SÍSMICA DE REFLEXÃO

SÍSMICA DE REFLEXÃO

A Sísmica se baseia na medição, em vários pontos, do tempo de percurso de ondas elásticas induzidas, em geral, artificialmente na superfície do terreno. Existem duas técnicas distintas: uma que faz uso das ondas reflectidas (sísmica de reflexão) e técnicas que fazem uso de ondas refractadas (sísmica de refracção). Iremos nos deter a primeira.

A onda reflectida retorna à subsuperfície e os receptores capturam sua chegada. O tempo percorrido pelo pulso sísmico da fonte até os receptores e suas amplitudes da chegada se armazenam para estudos futuros.Uma parte da energia sísmica que atinge uma interface entre dois materiais diferentes é reflectida a partir desta. A razão entre a energia reflectida e a energia incidente é chamada coeficiente de reflexão. O coeficiente de reflexão é definido pelas densidades e velocidades sísmicas entre dois materiais como;

Rochas com diferentes elasticidades permitem a propagação de ondas com velocidades diferentes. Essas ondas, ao encontrarem meios com propriedades físicas distintas, têm parte da energia reflectida e outra parte refractada. No levantamento sísmico é usado um conjunto de fontes, que excitam o meio em subsuperfície e receptores, os quais captam a informação do meio geológico.

Segundo ENVIRONMENTAL ENGINEERING GEOPHYSICS (EEG), observa-se na seguinte geometria para as reflexões:

Figura 1: Reflexão sísmica EEG, 2011.

O conhecimento do tempo de trânsito das ondas em diferentes pontos permite determinar a velocidade de propagação da onda e a posição das interfaces que separam os meios com diferentes valores de impedância acústica. As interfaces acústicas separam meios com diferentes litologias e, consequentemente com diferentes velocidades de propagação (LUIZ, SILVA, 1995).

Figura 2: Onda reflectida em meios com diferentes valores de impedância acústica. As reflexões seguem a lei de Snell.

1    Lei de Snell

A lei de Snell da reflexão afirma que o ângulo de reflexão é igual ao ângulo de incidência e que o raio de incidência, o raio reflectido e a normal a interface são complanares. O fato de o ângulo de incidência ser igual ao ângulo de reflexão pode ser comprovado pela seguinte expressão.

Onde ί é o ângulo de incidência da onda, 𝑟é o ângulo de reflexão, é a velocidade da onda no meio 1 (primeira camada) e é a velocidade da onda no meio 2 (segunda camada).

Comportamento dos tipos de ondas em um sismograma

Observando as ondas reflectidas, directas e refractadas em um gráfico Tempo X Distância, vemos que, as ondas reflectidas são representadas por uma curva e as ondas directas e refractadas são representadas por uma recta.

Figura 3: Representação das ondas reflectidas, directas e refractadas no gráfico Tempo X Posição e suas formas.

Identificar o comportamento de cada uma destas ondas é de fundamental importância para o intérprete, pois é desta forma que se pode diferenciar o sinal (reflexões primárias) dos ruídos (ondas directas e refractadas, por exemplo) em um sismograma.

Determinação dos Parâmetros Tempo, Velocidade e Profundidade de um Reflector

A sísmica de reflexão é aplicada na determinação das profundidades a que se encontram as superfícies reflectoras, bem como na determinação das velocidades sísmicas das rochas que compõem as várias camadas. A técnica mais utilizada na exploração sísmica consiste em gerar artificialmente ondas elásticas na subsuperficie da terra através de uma fonte (um explosivo, por exemplo) e medir o tempo que a onda percorreu dentro da camada no caminho entre a fonte e um conjunto de receptores. Esse tempo de viagem é conhecido como tempo de trânsito. Observe que as ondas reflectidas chegam a todos os geofones, ao contrário da refractada que é tangente a onda reflectida e se aproxima assintoticamente da onda directa.

É relevante para o geofísico entender como cada tipo de onda se comporta no meio. Para isso, devemos conhecer as equações que regem cada uma, em especial a da onda reflectida que é o sinal de interesse. Conhecendo-se o tempo de reflexão da onda reflectida, é possível determinar a profundidade do reflector e também a velocidade de propagação do meio. Observe os elementos necessários para que seja realizado o cálculo.

Figura 4: Elementos necessários para se determinar a equação do tempo de transito da onda reflectida.

A equação da curva da onda reflectida é uma hipérbole. Como e São constantes, a curva é simétrica com relação ao eixo dos tempos.

Para x=o teremos

Onde é o tempo total de trânsito da onda reflectida, é a distância entre a fonte e o receptor, é a profundidade do primeiro refletor, é a velocidade do meio 1 e é denominado de tempo de afastamento mínimo ou tempo zero offset (zero offset time). Substituindo a equação (3) em (2), obtém-se

Figura 5: Curva simétrica com relação ao eixo dos tempos da onda reflectida.

Em primeira instância, a velocidade de uma camada e sua espessura pode ser calculada através das leituras do gráfico do tempo X distância no caso em que as camadas em subsuperficie são plano paralelas.

Figura 6: Gráfico tempo X distância.

Analisando o gráfico no tempo e, tendo em vista a equação (4), fica fácil a expressão que calcula a espessura da camada a partir da seguinte expressão:

No caso em que não é visível no sismograma, podemos determiná-lo pela expressão:

e e dois pontos distintos x1 e x2. Desta forma podemos fazer uso da equação (7) abaixo:

Os termos  ,  ,  , , e São respectivamente: espessura da camada1, velocidade da primeira camada, coordenadas das fontes e tempos de chegadas aos receptores.

É importante frisarmos que na grande maioria dos casos as camadas não estão dispostas de maneira planas horizontalmente, sobretudo, encontram-se inclinadas. Neste contexto, o tempo de chegada da onda reflectida vai depender da distância entre fonte/receptores e das propriedades físicas do meio, além disso, do ângulo de mergulho dos reflectores em subsuperfície.

Figura 7: Representação de um reflector inclinado.

A equação que governa o tempo de chegada da onda reflectida em um reflector inclinado é:

O reflector inclinado vai influenciar na forma da função no gráfico tempo X distância. A curva continua sendo uma hipérbole, porém, deslocada no eixo do espaço. Para que a profundidade do ponto em subsuperficie referente ao reflector e o ângulo de mergulho seja calculada devemos conhecer a posição do vértice da hipérbole, ou seja, a coordenada e .

Figura 8: Influência do mergulho do reflector sobre a hipérbole deslocada.

Fazendo uma análise do gráfico conjuntamente, vemos facilmente que em x=0, Possui expressão descrita na equação (3). Para o ponto de tiro aparente (S’’) vemos que é a ordenada regida pela equação (9)

A distância entre o ponto de tiro aparente (S’’) e o ponto de tiro real (S) é descrita pela equação.

A inclinação do mergulho do reflector pode ser calculada tendo em vista e , Expresso na seguinte expressão

A profundidade  para o refletor inclinado pode ser calculada a partir da seguinte relação.

Impedância, Coeficiente de Reflexão e o Sismograma Sintético

Ao se propagarem no meio em subsuperfície, as ondas P e S, eventualmente, encontram mudança nas propriedades físicas dos materiais, isso faz com que parte da onda seja reflectida e a outra parte seja transmitida para as camadas inferiores. Vamos considerar que temos em mãos uma fonte que só gera onda P.

No limite de mudança de impedância acústica, parte da energia da onda P é reflectida e parte é transmitida e, também são geradas ondas S a partir das ondas P (onda convertida P-S).

Onde  é a impedância acústica da camada  , é a densidade média do material (g/cm3) e é a velocidade intervalar (m/s) da camada .

Figura 9: São geradas ondas S reflectidas e transmitidas a partir da onda P.

A quantidade de energia reflectida em cada interface é dada pelo coeficiente de reflexão, que é um parâmetro relacionado com o contraste de impedância acústica entre duas camadas. A definição matemática para o caso de ondas com incidência normal à interface é

Em que é o coeficiente de reflexão , Impedância acústica da camada, na qual a onda incidiu, Impedância acústica da camada a partir da qual a onda incide. Esse processo de partição de energia se repete a cada nova transição entre rochas, até que a energia da onda propagada se disperse e não mais retorne à superfície.

O cálculo da impedância acústica e do coeficiente de reflexão em cada interface permite determinar e montar registros sísmicos teóricos a partir de modelos geológicos ou de dados de poço, simulando a resposta sísmica de um conjunto de camadas de rochas, nas quais se conhece os valores de densidades e velocidades.

Amplitude do Sinal Sísmico

A amplitude do sinal sísmico é a magnitude do sinal registrado (DUARTE, 2007). Esse parâmetro está relacionado com a energia transportada pelas ondas sísmicas. Quando as ondas incidem em uma interface são geradas ondas reflectidas e transmitidas. Essa partição da onda incidente está relacionada à impedância acústica, ou seja, quanto maior for o contraste de impedância acústica maior será a amplitude do coeficiente de reflexão. As relações matemáticas para amplitude da onda reflectida e para onda transmitida são descritas nas equações abaixo:

Onde, é a amplitude da onda reflectida, é a amplitude da onda incidente e é a amplitude da onda transmitida.

Equações de Modelos Sísmicos de Reflexão

Para caracterizar os meios a partir de informações sísmicas, os trabalhos de pesquisa estão baseados nos estudos das velocidades das ondas sísmicas e principalmente da onda P ou ondas derivadas desta. Considere-se um meio horizontal simples com anisotropia fraca e simetria arbitrária (triclínico). Mensch & Rasolofosaon (1997) usaram uma perturbação aproximada de primeira ordem para o tensor elástico anisotrópico do meio. O meio de referência é isotrópico e quando é alterado se gera um meio anisotrópico. Mensch & Rasolofosaon (1997) mostraram que a fase aproximada da velocidade da onda P pode ser relacionada com a seguinte expressão:

Onde cada termo do somatório é um produto de Ti (P) que é função trigonométricado ângulo de incidência , do azimute λe o factor de pesos i (P), que é funçãodo parâmetro de perturbação elástica. O conjunto de coeficientes de i P) éclassificado de acordo com o meio considerado, e quatro deles são analisadosnas referências bibliográficas: Triclínico, Monoclínico, Ortorrômbico etransversalmente isotrópico. (Bazelaire et al., 2000)Mensch & Rasolofosaon (1997), também estabeleceram que para um meiode anisotropia fraca, a velocidade de onda P para uma orientação arbitrária da unidade do raio vectorn é dada, também, pela Eq. (6). Também a expressão davelocidade pode ser usada para obter o tempo de trânsito da onda P no meioconsiderado em função do offset x e do azimute

A equação (7) é chamada de equação exacta, e contem até 10 parâmetros geofísicos como valores não conhecidos entre eles Vv e to.

Figura 10: Caminho do raio reflectido na interface da camada horizontal. (b) Eixo de Sistema de coordenadas onde n é o vector unitário da propagação com inclinação θ e azimute λ

Usando a geometria óptica na Figura 10 pode-se calcular o tempo que a onda P viaja desde a fonte pontual S até um receptor, reflectindo-se no ponto O na interface paralela à superfície.

Na teoria se considera uma camada isotrópica, horizontal e homogénea, onde o tempo de trânsito da onda reflectida P é dado pela equação conhecida como NMO (feição hiperbólica) mostrada na Equação.

Ondet (x) é o tempo estimado do evento sísmico, to é o tempo de trânsito deslocamento zero (zero-offset), x é a posição do receptor e V1 é a velocidade do meio. A curva de tempo-distância é uma hipérbole. (Bazelaire et al., 2000) Há algumas equações aproximadas e menos complexas, desenvolvidas para representar os efeitos dos diferentes tipos de anisotropia.

Alkhalifah & Tsvankin (1995) propõe um modelo para a propagação de ondas elásticas em meios com Isotropia Transversa Vertical, ou mais conhecida como anisotropia VTI.

A seguir se explica brevemente o significado do tempo de deslocamento zero e a velocidade Vrms para uma camada representativa de um conjunto de camadas. Na seção onde se detalha o método sísmico proposto, se induzem as equações para múltiplas camadas. Supondo N camadas isotrópicas e horizontais, com espessuras hie velocidades intervalares Vi, então o tempo de deslocamento zero ou tempo mais curto da fonte à interface da camada N é calculado com a Eq.(11):

Ondetoi é o tempo de deslocamento zero para a camada i. Uma forma de calcular a velocidade representativa é a média ponderada das velocidades das camadas envolvidas usando os tempos de deslocamento zero (offset zero).

A velocidade raiz média quadrática, Vrms, pode ser calculada usando-se (13), que é função das velocidades das camadas e dos tempos de deslocamento zero de cada camada acima da interface analisada. Alguns trabalhos de pesquisa usam parâmetros representativos como a velocidade média ponderada mostrada em (12), porém a Vrms mais usada é:

Processamento de Sinais Sísmicos

No início dos trabalhos de campo se faz análise e testes com a finalidade de diminuir as perturbações e dados errados. A Análise de Ruído (Walkway noise test) possibilita a visualização de interferências no sismograma, e também auxilia no ajuste das distâncias entre fontes e geofones. Determina a relação de onda refractada, reflectida, onda aérea e vibração da superfície (ver Figura 11).

Figura 11: Curvas traçadas com as frentes das ondas para a análise do ruído

.

O afastamento constante (Common Offset), entre a fonte e os geofones é um arranjo que se repete ao longo do perfil escolhido de maneira a formar uma seção sísmica dos reflectores em estudo. Nesta técnica, a cobertura no subsolo é igual à cobertura da linha de geofones na superfície. O processamento é mais simples, não há necessidade de corrigir o NMO, porém deve-se tomar o cuidado com alinhamentos formados por outros eventos, como onda directa e onda refractada. O arranjo de ponto médio comum (CMP - common mid point) é o maisutilizado, pois propicia um aumento na relação sinal / ruído com relação às ondas reflectidas. Consiste em amostrar diversas vezes um ponto em subsuperficie com offsets diferentes, e depois de fazer a correcção do NMO, somam-se (stack) os traços aumentando-se a amplitude das ondas reflectidas.

Desta maneira os picos reflectidos perderão a feição hiperbólica e se alinharão. Feita esta correcção os traços pertencentes a um mesmo ponto em subsuperficie (para o arranjo CMP) podem ser empilhados (somados) aumentando desta maneira a relação sinal ruído. (Dourado, 2001)

Levantamentos Sísmicos

O conjunto de traços sísmicos registrados pelos receptores é conhecido como tiro sísmico (Common Shot Gather). Um levantamento sísmico consiste em um conjunto de vários tiros sísmicos realizados em diferentes localizações. Os esquemas de aquisição sísmica são basicamente dois: terrestre e marítimo (Matos, 2004).

Figura 12: Esquema básico de aquisição terrestre de dados sísmicos. A distância entre a fonte e o arranjo de geofones pode variar em cada disparo. As ondas são reflectidas com maior intensidade quando as características das camadas são marcantes (Cajueiro,2008).

Na aquisição marítima, os dados já estão sendo processados rotineiramente a bordo dos navios. Os mais modernos operam simultaneamente com pelo menos oito cabos (streamers) de vários quilómetros de comprimento e monitorados constantemente através de GPS.).O sistema de aquisição de dados é composto basicamente de uma fonte repetitiva de sinais sísmicos com características específicas para actuar na água (boomers, sparkers, airgunseetc.) que lidam com espectros de frequência entre 800 e 10.000Hz, um sistema de recepção do sinal sísmico (hidrofones), que são rebocados na superfície da água, e um sistema de gravação, processamento e impressão dos dados que é instalado no interior daembarcação (Pereira, 2008).

Figura 13: Esquema básico de aquisição marítima de dados sísmicos. A distância do arranjo de hidrofones e da fonte é fixa enquanto o conjunto avança com velocidade constante e baixa (Pereira, 2008).

Subdivisões em Tratamento de Dados Sísmicos

Devido à grande quantidade de levantamento geofísico (sísmicos) utilizados, por exemplo, na prospecção petrolífera, estes levantamentos são geralmente divididos em três áreas:

1.9.1.      Aquisição de dados

De maneira simples, assísmica de reflexão consiste em produzir uma onda e registar os ecos.

Fontes sísmicas em terra:

A onda é produzida por explosão de dinamite ou por emissão de vibração possante a partir deinstalaçãomontadasobrecaminhão(sistema vibroseis),ouporumapancadademaretasobreumaplacametalnasuperfície.

Figura 14: Método de reflexãosísmicamulti canal em terra

Vibroseis

Processo sísmico de reflexão utilizado um dispositivo mecânico montando sobre caminhões para reduzir as ondas sonoras.

Receptores: em terra, o retorno da onda é registrado por geofones.

Geofones

São instrumentos que servem para escutar a terra. Existem geofones que servem para registar ondas sísmicas e também existem geofones que são destinados a localização de vazamento em ducto subterrâneos.

Figura 15: Geofones (Google)

Fontes sísmica nomar(Offshore):

A onda é produzida a partir de um canhão a ar que explode uma bolha de gás de baixo da água.

Receptores:na água, o retorno da onda é registado por hidrofones.

Figura 16: Método de reflexão sísmica multi canal no mar (Google)

Hidrofones

E um transdutor de som para electricidade para a utilização na agua e outros líquidos que permitem escutar o som de baixo da agua.

Figura 17: Hidrofones (Google)

1.9.2.      Interpretação

A interpretação Sísmica consiste num conjunto de procedimentos que visam a determinação do significado geológico dos dados de sísmica de reflexão, permitindo a identificação e correlação de sequências reposicionais e inferir o ambiente deposicional e a litofácies (Mitchum etal.,1977; Sheriffe Geldart,1985) e eventos tectónicos (Winter,1984).Este processa incluídos:

• O reconhecimento e correlação de sequências sísmicas a partir das terminações e configurações das reflexões sísmicas;
• A análise das variações do carácter das reflexões de modo a reconhecer a ocorrência de mudanças estratigráficas e eventos tectónicos;
• O reconhecimento de fácies sísmica característica que sugere diferentes ambientes reposiciona ou actividade tectónica.

Odecursodopróprioprocessointerpretativoenvolveagradualconstruçãomentaldeummodelo sismo estratigráfico paraaáreaemestudo,culminandonapropostafinaldeummodeloresultantedaintegraçãodetodososdadosanalisados.Assim,oprocedimentoclássicodeanálisedeestratigrafiasísmicaincluiasseguintesetapas:

•  Reconhecimento de descontinuidades.
•   Definição d eunidades sísmicas e sequências sísmicas.
• Análise de fácies sísmica das unidades sísmicas.
•   Calibração estratigráfica das reflexões e unidades sísmicas recorrendo a sondagens ou cores.
• Inferiralitologia a partir dafáciessísmicada unidade (na ausênciadecoresousondagens).
• Estabelecer relações entre a fácies sísmica,litologia,energia do meio deposicional ou actividade tectónica.

Este processo interpretativo envolve um a primeira abordagem a definição das unidades sísmicas e das sequências sísmicas e combasenasterminaçõesconfiguraçõesdasreflexõessísmicas,enuma abordagem posteriora a nálisede fácies sísmicas.Naetapafinaldainterpretaçãosísmica o realce vai para a determinação do ambiente sedimentares estimativa da litologia e para o reconhecimentode episódios tectónicos.

REFERENCIAS

Litofácies (Mitchum etal.,1977; Sheriffe Geldart,1985)

(Winter,1984).

(Pereira, 2008).

(Matos, 2004).

(Bazelaire et al., 2000)

Alkhalifah & Tsvankin (1995)

(Bazelaire et al., 2000)Mensch & Rasolofosaon (1997),

Mensch & Rasolofosaon (1997)