UNIDAD 6 libro - Universidad Nacional de Salta DE BC EF GB EH vv v v v v Trazamos EG paralela a la...

Universidad Nacional de Salta FACULTAD DE CIENCIAS NATURALES

Escuela de Geología GEOFÍSICA Unidad 6

Geól.NESTOR VITULL 135



Geól. NESTOR VITULLI 136




CCoorrrreecccciióónn EEssttááttiiccaa yy LLeeyyeess ddee VVeelloocciiddaadd..--

UUNNIIDDAADD 66

CCoorrrreecccciióónn EEssttááttiiccaa:: ssuu nneecceessiiddaadd yy ccaauussaa.. CCoorrrreecccciioonneess ccuuaannddoo ssee ddiissppoonnee ddee uunnaa ddrroommooccrroonnaa vveerrttiiccaall..-- VVeelloocciiddaaddeess ddeell ssuubbssuueelloo..-- PPrruueebbaa ddee vveelloocciiddaaddeess ddiirreeccttaass ((WWSSTT--SSSSTT))..-- PPeerrffiill SSííssmmiiccoo VVeerrttiiccaall ((VV..SS..PP..))..




IINNDDIICCEE

CCOORRRREECCCCIIOONNEESS EESSTTÁÁTTIICCAASS yy LLEEYYEESS DDEE VVEELLOOCCIIDDAADDEESS

NNeecceessiiddaadd ddee aapplliiccaarr llaass CCoorrrreecccciioonneess EEssttááttiiccaass ………………………………………………....……………………………………..……………………....………………………… 139 EElliimmiinnaacciióónn ddeell wweeaatthheerriinngg ((ccaappaa mmeetteeoorriizzaaddaa)).......................................................................................................................................................... 140 PPllaannoo ddee RReeffeerreenncciiaa ddee ssííssmmiiccaa ……………………………………………………………………………………………………..…………………………………………………………………………...... 140 CCoorrrreecccciióónn eessttááttiiccaa ccoonn ddrroommooccrroonnaa vveerrttiiccaall …………………………………………..……………………..……………………………………………………………………………….... 141 GGrrááffiiccoo …………………………………………………………………………..………………………………………………………………………………………………………………..……………………………………………….... 142 CCoorrrreecccciióónn iinncciiddeenncciiaa ………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………….... 142 eemmeerrggeenncciiaa.......................................................................................................................................................................................................................................................... 143 RReessoolluucciióónn ggrrááffiiccaa…………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………….. 143 EEssqquueemmaa ddee ccoorrrreecccciioonneess eessttááttiiccaass……………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………… 144 DDEETTEERRMMIINNAACCIIÓÓNN DDEE VVEELLOOCCIIDDAADDEESS.................................................................................................................................................................. 144

aa)) DDeetteerrmmiinnaacciióónn ccoonn bbuuzzoo……....…………………………………………………………………………………………………………..…………………………………………………….... 145 bb)) DDeetteerrmmiinnaacciióónn ccoonn ssóónniiccoo………………………………………………..…………………………………………………………………………………………………………………….. 147

SSÍÍSSMMIICCAA DDEE PPOOZZOO………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………..………………………………………….. 152 LLeeyy WWSSTT oo SSSSTT………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………… 153

PPeerrffiill SSííssmmiiccoo VVeerrttiiccaall ((VV..SS..PP))…………………………………………………………....………………………………………………………………………………………….. 154 UUttiilliiddaadd ddeell VVSSPP…………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………….... 160 CCaammppoo ddee aapplliiccaacciióónn ddeell VVSSPP…………………………………………………………………………………………....………………………………………………………………………… 160

OOFFFFSSEETT VVSSPP ((EEssttrruuccttuurraass CCoommpplleejjaass))…………………………………………………………..…………………………………………………………………………..…………………….... 160




CCOORRRREECCCCIIOONNEESS EESSTTÁÁTTIICCAASS OO FFIIJJAASS SSUU NNEECCEESSIIDDAADD..

En las registraciones sísmicas por los métodos de refracción y reflexión los resultados finales que se obtienen se refieren en general a un nivel de referencia fijo, plano de datos o plano de referencia, es decir las profundidades y buzamientos por ejemplo se dan con respecto a la referencia y no con respecto a la superficie. En las relaciones tiempo distancia que hemos establecido hasta ahora hemos colocado la fuente y detectores a un mismo nivel horizontal y derivado resultados para esa situación, que no es la correspondiente a la de obtención de los datos en el trabajo de campo. Allí en general la fuente y estaciones receptoras tienen alturas o cotas diferentes impuestas por la topografía del terreno que impondrán retardos o adelantos en los arribos desde un reflector por esa sola razón. Como a partir del análisis de los tiempos de arribos, sus adelantos y retardos trataremos de informar acerca de la posición del reflector o refractor y sus variaciones de punto a punto en un perfil o en un área se presenta la necesidad de efectuar correcciones. Lo mismo que con las variaciones en la topografía sucede con las variaciones de espesor ó de velocidad de la zona cercana a la superficie, zona alterada o meteorizada que será recorrida por las ondas sísmicas por lo menos una vez (emergencia). Estas variaciones provocaran asimismo variaciones en los tiempos de arribo que se agregarán a las producidas por la diferencia de cotas. Como en general las velocidades en la zona de las inmediaciones de la superficie son bajas (pequeños cambios en espesor por ejemplo) provocará retardos o adelantos grandes. Dado que en el trabajo leemos tiempos y sus variaciones, estas alteraciones impuestas por la capa meteorizada si no son reducidas o quitadas convenientemente se interpretarán como provocadas por el reflector o refractor.

PPooddeerrnnooss ddeecciirr qquuee eell oobbjjeettoo ddee llaass ccoorrrreecccciioonneess eessttááttiiccaass eess eelliimmiinnaarr ddee llooss ddaattooss eell ttiieemmppoo llooss eeffeeccttooss pprroodduucciiddooss ppoorr llaa zzoonnaa cceerrccaannaa aa llaa ssuuppeerrffiicciiee ccoonn eell ffiinn ddee sseeppaarraarr oo aaiissllaarr aa eessttooss ddee llooss rreemmaanneenntteess qquuee sseerráánn aattrriibbuuiiddooss aa vvaarriiaacciioonneess eenn llooss nniivveelleess ddee ssuubbssuueelloo qquuee qquueerreemmooss mmeeddiirr..

Con este fin debemos conocer los elementos que proveen estas diferencias en la zona cercana a la superficie hasta el nivel de referencia que nos demos, es decir debemos obtener o conocer de alguna manera las cotas, espesores de capa meteorizada y velocidades involucradas a lo largo de los perfiles en la expresión más aproximada posible. Las variaciones en perfiles o área para sísmica de reflexión que ocurran por debajo del nivel de referencia serán estimadas asimismo a través de las correcciones dinámicas. Ambas correcciones aplicadas convenientemente proveerán los resultados más aproximados a la situación real de los reflectores en el subsuelo.

Para los métodos sísmicos de reflexión modernos, de cobertura múltiple que exigen suma de señales que tienen el punto reflector común y provienen de distintos pares fuente-estación receptora aparece una mayor necesidad de reducir o eliminar los efectos de la zona cercana a la superficie ya que ello permitirá, después de la aplicación de la corrección dinámica el apilamiento o composición en fase de las señales reflejadas, situación que no se conseguirá si las correcciones estáticas son defectuosas, cuestión que se verá más detalladamente al tratar los temas corrección dinámica y cobertura múltiple.

Conviene en este punto remarcar que la ubicación del nivel de referencia debería elegirse cuidadosamente situado el mismo en los lugares cercanos a donde tienen vigencia los espesores y velocidades determinados para efectuar la corrección evitándose las extrapolaciones largas que podrían provocar los errores con tendencia o de longitud de “onda larga”, que en el caso de cobertura múltiple permitirán sumar señales en fase pero quedaran impresos en la forma y ubicación de los reflectores en el subsuelo.

Podemos por último indicar que la finalidad de las correcciones es como en los casos de métodos potenciales, eliminar de los datos leídos de la forma más precisa posible los efectos de variaciones en la zona cercana a la superficie para separarlos convenientemente de los efectos de la anomalía que queremos medir. Si no se consigue esto las anomalías que atribuimos a elementos del subsuelo estarán afectadas por los efectos superficiales aislados inconvenientemente, es decir los resultados serán en algún grado falsos.

La condición precitada de no extrapolar demasiado obligará a veces en zonas de topografía muy diferenciada a usar niveles de referencia variantes a lo largo del perfil o a veces a usar un plano de referencia inclinado.

La corrección adecuada de los datos nos llevará a la situación teórica en la cual la fuente y las estaciones detectoras para un registro están a un nivel o plano de referencia, el mismo en caso de usar planos horizontales.

NNEECCEESSIIDDAADD DDEE EELLIIMMIINNAARR LLAA CCAAPPAA MMEETTEEOORRIIZZAADDAA ((WWeeaatthheerriinngg))..

Analicemos un caso hipotético de superficie horizontal, un reflector paralelo a la superficie y una capa meteorizada de espesor variable La interfase capa meteorizada-consolidada corresponde a la recta EB buzante con la superficie un ángulo ϕ .

Y decimos que v0 < v1. El tiempo desde A hasta el reflector y de regreso se puede escribir:

12

0

2

1T = +

AB BCv v

, lo mismo para el tiempo desde D a




F y de regreso vv 10

2EF2DE2T += Si establecemos la diferencia de ambos tiempos:

1 22

0

2

0

2

1

2

1

2

0

2

1T T− = − + − = −

AB DE BC EF GB EHv v v v v v

Trazamos EG paralela a la superficie.

El ángulo GEB = ϕ de buzamiento. El ángulo de emergencia de la interfase v0 - v1 es i Analizando la figura podemos ver que: EGB (ángulo) = 180 - (90 - i) - ϕ = 90 + (i - ϕ )

Además EG = DA = x , y que el teorema del seno en el triángulo EGB

( )GBx i

GB xi

=°−

⇒ =sen

sensencos

ϕ ϕ90

( )[ ]( )

( )[ ] ( )EBx

ii

EBx i

ix i

i=

°+ −

°−⇒ =

°+ −=

−sensen

sencos

coscos

9090

90ϕ ϕ ϕ

En el triángulo EHB, ( )EB EH

x ii

sencos sen

cosϕ

ϕ ϕ= =

−

Y volviendo a la expresión de T1-T2 y remplazando GB y EH, tenemos:

( ) ( )⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡ −−=

−−=−

vvvvTT1010

21i1

isenx2

isenix2

isenx2 ϕϕϕϕϕ cos

coscoscos

cos

aquí v0 < v1 y cos (i- ϕ) ≤ 1 (el coseno está acotado) entonces T1 - T2 > cero con lo que T1 > T2 y el horizonte reflector plano FC aparecerá en la sección de tiempo como buzante hacia la derecha si no se hace la corrección por capa meteorizada.

Entonces decimos que las estáticas tienen por objeto: 1º eliminar la influencia de la capa meteorizada, eliminando su espesor y 2ºllevar a los receptores y las fuentes a un plano común horizontal de los tiempos.

En los cálculos de estáticas en general se supone que las estáticas son las mismas para todos los reflectores (o refractores). Los caminos de rayos no son los mismos pero no son muy diferentes y la aproximación es valida, en general también se supone que las estáticas de incidencia y emergencia son verticales (cuando en realidad son oblicuas).

A

B C

E

DPR R R R R

Vw

V0

V0

V1V

1

Vc

Vc

Vw

Plano de Referencia

Horizonte ReflectorHR

Corrección de Incidencia

Corrección de Emergencia

ó

óó

ó

Fig. Esquema gráfico de las correcciones de incidencia (fuente) y emergencia (receptores)

La corrección se efectúa eligiendo por ejemplo un PPllaannoo ddee RReeffeerreenncciiaa (PR) horizontal en las inmediaciones y en general por debajo de la base de la capa meteorizada, sumando y o restando los tiempos necesarios para llevar la fuente y los detectores (estaciones) a ese plano (con trayectoria vertical).

En la figura podemos observar que para una fuente en A (explosivo en pozo) y una estación receptora en D (en superficie) al tiempo de la reflexión de A a HR (horizonte reflector) y su arribo a D, o sea tiempo TA,HR,D habrá que quitarle para corregir al nivel o plano de referencia (PR) BC los siguientes tiempos :




AB

c

EC

c

DE

wv v v+ +

Por lo que el tiempo corregido será :

TC = T A,(HR),D - T AB - T CE - T ED donde podemos anotar separadamente las correcciones de entrada o incidencia -TAB es este caso y las de salida o

emergencia - (TCE + TED) en este caso.

Aquí se ve que hay que conocer vC , vW y DE (espesor) en las inmediaciones de la estación D y V (velocidades) en las inmediaciones de la fuente A.

En general es necesario conocer lo más atinadamente posible todos los elementos necesarios para el cálculo en las inmediaciones de cada fuente y estación detectora y estos pueden ser diferentes o mantenerse sensiblemente los mismos según las condiciones del área o lugar de trabajo.

Para conseguir la información necesaria para calcular las correcciones se requieren !dromocronas! (relaciones tiempo y distancia) de la capa meteorizada y consolidada hasta cerca del nivel de referencia. Estas dromocronas se pueden obtener a veces de los mismos registros de rutina de campo, en otros casos se requieren trabajos auxiliares que se van realizando simultáneamente.

CCaassoo ccuuaannddoo ssee ddiissppoonnee ddee ddrroommooccrroonnaa vveerrttiiccaall..

Habíamos dicho (que dromocrona era la expresión en un gráfico de la relación tiempo - distancia (horizontal) entre el detector y la fuente. La dromocrona denominada vertical relaciona el tiempo con la distancia vertical entre el receptor y la fuente. En la Unidad 4 (pag. 91), vimos la construcción de dromocronas que se denominan horizontales porque se leen tiempos en la superficies mediante los receptores distribuidos arealmente. Igualmente nos da información importantísima de velocidades de las capas involucradas y espesores de las mismas.

E5 R

5

E4 R

4

E3 R

3

E2 R

2

E1 R

1

Dromocable(100m c/10 recep.)

Vw V

w

Vc V

c

CapaMeteorizada

CapaConsolidada

Con varias explosionesy un receptor en sup. Con Dromocables

En los casos que se usa explosivo en pozo para conseguir registro sísmico se perforan pozos que en general alcanzan y exceden un poco el espesor de la capa meteorizada (por supuesto si esto es económica y técnicamente posible).

Si por alguna razón de operaciones se explotara dentro de la capa meteorizada habría con alguna frecuencia (espacial) que extender la perforación un poco por debajo de la capa meteorizada para conseguir información en la dromocrona vertical de la capa consolidada subyacente. Entonces teniendo los pozos para registro se coloca cerca de los mismos (a unos 3 m) un receptor para medir el tiempo hacia arriba desde la fuente a la boca.

En cada registro o tiro de rutina se consigue lo que llamamos entonces tiempo de pozo qué corresponde al recorrido indicado anteriormente, es natural que en ciertos pozos frecuentemente podemos hacer otros disparos adicionales a diferentes profundidades, no ya

para conseguir registro sísmico sino al solo efecto de obtener tiempos de pozos para los mismos. En esta situación estamos en condiciones de graficar puntos de la dromocrona vertical, en un eje vertical hacia abajo las distintas profundidades de disparo y en uno horizontal hacia la derecha los tiempos de pozo correspondientes.

Entonces construimos una dromocrona vertical con datos de profundidad de disparo y tiempos de pozo correspondientes, que obtenemos de disparar cargas reducidas en un pozo a diferentes profundidades. A veces se puede disponer de un cable especial denominado “ dromocrónico ” de unos 100 a 150 metros de largo que posee espaciados dentro del mismo detectores del tipo piezoeléctrico conectados por pares de conductores aislados para cada detector a la cabeza del cable, que se conecta a su vez al equipo registrador. El núcleo del cable es de acero flexible y en su extremo posee un contrapeso que permite su introducción fácil en el pozo. Con el cable dentro del pozo se detona una pequeña fuente (explosivo a 0,5m de profundidad) a unos 3 a 5 metros del pozo, y se registran en el equipo las llegadas a los sucesivos detectores del cable dromocrónico. Es decir con un solo registro se obtiene en




un pozo la dromocrona vertical que de la otra manera obtuvimos con varias fuentes sucesivas puestas a diferentes profundidades.

EEll ggrrááffiiccoo ((ddrroommooccrroonnaa vveerrttiiccaall)) eess uunnoo ddee pprrooffuunnddiiddaadd ttiieemmppoo..

ΔTw

ΔTcΔZ

ΔZ

Vw

Vc

profundidadesde disparos

Zw

m

T(milisegundos)

βα

En la figura vemos la dromocrona de un pozo con registro dentro de la capa consolidada, en ella podemos

observar que los pares profundidad-tiempo proveen dos alineamientos bien diferenciados allí:

tgα = =ΔΔ

zt wV y tgβ = =

Δ

Δz

cct V

donde VW = Velocidad de la capa meteorizada (weathering), VC = Velocidad de la capa consolidada y ZW = espesor de la capa meteorizada

Es decir que podernos obtener de aquí los valores de velocidades de la zona meteorizada y consolidada y también aproximadamente estimar la zona de cambio o limite de capas, es decir el espesor de la capa meteorizada.

En todos los casos (ya sea en gráfico dromocrónico de dromocrona superficial o dromocrona vertical) se considera que una velocidad superior a 1800 m/s ya es considerada VC = Velocidad de la capa consolidada. Los conceptos de aquí en más para efectuar las correcciones estáticas son válidos para gráficos de dromocronas verticales y horizontales.

CCoorrrreecccciióónn ddee llaa ffuueennttee yy rreecceeppttoorr ((iinncciiddeenncciiaa yy eemmeerrggeenncciiaa)) ccuuaannddoo ssee ddiissppoonnee ddee ddrroommooccrroonnaa vveerrttiiccaall..

Se darán guías prácticas para el cálculo especialmente gráfico y rápido, para casi todas las condiciones que puedan presentarse en el trabajo de rutina.. EEnn eellllaass ppooddrrííaa nnoo aappaarreecceerr ccllaarraammeennttee llaa ffiilloossooffííaa oo eell sseennttiiddoo ddee llaa ccoorrrreecccciióónn aa aapplliiccaarr aa llooss ddaattooss.. Recordamos que nos interesa eliminar el efecto de la capa meteorizada y luego colocar la fuente y los detectores a un nivel o plano de referencia común. Esto lo podemos entender mejor en dos etapas una la de eliminación de la capa meteorizada e inmediatamente la de ubicar los datos a un plano de referencia. De las dromocronas conocemos el espesor de capa meteorizada y naturalmente ZW y TW, llaa ccoorrrreecccciióónn ddee iinncciiddeenncciiaa para la eliminación de esta capa dependiendo de si la fuente esta en la zona meteorizada o consolidada será (TF - TW) en valor y signo, siendo TF (tiempo de la fuente) el correspondiente a ZF de la fuente y TF correspondiente a ZW por donde pasaría nuestro plano “auxiliar’ de corrección. La ccoorrrreecccciióónn ddee eemmeerrggeenncciiaa será en la misma situación -TW. Ahora si necesitamos las correcciones a otros planos de referencia las deducimos sumando algebraicamente los valores




obtenidos para el plano auxiliar los valores (TW - TPR), valor y signo tomados sobre la recta de velocidad de capa consolidada de la dromocrona o su prolongación. Por ejemplo para un PR1 con ZF en la capa meteorizada y PR1 en el aire tenernos: ccoorrrreecccciióónn ddee iinncciiddeenncciiaa aall PR1: (T F - T W ) + (T W - T PR1) =-AB + B1C1=A1C1 positiva. ccoorrrreecccciióónn ddee eemmeerrggeenncciiaa aall PPRR11:: -T W + (T W - T PR1 ) = -DB + B1C1 = -D1C1 negativa. Para un plano de referencia PR2 en la zona consolidada, que es el caso más común en la misma figura, tendremos: ccoorrrreecccciióónn ddee iinncciiddeenncciiaa:: (T F - T W ) + (T W - T PR2) = -AB - B2C2 = -A2C2 negativa ccoorrrreecccciióónn ddee eemmeerrggeenncciiaa::

- T W + (T W - T PR2) = - DB - B2C2 = -D2C2 negativa

RREESSOOLLUUCCIIÓÓNN GGRRÁÁFFIICCAA SSEENNCCIILLLLAA

Ya se puede ver que estos segmentos que se obtienen en el segundo miembro de las igualdades son tiempos de corrección estáticas para las trazas sísmicas. Los tiempos negativos significa que se debe extraer a la trazas, y si se tiene resultado positivo significaría que un tiempo a aumentar a la traza. Si vemos nuevamente la figura de esquema de las correcciones (anteriormente) se ve que la ccoorrrreecccciióónn ddee iinncciiddeenncciiaa es el valor (a aumentar y disminuir) con rreessppeeccttoo aa llaa ffuueennttee. La ccoorrrreecccciióónn ddee eemmeerrggeenncciiaa es aplicable a los receptores. Con estos conceptos podemos volver a la dromocrona que se obtuvo anteriormente y vemos que si trazamos una vertical pasando por la fuente y con la recta con velocidad de corrección (Vc), encontramos 2 triángulos uno inferior y a la derecha (verde oscuro) negativo y otros superior y a la izquierda (rosa) positivo. ccoorrrreecccciióónn ddee iinncciiddeenncciiaa aall PR1: A1C1 positiva ccoorrrreecccciióónn ddee iinncciiddeenncciiaa aall PR2: -A2C2 negativa

Como la corrección de incidencia se refieren a los receptores el trazo vertical imaginario debera pasar por el receptor y con la recta de velocidad de corrección (Vc), quedan definidos 2 triángulos uno negativo y otro positivo. Si vemos los resultados obtenidos anteriormente:

ccoorrrreecccciióónn ddee eemmeerrggeenncciiaa aall PPRR11:: -D1C1 negativa. ccoorrrreecccciióónn ddee eemmeerrggeenncciiaa aall PPRR22:: -D2C2 negativa

La corrección estática final será la suma algebraica entre la incidencia y la emergencia dependiendo al plano que se elije. Este plano es lo más cercano posible a la superficie. Realmente si el área de registración tiene topografía pronunciadas se busca un Plano de Referencia regional promedio.

SSii llaa ffuueennttee eelleeggiiddaa eenn llaa rreeggiissttrraacciióónn nnoo ssoonn ppoozzooss ccoonn eexxpplloossiivvooss,, ppoorr eejjeemmpplloo ssoonn vviibbrraaddoorreess oo ggoollppeeaaddoorreess ((lloo qquuee qquuiieerree ddeecciirr eenn ssuuppeerrffiicciiee)) llaa ccoorrrreecccciióónn ddee iinncciiddeenncciiaa yy eemmeerrggeenncciiaa ppaarraa ccaaddaa ppoossiicciióónn ssoonn llaass mmiissmmaass..

““PPooddeemmooss vveerr oottrroo ccaassoo ccoonn llaa ffuueennttee eenn llaa zzoonnaa ccoonnssoolliiddaaddaa yy llooss ppllaannooss ddee rreeffeerreenncciiaa PPRR11 yy PPRR22.. PPaarraa eell PPRR eenn llaa zzoonnaa ccoonnssoolliiddaaddaa””..

Como se ve en la figura el PR1 se encuentra en la zona consolidada y PR2 en el aire.

ccoorrrreecccciióónn ddee iinncciiddeenncciiaa aall PR1: B1C1 ccoorrrreecccciióónn ddee iinncciiddeenncciiaa aall PR2:: D2B2

ccoorrrreecccciióónn ddee eemmeerrggeenncciiaa aall PPRR11:: -D1C1 negativa ccoorrrreecccciióónn ddee eemmeerrggeenncciiaa aall PPRR22:: C2D2 positiva




En los casos analizados las diferencias de tiempo T F -T W corresponden a espacios recorridos con V W si la fuente esta en la zona meteorizada y con V1, si esta en la zona consolidada.

El valor - T W corresponde al espacio 0—Z W recorrido con velocidad V W; y las diferencias (T W - T PR) siempre corresponden a espacios recorridos con la velocidad V1 de la capa consolidada.

Los primeros términos en la expresión de las correcciones corresponden a las correcciones al plano auxiliar (a profundidad Z W ) para eliminar la capa meteorizada.

Los segundos términos corresponden al traslado al plano de referencia común.

En los gráficos de dromocronas verticales u horizontales para correcciones es común usar escalas de 1 mm = 1m y 1 mm = 1m seg. Esto en papel milimetrado es muy práctico.

GGRRAAFFIICCOO EESSQQUUEEMMÁÁTTIICCOO DDEE LLAA CCOORRRREECCCCIIÓÓNN EESSTTÁÁTTIICCAA AA UUNN PPLLAANNOO DDEE RREEFFEERREENNCCIIAA

corrección estáticapositiva

(se aumenta tiem

po al PR)

corrección estáticanegativa

(se quita tiempo al PR

)

P.R.

- tiempo0 tiempo

T0

T0

Destacamos que en general a la traza sísmica le corresponde una

corrección por incidencia (de la fuente) y una por emergencia, (estación receptora y que las estaciones de emisión y recepción son en general diferentes. En un registro de fuente común hay una corrección de incidencia para la estación de la fuente y n correcciones de emergencia para las n trazas del registro correspondientes a n estaciones detectoras.

Considerando que suponemos las estáticas independientes del tiempo de reflexión y buzamiento de la capa ellas significan para la traza un corrimiento hacia adentro o afuera del cero real de la traza o del registro. Este corrimiento es la suma algebraica de la corrección por incidencia y por emergencia de la traza, correspondiente a la fuente de la traza y a la estación detectora de la traza.

VVEELLOOCCIIDDAADDEESS DDEELL SSUUBBSSUUEELLOO

DDeetteerrmmiinnaacciióónn ddee vveelloocciiddaadd ((ddee oonnddaass ssííssmmiiccaass)) eenn ppoozzoo,, ccoonn ggeeóóffoonnoo,, ccoonn eell uussoo ddee ppeerrffiill ssóónniiccoo,, oottrraass

En el método sísmico de reflexión se necesita conocer la velocidad de propagación de las ondas de sonido en el terreno para ajustar los datos que se puedan obtener de los registros, relativos a profundidad y buzamientos de capas. Hay que conocer las velocidades en la presentación de resultados sísmicos de reflexión.

Ante una medida de cualquier tipo nos encontramos con que la velocidad de propagación es variable y tiene una “tendencia general” de incremento con la profundidad. La consecuencia inmediata de esto es que las trayectorias, caminos o “rayos” dejaran de ser rectas para encorvarse según las variaciones de la velocidad.

DDeetteerrmmiinnaacciióónn eenn ppoozzoo pprrooffuunnddoo ccoonn ggeeóóffoonnoo..

Se realiza casi siempre (rutina) en pozos de exploración. Con ese fin se necesita bajar un receptor o detector al pozo y registrar los tiempos de transito de la onda generada en las inmediaciones de la boca del pozo hasta el detector.




El sistema se prueba excitando una fuente cuando se esta bajando el buzo a escasa profundidad, si funciona se baja el buzo al fondo del pozo y se registra de abajo hacia arriba, como para todos los perfilajes.

En los registros se inscribirán los tiempos cero (excitación de la fuente y los arribos al o a los detectores). Estos tiempos obviamente son oblicuos, porque hay apartamiento entre la posición de la fuente y la boca del pozo profundo, y se corrigen por el coseno del ángulo y a un plano de referencia. (Figuras de registros en la registración de pruebas de velocidades pueden observarse más adelante con el tema de VSP, solo que se utilizaba el primer arrivo)

zxtag =φ

Con x = apartamiento y z la profundidad a partir del plano de referencia. Con cada registro y para la componente vertical, que es la que nos interesa especialmente se consiguen pares

Z-Tc sucesivos que se pueden graficar, con T en la abscisa (a la derecha) y Z en las ordenadas (hacia abajo). Obtenemos entonces una curva Z-T, en ella se ve de inmediato que

V i=ΔΔ

TZ

pero que en general crece con Z. en la figura

V m==TZ tgθ

es en general creciente y se puede así mismo graficar en función de Z

Z

T Vi

Z

θV0

distancia100m200m300m

DETECTOR(Buzo)

Registrode tiempo

Registrode profund.

X

ϕ

Z

Estas operaciones se repiten para varias profundidades diferentes del detector. Necesitamos fuentes sísmicas que pueden ser explosivo en pozo u otras ubicadas en la cercanía de la boca del pozo en estudio, se medirán como es habitual tiempos de recorrido de la perturbación entre la fuente y distintas profundidades (medidas) del receptor en el pozo y se podrá construir una curva Z (profundidad) en función del tiempo T de recorrido.

El receptor del tipo de velocidad o de presión deberá tener construcción adecuada dentro de un “torpedo o buzo” y condiciones de resistencia a la presión hidrostática en el pozo (estanqueidad) y a la temperatura. Los viejos receptores eran del tipo de reluctancia variable, amortiguados en aceite, sensibles a la velocidad de desplazamiento. Los receptores modernos del tipo de velocidad usan unidades básicas similares a las de los receptores de reflexión, una o tres (caladas a 9O° entre sí) para registrar una o tres componentes y también existen los sensibles a las variaciones de presión.

En el esquema lateral se ve la situación para estas operaciones. Cuando la fuente de energía es el cañón de aire o vibradores estos se ubican aproximadamente unos 45 a 60 metros de la boca del pozo.

Para bajar el buzo y transmitir las señales al registrador se usan cables especiales del tipo de los equipos de perfilaje (pares de conductores aislados y cubierta metálica flexible y resistente) con sus terminales útiles conectados a un equipo sísmico (registrador).

Entonces era común usar en conjunto un equipo de perfilaje y uno sísmico, actualmente el equipo está montado en una sola unidad.

La salidas de los detectores (uno o tres) del buzo se conectan a amplificadores sísmicos, cada una a tres amplificadores para registrar con ganancia baja, media y alta cada señal.




Con los pares cercanos Zi – Ti se estableceran Vi,

V iii

TZ =

ΔΔ

suponiendo que la Vi es constante en el intervalo Zi y entonces se puede construir una curva Vi = f(Z) como se ve en la figura a la derecha. Una recta que promedie convenientemente o razonablemente los escalones de Vi tendrá una expresión Vz = V0 + az es decir indicará que la velocidad Vz es una función lineal de la profundidad, con V0 para z = 0, término independiente y con a coeficiente angular.

Colocando adecuadamente el receptor en el pozo se pueden medir intervalos correspondientes a las formaciones de interés para tener buena idea de las velocidades y sus contrastes. Si aceptamos que la variación lineal de Vz con la profundidad puede ser una buena aproximación podemos fabricar una curva Z - T teórica que responda a esa ley y contrastaría con la curva experimental. Decimos que:

V0 +az = vz, azTZ v +=

ΔΔ

0 y para Δz → cero

zdTdZ v a0 += ,

zdZdT

v a+=

0

podemos integrar esta expresión entre 0 y T y 0 y Z y tenemos:

( )v

vvvvzzz

zz

Z

zZdT Z

zdTdT

0

00

00

a

aa

aaa

aa

+=

=

=+=

+=

+= ∫∫ ∫ lnln 1

0

1

0

1

0 0

vv z

T0

0 a

a

+= ln1 ,

vv z

T0

0 aa

+= ln ,

vve

zT

0

0 aa += , zT vev aa

00 =−

⎟⎠⎞⎜

⎝⎛ −= 10 ea

aTZ v

con cualquiera de las expresiones para T o Z puedo obtener los correspondientes Z o T y puedo construir la curva si conozco v0 y a.

Una forma podría ser la de tomar la recta promedio y tal vez mejor ajustar una recta por mínimos cuadrados, para obtener v0 y a. Pero si conozco que la expresi6n Vz = V0 + az me provee una

⎟⎠⎞⎜

⎝⎛ −= 10 ea

aTZ v

esta tendría que , con un v0 y a convenientes ajustar a la experimental Z = f(T), trataremos entonces de obtener valores de v0 y a a partir de la curva experimental. Un método sencillo es el de Miller, es rápido y da buenos resultados, en general los valores de v0 y a que se obtienen proveen una curva teórica que se ajusta bastante a la experimental y luego se pueden reajustar los valores de v0 y a por el método de mínimos cuadrados.

El mecanismo es el siguiente:

Z

Tt1 t2

z1

z2

MÉTODO de MILLER

En la curva experimental se elige un par Z2 T2 de buena calidad o de confianza y se toma un T1 sobre la curva experimental igual a la mitad de T2.

El punto no caerá sobre un valor experimental en general, sino que caerá entre valores experimentales y será estimado por interpolación, a ese valor T1 así determinado corresponderá un Z1 que leemos. Entonces podemos escribir que:

⎟⎠⎞⎜

⎝⎛ −= 11a

a ev0 TZ1 ⎟⎠⎞⎜

⎝⎛ −= 12a

a2 ev0 TZ

y con ello la curva teórica pasará por esos puntos. Pero:

⎟⎠⎞⎜

⎝⎛ −⎟⎠⎞⎜

⎝⎛ +=⎟

⎠⎞⎜

⎝⎛ −= 11a11a

a12 1a

a2 eevev 00 TTTZ ,

luego eZZ T1a1

1

2 =− ; TZZZ

1a1

12 =−

ln yZ

ZZT 1

12

1

1a−

= ln




Obtenido a calculamos v0, por ejemplo con

⎟⎠⎞⎜

⎝⎛ −= 12a

a2 ev0 TZ , 1T2a

2a0

eZv

−=

y con los valores de v0 y a obtenidos construimos la curva teórica Z – T, que representamos junto a la experimental estimando si las diferencias justifican un reajuste. Estas leyes no son extrapolables largamente a otros puntos del área, porque hay variaciones laterales dependientes de la evolución de las capas en el subsuelo, por lo tanto en los trabajos de reflexión se deberían realizar determinaciones por otros métodos para tener información de la evolución de las velocidades en el área y poder ajustar las profundidades y buzamientos en las zonas de interés.

PPrroobblleemmaass iinnttrroodduucciiddooss ppoorr llaa pprrooppaaggaacciióónn ddee iimmppuullssooss ppoorr eell ccaabbllee yy llaa ccaaññeerrííaa eenn ppoozzooss eennttuubbaaddooss..

GOLPE

el registrador(cero de tiempo)

cable

al detector

DETECTOR(Buzo)

Registro TRegistro Z

X

ϕi

POZO

Las determinaciones con geófono se pueden realizar en pozo abierto (sin tuberías) o en pozos entubados. En determinaciones en pozos se observaron muchas veces a profundidades no muy grandes señales débiles o no tan débiles que afectaban al detector antes de la llegada de una señal más fuerte. El computo de velocidades a partir de esas señales débiles acusaba velocidades anormalmente altas para profundidades relativamente pequeñas, sospechándose que tales arribos no correspondían a propagación de las ondas por el terreno se comenzó a investigar el problema. Para ello pensando que esos arribos tempranos correspondieran a propagación por cable o cañería se procedió primero a medir las velocidades de transmisión de la onda por cable y cañería de entubación. Para estas mediciones se utiliza el detector de pozo y un detector común para registrar el cero o instante de excitación. Esta excitación puede ser ejercida por golpes o la voladura de un detonador en condiciones adecuadas sobre el cable o la cañería. Para el caso de excitar sobre el cable se usa una abrazadera de madera o plástico para evitar que el impacto pueda dañarlo y se coloca el detector que va a marcar el cero (conectado al registrador) sobre una cara y excita sobre la opuesta.

Se hacen tres o cuatro registros a distintas profundidades del detector en el pozo profundo y miden los tiempos de arribo de las señales. Con esto podemos obtener la velocidad de propagación por el cable y de forma similar por cañería.

En general los arribos por cable son más fuertes que los que transitan por la cañería, probablemente por el mejor acoplamiento de este al detector, las velocidades oscilan entre los 3.500 a 4.000 m/seg. según los cables. Si conocemos las velocidades de transmisión por esos elementos y la profundidad del detector y el desplazamiento de la fuente(x) para los registros comunes (tomados para medir velocidad de terreno) se puede ensayar calcular tiempos de arribo teóricos suponiendo que la señal por el terreno que alcanza al pozo (cable o cañería, vertical) lo haga según un ángulo crítico y se transmita por los mismos, llegando al detector con anticipación a la señal por el terreno, y entonces comparar estos tiempos teóricos con los tiempos de los arribos tempranos y débiles que aparecen en los registros comunes.

La señal por terreno incidiría formando un ángulo ic con la normal a la cañería o cable (horizontal) tal que:

vvicsenct=

con Vt velocidad del terreno, y Vc velocidad de cable o cañería según el caso. En la práctica los datos responden bastante a este esquema y se ve también que estos problemas de

interferencias registradas por cable o cañería molestan a lo sumo hasta los primeros 800 a 1.000 m de profundidad del detector y se van atenuando paulatinamente hasta desaparecer.

Con el fin de mejorar los acoplamientos del detector a la pared del pozo se ha desarrollado últimamente detectores en los que el buzo posee un brazo de anclaje accionado eléctricamente que fija al buzo contra la pared del pozo o entubación, entonces el cable se puede aflojar y su acoplamiento al detector prácticamente desaparece evitándose los problemas de interferencia por cable.

Otra operación que se realiza es la de extraer parte del lodo de perforación haciendo que esta superficie haga de reflectora de las ondas superficiales no permitiendo que las mismas lleguen al detector.

DDeetteerrmmiinnaacciioonneess ppoorr mmeeddiioo ddee ppeerrffiill ssóónniiccoo..

Los datos que proveen los perfiles sónicos permiten obtener información de las velocidades en el subsuelo, proporcionando resultados similares o parcialmente mejores que los de geófono (por ejemplo más detalle). Pero este perfil es muy sensible a las irregularidades de diámetro del pozo (debe registrarse a pozo abierto, sin entubar a diferencia del geófono que se puede registrar en cualquier caso), y a la atenuación de las señales en los sedimentos poco consolidados que provocan errores en la medición de los tiempos de tránsito. Para evitar estos problemas se




realiza con geófono lo que se llama tiros de control o testificación en varias profundidades a lo largo del pozo que permiten ajustar varios puntos de la curva del perfil sónico a los más confiables de geófono que conectan mejor los datos al plano de referencia o a la superficie, según se verá en detalle más adelante.

El perfilaje sónico se desarrollo con fines de asociar las variaciones de velocidad en las rocas sedimentarias a condiciones de porosidad en las mismas, es decir es una herramienta de la geofísica y geología de pozos. Para ello utiliza la ecuación empírica de los tiempos promedio (Wyllie) que se cumple bajo condiciones restringidas y no en general. La ecuación es:

T11-1

vvv imfΔ==

−+

ϕϕ

donde ϕ es la porosidad, Vf la velocidad del fluido contenido, Vm la velocidad de la matriz de la roca y T1vi Δ

= la

velocidad del conjunto con ∆T tiempo de tránsito de la onda de sonido en el conjunto, otra expresión de la misma ecuación es:

( ) ( ) TTm1T1 f Δ=Δ−+Δ− ϕϕ Se miden entonces tiempos de tránsito de una onda de alta frecuencia (30.000 Hz) a través de una distancia

del orden de 1 a 3 pies. El aparato es un buzo o torpedo preparado para su introducción en pozos profundos (resistente a la presión

y temperatura) y contiene uno o dos emisores y dos o cuatro detectores según el aparato común o el denominado “compensado”, y un dispositivo centrador del mismo en el pozo. Al ser una herramienta centralizada la misma se veía con lecturas altamente afectada en zonas de cavernas.

Entre los emisores y detectores existe una aislación acústica que impide la transmisión de la excitación a través del mismo aparato.

La señal es un tren de impulsos emitido con cierta periodicidad y en los intervalos que no se emite señal se realiza la detección y lectura de tiempos de transito; la señal que arriba al detector cercano habilita un contador de tiempo y cuando llega al detector alejado se cierra la cuenta.

ΔT promedio

R2

R1

R1

R2

CAE

ΔT R

1

R2

AE

C

R1

CAE emisor aislador receptor centrador

SÓNICO SÓNICOCOMPENSADO

EA

La herramienta sónico compensado, para Baker-Atlas (DAS) Digital Acoustic Services.

Se ve claramente las ranuras de los receptores (R) utilizados en el conteo de tiempos de tránsitos (∆T). La forma circular es el emisor de

frecuencias (≅ 30000 Hz)

El perfil se registra desde abajo hacia arriba (tirando del buzo como en el caso de geófono) y en forma

continuada es decir con el buzo en movimiento lento, a velocidad despreciable frente a las que medimos de las formaciones. El pozo debe estar sin tuberías y el dispositivo centralizador debe rozar las paredes durante el registro, se obtiene simultáneamente en general con un registro de calibre y/o potencial espontáneo en el pozo. El registro se ve afectado en los casos de diámetros exagerados de pozo y los datos de tiempo de tránsito en tales casos aparecen abultados, es decir se registran velocidades anormalmente bajas.




La pérdida o salto de ciclos se origina por atenuación, porque la señal que habilita el comienzo de la cuenta de tiempos se atenúa y no tiene capacidad para cerrar la cuenta y entonces se leen ΔT exagerados. El registro en papel o película se presenta en escala l: 200 ó l:1.000 en profundidad, la escala de tiempos más general corresponde a l mm = 0,8 micro seg. (por pie de formación) y los tiempos crecen de derecha a izquierda, en general desde 40 μseg. hasta 140 μseg. o como la figura de 50 μseg. hasta 130 μseg. Entonces las velocidades correspondientes crecen (en sentido inverso) hacia el borde de la derecha del perfil (cabeza arriba). Y se podría calcular como la figura 74 μseg/pie = 1/74 x 1.000.000 x 0.3048 =4119 ≅ 4100 m/seg

Existe la opción de registrar la suma de las cuentas de los tiempos de tránsito (ver tiempo integrado en la figura), cada vez que alcanzan el valor de 1 milisegundo, y la señal o impulso que indica esos valores se coloca habitualmente en la zona central del registro.

En los comienzos de los perfiles sónicos estos se registran solamente en las partes de interés de existir capas con hidrocarburos de los pozos, posteriormente por interés de los geofísicos se comenzó a registrar a lo largo de todo el pozo, con el fin de usarlos para la estimación de velocidades de propagación de las ondas en el ámbito de la ubicación del pozo y también para la construcción de sismogramas sintéticos.

Para usar el registro sónico con el fin de obtener curvas Z-T similares a las experimentales de geófono, se puede cada cierto numero de intervalos de la traza de integración o suma, graficar los tiempos y las profundidades correspondientes (por ejemplo cada 50 milisegundos). Si el perfil sónico no esta integrado o se lo quiere corregir con algún criterio fundado por los efectos de las variaciones de diámetro del pozo, se pueden estimar promedios de los tiempos de tránsito en pequeños intervalos de profundidad a lo largo de todo el perfil y graficar la acumulación de los ΔZ y los ΔT que correspondan recordando que los tiempos que medimos en el registro corresponden al intervalo de 1 pie de formación, es decir que si ΔT es el valor de tiempo de tránsito promedio en microseg. por pie,

0,3048integ.TZT ×Δ

=Δ para ΔZ en metros

DDee ccuuaallqquuiieerr mmaanneerraa eessttaass ooppeerraacciioonneess ccoonndduucceenn aa uunnaa ccuurrvvaa ZZ--TT qquuee aarrrraannccaa eenn ggeenneerraall ddeessddee llaa bbaassee ddee llaa ccaaññeerrííaa gguuííaa ddeell ppoozzoo hhaacciiaa aabbaajjoo.. PPaarraa ddaarr uunn cceerroo aa llaa ccuurrvvaa ddeebbeerrííaammooss ccoonnoocceerr eell ttiieemmppoo ddee ttrráánnssiittoo ddeessddee llaa bbaassee ddee llaa ccaaññeerrííaa hhaassttaa llaa ssuuppeerrffiicciiee y corregir por efecto de la capa meteorizada a un nivel de referencia, sobre el mismo entonces tendríamos el cero de la curva Z-T.

Z

Tt1 tnt3t2

z1z2

z3

zn

con geófonosónico

Si hacemos estas operaciones y graficamos la curva obtenida del perfil sónico contra una de geófono en el mismo pozo nos encontramos que en general la curva de sónico se aparta desde el cero en forma creciente hacia abajo hasta una cierta profundidad y de allí en adelante permanece prácticamente paralela a la de geófono hasta el fondo del pozo. Es decir que si desplazamos hacia la izquierda la curva del sónico (manteniendo paralelos los ejes de Z) vemos que las curvas superponen convenientemente a lo largo de un buen intervalo de pozo (parte profunda) y naturalmente este corrimiento hace caer por debajo de la curva de geófono a la parte superior de la curva de sónico (corrida).

Este problema se genera porque en la parte somera del sónico tendremos retardos anormales en los tiempos de tránsito por variaciones de diámetro y problemas de atenuación, y como construimos la curva por integración desde arriba hacia abajo vamos acumulando los retardos para los tiempos grandes originando la desviación en cuestión.

Es por esto que en general en los pozos que se registra el sónico de arriba al fondo se requieren los tiros de control con geófono para corregir de la desviación por retardos en los primeros tramos.

La curva de sónico provee gran detalle de datos frente a la de geófono y es conveniente usarla, la forma práctica común es superponerla en la parte inferior a la de geófono por el corrimiento ya mencionado y luego cuando comienza a apartarse en los tramos hacia arriba ir girándola en el sentido horario por pequeños tramos para forzar la superposición o encaje con la de geófono entre valores de confianza. Entonces con esta curva Z-T se pueden obtener curvas Vi-Z y Vm-Z como anteriormente y con quizás más detalle y como vimos para geófono se pueden ajustar curvas teóricas Z-T generadas con la hipótesis del crecimiento lineal de la velocidad con la profundidad u otros tipos de crecimiento.

Los problemas mencionados de variación de velocidad por efecto de los cambios de diámetro en el pozo son particularmente molestos cuando los sónicos se van a utilizar para construir sismogramas sintéticos (recordar Unidad 3) y en este caso es inevitable una corrección o suavización de los sónicos con un criterio fundado geofísico geológico por que de otro modo aparecerán en el sismograma sintético acontecimientos generados por los defectos




incidente reflejada

transmitida

Superficie

Material 1Velocidad V1Densidad 1

Material 2Velocidad V2Densidad 2

interfase

A B C D E F G H I

coeficientes trazasísmica

perturbación ondícula

* =

conv

oluc

ión

columnageológica

coef

icie

ntes

de

refle

xión

sism

ogra

ma

sinté

tico

de los perfiles originados por anormalidades en el pozo que no corresponderán a variaciones en las formaciones o capas.

DDiirreemmooss eenn ffoorrmmaa bbrreevvee qquuee uunn rreeggiissttrroo ssiinnttééttiiccoo ssee ccoonnssttrruuyyee a partir de los datos de velocidad de los perfiles sónicos y de densidad de los perfiles de densidad si están al alcance. Los cambios de velocidad (y densidad) dan origen a reflexiones y vimos que los coeficientes de reflexión estaban dados en función de esos cambios:

VVVVCR

12

1212 +

−≅

o más exactamente

δδδδ

1122

112212 VV

VVCR +

−≅ COEFICIENTE de REFLEXION

para incidencia normal al contacto

i Zi

Z R

Ri+1i + 1 Zi + 1

incidencianormal

impedanciade capas

coeficientede reflexión

V1 velocidad de la capa superior y V2 de la capa inferior y δ1 y δ2 densidades de las capa superior e inferior respectivamente

Esta cuenta se puede hacer en todos los contrastes de velocidad a lo largo del perfil y se pueden obtener la serie de coeficientes de reflexión o el perfil de reflectividad de la tierra. Si tomo la onda de salida de la fuente (por registro) o por estimación de la misma por otros medios y la convoluciono con la serie de coeficientes de reflexión, o que es lo mismo hago la superposición de ondas básicas multiplicadas por cada coeficiente de reflexión y desfasadas el tiempo que corresponda entre coeficiente y coeficiente obtengo una traza sintética. (ver apéndice Unidad 7)

Se ve claramente que los problemas en el pozo que generan cambios de velocidad inexistentes en el terreno darán origen a coeficientes de reflexión falsos y harán que la traza sintética no se parezca convenientemente a una real registrada con métodos sísmicos de reflexión.

Estos procedimientos de construcción de trazas sintéticas se conocen desde largo tiempo atrás (1960 ó antes).

Los procedimientos inversos es decir los que tratan de obtener de las trazas sísmicas los denominados pseudoperfiles de impedancia acústica son de mediado de la década de 1970.

El punto de partida es un registro sísmico de reflexión tratado convenientemente (especialmente cuidando mantener en el proceso las relaciones de amplitud y aplicando filtros inversos enérgicos adecuados), el mismo entonces suponemos que representa a la serie de reflectividad de la tierra, es decir cada impulso en él representaría a un coeficiente de reflexión entonces decimos que conocemos los coeficientes de reflexión y nos fijamos una velocidad de arranque V1 de alguna manera y podemos calcular V2.

Si VVVVCR

12

1212 +

−≅

→ ( )CRVVVV 121212 +=−

CRVVCRVV 12111222 +=− → ( ) ( )CR1VCR1V 121122 +=−

, y ( )( )CR

CR12

1212 1

1VV −

+= Siguiendo, como conozco V2 y CR23

puedo calcular V3 ( )( )CR

CR23

2323 1

1VV −

+=

y así puedo continuar hasta el final es decir calcular la serie de velocidades a lo largo de toda la traza sísmica, y puedo pasar de tiempo a profundidad pues conozco las velocidades y obtener el pseudoperfil de impedancia acústica. Los problemas de estas transformaciones en los dos sentidos para la comparación de datos reales con los sintéticos o teóricos derivan del muy diferente contenido de frecuencia de la traza sísmica y del perfil sónico. Para que los resultados sean comparables hay que mejorar el contenido de frecuencia de la traza sísmica al máximo (mantener las bajas y recuperar las altas de forma de que el ancho de banda sea máximo), y por otra parte hay que atenuar el contenido de frecuencias altas en el perfil sónico, es




decir reducir el ancho de banda a uno compatible con el ensanchado de la traza sísmica. La figura de más abajo simplifica lo que se vio hasta el momento en cuanto a la confección de un sismograma

sintético: Cada software tiene incorporado módulos que permiten la confección de sismogramas que se graban para

poder postearlos en la sísmica que corresponda (ubicación del pozo). Básicamente se ve en el ejemplo que se puede presentar la ley de velocidad (profundidad vs tiempo), luego se

ubica el perfil sónico (log) del pozo, la siguiente pista una escala de transformación tiempo-metros. A continuación se colocan los pases formacionales (markers) y el cálculo automático de los coeficientes de reflexión que convolucionados con una ondícula (que se eligirá de acuerdo con la fuente que se registró), en este caso una Ricker con frecuencia central 20 hz; dará como resultado una traza que se repite 10 0 12 veces para dar una imagen visual comparable con la línea sísmica en el lugar del pozo. En este caso se ve una correlación muy buena.

Ley Velocidad Sónico seg/m pases geológ coefic. Ondi. Traza LÍNEA SÍSMICA




SSÍÍSSMMIICCAA DDEE PPOOZZOO

Haciendo algo de historia, la exploración sísmica de hidrocarburos consiste básicamente en la adquisición y análisis de los eventos sísmicos originados en un microsismo provocado por una fuente de energía (explosivos vibradores, etc.) y registrados por un receptor (geófonos, hidrófonos, etc.). Este dispositivo de emisión-recepción se encuentra habitualmente desarrollado en o en las cercanías de la superficie. Sin embargo, casi coincidentemente con las primeras experiencias de sísmica de reflexión (figura 1), J.C. Karcher, 1919-1921, hizo su aparición la patente de Fessenden, 1917,considerado por Hardage, 1983, como el primer

documento sísmico referente a fuente y receptores sumergidos en un pozo. A pesar de ello, el uso de pozos profundos con propósitos sísmicos estuvo limitado durante muchos años a la determinación de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas elemento indispensable para “escapar” del dominio del tiempo y entrar, con cierto grado de confianza, en el de las profundidades (figura 1b a 1c). Así fue entonces como la onda directa (figura 2) resultó la única parte analizable de un registro sísmico de pozo, lo que se conoce como “Prueba de velocidad” (check - shots)

Perfilaje NVV

(met

ros)

Z FUENTE

Fig. N° 1 a

Plano de referencia

00.1000.2000.3000.4000.5000.6000.7000.8000.9001.0001.1001.2001.3001.4001.5001.600

tiempo

deida

yvuelta

(seg)

Fig. N° 1 b

300

0

-500

-1000

-1500

-2000

(metros)

n.m.m.

Fig. N° 1 c

COMPRESOR Perfilaje NVV

Fig. N° 2

ΔT

prom

edio

SÓNICOCOMPENSADO

Trasmisorsup.

Trasmisorinf.

R3R4

R2

R1

Fig. N° 3




Sólo la aparición en la década de 1950 de la herramienta sónica de pozo (figura 3), su combinación con la prueba de velocidad, 1960's, y el desarrollo del análisis y procesamiento de la onda completa registrada por un geófono dentro del pozo, permitieron la evolución de las dos técnicas básicas, Sismograma Sintético (Geogram® para Schlumberger) y Perfil Sísmico Vertical (VSP), que conformarían una nueva técnica, la “Sísmica de Pozo", en algunos casos autosuficiente para brindar valiosa información del subsuelo y, en general, una poderosa herramienta para calibrar a la “Sísmica de Superficie” reduciendo la ambigüedad en su interpretación y, por ende, haciendo más confiables las secciones y mapas sísmicos que esta última genera.

LLAA PPRRUUEEBBAA DDEE VVEELLOOCCIIDDAADD -- WWSSTT®

((SScchhlluummbbeerrggeerr)) oo SSSSTT®

((DDrreesssseerr--AAttllaass)) WST: Well Seismic Tool SST: Service Seismic Tool

Un registro e tiempo de arribo de la onda directa versus profundidad (figura 4) es particularmente importante en cada pozo exploratorio. Este gráfico se construye por la superposición de los datos que se obtiene en cada posición del receptor (elegidos previamente por distintos objetivos- pases formacionales, cambios importantes de velocidades de sónico, otros). Un esquema gráfico de la toma de datos se ve en fig. 2, y ejemplos de registros de que se leen eran similares a los registro se presentados en las figuras de VSP.. LLoo qquuee hhaayy qquuee tteenneerr eenn ccllaarroo eess qquuee ccuuaannddoo ssee hhaaccííaa uunnaa lleeyy ddee vveelloocciiddaadd ssoolloo ssee uuttiilliizzaabbaann eell pprriimmeerr ccoorrttee ddee aarrrriibboo ddee llaa ppeerrttuurrbbaacciióónn eelláássttiiccaa aall bbuuzzoo ((eell pprriimmeerr aarrrriivvoo)).. MMááss aaddeellaannttee,, ccuuaannddoo ssee pprroocceeddee aa rreeggiissttrraarr eell VVSSPP ((ppeerrffiill ssííssmmiiccoo vveerrttiiccaall)) ssee uuttiilliizzaa ttooddaa llaa ttrraazzaa rreeggiissttrraaddaa..

0

500

1000

1500

2000

25000 160 320 480 640 800

87

654

321

910

1112

t

z

N° de Prof. tiemponivel (m) (ms)

1 90 55.7 2 355 143.3 3 530 197.8 4 700 245.7 5 900 298.3 6 990 325.6 7 1050 340.7 8 1350 417.2 9 1660 496.7 10 1980 570.0 11 2200 618.0 12 2500 680.5

Fig. N° 4

Fig. N° 5

Otra forma de obtener una ley de velocidad con cierto grado de confianza es por los perfiles de velocidad obtenidos a partir de las velocidades de stacking (suma) de datos de proceso sísmico, cuyo listado puede verse en la parte superior de las secciones sísmicas (figura 5) .

En estas condiciones, la conversión de mapas en tiempo a mapas en profundidad, que puede resultar más o menos sencilla en series homogéneas se torna crítica cuando una estructura geológica compleja se combina con una transmisión pobre de la señal sísmica.

Una prueba de velocidad tiene, en consecuencia, dos usos principales:

Mejorar la exactitud del perfil de velocidades interválicas.




La medida de tiempo a través de estratos dispersivos mejora al reducírsela a la del camino en una sola dirección (tiempo de ida del WST versus tiempo de ida-vuelta de la sísmica de superficie) y la medida de profundidad resulta más precisa al obtenerse directamente a través del cable de perfilaje.

Calibrar al perfil sónico (BHC®, LSS®), confiriéndole carácter sísmico (básicamente: registro en zona virgen de una señal sísmica, cuyo contenido de frecuencias está habitualmente contenido en la banda 10-100 Hz.), pero sin quitarle las ventajas de su alta resolución (fuente de alta frecuencia, 25000 Hz (25 KHz), y espaciamiento pequeño, una muestra cada 2 pies), que permite (si se tienen en cuenta los órdenes de magnitud que se manejan en exploración sísmica), contar con una ley “continua” de velocidad y, por ende, con una transformación tiempo-profundidad de alta resolución (figura 6a, b y c)

Fig. N° 6 a

Fig. N° 6 b

Fig. N° 6 c

SSIISSMMOOGGRRAAMMAA SSIINNTTEETTIICCOO ((GGEEOOGGRRAAMM®®))

La ley de velocidad continua, así obtenida, constituye sólo el primer paso hacia la calibración de la sísmica de superficie mediante datos de pozo.

Con el uso del modelo indicado en la figura 7, es posible combinar esta ley con el perfil de densidad de la formación (FDC®, LDT®) y calcular la serie de coeficientes de reflexión, mediante la relación:

VVVVCR

1122

112212 ρρ

ρρ+

−= (solo incidencia normal)

CR12 = coeficiente de reflexión entre capa 1 y 2, ρ = densidad del medio correspondiente; V = velocidad de la capa correspondiente

es decir, obtener el “representante” de la tierra en términos de perfiles y a los efectos de la prospección sísmica.

El perfil de densidad debe estar corregido conforme a condiciones de formación virgen mediante, por ejemplo, una interpretación GLOBAL® (un programa de computación de datos de Schlumberger) Son dos los elementos básicos que restan analizar para completar el camino: la ondícula “representante” de la fuente de energía sísmica alterada por la adquisición y el procesamiento, y la convolución, (expresión matemática que simula el “viaje” de la ondícula a través de la tierra (figura 8).

incidente reflejada

transmitida

Superficie

Material 1Velocidad V1Densidad ρ1

Material 2Velocidad V2Densidad ρ2

interfase

Fig. N° 7




A B C D E F G H I

coeficientestraza

sísmicaperturbación

ondícula

* =

conv

oluc

ión

columnageológica

coef

icie

ntes

de

refle

xión

sism

ogra

ma

sinté

tico

Fig. N° 8

Resumiendo el esquema de convolución: la columna geológica(coeficientes de reflexi-

ones) perturbada por energía elástica (ejemplo explosivo) responde con traza

sísmica

Fig. N° 9 Configuración de la herramienta con la obtención de una ttrraazzaa ssííssmmiiccaa ssiinnttééttiiccaa, que se repiten como en la figura cuatro hacia ambos lados configurando una porción comparable con línea sísmica, para Schlumberger

lo denomina GEOGRAM . Se visualiza perfectamente que el sismograma llega a la profundidad del pozo.

Su resultado: uunnaa ttrraazzaa ssííssmmiiccaa ssiinnttééttiiccaa localizada en la ubicación del pozo. El objetivo: “conciliar” los datos del pozo (perfiles, pases de formación, etc.) con los de la sísmica de superficie (sección sísmica). Esa traza sísmica sintética la Cía Schlumberger la denominó GGeeooggrraamm

Esta conciliación no queda circunscrita a las técnicas que se analizan, sino que puede extenderse a los profesionales que las utilizan. De esta manera, de la discusión con geólogos y sismólogos resultó la presentación mostrada en la figura 9, que facilita la interpretación de los resultados en dos direcciones: reconocido un objetivo geológico por el “carácter” que presenta en los perfiles, analizar su respuesta sísmica e individualizarla sobre la sección sísmica de superficie y, recíprocamente, recorrer el camino desde la sísmica hasta los perfiles.

La escala es la que corresponde a la sección sísmica y la disposición gráfica del GGEEOOGGRRAAMM®(léase sismograma sintético) y de los perfiles puede alterarse con la finalidad de adaptarlo a las necesidades de cada cuenca. Esa alteración sería invertir la fase, cambiar la ondícula de la convolución, la escalas de tiempos, etc..

Este análisis puntual puede extenderse lateralmente con el uso del perfil de buzamientos, Dipmeter® (perfiles de buzamientos de estratos sedimentarios).

TTaammbbiiéénn ccoommoo eejjeemmpplloo ssee ppuueeddee vveerr lloo qquuee aahhoorraa ssee ccoonnssttrruuyyee ccoonn nnuueevvooss ssooffttwwaarree ddee iinntteerrpprreettaacciióónn eenn ffiigguurraa ddee ppáággiinnaa 113399..




PPEERRFFIILL SSÍÍSSMMIICCOO VVEERRTTIICCAALL ((VV..SS..PP..)) ((vveerrttiiccaall sseeiissmmiicc pprrooffiillee))

La herramienta de calibración de datos de sísmica de superficie recién analizada, GEOGRAM®, está limitada por la validez de los modelos teóricos que le dan origen y por la existencia de los perfiles necesarios para su construcción (originando la traza sísmica sintética).

ONDA “D” (Múltiple)

ONDA “D” (Directa)

ONDA “U”

estaciones del geófono 1

2

3

45

REFLECTOR

REFLECTOR

FUENTE

VSP = U + D

Fig. N° 11

Geófono dentro del pozo, la fuente está en superficie

Se trata ahora de analizar una herramienta de origen sísmico para la que no serán necesarias suposiciones sobre estratificación del medio, incidencia-emergencia vertical, tipo de ondícula, etc., y que no se encontrara limitada a la extensión (profundidad) del pozo, es decir, que sseerráá ccaappaazz ddee ssuummiinniissttrraarr iinnffoorrmmaacciióónn,, ttaannttoo ddee llooss eessttrraattooss aattrraavveessaaddooss ppoorr eell ppoozzoo ccuuaannttoo ddee llooss uubbiiccaaddooss ddeebbaajjoo ddee ééll.. En sísmica de pozo generalmente la fuente se halla en superficie y un receptor (geófono, dentro del pozo a profundidades previamente definidas desde el fondo hasta la superficie. El perfil sísmico vertical (VSP) es una técnica sísmica que consiste en registrar y analizar la onda “completa” (figura 2) generada por una perturbación en superficie y registrada por un geófono anclado a distintas profundidades de un pozo profundo (figura 11). El VSP es en consecuencia una evolución de la prueba de velocidad. (Ver figura esquematica) El campo de ondas presente en un VSP puede dividirse en dos grandes grupos: los eventos sísmicos que llegan al geófono desde arriba hacia abajo, ondas “D” (dawn), y los que lo hacen desde abajo hacia arriba, ondas “U” (up). El campo de ondas “U” (figura 11) es a su vez comparable, en cuanto a su estructura, a un registro sísmico de superficie, es decir, que los eventos de reflexión registrados pueden separarse en Reflexiones Primarias (como U y D) y Múltiples (como la D que se reflejó en superficie). La estructura de las ondas “D” merece un análisis especial, para separar arribo directo de arribos de reflexiones múltiples, componen básicamente una onda “D” o bien podemos afirmar que nunca una reflexión primaria puede formar parte de una onda “D”.

Esta es quizá la característica cinemática más importante del VSP.

En consecuencia, si es posible separar el VSP en sus dos componentes y alinear los eventos que una vez reflejados en las mismas interfaces llegaron a distintas estaciones del receptor, es decir, quitar el efecto de desplazamiento del receptor, estaremos ante dos registros en tiempo de ida y vuelta (escala vertical de una sección sísmica): ondas “U” compuesto de primarias más múltiples y ondas “D” compuesto sólo de múltiples más el arribo directo. Luego, si para el registro de cada estación del receptor, se diseña sobre la onda “D” un filtro (deconvolución) para atenuar múltiples, y se lo aplica a la onda “U” correspondiente, podemos esperar como resultado un registro compuesto casi exclusivamente de reflexiones primarias. (ver figura esquemática de un procesamiento de los datos de una registración). La separación en ondas “U” y “D” y la deconvolución constituyen los eslabones más importantes de la cadena de procesamiento del VSP (figura 15).

A continuación se muestran en un servicio carátula de presentación, planilla de datos ,una serie de registros típicos en el camión registrador, la ley que se genera con los datos.




Carátula de presentación del servicio de VSP

Esquema de la registración

NOTA: El número mínimo de disparos por posición debe ser 3 de buena calidad para la Prueba de Velocidad (tiros para los puntos del WST o SST) y 5 de buena calidad para el VSP.

Planilla de los datos. Encuadrado en rojo son las posiciones seleccionadas para VSP, los cuatros puntos superiores unirán la ley a superficie

Ley de velocidad con los datos. Se ve la reunión de las estaciones del VSP que son registrados cada 25 metros. Es el gráfico resultado de relacionar (2) con (3) de la planilla




Registro suma de tres disparos (Shots) a 73 m de prof. Tiempo tránsito 0,054ms

Registro suma de cuatro disparos (Shots) a 725 m de prof. Tiempo tránsito 0,314 milisegundos. Distancia de la fuente (vibro) a la boca del pozo 58 m.

Registro suma de cinco disparos (Shots) a 1700 m de prof. Tiempo tránsito 0,597 milisegundos. Es el fondo del pozo. Registro suma de cinco disparos (Shots) a 975 m de prof.

Tiempo tránsito 0,399 milisegundos. En la parte inferior el barrido de la fuente (vibro) a 58 m. de la boca del pozo.

Fig. N° 12 FLUJO de PROCESAMIENTO DE LOS DATOS

Las figuras 13 a 22 muestran, para un caso real, la sucesión de resultados.

Ahora sabemos cuál es el resultado final del VSP, pero, ¿qué significa? Si tenernos en cuenta que para cada estación del receptor disponemos de un registro de reflexiones primarias (las ondas “U” después de la deconvolución) y que, obviamente, un receptor será capaz de registrar como tales sólo las que provienen de horizontes reflectores ubicados debajo de él, podemos concluir que el resultado final de un VSP significa “ver (sísmicamente hablando) aproximadamente la misma zona desde profundidades diferentes” (figura 20).




Registros Originales

Fig. N° 13

Recuperación de Amplitud Verdadera

Fig. N° 14

Control automático de ganancia (enfatización de ondas “U”). Pendiente ondas “D” (flecha

superior) Pendientes de ondas “U” flecha inferior

Fig. N° 15

Ondas “D” después del filtro de velocidad

Fig. N° 16

Ondas “D” después de la deconvolución

Fig. N° 17

Ondas “U” después del filtro de velocidad

Fig. N° 18

En consecuencia, si nos atenemos al concepto de “resultado final de un VSP”, podemos concluir que, si se trata de localizar horizontes reflectores, deberemos buscar amplitud, carácter y esencialmente continuidad a lo largo de las trazas de un registro de ondas “U” después de la deconvolución (figura 21). Ondas “U” después de la deconvolución

Fig N° 19

“Ver” la misma zona desde

profundidades diferentes

Fig. N° 20 Identificación de reflectores (Ondas “U” luego d deconvolución

Fig. N° 21

El Dato VSP por bajo P.F. Pozo Basamento últi-ma reflex. fuerte.




Más abajo se presenta una síntesis de las principales aptitudes del VSP, y un resumen de sus campos de aplicación actuales o de desarrollo cercano.

VVSSPP -- PPRRIINNCCIIPPAALLEESS AAPPTTIITTUUDDEESS

RReessppeeccttoo ddee oobbsseerrvvaacciioonneess eenn ssuuppeerrffiicciiee Permite estudiar el proceso de generación y propagación de ondas. Un arreglo vertical de receptores atraviesa los ciclos sedimentarios. Cuando un dispositivo vertical es ubicado debajo de estratos heterogéneos, el campo de ruidos se reduce

significativamente. Incremento de la banda de frecuencias. La familia de soluciones posibles al problema inverso se reduce considerablemente.

RReessppeeccttoo ddee uunn ssiissmmooggrraammaa ssiinnttééttiiccoo Su origen sísmico Determinación de un operador de deconvolución para atenuación de múltiples. Ubicación de horizontes reflectores por debajo del fondo del pozo. No son necesarias suposiciones sobre estratificación del medio, incidencia-emergencia vertical y/o tipo de

ondícula.

VVSSPP -- CCAAMMPPOOSS DDEE AAPPLLIICCAACCIIOONN EExxpplloorraacciióónn yy ddeessaarrrroolllloo

Calibración de sísmica de superficie: identificación de horizontes reflectores, dentro y por debajo del pozo. Determinación de parámetros de procesamiento de líneas sísmicas: velocidades, recuperación de ganancia y

deconvolución. Identificación de reflexiones múltiples. Conversión tiempo-profundidad de alta precisión. Determinación de propiedades de las rocas mediante análisis de amplitud, contenido de frecuencias y

determinaciones de anisotropías de velocidad.

Estimación de un perfil de impedancia acústica (T1Δ

×ρ ) por debajo del fondo del pozo.

PPeerrffoorraacciióónn Predicción de profundidades de horizontes reflectores. Predicción de condiciones geológicas adversas a la perforación.

OOFFFFSSEETT -- VVSSPP

Cuando el objetivo es estudiar lateralmente la continuidad de los reflectores, el perfil sísmico vertical resulta una herramienta limitada. Es necesario en consecuencia disponer la fuente a cierta distancia del pozo, de manera que los puntos de reflexión se muevan a lo largo de los reflectores (figura 31), resultando lo que se conoce como OFFSET - VSP. Fuente móvil (figura 32) y pozos desviados (figura 33) constituyen otras variantes del Offset -VSP.

REFLECTORR1 RN

G1

GN

Est

acio

nes

del

geóf

ono

Fuente½ Offset

Fig. N° 31

G

F1 F2 F3 F4 F5

Fig. N° 32




Fig. N° 33

El tratamiento adecuado de estos datos, apoyándose fundamentalmente en el trazado de rayos, FEMAT, permite determinar un posible modelo para delinear la continuidad lateral de una estructura en la vecindad del pozo pues transforma al VSP en una mini sección sísmica de alta resolución en la dirección pozo-fuente conocida como VSP-CDP.

Estratos fallados, truncamientos, capas inclinadas, etcétera (figuras 34a, b y c) pueden así ser estudiados con detalle, si se dispone de un dispositivo de campo adecuado. Nuevamente aquí, en el diseño del dispositivo, el trazado de rayos juega un papel importantísimo.

Las figuras 35 a 36 muestran el modelo geológico y las sucesivas etapas de procesamiento para un ejemplo sintético.

Sin duda, la introducción del Offset-VSP incrementa notablemente las aplicaciones del VSP en el área de Desarrollo o producción.

Fig. N° 34 Trazado de rayos en un modelo

Receptor 32:570 m

Receptor 1:1500 m

Falta de informaciónPor la falla

V :1500 m/s1

V :2250 m/s2

V :3000 m/s3

V :3750 m/s4

V :4500 m/s5

Fuente :300 m

Fig. N° 35 Modelo Geológico




Fig. N° 36 Offset – VSP (trazado de los rayos)

VVSSPP eenn eessttrruuccttuurraass ccoommpplleejjaass OOSSPP ((OOffffsseett SSeeiissmmiicc PPrrooffiillee)) yy WWSSPP ((WWaallkkaawwaayy SSeeiissmmiicc PPrrooffiillee))..

En estos casos no se pueden establecer criterios independientes de la estructura del subsuelo. Por el contrario, la selección de parámetros resulta de la simulación del perfil a registrar a través de un modelo.

Para definir a este modelo se deberá contar con un corte estructural y una ley de velocidad. Con estos datos y mediante el modelado por trazado de rayos o por ecuación de ondas, se obtendrán perfiles sintéticos por medio de los cuales será posible decidir sobre la posición óptima de fuente y receptores que permita “iluminar” la zona de interés, tal como se ve en las siguientes figuras:

FIGURA8

FIGURA9

En los modelos se establece espesores de capas y sus velocidades las que con iteraciones de rayos se elegirá el modelo para su registración




FIGURA10

Ejemplo de un VSP presentado sobre la Línea Sísmica Ejemplo de un Offset VSP (queda registrada una porción de línea que se compara con la línea registrada)

Fuente para VSP folletos e informes de la Compañía Schlumberger. En cátedra de Geofísica

UNIDAD 6 libro - Universidad Nacional de Salta DE BC EF GB EH vv v v v v Trazamos EG paralela a la...

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