UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÒNOMA AUTÒNOMA DE DE MÈXICO MÈXICO FACULTAD DE FACULTAD DE INGENIERÌA INGENIERÌA DIVISIÒN DE DIVISIÒN DE CIENCIAS CIENCIAS DE DE LA LA TIERRA TIERRA Prospeccion Sismica APUNTES APUNTES SEGUN SEGUNDA DA PARTE PARTE
Fecha de Fecha de entrega: entrega: 19-5-2015
GÓMEZ MADRIGAL GÓMEZ MADRIGAL TONATIUH TONATIUH OLLIN OLLIN
SÍSMICA DE REFLEXIÓN Principales herramientas en la industria petrolera pueden explorar a 6-7 mil metros de profundidad. En 1981 se registró la primera reflexión y esta fue identificada como proveniente de un contacto de una lutita y una caliza. Sheriff and Geldart (1987) 1928 Primer descubrimiento basado en el método de reflexión: campo Maud. 1930 Método de reflexión es más importante en comparación con el método de refracción. Este método se caracteriza por obtener las propiedades del subsuelo a partir de las ondas sísmicas reflejadas. Este método requiere una fuente sísmica controlada de energía, tales como dinamita/Tovex, una pistola de aire especializada o un vibroseis. Cuando una onda sísmica viaja a través de la Tierra se encuentra con una interfaz entre dos materiales con diferentes impedancias acústicas, algo de la energía de la onda se reflejará en la interfaz y algunos se refractan a través de la interfaz. En su forma más básica, la técnica sísmica de reflexión consiste en la generación de las ondas sísmicas y midiendo m idiendo el tiempo tomado para las ondas para viajar desde la fuente, se reflejan en una interfaz y ser detectados por un conjunto de receptores en la superficie. El conocimiento de los tiempos de viaje desde la fuente a varios receptores, y la velocidad de las ondas sísmicas, un geofísico entonces intenta reconstruir las vías de las ondas con el fin de construir una imagen del sub-suelo. El principio general de la reflexión sísmica es enviar ondas elásticas en la Tierra, donde cada capa dentro de la Tierra refleja una parte de la energía de las ondas de nuevo y permite que el resto a través de refractar. Estas ondas de energía reflejada se registran durante un periodo de tiempo predeterminado por los receptores que detectan el movimiento de la tierra en la que se colocan. En tierra, el receptor típico utilizado es un instrumento pequeño, portátil conocido como un geófono, que convierte el movimiento del suelo en una señal eléctrica analógica. En el agua, se utilizan hidrófonos, que convierte los cambios de presión en señales eléctricas. Cada respuesta de los receptores de un solo tiro se conoce como una "huella" y se graba en una cinta magnética, entonces el lugar de la inyección se mueve a lo largo de y el proceso se repite. Por lo general, las señales registradas son sometidos a cantidades significativas de procesamiento de la señal antes de que estén listos para ser interpretados y esta es un área de investigación activa significativo dentro de la industria y la academia.
Del dibujo se observa:
Tiempo que tarda la onda en ir a la fuente
SÍSMICA DE REFLEXIÓN Principales herramientas en la industria petrolera pueden explorar a 6-7 mil metros de profundidad. En 1981 se registró la primera reflexión y esta fue identificada como proveniente de un contacto de una lutita y una caliza. Sheriff and Geldart (1987) 1928 Primer descubrimiento basado en el método de reflexión: campo Maud. 1930 Método de reflexión es más importante en comparación con el método de refracción. Este método se caracteriza por obtener las propiedades del subsuelo a partir de las ondas sísmicas reflejadas. Este método requiere una fuente sísmica controlada de energía, tales como dinamita/Tovex, una pistola de aire especializada o un vibroseis. Cuando una onda sísmica viaja a través de la Tierra se encuentra con una interfaz entre dos materiales con diferentes impedancias acústicas, algo de la energía de la onda se reflejará en la interfaz y algunos se refractan a través de la interfaz. En su forma más básica, la técnica sísmica de reflexión consiste en la generación de las ondas sísmicas y midiendo m idiendo el tiempo tomado para las ondas para viajar desde la fuente, se reflejan en una interfaz y ser detectados por un conjunto de receptores en la superficie. El conocimiento de los tiempos de viaje desde la fuente a varios receptores, y la velocidad de las ondas sísmicas, un geofísico entonces intenta reconstruir las vías de las ondas con el fin de construir una imagen del sub-suelo. El principio general de la reflexión sísmica es enviar ondas elásticas en la Tierra, donde cada capa dentro de la Tierra refleja una parte de la energía de las ondas de nuevo y permite que el resto a través de refractar. Estas ondas de energía reflejada se registran durante un periodo de tiempo predeterminado por los receptores que detectan el movimiento de la tierra en la que se colocan. En tierra, el receptor típico utilizado es un instrumento pequeño, portátil conocido como un geófono, que convierte el movimiento del suelo en una señal eléctrica analógica. En el agua, se utilizan hidrófonos, que convierte los cambios de presión en señales eléctricas. Cada respuesta de los receptores de un solo tiro se conoce como una "huella" y se graba en una cinta magnética, entonces el lugar de la inyección se mueve a lo largo de y el proceso se repite. Por lo general, las señales registradas son sometidos a cantidades significativas de procesamiento de la señal antes de que estén listos para ser interpretados y esta es un área de investigación activa significativo dentro de la industria y la academia.
Del dibujo se observa:
Tiempo que tarda la onda en ir a la fuente
√
Impedancia acústica
Geófono Distancia (m) source 0 1 5 2 10 3 15 4 20 5 25 6 30 7 35 8 40 9 45 10 50 11 55 12 60
Time (ms) 21,4 21,7 22,6 24 25,8 27,9 30,3 32,9 35,7 38,6 41,6 44,7 47,9
NMO (ms)= t 0 0,3 1,2 2,6 4,4 6,5 8,9 11,5 14,3 17,2 20,2 23,3 26,5
Corrección
Distancia vs tiempo
21,4 21,4 21,4 21,4 21,4 21,4 21,4 21,4 21,4 21,4 21,4 21,4 21,4
60 50 ) s 40 m ( o p30 m e i 20 T
10 0 0
20
40 Distacia (m)
Correcion por NMO 25 20
) s m15 ( o p m10 e i T
5 0 0
20
40 Distacia (m)
60
80
60
80
Mientras vamos avanzando x incrementa, se considera en cada uano de los puntos detectados y la fuente están en el mismo punto
X=0
X
X=60
Sobre tiempo normal Lugar geométrico de una reflexión es una hipérbola cuyo origen es t0 Conforme aumenta la profundidad aumenta el tiempo Se puede calcular la diferencial total
Onda reflejada Onda directa
√
Onda refractada
Normal Move –Out Es una corrección utilizada para normalizar los eventos. La corrección NMO se define como la diferencia en tiempo de un tiempo de arribo a un detector localizado a una distancia x de la fuente de energía con respecto a una que estuviera en la misma posición de la fuente y está dado por:
( )
Depende de la geometría de propagación de las ondas también de la distancia y no tiene nada que ver con los echados que puede aparecer, las trayectorias son hipérbolas, Es la primera corrección de los datos,
A mayor profundidad mayor atenúa de la amplitud
Geometría de las ondas reflejadas
En trabajos de sísmica de reflexión, pulsos de energía se reflejan de los contactos en el subsuelo y se registran o se graban en la superficie muy cerca de la incidencia normal. Se registran los tiempos de viaje y se miden los cuales pueden ser usados como estimadores de la profundidad. La velocidad de intervalos se puede promediar sobre varios intervalos para dar lo que se llama como la velocidad promediada en tiempo o simplemente la velocidad promedio V, de aquí la velocidad promedio en n capas está dada por :
∑ ∑ ̅ ∑ ∑
O si Zn es ele espesor total de n capas Tn es el tiempo total, solo de ida tendremos.
̅
Caso de un reflector Horizontal La geometría básica de la trayectoria reflejada se muestra en la fohura para el caso de reflector horizontal
La cual se puede simplificar
[ ]
Normal move out: es la diferencia en tiempo de viaje t, entre las llegadas de reflejos a una distancia (offset) y offset cero.
Note que NMO es una función del offset, velocidad y profundidad del reflector z (ya que z=vt 0/z). El concepto de move-out es fundamental para el reconocimiento, correlación y mejoramiento de los eventos.
Ecuación de la curva de tiempo-distancia. La teoría matemática de reflexión es muy sencilla en el método de reflexión se observa el tiempo de la onda reflejada. La Reflexión no se considera solo una capa se consideran dos capas y su contacto
Se pueden eliminar con un mayor número de detectores.
Frecuencia en el dominio del espacio= número de onda Es un ruido que se puede identificar a partir de su frecuencia y velocidad es generado por ondas superficiales, es un tren de ruido disperso, que contiene todas las frecuencias de la fuente sísmica y se propaga al interior de la Tierra como una función de la longitud de onda.
Ground roll
Velocidad aparente del reflejo=
Velocidad aparente del Ground roll=
son mas lentas
El ruido generado por la fuente (GR) haciendo perfiles de ruido.
Move-out
[ ]
;
NMO nos sirve para calcular las velocidades
Tomando en cuenta que existe un margen de error al truncar la serie, el cual es significativamente pequeño y se desprecia, es posible despejar la velocidad. Esto sólo puede aplicarse si x<
El NMO está definido cómo la diferencia de tiempo entre un geófono y el offset cero.
El NMO es una función del offset, velocidad y profundidad, del reflector ya que z=vto/2 Move out: fundamental para el reconocimiento correlación y mejoramiento de los eventos de reflexión, y también para el cálculo de velocidades usando los datos de reflexión.
Grand Roll: ondas superficiales, se considera ruido. Velocidad aparente: ∆x/∆t donde Δx: diferencia de la distancia x del primer geófono al siguiente geófono. Velocidad aparente de reflejo: ∆x/∆t >>>>>>>>>>>> tiene una velocidad muy alta. Velocidad aparente del ruido : ∆x/∆t
a más profundidad mayor velocidad, la velocidad en superficie es menor.
Secuencia de reflectores horizontales En una tierra está formada con n capas en cada uno de los contactos tenemos refracciones, transmisiones y reflexiones lo cual nos produce una trayectoria o conjunto de trayectorias complejas. En distancia de offset que son pequeñas en comparación a las profundidades de los reflectores, la curva T-X sigue siendo especialmente hiperbólica pero habrá que remplazar por la velocidad promedio o para una mejor aproximación la fórmula de Dix.
∑ ∑
Esta ecuación aplica para un offset pequeño (x<
El valor individual del NMO asociado con cada reflector puede además usarse para derivar una velocidad cuadrática media para las capas arriba del reflector. Los valores de V rms, para cualquier reflector puede usarse para calcular velocidades de intervalo usando la fórmula de Dix, para calcular velocidades de intervalo n usamos
son respectivamente, la velocidad cuadrática media y los tiempos de viaje de los rayos reflejados por la capa (n-1) y la capa n ( Dix, 1955). Caso de una capa con echado En este caso el valor de echado viene a ser otra incógnita de la curva tiempo-distancia, la ecuación se deriva en forma similar a la usada para cada capa horizontal, considerando la trayectoria así como la velocidad de propagación. Pág. 19 de libro para geólogos La expresión del tiempo es
Move out
Usando los diferentes tiempos de viaje dados por la ecuación 4-9 obtenemos
Dip move out se usa para calcular echados.
NMO tx- t0 capas horizontales
DMO capas con echados Trayectoria de rayos para reflexiones múltiples además de los rayos que regresan a la superficie después de haber sido reflejados, los cuales se conocen como reflexiones primarias o primarios, hay una gran cantidad de trayectorias que regresan a la superficie después de haber sido reflejadas en uno o mas contactos. Tales rayos o trayectoria se les denominan reverberaciones, reflexiones múltiples o simplemente múltiples, una variedad de posibles rayos que involucran reflexiones múltiples son: primary
Double path multiple
Near Surface multiples
Pen-leg multiple
Varios tipos de reflexiones múltiples en la tierra estratificada. Generalmente las reflexiones múltiples tienden a tener amplitudes más bajas que las reflexiones primarias debido a las pérdidas de energía en cada reflexión, sin embargo hay dos tipos de múltiples que se reflejan. Reflexiones fantasmas: Cuando los rayos de una explosión enterrada, son reflejados hacia el interior del subsuelo desde la superficie de la Tierra o desde la superficie de la capa alterada. Llegan poco tiempo después de la reflexión primaria. Reverberación de lámina de agua: Cuando los rayos de una fuente submarina se repiten varias veces en el lecho marino y en la superficie del mar, hay dos tipos de múltiples en función del tiempo intermedio entre la reflexión primaria y ellos: Múltiple de corto período: No se pueden separar en el registro sísmico. Múltiple de largo período: Tienen un retraso tan importante que constituyen eventos separados en el registro sísmico. El sismograma de reflexión Representa la respuesta combinada del terreno estratificado y del sistema de registro a un pulso sísmico, en cada superficie, una parte de la energía incidente es reflejada, y el reflector recibe una serie de pulsos reflejados cuya amplitud depende dela distancia y de los coeficientes de reflexión, si se asume que el pulso permanece constante según se propaga, la traza sísmica puede considerarse como la convolución del pulso de la señal, con una función de reflectividad, como el pulso tiene una longitud finita, las reflexiones individuales se superponen en el sismograma resultante. Tiempo de representación La forma inicial de representar los datos de un perfil es en grupos de trazas sísmicas (common shot gathers) registradas desde un disparo. Para visualizarlas mejor se colocan los sismogramas correlativamente con el eje de tiempos vertical y para reconocer mejor las reflexiones se pueden visualizar los registros de diferentes formas Tarea
Formula de dix De la siguiente figura podemos observar que el rayo pasa por dos medios con velocidades diferentes y podemos argumentar que cuando el rayo pasa por estos dos medios que:
Don de:
z:es el espesor de la capa
T: el tiempo que le toma al rayo para pasa de una capa a otra v: La velocidad x:es la distancia total del recorrido
Observando la figura sabemos que:
Por lo tanto
Sabemos que
Al ser el angulo muy pequeño solo tomaremos el seno y despreciaremos el coseno
Cuando calculamos el límite de
Donde sabemos que
Procesamiento sísmico
obtenemos:
Arreglamos datos, editamos gather; velocidades de propagación, Apilado (starking), Filtramos, deconvulción. Mejorar la imagen
Secciones sísmicas 2D Cubos sísmicos
3D
Interpretación Sísmica Dato de entrada (cubo sísmico) Datos geológicos Mapas, anomalía de amplitud, lugares para perforar pozos . Exploratoria Espesor impregnado O
Evaluación económica
Área de reservas
Introducción a la Adquisición y procesamiento sísmico. Antes se utilizaban cintas magnéticas para grabar la información, actualmente esta se digitaliza, es decir, se muestra a un cierto ∆t. de acuerdo con la teoría del tratamiento de señales, el intervalo de muestreo es muy
importante, pues de ello depende las frecuencias que se puedan observar, esto se demuestra con la aplicación de la frecuencia de Nyquist.
Donde se observa que la frecuencia máxima observable es inversamente proporcional a al intervalo de muestreo. En reflexión se utiliza por lo común ∆t=2 [ms]
Si la frecuencia es muy baja nos da una longitud de onda que es muy grande, si la longitud es muy grande la resolución es muy baja. Otra consideración importante es que, por practicidad la señal grabada está multiplexada. Es decir, es acomodada de un modo particular de modo que es necesario demultiplexarla antes de poder trabajar. Todas las muestras de datos sísmicos de un mismo canal son ordenadas en función del tiempo.
Figura. Multiplexado y demultiplexado de datos.
Luego de esto hay que aplicar correcciones estáticas y corregir por NMO para apilar la seña. El apilamiento permite la eliminación de ruido aleatorio. El ruido coherente (ground roll) no se puede eliminar de esta forma, para ello se utilizan arreglos de geófonos durante la adquisición en campo. Sistemas de registro. Los sistemas de registro detectan y registran impulsos eléctricos a partir de grupos de detectores con la precisión y fidelidad máxima, mínima distorsión, y la capacidad de fácilmente recuperar la información para procesos y análisis subsecuentes. Los requisitos de funcionamiento de estos sistemas incluyen un rango dinámico amplio, un ancho de banda grande, rango amplio de amplitudes, distorsión baja de armónicos y ruido de sistema mínimo. Los sistemas modernos de registro sísmico consisten de dos partes distintas: un sistema marino o terrestre y un sistema en el barco o camión. El módulo o sistema marino o terrestre siempre está cerca del grupo de detectores. Sus principales componentes son:
Preamplificador (preamp). Filtro notch y corta bajas. Modulador sigma delta. Módulo FIR, por sus siglas en inglés: finite impulse response. Sensor group: grupo de detectores. Preamp: preamplificador. Incrementa la amplitud de la señal sísmica detectada. Filtro corta bajas y notch. Este filtro elimina ruidos. Modulador sigma delta: convertidor analógico-digital.
Es
un
FIR: Este módulo genera una señal de salida a 24 bits.
Sistemas de registro marino
Cable reel: carrete del cable. Towing bridle: freno del cable de remolque. Lead in section: sección de guía. Depressor paravane: mantiene el inicio del streamer a la profundidad deseada. Stretch section: amortigua el movimiento del inicio y fin del streamer. Depth controller: mantienen la profundidad del streamer en puntos intermedios. Live sections: Estas secciones contienen grupos de hidrófonos y componentes electrónicos que aplican filtros a los datos, convierte la señal analógica en señal digital y hace pruebas de funcionamiento a los instrumentos. Dead sections: actúan como separadores de los live sections. Adquisición marina Para levantamientos marinos los geófonos permanecen horizontales, estos son equilibrados en el mar gracias a los “birds”, los cuales miden la presión del ambiente y se nivelan. Los cables son de 5 a 12 kilómetros. Las pistolas
de aire se encuentran colocadas en arreglos, un barco detona mientras otros dos registran en diferentes arreglos. Lo que se intenta eliminar no es el ruido de las ondas superficiales sino el provocado por el oleaje. Un geófono es un transductor que consta de un casco, un imán permanente y un spike. El sistema está definido por un periodo:
Geófonos
La sísmica está en constante evolución desde sus inicios. El geófono es un transductor, su funcionamiento es la captación, amplificación y envió de la señal sísmica y que está en contacto con la superficie terrestre. Esencialmente es una bobina suspendida en un campo magnético, esta disposición simple puede detectar vibraciones en la superficie de la tierra. También se le conoce como sismodetector, sismómetro o receptor. Sus componentes le permiten detectar el movimiento del suelo el cual es generado por una fuente energética ( explosivos, pistolas de aire y vibroseis.) Elementos de un Geófono. Un sismodetector se compone principalmente de 5 elementos a) b) c) d) e)
Casco (carcasa) Un imán permanente Un conductor Un receptor Spiks
Casi todos los geófonos que se usan en levantamientos terrestres son del tipo electromagnético, estos co nsisten en una bobina y un imán, uno de los elementos
Es una ecuación diferencial de ordinaria de segundo grado no homogénea, que representa el movimiento de una oscilación con amortiguamiento, la solución de esta ecuación es:
√
Donde está dado por
A través del amortiguamiento se busca eliminar el ruido, con la ecuación de movimiento armónico simple se llega a la ecuación siguiente que describe la fase:
En los geófonos se consideran los factores como son la distorsión la sensibilidad, la tolerancia, el ruido y la fiabilidad, todo lo anterior debe ser atenuado y tomado en cuenta en el procesado. Dependiendo del terreno se usan geófonos convencionales o geófonos planos. También existen los geófonos multicomponentes o 3C. Estos se usan para estudios de onda convertida. Son 3 geófonos en uno y están orientados al norte. Otro tipo de geófono es el VSP, o vertical seismic profile. Es necesario recordar que los geófonos cuentan con un amortiguador que disminuye gradualmente las oscilaciones. Al ser un sistema inercial cuenta con una frecuencia natural que lo hace entrar en resonancia. Tolerancia: Los geófonos son construidos con ciertas especificaciones y limitaciones, las cuales deben ser tomadas en cuenta pues puede que se tomen en cuenta datos que esté fuera de estos límites.
-
20° de echado Sensibilidad de
Existen geófonos multicomponente, estos deben ser orientados y permiten grabar 2 componentes horizontales y la vertical. Sistemas de registro en tierra. Los principales componentes de este sistema son:
Módulos electrónicos o cajas: Transforman las señales analógicas en digitales. Cables de línea en sección: Conecta a los módulos electrónicos. Módulos de interfase en línea: Reciben la señal del grupo de geófonos, las ordena y retransmite al camión. Cables de salto: Estos dan conectividad entre los módulos de interfase y el camión.
Sistema de registro en el camión
Unidad de control. Módulos para las línea de interfase y streamers. Módulo de correlación y apilamiento. Sistemas de grabación (tapes).
Tarea Geófono.
Figura. Unidad de control.
Las ondas sísmicas causan movimiento de la superficie terrestre, dicho movimiento puede ser descrito en términos de desplazamiento, velocidad, y aceleración. Para los geófonos, la velocidad es el parámetro más fácil de medir. Los geófonos contiene una bobina inmersa en un campo magnético, aprovechando La Ley de Lenz, un voltaje eléctrico es generado en la bobina cuando tiene un movimiento relativo al campo magnético. Matemáticamente.
Donde
Componentes del geófono •Envoltura: Case.
•Clavo: Planting spike. •Magneto: Permanent magnet. •Masa: Mass. •Bobina: Wire coil. •Resorte: Spring.
El flujo magnético se puede definir por la densidad de flujo B y el área A a través de cual el flujo fluye =-BA. Asumiendo una densidad de flujo constante, el cambio de flujo con el tiempo es causado por un cambio en el área total a través del cual las líneas de campo magnético cruzan la bobina.
Se asume que la bobina está restringida a un movimiento perpendicular al campo magnético, y el cambio de área se puede describir como dA=l ds, donde l = circunferencia de la bobina y ds= desplazamiento de la masa respecto de la envoltura del geófono. Sustituyendo dA,
Ya que la envoltura del geófono se mueve con la tierra, tanto, tenemos:
donde v= velocidad de partícula de tierra. Por lo
El voltaje de salida, e, del geófono es directamente proporcional a la velocidad, v, de partícula de tierra.
Los geófonos están construidos para registrar el movimiento vertical, radial (en la dirección fuente-receptor) y transversal (ortogonal a la dirección fuente-receptor). El sistema de geófonos de tres componentes, figura 13, se ocupan para registrar las ondas P y S.
Amortiguación El amortiguamiento se usa en geófonos para evitar la oscilación de la masa en su frecuencia natural misma que depende de la cantidad de masa y la constante del resorte. Los primeros geófonos amortiguaban con aceite. Hoy en día, el amortiguamiento es eléctrico a través de un resistor en la salida. El parámetro h es usado para describir el amortiguamiento, con h = 1 tenemos amortiguación crítica, h < 1 significa sub amortiguado, y h > 1 significa un geófono sobre amortiguado. Cuando no hay amortiguación, h = 0, el geófono oscila continuamente en su frecuencia natural. La amortiguación crítica significa que la masa después de que se desplazó, regreso a su posición de equilibrio. Sin embargo, la amortiguación normal para un geófono es 0.7 (70% del valor crítico) esto genera una ligera sobre oscilación (5%). Figura 14. Amortiguación del geófono. Cambio de fase Los geófonos introducen cambios de fase entre la entrada y salida de la señal. De acuerdo con el gráfico, un cambio de fase de 90 grados siempre ocurre en la frecuencia natural independientemente del grado de amortiguación.
Figura 15. Respuesta de fase en el geófono.
Resonancias Parasíticas Un geófono tiene otras resonancias vibracionales que se acoplan incorrectamente en el modo primario de movimiento, lo anterior produce una resonancia espuria o parasítica en los registros.
Figura 16. Resonancia espuria o parasítica. Instalación de un geófono No solo es importante que un geófono sea instalado verticalmente sino también firmemente en contacto con la tierra.
Figura 17. Condiciones para instalar un geófono. Adquisición terrestre 3D Cuando se elaboraban secciones 2D se tenía por costumbre colocar el tendido de la línea en dirección perpendicular al echado de las capas, es decir en la dirección de la línea de máxima pendiente. Con esto se pretendía aumentar el volumen de información obtenida. Esta costumbre se extrapoló a los levantamientos 3D, sin embargo no era necesario.
En un levantamiento sísmico 3D se tiende una red formada por dos tipos de líneas paralelas, tal y como se muestra en la imagen superior. Las azules son las in-lines, y están conformadas por geófonos. Perpendiculares a estas se encuentran las cross-lines y se componen por puntos de fuente. Las dimensiones del box dependen de la profundidad del objetivo más somero que se esté buscando. El patch (Template) o swag son el conjunto de líenas vivas en determinado momento. Existeun software llamado MESA que permite contar cuántas veces se obtiene un mismo punto. El bin es un equivalente a los CMP, sus dimensiones son la
. El número de puntos que caigan en el bin corresponde
al fold o número de trazas apiladas.
Una vez que se ha delimitado una zona de estudio, esta se debe extender debido al proceso de migración. Cuando se migra un segmento este se hace más corto y aumenta su echado. Aunado a esto debe tomarse en cuenta el fold taper, con lo que se incremente aún más el área del levantamiento. En forma general el procesamiento sísmico Arreglamos datos, los editamos. Gather: velocidad de propagación,apilado ( stacking) Filtramos de convolucion. Mejorar la imagen (Migración sísmica) Nos produce secciones sísmicas (nos habla de la geología del área) En forma general Interpretación sísmica Secciones sísmicas 2D Cubo sísmicos 3D (Datos de entrada, cubo sísmico) Transformar datos geológicos, mapas anomalías de amplitud Lugares para perforar pozos exploratorios. Ruido coherente: Ayuda a reconstruir la señal, se observa porque se correlaciona con cada traza. Ondas directas: energía que viaja directamente de la fuente a los detectores. Ondas refractadas: llegan a la interface con un ángulo crítico igual a 90º, la onda se refracta. Onda difractada: la energía se dispersa en un punto. Ruido aleatorio o incoherente No tiene correlación de traza a traza y sus amplitudes no se pueden predecir, pude ser provocado por el instrumento, o la maquinaria que rodea el levantamiento, como el barco de ser un levantamiento marino. Se puede reducir con el fa ctor: 1/√ , donde μ es el número de detectores interconectados. En reflexión se trata de atenuar las ondas de la superficie y amplificar las de reflexión Consideraciones generales Las ondas sísmicas son de carácter esencialmente transitorio y se pueden descomponer en sus componentes de frecuencia. Patrones de detección para la eliminación de ruido en trabajos sismológicos
Ruido
Reflejo
Velocidades pequeñas
Velocidades muy altas
Resouesta de gyrpos de detectores situados en línea La amplitud de cualquier disturbio sismico para un detector determinado ya sea reflejo o ruido.
La amplitud de cualquier disturbio sísmico para un detector determinado, ya sea reflejo o ruido, puede expresarse en forma aproximada a una función del tiempo de llegada a otro detector cualquiera, por medio de la siguiente formula: Se suman los defectos y los ponemos en el centro
La suma de detectores conectados en serie.
Valor máximo de c=M M: Numero de detectores
| |
Banda de aceptación
Zona de atenuación s e d u t i l p A
Frecuencias Zona de cruce Se recomienda hacer pruebas de ruido, que es donde se trata de estudiar la respuesta sísmica del área de trabajo ante diferentes frecuencias
Las fuentes de energía sísmica deben tener las siguientes características:
Adecuada intensidad para penetrar hasta los objetivos geológicos, una señal con un amplio ancho de banda, una fuente sintonizada, balanceada y con espectro plano. una señal estable y repetible.
Explosivos Son una fuente de energía impulsiva porque transfieren energía sísmica al interior de la Tierra en forma de un impulso de corta duración. Es preferente perforar lo suficientemente profundo para asegurar que la carga explosiva se encuentre en una capa consolidada (debajo de la capa de baja velocidad).
Figura 11. Técnica con explosivos. Imagen tomada de Gadallah, M., and Fisher R., Applied Seismology. Firma de la Señal de Campo Lejano para un Explosivo. Asumiendo un medio homogéneo, se perforan dos agujeros con separación de 100 m. Un explosivo se coloca en el agujero somero y un geófono es instalado en la base del segundo agujero. Posterior a la explosión, una señal es recibida por el geófono. La parte izquierda de la figura muestra la ondícula registrada, la amplitud está normalizada (las amplitudes son divididas por la máxima amplitud).
Figura 12. Medición de la Firma de Campo Lejano para una fuente explosiva.
La amplitud, duración y ancho de banda son proporcionales a la masa de la carga explosiva. En esta imagen podemos observar que entre mayor sea la masa de explosivo aumenta la amplitud como el ancho de banda en tiempo de la señal y el contenido de frecuencias disminuye esto quiere decir que podemos obtener información más profunda. A mayor masa profundidad.
mayor
amplitud
más
Figura 13. Efecto del tamaño de carga en la señal sísmica.
Pruebas de Campo. El medio de entorno de una carga también puede afectar la señal sísmica. Perforar más profundo podría ubicar la carga en un medio de disparo más favorable, produciendo amplitudes grandes y anchos de banda amplios. Sin embargo, incrementar la profundidad y el tamaño de la carga no solo aumenta el costo sino también puede afectar la calidad de la señal. Las pruebas de campo son implementadas para identificar el tamaño de la carga y la profundidad de disparo. Una carga de masa constante es detonada a diferentes profundidades, una vez que se determina la Figura 14. prueba de carga en profundidad.
profundidad se hacen pruebas con diferentes tamaños de explosivo.
Vibroseis Es un vehículo con una fuente de energía montada que produce vibratorio, es decir, una señal de frecuencia barrida de relativa larga duración (2 a 32 seg.) Los principales componentes de un sistema Vibroseis se ilustran en la siguiente figura. Operación del Vibroseis. 1.Dos o más Vibroseis son ubicados en un arreglo de fuente en un sitio fuente. 2.Las planchas del Vibroseis golpean el suelo, se ocupa el peso del camión para anexar más fuerza. 3.Una señal de barrido de frecuencia (señal piloto) es transmitida del camión de instrumentos a cada vibroseis. Figura 1. Componentes de un Vibroseis.
4.Los vibroseis ingresan la señal al suelo y los receptores registran simultáneamente. 5.Se registra la señal durante el tiempo de barrido más el tiempo de escucha. 6.Todos los registros para un solo sitio son verticalmente apilados (sumados) en un solo registro. 7.Se aplica una correlación cruzada entre los registros y la señal piloto filtrada (filtro taper) para producir un registro tan largo como el tiempo de escucha. Para cada registro, existe un considerable traslape entre las reflexiones que el registro no es interpretable. Por lo anterior, se requiere una correlación cruzada con la señal piloto. La correlación cruzada mide la similitud entre dos series de tiempo. Los picos por ruido tienen que ser suprimidos previamente a la correlación cruzada entre la señal piloto y el registro crudo. Por otro lado, recordemos que la correlación cruzada entre un pico con la señal piloto produce una señal piloto invertida, misma que es combinada con el registro de salida lo cual produce una señal sin sentido geológico. Figura 3. Correlación del Vibroseis. La ondícula de Klauder (figura 5) es usada para representar la reflexión ondicular producida por la correlación de fase cero. Las características de la ondícula de Klauder son: Definición, Resolución y Anchura. La resolución se puede considerar como el ancho sobre el eje del tiempo para un pico (o valle), tp. Lo anterior asume que para todas las frecuencias en un barrido tienen la misma amplitud, asimismo, el barrido es lineal. La definición se puede definir como el cociente entre la amplitud del pico más grande (o valle) y la amplitud de pico adyacente Figura 5. Ondícula de Klauder. (o valle): A1/A2. La anchura, w, es una medida de la duración de la ondícula en unidades de tiempo. Se puede calcula como w = 2/ ancho de banda en Hz. Una buena resolución depende más de un ancho de banda en octavas que en Hertz. Fantasmas por Correlación del Vibroseis. Ondas armónicas son producidas con el barrido del vibroseis. Un efecto de dichas ondas es la generación de fantasmas en la correlación del vibroseis (correlación del registro con la señal piloto), esto es, un tipo de ruido coherente en los registros del vibroseis correlacionado. Figura 6. Resolución versus Ancho de banda del barrido.
Tiempo de duración de un fantasma La duración en tiempo de cualquier fantasma es la diferencia entre los tiempos de arribo de la frecuencia más alta y más baja. Para un barrido decreciente:
Para un barrido creciente:
Figura 9. Ejemplos de fantasmas por correlación de vibroseis para un barrido creciente. Para el barrido decreciente, los tiempos de arribo son positivos. Mientras que para el barrido creciente, los tiempos de arribo son negativos.
La figura de la derecha representa trayectorias de rayos desde una fuente hasta receptores hacia uno y otro lado en un caso de horizonte reflector inclinado. Además se ilustra la hipérbola de reflexión resultante y las fórmulas (obtenidas de deducciones trigonométricas) para calcular los tramos i luminados (AB y AC), así como el ángulo f de buzamiento de la interfaz, la velocidad media Vm entre el horizonte y la superficie topográfica y la profundidad Z perpendicular a la capa. Puede verse que la longitud superficial total con receptores es mayor que la longitud total iluminada en el subsuelo.
REMENBRANZA HISTÓRICA: En 1956 el estadounidense Harry Mayne propuso el método de Apilamiento o Suma (Stacking), también conocido como de Recubrimiento Múltiple (Multiple Fold), Punto Común Profundo o PCP (Common Depth Point o CDP), y el correspondiente procesamiento de la información en computadora, cuyo desarrollo (en el Massachussets Institute of Technology) fue fundamental para hacer posible la aplicación práctica del método. Ya sea en sísmica bidimensional o en la más moderna tridimensional, cada punto en el subsuelo resulta registrado varias veces a partir de distintas posiciones de fuente y receptores, de lo que resulta el apilamiento, que en los primeros años era de 6 veces (en la jerga suma de 6, ó de 600%), fue aumentando con el progreso tecnológico y actualmente suele ser de 48 (4800%) o más para trabajos de sísmica 3D, mientras que en trabajos de adquisición 2D suele recurrirse a 96 (9600%) o más, es decir que en general se emplea un mayor recubrimiento cuando los datos se adquieren sólo en líneas separadas, ya que en las secciones resultantes no hay control de información lateral como sí ocurre en un volumen sísmico (tridimensional). El principio de aplicación del método de Punto Común Profundo es el mismo ya sea en adquisición marina como terrestre. Se lo esquematiza en la figura de la izquierda.
Métodos de adquisición sísmica
Adquisición Sísmica 2D
Terrestre Marina
Adquisición Sísmica 3D
Terrestre Marina Transicional
Adquisición Sísmica Multicomponente
Terrestre Marina Terrestre Marina Transicional
Adquisición Sísmica 4D
h=
2000
m
v= t0 =
2000 2
m/s s
0 10 20 30 40 45
x 0 705,307923 1455,88094 2309,40108 3356,39852 4000
¿Cuál
será
el
t 2 2,03085322 2,12835554 2,30940108 2,61081458 2,82842712
offset
para
tener
una
reflexión?
offset vs tiempo x (m)
0 1 1,5 ) s ( t
2 2,5 3
1000
2000
3000
4000
5000
Secuencia Básica de Procesamiento de Datos (Ozdogan Yilmaz) 1. Preprocesado. 2. Deconvolución. 3. Ordenamiento por CDP (Punto medio común). 4. Análisis de velocidad. 5. Corrección NMO (Normal Moveout) y Apilado. 6. Corrección estática residual. 7. Procesado post apilado. 8. Migración. Figura. Muliplexado y demultiplexado de datos. Preprocesado Los datos provenientes del campo son demultiplexados. Los datos son ordenados en registros de trazas sísmicas con punto de disparo común. Edición de trazas. Eliminación de trazas con ruido, trazas con glitches transitorios (registro 40), señales monocromáticas (de una frecuencia, registro 3). Corrección de inversión de polaridad (registro 2). Corrección de la divergencia esférica. La función de ganancia de amplitud depende del tiempo de viaje y la velocidad.
Incorporación de la geometría de campo en los encabezados. Las coordenadas geográficas de receptores y fuentes son grabadas en los encabezados de traza.
Deconvolución pre-apilado. Este método mejora la resolución temporal de las trazas al extraer la ondícula (de la fuente sísmica) contenida en la traza sísmica; comprimiendo la ondícula a un impulso. Para dicho proceso también es utilizado el filtro optimo de Wiener. Ordenamiento por CMP (Common Midpoint). Figura 2A. La adquisición de datos es hecha en coordenadas (s,g) fuente-receptor. Las trayectorias de los rayos están asociadas con un reflector plano de un punto de disparo S a receptores G. Las coordenadas de procesado punto medio-distancia media, (y,h) están definidas en términos de (s,g): y = (g + s)/2 ; h = (g – s)/2. Figura 2B. El procesado de datos es hecho en coordenadas punto medio-distancia media (y,h). Las trayectorias de los rayos están asociadas con una ventana de un punto medio común (CMP en inglés).
Figura 2A
Figura 2B
Análisis de Velocidad. El análisis de velocidad se desarrolla en ventanas CMP seleccionadas o en grupos de ventanas. El resultado de un análisis de velocidad es una tabla de números como una función de velocidad contra el doble tiempo de viaje (en offset cero), también llamado espectro de velocidad. Dichos números, representan alguna medida de coherencia en la señal a lo largo de las trayectorias hiperbólicas, gobernados por la velocidad, offset medio y el tiempo de viaje.
Las funciones de velocidad son seleccionadas a partir de estos espectros sobre los picos de máxima coherencia. Estas funciones son entonces espacialmente interpoladas entre los puntos de análisis a través de todo el perfil sísmico.
Figura. Espectros de velocidad a partir de ventanas CMP. Nota las tendencias comunes entre las funciones de velocidad y la pérdida de resolución en los trenes a tiempos largos.
Corrección NMO. La corrección Normal Moveout (NMO) consiste en aplanar los reflectores de las ventanas CMP. A partir del campo de velocidad, se pueden conocer los tiempos de viaje necesarios para corregir el efecto del offset (forma parabólica de los reflectores).
Figura. Campo de velocidad de apilamiento sobre la longitud en la línea sísmica. El gráfico también se puede ver como un mapa de contorno de isovelocidades. Derivado de la corrección NMO, se generan distorsiones de la señal para tiempos someros. Por lo tanto, para evitar la degradación de los primarios en tiempos someros, las señales son suprimidos.
Figura. Ventanas CMP después de la corrección NMO usando los espectros de velocidad. Los eventos primarios son aplanados.
Figura. Ventanas CMP después de eliminar las señales distorsionadas.
Apilado. El apilado de las trazas de CMP se obtiene al sumar todas las trazas.
Figura. Apilado CMP asociado con las ventanas CMP. Los triángulos se refieren a las localidades (número de CMP) donde se efectuaron los análisis de velocidad.
Corrección estática residual. A partir de las ventanas corregidas por NMO en la figura, observa que los eventos en el CMP 216 no son tan planas como en otras ventanas. El moveout (alejamiento) en las ventanas CMP no siempre forman una trayectoria hiperbólica perfecta. Lo anterior se debe a un problema de distorsión dinámica o estática, es decir, irregularidades de velocidad en una vecindad cercana a la superficie. Las variaciones de velocidad pueden causar moveouts negativos, es decir, un primario llega primero en trazas de offset lejano que en trazas de offset cercano.
Las correcciones estáticas residuales son calculadas en ventanas CMP con moveout corregido (corrección de la hipérbola): los desplazamientos de tiempo están en función de las posiciones de las fuentes y receptores, y no de las trayectorias entre dichos puntos. Las correcciones estimadas son aplicadas en ventanas CMP originales sin corrección NMO.
Con los moveouts corregidos, el análisis de velocidad se desarrolla nuevamente. Con los nuevos espectros de velocidad las ventanas CMP con corregidas por NMO.
Finalmente, las ventanas CMP son apiladas. Las siguientes figuras muestran la continuidad de los reflectores con y sin corrección estática residual, observa el segmento de puntos medios 53-245.
Procesado Pos-apilado La deconvolución predictiva, en ocasiones, es un proceso efectivo en la eliminación de reverberaciones o múltiples de periodo corto. Filtro pasa-bandas variante en el tiempo es usado para suprimir bandas de frecuencia ruidosa. Compensación de la amplitud de traza en traza para amplificar la amplitud débil en reflexiones profundas sin destruir las relaciones de amplitud lateral debido a la reflectividad del subsuelo.
Filtro pasa bandas variante en el tiempo. Se muestra un conjunto de ventanas con diferente filtro pasa banda. Hacia la izquierda las frecuencias aumentan para el mismo ancho de banda. Se observa que para frecuencias altas el ruido aparece en tiempo mayores. De este modo, el filtro pasa banda variante en el tiempo consiste en el filtrado de la señal respecto de la frecuencia y el tiempo, es decir, cuando el tiempo aumenta el filtro corta las altas frecuencias.
Se muestran dos ventanas apiladas. Izquierdo. Datos sin filtro de frecuencia variante en el tiempo (FVT) y sin ganancia de amplitud. Derecha. Con filtrado FVT y ganancia rms.
Migración Al migrar datos apilados, los eventos con echado son desplazados a sus posiciones verdaderas y las parábolas de difracción son colapsadas a un punto.
Tarea tiro 1 2 3 4 5 6 7 8 9
profundidad 2800 2600 2500 2200 1700 900 400 150 100
estratos 200 100 300 500 800 500 250 50 100
tiempo t(corregida) cos( ) 1,07028547 0,03490659 0,99939083 1,06963348 1,01319428 0,03490659 0,99939083 1,01257707 0,98820378 0,03490659 0,99939083 0,98760179 0,92831972 0,03490659 0,99939083 0,92775421 0,80356333 0,05235988 0,99862953 0,80246208 0,53797056 0,08726646 0,9961947 0,53592342 0,26283333 0,19198622 0,98162718 0,25800434 0,14906667 0,4712389 0,89100652 0,13281937 0,125 0,64577182 0,79863551 0,09982944 n
t(corregida) profundidad
1 2 3 4
1,06963348 1,01257707 0,98760179 0,92775421 3,99756655
n
t(corregida) profundidad
1 2 3 4
0,80246208 0,53592342 0,25800434 0,13281937 1,72920921
2800 2600 2500 2200 10100
2617,71911 2567,70579 2531,38464 2371,31771 10088,1272
1700 900 400 150 3150
z/t 2118,48017 1679,34443 1550,36149 1129,35332 6477,53941
k=
6366,87663
k/4=
1591,71916
v0=
931,280996
t(corregida) profundidad zc 1,06963348 2800 2817,24034 1,01257707 2600 2575,00304 0,98760179 2500 2472,22967 0,92775421 2200 2234,03693 0,80246208 1700 1772,29789 0,53592342 900 956,25917 0,25800434 400 346,229306 0,13281937 150 151,771652 0,09982944 100 108,8322
z/t
vi 931,280996 4245,57541 4115,004 3979,98984 3685,29942 3061,61483 2194,99102 1553,36259 1301,59257
V=V0+kz 17937952,9 16395657,9 15741312,6 14224768,8 11284933,3 6089315,44 2205330,56 967242,668 693852,471
Ley lineal 0
500
1000
V (m/s) 1500
2000
2500
3000
0 2000000 4000000 6000000 ) 8000000 m10000000 ( Z 12000000 14000000 16000000 18000000 20000000
Original vs Modelo 0
0,2
0,4
Tiempo (s) 0,6
0,8
1
1,2
0 500 ) m1000 ( d a d i d1500 n u f o r 2000 P
Original modelada
2500 3000
Características de las reflexiones sísmicas
Método más moderno y más común Generalmente los perfiles se constituyen de agrupaciones de geófonos de 300 m a 5000 m de longitud. La longitud de la agrupación de geófonos determina la longitud del horizonte de reflexión cubierto: longitud del horizonte de reflexión cubierto = media longitud de la agrupación de geófonos instalada en la superficie. Se alcanza estructuras ubicadas en profundidades hasta 10km. Por recubrimientos múltiples se puede cubrir continuamente el horizonte de reflexión. Menor distancia entre tiro y geófonos. Se determina la impedancia = producto de la velocidad y la densidad correspondiente a una capa. Se obtiene informaciones acerca de la geometría de las formaciones geológicas (localización de interfases). Se emplea energía sísmica de frecuencia alrededor de 30Hz. Las frecuencias dominantes están en el rango de 15 a 50Hz. Se emplea geófonos de frecuencia natural de 6Hz o más, sensibles a vibraciones entre 10 y 150Hz. La configuración de los geófonos es relativamente compleja. El procesamiento y la interpretación de los datos son más sencillos en comparación a la sísmica de refracción.
