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)

Como interpretar un mapa geológico, Parte I.

La evaluación, interpretación y sintetización de información geológica obtenida en campo y de mapas geológicos es una herramienta elemental para poder identificar y valorar las características geológicas del proyecto en cuestión.

La base de un mapa geológico es un mapa topográfico.  Éste último es la representación de una serie de curvas de nivel. Una curva de nivel es aquella línea que en un mapa une todos los puntos que tienen igualdad de condiciones y de altura (Figura 1).

Figura 1. Perfil de  curvas de nivel. Las cotas son alturas entre isolíneas. Las isolíneas próximas indican una pendiente. Cuando están separadas muestra una pendiente suave.

La escala puede indicarse numéricamente o gráficamente. La escala numérica de un mapa se expresa mediante una división e indica la relación entre las distancias en el mapa y en la realidad. Si en el mapa se presenta la relación 1:50000, indica que 1 cm en el mapa son 50000 cm en la realidad, para convertir esto a metros necesitas dividirlo entre 100,  que es el numero de centímetros que tiene un metro y el resultado será 500 m. En conclusión, el dividendo indica la distancia en el mapa en centímetros, y el divisor representa esa distancia en la realidad (Figura 2a). La escala gráfica es un símbolo lineal dividido en tramos que indican la distancia real en el terreno que corresponde a la distancia en el mapa. Consiste en un segmento dividido en varias partes iguales, cada una de ellas representa un cierto número de unidades de acuerdo a la escala numérica (Figura 2b).

Figura 2.  a) Ejemplo de escala numérica, b) Ejemplo de escala gráfica.

Un pliegue es una estructura planar curvada que se origina cuando los materiales se deforman dúctilmente. Si un estrato es plegado convexamente hacia su parte superior, con los materiales más antiguos en el núcleo, tenemos un pliegue anticlinal. En otro caso, si el pliegue es cóncavo hacia su parte inferior, con los materiales más modernos en el núcleo, se trata de un pliegue sinclinal.

Cuando los estratos son plegados, se observa en superficie una repetición simétrica de los estratos a partir del eje del pliegue. Se expresan mediante la línea que representa el eje del pliegue y flechas que indican hacia dónde buzan los flancos del pliegue, según sea el tipo de pliegue (Figura 3a, 3b).

Si los flancos del pliegue buzan en el mismo sentido, uno de ellos estará en posición normal (piso en la parte inferior y techo en la superior) y otro en posición invertida (piso en la parte superior y techo en la inferior), con buzamiento invertido. De esta forma se puede diferenciar pliegue anticlinal con flanco invertido (anticlinal tumbado) y pliegue sinclinal con flanco invertido (sinclinal tumbado) (Figura 3c, 3d).

El eje del pliegue puede encontrarse con inmersión, la inmersión se denomina como el ángulo que forma el eje del pliegue con un plano horizontal medido sobre un plano vertical que lo contenga. La inmersión de una línea varía entre 0° y 90°. El sentido de inmersión de una línea es el ángulo que forma con respecto al Norte el plano vertical que contenga esa línea  que va de 0° a 360°. La cartografía geológica de una zona pliegues con inmersión da como resultado proyecciones horizontales y líneas concéntricas. Según sean más antiguos o más modernos los estratos que ocupan el núcleo del pliegue serán anticlinales o sinclinales (Figura 3e, 3f).

Figura 3. a) Pliegue anticlinal, las flechas divergen desde el eje del pliegue (traza del plano axial) b) pliegue sinclinal, las flechas convergen en el eje del pliegue. c) Anticlinal tumbado , d) sinclinal tumbado, e) Anticlinal con inmersión, núcleo más antiguo (Pm), f) sinclinal con inmersión, núcleo más moderno (T).

Al existir fallamiento en cierta área y posteriormente es afectada por erosión, el relieve se iguala.  El reconocimiento de dichas fallas en el terreno y en el mapa geológico que lo representa, se basa en la i) repetición asimétrica de las capas (frente a la repetición simétrica en los pliegues), ii) la desaparición de algunas capas  o iii) el desplazamiento relativo de una o varias capas (Figura 4 y 5).

Figura 4. a) Falla normal y su posterior erosión, en superficie se genera desplazamiento relativo de la capa, b) falla normal y su posterior erosión, en superficie se puede generar desaparición de la capa. Erosión y consecuente repetición de litología en superficie en c) falla sobre capas plegadas, d) pliegue anticlinal, las capas son desplazadas hacia afuera en el bloque levantado, aflorando la capa más antigua del núcleo. e) Pliegue sinclinal, el núcleo es el estrato más joven, y se repite la litología a cada lado. f y g) Falla normal paralela al eje del pliegue anticlinal con erosión, g) Falla normal paralela al eje del pliegue sinclinal con erosión, la litología se repite.

 Figura 5. a) Falla perpendicular al eje con posterior erosión, b) Sinclinal con falla perpendicular al eje con posterior erosión, las capas son desplazadas hacia adentro en el bloque levantado, produciéndose disminución o casi pérdida de la capa más joven del núcleo.

Un contacto concordante separa dos materiales paralelos entre sí, que pueden suponerse consecutivos en el tiempo geológico y se representa por una línea de puntos (Figura 6a). Un contacto discordante separa dos materiales no paralelos entre sí, que no tienen continuidad temporal y se representa por una línea discontinua (Figura 6b). Un contacto mecánico se representa por una línea continua, un ejemplo seria una falla (Figura 6c).

Los planos discordantes se caracterizan por falta de conformidad entre estratos, encontrándose en series discordantes sobre otras series suprayacente sobre infrayacente. Un elemento discordante se encuentra suprayacente sobre varios elementos distintos, carece de todas o de algunas de las estructuras geológicas de la serie infrayacente y tiene dirección y buzamiento diferente de la serie infrayacente (Figura 6d).

Cuando un contacto se genera entre rocas ígneas plutónicas y rocas estratificadas, se denomina inconformidad y el contacto se representa por una línea continua como los contactos mecánicos, siendo discordante el caso de plutones y diques, y concordante en el caso de sills (Figura 6e y 6f). Los intrusiones pueden atravesar determinadas secuencias de roca y, sin embargo, no hacerlo sobre las suprayacentes discordantes (Figura 6g).

Figura 6. a) contacto concordante, b) planos discordantes, c) contacto mecánico, d) discordancias, e) contacto intrusivo plutónico, f) contacto intrusivo de dique y sill, g) dique intruyendo sobre la columna A y no en el plano B.

Referencias:

 http://es.slideshare.net/CamiloAGuerreroBarri/cap3-c-y-p

 https://degeografiayotrascosas.wordpress.com/actividades-del-mes/representacion-del-espacio-geografico/

https://es.wikipedia.org/wiki/Curva_de_nivel

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

Sismología de exploración: Procesamiento de datos sísmicos, parte 1

En este post continuamos con una de las etapas más extensas de la exploración sismológica, el procesado 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.

La finalidad del procesamiento sísmico es llevar los datos tomados en campo a un estado interpretable mediante procesos y algoritmos matemáticos que mejoren la señal, eliminen ruido y estandaricen los datos.

Como se mencionó anteriormente, se puede definir el procesamiento de datos sísmicos como la alteración de los datos para suprimir el ruido, mejorar la señal y migrar los eventos sísmicos a su apropiada ubicación en el espacio. Los pasos del procesamiento incluyen normalmente un análisis de velocidades y frecuencias, correcciones estáticas, deconvolución, normal moveout, dip moveout, apilamiento, y migración, la cual puede ser realizada antes o después del apilamiento. El procesamiento sísmico facilita una mejor interpretación porque las estructuras del subsuelo y las geometrías de las reflexiones se vuelven más aparentes.

Flujo del procesamiento de datos sísmicos

Multiplexado y demultiplexado.

Las señales de todos los receptores arriban a la grabadora al mismo tiempo. Sin embargo, la grabadora es solo capaz de medir un receptor al mismo tiempo, así que se utiliza la técnica del multiplexado.

El multiplexado separa todas las muestras para producir una secuencia de tiempo para cada geófono

Multiplexor.- Interruptor rotatorio. Rota cada unos cuantos mili segundos para muestrear cada traza.

Ciclo multiplexado.- Un cambio en el interruptor.

Intervalo de muestreo.- Tiempo que toma completar un ciclo de multiplexado, generalmente son de 2 a 4 milisegundos. Para recolectar todas estas muestras a su lugar original, se usa el demultiplexado.

Diferencias entre dos intervalos de muestreo a 4 ms y 8 ms

Recuperación de ganancias.

Es un paso en el procesado sísmico que se realiza para compensar por la atenuación de la amplitud del dato. Al dispararse los tiros, las ondas se esparcen como un cono en 3-D. Este esparcimiento de energía se le conoce como divergencia esférica y causa que la energía disminuya con el incremento de la profundidad. Las altas frecuencias son absorbidas más rápidamente que las bajas frecuencias por las rocas. Así, la energía sísmica reflejada de un evento geológico profundo será recibido en los geófonos como una señal débil, y los eventos cercanos a la superficie serán recibidos como una señal fuerte. Se usa la recuperación de ganancia para mejorar las señales débiles.

Amplitud verdadera.- Es la amplitud real en una traza sísmica sin ninguna ganancia aplicada.

Escalamiento de trazas.- Se le conoce también como normalización. Es usado porque después de que todas las trazas han sido apiladas, las amplitudes más fuertes tendrán mayor peso que las débiles, así que se corre este proceso para aumentar proporcionalmente las trazas débiles y disminuir las fuertes.

Control y balance automático de ganancia.- Es usado para mejorar señales débiles (difiere del escalamiento de trazas en que están basados en una ventana de análisis de tiempo menor mientras que el escalamiento de trazas aplica ganancia a una ventana grande)

Las imágenes muestran los gathers antes de la aplicación del control automático de ganancia y después de su aplicación.

Balance.- Divide las trazas en varias ventanas las cuales pueden sobreponerse y el CAG usa una ventana deslizante en lugar de un conjunto de ventanas.

Edición.- En este paso se remueven las malas trazas, canales ruidosos o canales abiertos.

Mute.- Hace ceros los arribos que no son reflexiones primarias de onda P.

Edición y mute

Deconvolución.- Parte del procesado de señales sísmicas en el que se recuperan altas frecuencias, se atenúan múltiples, se ecualizan amplitudes, producir una ondícula de fase cero o para otros propósitos que afectan generalmente la forma de la ondícula. Un común ejemplo es que en el caso ideal, el geófono está estacionario hasta que llega el primer arribo de una reflexión, realiza un movimiento y regresa de nuevo a su posición estacionaria, por lo que las reflexiones ideales de un sismograma muestran una serie de picos. En el caso real, los sismogramas para estas capas se presentan en ondículas cortas, debido a que los picos pasan por las capas de la Tierra las cuales actúan como filtro y  se graba el resultado de la convolución de su reflectividad, la ondícula fuente, múltiples, etc. y lo transforman en una ondícula corta. El proceso usado para regresar las ondículas cortas a picos se conoce como deconvolución.

Tipos de deconvolución

1. Antes y después del apilamiento (DBS y DAS por sus siglas en inglés):
- DBS es la deconvolución antes del apilamiento (deconvolution before stack) y es un proceso estándar aplicado a todos los datos. Remueve cualquier múltiple corto y reverberaciones.
- DAS es la deconvolución después del apilamiento (deconvolution after stack) y se usa mayormente en datos marinos. Remueve múltiples de periodo largo.

2. Deconvolución impulsiva o en picos:
- Deconvolución impulsiva o en picos es usada para las fuentes como la pistola de aire y la dinamita, se usa antes del apilamiento.
- Deconvolución predictiva es usada para las fuentes de caída de peso, las cuales no generan muchas altas frecuencias.

Sección sísmica a) antes de la deconvolución y b) después de la deconvolución

Filtrado

El filtrado es un proceso o un algoritmo que usa un set de límites para eliminar porciones no deseadas de los datos sísmicos, comúnmente en el ámbito de la frecuencia o la amplitud, para mejorar la relación señal-ruido de los datos o para lograr la deconvolución. El uso común de filtros digitales en el procesado de datos es para filtrar frecuencias no deseadas.

Tipos de filtros:

- Filtro pasabanda.- Este filtro no altera la fase, sólo extrae una banda definida de frecuencias, cualquier frecuencia alta o baja fuera de su rango será atenuada.

- Filtro de corte bajo o pasa altas.- En este caso, el analista sólo desea eliminar frecuencias bajas. Este filtro es usado para eliminar las bajas frecuencias del ground roll.

- Filtro de corte alto o pasa bajas.- Para este caso el analista desea eliminar únicamente las frecuencias altas.

- Filtro notch o filtro suprime banda.- Es usado para filtrar una banda pequeña de frecuencias dentro de un rango de frecuencia de los datos. El uso más común de este filtro es para atenuar ruidos causados por líneas eléctricas.

-Filtro variable de espectro de amplitud.- En este caso, el analista no quiere mantener la amplitud del filtro constante. Este tipo de filtro se usa para procesamientos especiales.

-Filtro de fase.- En algunos casos, en lugar de filtrar las frecuencias, puede ser necesario ajustar la fase de los datos. Por ejemplo, un survey en área costera, ya que se toma en ambos ambientes terrestre y marino. En la tierra la cuadrilla usara geófonos, y en la laguna usarán hidrófonos. Cuando geófonos e hidrófonos son usados al mismo tiempo, las trazas grabadas con los geófonos estarán fuera de fase con aquellas grabadas con hidrófonos. Por lo que es necesario hacer un cambio de fase en las trazas de los hidrófonos antes de apilarlas. Se aplica el filtro de fase para cambiar la fase de todas las frecuencias sin alterar la amplitud.

- Filtro inverso.- Es cualquier tipo de filtro que regrese los efectos de un filtro que ya haya sido aplicado a los datos.

Tipos de filtro