Determina dirección y buzamiento de un mapa geológico.

Si se dispone del trazado cartográfico de un plano en un mapa geológico, para la determinación de su dirección y buzamiento basta con elegir tres puntos del mismo no alineados, que sean intersecciones del trazado con curvas de nivel, y resolver el problema de los tres puntos ( Para el método de los tres puntos ver Aprende a interpretar un mapa geológico II (Figura 5)).

Si en el trazado cartográfico del mapa geológico existen dos intersecciones del trazado con curvas de nivel que son de la misma cota, la propia línea que los une será una horizontal del plano y la línea de máxima pendiente será la perpendicular a ella. Al tratarse de un plano inclinado, se pueden trazar todas las horizontales de este plano posibles uniendo todos los puntos de igual cota del contacto, que correspondan a cotas de curvas de nivel. Las horizontales trazadas serán paralelas y equidistantes. Si no lo fueran, se trataría de una superficie curva.

Detallando este último procedimiento por pasos:

1.- Se selecciona un plano (marcado en rojo) dentro de la representación de los distintos trazados cartográficos de capas de una zona.

2.- Se determinan al menos dos puntos sobre ese plano que se encuentren a la misma altitud (determinada en las intersecciones con las curvas de nivel).

3.- Se unen los puntos de igual altitud dibujando así la horizontal del plano de esa altitud.

4.- Utilizando la misma técnica, dibujar otra horizontal del plano.

5.- Se mide el ángulo que forma esta horizontal con el Norte y se obtiene así la dirección del plano.

6.- Se determina el buzamiento de la capa (se dirige desde las horizontales más altas hacia las más bajas, es decir, hacia el SE) trazando una perpendicular a la dirección que representa la proyección de una línea de máxima pendiente. Sobre esta línea (500 m a escala) se abate el plano vertical que determina el buzamiento de forma que el otro cateto sea la diferencia de cotas entre 400 y 300 (a la misma escala).

Referencias:

 http://ocw.innova.uned.es/cartografia/indice_general.htm

Perfil geológico paso a paso.

La construcción de perfiles geológicos es una práctica muy útil para entender lo que representan los mapas de esta misma índole. 

 Un perfil geológico es un corte o sección a lo largo de una línea dibujada en un mapa, siendo una representación gráfica vertical de la disposición en profundidad de las unidades y estructuras geológicas. En otras palabras, es como una rebanada de pastel, separada del resto para poder verla, las capas de esta rebanada sería el perfil geológico.  

Los perfiles, como los mapas, deben estar hechos a escala, tanto en horizontal y vertical, y puede tener una escala diferente.  Usualmente,  la escala horizontal es la misma que la del mapa y la vertical generalmente se exagera con el fin de hacer más evidentes los rasgos estructurales y del relieve. Si la escala del mapa es 1:50000, la escala horizontal del perfil será la misma y la vertical 1:25,000 si se exagera al doble. Ambas escalas deben venir adecuadamente señaladas en los perfiles.

Para construir un perfil geológico se debe decidir primeramente donde trazar una línea de interés basada en el estudio que se realiza. Esta línea, por ejemplo,  puede cruzar  las estructuras geológicas que se requiere interpretar. Ya trazada la línea del perfil se decide la escala vertical a usar dependiendo del relieve. Exagerar la escala vertical al doble es generalmente suficiente para resaltar los rasgos del relieve. Sin embargo,  si el relieve presenta zonas planas y se requiere resaltar sus rasgos, se tendrá que requerir una mayor exageración tomando en cuenta que se pueden deformar  los rasgos de las estructuras geológicas a profundidad, ya que la inclinación  de las capas  se verá mayor en el perfil que en la realidad.

Después de las medidas tomadas antes mencionadas se procederá a construir la sección basándose en  los siguientes pasos:

a) Dibujar la línea del perfil en el mapa y marcar ambos extremos, por ejemplo,

    usando letras (A-B) para cada extremo.

b) Colocar un pedazo de papel de hoja milimétrica a lo largo de la línea que dibujaste, fijando este papel para que no se mueva ó marcando los extremos de tu perfil como referencia al papel, con las mismas letras que se usaron en el mapa.

c) Se proyectan los datos topográficos a un perfil marcando los puntos de intersección de las curvas de nivel con la línea de trazado del corte geológico A-B y  llevando el punto de intersección de cada curva de nivel a una escala vertical; se anotarán  las cotas de nivel a la hoja milimétrica en la escala vertical (eje “y”)  que se encuentran dentro de la línea del perfil (eje “x”), por ejemplo, de 600 a 2500 m.   De un extremo hacia el otro, se irán marcando en el papel (línea de sección; eje “x”) cada punto donde se cruce una curva de nivel  y anotar el valor de la altitud de la curva (cota). Se debe tener cuidado de no marcar como curvas de nivel a divisiones de litología. Al final, se  tendrá un punto de diferente altura por cada marca. Una vez de estar seguro de haber marcado las curvas en sus cotas correspondientes,  se conectan los puntos  obteniendo el perfil topográfico.

d) Se identifican los elementos geológicos que son cortados por la línea de perfil y se proyectan sobre el mismo marcando los puntos de intersección de los datos geológicos del mapa a las alturas correspondientes.

e) Se interpretan, extrapolan y representan, tanto en superficie como en profundidad, los elementos geológicos del corte, según el mapa. Concretamente, el muro de la capa de rocas del Crerácico (K) se dibuja en el corte geológico como un plano horizontal ya que interpretamos que sus contactos tienen una altitud constante sobre el mapa geológico. (Orden cronoestratigráfico; de más antiguo a más joven; Cámbrico(C),Ordovícico(O),Silúrico(S),Devónico(D),Carbonífero(M),Cretácico(K)).

f) A partir de este punto, con el conocimiento de que la capa de rocas del Cretácico cubre el resto de las rocas, se procede a la proyección de las rocas infrayacentes.

g) Se proyectan el resto de los datos geológicos, interpretando donde se sitúan estos contactos, sabiendo, por su buzamiento, que si perforáramos en las rocas carboníferas (M) encontraríamos cada vez más antiguas.

h) Las rocas más antiguas (C-M) se encuentran plegadas. Siguiendo la interpretación del mapa geológico, se determina que el pliegue, que presenta rocas del Cámbrico (las más antiguas) en su núcleo, es un anticlinal.

i) Se completa el corte geológico siguiendo los datos estructurales básicos de buzamiento del mapa geológico.

Referencias:

http://ocw.innova.uned.es/cartografia/indice_general.htm

http://www.geo.cornell.edu/geology/faculty/RWA/structure-lab-manual/

http://usuarios.geofisica.unam.mx/cecilia/CT-ICT/PerfilesTopograficos.html

Sismología de exploración: Interpretación sísmica, parte 1.

En esta entrada continuamos con la tercer parte de la exploración sismológica: la interpretación sísmica. Si no han leído las entradas anteriores pueden hacerlo dándole clic a los siguientes links:

Parte I: Tipos de ondas sísmicas.

Parte II: Anisotropía sísmica, efectos del medio en las ondas, resolución sísmica, etc.

Parte III: Tipos de eventos sísmicos y equipo de adquisición.

Parte IV: Adquisición de datos sísmicos.

Parte V: Introducción al procesado de datos sísmicos.

Parte VI: Procesamiento de datos sísmicos, parte 1.

Parte VII: Procesamiento de datos sísmicos, parte 2

Adicionalmente pueden leer uno de nuestros primeros posts donde presentábamos el tema:

Interpretación sísmica.

La interpretación sísmica y el mapeo del subsuelo son partes fundamentales usadas comúnmente en la industria petrolera. Se usan para generar modelos del subsuelo así como realizar predicciones acerca de las propiedades de las rocas y las estructuras que componen.

Para iniciar una interpretación, primero debemos tener:

- Un mapa base donde se ubiquen los puntos de tiro, o la dirección de las inline y/o crossline.

- Secciones sísmicas inline y crossline

Información de pozos disponibles como:

- Datos de velocidad de los pozos (check shots, VSP)

- Cimas y bases de formación (determinadas por el geólogo) para poder mapear los horizontes de interés

- Registros y reportes del sónico, rayos gamma, densidad, resistividad, etc.

Ahora, antes de seguir con otros pasos de la interpretación, primero debemos establecer algunas definiciones que nos servirán más adelante durante el proceso.

- Check shot: Es un tipo de dato sísmico de pozo, designado para medir el tiempo de viaje de la superficie a una profundidad conocida. La velocidad de la onda P de las formaciones encontradas en un pozo pueden ser medidas directamente al bajar un geófono a cada formación de interés, mandando una fuente de energía de la superficie de la Tierra y grabando la señal resultante. De este estudio, obtendremos velocidad y profundidad, estimamos el tiempo y lo graficamos en una tabla tiempo-profundidad. En este caso, las lecturas se toman cada 30 metros aproximadamente.

-Perfil sísmico vertical (VSP por sus siglas en inglés): Es un tipo de mediciones de sísmica de pozo usadas para correlacionar con datos sísmicos de superficie, para obtener imágenes de mayor resolución que las imágenes de sísmica de superficie y para ver guiar la perforación con mayor precisión. Definido de manera general, el VSP se refiere a las mediciones hechas en un pozo vertical usando geófonos dentro del pozo y una fuente en la superficie cerca del pozo. La mayoría de los VSP's usan una fuente sísmica en la superficie, la cual es, comúnmente, un vibrador en tierra y una pistola de aire en el mar. Grabar en cualquier nivel contendrá ondas ascendentes y descendientes. Ambos tipos de ondas estarán asociadas con múltiples debido a las reflexiones arriba y por debajo del geófono. Los datos VSP también tienen su propio procesado, llamado precisamente procesamiento de VSP. Otra ventaja para el VSP es la habilidad de dar buenos resultados en pozos desviados, donde los sismogramas sintéticos son poco confiables. El VSP produce una tabla tiempo-profundidad y una imagen VSP, mientras que el check-shot únicamente produce la tabla tiempo-profundidad. 

El VSP tiene mayor resolución que el check-shot, llegando incluso a tomar lecturas cada 3 metros. 

El total de ondas grabadas en los detectores en el pozo consisten en:

- Señales que llegan desde arriba de la herramienta, las cuales son el arribo directo y los múltiples descendientes.

-  Señales que arriban desde abajo de la herramienta, las cuales son las reflexiones directas y los múltiples ascendentes.

Existen muchos tipos de estudios VSP, de los cuales les presentamos los siguientes:

VSP de offset cero: En él, se posiciona la fuente directamente por encima de los receptores, típicamente muy cerca del pozo.

VSP con offset: La fuente se coloca a cierta distancia (offset) de la plataforma de perforación durante su adquisición. Esto permite crear una imagen del subsuelo a cierta distancia del pozo.

VSP de fuente movible: En este caso, la fuente no está estacionaria.

VSP walk-away: Para este caso, la fuente se mueve progresivamente más lejos en la superficie y los receptores son fijados en una sola localización, de esta manera se provee efectivamente de una mini línea sísmica 2D que puede ser de mayor resolución que la sísmica de superficie y tiene mayor cobertura continua que un VSP con offset.

VSP walk-in: Inicia desde una fuente de offset lejano con tiros sucesivos disparados, que va decreciendo su offset.

VSP walk-above: Se acomoda a la geometría de un pozo desviado, a veces llamado VSP de incidencia vertical. Cada receptor se encuentra en una posición lateral diferente con la fuente directamente encima del receptor para todos los casos. Tales datos proveen una imagen sísmica de alta resolución del subsuelo debajo de la trayectoria del pozo.

Por ahora, es todo. En la siguiente entrega de la serie mostraremos los pasos para realizar un sismograma sintético, por lo pronto pueden leer mas sobre la teoría del mismo en este post.

Cursos en linea gratuitos de ciencias de la tierra

Como ya se había mencionado en nuestra página de facebook https://www.facebook.com/geocafegeo/ , este mes se inicia el curso de Geomecánica de Reservorios por parte de la prestigiada universidad de Stanford. https://lagunita.stanford.edu/courses/EarthSciences/ReservGeomech/Spring2016/about

De igual forma el Instituto Francés del Petróleo dio a conocer que a partir de la próxima semana iniciará su curso de "desde la exploración a la distribución" al cual ya se pueden inscribir. http://mooc.oil-and-gas.ifp-school.com/

Otras páginas donde pueden encontrar una variedad de cursos en línea sobre ciencias de la Tierra es en la página de la Universidad Tecnológica de Delft (TU Delft), una de las mejores universidades del mundo, donde pueden encontrar cursos de Principios de Mecánica de Rocas; Geología Estructural e Iterpretación de Mapas; Flujo de Fluidos, Calor y Transferencia de Masas; Introducción a la Sísmica de Reflección; y Geología I. http://ocw.tudelft.nl/courses/applied-earth-sciences/

Otra gran fuente de cursos en línea, con una gran cantidad de material es el Instituto Tecnológico de Massachussets MIT, donde encontrarán decenas de cursos sobre las ciencias de la Tierra. http://ocw.mit.edu/courses/find-by-topic/#cat=science&subcat=earthscience

Por último, también les dejamos el link a la sección de cursos en ciencias de la tierra y energía de EDx, algunos de los cuales están archivados, pero que sin duda les pueden ser de utilidad, y complementar con los cursos en programación, teoría de señales, algebra lineal, cálculo, etc. que también ofrecen. https://www.edx.org/course/subject/energy-earth-sciences

Pues ahí lo tienen, una gran variedad de cursos en línea gratuitos, los cuales podrían complementar con sus notas escolares, videos en youtube, libros y apuntes que encuentren en internet en páginas como "gen.lib.rus.ec" , geo pedia, scribd, etc.  

Esperamos que esto les sea de utilidad y aprovechen las herramientas que hoy en día se tienen y que hace algunos años no contábamos con ellas.

Éxito!

Aprende a interpretar un mapa geológico, Parte 2.

La forma en que se representa la orientación de un plano en un mapa es con un símbolo de rumbo (strike) y buzamiento (dip) (Figura 1). La naturaleza exacta del símbolo varía con las características que este representa, sin embargo,  todos tienen el mismo diseño básico: una larga línea trazada paralela al rumbo del plano y una pequeña línea perpendicular marcando el buzamiento del plano. Solo la magnitud del buzamiento es comúnmente mostrado en dicha simbología, el valor del rumbo se referencia respecto al norte del mapa. Las características lineales, como las direcciones de paleocorriente, se muestran con un símbolo de lineación, el cual es una flecha con el valor de la inmersión en la punta de flecha (Figura 1).

Figura 1. Símbolo  de rumbo y buzamiento para un estrato con buzamiento de 30° al E – SE y un símbolo de lineación que muestra la tendencia e inmersión de un lineal en el plano de una estrato visto en planta de un mapa (izquierda) y se visualización  como un diagrama de bloques (derecha).

Además de los símbolos rumbo y buzamiento en los mapas, hay otra manera de extraer datos de orientación, ya que la superficie de la Tierra es irregular, es decir, que tiene topografía. La forma en que las unidades planares cruzan o cortan la superficie de la tierra refleja su orientación y a esto se le llama la regla de V. Cuando se ve en un mapa contactos que representan superficies planares hacen que la forma de la letra "V" crucen la topografía. Esta regla puede aplicarse si el estrato tiene un ángulo de buzamiento mayor que el ángulo de la pendiente del valle o colina. Una excepción son la litología  de series post-orogénicas, normalmente las pendientes suelen ser más suaves que los buzamientos de los estratos plegados. Para interpretar correctamente la orientación de los planos utilizando la regla de V, uno tiene que ser capaz de determinar colinas, valles, y en qué forma los ríos fluyen. La manera más correcta de interpretar un mapa es imaginar caminando perpendicular a las curvas de nivel, entre más amplias sean las curvas, te dirá que es una pendiente suave como un valle, de lo contrario, si se tiene curvas de nivel con espacios más cortos entre ellas, ir en la dirección de máxima pendiente e indicará un alto topográfico, por ejemplo, una colina (Figura 2).

Figura 2. La Regla de V representada mediante el mismo mapa geológico en diferentes visualizaciones. A la izquierda: el mapa se ha cubierto sobre un modelo de elevación digital y sombreado con un sol artificial en el noreste. Notar cómo las unidades geológicas, especialmente " Js " cruzan el valle en el centro del mapa, y la litología " V -ing "  va aguas abajo.  En la parte superior derecha: diagrama de bloques oblicuo de la misma zona del mapa,  ilustra cómo las capas hacia el este (derecha).

La "Regla de la V" se observa cuando el plano inclinado corta una superficie topográfica en un valle y el contacto del plano con el relieve dibuja una "V", cuyo vértice apunta hacia donde buza el estrato (Figura 3c y 3d). Si se tiene una superficie topográfica de loma y  un plano inclinado cortándola, el contacto del plano con el relieve dibuja un arco amplio con la parte cóncava situada hacia donde buza el plano (Figura 3a y 3b). Un estrato horizontal (ß=0°) es paralelo a las curvas de nivel,  por lo tanto,  la traza del estrato (Figura 3e). En estratos  verticales (ß=90°), la intersección del estrato con la topografía quedará siempre representada por dos líneas rectas (techo y piso del estrato) separadas por su espesor, medido perpendicularmente a la capa (Figura 3f).

Figura 3. Buzamiento a) a favor de la pendiente,  b) opuesto a la pendiente, c) capas con suave buzamiento a favor de la pendiente, la “V” cierra hacia la parte superior de la pendiente; más cerrada de las curvas de nivel, d) Capa con sentido de buzamiento opuesto a la pendiente, la “V” cierra hacia la parte superior de la pendiente; más abierta que las curvas de nivel, e) Capas horizontales, la “V” cierra hacia la parte superior de la pendiente: paralela a las curvas de nivel. f) en capas verticales, no aparece la “V”.

Los pliegues situados en un valle se observan en un mapa geológico según sea el tipo de pliegue. Si se presenta erosión del valle del anticlinal, se crea  un núcleo donde aparecen los estratos más antiguos con los contornos cerrados. En el caso de un sinclinal, la erosión del valle permite aflorar un núcleo carente de estratos más jóvenes y con contornos abiertos (Figura 4).

Figura 4. Representación de pliegues con erosión en un mapa geológico.

La construcción de tres puntos para el cálculo tradicional del buzamiento se muestra en la Figura 5. Se localizan dos puntos a lo largo de la superficie inferior de Js  que están en la misma elevación (7600 ft) y así determinar la dirección del rumbo. El tercer punto se encontrará  a una elevación menor. Vea la figura 6 para la construcción, el diagrama es un plano vertical orientado en la dirección de buzamiento real (paralela a la línea marcada " 1025.5 " en la Figura 5.  Se debe tener  en cuenta que los mapas son una proyección sobre un plano horizontal.

Figura 5. Calculo para buzamiento de un plano por el método de los tres puntos.

 

Figura 6. Diagrama para el cálculo del buzamiento de  un plano. 

El buzamiento de un estrato es el ángulo de inclinación de su línea de máxima pendiente. Si se hace un corte vertical en un área en la que existe un plano inclinado (ABCD), el buzamiento  de la aparente de la capa será la línea de intersección con el plano del corte. Un buzamiento real β corresponde a un plano que contiene la línea de máxima pendiente (AD) (Figura 7a). El buzamiento aparente existe al  no contener la línea de máxima pendiente en el plano.  En la Figura 7b, el plano AEC es oblicuo al plano ABCD, con ángulo de oblicuidad α, el buzamiento que se observa es un buzamiento aparente β´. Si un plano de corte vertical fuese paralelo a la línea que determina la dirección del plano AB, el buzamiento nulo  de 0° u horizontal (Figura 7c).

Figura 7. Casos de buzamiento en un plano: a) buzamiento real, b) buzamiento aparente y c) buzamiento nulo.

Para el cálculo de un buzamiento real a partir de un buzamiento aparente, se inicia con obtención de la tangente del buzamiento real y aparente, con base en la construcción geométrica de un estrato representado en la Figura 8, tan β=AE/ED y  tan β’=AE/EC, respectivamente. Por lo tanto, el buzamiento aparente viene dado por tan β’= (tan β)( cos α), es decir, tan β’= (AE/ED)( ED/EC). Despejando el buzamiento real β,  de la ecuación tan β= tan β’/ cos α, se obtiene: β=arctan(β’/ cos α). 

Figura 8.  Cálculo de un buzamiento real a partir de un buzamiento aparente, con base en las aristas  y ángulos de la imagen representando un estrato.

La representación gráfica (Figura 9) de la expresión β=arctan(β’/ cos α) permite conocer el buzamiento aparente de cualquier ángulo de oblicuidad, partiendo del buzamiento real de la capa.

Figura 9. Grafica para la obtención del buzamiento aparente β’.

En geología se utiliza la proyección de un plano con ayuda de varias cotas utilizando el problema de los tres puntos. Siendo un plano determinado por tres puntos (A, B y C) contenidos en él, podemos calcular la dirección y buzamiento del plano sabiendo que la dirección del plano es una línea horizontal contenida en el mismo (Figura 10a). Las curvas de nivel se proyectan a cada altura sobre el plano de proyección que se sitúa en una cota 0 y se obtiene así la representación de la superficie topográfica en planos acotados. En ella, una recta queda definida por dos puntos (A y B) y un plano por tres puntos no alineados (A, B, C).

Conocidas las cotas de los tres puntos de partida  (A-cota 0, B-cota 100, C-cota -50), proyectamos los tres puntos en el plano de cota 0. Si la cota de A es 0 y la cota de B es -100, en la línea que determinarán habrá un punto medio D (0-100=-50) que esté a la misma cota que C (-50). Se busca, por lo tanto, el punto intermedio entre A y B y se dibuja en el plano de proyección. Uniendo el punto medio D con el C se obtiene la horizontal de cota -50 del plano buscado.  Se mide el ángulo que forma esta horizontal con el Norte y se obtiene así la dirección del plano (cualquier horizontal de un plano determina la intersección del mismo con un plano horizontal, es decir, la línea sobre la que se determina la dirección del mismo) (Figura 10b).

  Se traza una perpendicular a la dirección por el punto B y se obtiene la línea EB que representa la proyección de una línea de máxima pendiente (perpendicular a la dirección) (Figura 10 c).

 Para determinar el buzamiento se calcula la inclinación de la recta EB, abatiendo el plano vertical EFB (figura tridimensional) en torno al eje horizontal que pasa por E, pasando el punto B a la posición B' de forma que B-B' sea la diferencia de cotas entre B y E (100-50 = 50). Uniendo con B' obtenemos el ángulo BEB' que es el buzamiento del plano (ß) (Figura 10 d).

Figura 10. Obtención de dirección y buzamiento de un plano.

Una vez determinados las direcciones de buzamiento y el buzamiento a partir de tres puntos, puede determinarse el trazado cartográfico de una capa inclinada mediante el método de las horizontales. Conocida la cota de los tres puntos de partida del problema, se proyecta en el mapa topográfico (A-1600, B-1500 y C-1200). Si la cota de A es 1600 y la de C es 1200, habrá un punto entre A y C, que corresponde a la cuarta parte del segmento 1600-1200 y posea la misma cota que el punto B (1500). Uniendo estos puntos se obtiene la horizontal de la cota 1500 del plano buscado (Figura 11).

Figura 11.  Trazado de la línea de la cota 1500 del plano.

Se dibujan líneas paralelas a la cota 1500, trazando las correspondientes horizontales del plano y con la distancia determinada por las divisiones del segmento A-C (1600-1200), obteniendo las cotas H1200, H1300, H1400, H1500 y H1600.  Estas líneas representando las diferentes cotas cortaran a lo largo de la línea de máxima pendiente, para obtener sobre ella los puntos cuyas cotas coincidan con las de todas las curvas de nivel del mapa.

Figura 12. Trazado de las horizontales del plano.

Se determinan los puntos de intersección entre cada horizontal del plano y la curva de la misma cota ya que son puntos que pertenecen a la vez al plano y a la superficie topográfica por lo que forman parte del trazado cartográfico buscado, estos puntos se observan en la Figura 13 como pequeños círculos blancos.

Figura 13. Puntos de intersección entre cada horizontal del plano y la curva de la misma cota.

Finalmente, para obtener el trazado cartográfico, se unen todos los puntos obtenidos. Esta unión debe hacerse siempre entre puntos de una misma curva de nivel o curvas adyacentes, y no debe cortar a las curvas de nivel de más puntos que los que resultan de la intersección de éstas con las horizontales del plano de la misma cota Figura 14.

Figura 14. Obtención del trazado cartográfico del contacto de dos planos.  

Referencias:

http://ocw.innova.uned.es/cartografia/indice_general.htm

http://www.geo.cornell.edu/geology/faculty/RWA/structure-lab-manual/

Sismología de exploración: Procesamiento de datos sísmicos, parte 2: Correcciones estáticas, tipos de velocidades, y migración

En esta entrada continuamos con la segunda parte sobre el procesamiento de datos sísmicos, si no han leído las entradas anteriores pueden hacerlo dándole clic a los siguientes links:

Parte I: Tipos de ondas sísmicas.

Parte II: Anisotropía sísmica, efectos del medio en las ondas, resolución sísmica, etc.

Parte III: Tipos de eventos sísmicos y equipo de adquisición.

Parte IV: Adquisición de datos sísmicos.

Parte V: Introducción al procesado de datos sísmicos.

Parte VI: Procesamiento de datos sísmicos, parte 1.

Correcciones estáticas.

En esta imagen se muestra un ejemplo ilustrativo del uso de las correcciones estáticas

En esta segunda parte iniciamos con lo que son las correcciones estáticas, comúnmente llamadas simplemente estáticas, es por definición un cambio que se le hace a la traza sísmica en el tiempo durante el procesamiento sísmico. Una corrección estática común es la corrección de la capa de intemperismo, dicha corrección compensa por esta capa de materiales de baja velocidad sísmica y que se encuentra cercana a la superficie de la Tierra. Algunas otras correcciones compensan por diferencias en la topografía y diferencias en las elevaciones de las fuentes y los receptores. Existen varios métodos para realizar estas correcciones y aquí les mostraremos algunos de ellos:

Ilustración mostrando la diferencia entre los gather sin y con correcciones estáticas topográficas 

1. Método de elevación.- Para cada estación, hay una elevación medida. La diferencia entre las elevaciones ocasiona que un reflector horizontal parezca como curvo, así que se utiliza este método para mover todos los datos hacia arriba o hacia abajo al nivel del datum.

2. Método de boca de pozo.- Este método es usado para estimar el grosor y la velocidad de la capa de intemperismo. Este método involucra la perforación de un hoyo en dicha capa, hasta 100 metros, posteriormente se coloca un geófono cerca del hoyo y una fuente sísmica (usualmente dinamita) se pone dentro del hoyo. Este geófono graba las ondas sísmicas en cada profundidad, las cuales se grafican en una curva tiempo-profundidad, de la cual se pueden estimar el grosor y la velocidad de la capa de intemperismo.

3. Método de refracción.- El propósito de las estáticas de refracción es calcular las correcciones estáticas de la capa de meteorización durante el procesamiento de datos sísmicos de reflexión al usar el tiempo de viaje de energía sísmica críticamente refractada (primeros arribos).

Todas las imágenes anteriores muestran diferencias entre imágenes sísmicas con correcciones estáticas, algunas de diferente tipo, y como se comparan entre ellas

Gathers CDP y apilamiento.

Punto común de profundidad se  define como la suma de las trazas las cuales corresponden a un mismo punto de reflejo de una superficie del subsuelo pero tienen diferentes distancias de offset.
En este paso, juntamos estas trazas CDP y entonces las integramos todas como una sola traza (apilamiento).
La principal razón para usar el método de CDP es para mejorar la relación señal-ruido de los datos porque cuando una traza es sumada, las señales pueden crecer mientras que los ruidos aleatorios pueden cancelarse. Antes de apilar, las trazas deben ser movidas a su posición original por el sobretiempo normal por distancia (NMO).

El uso del método CDP se explica en la imagen ya que para los reflectores inclinados el método CMP causa resultados erróneos

Sobretiempo normal por distancia o Normal Moveout (NMO).

El efecto de la separación entre fuente y receptores al tiempo de arribo de una reflexión que no tiene buzamiento. Una reflexión normalmente llega primero al receptor más cercano a la fuente. El offset entre la fuente y otros receptores induce a un retraso en el tiempo de arribo de una reflexión de una superficie horizontal a una cierta profundidad. Un gráfico de tiempos de arribo contra distancia de separación (offset) tiene una forma hiperbólica. La corrección se realiza en tiempo y se aplica a cada offset.

Efecto del NMO y el mute en un gather 

Análisis de velocidad.

La determinación de la velocidad sísmica es la clave para el uso del método sísmico y para llevarlo a cabo de la mejor manera, se necesita un mejor procesamiento de datos. Un apilamiento exitoso, una buena migración en tiempo y profundidad, todo requiere de los debidos insumos de velocidad. La estimación de la velocidad también es útil para la conversión de una sección en tiempo a profundidad.

Tipos de velocidad:

Velocidad instantánea.- Es la velocidad en cualquier momento dado de un frente de onda en la dirección de la energía de propagación (perpendicular al frente de onda). Este término es ocasionalmente usado para la velocidad determinada de los registros sísmicos de impedancia acústica.

Velocidad aparente.- La velocidad aparente de una fase dada en una dirección particular, usualmente la dirección de propagación del geófono en el ángulo theta a la dirección de la onda:
                                                                   

Velocidad promedio.- Es la relación de la distancia a través de cierto trayecto con el tiempo para atravesar el trayecto:      

Tiene sentido solo con respecto a trayectos particulares, aunque un trayecto vertical es comúnmente implícito. Si la sección está hecha de capaz paralelas horizontales de velocidad Vi, y espesor zi con el tiempo de tránsito a través de cada capa siendo ti=zi/Vi, entonces la velocidad promedio es

Una velocidad promedio podría considerarse pesudo velocidad si proviene el tiempo de la sísmica y la profundidad del pozo, y velocidad verdadera cuando se mide por un VSP, sónico o núcleo.

Velocidad media cuadrática o RMS.- Se refiere también a una trayectoria específica, asumiendo capaz horizontales, 

Las velocidades RMS son típicamente un porcentaje mayores que las correspondientes velocidades promedio.

Velocidad NMO.- Es la velocidad de la corrección del sobretiempo normal por distancia o Normal Moveout, en el límite cuando la distancia fuente-receptor se vuelve muy pequeña. Para capas isotrópicas horizontales,

Velocidad de apilamiento.- El valor de la velocidad determinado por el análisis de velocidad que es usado para el apilamiento de punto medio común. En el límite donde el offset se acerca a cero, se aproxima a la velocidad NMO. La diferencia entre la velocidad de apilamiento y la de NMO es a veces llamada sesgo diferencial de longitud (Hubral y Krey, 1980)

Velocidad de intervalo.- Es la velocidad promedio en un intervalo de un trayecto. Comúnmente aproximada por la velocidad DIx. También es usada para la velocidad promedio calculada de los registros sónicos y aquella calculada de los surveys de pozo para los intervalos entre mediciones.

Velocidad DIx (Dix, 1995).- Aproxima la velocidad de intervalo para viajes verticales entre reflectores horizontales.

donde Vn es la velocidad RMS y tn is el tiempo de arribo cero-offset para la enésima reflexión. Esta ecuación produce valores ficticios si ambos reflectores no son horizontales si hay variaciones laterales de velocidad entre o arriba de ellos, o si el intervalo es grande.

Migración

Es el paso en el procesado de datos sísmicos en el cual las reflexiones en los datos sísmicos son movidas a sus posiciones correctas en el espacio x-y-tiempo de los datos sísmicos, incluyendo tiempo de viaje doble y posición relativa a los puntos de tiro. La migración mejora la interpretación sísmica y el mapeo porque la localización de estructuras geológicas, especialmente las fallas, son más exactas en secciones migradas. La migración intenta lidiar con difracciones e interfaces buzantes.

La migración se encarga de llevar los eventos a su posición correcta en el espacio

Tipos de migración.

Migración en tiempo.- Es una técnica de migración para el procesamiento de datos sísmicos en áreas donde los cambios laterales de velocidad no son muy severos, pero las estructuras son complejas. La migración en tiempo tiene el efecto de mover eventos buzantes en una línea sísmica en superficie desde ubicaciones aparentes a sus verdaderas ubicaciones en tiempo.

Migración en profundidad.- Es un paso en el procesado de datos sísmicos en donde las reflexiones son movidas a sus ubicaciones correctas en el espacio, incluyendo la posición relativa a los puntos de tiro, en áreas donde hay cambios laterales significantes y rápidos  o cambios verticales de velocidad que distorsionan la imagen en tiempo. Esto requiere un conocimiento preciso de las variaciones horizontales y verticales de velocidad sísmica. 
La migración en profundidad pre-apilamiento es aquella que como su nombre indica, ocurre antes del apilamiento. Lo mismo es válido para la migración en profundidad post-apilamiento, que se realiza después de apilar los datos.

Comparativa de una migración post-apilamiento en tiempo (izq.) y una migración pre-apilamiento en profundidad (der.), el modelo en el centro.

Procesamiento post-apilado.

- Re-muestreo
- Interpolación (estima trazas sintéticas entre dos trazas reales)
- Control automático de ganancia y balanceo de trazas
-Mezcla de trazas (para controlar la ganancia como en el AGC pero lateralmente, de una traza a otra)

Por el momento es todo lo que hablaremos sobre procesado sísmico, en un futuro se podrían tratar los temas individualmente y más a fondo. En el siguiente post empezaremos con la interpretación de datos sísmicos.


Referencias- 

Encyclopedic Dictionary of Applied Geophysics (2002)