procesamiento sísmico de reflexión

Cátedra de Geofísica Aplicada, U.N.P.S.J.B., Chubut, Argentina. Tema 15 Procesamiento Sísmico de Reflexión Chelotti, L., Acosta, N., Foster, M., 2009

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“Lo que Natura non da, Processing non presta”

clásico adagio de los analistas

PROCESAMIENTO SÍSMICO A la adquisición de la sísmica de reflexión le sigue el procesamiento de dichos datos (a cargo de los Procesadores o Analistas), pero siempre debe recordarse que es crítico optimizar los parámetros de registro para después poder encarar un mejor proceso de la información. Los datos adquiridos durante semanas o meses en un determinado proyecto en tierra o mar -como el registro simétrico acá graficado- deben procesarse a fin de obtener secciones sísmicas (bidimensionales ó 2D) o un volumen (tridimensional ó 3D) que luego han de interpretarse en términos geológicos, petroleros u otros.

Fue en los Estados Unidos en 1935 cuando Frank

Rieber ideó el procesamiento de los datos -en ese entonces sólo posible con técnicas fotográficas-, pero éste comenzó a aplicarse recién desde 1953 con el desarrollo de la cinta magnética y las primeras computadoras en el MIT (Massachussets Institute of Technology). Como fuera referido en el Tema 14, en 1956 el estadounidense Harry Mayne patentó el método de Punto Común Profundo o Apilamiento (Common Depth Point o Stacking), en cuyos registros inicialmente se registraban 6 trazas por PCP (cobertura o fold de 600%) y ahora se registran usualmente 48 (4800%) en sísmica tridimensional y 96 (9600%) en sísmica bidimensional. La tecnología ha hecho enormes avances y actualmente suele hacerse un procesado rápido de campo para control de calidad, pero el procesamiento fino se hace en un centro informático donde los analistas requieren de uno o varios meses para obtener un resultado confiable.

CONCEPTOS BÁSICOS

Un frente de onda sísmico producido por una fuente impulsiva es inicialmente un pulso de gran amplitud que contiene un gran espectro de frecuencias en ese pico instantáneo (spike). Matemáticamente puede describirse mediante la función Delta de Dirac (descubierta por el inglés Paul Dirac, hacia 1930). Se puede imaginar la función δ(x) como una función que tiene un valor infinito en x = 0 y tiene un valor nulo en cualquier otro punto, de tal modo que su integral es uno, es decir:

Luego del disparo, a medida que el frente de onda avanza, va disminuyendo su amplitud -y perdiendo altas frecuencias- y se va estirando según la forma de una ondícula de fase mínima, con un valle y pico principales y eventualmente otro valle y pico más pequeños, como se ilustra a la derecha. (El caso de la ondícula de vibrador -fase cero- lo veremos luego.)


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A la izquierda vemos algunas formas de onda típicas que podemos registrar, todas ellas resultantes de la mutación de la delta de Dirac. Ahora bien, cada traza sísmica es esencialmente una serie de valores de amplitud a lo largo del tiempo (de ida y vuelta sísmico). Representa el resultado del arribo de señales, esto es, sucesivas respuestas reflectivas provenientes de interfaces de muy variada magnitud (desde límites formacionales hasta

laminación sedimentaria, tanto mayor su amplitud cuanto mayor sea el contraste de impedancias acústicas) que se interfieren entre sí y a la vez son interferidas por diversos tipos de ruidos, sean éstos superficiales o profundos. Las señales sísmicas son el resultado de la convolución del frente de onda generado en la fuente con los sucesivos coeficientes de reflexión correspondientes a interfaces en el subsuelo. Puede pensarse la convolución como el proceso mediante el cual la forma de onda (ondícula) se modifica al reflejarse, modificación que es proporcional a la magnitud y signo del coeficiente de reflexión. Como vimos en el Tema 14, la ondícula se invierte cuando hay inversión de velocidad, es decir, coeficiente de reflexión negativo. Además la amplitud reflejada es directamente proporcional al módulo de dicho coeficiente. De modo que, como resultado de la convolución, la señal que llega trae en su impronta la información de los contrastes de impedancia acústica del subsuelo. Matemáticamente, una convolución es un operador (simbolizado ∗∗∗∗) que transforma dos funciones F y G (en nuestro caso, respectivamente, la ondícula y la serie de coeficientes de reflexión) en una tercera función S (la señal registrada) que en cierto sentido representa la magnitud en la que se superponen F y una versión trasladada e invertida de G. La expresión formal se lee en la figura adjunta e indica que la convolución es la integral de una serie de productos donde la función G(t) se va desplazando temporalmente respecto a la función F(t) para, a través de todo el proceso de convolución, dar finalmente la función S(t). Debe, sin embargo, recordarse que el patrón de interferencia resultante en la traza en este caso idealizado sólo resulta de los coeficientes de reflexión, mientras que en la vida real la preparación resultante de esta receta resulta abundantemente condimentada con variopintos ruidos superficiales y profundos.

Pero, además de la interferencias que producen los ruidos y la propia señal en sí misma, el registro convolucional de las reflexiones -dado por una traza- siempre es significativamente afectado por pérdidas de amplitud y de frecuencia.


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La siguiente figura a la izquierda muestra los principales factores que afectan la amplitud de las ondas sísmicas en su tránsito por el subsuelo, en general ya mencionados en el Tema 12.

La figura de arriba a la derecha ilustra la comentada atenuación de las frecuencias sísmicas, tanto mayor cuanto más altos son sus valores y cuanto más distancia ha debido viajar la onda por el subsuelo. Hemos visto ya en el Tema 14 los principales ruidos superficiales. Vemos ahora un esquema de los principales ruidos de origen profundo. La mayoría consisten en reflexiones múltiples, es decir eventos entretenidos por ciertas interfaces del subsuelo, que por lo tanto llegan más tarde a los receptores, superponiéndose en los registros de campo con señales procedentes de lugares más profundos, como se ve abajo.

Una vez obtenidos los registros de campo, como el ilustrado en la primera página, con señales y ruidos, sigue la tarea de procesarlos digitalmente, mediante programas específicos en computadoras con capacidad suficiente. Un instrumento matemático fundamental para este fin es la Transformada de Fourier (publicada por el francés Joseph Fourier en 1822) que en sísmica permite pasar del dominio del tiempo (la traza, o sea una serie de valores de amplitud a lo largo del tiempo) al dominio de la frecuencia (el espectro de frecuencia donde vemos en ordenadas las amplitudes de señal y ruido indiscriminadamente, correspondientes a cada frecuencia registrada con su escala desplegada en abscisas). La transformación se realiza aproximando la forma de la traza con una integración de una serie de funciones armónicas (seno, coseno) o Serie de Fourier, de amplitudes variables, para poder entonces pasar al cálculo y representación del espectro de frecuencia (expresable también como una integración, pero ahora de diferenciales de frecuencia).


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Arriba puede verse simplificadamente cómo un fragmento de traza sísmica -en el dominio del tiempo, s(t)- puede ser pensado como la suma de funciones armónicas (en este caso sólo tres, en casos reales muchísimas) mediante la aplicación de una Serie de Fourier y puede verse como, Transformada mediante, puede ser luego representada en el dominio de la frecuencia -S(f)- según un espectro de amplitudes versus frecuencias. También se leen las expresiones matemáticas correspondientes y se visualiza un ejemplo de traza sísmica típica en función de sus tiempos de arribo y de sus frecuencias integrantes. La figura de la izquierda muestra la representación en uno y otro dominio de una frecuencia simple, un impulso unitario (fuente), un ruido blanco (llamado así porque contiene todas las frecuencias), un ruido blanco sísmico ideal (con todas las frecuencias en amplitud pareja dentro del rango sísmico) y una traza sísmica (conteniendo señal y ruido). Más a la izquierda caso real de traza (en amarillo) y las armónicas que se obtienen en su descomposición.


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SECUENCIA DE PROCESAMIENTO

En la siguiente lista se indican: con una I los pasos imprescindibles del proceso, con una C los muy comúnmente realizados, aunque no sean imprescindibles, y con una O los ocasionales, a los que se recurre para objetivos específicos, no rutinarios. El orden en que aquí se citan es el más usual, pero algunos pasos no imprescindibles pueden hacerse en un orden distinto.

I) Demultiplexeo (reordenamiento de la información)

-- los registros de campo son grabados en formato SEG B

I) Recuperación de Ganancias (por divergencia esférica, etc)

I) Correlación cruzada (sólo en datos de vibro)

C) Edición de Trazas (eliminación de trazas ruidosas o muertas)

I) Correcciones Estáticas (efectos de topografía y capa meteorizada o Weathering)

C) Deconvolución Aguda (Spike, tiende a agudizar las formas de onda)

I) Agrupamiento por Familias de Trazas de PCP (CDP Gathers)

I) Corrección Dinámica o por Retardo Normal (Normal Move Out), que incluye el Análisis de Velocidad.

I) Apilamiento o Suma (Stack), eventualmente antecedido por el Enmudecimiento frontal (Mute)

-- en esta etapa ya se tiene una sección sísmica, en formato SEG Y

C) Filtrados Varios (de frecuencias, de velocidades, etc)

C) Migración (corrección de las deformaciones por buzamientos y eliminación de difracciones)

O) Migración antes de apilamiento (Pre-Stack)

O) Retardo Buzante (Dip Move Out) en lugar de NMO antes de apilamiento

O) Deconvolución Predictiva (para eliminar reflexiones múltiples)

O) Estáticas Residuales (para ajuste fino de estáticas)

O) Realce de Frecuencias (para conseguir una mayor resolución sísmica)

O) Corrimiento de Fase (generalmente a fase cero para una mejor interpretación)

O) Verdadera Amplitud (para optimizar las relaciones de amplitud entre distintos eventos)

O) Conversión a profundidad (se pasa de escala vertical en tiempo a profundidad)

I)Demultiplexeo: Reordenamiento secuencial de los datos de campo (figura a la derecha), convirtiendo el formato provisorio inicial (secuenciando el número de canales o trazas de cada muestra sucesiva) en formato de matriz traspuesta (secuenciando el número de muestras de cada traza sucesiva). Consiste en modificar la secuencia de valores de amplitud muestreados a fin de facilitar la visualización de los registros de campo y el subsiguiente procesado de los datos. Es un proceso realizado automáticamente apenas después de grabar tras cada disparo. Los registros quedan así en el llamado formato SEG B.


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I) Recuperación de ganancias o amplitudes: proceso de corrección por el efecto de la pérdida de amplitudes debido a la divergencia cuasiesférica del frente de ondas y las pérdidas por el comportamiento parcialmente inelástico del subsuelo (atenuación), el desperdigamiento (scattering) y la partición de la energía. Se hace un análisis iterativo para obtener la curva de ganancia óptima que mediante una curva logarítmica creciente recupera la pérdida total expresada con una curva exponencial decreciente, como se ilustra a la derecha. Una alternativa más lenta, y por lo tanto costosa, es hacer un proceso de recuperación de Verdadera Amplitud, que en rigor no lo es, ya que verdadera amplitud es la que se ha registrado de campo, con primeros arribos de gran amplitud y arribos posteriores decreciendo exponencialmente. Llamamos Verdadera Amplitud a la que se hubiese obtenido si la divergencia esférica y demás fenómenos de pérdida de energía no hubieran sucedido. Y esto se hace mediante cálculos de áreas relativas involucradas en el viaje del frente de onda según sea la profundidad y distancia fuente-receptor de los eventos registrados. Sólo se realiza cuando otros procesos o análisis posteriores lo ameritan: inversión de trazas, método AVO, estudios sismoestratigráficos u otros.

I) Correlación cruzada de vibros: se hace la comparación entre el barrido (sweep) de campo (grabado en la cinta) y cada una de las trazas del registro. Es un conjunto de multiplicaciones entre traza y barrido (desplazado en el tiempo muestra a muestra) que finalmente se integra, como se expresa matemáticamente en el recuadro.

La operación de correlación cruzada se aplica a los valores digitales de la traza registrada. El tiempo total de registro de campo es la suma de los ocho o doce segundos del barrido más los cuatro o cinco segundos de la ventana temporal de interés. Como puede verse en la figura de la página anterior, cada trayectoria reflejada a distinta profundidad, genera un arribo que se extiende por un intervalo de tiempo de varios segundos, dado que,


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al tener un barrido de frecuencias transitando el subsuelo, en cada interfaz se van reflejando progresivamente desde las bajas hasta las altas frecuencias del barrido. Consecuentemente llegan a una dada estación receptora los barridos reflejados parcialmente superpuestos desde esas distintas interfaces localizadas a distintas profundidades. La aplicación de la función de correlación cruzada permite ordenar matemáticamente la información de modo que todas las frecuencias resulten aplicadas simultáneamente para cada evento reflejado como si la fuente hubiese sido impulsiva. Pero con una diferencia en la traza o sismograma obtenido: la ondícula generada no es de fase mínima -como en las fuentes impulsivas- sino de fase cero, resultante de la autocorrelación del barrido (la correlación consigo mismo), concepto que fue definido hacia 1970 por el estadounidense John Klauder.

C) Edición de Trazas: supresión de trazas ruidosas (por mal acople de los receptores, ruidos de motores, etc.) o muertas (generalmente por problemas de cables), cuya participación en las siguientes etapas del proceso sería nula o incluso negativa (en el Apilamiento).

I) Correcciones Estáticas: son correcciones en tiempo debido a la topografía (existencia de desniveles entre fuente de energía y receptores) y a las variaciones de velocidad y espesor de la capa meteorizada (de baja velocidad o weathering). Se establece un plano horizontal de referencia (datum) por debajo de ésta, que es el nuevo cero de los tiempos, como se ilustra abajo. Al tiempo total se le restan los tiempos que tarda el frente de onda en recorrer la capa meteorizada hacia abajo y hacia arriba. Se hace una corrección por emergencia y otra por incidencia, única para cada estaca o estación, de modo tal que se aplica la estática calculada a cada una de las trazas de un registro individual. Otras veces se emplea un plano en el aire, por encima de la topografía, y matemáticamente se rellena ese espacio con una velocidad semejante a la que se estimó para la primera capa de alta velocidad (la que infrayace a la meteorizada: submeteorizada o subweathering). La velocidad de la capa meteorizada (del orden de 400 a 1200 m/s) suele variar lateralmente, mientras que la capa infrayacente (de unos 1700 a 2000 m/s) generalmente varía menos. Los problemas que ocasiona dicha capa superficial se resumen en la figura de más abajo. El espesor de la capa meteorizada se calcula por sísmica de refracción, con dromocronas horizontales (suele aplicarse la técnica de Sumación, expuesta en el Tema 12) y/o dromocronas verticales (en

pozos o upholes). Estos últimos son más costosos y por lo tanto generalmente se hacen unos pocos en puntos estratégicos para el control fino de las dromocronas horizontales. Si los registros de sísmica de reflexión son lo suficientemente detallados para niveles someros, pueden usarse para el cálculo de dromocronas horizontales, evitándose la adquisición de sísmica de refracción, aunque esto raramente sucede debido a su muy distinta profundidad de interés y consecuentemente su escasa confiabilidad. En el mar o lagos sólo debe considerarse su variación de profundidad, más el efecto de marea. No existe bajo el agua una capa de baja velocidad como en tierra. La velocidad en el agua promedia los 1500 m/s y la capa de sedimentos de fondo, embebidos en agua, tienen una velocidad algo mayor.


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C) Deconvolución Aguda (Spike) o Filtrado Inverso: El concepto de deconvolución se refiere a las operaciones matemáticas empleadas en restauración de señales para recuperar datos que han sido modificados por un proceso físico llamado convolución. De modo que, conocidas la imagen convolucionada S (en nuestro caso la traza) y la función portadora G (la ondícula), más un modelo físico del ruido ε, se obtendría la distribución de información original F (los coeficientes de reflexión). Pero la resolución de esta ecuación es un complejo filtrado inverso en la práctica, debido a una dificultosa estimación del ruido, para lo cual se emplean elaborados algoritmos iterativos que sin embargo nunca logran un resultado cercano al ideal. En concreto, lo que se tiende a hacer con la deconvolución aguda es minimizar el efecto de la convolución -o sea, el efecto del informante-, pero no se puede suprimir del todo para llegar a la información pura. El ideal de remover la forma de onda para obtener las series de coeficientes queda lejos de poder alcanzarse debido a la presencia de diversos tipos de ruidos y su consecuente magnificación al intensificarse este proceso iterativo de deconvolución. De todos modos este filtrado inverso permite concentrar o colapsar la energía de cada evento reflejado, mejorando la resolución vertical, ya que con el estrechamiento de la ondícula se consigue agudizar la respuesta de los eventos reflejados, tal como se grafica a continuación.

En la práctica el analista sísmico busca un razonable punto medio entre la agudización de los reflectores y el aumento del ruido. A la izquierda un caso real en el que se puede apreciar que la sección sísmica final (resultante de aplicar toda la secuencia de procesado, hasta el apilamiento o suma inclusive) da como producto una sección con mejor definición de reflectores pero también más ruidosa cuando se ha aplicado la deconvolución aguda, una corrección que, como se indicó, no es obligatoria aunque sí muy frecuente.


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I) Agrupamiento por Familia de Trazas (Gathers): Las trazas de los distintos registros de campo (esquema en amarillo) deben ser agrupadas en función del punto de rebote en el subsuelo, esto es, reunir las trazas correspondientes a una misma serie vertical de Puntos Comunes Profundos (PCP o CDP) aunque pertenezcan a distintos puntos de emisión y recepción, como se ve en el esquema de la parte derecha. Cada familia de trazas presenta un aspecto hiperbólico, análogo al de los registros de campo, dado por el creciente distanciamiento (x) que se refleja en los tiempos de tránsito (T), crecientes a medida crecen en el subsuelo las trayectorias de viaje y su oblicuidad.

I) Correcciones Dinámicas o por Retardo Normal (Normal Move Out, NMO): necesarias para horizontalizar las hipérbolas y dejar en fase los picos y valles correlacionables entre las distintas trazas de cada familia de punto común profundo. Hay que llevar todos los registros a tiempos de ida y vuelta (TWT) correspondientes a x = 0 (To) y para eso se deben calcular las diferencias de tiempo (∆T) entre cada trayectoria oblicua y la normal a la capa, lo que constituye la corrección por Retardo Normal (NMO), tal como se expresa matemáticamente en el gráfico adjunto. Para diferentes tiempos, la velocidad que nos anula el retardo es diferente. Para cada tiempo se aplica una velocidad media Vm tal que el cálculo anule el retardo. Son velocidades crecientes a mayor tiempo y configuran la llamada Ley de Velocidad de Apilamiento (stacking) que logra optimizar a la familia o gather y atenúa las reflexiones múltiples, dado que estas últimas provienen de una profundidad menor a la de las reflexiones simples (igualmente llamadas primarias, sean de onda P o S, aunque casi siempre se trabaja con las primeras). Es decir, al provenir las múltiples de una profundidad menor, tienen una velocidad media VmM de corrección menor -y por lo tanto una curvatura hiperbólica mayor- a la VmS, que es la velocidad media que corrige a las reflexiones simples con las cuales tienden a superponerse. Existe, por lo tanto, una diferencia de tiempo ∆T entre uno y otro alineamiento hipérbólico, tal como puede


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verse en la figura adjunta. El ∆T de corrección dinámica apropiado para la reflexión simple resulta entonces insuficiente para la múltiple y, consecuentemente, sus eventos siguen quedando un poco desfasados, con un retardo o move out residual, como se aprecia en la figura inmediata inferior.

Asimismo, puede verse que un ruido superficial, de alineamiento recto como la onda de Rayleigh (ground roll), también queda desfasado tras la corrección por retardo normal

Entonces, las velocidades medias que nos anulan el retardo (crecientes con el tiempo) permiten obtener la Ley de Velocidad que mejor corrige dinámicamente los datos, algo que en la práctica resulta de un Análisis de Velocidades interactivo, de prueba y error, que generalmente no difiere más del 5% de la que se podría obtener con precisos datos de sísmica de pozo. Con esa ley podemos luego calcular los espesores (Z) de cada capa, así como sus velocidades interválicas. Para ello debe saberse que las velocidades medias reales -que se han intentado aproximar con el Análisis de Velocidades de Apilamiento- no resultan adecuadamente aproximadas por medias aritméticas, sino por las raíces de las medias cuadráticas (Vrmc, o Vrms en inglés), dado que las trayectorias de rayos no son totalmente verticales -en cuyo caso sí una media aritmética funcionaría-. Aquí sus expresiones analíticas:

Desde las sucesivas Vrmc estimadas interactivamente podemos obtener la sucesión de velocidades interválicas Vi, eventualmente con intervalos de variable espesor en el subsuelo. (A cada espesor le corresponde un cierto intervalo de tiempo de ida y vuelta vertical, llamado ∆T, que no debe confundirse con los ∆t vistos para la corrección de retardo normal. I) Apilamiento (Stacking): Es la culminación de la corrección dinámica, tal como se ve en la figura superior derecha. Al haber conseguido dejar en fase las reflexiones simples o primarias y desfasados los ruidos superficiales -que hubieran sobrevivido a las estrategias de adquisición- y también desfasados los ruidos profundos (esencialmente ondas múltiples varias) al sumar o apilar lo que se está haciendo es atenuar ruidos y resaltar la señal, es decir, obtener una traza suma que consigue mejorar la relación Señal/Ruido, la esencia del método de stacking o apilamiento. Las reflexiones múltiples se suelen atenuar a 1/3 ó 1/4 de la amplitud de la reflexión simple, aunque en ciertos


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casos en que las velocidades de eventos simples y múltiples se asemejan, estos últimos pueden llegar a sobrevivir al apilamiento y podría entonces propender a confusiones en la interpretación. De ser así, existe una alternativa posterior en la secuencia de procesamiento sísmico para lograr su eliminación, la Deconvolución Predictiva, que luego citaremos. Existe una operación complementaria previa al Apilamiento, llamada Enmudecimiento Frontal (Mute), empleado para eliminar la porción más somera de las trazas con mayor apartamiento de una Familia, con una función de corte gradual en rampa. En esos tiempos superficiales de trazas lejanas a la fuente, multiplicamos sus amplitudes por cero, evitando así apilar porciones de trazas con baja frecuencia que contribuirían negativamente a la suma, como se ilustra a la derecha.

En esta etapa del procesamiento sísmico de reflexión ya se tiene una sección sísmica -o un cubo- interpretable, en un formato digital denominado SEG Y. (Este y otros formatos sísmicos fueron desarrollados en la Society of Exploration Geophysicists de los Estados Unidos.) Una sección o cubo sísmico está constituido de trazas-suma, cada una de las cuales es una serie temporal (To) de valores de amplitud, muestreados cada 4 ó 2 ms.

C) Filtrados: Los ruidos se pueden separar de la señal haciendo uso de filtros de frecuencias, de velocidades, de coherencia u otros. Siempre debe evitarse perder parte de la señal (o al menos minimizar la pérdida) en el afán de suprimir ruidos que, en caso de no ser eliminados, podrían dar imágenes sísmicas procesadas de confusa interpretación.

Filtrado de Frecuencias: este tipo de filtro permite eliminar aquellos ruidos cuyas frecuencias difieren de las que contiene la señal sísmica. Se aplica en forma de trapecio con dos rampas como corta-bajos y corta-altos para suprimir bajas y altas frecuencias temporales respectivamente. En los extremos izquierdo y derecho del espectro (en el dominio transformado de Fourier) las frecuencias son suprimidas totalmente, mientras que en la zona central son preservadas totalmente y en las rampas se las va cortando gradualmente desde cero a cien por ciento, lo cual se hace así para evitar la aparición del Fenómeno de Gibbs (descripto en 1899 por el estadounidense J. Willard Gibbs , uno de los pioneros de la termodinámica) que generaría un corte abrupto tipo cajón, esto es, ruido por el problema de sobrepaso residual de las formas de onda de las series de Fourier.

En la figura inmediata superior se ven los espectros de frecuencias de la contribución teórica de la señal y del ruido, el espectro conjunto, que es el realmente registrado, y la forma del filtro trapezoidal, con rampas que en este ejemplo se ubican entre 8/14 y 60/80 Hz. A la derecha algunas magnitudes medidas usualmente durante la adquisición y el procesamiento de la sísmica de reflexión. La palabra octava es lo que en música se denomina nota. (Los tonos musicales son armónicos de una nota, o sea sus múltiplos de frecuencia.)


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A la derecha un ejemplo real de aplicación de un Filtro Pasabanda sobre una sección sísmica vieja, de escaso recubrimiento (1200%), cuya regular calidad mejora cuando se reduce la entrada de altas frecuencias, que evidentemente están mayormente constituidas por ruido.

Filtrado de velocidades: se basan en representar la información sísmica en gráficas F/K (frecuencia / número de onda), lo que se realiza a través de la aplicación de una doble transformada de Fourier: primero de la traza (amplitud/tiempo) al espectro de frecuencias (amplitud/frecuencia) y luego a la gráfica F/K. Entonces pueden eliminarse ruidos que aparecen como eventos lineales de velocidades distintas a la de la señal. Hecho lo cual, se realiza el camino matemático inverso para volver a la traza sísmica. En la figura a la derecha puede apreciarse el sector de aplicación del filtro de velocidades junto con los sectores del filtro de frecuencias y del filtrado que ejerce el arreglo de recepción en el campo. Los valores negativos en abscisas se refieren a frentes de onda que han arribado con sentido opuesto.

Filtrado de Coherencia: la supresión de ruido se realiza en función de algoritmos de coherencia o semblanza que se aplican a partir de la comparación de trazas sucesivas, de donde se deducen tendencias de alineamientos de eventos, considerados como ruidos presuntos que han de suprimirse. Sin embargo, la aplicación de este tipo de filtrado ha de ser cuidadosa, ya que se corre el riesgo de eliminar también parte de la señal.

C) Migración: Es la etapa del procesado de la sección sísmica que permite llevar cada PCP a su verdadera posición respecto de los puntos de emisión y recepción, algo que no es necesario hacer cuando las interfaces del subsuelo son horizontales, pero que se torna tanto más importante cuanto mayores son los buzamientos, tal como se ilustra a la derecha. Esto es crítico en la localización de un pozo.


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Es por eso que resulta importante migrar, sobre todo cuando hay altos buzamientos y, en verdad, desde hace dos décadas, con la reducción de costos que trajeron los progresos informáticos, la migración ha pasado a ser una etapa rutinaria del procesamiento sísmico. Al migrar se deben determinar los ∆x y ∆y para cada PCP que no esté sobre un plano horizontal. Una forma manual de realizarla, que se empleó en viejas épocas, es la que se ilustra a la derecha, útil a los fines de entender geométricamente de qué se trata. La figura de abajo ilustra un caso extremo, que sin embargo es frecuente en áreas plegadas, donde una interfaz geológica de un sinclinal puede generar tres reflectores sísmicos, dos en X y uno en forma de anticlinal profundo (efecto de foco enterrado), con las nefastas consecuencias intepretativas que esto podría acarrear. Un ejemplo real puede verse hacia la derecha, donde la sección sísmica migrada logra reconstruir apropiadamente la configuración estructural que estaba muy distorsionada en la versión no migrada.

Otra forma de entender lo que hace el proceso de migración es ver cómo éste opera sobre las ficticias hipérbolas de difracción que están siempre presentes en toda sección sísmica no migrada. La primera figura de la página siguiente muestra cómo son asignados los puntos de tales curvas de difracción, a partir de puntos de emisión desde cada uno de los cuales sale un rayo que llega a un punto difractor, que a su vez genera rayos en todas direcciones que van a parar a todos los puntos receptores. Esas localizaciones erróneas, en los puntos medios entre emisión y recepción, son la consecuencia de asumir capas horizontales y ausencia de puntos difractores. Entonces la migración lo que hace es mover cada uno de esos puntos, llevándolos al lugar desde donde en realidad proviene tal energía. De hecho, una forma manual de migrar es trabajar de este modo con los eventos


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difractados que se observan sobre la sección sísmica no migrada, tal como se ilustra.

Con sísmica 2D suele haber cierta incertidumbre en los parámetros de migración debido al desconocimiento de las componentes de buzamiento laterales a la línea de adquisición sísmica, por lo que las imágenes sísmicas finales pueden resultar desenfocadas. Esto es algo que no ocurre con sísmica 3D al disponerse de una visualización completa del espacio circundante, tal como se ilustra en las secciones a la derecha que son modelos sintéticos que reproducen el resultado que daría la estructura que se esquematiza abajo.


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Ya sea para sísmica bi o tridimensional, hay varios métodos de migración, de los cuales los más conocidos son:

Métodos Manuales: a) en tiempo, por Envolventes o bien por Difracciones (el que más se usó en los primeros tiempos del método de Stacking, como hemos ilustrado) b) en profundidad por Envolventes o bien por Rayos Sìsmicos.

Métodos Automáticos: a) en tiempo, - por el método de difracción o integral de Kirchhoff (una aproximación de índole estadística), - mediante integración de diferencias finitas por ecuación de onda (de tipo determinístico, por continuación descendente), más preciso pero más lento que el anterior, - en el dominio de las frecuencias por doble transformada de Fourier (también determinístico y por ecuación de onda), con mejores resultados que los anteriores en altos buzamientos, b) en profundidad, - por trazado de rayos, más costoso pero con buena resolución de cambios laterales de velocidad.

O) Migración antes de suma (pre-stack): Es una variante sólo utilizada en situaciones tectónicas complejas dado su costo, debido a que el proceso de migración se aplica a cada una de las trazas que van a formar la familia de PCP, en lugar de hacerse sobre la traza suma o apilada. El método aplicado en migración pre-stack puede ser cualquiera de los mismos arriba citados para migración convencional después de suma o post-stack. Al hacer la migración sobre cada traza individual de la familia, se consigue una mejor traza-suma y en definitiva un mejor resultado en la sección a interpretar. El fundamento de esta ventaja puede visualizarse en el gráfico de abajo, donde se observa cómo los rebotes de las distintas trayectorias fuente-receptor que han de conformar la familia de trazas de PCP en rigor no provienen de un único punto sobre el horizonte reflector si éste inclina. Es decir, si se apila antes de migrar, se está apilando eventos que no coinciden bien y por lo tanto la traza apilada no es tan buena y la posterior migración tampoco lo será. En cambio, si primero se migra, el posterior apilamiento resultará mejor.

Arriba puede verse un ejemplo extremo de cuánto puede llegar a cambiar una imagen procesada de sísmica de reflexión (en este caso 3D en el Golfo de México) si se aplica migración antes de suma. Otras veces la diferencia con la migración después de suma no es tan evidente, pero siempre la hay.


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O) Correcciones Dinámicas o por Retardo Buzante (Dip Move Out, DMO): Consiste en calcular el Retardo Buzante (DMO) en lugar del Retardo Normal (NMO), por convolución aplicada a familias adyacentes de Punto Común Profundo, lo que consigue un corrimiento más correcto de los ∆t entre las trazas de cada familia al estimar un posicionamiento más correcto en el subsuelo, contemplando el buzamiento del horizonte reflector, cosa que no hace la corrección por Retardo Normal. Puede recurrirse al DMO como una opción más económica a la migración, aunque menos efectiva. Otras veces se lo aplica como complemento previo a la migración antes de suma, a fin de optimizarla.

O) Deconvolución Predictiva: Proceso utilizado para predecir la presencia de reflexiones múltiples y eliminarlas cuando éstas hubieran sobrevivido al Apilamiento. El algoritmo tiene la forma de una deconvolución que busca la repetición de formas reflectoras a tiempos múltiplos enteros del más somero, que se considera el de la reflexión simple. A la derecha, el esquema operativo de la corrección aplicada y, abajo, un ejemplo clásico de múltiples en el espesor de agua de un mar o lago, conocido como reverberación o ringing. Su presencia en la sección sísmica podría causar errores de interpretación. La

deconvolución predictiva las suprime.

O) Correcciones Estáticas Residuales: Opción de ajuste fino de las correcciones estáticas, si éstas no hubieran sido muy buenas por las carencias en los datos de las estáticas de campo. Es un proceso que se hace por comparación de trazas aledañas, donde el algoritmo busca eventuales saltos de tiempo constante a lo largo de toda una traza respecto a sus vecinas y, de haberlo, los corrige. En la aplicación de esta opción cosmética debe cuidarse de lograr la mejora en la consistencia en el colgado de los tiempos de las trazas sin atenuar los rasgos estratigráficos o estructurales del área registrada. A la izquierda un ejemplo de este proceso correctivo opcional.


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O) Realce de Frecuencias: Es otra opción para mejorar el aspecto de la sísmica, en este caso buscando obtener una mejor resolución de los eventos. Para ello se emplean algoritmos que permiten recuperar altas frecuencias casi perdidas ya desde el registro de campo, lo cual tiene el alto riesgo de intercalar falsos horizontes si el proceso se aplica en exceso. La figura de la derecha es un ejemplo de esta aplicación.

O) Corrimiento de Fase: Otra opción cosmética, para correr la fase de las trazas sísmicas, de fase mínima a fase cero -lo más habitual- o bien a la inversa. El primer caso suele hacer más fácilmente interpretables las secciones sísmicas. Al revés, sólo se hace si una sísmica de vibro debe ser comparada con sísmica aledaña que está registrada con una fuente impulsiva. Abajo vemos un modelo sintético del efecto que produce el corrimiento de fase.

O) Recuperación de Verdaderas Amplitudes: Es un proceso aplicado sólo en casos particulares -figura a la derecha- en los que el objetivo no es la mejor visualización, sino la aplicación posterior de otros procesos especiales, tales como la Inversión de Traza o el método AVO, que se explican en el Tema 18. Debe tenerse presente que las verdaderas amplitudes son en verdad aquellas que se han registrado, afectadas por divergencia esférica y un sinnúmero de etcéteras. Lo que acá definimos como verdadera amplitud es una

amplitud lo más parecida posible a la que se hubiese registrado si divergencia esférica y etcéteras no ocurriesen. Para hacerlo el método consiste en optimizar la recuperación de ganancias con este criterio que es más analítico que visual y que requiere de mucho más tiempo de trabajo en el centro de cómputos.

O) Conversión a Profundidad: Existen varios métodos para pasar la escala vertical de la sísmica de reflexión de tiempos de ida y vuelta verticalizados a profundidades. Puede hacerse con datos de leyes de velocidad obtenidos en pozos (cuántos más en el área de trabajo, mejor) o bien con datos obtenidos desde el procesamiento. En este último caso lo más efectivo es hacerlo migrando los datos en profundidad.


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Si el proceso está poco controlado es preferible manejarse con la sísmica en tiempo y calcular las profundidades en los puntos de interés prospectivo. Un exceso de confianza en una sísmica con escala vertical métrica podría derivar en interpretaciones y prospectos de profundidad errónea. El ejemplo siguiente, en el Flanco Norte de la Cuenca Golfo San Jorge, obtenido por migración por trazado de rayos en profundidad antes de suma, muestra cómo se altera la escala vertical en términos relativos. Las secuencias más altas, del Terciario, se ven más delgadas en la escala Z, mientras que lo contrario ocurre con las secuencias profundas de la Fm Pozo D-129, rocas madres del Cretácico, más delgadas en escala de To. Se debe recordar que las velocidades sísmicas crecen con la profundidad.


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Los cubos sísmicos -en rigor volúmenes de variadas formas- pueden registrarse en forma aledaña y luego procederse a la Fusión (Merge) de los mismos, así como a la vinculación de sísmica 3D con 2D preexistente, parcialmente superpuesta, mediante el reproceso de esta última, más antigua, con los parámetros de la 3D. Una vez finalizado el procesamiento de la sísmica de reflexión, las secciones individuales o bien los volúmenes, resultantes de un proyecto, ingresan a la fase de Interpretación en términos geológicos, petroleros o de otras aplicaciones diversas. CUESTIONARIO BÁSICO: - ¿Qué cosas le sucede a la onda sísmica durante su viaje por el subsuelo?

- ¿Cuál es el objetivo del procesado sísmico de reflexión?

- Esquematizar los pasos esenciales del procesamiento de la sísmica de reflexión y explicar cuál es el objetivo

de cada uno de dichos pasos.

- Mencionar las etapas no imprescindibles pero muy comunes del procesado.

- Explicar la metodología vista en clase para corrección estática.

- ¿Qué ventajas da el uso de la transformada de Fourier?

- ¿Cuál es el significado de la convolución y cuál el de la deconvolución en el procesado sísmico?

- ¿Qué utilidad tiene el proceso de migración y en qué consiste hacerlo antes de suma?

- Citar etapas ocasionales del proceso y su eventual utilidad.

BIBLIOGRAFÍA - Bocaccio P. y otros, 1996. Apuntes de Sísmología y Sismica (p.1-36). Yacimientos Petrolíferos Fiscales.

- Cantos Figuerola, J., 1972. Tratado de Geofísica Aplicada (p.235-305). Librería de Ciencia e Industria.

- Fowler, C., 1990. The Solid Earth (p.133-147). Cambridge University Press.

- Sheriff, R., 1991. Encyclopedic Dictionary of Exploration Geophysics. Society of Exploration Geophysicists.

- Sheriff, R., 1985. Geophysical Exploration and Interpretation. Society of Exploration Geophysicists.

procesamiento sísmico de reflexión

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