучей от вертикали. Таким образом, полученные данные позволяют сделать предположение об уменьшении степени анизотропии с глубиной, но ее наличие в интервалах анализа не вызывает сомнений.

Азимутальная зависимость поглощения

Подтверждением наличия анизотропии в интервале 2400–2700 м является результат анализа спектров прямой продольной волны, возбуждаемой с ПВ 1 и ПВ 2 (рис. 8). По данным с ПВ 1 в спектрах прямой продольной волны заметно существенное падение высокочастотной составляющей спектра при пересечении газовой залежи. В то же время анализ спектров этой волны по данным ПВ 2, вынесенного в ортогональном направлении, показывает заметно меньшее поглощение высоких частот. Направление прогнозируемой максимальной проницаемости коллектора совпадает с азимутом ПВ 2 и перпендикулярно азимуту ПВ 1. В случае, если анизотропия вызвана направленной трещиноватостью, то вектор смещения продольной волны с ПВ 1 пересекает плоскости трещин, а с ПВ 2 совпадает с этими плоскостями. В таком случае максимальное поглощение, действительно, должно наблюдаться в азимуте ПВ 1. Если же анизотропия вызвана ориентацией зерен, то для объяснения обнаруженной азимутальной зависимости поглощения необходимы дополнительные исследования.

Анизотропия скоростей по 3D-данным отраженных волн

Для исследования распределения параметров азимутальной анизотропии по площади можно использовать азимутальный скоростной анализ продольных волн по площадным данным [4]. Он позволяет определить параметры эллипса, аппроксимирующего зависимость эффективной скорости от азимута, а определив азимутальную зависимость эффективных скоростей отраженных волн от двух соседних горизонтов, можно получить параметры эллипса, аппроксимирующего азимутальную зависимость интервальных скоростей для слоя, находящегося между ними [5]. Наиболее эффективным методом азимутального скоростного анализа является пространственный, в котором весь набор данных по бину обрабатывается одновременно, без разделения данных на сектор [6]. При этом выполняется аппроксимация пространственного годографа отраженной волны эллиптическим гиперболоидом, обеспечивающим наилучшее суммирование

где t – время отраженной волны на удалении r в азимуте ϕ; t0 – время на нулевом удалении; V(ϕ) – зависящая от азимута скорость суммирования, которая описывается эллипсом с параметрами: ϕ0 – азимут большой полуоси, Vmax – максимальная и Vmin – минимальная скорости. В ИНГГ СО РАН такой алгоритм был разработан и протестирован [7] и совместно с ОАО “Геостайлус” реализован в виде модуля обрабатывающей системы ProMAX.

Тестовый анализ данных 3D по Пеляткинской площади, проведенный по суммарному импульсу отраженных волн в интервале суходудинской свиты, показал перспективность этого метода. Выявлено преобладание субмеридионального направления большой полуоси эллипса эффективной скорости, причем отпечаток системы наблюдений в результатах не проявляется.

На рис. 9 приведено полученное распределение направлений большой полуоси эллипса эффективной скорости по площади, и структурная карта по горизонту СД3, причем длина стрелки пропорциональна степени анизотропии. Вблизи скважины максимальная скорость суммирования определена в направлении, совпадающем с азимутом вектора смещения быстрой поперечной волны. Таким образом, результаты анализа анизотропии по данным ВСП и азимутального скоростного анализа отраженных продольных волн по данным 3D хорошо согласуются. Поскольку по данным ВСП обнаружена хорошая выдержанность симметрии анизотропных интервалов по всему разрезу, в том числе и в целевом интервале, то можно с уверенностью утверждать, что направления, показанные на карте (см. рис. 9), соответствуют максимальной проницаемости коллектора.

Распределение направлений, полученное по площадным данным, не проявляет корреляции с антиклинальной структурой, выделяющейся на площади по различным горизонтам. Такая структура неизбежно должна создавать дополнительные механические напряжения в среде, под действием которых может меняться ориентированная трещиноватость. Несогласованность распределения параметров анизотропии с этой структурой позволяет сделать вывод, что в данном случае наличие сейсмической анизотропии в геологическом разрезе, скорее всего, вызвано условиями осадконакопления.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные результаты продемонстрировали высокую эффективность применения комплекса P- и PS-волн, которая заключается в повышении детальности расчленения геологического разреза и позволяет однозначно определять анизотропию среды. Обработка данных ВСП позволила определить скоростные характеристики среды на продольных и поперечных волнах. Сопоставление построенной скоростной модели среды с глубинным разрезом ВСП и данными ГИС по скв. Плт-830 показывает, что большинство отражений связаны с тонкослоистыми пачками. Результаты поляризационного анализа поперечных и обменных волн, проведенного по двум ПВ, показывают, что азимутальная анизотропия обнаруживается в большом диапазоне глубин, причем азимут поляризации быстрой волны остается постоянным, в то время как интенсивность анизотропии существенно варьирует с глубиной. Причиной возникновения анизотропии может служить субвертикальная трещиноватость, характеризующаяся наличием выделенного направления, или же преимущественная ориентация зерен песчаника в процессе осадконакопления.

Распределение азимутальной анизотропии среды по площади, полученное методом пространственного азимутального скоростного анализа данных 3D, характеризуется преобладанием субмеридионального направления, что хорошо согласуется с результатами, полученными по данным ВСП, и не коррелирует с антиклинальной структурой, выделяющейся по различным горизонтам. Это позволяет предположить, что сейсмическая анизотропия в данном геологическом разрезе вызвана условиями осадконакопления, а не тектоническими напряжениями. Обнаруженная по данным ВСП азимутальная зависимость поглощения продольных волн согласуется с азимутальной анизотропией скоростей, выявленной путем поляризационного анализа. Экспериментально обнаруженная азимутальная анизотропия, независимо от ее причины, позволяет прогнозировать направление максимальной проницаемости коллектора, совпадающее с направлением поляризации быстрой поперечной волны. Это является важным фактором при планировании разработки месторождений, и более детальное изучение этой анизотропии, требующее усложнения методики наблюдений ВСП, представляется оправданным, поскольку анизотропные интервалы содержат в себе продуктивные толщи данного месторождения.

Литература

1. Пузырев Н.Н., Тригубов А.В., Бродов Л.Ю. и др. Сейс-мическая разведка методом поперечных и обменных волн.М.: Недра, 1985. С. 184.

2. Оболенцева И.Р., Горшкалев С.Б. Алгоритм разделенияинтерферирующих поперечных волн в анизотропныхсредах. М.: Физика Земли. 1986. № 11. С. 101–105.

3. Bakulin A., Grechka V., Tsvankin I. Estimation of fractureparameters from reflection seismic data. Pt I: HTI model dueto a single sracture set // Geophysics. 2000. V. 65. P. 1788–1802.

4. Grechka V., Tsvankin I. 3D moveout inversion in azimuthallyanisotropic media with lateral velocity variation: Theoryand a case study // Geophysics. 1998. V. 64. P. 1202–1218.

5. Grechka V., Tsvankin I., Cohen J. Generalized Dix equationand analytic treatment of normal-moveout velocity for anisotropicmedia // Geophys. Prosp. 1999. V. 47. P. 117–148.

6. Lynn W. Uncertainty implications in azimuthal velocityanalysis // SEG Expanded Abstracts. 2007. V. 26. P. 84–88.

7. Горшкалев С.Б., Карстен В.В., Лебедев К.А., Тригу-бов А.В. Использование комплекса продольных и обмен-ных волн для анализа анизотропии трещиноватых коллек-торов // Тр. школы-семинара “Физика нефтяного пласта”.Новосибирск, 2002. С. 246–253.

Журнал "Технологии сейсморазведки", №3, 2011 г.