Resolusi seismik, AVO, AV, VSP, AL,EL

Dalam bab ini, kita akan meninjau inversi amplitudo refleksi untuk

menyimpulkan petrofisika properti dalam unit pengendapan yang terkait

dengan batuan reservoir. Petrofisika properti meliputi porositas,

permeabilitas, tekanan pori, dan cairan saturasi. Secara khusus, kita akan

membahas prestack inversi amplitudo untuk mendapatkan variasi amplitudo

offset (AVO) dan poststack amplitudo inversi untuk memperkirakan

impedansi akustik Analisis data seismik model bumi. Tujuan akhirnya adalah

karakterisasi reservoir didasarkan pada struktural dan stratigrafi inversi data

seismik dengan kalibrasi untuk mendapatkan data yang baik. Ada dua aspek

dari resolusi seismik: vertikal (atau temporal) dan lateral (atau spasial).

Karakterisasi reservoir melibatkan kalibrasi hasil analisis data seismik

permukaan, baik

dari struktural dan stratigrafi inversi. Kategori lain dari data yang baik adalah

seismik vertikal Sama seperti kita dapat mencirikan seismik reservoir, kita

juga bisa memantau seismik deplesi. Hal ini dicapai dengan merekam 3-D

data seismik di lapangan yang sedang dikembangkan dan diproduksi sesuai

interval waktu dan perubahan mendeteksi dalam reservoir kondisi khusus,

perubahan dalam petrofisika sifat-sifat batuan reservoir, meliputi saturasi

fluida dan pori tekanan. Secara khusus, perubahan tersebut mungkin terkait

perubahan dalam amplitudo seismik dari survey 3-D ke survey yang

berikutnya. Time-lapse 3-D pemantauan seismik reservoir ini disebut sebagai

metode 4-D seismik. Dimensi keempat merupakan kalender waktu yang

reservoirnya sedang dipantau. Beberapa reservoir bisa lebih baik

diidentifikasi dan dimonitor dengan menggunakan gelombang geser-data.

Umumnya, empat Data komponen mencatat wavefield tekanan, dan inline,

crossline, dan komponen vertikal partikel kecepatan.

Dengan demikian, data seismik multikomponen perekaman dan

analisis sering disebut sebagai 4-C metode seismik. Eksplorasi seismologi

pada umumnya didasarkan pada asumsi media isotropik, sedangkan bumi

dalam realitas anisotropik. Ini berarti bahwa elastis sifat-sifat bumi bervariasi

dari satu rekaman arah ke arah lain. Seismik anisotropi sering dikaitkan

dengan variasi terarah pada kecepatan. Sebagai contoh, dalam kecepatan

vertikal reservoir retak batu kapur, di arah fraktur lebih rendah dari

kecepatan dalam arah tegak lurus terhadap bidang patahan (azimut

anisotropi). Variasi lain directional kecepatan melibatkan layering horisontal

dan rekah batuan sejajar dengan layering. Dalam hal ini, kecepatan dalam

arah horisontal lebih tinggi dari arah vertikal (Isotropi transversal). kita harus

meninjau seismik anisotropi dalam kaitannya dengan analisis kecepatan,

migrasi, DMO koreksi, dan analisi AVO.

Seismik Resolusi

Dua jenis resolusi dianggap vertikal dan lateral, yang keduanya

dikendalikan oleh bandwidth sinyal. Parameter panjang gelombang resolusi

vertikal, yang mana gelombang kecepatan dibagi dengan frekuensi dominan.

Untuk meningkatkan resolusi vertikal dengan memperluas spektrum,

sehingga menekan wavelet seismik. Parameter untuk resolusi lateral adalah

zona Fresnel, area melingkar pada reflektor yang ukurannya tergantung

pada kedalaman untuk reflektor, kecepatan di atas reflektor dan, frekuensi

dominan. migrasi

meningkatkan resolusi lateral dengan mengurangi lebar dari zona Fresnel.

Resolusi vertikal terdapat dua refleksi, satu dari atas dan satu dari

bawah lapisan tipis, ada batas pada seberapa dekat lapisan tersebut namun

masih harus dipisahkan. Batas ini tergantung pada ketebalan lapisan dan

merupakan inti dari masalah resolusi vertikal. Sinyal biasanya bervariasi

antara 50 dan 20 Hz dan menurun secara mendalam. Oleh karena itu,

panjang gelombang seismik yang khas berkisar 40-250 m dan umumnya

meningkat dengan mendalam. Karena panjang gelombang menentukan

resolusi, maka dalam fitur harus lebih tebal dari fitur yang dangkal. Sebuah

grafik dengan panjang gelombang sebagai fungsi kecepatan untuk berbagai

nilai frekuensi yang diplot seperti pada gambar dibawah. Panjang gelombang

mudah ditentukan dari grafik ini, mengingat kecepatan dan frekuensi

dominan.

Ambang batas yang dapat diterima untuk resolusi vertikal umumnya

seperempat dari panjang gelombang dominan. Resolusi tidak

mempertimbangkan efek amplitudo. Ketebalan dan areal di bawah batas

resolusi dapat dipetakan berdasarkan perubahan amplitudo. Amplitudo

berbasis analisis dapat tepat ketika digunakan untuk pemetaan gas yang

dihasilkan dititik tersier batuan. Resolusi vertikal adalah terjadi ketika

diskontinuitas disimpulkan sepanjang cakrawala refleksi karena kesalahan.

Gambar dibawah menunjukkan serangkaian kesalahan dengan resolusi

vertikal yang sama dengan 1, 1 / 2, 1 / 4, 1 / 8, dan l/16th dari panjang

gelombang dominan.

kemampuan untuk menyelesaikan atau mendeteksi target kecil untuk

meningkatkan dominan frekuensi data yang ditumpuk. Frekuensi dominan

bagian yang ditumpuk dari daerah tertentu diatur oleh sifat fisik dari

kualitas, permukaan pengolahan, dan parameter perekaman. Filter yang baik

dengan respon frekuensi tinggi harus digunakan untuk proses interpolasi

seperti NMO, penghapusan, datum dan statika koreksi, dan multipleks

koreksi miring. Karena zona Fresnel tergantung pada panjang gelombang,

maka juga tergantung pada frekuensi. Sebagai contoh, jika seismik sinyal

naik sepanjang wavefront berada pada frekuensi relatif tinggi, maka zona

Fresnel relatif sempit. Semakin kecil zona fresnel, makin mudah untuk

membedakan antara dua titik tersebut. Oleh karena itu, Fresnel-lebar zona

adalah ukuran resolusi lateral. Selain

frekuensi, resolusi lateral juga tergantung pada kecepatan dan kedalaman

dari antarmuka mencerminkan radius muka gelombang yang rumus

pendekatan.r=√ z0 λ2

Pada bagian seismik, refleksi tampaknya harus terjadi terus menerus

di beberapa segmen. Hal ini karena ukuran dari beberapa segmen

nonreflecting jauh lebih kecil dari lebar dari zona Fresnel, yang berada di luar

batas resolusi lateral. Perhatikan bahwa dalam Gambar dibawah, energi

difraksi dioleskan di seluruh segmen nonreflecting pada reflektor yang lebih

dalam.

Karena migrasi adalah proses runtuhnya diffraksi, maka migrasi

meningkatkan resolusi spasial. Migrasi cenderung untuk menutup zona

Fresnel untuk memperkirakan panjang gelombang yang dominan.

Gambar dibawah menunjukkan keterkaitan antara masalah resolusi vertikal

dan lateral. Untuk menentukan tepi pinchout tersebut. Dasar dari pinchout

model irisan bahan diwakili dititik tengah lokasi dengan urutan dua panjang

pemantulan.

Perubahan dalam amplitudo diamati untuk lokasi A tepi pinchout sejati. Oleh

karena itu, tepi masih dapat diandalkan untuk dideteksi, meskipun tidak

dapat diselesaikan, asalkan sinyal-yang

to-noise (sinyal-to-noise) rasio menguntungkan. Dengan asumsi bahwa

ukuran relatif dari refleksi atas dan bawah koefisien diketahui, maka

amplitudo juga dapat digunakan untuk

memperkirakan ketebalan irisan antara lokasi B dan A.

Amplitudo maksimum dan perubahan ketebalan jelas terbalik ketika

model reflektifitas terdiri dari koefisien refleksi dengan amplitudo yang sama

dan polaritas yang berlawanan. Kita melihat bahwa puncak-ke-puncak waktu

pengukuran dan informasi amplitudo

dapat membantu dalam mendeteksi pinchouts yang mungkin tidak dapat

diselesaikan. Jika ukuran dari koefisien refleksi diketahui, maka amplitudo

juga dapat digunakan untuk memetakan

ketebalan di bawah batas resolusi. Namun demikian, analisis keandalan

tergantung

sampai batas tertentu pada rasio signal-to-noise.

Amplitudo Variasi offset (AVO)

AVO (Amplitude variation with offset) sering disebut juga sebagai AVA

(Amplitude versur angel of incidance) merupakan konsep baru untuk

mengidentifikasi keberadaan hidrokarbon secara langsung, setelah konsep

bright spot banyak mengalami kegagalan. Karena ternyata banyak

pemantulan lokal yang kuat (bright spot) tidak selalu menandakan adanya

gas bumi. Banyak bright spot tersebut kosong atau berasal dari lapisan tipis

batubara.

Pada prinsipnya koonsep AVO berdasarkan anomali bertambahnya

amplitudo sinyal terpantul dengan bertambahnya jarak sumber gelombang

kepenerima, apabila gelombang seismik tersebut dipantulkan oleh lapisan

yang berisi gas hidrokarbon. Jarak sumber kepenerima (offset) berhubungan

langsung dengan sudut datang sinar seismik (angle of incidence) terhadap

lapisan pemantul. Pada kondisi normal semakin besar offset, semakin besar

sudut datangnya dan semakiin kecil amplitudonya, namun pada kasus

anomali AVO, akan semakin besar pula amplitudonya. Sehingga memerlukan

koreksi geometris (geometrical spreading effect) terlebih dahulu sebagai

salah satu prakondisi sebelum analisis AVO dilakukan.

Walaupun anlisis AVO bertumpu pada bertambahnya amplitude sinyal

terpantul terhadap offset, akan tetapi ada batas maksimum dari offset ini

yang tidak boleh dilewati. Batas maksimum ini adalah offset yang

bersesuaian denga sudut kritis. Diatas sudut kritis tingkah laku amplitude

sinyal terpantul tidak sebagai mana yang dijadikan pegangan dalam analisis

AVO.

Pada gambar 1 menerangkan peristiwa refleksi, tranmisi, dan konversi

sebuah gelombang seismik yang mengenai bidang batas antara dua lapisan.

Absis menyatakan sudut datang, sedankan ordinat menyatakan sudut

mutlak dari perbandingan energi antara gelombang-gelombang terpantul,

terbias dan mengalami konversi dibanding terhadap energy gelombang yang

datang.

a. Hubungan antara offset dan sudut datang. Sudut datang diukur dari

garis normal ke garis sinar-sinar seismic menuju kelapisan pemantul.

Semakin besar offset semakin besar pula sudut datangnya.

b. Fenomena refleksi, transmisi, dan konversi gelombang seismic pada

bidang batas antara dua lapisan c. gelombang lapisan yang lebih padat

menuju ke lapisan yang kurang padat. d. adalah keadaan sebaliknya

dari keadaan c. untuk kedua keadaan tersebut terlihat bahwa selama

masih dibawah sudut kritis, pemantulan gelombang P mengalami

penurunan bila dibandingkan nilainya terhadap sudut datang nol

derajat. Dalam hal ini rpp adlah gelombang datang P yang terpantul

sebagai t menyatakan koefisien tranmisi.

Persamaan Zeopprit (Knott)

Persamaan ini menentukan periode gelombang yang terpantul dan

terbiaskan pada bidang batas untuk gelombang P yang datang. Knott (1899)

adalah orang yang pertama kali melakukan hal tersebut melalui fungsi

pergeseran potensial dan syarat batasnya. Untuk notasi A0, A1, A2, B1, dan B2

menyatakan masing-masing amplitudo gelombang P datang, gelombang P

pantul, gelombang P bias, gelombang S pantul, dan gelombang S bias

seperti yang ditunjukkan pada gambar2.

Tanda (+) pada persamaan gelombang menunjukkan bahwa arah

pergeseran positif. Sedangkan untuk tanda (-) beraarti arah rambat

gelombang pada arah negative (ke kiri). Dari pergeseran gelombang

diperoleh persamaan:

-A0 cos θ1+ A1 cos θ1- B1 sin δ 1 = -A2 cos θ2 – B2 sin δ 2

A0 sin θ1+ A1sin θ1+ B1 cos δ 1 = -A2 sin θ2 – B2 cos δ 2

(1)

(A0 +A1)Z1 cos2δ 1- B1W1 sin2δ 1= A2 Z2 cos2δ 2 + B2 W2 sin2δ 2

(2)

(β1/α1)W1(-A0 +A1)sin 2 sin θ1+ B1W1 cos2δ 1 = -(β2/α2)W2 sin2θ2+ W2B2

cos2δ 1 (3)

B1W1 sering disebut sebagai impedensi akustik. Dari ketiga persamaan diatas

bila dikumpulkan akan menjadi empat persamaan zoepprit , yaitu:

(-A0 + A1) cos θ1- B1 sin δ 1 = -A2 cos θ2 – B2 sin δ 2

(A0 + A1) sin θ1+ B1 cos δ 1 = -A2 sin θ2 – B2 cos δ 2

(A0 + A1)Z1 cos 2δ1- B1W1 sin 2δ 1 = A2Z2 cos 2θ2 + B2W2 sin 2δ 2

(-A0 + A1)(β1/α1)W1 sin2θ1+W1 B1 cos 2 δ 1= -A2 cos θ2 – B2 sin δ 2

Persamaan Zoeppritz dapat menetapkan amplitudo gelombang yang

terpantul Ai dan yang terbiaskan Bi. Dengan cara yang sama dapat pula

diturunkan persamaan seripa untuk gelombang S Gelombang S pada

medium cair dengan amplitude B1= 0, karena hanya gelombang P saja yang

dapat merambat.

Kurva hubungan antara amplitudo/energi gelombang terhadap sudut datang

seperti pada Gambar3

AVA (AVO)

Keempat persamaan zoepprit tersebut mengandung empat parameter yang

tidak diketahui yaitu A1, A2, B1, dan B2 dengan membagi persamaan tersebut

oleh A0 maka dapat diselesaikan untuk empat koefisien, yaitu Rp= A1/A0, Rs=

B1/A0 (koefisien refleksi) dan Tp= A2/A0, Ts= B2/A0 (koefisien tranmisi)dengan

menggunakan persamaan matrik atau aturan Cramer. Aki dan Richard

(1980) merumuskan koefisien refleksi dan tranmisi secara lebih lengkap

untuk sinar P yang jatuh pada bidang batas padat-padat. Sedangkan Shuey

(1985) melibatkan rasio poisson sebagai tetapan elastik. Hasil dari

persamaan tersebut;

Rp = R0+[A0R0∆ σ

(1−σ )2 ]sin2θ +12∆∝∝

(tan2θ - sin2θ)

Untuk sudut <300 Hiltermen menuliskan kembali persamaan yang

disederhanakan dari persamaan Shuey

Rp ≈ R0+[1−4 ( βα )sin2θ ] + ∆σ

(1−α )2sin2θ+R0

∆∝2∝ [ tan 2θ– 4( β∝ )2sin 2θ]

yang disederhanakan menjadi Rp ≈ R0cos2θ- 2.25∆ σ sin2θ

Persamaan ini lebih menekankan pada usaha identifikasi litologi,melalui

kontras rasio poisson seperti pada gambar 4

Pada gambar 4 dapat disimpulkan;

Untuk perubahan kecil rasio poission (gambar 4.a), amplitude menurun

dengan bertambahnya sudut datang tanpa memandang polaritas koefisien

refleksi. Untuk a. koefisien refleksi positif dan besarnya rasio poission (misal

batas kontak gas-air, atau batas bawah batu pasir gas dengan lempung),

atau b. koefisien refleksi negatif dan penurunannya rasio poission (missal

batas atas batu pasir gas dengan batu lempung), maka amplitude menigkat

terhadap sudut datang. Untuk a. koefisien refleksi positif dan rasio poission

menurun atau b. koefisien refleksi negative dan rasio poission meningkat,

pada mulanya amplitude akan mengecil terhadap sudut datang dan

kemudian bentuk gelombangnya akan berbalik polaritasnya dan kemudian

amplitudonya membesar terhadap sudut datang dengan polaritas

berlawanan. Hal ini dapat terjadi pada reservoar yang mempunyai impedensi

besar.

Faktor-faktor yang mempengaruhi amplitudo

Faktor-faktor yang mempengaruhi amplitudo gelombang seismic dapat

dibedakan menjadi dua, yaitu faktor alam dan faktor teknis. Faktor alam

adaalah semua gejala dan sifat-sifat gelombang seismik sebagai fenomena

alam, misalnya melemahnya energy akibat semakin jauhnya jarak,

berkurangnya energy akibat pemantulan, pembiasan,tranmisi maupun

hamburan dibidang batas perlapisan, juga akibat serapan medium yang

banyak ditentukan oleh parameter-parameter fisis seperti tekanan, suhu,

porositas, ukuran butir dll. Fakror ketebalan (tunning effect) juga kuat

pengaruhnya terhadap amplitudo sesuai dengan frekuensi gelombang yang

digunakan. Secara skematis faktor tersebut dapat dilukiskan pada Gambar5.

Faktor teknis termasuk pula perangkat keras dan perangkat lunak

pengolah data serta system dan sarana akuisisi data. Pada saat perekaman

terdapat pengaruh pemilihan array geophone ataupun pengaturan muatan

sumber bunyi (source array) juga pengaruh filter, amplifier, kompling antar

geophone dan tanah dll.

Masalah penting untuk analisis AVO adalah bagaimana mengekstraksi

anomaly refleksi yang ordenya kecil akan filternya akan tetapi nilainya

membesar dengan bertambahnya nilai offset yang terselubung di antara

sekian banyak faktor yang mempengaruhi amplitudo gelombang seismic

tersebut.

Contoh kasus AVO pada pasir seurula di Sumatra utara yang dianggap

berhasil oleh denBoer dkk. Dari gambar 6. dapat dilihat kurva-kurva yang

berasal dari perhitungan model pasir seurula yang berisi gas, minyak, air dan

batu bara dilukiska dengan garis tebal, sedangkan amplitudo data seismik

diplot dalam bentuk lingkaran-lingkaran kecil. Lingkaran kecil kosong adalah

data yang didapat antara posisi SP 1678 – SP 1729. Lingkaran kecil hitam

adalah data yang didapat antara SP 1772 – SP 1788. Sehingga dapat

disimpulkan bahwa zona antara SP 1768 – SP1729 menurut hasil analisis

AVO adalah gas.

Contoh lain dari kasus AVO yang dianalisis pada reservoir gas di sekitar 2,05

detik (twt) seperti gambar 7. Ada pengaruh noise koheren yakni difraksi

yang menyebabkan amplitudo refleksinya berundulasi disekitar garis yang

menunjukkan kecenderungan meningkat. Contoh ini membuktikan pekanya

AVO terhadap interverensi dari noise yang koheren seperti multipel,

reverberasi gelombang-gelombang yang mengalami konversi, difraksi, dan

sejenisnya.

Dalam prakteknya, amplitudo bersama moveout-dikoreksi pada CMP

dengan mengumpulkan diplot yang dipasang ke garis lurus. Kemiringan garis

memberikan atribut AVO gradien dan ordinat pada sudut nol memberikan

atribut AVO. Atribut AVO pada persamaan untuk memperkirakan perubahan

dalam rasio Poisson (Hilterman, 1983). Persamaan AVO untuk

memperkirakan geser-gelombang reflektifitas. Beberapa anomali AVO pada

gelombang P

Bagian reflektivitas menonjol lebih khas sebagai dibandingkan reflektifitas S-

gelombang. Sebuah cara untuk mengukur prospectivity dari reservoir batu

karang bunga adalah dengan mendefinisikan atribut faktor cairan yang

menunjukkan posisi dari properti batu

ke baris mudrock. Goodway et al. A998 secara meyakinkan menunjukkan

bahwa pemisahan gas-bantalan pasir dari pasir ketat dan karbonat jauh lebih

baik dengan crossplot dari Lame atribut (pp, Xp) kontras dengan crossplot

tersebut dari P-dan S-gelombang reflectivities atau impedansi

Pemetaan amplitudo yang berhubungan dengan acara refleksi pada CMP

mengumpulkan dari offset untuk sudut datang perlu dilakukan. Asumsikan

bahwa CMP mengumpulkan dikaitkan dengan model bumi berlapis horizontal

sehingga acara moveout pada CMP mengumpulkan diberikan oleh

persamaan hiperbolik

t 2=t 02 x2

v2 rms

dimana t adalah traveltime dua arah dari sumber keantarmuka

mencerminkan datar kembali ke penerima, t0 adalah dua-arah nol-offset

waktu, x adalah offset, dan vrmsadalah kecepatan rms ke reflektor.

Urutan pengolahan untuk Analisis AVO, Ada tiga aspek penting:

A. Amplitudo relatif dari data seismik seluruh analisis harus diawetkan

sehingga mengenali variasi amplitudo dengan offset.

B. urutan pengolahan harus mempertahankan luas sinyal band di data

dengan fiat spektrum dalam passband.

C. inversi Prestack amplitudo untuk mendapatkan AVO atribut harus

diterapkan untuk umum-refleksi- titik (CRP) Sinyal prestack

pengolahan yang sesuai dengan

Persyaratan di atas mencakup langkah-langkah berikut:

A. Jika tanda tangan sumber yang dapat dipercaya tersedia, lakukan

tanda tangan pengolahan untuk mengkonversi sumber gelombang

untuk minimum-fase yang setara.

B. Terapkan 2-scaling untuk mengoreksi menyebarkan geometris

C. Terapkan waktu-invariant dekonvolusi spiking dengan Operator

panjang cukup panjang

D. Bila diperlukan, menerapkan waktu-varian spektral pemutih untuk

menjelaskan nonstationarity dari gelombang. autocorrelogram dari

catatan ditembak baku didominasi oleh energi gelombang dipandu

pada offset yang jauh di sebelah kiri dan energi yang berkaitan dengan

periode singkat kelipatan dan gaung di offset dekat di sebelah kanan.

Data prestack setelah pemrosesan sinyal untuk menghasilkan PRK.

A. Urutkan sinyal-diproses dicatat ditembak dan mengumpulkan CMP

untuk melakukan analisis kecepatan pada jarak interval sepanjang

garis.

B. Terapkan koreksi NMO menggunakan acara datar kecepatan.

C. Bila diperlukan, tipiskan kelipatan yang belum ditangani oleh

dekonvolusi selama tahap pengolahan sinyal.

D. Urutkan data untuk umum-offset-bagian dan menerapkan DMO

koreksi.

E. Lakukan nol-offset, frekuensi-bilangan gelombang waktumigrasi pada

setiap bagian-umum yang diimbangi setelah NMO dan DMO corections

menggunakan single, vertikal berbagai fungsi kecepatan.

F. Menyusun data untuk PRK mengumpulkan dan menerapkan invers

Koreksi NMO dengan menggunakan medan kecepatan.

G. Melakukan analisis kecepatan pada interval sepanjang garis, dan

membuat medan kecepatan terkait dengan data bermigrasi.

H. Lakukan koreksi NMO dengan menggunakan medan kecepatan.

analisis untuk menghilangkan kesalahan moveout residu yang

mungkin hadir dalam PRK dingumpulkan.

Derivasi dari AVO Atribut dengan Amplitudo Prestack Inversi

Setelah pemrosesan sinyal dan prestack prestack waktu migrasi dirancang

untuk AVO analisis, prestack amplitudo inversi adalah diterapkan pada CRP

mengumpulkan dari prestack waktu migrasi. konsisten dengan model bumi

yang berhubungan dengan CRP. CMP menghitung mengumpulkan sintetis

terkait dengan model bumi berlapis horizontal di

lokasi baik.

3-D Analisis AVO

Tujuan utama dalam interpretasi seismik adalah untuk memperoleh sebuah Model reservoir.

Geometri dari model reservoir disediakan oleh penafsiran struktural (Bagian 7.5), yang hasil

yang downscaled dalam arah vertikal dan upscaled dalam arah lateral untuk membangun

struktur kerangka dari model reservoir. Atribut AVO dapat digunakan untuk menyimpulkan

sifat-sifat dalam zona reservoar di inline, crossline, dan vertikal arah. Sinyal prestack pengolahan

urutan disesuaikan analisis AVO untuk diuraikan dalam bagian ini dengan diterapkan langsung

ke 3-D data seismik.

11.4 Vertical Seismic Profiling (VSP)

VSP provides more reliable correlation of well control to seismic data compared to synthetic

seismogram derived from sonic log, since VSP is not as sensitive as sonic acquisition to borehole

conditions.

VSP Acquisition Geometry

1. Zero Offset VSP

Source for the survey is located close to well-head, while the geophones are in the

wellbore.

2. Offset VSP

Source is located far away from the well-head.

VSP Data Processing

1. Separating downgoing waves from the upcoming waves (reflection)

- f – k filtering

- median filtering

2. Datuming all receivers to the well head (static correction)

3. Deconvolution and filtering

Use the downgoing waves to design the deconvolution operators since they are much

stronger then upcoming waves.

4. Stacking the trace using the corridor stacking.

VSP – CDP Transform

When there are dipping interface, the upcoming-wave profile needs to be migrated; that is, the

energy must be mapped to the actual subsurface reflection points.

From picture above, can be seen that D, E and F have different lateral displacements: OA, OB

and OC respectively from borehole Oz. However, upcoming wave energy from all three

reflection points is recorded on the same VSP trace at receiver location R.

The reflection times RG, RH, and RK are associated with ray paths SDR, SER and SFR

respectively.

Mapping this energy to reflection points involves a coordinate transformation (Wyatt and Wyatt,

1981; Cassel et al., 1984). In this transformation, the amplitudes of a single VSP trace are

mapped onto several traces on the x - t plane, where x is the lateral distance of reflection points

to the borehole.

The event times, RH, and RK are mapped onto two-way vertical times AL, BM and CN

respectively. The resulting (x,t) section consist of traces similar to the traces of a migrated zero-

offset section.

Hence, the described ray-tracing procedure often is called VSP-CDP transformation.

The VSP-CDP transformation requires knowledge of the velocity-depth model around the

borehole, since we must determine the location of the reflection points in the subsurface to

perform mapping.

The velocity-depth model can be derived using an iterative approach (Cassell et al., 1984).

Starting with an initial velocity-depth model and recording geometry for the VSP data, travel

times for upcoming waves are computed. When these estimated travel times are compared with

the observed travel times, discrepancies are noted and the velocity-depth model is modified

accordingly.

The process is repeated until a good match is attained between the estimated and observed travel

times.

VSP-CDP transformation is not exactly a migration process. It handles neither diffractions nor

curved interfaces. To handles neither these features, VSP data must be migrated (Dyllon and

Thomson, 1983). The VSP geometry is like the geometry of a common-shot gather, except the

shot axis is perpendicular to the receiver axis.

11.5 4 – D Seismic Method

4 – D Seismic method is combination between 3 – D seismic method with the direct observations

mad at well locations to monitor the reservoir conditions that are crucial for optimum

development of the field.

The objective in optimum field development is to lengthen the life span of the field, prevent

water invasion and recover as much hydrocarbon as possible.

Applications of 4 – D seismic method: (Lumley et al., 1994; Lumley, 1995a,b; Ecker, 1999;

MacLeod et al., 1999)

(a). Monitoring the spatial extent of the steam front following in-situ combustion or steam

injection used for thermal recovery

(b). Monitoring the spatial extent of the injected water front used for secondary recovery

(c). Imaging bypassed oil

(d). Determining flow properties of sealing or leaking faults

(e). Detecting changes in oil-water contact

Processing of 4 – D Seismic Data

Processing, inversion and interpretation of 4 – D seismic data are influenced by the evolving

technologies in 3 – D seismic exploration. The different vintages of 3 – D seismic data that are

used in a 4 – D seismic project are often recorded with different vessels, source and cable

geometries, and source and receiver type and arrays.

The time lapse 3 – D data sets used in a 4 – D seismic project need to be cross-equalized prior to

the interpretation of the results.

Cross-equalization involves the following steps (Rickett and Lumley, 1998) :

(a). Align the grids of the time-lapse data to a common grid orientation

(b). Apply spectral balancing to the time-lapse 3 – D data to account for the differences in the

spectral bandwidth and shape.

(c). Derive amplitude gain curves from the time-lapse 3 – D data based on trace envelopes and

apply the gain curves for amplitude balancing.

(d). Estimate static shift between the time lapse data traces and apply them to eliminate vertical

time differences.

(e). Examine and determine differences in event positioning in the migrated data volumes

associated with the time lapse 3 – D surveys.

Seismic Reservoir Monitoring

Because of a wide range of factors associated with acquisition and analysis of the 4 – D data, in

addition to the difference data volume, the individual data volumes themselves are also

visualized and interpreted.

Example: Steam injection project

Note the differences in the time

slices from the image volumes

associated with the 1996 and 1997

survey before and after cross-

equalization. The bubbles

correspond to the location of the

injection wells.

The 4 – D seismic anomalies are characterized as differences between time lapse 3 – D data that

are present after cross-equalization. Calibration of these anomalies often is ambiguous, in that,

they may be attributable to changes in one or more of the reservoir conditions, such as change in

fluid saturation caused by water displacing oil, pore pressure change caused by water displacing

oil, pore pressure change caused by injection, or a temperature change caused by steam injection

(Tura and Lumley, 1999).

11.6 4 – C Seismic Method

For non-normal incidence at a layer boundary, an incident compressional plane wave is

partitioned into not just reflected and transmitted compressional-wave components, but also

reflected and transmitted shear-wave or S-wave components.

Hence, a fraction of the incident P-wave is converted into a reflected S-wave. The amplitudes of

the individual components are described by the Zoeppritz equations.

In a conventional marine seismic survey, we cannot record P-to-S converted-wave energy, even

if we deploy sensors that can register the shear wave energi. This is because the upcoming

converted-wave energy is not transmitted through the water column to reach the recording cable

since fluids cannot support shear strain.

Thus, to capture the converted-wave energy, we need to record it at the water bottom using an

ocean bottom cable (OBC). And to record it, we need to use geophones that register velocity of

the particle motion that is perpendicular to the direction of the wave propagation.

Since the upcoming wave is primarily in the vertical direction, we need to use a geophone that

records the particle motion in the horizontal direction.

To complement the recording of the pressure wave by a hydrophone, we record the vertical

component of the particle motion using a vertical geophone.

Hence, an OBC recording is done using three geophones and one hydrophone for each receiver

unit along the cable, making it a four-component (4-C) seismic survey.

The final product from the analysis of a 4-C survey data is a pair of P-wave and S-wave image

sections (in the case of a 2-D survey) or volumes (in the case of a 3-D survey).

Strictly the P-wave data are associated with P to P reflections (PP wave) and S-wave data are

associated with P to S converted waves (PS

wave).

Much of the P to S conversion takes place

not at the water bottom, but at reflector that

correspond to layer boundaries with

significant contrast in elastic properties

(Thomsen, 1998). This fortuitous

phenomenon is caused by the very low

speeds of shear waves in seabed sediments

(Theilen et al., 1997; Li and Yuan, 1999).

Potential applications of converted wave

data (Caldwell, 1999; Zhu et al., 1999;

Gaiser, 1999b)

(a.) Imaging beneath gas plumes

(b.)Imaging beneath salt domes

(c.) Imaging beneath basalts

(d.)Delineating reservoir boundaries with a higher S-wave impedance contrast than P-wave

impedance contrast

(e.) Differentiating sand from shale

(f.) Detection of fluid phase change from oil bearing to water bearing sands

(g.)Detection of vertical fracture orientation

(h.)Mapping hydrocarbon saturation

(i.) Mapping oil water contact

Fig 11.6 (a) shows portions of a dipole sonic log measured at a well from a producing field. The

S-wave velocity curve shows a marked contrast at the top-(A) and base-(B) reservoir unit. It,

however, does not show a significant contrast at oil water contact (OWC).

The P wave velocity curve shows a difference in the gradients within the post reservoir and

reservoir units, but it doesn’t show a marked contrast at the top reservoir boundary as does the S-

wave velocity curve (A). This is because of a lack of acoustic impedance contrast between the

shales of the post reservoir unit and the oil sands of the reservoir unit. The OWC, on the other

hand, corresponds to a significant contrast on the P wave velocity curve.

For production, it is the top reservoir boundary that needs to be delineated accurately so as to

place the horizontal well trajectory close to the top and avoid missing a significant vertical oil

column.

Compare the PP section derived from the conventional streamer 3-D survey and the PS section

derived from the 4-C OBC survey, both at the same vintage, shown in the picture above. The PP

section shows a strong event at 2 s that corresponds to the strong contrast on the P velocity curve

associated with the OWC.

The top reservoir is nearly impossible to identify on this section. The PS location, on the other

hand, shows two strong events with irregular geometry at about 3.6 s and 3.8 s. These events

correspond to the strong contrasts on the S velocity curve associated with the top and base

reservoir boundaries labeled A and B in Fig 11.6, respectively.

It is important to note that the PS section is not a replacement for the PP section, instead, they are

complementary.The PP section provides the information about the OWC while the PS section

Fig. 11.6

provides the information about the top-reservoir boundary, Both are needed for optimum

development.

Recording of 4-C Seismic Data

Marine 4-C data are recorded by using ocean bottom cables with receiver units, each containing

wone hydrophone to detect the pressure wavefield and three geophones to detect particle motions

in a Cartesian system.

The receivers used in marine multicomponent surveys are usually of gimballed type; such as, the

vertical geophone is guaranteed to measure the vertical component of the particle motion. The

two horizontal components masure the particle motions in two orthogonal directions and they are

intended to be oriented in such positions that one of them is aligned in the direction of the

receiver cable.

Fig 11.6-4 is a diagram of an ideal three component geophone layout that would be possible to

achieve in land surveys. The orientations of the three components coincide with a right-handed

Fig 11.6-4

Cartesian coordinate system. This means that the vertical z- component is positive downward,

while the inline x-component is defined to have positive direction when the crossline y-

component is clocwise with respect to the x-component.

The geophone orientation of the layout shown in Fig 11.6-4 is not achievable in an ocean-bottom

survey. Although the vertical geophone is indeed oriented in the vertical direction and it

measures the particle motion as positive downward, the two horizontal geophones are not

guaranteed to be the inline and crossline directions. Instead, these two geophones position

themselves at various different, still orthogonal direction. As a result, the horizontal geophones

associated with a common-shot record measure particle motions in arbitrary directions, rather

than the desired common inline and crossline direction (Fig. 11.6-5).

This arbitrary horizontal geophone orientation is primarily caused by the seabed conditions such

as currents, unconsolidated sediments, and the roughness of the seabed surface.

Acquisition of 4-C OBC data is different from conventional streamer recording in respect of the

receivers. In fact, it is like land acquisition at the seabed. When seabed has irregular geometry, it

gives rise to both long and short wavelength statics. Therefore, in processing 4-C data, receiver

statics need to be calculated and applied to both PP and PS data.

Gaiser’s Coupling Analysis of Geophone Data

Variations in geophone coupling contaminate signal amplitudes registered by the geophone

components, and need to be compensated for in a surface consistent manner.

Because of the coupling problems, what is recorded by each one of the three geophones is not

exactly the same as the ground motion at the seabed. A frequency domain model equation that

relates the recorded signal components {X’(ω), Y’(ω), Z’(ω)} by the three geophones in the

inline, crossline, and vertical directions (x, y, z), respectively, and actual ground motions in the

three orthogonal directions {X(ω), Y(ω), Z(ω)} is given by (Gaiser, 1998)

(X'(ω)Y ' (ω)Z '(ω)) = (I 0 0

0 C y C z0 V y V z

) (X❑(ω)Y❑(ω)Z❑(ω)) ... (11 – 66)

Where ω is angular frequency, I is unity, and the nonzero elements Cy, Cz, Vy dan Vz describe the

coupling response of the geophones.

Note from equation (11-16) that X’(ω) =X(ω); this means that we assume that the inline

geophone is perfectly coupled. Since the inline geophone is guided by the cable itself, this is

considered a valid assumption in practice. Whereas the vertical and crossline geophones are not

coupled completely hence the nonzero elements of the coupling matrix. The imperfect coupling

leads to vertical and crossline geophone signals mutually contaminating each other in a manner

that can be modeled by equation (11-66).

We wish to estimate the ground motion vector {X(ω), Y(ω), Z(ω)}; this requires inverting

equation (11-66) as given by Gaiser (1988)

(X❑(ω)Y❑(ω)Z❑(ω)) =

1D

(D 0 00 V z −C z

0 −V y C y) (X

'(ω)Y ' (ω)Z '(ω)) ... (11 – 67)

Where D = VzCy - Vy Cz and is the determinant of the coupling matrix in equation (11 – 67).

From the matrix equation (11 – 67), write explicitely the recovered ground motions

Y(ω) = V zDY ' (ω )−

C zDZ '(ω) ...(11-68a) dan Z(ω) =

−V y

DY ' (ω)−

C y

DZ ' (ω) ...(11-68b)

The coupling compensation operators are estimated in a surface consistent manner (Taner and

Koehler, 1981) with the constraint that, following the rotation, the energy of the transverse

component is minimum.

Processing of PP Data

The next step in processing of the 4-C seismic data is to calibrate the vertical geophone

compnent Z(t) and sum it with the hydrophone component P(t) to obtain the total PP data. This

dual-sensor summation is done toremove water-column reverberations (Barr and Sanders, 1989).

Calibration may involve just a single scalar applied to the entire geophone data prior to

summation with the hydrophone data. More sophisticated calibration techniques include the

application of surface-consistent scalars computed for each receiver location or application of

surface-consistent scalars computed for each receiver location and for each frequency component

(Dragoset and Barr, 1994; Paffenholz and Barr, 1995; Soubaras, 1996).

The merged PP data are now ready for conventional processing. First, apply a vertical time shift

that is equal to the water depth divided by water velocity to bring the receivers from the seabed

to the same datum as the shots. If the water depth is greater than 100 m, the vertical shift may not

be valid; instead, the datuming may have to be done by wave-equation datuming. The remaining

prestack processing sequence for the PP data is no different from the land data processing

sequence and includes geometric spreading correction, deconvolution, refraction and residual

statics corrections to account for the variations in the seabed geometry, velocity analysis, NMO

and DMO corrections. The poststack processing sequence typically includes deconvolution,

time-variant filtering, and migration.

Rotation of Horizontal Geophone Components

We need to realign the horizontal geophones associated with one common-shot gather to a

common orientation. One common orientation that is the source-centered Cartesian coordinates

is shown in Figure 11.6-22. This means that the horizontal geophones of all receivers that

contribute traces to the shot station with a circle around it are rotated from inline-crossline (x,y)

coordinates (the acquisition coordinate system) to radial-transverse (r, t) coordinates relative to

the source location (the processing coordinate system).

As a result, the radial geophone response will represent the horizontal particle motion in the

source-receiver plane and the transverse geophone response will represent the horizontal particle

motion perpendicular to the radial response. Following the rotation, a common-shot or a

common-receiver gather associated with the radial component will comprise traces with radial

responses in the source-receiver azimuthal directions.

The equations for coordinate transformation of the particle motions from inline-crossline (x, y)

ccordinates to radial-transverse (r, t) coordinates are (Li and Yuan, 1999)

(R( t)T (t )) = ( cosθ sin θ

−sin θ cosθ) (X (t)Y (t)) ... (11 – 69)

Where ϴ is the rotation angle, Y(t) and X(t) are the inline and crossline components as recorded

in the field following the compensation for variations in coupling, and R(t) and T(t) are the

rotational and transverse components after rotation.

Common-Conversion-Point Binning

Consider the raypath geometry in Fig 11.6-30 for an incident P-wave generated by the source S1

and a flat reflector. The reflection angle for the PP-wave is equal to the angle of incidence;

however, the reflection angle for the PS-wave is smaller than the angle of incidence. As a result,

the PP reflection will follow a symmetric raypath and be recorded at receiver location R2, while

the PS reflection will follow an asymmetric raypath and be recorded at receiver location R1.

Now consider the common-midpoint (CMP) raypath geometry for a source-receiver pair S1 — R1

shown in Figure 11.6-30b. There are two reflection arrivals at the receiver location R1 associated

with the PP and PS raypaths. The reflection point B at which the incident P-wave is converted to

the S-wave is displaced in the lateral direction by some distance d away from the reflection

point A at which the incident P-wave is reflected and recorded at the same receiver location R1 as

the converted S-wave. This means that, for an earth model with flat layers, the PP-wave

reflection points coincide with the midpoint location; whereas, the PS conversion points do not.

As a direct consequence of this observation, the notion of a CMP gather based on sorting PP data

from acquisition coordinates source and receiver, to processing coordinates midpoint and offset,

such that traces in the gather have the same midpoint coordinate, is not applicable to PS data.

Instead PS data need to be sorted into common-conversion-point (CCP) gathers such that traces

in this gather have the same conversion point coordinate.

An important aspect of CCP sorting is that the asymmetric raypath associated with the PS

reflection gives rise to a periodic variation in fold of the CCP gathers. As for the conventional P-

wave data with variations in fold caused by irregular recording geometry, amplitudes of the

stacked PS data are adversely affected by the variation in the CCP fold (Eaton and Lawton,

1992; Li and Yuan, 1999). Just as one resorts to flexible bin size in the processing of 3-D seismic

data to accommodate variations in fold, the same strategy may be applied for the PS data

processing.