Escuela Superior Politécnica Del Litoral Facultad De Ingeniería En Ciencias De La Tierra

ESCUELA SUPERIOR POLITÉCNICA DEL LITORAL FACULTAD DE INGENIERÍA EN CIENCIAS DE LA TIERRA

APUNTES DE CLASE

SÍSMICA EN 2D

PROFESOR CARLOS E. MARTILLO BUSTAMANTE

2010

Introducción La sísmica de reflexión es una técnica ampliamente utilizada en exploración geofísica que permite obtener información del subsuelo controlando los tiempos de llegada de ondas elásticas (pulsos), generadas artificialmente mediante explosiones, impactos mecánicos o vibraciones cerca de la superficie. El retorno de estas ondas elásticas a la superficie después de reflejarse en las distintas interfaces, se registra en sismómetros. Por tanto el objetivo básico de la sísmica de reflexión es obtener información sobre la arquitectura interna del subsuelo, deducir información (pe. propiedades mecánicas) acerca de las estructuras (rocas) en profundidad, especialmente de las distintas capas que lo constituyen, a partir de los tiempos de llegada de las ondas y extraer una imagen que lo represente. También es posible obtener información de las amplitudes y frecuencias de éstas ondas.1 Usualmente todo comienza con la generación de un disparo, por ejemplo, por la explosión de una dinamita en la tierra o una pistola de aire en el mar, lo cual envía un corto y agudo pulso de sonido dentro de la tierra. La onda de sonido se precipita hacia abajo hasta que encuentra una nueva capa de roca de dureza (dureza en el sentido de resistencia de la roca a ser comprimida) diferente de la dureza de la roca en la cual se encuentra viajando. Una réplica de la onda de sonido que viaja hacia abajo regresa hacia la superficie desde el límite entre las dos capas de roca. El pulso original continúa su viaje hacia abajo, cada vez más débil, enviando ecos de regreso a la superficie cada vez que encuentra un cambio en la dureza de la roca. Mientras mayor es el cambio de dureza, mayor es el eco. Los equipos de recepción (geófonos en tierra e hidrófonos en el mar), registran los ecos como ellos retornan a la superficie. Usualmente hay muchos ecos que, una vez ellos comienzan a arribar, generalmente se sobreponen para formar una línea continua de ecos. En un típico trabajo comercial de sísmica, los geófonos registran los ecos por seis segundos después de realizado el disparo. Los últimos ecos en arribar son normalmente muy débiles, a menudo un cienmilésimo de la fuerza de los ecos primarios, por lo cual los geófonos que los detectan tienen que ser muy sensibles.2 En la figura 1 se muestra el concepto básico de la sísmica de reflexión, donde existe una fuente de la onda sísmica, las ondas incidentes, las ondas reflejadas y los equipos de recepción de las mismas. A lo largo del presente documento se explicará con mayor detalle los parámetros a considerarse para el proceso de colección de información sísmica, el procesamiento de la información captada y los criterios generales para su interpretación.

1 Hatton L., Worthington M., Makin J., Seismic Data Processing, Blackwell Scientific Publications, 1988.

2 Badley M. Practical Seismic Interpretation, 2000

Figura 1.- Se muestra el esquema básico de la sísmica de reflexión, donde existe una fuente de la onda mecánica, las ondas incidentes, las ondas reflejadas y los equipos de recepción. (Fuente figura: http://www.pdvsa.com/PESP/Pages_pesp/aspectostecnicos/explora cion/metodos_exploracion.html)

Previo a la profundización del estudio de la sísmica de reflexión resulta conveniente revisar, de manera muy general, algunos conceptos y términos que van a ser de uso cotidiano, por lo cual se presenta la siguiente traducción del texto de Badley M, (2000). La explosión inicial es llamada shot (disparo), su ubicación geográfica se denomina shotpoint (punto de disparo), y el sonido de resultado de ese disparo, el source pulse (pulso fuente) o source wavelet. La dureza de la roca es llamada acoustic impedance (impedancia acústica), y es definida por el producto de la velocidad del sonido en la roca y la densidad de la roca. Los ecos son llamados reflections (reflexiones). El conjunto de reflexiones que arriban y que son registrados por el geófono durante el tiempo de registro se denomina trace (traza). El límite en el cual la dureza cambia es llamado acoustic-impedance boundary (límite de impedancia acústica) o seismic reflector (reflector sísmico). El último término es usualmente reservado para límites que producen trazas de reflexiones reconocibles en las secciones sísmicas. No todas las reflexiones producen eventos reconocibles en las secciones símicas porque son muy débiles para ser detectadas, o son perdidas por interferencias con otras reflexiones, etc. El tipo y la relación de tamaño del cambio de impedancia acústica es definido por el reflection coefficient (coeficiente de reflexión). Las reflexiones resultantes de las ondas de sonidos que han realizado un viaje extra de retorno, entre los reflectores o bajando desde la superficie y regresando otra vez, son llamados multiples (múltiples). Si la capa suprayacente (overlying layer) es más suave que la capa subyacente (underlying layer), esto es que tiene menor impedancia acústica, la reflexión es positiva; si la capa superior es más dura; esto es que tiene mayor impedancia acústica, la reflexión es negativa.

Si una reflexión positiva tiene en una sección sísmica una cierta forma (que consiste en una serie de ondulaciones alrededor de un eje central), entonces una reflexión negativa tiene la misma forma pero es inversa, cada pico una depresión, cada depresión un pico. La manera en la cual esta (esto es pico o depresión para una reflexión positiva) es desplegada en una sección sísmica es conocida como polarity (polaridad). Las ondas de sonido viajan hacia abajo hasta el reflector y regresan otra vez, por lo tanto , el tiempo que toma desde la explosión inicial hasta el registro de la reflexión es llamado two-way time (tiempo doble de viaje). Los detalles de la traza son analizados en términos de: amplitude (amplitud), una medida de la fuerza de reflexión; frecuency (frecuencia), medida en Hertz, determinando el número de oscilaciones por segundo; band-width (ancho de frecuencia) que es el rango de frecuencias presentes; y phase (fase), que describe la forma relativa y la posición en tiempo de la reflexión. Un sistema simple de sísmica, compuesto de una fuente y un geófono, se asume que las reflexiones se originan en el punto medio entre los dos. Sin embargo, como los sistemas son muy susceptibles al ruido (esto es toda forma de sonido indeseado, como los múltiples, ruido del viento, etc.), se encontró que la grabación de reflexiones desde el mismo punto del subsuelo, para diferentes espacios de fuentes a geófonos (offset), no sólo mejora la fuerza de la primera reflexión, si no que hace disminuir de manera considerable el ruido. Esto ha sido llamado como una mejoría en el radio de la señal-ruido (signal-to-noise ratio). Una configuración por la cual las reflexiones son grabadas desde el mismo punto del subsuelo con diferente espaciamiento fuente a geófono es conocido como common-depth-point (CDP) o common-midpoint (CMP). Cada punto medio común (CMP) consiste en dos o más trazas, el número del determina la cobertura (coverage) o fold del registro sísmico. Por ejemplo, dos trazas de un CMP produce 2-fold o 200% de cobertura; 96 trazas, 96-fold de cobertura.

Ondas Mecánicas (Fuente: http://www.redesgeo.org/modules.php?name=Calmecac&file=indice_sismica)

Cuando la Tierra rápidamente es desplazada o se distorsiona en algún punto, la energía impartida dentro de la Tierra por el origen de la distorsión puede ser transmitida en forma de ondas elásticas . Una onda es un disturbio que se propaga entre o sobre la superficie de una medio. Las ondas elásticas satisfacen esta condición y también se propagan a través del medio sin causar deformación permanente sobre cualquier punto del medio. Las ondas elásticas son bastante comunes. Por ejemplo, el sonido que se propaga a través del aire como ondas elásticas, ó las ondas en el agua, que se propagan a través de la superficie de un estanque como ondas elásticas. De hecho, las ondas elásticas en la superficie de un estanque ofrecen una analogía conveniente para la propagación de ondas a través de la Tierra. Cuando una piedrita es arrojada dentro del estanque, la perturbación causada por la piedrita se propaga radialmente hacia el exterior en todas direcciones (Figura A). Como las ondas se mueven hacia afuera de su fuente, nota que hay dos formas distintas de observar la manera en que las ondas viajan. Esas formas distintas de puntos de vista son llamadas Marcos de referencia.

Figura A.- Comportamiento ondulatorio del agua en un estanque luego de ser perturbado por algun objeto

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Podemos ver las ondas propagándose a través de la superficie del estanque estando encima del estanque. En cualquier momento, las ondas forman un anillo circular alrededor de la fuente con algún radio que es controlado por la velocidad en la cual las ondas se propagan a través del agua y el tiempo transcurrido desde la onda originada en la fuente. En este punto de vista, fijamos tiempo y vemos el campo de onda en cualquier punto a través de toda la superficie. Podemos ver esas mismas ondas, como se propagan a través de algún punto fijo en la superficie del estanque. Esto es, visualiza que en lugar de eso, estas observando las

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ondas desde encima del estanque, estamos en un pequeño bote en la superficie del estanque y registramos como el bote se mueve hacia arriba y hacia abajo con respecto al tiempo como las ondas se propagan al pasar el bote. En este punto de vista, fijamos nuestra localización espacial y vemos el campo de onda en este punto en todas las veces. De esos dos puntos de vista obtenemos dos imágenes diferentes fundamentales de exactamente la misma onda. Asumimos que nuestra onda propagada hacia afuera desde la fuente pude ser aproximada por una onda senoidal. Desde la primera perspectiva, podemos examinar la onda en cualquier punto de la superficie del estanque en algún tiempo fijo. Esa onda podría ser descrita como la que se muestra en la siguiente figura.

Onda Observada en Tiempo Fijo.

En este marco de referencia, la onda es definida por dos parámetros, la amplitud (amplitude) y la longitud de onda (Wavelength). La amplitud es la altura desde el pico hasta la base dividido por dos. Longitud de onda es la distancia sobre la cual una onda hace un ciclo completo (ejem. desde un pico a otro pico, o de una base a la siguiente). Desde nuestra segunda perspectiva, podemos examinar la onda en un punto fijo en la superficie del estanque como este se propaga pasándonos. Eso es, como varia en tiempo. Esa onda podría ser descrita como sigue.

Onda Observada en Posicion Fija.

Con este marco de referencia la onda es descrita por una amplitud (amplitude) y un periodo (Period). La amplitud es la misma que describimos anteriormente. El periodo es el tiempo sobre el cual la onda es observada al completar un simple ciclo. Otra descripción comúnmente usada para relacionar el periodo es la frecuencia (frequency). La frecuencia no es mas que el reciproco del periodo. Si el periodo es medido en segundos (s), la frecuencia tiene unidades de Hertz (Hz), 1/s. Como puedes ver, periodo y longitud de onda son relacionadas. Ellas son relacionadas por la velocidad en la cual la onda se propago a través de la superficie del estanque, c, donde c es igual a la longitud de onda dividida por el periodo de la onda.

I.5. Tipos de Ondas Sísmicas Las ondas que se propagan a través de la tierra como ondas elásticas (elastics waves) son referidas como ondas sísmicas. Hay dos amplias categorías de ondas sísmicas: las ondas de cuerpo y las ondas superficiales. •

Ondas de cuerpo (Body waves). - Éstas son ondas elásticas que se propagan a través del interior de la Tierra. En prospecciones de reflexión y refracción, las ondas de cuerpo son la fuente de información usadas para reflejar el interior de la Tierra. Como las ondas en la superficie del ejemplo del estanque descrito anteriormente, las ondas de cuerpo se propagan desde la fuente hacia el exterior en todas direcciones. Si la velocidad en la cual las ondas de cuerpo se propagan a través del interior de la Tierra es constante, entonces en cualquier momento, esas ondas forman una esfera a rededor de la fuente cuyo radio es dependiente del tiempo transcurrido desde la fuente generadora de las ondas. Abajo se muestra una sección de la Tierra con las ondas de cuerpo radiando desde la fuente (circulo rojo) mostrado en varios tiempos diferentes. En la figura abajo, ms representa

milisegundos. Un milisegundo es igual a una milésima parte de un segundo, es decir, hay mil milisegundos en un segundo.

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El color iluminado es proporcional a la amplitud de la onda de cuerpo. El color azulverde es la amplitud cero, rojo es una gran amplitud positiva, el púrpura es una gran amplitud negativa. Nota que esta imagen esta explícitamente construida en un marco de referencia que fija el tiempo, así nos permite examinar las variaciones espaciales de las ondas sísmicas. En cualquier tiempo obtenido, nota que la onda es circular con su centro localizado en la fuente. Este círculo es, por supuesto, nada más que una sección bidimensional de una forma esférica de la onda en tres dimensiones. Las ondas sísmicas de cuerpo pueden ser divididas dentro de dos clases de ondas. Las ondas P y las ondas S. a) Ondas P (P waves) - Las ondas P son llamadas también ondas primarias, por que se propagan a través del medio más rápido que cualquier otro tipo de ondas. En las ondas P, las partículas que constituyen el medio son desplazadas en la misma dirección que la propagación de la onda, en este caso, la dirección radial. Así, el material está siendo extendido y comprimido como onda P propagada a través del medio. Las ondas P son análogas a la propagación de las ondas de sonido en el aire.

Ondas S (S waves) - Las ondas S son algunas veces llamadas ondas secundarias, porque son propagadas a través del medio más lento que las ondas P. En las ondas S, las partículas que constituyen el medio son desplazadas en dirección perpendicular a la dirección a la que la onda se esta propagando. En este ejemplo, como las ondas son propagadas radialmente, el medio esta siendo deformado a lo largo de superficies esféricas.

b)

La mayoría de los prospectos sísmicos usan las ondas P como su fuente de información primaria. La figura mostrada arriba puede, sin embargo, representar cualquier onda S o P dependiendo de la velocidad elegida para generar la imagen.

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Las Ondas Superficiales (Surface waves) - Las ondas superficiales son ondas que se propagan a lo largo de la superficie de la Tierra. Su amplitud en la superficie puede ser muy grande, pero esta amplitud decae exponencialmente con la profundidad. Las Ondas superficiales se propagan a velocidades que son más lentas que las ondas S, son poco generadas por fuentes enterradas y tienen amplitudes que decaen con la distancia desde la fuente mas lentamente que las observadas por las ondas de cuerpo. La imagen abajo es una sección cruzada a través de un modelo simplificado de la Tierra (la velocidad de la propagación de la onda es asumida a ser constante en todas partes) mostrando como las ondas superficiales podrían aparecer en distintos tiempos en este medio.

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Como las ondas de cuerpo, hay dos clases de ondas superficiales, las ondas Love y las ondas Rayleigh, que son distinguidas por el tipo de movimiento de partícula impuesta en el medio. Para nuestros propósitos, no es necesario detallar en esas diferencias. Suficiente es decir que virtualmente para todos los prospectos de exploración, las ondas superficiales son una forma de ruido que atenuamos o suprimimos. Para prospectos de reflexión en particular, la eliminación de la energía de las ondas de superficie son particularmente importantes, porque las amplitudes de las ondas superficiales generadas desde fuentes poco enterradas son poco observadas al ser más grandes que las amplitudes de las ondas de cuerpo que estas intentando grabar o interpretar. Para los prospectos de refracción, las ondas de las ondas superficiales son un problema menor porque estamos solo interesados en el tiempo de arribo de la primera onda. Las ondas superficiales nunca son el primer arribo. En todas las discusiones siguientes acerca de las ondas sísmicas, solo consideraremos las ondas de cuerpo.

I.6. Frente de onda y trayectoria de rayos En los métodos geofísicos de exploración, en particular en magnéticos y en los de resistividad, a menudo ocupamos dos diferentes descripciones de las observaciones hechas a los fenómenos físicos existentes. Por ejemplo, cuando discutimos magnetismo miramos en ambos la fuerza del campo magnético y la dirección del campo magnético. Los cuales se discuten en el estudio de resistividad, hablando de potenciales eléctricos y flujo de corriente. Similarmente, hay dos descripciones en las ondas sísmicas igualmente útiles: Frente de Onda (Wavefronts) y la trayectoria de los rayos (Raypaths). Las relaciones de esas dos descripciones están mostradas debajo.

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Trayectoria de rayos (Raypaths) - Trayectoria de rayos son nada más líneas que se muestran en la dirección a la cual las ondas sísmicas son propagandas. Para cualquier onda determinada, hay un infinito grupo de trayectorias de rayos que pueden ser usadas. En el ejemplo mostrado anteriormente, por instancia, un trayecto de rayo puede ser cualquier línea radial dibujada desde la fuente. En la imagen se muestra solo algunas pocas líneas de todas las trayectorias de rayos posibles.

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Frentes de Onda (Wavefront) - Los frentes de onda conectan posiciones de las ondas sísmicas que están haciendo las mismas cosas en el mismo tiempo. En el ejemplo mostrado arriba, los frentes de onda son en forma esférica. Uno de tales frentes de onda podría ser la esfera dibujada a través de la mitad del área azul marino. Esta superficie podría conectar todas las porciones de las ondas que tienen las más grandes amplitudes negativas posibles en algún tiempo particular.

En la teoría en la práctica, las trayectorias de rayos equivalen a las direcciones de flujo de corriente y los frentes de onda son equivalentes a las líneas equipotenciales descritas en resistividad. Nota que en el ejemplo, los frentes de onda son perpendiculares a la trayectoria de rayos. Esto en general es siempre real. Así, teniendo un grupo de frentes de ondas o un grupo de trayectorias de rayos, podemos construir el otro. En muchas de las siguientes ocasiones, usaremos la descripción de la trayectoria de rayos al hablar sobre la propagación de las ondas sísmicas. Esta descripción permitirá hacer cálculos más fácilmente sobre la propagación en tiempos de una fase sísmica específica, porque seremos capaces de construir explícitamente la trayectoria a lo largo de la cual viajo la onda sísmica.

II.1. Interacción de las ondas y los límites. Hasta aquí hemos considerado la propagación de las ondas de cuerpo a través del medio que tiene una velocidad constante de propagación. ¿Que pasa si el medio consiste de varias capas, cada una con una velocidad diferente de la propagación de la onda sísmica?. Considera el modelo de velocidades (Velocity Model) simple de debajo, de profundidad (Depth) contra distancia (Distance), ambos en metros.

Modelo de velocidades

Aunque más complejo que los modelos homogéneos considerados anteriormente, en este modelo es aún muy simple, consiste solo de una capa sobre un semi-espacio (halfspace). En este ejemplo en particular, la velocidad 2 a la cual las ondas sísmicas se propagan en la capa es más rápida que la velocidad en la cual se propagan en el semi-espacio. Ahora vamos a observar la propagación de las ondas sísmicas a través de este medio y vemos como estos interactúan con el límite (discontinuidad) a los 150 metros. Abajo se muestran tres tomas de la onda sísmica en los tiempos de 25, 50 y 75 milisegundos (ms).

Tiempo=25 ms

Tiempo=50 ms

Tiempo=75 ms

De 0 a 50 ms, las ondas se propagan únicamente dentro de la capa superior. Así, nuestras figuras del campo de ondas se muestran idénticas a esas generadas previamente. Después de los 50 mts, las ondas comienzan a interactuar con la discontinuidad a los 150 metros de profundidad. Parte de las ondas la han pasado. Las porciones del campo de ondas que han pasado la discontinuidad son conocidas como Ondas Refractadas3 . También nota que parte de las ondas fueron regresadas o reflejadas hacia fuera de la discontinuidad. Esta parte del campo del campo de ondas es conocido como Ondas Reflejadas4 Hay muchos rasgos interesantes que notar en los arribos refractados. •

Primero, nota que el frente de onda definiendo los arribos refractados están a pesar de todo circulares, pero sus radios ya no están centrados en la fuente. Geofísicamente puede ser descrito como un cambio en la curvatura del frente de onda.

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Segundo, nota que la longitud de onda aparente de los arribos refractados son mucho más cortos que los arribos directos.

Ambos fenómenos son relacionados a la presencia de la discontinuidad. Recuerda que el periodo de una onda es relacionada con su longitud de Onda a través de la velocidad a la cual la onda se propaga por el medio. La longitud de onda es igual a la velocidad por el periodo. Así, si el periodo de la onda permanece constante y la velocidad del medio decrece, la longitud de la onda deberá decrecer también. El cambio en la curvatura del frente de onda al atravesar en límite entre las capas implica que la trayectoria del rayo describe que la dirección de propagación cambio de dirección al pasar la discontinuidad. Este cambio en la dirección de la trayectoria del rayo al cruzar una discontinuidad es descrito por una notoria ley conocida como la Ley de Snell.

Finalmente, es de importancia fundamental notar que si estuvieras observando el movimiento del suelo desde cualquier punto sobre la superficie de la Tierra, podrías observar dos ondas distintas. Inicialmente, observarías un arribo que es largo en amplitud y que es de la Onda Directa (direct wave). Entonces, en algún tiempo después, podrás observar una Onda Reflejada de pequeña amplitud. El tiempo de diferencia entre tus observaciones de esos dos arribos dependerá de tu distancia de la fuente, la velocidad de propagación de la onda en la capa y la profundidad de la frontera. Así, por observar estas diferencias en tiempo podemos aprender algo sobre la estructura del subsuelo.

[2] A menos que de otra manera se indicado, asumiremos que estamos viendo la propagación de la onda P a través de la Tierra. Así, las velocidades indicadas son apropiadas para las ondas P. [3] Aquí estamos simplificando la situación. En general, cuando una onda P interactúa con un límite, se genera no solo una Onda P reflejada y una Onda P refractada, si no también se pueden generar Ondas S reflejadas y ondas S refractadas. Inversamente, las Ondas S que interactúa con límites puede generar ondas P reflejadas y ondas P refractadas. Esas conversiones de Ondas P a Ondas S y de Ondas S a Ondas P son llamadas Conversiones de modo (mode conversions) . Asumimos que no ocurren Conversiones de modo. Para prospectos de refracción, esta no es una seria suposición deficiente, por que de nuevo, estamos considerando solo los tiempos de arribo de las ondas iniciales. Las ondas P y las ondas S de Conversiones de modo nunca son el primer arribo. Para el prospecto de reflexión, a menos que estemos interesados en grabar los arribos de las ondas S o las Conversiones de modo, diseñaremos nuestro prospecto y escogeremos el equipo de grabado para minimizar sus efectos. [4] Ver anterior.

II.2. Ley de Snell Si incluimos las trayectorias de los rayos para los arribos de las reflejadas, las refractas y las directas descritas anteriormente, encontraremos que un grupo selecto de las trayectorias de los rayos podrían verse como los que se muestran abajo.

Trayectorias de rayos, directos, reflejados y refractados a los 75 ms de su inicio.

Esas trayectorias de rayos son simplemente dibujadas para ser perpendiculares a la dirección de propagación del campo de ondas en todo momento. Estas trayectorias de rayos obedecen a la Ley de Snell. La ley de Snell puede ser derivada de cualquier numero de trayectorias diferentes, pero las estas trayectorias son usualmente descritas. Mientras que interactúan con la frontera, estas trayectorias de rayos obedecen la Ley de Snell. De la ley de Snell se pueden derivar cualquier número de diversas trayectorias, pero la forma que se describe generalmente es aquella trayectoria de rayo que sigue ley de Snell y ese trayecto por el cual la onda tomaría el menor tiempo para propagarse entre dos puntos fijos.

Considerando la trayectoria de rayos refractada mostrada arriba. En nuestro caso particular, v2, la velocidad del semi-espacio es menor que v1, la velocidad de la capa superior. La ley de Snell declara que en este caso, i2, el ángulo entre una perpendicular a la frontera y la dirección de la trayectoria de la onda refractada, podría ser más pequeña que i1, el ángulo entre una perpendicular a la frontera y la dirección de la trayectoria de la onda directa. Esto es exactamente la situación prevista por el frente de onda mostrada en la figura anterior. Si v2 ha sido más grande que v1, situación que consideraremos mas adelante, entonces la Ley de Snell predice que i2 podría ser más grande que i1. En este caso, Formula de la Ley de Snell el frente de onda de la onda refractada puede tener una pequeña curvatura más que el frente de onda de la onda directa. (En el presente caso, el frente de onda de la onda refractada tiene una curvatura más grande que el frente de onda de la onda directa). La Ley de Snell puede también ser aplicada a la trayectoria de rayos reflejados para poner v2 igual a v1, entonces el ángulo de la reflexión, i2, podría ser igual a el ángulo de la onda incidente, i1, como podíamos anticipar desde nuestras clases de física. De nuevo, esta es exactamente la situación predicha por los frentes de las ondas reflejados mostrados arriba. Como una nota final en el caso que estamos considerando, para una capa de alta velocidad sobre un medio espacio de baja velocidad, las ondas descritas previamente y mostradas arriba (ejem. Directa, reflejada y refractada) son solo ondas de cuerpo observadas. Nota también que si colocáramos receptores en la superficie de la Tierra, nunca observaríamos la llegada de las ondas refractadas ya que estas continúan hacia abajo y nunca retornarían a la superficie.

II.3. Velocidades de las ondas Sísmicas y las propiedades de las rocas. Antes de continuar con propagación de las ondas, vamos a tomarnos un momento para describir como toda esta propagación de ondas se relaciona con la estructura geológica. Es claro en los ejemplos anteriores que las variaciones en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas a través de la Tierra* pueden causar variaciones en las ondas sísmicas grabadas en la superficie de la Tierra.

Por ejemplo, hemos mostrado que las ondas refractadas pueden ser generadas por una discontinuad, resultando una onda sísmica de mayor velocidad que puede ser grabada en la superficie de la Tierra. ¿Cómo esas variaciones de velocidad se relacionan con las propiedades de las rocas o los suelos a través de los cuales las ondas se propagan? Esto puede ser mostrado en medios homogéneos** isotrópicos***, las velocidades de las Ondas P y S a través de los medios son obtenidos por las expresiones mostradas a la derecha. Donde Vp y Vs son las velocidades de onda de las ondas P y S que atraviesan el medio, ρ es la densidad del medio y μ y κ son referidas como el módulo de cizalla (μ) y el módulo de Bulk (κ) del medio. Juntos son conocidos como parámetros elásticos. Los parámetros elásticos son cuantitativamente descritos con las características siguientes: · •

Módulo de Bulk (Bulk Modulus) – Este es también conocido como la incompresibilidad del medio. Imagina que tienes un cubo pequeño de material representando el medio y que tú sujetas este cubo para hacerle presión por medio de apretones por todos los lados. Si el material no es lo suficientemente rígido tú puedes imaginar que podrás apretar el material dentro del cubo hasta hacer un pequeño cubo. El Módulo de Bulk describe el radio de la presión aplicada a el cubo por la cantidad del volumen cambiado que el cubo sufrió. Si k es muy grande, entonces el material es muy rígido, significa que este no se comprimirá mucho aún bajo grandes presiones. Si k es muy pequeña, entonces una pequeña presión puede comprimir el material una gran cantidad. Por ejemplo, los gases tienen una muy pequeña incompresibilidad. Los sólidos y los líquidos tienen una muy grande incompresibilidad.

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Módulo de cizalla (Shear Modulus) – Este describe que tan difícil es deformar un cubo de material bajo una fuerza de cizalla aplicada. Por ejemplo, imagina que tú tienes un cubo de material firmemente cementado en la parte de arriba de una mesa. Ahora, empuja la cara de arriba del material paralelo a la cara de arriba de la mesa. Si el material tiene un módulo de cizalla pequeño, tu serás capaz de deformar el cubo en la dirección que tu empujaste y este cubo tomará la forma de un paralelogramo. Si el material tiene un módulo de cizalla grande, este necesitará una gran fuerza aplicada en esa dirección para tomar la forma de un cubo deformado. Los gases y los fluidos no soportan fuerzas de cizalla. Esto es que tienen un módulo de cizalla de cero. Nota que las ecuaciones arriba, implican que no existe la propagación de ondas S.

Cualquier cambio en las propiedades de la roca o suelo que causan cambio en µ ó k puede causar cambios en la velocidad de la onda sísmica. Por ejemplo, pasando de un suelo insaturado a un suelo saturado causan cambios tanto en la densidad como en el módulo de Bulk. Los cambios en el módulo de Bulk serían por que los poros llenos de aire se llenan de agua. El agua es mucho más difícil de comprimir que el aire. Entonces, los cambios en el módulo de Bulk

dominan este ejemplo. Así, la velocidad de la onda P cambia un mucho al cruzar una columna de agua mientras que la velocidad de la onda S cambia muy poco. Aunque este es un simple ejemplo de cómo las velocidades sísmicas cambian en el subsuelo, puedes imaginar muchos otros factores que causan los cambios en la velocidad (tales como el cambio en la litología, en la cementación, en el fluido contenido, en la compactación ..etc.) Así, las variaciones de las velocidades sísmicas ofrecen el potencial de poder trazar diferentes rasgos del subsuelo.

* Geofísicos se refieren a la rapidez (speed) en la cual las ondas sísmicas son propagadas a través de la Tierra como velocidad (velocity) de la onda símica. Claramente, en el contexto de definir como la energía sísmica a gran velocidad es transmitida a través de un medio, rapidez es una palabra mas apropiada para usar que velocidad cuando se habla de esta como magnitud. En las clases de física se recalca que las velocidades no implican solo la rapidez en la cual el cuerpo se está moviendo sino también la dirección (conclusión: rapidez es una cantidad escalar, y velocidad es una cantidad vectorial). Independientemente de esta diferencia claramente establecida sobre el significado de los dos términos, en el argot Geofísico, el termino velocidad es usado como sinónimo de rapidez. ** Los Medios Homogéneos son aquellos cuyas propiedades no varían con la posición. *** Los Medios Isotrópicos son aquellos cuyas propiedades en cualquier posición determinada no varía con la dirección.

II.4. Velocidades sísmicas de materiales comunes de la Tierra. Las velocidades de ondas P y S de varios materiales son mostrados abajo. Material

P wave Velocity (m/s)

Aire

332

Agua

1400 - 1500

Petróleo

1300 - 1400

Acero

6100

3500

Concreto

3600

2000

Granito

5500-5900 55005900

2800-3000 28003000

Basalto

6400

3200

Arenisca

1400-4300 14004300

700-2800

Caliza

5900-6100 59006100

2800-3000 28003000

Arena (No saturada)

200-1000

80-400

Arena (Saturada)

800-2200

320-880

Arcilla

1000-2500 10002500

400-1000

Morrena(Saturada)

1500-2500 15002500

600-1000

S wave Velocity (m/s)

Más que la densidad, puede haber una gran variación de las velocidades sísmicas entre diferentes tipos de roca y entre suelos saturados y no saturados. Aún con esta variación, sin embargo, hay todavía un traslape considerable en la medida de las velocidades. Por lo tanto, el solo conocimiento sobre la velocidad sísmica no es suficiente para determinar el tipo de roca.

III.1. Otro modelo simple de la Tierra: Capa de baja velocidad sobre un semiespacio. Hasta aquí hemos considerado la propagación de ondas de cuerpo a través de un medio de velocidad constante y en medios consistentes de una capa de alta velocidad encima de un semiespacio de baja velocidad. Como se nota en la superficie de la Tierra, un medio de velocidad constante solo genera ondas directas mientras el modelo estratificado genera ondas directas y reflejadas. ¿Qué pasa si el medio consiste de una capa de baja velocidad encima de un semiespacio de alta velocidad? Considera el modelo de la Tierra como se muestra abajo.

Modelo de velocidad.

Abajo se muestran unas tomas de las ondas sísmicas de como se propagan fuera de la fuente en los tiempos 65, 80 y 110 ms.

Propagación de ondas a los 65 ms.

Propagación de ondas a los 80 ms

Propagación de ondas a los 110 ms

Para esos tiempos, el campo de onda cualitativamente se parece al observado en nuestro modelo estratificado consistente de una capa de alta velocidad sobre el semiespacio de baja velocidad. Esto es verdadero con excepción en la curvatura relativa y la diferencia en longitudes de onda del campo de ondas refractadas comparadas a los campos de las ondas directas y el campo de ondas reflejadas. En este caso en particular, el grupo de ondas refractadas es más curvado que el grupo de las ondas directas como consecuencia de la curvatura en el trayecto de los rayos en la discontinuidad que cumplen con la Ley de Snell. Porque las velocidades incrementan al atravesar la discontinuidad profunda, el grupo de ondas refractadas tiene ahora una longitud de onda más grande que el grupo de ondas directas y reflejadas. El sentido opuesto de los contrastes de velocidad a través de la discontinuidad produce la relación opuesta en longitudes de onda que en nuestra estructura estratificada previa. Desde 0 hasta aproximadamente los 70 ms, las ondas se propagan solamente en la capa superior. Después de los 70 ms, la onda comienza a interactuar con la discontinuidad a 100 mts de profundidad. Como antes, encima de la interacción con la discontinuidad, parte de la onda es transmitida a través de la ésta, la onda refractada y parte de la onda reflejada rebota fuera de la discontinuidad. Si permitimos a las ondas propagarse más allá, un fenómeno interesante comienza a ocurrir con relación al arribo de las refractadas. Considera la toma mostrada abajo.

Propagación de ondas a los 140 ms

Mientras los arribos de la onda refractada se propagan a través del semiespacio, estos viajan más rápido que los arribos de la onda directa en la capa, rebasando así los arribos de la onda directa. El arribo refractado es propagado horizontalmente en la velocidad del semiespacio (de alta velocidad) y los arribos directos y refractados se propagan horizontalmente a la velocidad de la capa (de menos velocidad). Mientras la onda refractada se mueve a través de la discontinuidad de la capa, genera una nuevo tipo de onda llamada onda refractada críticamente (critically refracted) ó frente de onda (head wave) que se propaga ascendente hacia la superficie. En el modelo estratificado anterior, de una capa de alta velocidad encima de un semiespacio de baja velocidad, este arribo no existe. Esto es principalmente porque los arribos de la onda refractada, los arribos de la onda directa y los arribos de la onda reflejada se mueven a través de la discontinuidad en la misma proporción (nunca hay una separación de los frentes de ondas en la frontera como podemos ver en la imagen anterior). En este caso en particular, nota que si tú estas observando el movimiento del suelo desde cualquier punto sobre la superficie de la Tierra, puedes observar las tres ondas distintas. En donde los primeros arribos de la onda refractada son observados después de los arribos de la onda directa en cualquier distancia desde la fuente. En cortas distancias entre la fuente y el receptor, los arribos de la onda directa serán observados primero. En distancias grandes, sin embargo, notaras que el arribo de la onda refractada crítica puede ser observado antes de la onda directa. Entonces tenemos que, si la velocidad del material incrementa con la profundidad, la onda sísmica registrada inicialmente en un receptor determinado será la onda directa en cortas distancias fuente-receptor y las ondas refractadas en grandes distancias fuente-receptor. Esto conforma las bases del Método sísmico de refracción.

III.2. Frentes de onda En los ejemplos previos, descubrimos que en el caso de una capa de baja velocidad encima de un semiespacio de velocidad más alta junto con los arribos de las ondas directas y reflejadas, observamos también lo que es llamada un Frente de onda(Head wave). En los prospectos de refracción sísmica, medimos el tiempo del primer arribo de la onda sísmica en varias distancias desde la fuente. Para el modelo de una capa sobre un semiespacio, este arribo de la primer energía puede ser asociada con la onda directa ó la Onda Refractada directa.

Trayectorias de rayos del Frente de Onda

Calcular el tiempo de arribo de la onda directa es relativamente simple. Esta no es más que la distancia horizontal entre la fuente y el receptor dividido por la velocidad en la cual la onda es propagada en la capa. Para el cálculo del tiempo de arribo de la onda refractada critica, necesitamos describir el camino a lo largo del cual la onda se propaga. El camino a lo largo del viaje de la onda es descrito matemáticamente por la trayectoria de los rayos. La ley de Snell provee del marco matemático necesario para desarrollar la trayectoria del rayo de nuestra onda refractada crítica. La trayectoria de los rayos deben ser perpendiculares a los frentes de onda. Así, como se muestra en la figura anterior, podemos trazar tres trayectorias de rayos desde la discontinuidad entre la capa con V1 y el semiespacio con V2 y el frente de onda describiendo la onda refractada critica. El ángulo entre cada una de esas trayectorias de rayos y una perpendicular a la discontinuidad es reconocida como ic. Substituyendo ic por i1 dentro de la Ley de Snell y resolviendo para i2, encontramos que i2 es igual a 90 grados. Es decir, el rayo que esta describiendo la onda refractada crítica no penetra dentro del semiespacio, pero en cambio se propaga a lo largo del contacto entre la capa y el semiespacio. ic es llamado ángulo crítico y describe el ángulo la trayectoria del rayo incidente, i1, se debe asumir para i2 que es igual a 90 grados. Describiendo la trayectoria de los rayos de la onda refractada critica, se ve como la energía propagada descendiente hacia la interfase en ángulo critico a una velocidad de v1 (la velocidad de la propagación de onda en el estrato), la propagación horizontal a lo largo de la interfase a una velocidad de v2 (la velocidad de la propagación en el semiespacio) y el rebote transmitido en la capa en ángulo crítico a una velocidad de v1. Aunque la onda refractada critica debe viajar a lo largo de un camino más largo que el arribo directo esta puede ser registrada antes en la superficie de la Tierra, este viaja a lo largo del fondo de la capa a una velocidad más rápida que el arribo directo. Por lo tanto la onda refractada directa puede ser registrada previamente al tiempo de arribo de la onda directa en distancias cercanas.

Teoría esencial del registro sísmico (Fuente: Badley M. Practical Seismic Interpretation, 2000)

Una vez que se ha revisado los aspectos fundamentales de las ondas mecánicas, se estudiará la los procesos fundamentales del método de sísmica de reflexión, recordando que las ondas sísmicas atravesarán el subsuelo que es un medio totalmente anisotrópico, lo cual permitirá una comprensión esencial de los datos colectados al intérprete

La naturaleza de la reflexión Todo comienza con un estallido: una explosión, o en un agujero en la tierra o debajo de la superficie del agua, produce una expansión de onda compresional, Una vez que la onda ha dejado el caos, en la vecindad inmediata de la explosión, se puede ver un pulso sísmico con una duración de varias decenas de milisegundos. Este pulso sísmico es llamado fuente de la onda sísmica, Un ejemplo simple de un pulso sísmico y de elementos básicos del método de sísmica de reflexión son mostrados en la figura 2,1. Sigamos el curso del pulso sísmico como viaja dentro de la tierra. El pulso sísmico es transmitido a través de la roca como una onda elástica, la cual transmite energía a través del movimiento de las partículas. Las dimensiones de las ondas elásticas, o de las ondas sísmicas, son muy largas en relación al movimiento vibracional de las partículas individuales de las rocas. Sin embargo, el movimiento de las ondas sísmicas pueden ser especificado en términos de la velocidad de la partícula y presión de la partícula causado por las vibraciones inducidas a su paso. La velocidad en la roca, típicamente muchos miles de metros por segundo, en la que el movimiento de las partículas transporta la energía sísmica que determina la velocidad de las ondas sísmicas. Estas altas velocidades contrasta con esas de las partículas individuales de la roca, las cuales tienen magnitudes de velocidades de orden más bajo, siendo medidas sólo en millonésimas de metros por segundo. Para cada tipo de roca o litología, cuando es incidida por la onda sísmica, hay una particularidad intrínseca del movimiento de la partícula y una velocidad característica por el paso, por vibración de partícula, de la onda sísmica a través de la roca. Las propiedades y características acústicas de una roca son definidas por su impedancia acústica (Z), que es el producto de la densidad (ρ) y la velocidad (V) Z = ρV La velocidad es usualmente más importante que la densidad en el control de la impedancia acústica. Por ejemplo, la variación de la porosidad o contenido de fluidos en los poros (e.g. gas en las arenas) tiene mucho más efecto en la velocidad que en la densidad de la roca. La relación entre velocidad de la partícula, presión de partícula, e impedancia acústica es más fácilmente explicada por la analogía con la electricidad. Usando la analogía se puede ilustrar las dos relaciones fundamentales:

1. En electricidad Voltaje = corriente x resistencia La cual en términos acústicos es equivalente a Presión = velocidad de la partícula x impedancia acústica

2. En electricidad Poder = corriente x voltaje Lo cual en términos acústicos es equivalente a Intensidad = velocidad de la partícula x presión Donde la intensidad acústica representa la energía que fluye por unidad de área en una unidad de tiempo

Para transmitir de una manera más tangible el concepto de impedancia acústica, Anstey (1977), lo comparó con dureza acústica. Las rocas duras, por ejemplo caliza, granito, etc. tienen una alta impedancia acústica, en cambio las rocas suaves, por ejemplo, arcillas, son relativamente deleznables y tienen una baja impedancia acústica. Altermativamente, se podría decir que dada una presión podría producir una gran velocidad de partícula en una roca de baja impedancia acústica, pero una pequeña velocidad de partícula en una roca de alta impedancia acústica. Nosotros podemos retornar al pulso sísmico, la cual nos dejó formando parte de la onda expansiva compresional después de la explosión inicial. Continúa su viaje hacia abajo en la Tierra con velocidad constante hasta que la impedancia acústica de la roca no cambie. Típicamente, sin embargo, las secuencias sedimentarias consiste de sucesivas capas de diferentes litologías, las cuales también, como una regla, tienen diferente impedancia acústica. Este no necesita ser siempre el caso, como la impedancia acústica es el producto de dos variables, velocidad y densidad. Es muy común, por ejemplo, que una arcillolita y una arenisca relativamente porosa, aunque teniendo gran diferencia litológica, tienen idénticos valores de impedancia acústica. Cuando, sin embargo, las ondas sísmicas encuentran una capa de roca con diferente impedancia acústica de la roca en la que está viajando, el frente de onda se divide. Parte es reflejada hacia la superficie y parte es transmitida y refractada para continuar hacia abajo (figuras 2.1 y 2.2). La división de la onda ocurre exactamente en el límite entre las diferentes rocas y es causado por el cambio abrupto de la impedancia.

El método de reflexión sísmica es basado en el registro y la medida de reflexiones desde tal límite. Es así, importante, entonces entender porque las reflexiones se levantan en la primera instancia y que información es codificada en la reflexión. Usando, como un ejemplo, un intervalo grueso de arcilla suprayaciendo una capa horizontal de caliza, se podría esperar una propagación de la onda verticalmente hacia abajo esperaría para inducir un gran movimiento de partícula cuando paras a través de la arcilla, pero solo una pequeña velocidad de la partícula en la caliza. Si toda la energía en el frente de onda fuera transmitido a la caliza, se tendría una situación en la interfase de una gran velocidad de la partícula en la arcilla, mientras que justo en el lado de la interfase de la caliza la velocidad de la partícula debería ser pequeña. de la velocidad de la partícula será menor. Sin que sea una reflexión, una diferencia en la velocidad de la partícula en una interfase, puede solo ocurrir si las dos litologías están separadas a lo largo de su límite o frontera. La separación a lo largo de una frontera por el paso de una onda sísmica es imposible profundizar en el subsuelo donde la sobrecarga de la presión es mucho mayor que la magnitud que la presión de la partícula de la onda sísmica. Con el fin de balancear las velocidades de las partículas en cada lado del límite de la impedancia acústica, debe haber la reflexión (fig. 2.2) No toda la energía incidente en la arcilla puede ser transmitida a la caliza, y la cantidad que es reflectada proviene como un balance exacto entre las velocidades de las partículas en cada lado de la interface. De esto se puede inferir, que la energía no se pierde en el límite de la impedancia acústica y que la suma de la energía transmitida y la refractada es igual a la energía incidente. Se puede concluir también que el esfuerzo de la reflexión puede ser directamente relacionada al contraste de la impedancia acústica en el límite. El esfuerzo de una reflexión generada en un límite puede ser cuantificada en términos del Coeficiente del Límite de Reflexión, en una incidencia normal es: RC= (Z2-Z1)/(Z2+Z1) Donde Z1 = impedancia acústica de la capa superior Z2= impedancia acústica de la capa inferior El coeficiente de reflexión puede ser positivo o negativo dependiendo si la roca suave sobreyace la roca dura o viceversa. Nosotros realmente no medimos directamente el contraste en la impedancia acústica a lo largo del límite, pero deducimos del registro de reflexión. La mayor amplitud, la reflexión más fuerte y, por interferencia, la mayor impedancia acústica contrasta. En tierra los geófonos responden a la amplitud de la velocidad de la partícula, en el mar los hidrófonos responden a la amplitud de la presión acústica. En términos de amplitud de coeficiente de reflexión es el radio de amplitud de la onda reflejada sobre la onda incidente. Por ejemplo, si la onda reflejada tiene un tercio de la amplitud de la onda incidente, el coeficiente de reflexión es 0.33.

Un coeficiente de reflexión de 0.33 es relativamente grande, usualmente la reflexión es mucho menor. Afortunadamente la energía reflejada es aproximadamente proporcional al cuadrado de la reflectividad. En el ejemplo de arriba para un reflector con un RC de 0.33, solo un noveno de la energía es reflectada mientras que ocho novenos continúan viajando hacia abajo. Entonces en la mayoría de los casos, la fracción de energía reflejada es mínima y, afortunadamente, casi toda la energía es transmitida y disponible para generar reflexiones desde interfaces más profundas. Grabando las amplitudes de las reflexiones tal como ellas retornan a la superficie nos permiten evaluar la magnitud del contraste acústico causado por la reflexión. Esto puede tener un significado geológico, pero podría ser más útil si nosotros pudiésemos determinar si el coeficiente de reflexión es positivo y negativo y así deducir el cambio de la impedancia acústica si es desde una roca suave a una dura o viceversa. Para ver si esto es posible nosotros necesitamos examinar más allá de la naturaleza de los parámetros medidos y la relación de los reflectores.

FUENTES Y RECEPTORES, CORRECCIONES SUPERFICIALES Sísmica Terrestre (Fuente: Malik Ait-Messaoud, et al. Nuevas dimensiones en tecnología sísmica terrestre, 2006)

La técnica de registración sísmica con sensores unitarios ha estado disponible desde los primeros días de la exploración sísmica. El principio que la subyace es simple. Una fuente de impulsos, tal como la dinamita, o una fuente de frecuencia controlada, tal como una placa vibratoria en un camión, envía energía acústica hacia el interior de la Tierra.5 Esta energía se propaga en varias direcciones diferentes. La energía que viaja hacia abajo se refleja y se refracta cuando encuentra el límite entre dos materiales con propiedades acústicas diferentes. Los sensores o los geófonos colocados en la superficie miden la energía acústica reflejada, convirtiéndola en una señal eléctrica que se muestra como una traza sísmica. Una de las complicaciones que presenta la adquisición sísmica terrestre es que, a diferencia de los datos marinos, una línea sísmica raramente se registra en línea recta debido a la presencia de obstrucciones naturales y artificiales tales como lagos, edificios y caminos. Aún más importante es el hecho de que la variación de la cota topográfica hace que las ondas sonoras lleguen a los geófonos de registración con diferentes tiempos de tránsito. La capa superficial de la Tierra también puede variar considerablemente en lo que respecta a su composición, pasando de sedimentos aluviales blandos a rocas duras. Esto significa que la velocidad de las ondas sonoras transmitidas a través de esta capa de superficie puede ser altamente variable. Habitualmente, se utilizan correcciones estáticas—un corrimiento aparente en el tiempo aplicado a una traza sísmica – en el procesamiento sísmico para compensar estas diferencias en las elevaciones de las fuentes y los receptores y las variaciones de velocidad de superficie. Otro problema importante en la adquisición de datos terrestres es que las fuentes terrestres típicamente generan energía que viaja horizontalmente cerca de la superficie, lo que también se conocen como ondas aéreas y ruido de superficie. Los arreglos de sensores convencionales, consistentes en sartas (ristras) de geófonos, se basan en el supuesto de que la energía que viaja en sentido ascendente, o la onda reflejada, arriba al arreglo esencialmente en forma vertical y simultánea, mientras que el ruido superficial arriba principalmente en forma horizontal y secuencial. Para cancelar este ruido generado por la fuente, se suman los grupos de receptores—arreglos— distribuidos en forma espacial.8 En condiciones ideales, este proceso produce una atenuación del ruido y un mejoramiento de la señal. No obstante, los arreglos convencionales presentan sus propios inconvenientes. En la realidad, el arreglo de sensores a menudo no está ubicado en un terreno llano y homogéneo, de manera que los cambios locales en la elevación y la geología de superficie producen fluctuaciones en el tiempo de arribo de la señal (Figura). Estas fluctuaciones se conocen como perturbaciones intraarreglo. El arreglo de sensores cableados suma instantáneamente todas las trazas y, en el caso de las perturbaciones intra-arreglo, esto conduciría a una cancelación parcial de la señal. La traza de salida resultante se encontraría a una frecuencia más baja que cada una de las señales de entrada y la amplitud sería menor que la suma de las amplitudes individuales, fenómeno que se conoce como efecto del arreglo.

El fenómeno de desdoblamiento del espectro (aliasing) constituye un problema muy conocido que surge cuando el intervalo de muestreo de una señal es inadecuado para captar las frecuencias más altas de la señal.9 No sólo se pierde la información contenida en las frecuencias más altas, sino que además es representada incorrectamente (Figura). El fenómeno de aliasing constituye una consideración para el muestreo espacial también, no sólo para el muestreo temporal. La onda superficial ground-roll típicamente contiene varias longitudes de onda diferentes—relacionadas con la distancia existente entre los picos sucesivos de una forma de onda—que son más cortas que el intervalo entre grupos típico o la distancia que existe entre los centros de gravedad del arreglo de receptores en un levantamiento convencional. Debido al muestreo insuficiente de la energía de la onda superficial ground-roll, esta energía es muestreada en forma deficiente y se la inserta dentro del ancho de banda de la señal, produciendo ambigüedad entre la señal y el ruido.

Las pruebas de longitudes de arreglos variables han demostrado la degradación de la calidad de la señal, causada por el incremento del tamaño del arreglo. Para los arreglos de receptores con desplazamientos más largos, el tiempo de arribo de la señal puede variar significativamente en cualquiera de los dos extremos del arreglo. En consecuencia, así como es necesario el muestreo temporal adecuado de la traza registrada para registrar con éxito una frecuencia dada, también se requiere un intervalo entre grupos suficientemente pequeño para registrar frecuencia espacial en particular. Un espaciamiento entre receptores equivalente a la mitad (o menos de la mitad) de la longitud de onda de la onda superficial ground-roll resultaría adecuado para muestrear el ruido de superficie sin que se produzca aliasing. Así como el fenómeno de aliasing temporal surge del muestreo insuficiente en el dominio del tiempo, un intervalo grande entre receptores conduce a un fenómeno de aliasing espacial. Para lograr este muestreo espacial fino, el sistema de registración requiere un incremento masivo del número de canales activos. Un canal activo significa que los receptores están conectados para registrar en forma simultánea. Comparado con un sistema convencional típico con un alto número de canales, que puede constar de 4,000 a 5,000 canales que registran en vivo, el nuevo sistema de adquisición con receptores puntuales posee 20,000 o más canales activos. El mismo concepto es aplicable a las fuentes sísmicas. El arreglo de fuentes puede ser reemplazado por fuentes puntuales. Además, para evitar el fenómeno de aliasing en el dominio de punto medio común, el intervalo entre fuentes debería ser pequeño y, como ideal, igual al intervalo entre receptores. La nueva técnica de registración con fuentes puntuales y receptores puntuales reemplaza al método convencional que emplea arreglos de sensores y fuentes, para atenuar el ruido y mejorar la relación señalruido.12 El registro de datos sísmicos a través de receptores puntuales en lugar de arreglos de receptores analógicos posee diversas ventajas potenciales, incluyendo mejores soluciones estáticas, estimación de la velocidad, preservación de la amplitud, retención del ancho de banda y atenuación del ruido. Esta metodología de fuentes puntuales y receptores puntuales incrementa el volumen de datos en más de un orden de magnitud. Los avances en términos de transmisión de datos y poder computacional han posibilitado el desarrollo y despliegue de este sistema de registración que

posee un alto número de canales y resulta eficaz desde el punto de vista de sus costos.

Un problema común a todo el proceso de adquisición sísmica es la energía confinada entre las capas del subsuelo, que se conoce como múltiples internas y que son causadas por la existencia 0.5 de un fuerte contraste de velocidad de transmisión del sonido entre las capas. Esto tiene lugar cuando la energía proveniente de la fuente se refleja más de una vez en su trayectoria. Las múltiples internas se asemejan a una pelota que rebota y queda atrapada entre dos capas, que continúa rebotando hasta que pierde su energía. Los datos sísmicos de pozos que se adquieren cuando las fuetes están emplazadas en la superficie y los receptores están anclados en un pozo, ayudan a identificar las interfaces que

generan estas múltiples internas. Los desarrollos que han tenido lugar recientemente en los métodos guidados por datos y el empleo de datos de perfiles sísmico verticales (VSP, por sus siglas en inglés) para guiar el proceso de atenuación de múltiples sísmicas de superficie, tales como el método de Predicción de Múltiples Internas (IMP por sus siglas en inglés), se muestran promisorios. La calidad del conjunto de datos sísmicos sin procesar es fundamental para el logro de una resolución de frecuencia superior y una alta relación señal-ruido. La preservación de la amplitud y la fase de las señales de entrada es crucial en todas las facetas de la interpretación estratigráfica, incluyendo la inversión sísmica antes de apilar, la variación de la amplitud con el desplazamiento (AVO, por sus siglas en inglés) y la interpretación de la variación de la amplitud con el ángulo de incidencia (AVA, por sus siglas en inglés). Un análisis de la variación de las amplitudes de las reflexiones con la distancia fuente-geófono, o desplazamiento, proporciona ciertos conocimientos valiosos de las propiedades de los yacimientos, tales como litología, porosidad y fluidos alojados en los poros. Dado que los datos terrestres a menudo exhiben relaciones señal-ruido pobres, como resultado de la existencia de geometrías irregulares y la contaminación por ruido, es importante considerar los métodos de adquisición y procesamiento de datos.

Sísmica Marina (Fuente: Francois Michaud, et al. Métodos e Instrumentación acústica para la exploración en Geofísica Marina, 2009)

El objetivo de los estudios que utilizan sistemas de adquisición sísmica es obtener una representación de las estructuras que se hallan bajo el fondo marino mediante el tratamiento, análisis y/o modelización de la señal sismo-acústica que se propaga a través de ellas. En estudios de sísmica marina se utilizan fuentes de energía basadas en la generación de burbujas de aire a alta presión mediante la combinación de cañones de aire de distintos volúmenes. Se clasifican según la naturaleza de la fuente y los receptores y el dispositivo de adquisición en sísmica refracción y sísmica reflexión (Figura 17 y 18). El equipamiento empleado para realizar estudios sísmicos se divide en tres grupos según la función que realiza: fuentes de energía (en general cañones de aire, pero también pueden ser cañones de agua, transductores pizoeléctricos, etc.), que proporcionan un pulso de energía acústica, equipos de adquisición, encargados de captar y registrar las señales reflejadas y/o refractadas por el fondo marino (Fig. 18), y sistemas de procesado, que permiten tratar, analizar y representar las señales sísmicas.

Figura 17. Métodos de sismica marina: la sísmica reflexión y la sísmica refracción.

Figura 18: Adquisición simultánea de un perfil de sísmica reflexión multicanal y de uno de sísmica de refracción y refracción de gran ángulo con sismómetros de fondo oceánico (OBS). En el caso de la figura un buque se dedica a la realización del perfil de sísmica reflexión y otro buque desplegar y recuperar los OBS.

Los sistemas de adquisición de sísmica de reflexión “vertical” están constituidos por una fuente (generalmente cañones de aire) y una ristra de recetores (i.e. hidrófonos) denominada streamer. Tanto el emisor como el receptor son arrastrados por el barco (Figura 18) a lo largo de los denominados “perfiles sísmicos”. En este tipo de sistema la distancia entre fuente y receptor se mantiene por tanto constante a lo largo del perfil. Dependiendo de si el streamer está constituido por uno o varios grupos de hidrófonos los sistemas de sísmica de reflexión vertical se clasifican en “monocanal” o “multicanal”. Dada su geometría de adquisición, en este tipo de sistema la incidencia del frente de ondas es cuasi-vertical (de ahí su nombre), de forma que el campo de ondas registrado por el streamer está constituido primordialmente por reflexiones permite en las discontinuidades geológicas caracterizadas por contrastes abruptos de sus parámetros elásticos. Dada su geometría de adquisición, en este tipo de sistema la incidencia del frente de ondas es cuasi-vertical (de ahí su nombre), de forma que el campo de ondas registrado por el streamer está constituido primordialmente por reflexiones permite en las discontinuidades geológicas caracterizadas por contrastes abruptos de sus parámetros elásticos. Así, las zonas que muestran un mayor contraste de velocidad de propagación dan como resultado ondas reflejadas de mayor amplitud y viceversa. Esta información, una vez procesada, da lugar a imágenes directas de estas discontinuidades (i.e. las secciones sísmicas) que han constituido tradicionalmente la principal fuente de información a nivel estructural para la prospección de hidrocarburos. Durante la última década, este método, se ha utilizado en Ecuador con propósitos puramente científicos en la investigación de la corteza. Sin embargo, a medida que el frente de ondas se propaga por el interior de la Tierra, sufre pérdidas de energía por varios factores como la atenuación (esencialmente por fricción de las partículas), la dispersión por divergencia esférica, o la propia pérdida por reflectividad en las discontinuidades. Así, las ondas reflejadas regresan hacia la superficie con una parte muy pequeña de energía que, en muchas ocasiones, se confunde con el ruido de fondo, dificultando su interpretación. Este hecho es más importante cuanto mayor es la profundidad del reflector en cuestión. En este sentido, la principal ventaja de sistemas multicanal frente a los monocanal, es que permiten sumar la señal coherente registrada en los distintos canales (i.e. grupos de hidrófonos) para mejorar la relación señal/ruido en las secciones sísmicas. Sin embargo, un problema común de los sistemas de sísmica de reflexión es que las ondas reflejadas, a diferencia de las refractadas, no contienen información directa de la velocidad de propagación de las ondas en el medio, de forma que el eje vertical de las secciones sísmicas se representa generalmente en tiempo (i.e. doble tiempo de recorrido) y no en profundidad. Existen técnicas, denominadas de migración en profundidad, que permiten convertir las secciones sísmicas de tiempo a profundidad, pero son técnicas de compleja aplicabilidad sujetas a un considerable nivel de subjetividad. Una alternativa a la sísmica de reflexión para resolver la estructura de los niveles profundos de la corteza y el manto superior son los denominados sistemas “de sísmica de refracción y reflexión de gran ángulo”.

La diferencia esencial en cuanto a su geometría es que los receptores son en este caso Sismómetros de Fondo Oceánico (OBS) que, como su nombre indica, se despliegan en el fondo del mar a lo largo de los perfiles. De esta forma, y a diferencia de la sísmica de reflexión, la distancia entre fuente y receptor es variable y puede ser arbitrariamente grande. En este caso los frentes de ondas inciden en un amplio rango de ángulos (i.e., mayores que el ángulo crítico), de forma que el campo de ondas registrado contiene no sólo reflexiones sino también refracciones, que se registran a mayores distancias de la fuente y contienen información directa de la velocidad de propagación en el medio; es decir de sus propiedades físicas. La principal desventaja es que el número de receptores (i.e. OBS) que se utiliza es mucho más reducido que en sísmica de reflexión y por tanto la redundancia en los registros es mucho menor y la resolución de las imágenes obtenidas, sobre todo a niveles someros, también. Eso hace que este tipo de sistema haya sido mucho menos utilizado hasta la fecha en el ámbito industrial, si bien recientemente se empieza a poner de manifiesto su aplicabilidad también en este ámbito si se utiliza un número suficientemente grande de OBS. Otra diferencia fundamental con la sísmica de reflexión es que, a diferencia de ésta, los registros de refracción no proporcionan imágenes directas del subsuelo, sino que es necesario obtener modelos de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas y de la geometría de los receptores que ajusten las observaciones, ya sea por técnicas directas o inversas (ver Figura 19b). En el último decenio se han realizado en Ecuador cuatro campañas en las que se han adquirido datos sísmicos. La primera fue SISTEUR en 2000 (Collot et al., 2002), en el cual se adquirieron datos de sísmica de reflexión multicanal, así como de refracción con OBS, en el margen continental. La segunda la campaña SALIERI en 2001 (Flueh et al., 2001), que se centró en la adquisición de sísmica de refracción sobre la cordillera de Carnegie (Sallarès y Charvis, 2003; Sallarès et al., 2005). Posteriormente, en la campaña AMADEUS, en 2005, se adquirieron datos de reflexión monocanal y multicanal al norte de Ecuador y sur de Colombia, y en la campaña ESMERALDAS, también en 2005, se adquirió sísmica de refracción en la misma zona. En la Figura 20 se muestran ejemplos de los datos adquiridos.

Figura 19. Perfil de sísmica de reflexión multicanales de la campana SISTEUR (Sage et al., 2006). (A) imagen sísmica interpretación del perfil ilustrando (placa superior y contacto inter placa) el cambio de tipo de deformación entre la parte baja de la pendiente y la parte alta.

Figura 20. Ejemplos de resultados obtenidos a partir de datos de sísmica de refracción y reflexión de gran ángulo de la campaña SISTEUR (según Graindorge et al., 2004). El modelo muestra la cordillera submarina de Carnegie (placa oceanica sobre-engrosada)

3.2 Las fuentes sísmicas Generalidades Los cañones, al liberar el aire comprimido en el agua, producen un pulso sismo-acústico, cuya energía y contenido frecuencial depende principalmente de la presión del aire y el volumen de los cañones y de su profundidad de despliegue. El pulso se transmite de forma omnidireccional por la columna de agua hasta alcanzar el fondo marino, donde la energía se refleja y refracta cada vez que encuentra una discontinuidad en el medio en forma de contraste de impedancia acústica. Las principales características de una fuente sísmica son su poder de penetración, el nivel de resolución, y la cadencia. El control de la potencia de la fuente asociada su contenido frecuencial es fundamental porque va a determinar la resolución vertical (capacidad a distinguir los reflectores cercanos) y el poder de penetración o alcance (el reflector lo mas profundo que se puede seguir en el registro en sísmica de reflexión o la máxima distancia de registro en uno de refracción) (Figura 21).

Figura 21. Penetración y resolución vertical en función de la frecuencia de la fuente sísmica utilizada. Se distingue clasicamente 3 tipos de sísmica segun la frecuencia: convencional, alta y muy alta resolución. La sísmica convencional incluye la sísmica petrolera. Segun el objetivo y el tipo de objeto geológico estudiado se va a adaptar y escoger una fuente sísmica diferente. http://www.ifremer.fr/flotte/documentation/fiches_techniques/equipements%20scientifiques/sismique-vf_2000041esn.pdf

Las fuentes sísmicas se encuentran situadas unos metros bajo la superficie, típicamente entre 1-2 m (sismica de alta y muy alta resolución) y 20-30 m (sísmica convencional de alta penetración y largo alcance). Esta localizacion de la fuente bajo el agua produce la ocilacion de la burbuja, así como la reflexión del tren de ondas en la surperficie del agua, generando lo que se conoce como ghost (Figura 22). La combinación de todos estos impulsos constituye el tren de ondas emitido o signatura de la fuente. Conocer bien su forma es esencial para realizar un buen procesado de los datos adquiridos y para eliminar los artefactos de las secciones sísmicas.

Figura 22. Un pulso acústico generado en la fuente localizada en la profundidad D se transmite de forma omnidireccional. Lo que va a alcanzar el fondo marino es la combinacion del pulso directo + el rebote en la superficie de la agua. A este senal de campo lejano se añaden las ocilaciones de la burbuja.

Control de la señal Atenuacion de la oscilación de la burbuja Una fuente sísmica se caracteriza por su firma « near field » es decir a la salida del cañón. La burbuja oscila porque a medida que se su volumen aumenta, la presión en su interior disminuye hasta alcanzar un valor inferior a la presión hidrostática. En general se trata de obtener una signatura lo más impulsional posible mitigando a la vez en lo posible el efecto de la oscilación de la burbuja (Figura 23). Es decir, aumentar la relación P/B (amplitud del pulso principal o “pico” respecto a la amplitud de la primera oscilación de la burbuja). Los cañones clásicos (e,g,. los de la companía Bolt), no permiten atenuar la oscilación de burbuja, por lo que es necesario combinar varios de ellos de forma sincronizada para obtener este efecto (Figura 24). Otra alternativa son los cañones de aire de tipo GI (Generador-Injector), que integran dos cañones en uno, de forma que poco después del impulso principal (Generador) se realiza un impulso secundario (Inyector) que proporciona aire en la burbuja con el objeto de mantener en lo posible su presión (Figura 23).

Figura 23. Oscilación de burbuja (línea discontinua) y su atenuacion con el uso de un GI gun (línea de color): firma de campo cercano de un cañón GI con y sin inyector (documento Sodera; la linea discontinua corresponde al senal del cañón GI sin disparo del inyector).

Figura 24. Ejemplo de combinación de tres cañones con distintas características (posición, volumen y presión) para mejorar la signatura de la fuente. Los cañones son sincronizados de forma que se refuerza el impulso principal (IP) mientras que se atenúa la primera ocilacion de la burbuja.

Parámetros que controlan la señal Como se ha indicado anteriormente, el volumen, la presión de aire y la profundidad a la que se disparan los cañones son los parámetros que tienen mayor influencia sobre la señal registrada (Figura 25). Un aumento de volumen permite aumentar la amplitud y al mismo tiempo mejorar la relación P/B (Figura 25), obteniéndose a la vez frecuencias más bajas. Este mismo efecto se logra, con distinta eficacia, aumentando la profundidad de los cañones. Sin embargo, la forma más eficiente de conseguir mayor amplitud y un alto contenido de bajas frecuencias es aumentando la presión de disparo. Ello es sin embargo inviable en la mayoria de sistemas pues entraña diversas dificultades técnicas y riesgos.

Figura 25. Comparación de la señal de campo lejano de tres cañones del mismo modelo pero de volumen diferente (arriba). Comparación del rango de frecuencia y de amplitud por un mismo canon localizado a distintas profundidades (9m, 6m, 3m y 1 .5m) (abajo) (Documentos Sodera).

.3 Los receptores sísmicos La sísmica de reflexión multicanal En cualquier registro símico se encuentra el eco acústico procedente del suelo y subsuelo marino mezclado con ruido ambiente, de forma que en muchos casos no es posible observar las señales correspondientes a reflexiones de baja amplitud. Como se ha comentado anteriormente, si se dispone de un sistema de varios canales, con la geometría de disparo adecuada es posible obtener registros de distintos disparos en un mismo punto reflector. Ello permite agregar la señal de los distintos registros utilizando las técnicas adecuadas para obtener un único sismograma en el cual la relación señal/ruido es mucho mayor. Esto es debido a que la señal de las reflexiones llegan en fase de un canal al otro, adicionándose de manera constructiva, mientras que el ruido, aleatorio, tiende a anularse (Fig. 26 y 27). El número de disparos que es posible registrar por cada mismo punto reflector corresponde a la denominada “cobertura” del sistema, que obviamente depende del número de canales del sistema (y de su separación), así como de la cadencia de disparo. El número de canales o grupos de hidrófonos de un streamer de sísmica de reflexión se encuentran, así como su separación varía dependiendo de los objetivos a alcanzar. Durante la campana AMADEUS (Collot et al., 2005), cuyo objetivo era resolver la estructura fina de los sedimentos y la parte mas sómera del basamento, se usó un streamer con 6 canales espaciados 50 m, mientras que durante la campana SISTEUR (Collot et al., 2001; 2002), cuyo objetivo era obtener imágenes de la corteza oceánica y el margen continental hasta su base, se uso un streamer de 360 canales espaciados 12.5 m.

Los OBS Los OBS (http://www.obs-vlfr.fr /GeosciencesAzur/OBS/) son estaciones sísmicas de fondo oceánico cuyo sistema de registro es completamente autónomo. Está dotado de un hidrófono y un geófono que registran las vibraciones de la (columna de agua y los suelos oceánicos generados por fuentes artificiales (tiros de sismica) o naturales (sismos). Contienen baterías que les permiten registrar en contínuo durante un período determinado de tiempo a grandes profundidades (hasta 7000 m). En el caso del los OBS utilizados en la campaña ESMERALDAS-2005 (Pontoise et al., 2006) se trata de sistemas con una autonomía de registro de más de 6 meses, con un geófono de banda ancha (40 s), mientras que los utilizados en SALIERI-2001 (Flueh et al., 2001) tienen menor autonomía (2 meses) y un geófono de corto periodo (4.5 Hz). Los datos se registran en discos duros o tarjetas de tipo Compact Flash. Los OBS están dotados de un sistema de liberación conectado a un transductor acústico son el que se comunica desde la superficie para las órdenes de largado y recuperación. Una vez recibida la orden el sistema de liberación suelta el lastre y asciende por su propia flotabilidad a la superficie, donde se recupera desde el barco. La localización en superficie se hace mediante distintos elementos como una antena VHF, una luz intermitente o una bandera. En la mayoría de casos, las campañas modernas de sísmica marina combinan la adquisición de datos de reflexion multicanal con los de refracción y reflexión de gran ángulo sobre estaciones terrestres y/o marinas para aprovechar la complementariedad de ambos tipos de datos en cuanto al tipo de información que se puede extraer de ellos.

Figura 26. Las señales que llegan en fase de un canal al otro se adicionan de manera constructiva mientras que el ruido tiende a anularse.

Figura 27: Sección de sísmica monocanal (arriba). Suma (o stack) de los 6 canales. Los datos corresponden a un perfil sisimico adquirido durante la Campana AMADEUS a lo largo del cañón de Esmeraldas (abajo). Obsérvese la mejor relación señal ruido en el perfil sumado.

ADQUISICIÓN DE DATOS SÍSMICOS (Fuente: Varios Autores. Seismic Data Acquisition.)

Es el primer paso en la prospección sísmica. Incluye adquirir los datos en bruto desde el campo usando los instrumentos y operaciones de campo. Los instrumentos de campo suelen usarse para la adquisición de: una fuente (dinamita, explosivo, cargas huecas, vibraciones, pistola de aire y golpe), un receptor (geófono, hidrófono y marsh phone), la casa de perro (unidad de grabación, cintas magnéticas, pantalla de visualización). Para adquirir un survey tiene que ser planeado. Se hace usando las técnicas de diseño de surveys. Es posible que haya estudios sísmicos 2D y 3D. •

•

En el estudio sísmico 2D, la fuente y el receptor son ubicados en una línea. Se puede dividir la propagación (fuente en la mitad y el receptor en cualquiera de los dos lados) o al termino de la propagación (la fuente sobre un extremo y receptores en otro). En el estudio sísmico 3D, hay una serie de matrices receptores y fuentes cubriendo un área. La fuente y el receptor están ortogonal. Para un propósito de exploración de petróleo, estudios en 3D son de gran uso.

Figura 1.1.1: Geometría de adquisición.

ADQUISICIÓN DE DATOS SÍSMICOS 2D En la adquisición de datos 2D, la fuente y el geófono están en línea. La adquisición de datos es parte principal e importante de la sísmica. Cualquier técnica de procesamiento de datos no puede añadir ninguna frecuencia que no se registraron, ni mejorar la información fuera del ancho de banda de los datos sísmicos adquiridos en el campo. Por lo tanto, deberíamos tener cuidado durante la adquisición de datos. Antes de la adquisición, primero diseñamos parámetros del campo. Parámetros inapropiados o mal diseñados puede limitar severamente la calidad y utilidad

de los datos sísmicos. Parámetros adecuadamente diseñados, basados en el conocimiento del área y el objetivo de exploración, normalmente conduce a mejorar en gran medida y secciones sísmicas interpretables.

1.2 Diseño de parámetros de campo: El estudio sísmico de pozos diseñados empieza con un claro conocimiento de los objetivos estudiados en términos generales. Algunos factores merecen consideración en el diseño de parámetros finales de campo, incluyendo economía, tiempo del estudio, tipo de fuente de energía de geófonos y sus patrones. Algunos parámetros de un programa de adquisición sísmica son: • • • • •

Máxima compensación (máximo offset): distancia de la fuente al más lejano receptor. Mínima compensación (mínimo offset): distancia de la fuente al receptor más cercano. Grupo de intervalo: distancia entre matrices de geófonos. Constante para un estudio. Intervalo de disparo: distancia entre dos disparos. Doble cobertura: número de veces que un punto de superficie es estudiado por diferentes fuentes y detectores. • Intervalo simple: el número de intervalos entre muestras digitales de señal. Varía de menos que 1 ms a 4 ms. Esta tasa de muestra es escogida no para limitar la resolución vertical y registrar las frecuencias máximas deseadas. • Elección de las matrices de fuentes y geófonos. • Número de Canales de grabación. • Dirección de disparo. Antes de realizar el estudio, se señala claramente el área de inspección con referencia de cualquier estructura fija como pilares, puentes, etc. Mientras en offshore se define coordenadas por navegación satelital.

Plano (Layout) En el estudio de sísmica de reflexión, dos tipos de diseño son los más utilizados. 1. Finales (End-on) 2. Propagación partida (Split spread) 1. End-on: En el estudio se usa varios números de canales o grupos de geófonos. El más usado es 96 o 120 canales. En los disparos End-on, la fuente es ubicada a un lado de la matriz de geófonos.

Fig. 1.1.2 Final de tiro 2. Propagación partida (Split-spread) En este diseño la fuente está ubicada entre la matriz de geófonos. Hay dos tipos de diseños de propagación partida. (a) Propagación partida simétrica: en este diseño la igualdad de geófonos se colocan a ambos lados de la fuente. Este diseño es usado cuando la profundidad de interés es poco profunda.

Fig.1.1.3 Propagación partida simétrica (b) Propagación partida asimétrica: En esta propagación diferentes números de geófonos son localizados a ambos lados de la fuente. Se usa cuando nuestra profundidad de interés es a la vez superficial y profunda.

Fig. 1.1.4 Propagación partida asimétrica

III.3. Grabación del movimiento del suelo Hasta ahora hemos mostrado la propagación de las ondas a través de varios medios. Cuando las ondas sísmicas interactúan con una discontinuidad en el subsuelo, cierta energía es transmitida a través de la discontinuidad, otra es reflejada fuera de la discontinuidad y si las velocidades de los medios separadas por la discontinuidad representan un aumento de la velocidad en la propagación de la onda, otra parte más de la energía es transmitida a lo largo de la discontinuidad en forma de ondas refractadas criticas. Desafortunadamente, no podemos registrar el campo de onda y como se propaga este a través de la tierra en todos los puntos y en todos los tiempos, así como fueron realizadas las tomas mostradas previamente. En lugar de eso, solo se puede registrar el campo de onda a lo largo de la superficie de la Tierra. Es decir, lo que nosotros registraremos es el movimiento de la superficie de la Tierra causada por la propagación de la onda sísmica a través de la Tierra generada por nuestra fuente sísmica. Los instrumentos que son capaces de registrar el movimiento del suelo son referidos como sismómetros o geofonos. Esos sensores de registro son descritos más adelante con más detalle. Basta decir por ahora, que ellos son capaces de registrar el movimiento de los suelos producidos por las ondas sísmicas que nosotros estamos interesados en estudiar.

Onda en una gráfica de Tiempo vs. Amplitud

Un ejemplo del movimiento del suelo que fue registrado por la propagación de una onda sísmica a través de nuestro modelo de la capa sobre el semiespacio es mostrada arriba. El tiempo corre a lo largo del eje horizontal (Time), y la amplitud (Amplitude) del movimiento del suelo corre a lo largo del eje vertical. La línea en la gráfica, por consiguiente, representa el la historia del tiempo del movimiento del suelo en este único punto en particular, es cual es referido como un sismograma. En este caso, el sismómetro empleado registro solo movimientos del suelo arriba/abajo. Para este ejemplo, la traza que corre hacia abajo representa que el movimiento del suelo fue hacia abajo. Una traza que corre hacia arriba representa que el movimiento del suelo fue hacia arriba. Hay dos registros de arribos sísmicos diferentes en este registro: uno en el tiempo cerca de a los 100 ms, el otro esta cerca de los 150 ms* . Desde este simple registro, es imposible para nosotros

decir que tipo de arribo es. Por ejemplo, el primer arribo podría ser el arribo directo o la onda refractada critica. Usualmente, nosotros registraremos el movimiento de un número de diferentes receptores y graficamos estos movimientos en función del tiempo y en función del offset (sin traducción directa al español, pero es la distancia entre la fuente y el sensor de registro). Un ejemplo de tal gráfica es mostrada abajo.

En este caso, el tiempo corre a lo largo de-l eje vertical y la distancia desde la fuente a lo largo del eje horizontal. A cada apropiada distancia del receptor y el tiro (disparo), hemos graficado el sismograma (registro del movimiento del suelo en cada punto). En este experimento, los receptores (geofonos) están localizados en intervalos de cada 5 metros. Tales graficas como estas son usualmente referidas como registro de tiros (shot record). La ventaja de observar el Registro de tiros es que puedes ver como el tiempo de los arribos es diferente en cada distancia. Esta variación del tiempo contra la distancia es comúnmente denominada como moveout (la cual no tiene una traducción precisa en español, pero podría traducirse como “cambio de lugar”). Los arribos con grandes moveout buzan abruptamente en los registros de tiros. Aquellos con pequeñas moveout se inclinan menos abruptos. Si examinas cuidadosamente el tiro registrado mostrado arriba, puedes ver las tres ondas sísmicas definidas previamente (ejem. la onda Directa, reflejada y refractada). Usando las imágenes de la propagación de las ondas mostradas anteriormente, trata de identificar los tres arribos en este registro de tiros. Recuerda que las ondas refractadas no pueden ser nunca los primeros arribos registrados sobre un sismograma. *Esos tiempos representan el tiempo después de que la fuente fue disparada.

III.4. Curvas de Tiempo de Viaje Considerando el siguiente modelo simple (Capa de baja velocidad sobre un semiespacio), podemos calcular cuales podrían ser los tiempos de arribo de las ondas sísmicas y sobreponer esos tiempos de arribos previstos encima de nuestro registro de tiros.

Como se espera, el primer arribo con offset cortos (distancia) es el arribo directo (Línea verde). Este arribo tiene una amplitud muy larga y su moveout es constante sobre todos los offsets. Es decir, que sus tiempos de arribo caen a lo largo de una línea fuerte cuando es graficada contra el offset. En offsets mas grandes (mayores a 275 m), el primer arribo son arribos refractados (Línea roja). Estos arribos se caracterizan por amplitudes pequeñas y un moveout constante que es más pequeño en valor que el moveout del arribo directo. Es decir, la inclinación de la línea conectada a los tiempos de arribos de los arribos refractados es menor (la línea es mas plana) que la del arribo directo (los cuales alineados tenían más pendiente). El último arribo registrado en todos los offsets es el arribo reflejado (Línea azul). Nota que el arribo reflejado no tiene un moveout constante en todos los offsets . Su moveout es cero en el offset cero y se aproxima al moveout del arribo directo en offsets muy grandes. La gráfica de los tiempos de arribo de varias ondas registradas contra el offset es llamada Gráfica de Curvas de Tiempos de Viaje (Travel-times curves). A menudo mostraremos las curvas de tiempo de viaje de arribos sísmicos sin estar encima del registro de tiros como se muestra abajo.

Definir la forma de las Curvas de viaje contra offset será nuestra primera tarea en el Método de refracción sísmica. Así, aunque estamos grabando la historia del tiempo del movimiento del suelo en un número de estaciones, para el método de refracción, la única cosa que nos interesará extraer de esos registros es el tiempo de arribo de la primera onda a ser grabada en cada geofono. Para el ejemplo mostrado arriba, estos arribos podrían estar asociados con la onda directa de los offset menores a 275 metros y podrían estar asociados con la onda refractada crítica para los offsets mas grandes a los 275 metros. Como lo veremos más adelante, determinar esos tiempos en los sismogramas no siempre es fácil.

En el registro sísmico que se presenta en la Figura III.3 se pueden identificar claramente las ondas elásticas producto del contacto entre dos capas. Se aprecia la onda directa (1754 m/s), la onda refractada (3500 m/s) y las ondas P reflejadas (1630 m/s primera capa, y 4000 m/s segunda capa), así como la onda reflejada SV (2858 m/s). Luego, con la información de distancia fuente-receptor y tiempos de llegada se construyen las dromocronas.

El método se basa en la medición del tiempo de viaje de las ondas refractadas críticamente en las interfaces entre las capas con diferentes propiedades físicas; fundamentalmente por contraste entre impedancias acústicas (i = ρ.v; en donde ρ es la densidad y v la velocidad de la capa). La energía sísmica se genera mediante un impacto controlado en superficie (o a una determinada profundidad) que va propagándose en forma de onda elástica a través del subsuelo interaccionando con las distintas capas, de manera que una parte de la energía se refleja y permanece en el mismo medio que la energía incidente, y el resto se transmite al otro medio con un fuerte cambio de la dirección de propagación debido al efecto de la interfase (refracción). De esta interacción, la sísmica de refracción solo considera las refracciones con ángulo crítico ya que son las únicas ondas refractadas que llegan a la superficie y pueden ser captadas por los geófonos (Figura III.4).

La distancia desde los receptores al punto de tiro debe ser considerablemente grande comparada con la profundidad de los horizontes que se desean detectar, debido a que las ondas viajan grandes distancias horizontales antes de ser refractadas críticamente hacia la superficie; por ello también se suele llamar sísmica de gran ángulo. Estas largas trayectorias de propagación hacen que se disipe una mayor proporción de energía y, en particular se produzca una absorción de las frecuencias más altas, en consecuencia los datos de refracción son de bajas frecuencias comparados con los datos de reflexión y, a igualdad de fuente sísmica, se inspecciona menor profundidad.

El método sísmico de reflexión se basa en las reflexiones del frente de ondas sísmico sobre las distintas interfases del subsuelo. Estas interfases (reflectores) responden, al igual que en la refracción, a contrastes de impedancia que posteriormente se relacionaran con las distintas capas geológicas. Las reflexiones son detectadas por los receptores (geófonos) que se ubican en superficie y que están alineados con la fuente emisora. Dado que las distancias entre la fuente y los geófonos son pequeñas respecto a la profundidad de penetración que se alcanza (Figura III.6), el dispositivo experimental soporta que se esté operando en "corto ángulo"; asegurando así la obtención de reflexiones y, distinguiéndose de la sísmica de refracción o de "gran ángulo".

Con el fin de conseguir un mejor reconocimiento de la zona de estudio, se realiza un número de disparos mayor y se aumenta la cantidad de geófonos en comparación con los empleados en un perfil de refracción de longitud equivalente. El resultado es un grupo de trazas sísmicas procedentes de todos los tiros que se analizan, se procesan y luego se reordenan en conjuntos de “puntos reflectores comunes” (CMP), los cuales contienen la información de todas las reflexiones halladas (Figura III.7-a). Una vez todas las trazas de un mismo CMP se han agrupado, se suman y se obtiene una traza CMP. El conjunto de todas las trazas CMP constituye la denominada sección sísmica de reflexión que es el resultado final de este método. Una sección sísmica es una imagen del subsuelo en donde las reflexiones se ven en forma de lóbulos negros de mayor amplitud y definen las capas reflectoras que después se asociarán a las estructuras geológicas (Figura III.7-b).