Capitulo 10 Conversión en Profundidad e Imagen en Profundidad

 

Conversión en Profundidad e Imagen en Profundidad

La conversión en profundidad le preocupa al intérprete de sísmica debido a que las mediciones sísmicas son hechas en tiempo, pero los pozos basados en una interpretación sísmica son perforados en profundidad. La conversión en profundidad ahora puede ser realizada como una parte del procesamiento de datos, pero esta est a imagen en profundidad es hecha solamente en circunstancias especiales. Históricamente, los intérpretes geofísicos han confiado más y más en el procesamiento automático de datos para preparar los datos para la interpretación. La forma en que esto ha ocurrido para la conversión en e n profundidad se muestra en la Figura 10-1. La imagen en profundidad es usada cuando la distribución de la velocidad y la complejidad estructural es tal que la imagen en tiempo del subsuelo no le permite al intérprete entender la geología (Figura 10-2). La imagen en profundidad es difícil, cara y nunca es completamente co mpletamente exacta. La imagen en profundidad más precisa usa la migración de pre-apilamiento en profundidad del volumen 3D de datos sísmicos, una tarea computacionalmente intensa que es críticamente dependiente de un campo de velocidades preciso. El campo de velocidad no puede ser conocido hasta que la estructura geológica sea conocida, y la estructura geológica no puede ser conocida hasta que el volumen sísmico haya sido migrado. En consecuencia, el proceso de la imagen en e n profundidad involucra usualmente a la iteración. La conversión en profundidad de una interpretación en tiempo, por el e l otro lado, es computacionalmente simple, y puede ser fácilmente repetida cuando sea que haya nueva información disponible. El procedimiento más común para preparar una imagen en profundidad de la tierra de datos sísmicos en 3D es migrar en tiempo el volumen de datos 3D, usualmente después de apilar, y convertir la interpretación inter pretación en tiempo en un modelo en profundidad de la tierra. La conversión precisa en profundidad es particularmente importante debido a que el volumen de datos 3D presenta la promesa de una interpretación mucho más confiable que con los métodos sísmicos 2D, por ello los errores en e n la conversión en profundidad pueden ser los errores más grandes en la interpretación final. La cantidad física que relaciona al tiempo con la profundidad es la velocidad. En la mayoría de la interpretación sísmica, nos preocupa la velocidad de las ondas compresionales (P) a través de la tierra, debido a que el procesamiento sísmico convencional intenta eliminar toda la energía sísmica excepto la que representa a la reflexión simple de la onda-P. La velocidad requerida para convertir al tiempo en profundidad es la velocidad de la onda-P o nda-P en la dirección vertical. Esta puede ser medida directamente en un pozo o extraída indirectamente de las mediciones en superficie de la sísmica, oconvencional deducida de una combinación de lases mediciones delalaprimera sísmica mitad y del pozo. La capítulo. conversión tiempo-a-profundidad el objeto de de éste Conversión en Profundidad Contribuido por Leslie R. Denham y Dave K. Agarwal, Interpretación Interactiva y Capacitación La velocidad de la onda sísmica P puede ser medida directamente al registrar una fuente de energía sísmica convencional (tal como una carga de dinamita, un vibrador, o una pistola de aire) con un geófono especial bajado en un pozo de exploración. Este estudio de la velocidad en pozo convencional (o estudio checkshot) registra un número pequeño de disparos de un geófono a grandes intervalos de profundidad (usualmente 100 m o más) desde una sola posición de la fuente. El tiempo de arribo de la primera energía desde cada disparo se asume que es el arribo de la onda-P, y la relación de tiempo a profundidad dada por el estudio puede ser usada para convertir directamente al tiempo en capa profundidad. Algunas correcciones usualmente necesarias: una corrección para una de baja velocidad cercana a la son superficie de la fuente;

 

correcciones de la elevación de la fuente y elevación de la referencia de la perforación con la elevación de la referencia sísmica; y correcciones corr ecciones para una ruta no-vertical. Algunas veces, se registra un perfil sísmico vertical vertic al (VSP), con el geófono mucho más cerca a los intervalos de profundidad y quizá a varias posiciones de la fuente para cada profundidad del geófono (un VSP de alejamiento). No sólo se espera e spera que el VSP proporcione la imagen del subsuelo en la vecindad del pozo (wellbore), sino que también proporcione la información de la velocidad vertical de la misma manera que un estudio e studio de checkshot lo hace, y usualmente de forma más precisa. Los datos sísmicos por si mismos proporcionan información de la velocidad a través de la medición del movimiento normal hacia afuera NMO. Si una reflexión sísmica es registrada desde un reflector horizontal, y la tierra por e ncima del reflector (la sobrecarga) tiene una velocidad uniforme V de la onda-P, el tiempo de recorrido T(x) de la separación fuente-receptor de x está dado por la ecuación hiperbólica T2(x)=T2(0)+(x2/V2) Dada la relación entre T(x) y x para un reflector, la velocidad de sobrecarga puede ser calculada. El procesamiento sísmico convencional apila o suma los datos registrados variando la separación fuente-receptor. El tiempo de reflexión es corregido hacia cero de la separación fuente-receptor al ajustar una hipérbola a la curva del tiempo de arribo de la reflexión, aun cuando la velocidad de sobrecarga no sea uniforme y el reflector no sea horizontal. El valor de V de dicha hipérbola con “mejor ajuste” es llamada la “velocidad de apilamiento”, debido a que tiene las dimensiones de velocidad (distancia dividida entre tiempo) aun cuando no es una velocidad en un sentido real. C. Hewitt Dix (1955) señaló que si la sobrecarga es considerada como no-uniforme sino que constituida de varias capas horizontales, la velocidad de apilamiento (aunque el no usó ese término) es aproximadamente igual a la “media de la raíz al cuadrado” de las velocidades de la capa. La velocidad V de una capa uniforme entre dos reflexiones horizontales con cero-tiempo de compensación de t1 y t2 y velocidades de apilamiento de V1 y V2 es entonces dado por

Con algunas aproximaciones entonces podemos calcular los intervalos de velocidades entre las reflexiones de las “velocidades” usadas por el centro de procesamiento para apilar los datos. Estos valores de velocidad de apilamiento están disponibles poruna parte delde geofísico detiempo-velocidad. procesamiento, y son normalmente proporcionados por el interprete como lista pares de Las velocidades del intervalo calculadas usando la ecuación de Dix pueden, en principio, ser usadas directamente para la conversión en profundidad. Hay un gran trecho trec ho entre el principio y la práctica. Primeramente, tanto las partes superior e inferior de la ecuación son diferencias, de tal forma que entre más delgada sea la capa, mayor será el e error rror en la velocidad calculada. La incertidumbre en la velocidad es inversamente proporcional al intervalo de tiempo: para una velocidad del intervalo calculado sobre un intervalo de 1000-ms en un modelo simple, un 1% de error ya sea en la velocidad RMS da un 1% de error en la velocidad del intervalo, el mismo 1% de error en la velocidad RMS da un 20% 2 0% de error si e ell intervalo de tiempo es de solamente 50 50-ms. -ms. Las reflexiones usadas por el centro de procesamiento para calcular las velocidades de apilamiento son raramente aquellas mapeadas por el intérprete y en e n cualquier caso ellas son reflexiones no migradas. Además, las velocidades del intervalo calculadas son en realidad ve velocidades locidades horizontales, no velocidades verticales. La tierra t iene misma velocidad tanto verticalmente como horizontalmente (esta no esraramente isotrópica).tiene Y lasla capas usadas para el análisis de

 

velocidad son raramente uniformes. Finalmente, las reflexiones no son, en general, horizontal, y entre más cerca estén de la horizontal menos interesantes son para el explorasionista. Ya sea que el buzamiento o la curvatura en el reflector r eflector altere la medición de la v velocidad elocidad de apilamiento. Una simplificación muestra que la velocidad de apilamiento sea igual a la velocidad RMS dividida por el coseno del buzamiento del reflector, de tal t al forma que un buzamiento del 10° introduce un error del 1.5%, y un buzamiento del 20° introduce un error de más del 6%. Sin embargo, los datos de la velocidad de apilamiento están disponibles a través del volumen de datos 3D, mientras que las velocidades reales (checkshot) pueden estar disponibles solamente en uno o dos pozos, o en ninguno. Los errores en las velocidades de apilamiento se aumenta con la profundidad: el traslado (move out) se llega a hacer pequeño en la separación máxima fuente-receptor, la calidad de la reflexión se deteriora, la resolución de las reflexiones es menor conforme son atenuadas las altas frecuencias (y así el traslado-move out- puede ser medido con menos exactitud), y el buzamiento y la curvatura son usualmente mayores. Los pares de la velocidad de apilamiento dados por el centro de procesamiento proporcionan una función de la velocidad de apilamiento como una función de la profundidad, y el valor para el tiempo de cada horizonte mapeado puede ser interpolado y los valores interpolados usados en la ecuación Dix para dar velocidades del intervalo entre los horizontes mapeados. El centro de procesamiento puede frecuentemente proporcionar un volumen de velocidad usado para la migración, especialmente en donde es e s usada la migración de pre-apilamiento, y esta da directamente velocidades promedio. Sin embargo, aún es, e s, como las velocidades de apilamiento, velocidad horizontal, velocidad no-vertical. Si una reflexión mapeada es conocida como un marcador que puede ser identificado en los pozos, entonces los pozos que han sido penetrados el marcador tiene tanto una profundidad (desde la interpretación del registro en el pozo) y un tiempo (de la interpretación sísmica 3D). La L a figura 10-3 muestra un mapa de tiempo sobre un área con cerca de 20 pozos que han penetrado al marcador mapeado. Si dividimos la velocidad por debajo del datum del marcador por el tiempo t iempo interpretado en el pozo, hemos calculado una velocidad empírica, frecuentemente frecue ntemente conocida como “pseudovelocidad”, la cual convertirá el tiempo de este evento hacia la profundidad del marcador del pozo en dicho pozo. Con suficientes pozos, podemos mapear los cambios de la pseudovelocidad, de tal manera que una velocidad está sobre la totalidad del estudio tal como se muestra en la Figura 10-4. El mapa de profundidades (Figura 10-5) calculada desde el mapa de tiempo interpretado y el mapa de pseudovelocidad, tiene que coincidir exactamente con cada pozo usado para las pseudovelocidades, pero no hay manera de estimar la precisión del mapa lejos de esos pozos. La geoestadística de cokriging es una técnica téc nica estadística para usar un valor medido de una cantidad en muchos puntos para estimar el valor de otra cantidad hacia aquellos muchos puntos, dando unas pocas mediciones de la segunda cantidad. Debido a que la profundidad es cercanamente relacionada con el tiempo la técnica té cnica funciona muy bien para la conversión directa del tiempo a profundidad sin calcular la velocidad. Los resultados son muy similares para usar las pseudovelocidades, con la ventaja de dar un estimado de la precisión del mapa final de profundidad, pero esto requiere de software especial. e special. El software geoestadístico no ha sido integrado en la interpretación comúnmente usada o en los sistemas de mapeo, y el software geoestadístico independiente tiene a tener manuales de usuarios y una interfase inte rfase de usuario que solamente un matemático podría amar (Wolf 1990). Las velocidades pueden estar disponibles desde varias fuentes: estudios de velocidades en pozo, VSP´s, velocidades de apilamiento, y pseudovelocidades. El intérprete normalmente los combina usando puntos escasos de datos precisos en los pozos para calibrar los mapas calibrados c alibrados generados de numerosas mediciones de rechazar velocidades de apilamiento menos precisos. Constantemente el intérprete tiene que los valores anómalos, usando los criterios de la

 

razón geológica. El campo final de velocidades usado para la conversión en profundidad tiene que representar una aproximación razonable al modelo geológico representado por la interpretación final. Las velocidades tienen que ser realistas para las litologías conocidas o que se presuman que están presentes, y cualquier cambio lateral o vertical ve rtical en la velocidad tiene que tener una explicación geológica. Consideraciones en la Conversión en Profundidad

Las velocidades disponibles para la conversión en profundidad pueden tener una exactitud variante. Las medidas actuales en un pozo, ya sea un estudio de velocidad o un VSP, son usualmente muy exactas, con errores frecuentemente fre cuentemente tan pequeños como del 0.1% o superior, pero las velocidades calculadas del traslado son frecuentemente de un error del 5% o más. Una de las características más sutiles de los datos migrados m igrados en tiempo es que una línea vertical a través del volumen de datos migrados en tiempo (junto con el eje del tiempo) no necesariamente representa una línea vertical a través de la tierra. De hecho, esto solamente representa una línea vertical a través de la tierra cuando no hay gradiente de velocidad horizontal, cuando todas las superficies de isovelocidades son horizontales. Esto fue primeramente publicado por Peter Hubral (1977). En otros casos, la posición verdadera de un punto sobre una traza tiempo-vertical puede ser encontrada al trazar el rayo r ayo hacia la tierra desde la superficie (o desde el plano del datum sísmico), iniciando con un rayo vertical y curvándolo de acuerdo a la Ley de Snell en todos to dos los límites de velocidad. Este proceso es llamado “migración de rayo de imagen”.  Si hay un cambio lateral abrupto en la velocidad, como en una falla, la aproximación de que la traza sísmica apilada es la misma como en la traza sísmica de compensación-cero, y de que la traza sísmica migrada representa datos a lo largo de un rayo de imagen, esto llevaría a que el intérprete espere una discontinuidad en reflexiones más profundas, un “sombra de falla”, aún cuando ellas no estén falladas (Figura 10-9). En datos reales, cualquier discontinuidad desaparece rápidamente con el aumento de la profundidad por debajo de la velocidad discontinua superficial: Las muestras que constituyen a la traza migrada en tiempo viene desde el volumen de datos apilados dentro de un cono expandiéndose hacia arriba desde el tiempo muestra, de esa manera las muestras por debajo de la discontinuidad pronto incluyen datos de ambos lados. En efecto, la sombra de falla es “sanada” con la profundidad, llegando a un monoclinal cada vez más amplio.  Cuando se usa una técnica de conversión co nversión en profundidad basada en capas, tenemos que simular esta sombra de falla que se sana al suavizar una capa antes de construir por debajo de este. Una técnica que funciona muy bien es retirar las longitudes de onda más corta que el groso grosorr de la capa, desde ambos el tiempo y los mapas de profundidad de la parte superior de la capa. El atado exacto de un pozo con una traza sísmica debe estar representado por el sismograma sintético calculado de los registros sónicos y densidad en el pozo, calibrado c alibrado por un estudio de velocidad o un VSP. En la vida real, el sismograma sintético es raramente rar amente una buena coincidencia para la traza sísmica procesada. El buen atado de una reflexión es usualmente mejor determinado al responder dos preguntas: ¿Hay un cambio notable en la impedancia acústica tal como la medida por los registros de pozos en el tiempo corregido tal como se define por el estudio de velocidad? Es el evento sísmico mapeado de la polaridad esperada para la dirección de cambio de la impedancia acústica, tomando en cuenta las convenciones de polaridad asumidas por el centro de procesamiento, y las manipulaciones de fase en la secuencia de procesamiento? Si la respuesta a ambas preguntas es “sí”, “ sí”, entonces el evento mapeado probablemente representa el cambio de impedancia acústica. Si la respuesta fuese “no”, “ no”, el evento mapeado puede ser no esté identificado. Si un horizonte puede ser adecuadamente identificado pozo,confiablemente y es debidamente identificado a través del levantamiento por su carácter distintivo,en enun la

 

mayor parte de las áreas será correcto asumir que es el mismo marcador geológico a través del área. Sin embargo, las reflexiones sísmicas en general ge neral siguen líneas de tiempo geológico, frecuentemente representan unidades cronoestratigráficas delgadas pero persistentes representando fenómenos geológicos extendidos tales como fluctuaciones máximas del nivel del mar o erupciones volcánicas. Por el otro lado, las formaciones identificadas en los pozos por los geólogos son frecuentemente unidades litoestratigráficas, las cuales pueden o no haber sido depositadas al mismo tiempo a través del área. Conversión en Profundidad Usando una Sola Función de Velocidad Muchas pequeñas interpretaciones 3D pueden ser convertidas de tiempo a profundidad usando una sola función de velocidad, frecuentemente un levantamiento de la velocidad en un pozo, ya ya sea en el área del levantamiento 3D o en su cercanía. cerc anía. Dicha función es usualmente una serie de pares tiempo-profundidad, con el tiempo registrado desde la superficie hacia varios puntos ampliamente espaciados en el pozo. La conversión en profundidad usa funciones de manipulación de cuadrículas del sistema de mapeo. Debido a que estos están e stán usualmente limitados a unas pocas operaciones aritméticas, el intérprete usualmente aproxima medida de la función de tiempoprofundidad con una función matemática tal como una línea recta ajustada a los puntos tiempotiempo profundidad dentro del rango del tiempo del mapa en tiempo. Una función no-lineal tiempoprofundidad puede también ser usada, y podría ser cualquier expresión matemática que ajuste aj uste los datos y que puedan ser evaluados usando las funciones de manipulación de cuadrícula del sistema de mapeo. Los resultados de dicha conversión son mostrados en la Figura 10-6. 10 -6. Debido a que la función medida tiempo-profundidad es exacta solamente en un punto (el pozo en donde fué registrado), el mapa de profundidad usualmente no se ata a las profundidades para la formación mapeada medida en otros pozos. Para corregir el e l mal-atado, el intérprete puede aj ajustar ustar un superficie suavizada a los valores mal-atados, tal como se muestra en la Figura 10-7, y se substrae esta superficie del mapa de profundidad para dar un mapa de profundidad corregido, la Figura 10-8, 1 0-8, la cual se ata exactamente en cada c ada pozo. Conversión en Profundidad Usando la Función de Velocidad Mapeada En donde varios pozos tienen levantamientos de la velocidad, o en donde otros métodos mé todos proporcionan velocidades, se tiene que usar de alguna manera el e l manejo de las velocidades variantes. La manera más fácil de hacer esto es mapear la velocidad de alguna forma: ya sea la

velocidad actual promedio en cada punto (tal como fué hecho en e n la Figura 10-4) o constantes en la función de velocidad ajustada a los puntos de datos en cada pozo. Si para una línea recta es e s usada la función tiempo-profundidad de la forma Z= a + bT , en donde Z es la profundidad y T es el tiempo y a y b son constantes, el intérprete pudiera mapear a o b, y mantener la otra constante sobre el área completa, o pudiera mapear ambas constantes. Con ambas constantes mapeadas, el mapa de profundidad pudiera ser producido al multiplicar la cuadrícula del mapa de tiempo por la cuadrícula del mapa b, y añadiendo la cuadrícula del mapa a. Este mapa m apa de profundidad requiere de correcciones residuales de la misma forma que el mapa preparado usando una sola función de velocidad, a menos que las velocidades usadas sólo sean pseudovelocidades. Conversión en Profundidad Usando Capas  Donde hay mayores cambios de velocidad en la sobrecarga que resultan grandemente de los cambios en la litología más que en la profundidad burial, la interpolación entre los puntos de

control debe usarlauna serie depara capas con diferentes velocidades para cada capa. El caso más simple es donde velocidad cada capa es constante. c onstante. En este caso, el intervalo desde la

 

superficie hacia la base de la primera capa es convertida en profundidad usando uno de los métodos anteriormente descritos. Entonces el intervalo de tiempo t iempo sobre la siguiente capa es convertido a profundidad usando una velocidad constante (o una sola función de velocidad) y añadida a la profundidad para la base de la primera capa para dar la profundidad hacia la base de la segunda capa, y el proceso es repetido para cada capa subsecuente. La Figura 10-10 1 0-10 muestra el mapa en tiempo para una reflexión somera marcando un rompimiento de mayor velocidad. Al pozo con un levantamiento de velocidad, la velocidad para el intervalo por encima de la reflexión somera es de 10204 pies/s, y de esa reflexión hacia la reflexión profunda (Figura 10 10-3) -3) la velocidad es 12107 pies/s. El mapa de profundidad del método de capa, con una constante añadida para dar un promedio cero de mal-atado, es la Figura 10-11. Si hubieran fallas significativas en la capa somera, necesitaríamos suavizar el mapa en tiempo para la parte superior de cada capa antes de calcular el intervalo de tiempo, y e ell mapa en profundidad para la parte superior de cada capa antes de añadir el intervalo de profundidad. Esto es remover el efecto de “saneamiento de falla” mostrado en la Figura 10-9. Los cambios laterales abruptos en velocidad en la sobrecarga, tal como pudiera ocurrir en una falla, debe producir un fallamiento aparente en los reflectores más profundos; pero en los datos sísmicos reales este efecto es raramente visto. El proceso de migración en tiempo, en donde los datos registrados desde ambos lados de una variación abrupta de la velocidad son usados para producir la imagen migrada migra da por debajo de la anomalía, mezcla los datos actualmente registrados sobre un área circular por arriba del punto del subsuelo puesto en imagen. Las variaciones de la velocidad en las capas son acomodadas en la misma forma en la que ellas están en una sola capa al mapear las variaciones, ya y a sea directamente como variaciones en la velocidad sobre el intervalo de la capa, o por variaciones en parámetros de una función matemática. Para una sola capa, la velocidad puede cambiar con la profundidad. Sin embargo, dichas funciones introducen complicaciones en la conversión en profundidad. El mapa en tiempo a ser convertido a profundidad tiene que ser el mapa m apa del pseudotiempo que pudiera ser registrado si la función de velocidad para la capa mantuvo el intervalo de profundidad del datum del levantamiento hacia la base de la capa actual. Si hay cambios laterales abruptos en el grosor en e n la sección más somera, estos tienen que ser suavizados para simular el suavizado inherente en el procesamiento. El procedimiento entonces para cada capa es: 1.- Suavizar los mapas de tiempo y profundidad para la cima de la capa. 2.- Convertir el mapa de profundidad suavizado para la cima de la capa a un mapa de pseudotiempo, usando la función (posiblemente mapeado) de tiempo-profundidad para la capa. 3.- Calcular el intervalo de tiempo del mapa en e n tiempo suavizado a la cima de la capa para dar un mapa de pseudotiempo para la base de la capa. 4.- Añadir este intervalo de tiempo al mapa de pseudotiempo para la cima de la capa para dar un mapa de pseudotiempo para la base de la capa. 5.- Convertir este mapa de pseudotiempo a profundidad usando la relación (posiblemente mapeada) tiempo-profundidad para la capa. Como en el caso de una sola capa, el mapa final no se atará a los pozos. La parte constante o el error es fácilmente quitado, como en la Figura 10-11, y el error residual bien puede ser dejado en el mapa final o removido al substraer una cuadrícula errónea como en la Figura 10-7. Mapa de Migración Cuando el efecto Hubral se vuelve importante, usualmente en donde la profundidad de las interfaces de velocidad exceden los 15°, la solución más acertada para la conversión en

profundidad demigración un mapa en la migración depropósito la imagen-rayo. Esto escon realizado pordemedio de software de detiempo mapas es diseñado para el de comenzar un mapa

 

horizonte seleccionado de datos sin migrar. La magnitud del efecto Hubral puede ser calculada al aplicar la Ley de Snell para un rayo proyectado verticalmente desde la superficie a tr través avés de la velocidad de la estructura propuesta para la conversión en profundidad. En principio, un intérprete podría producir un mapa más preciso de un área compleja al interpretar los datos sísmicos sin migrar y usando un mapa de migración. migr ación. En situaciones reales de exploración, esto es casi siempre imposible, debido a que las reflexiones r eflexiones cruzantes llegan a ser imprácticas de mapear. Cuando este acercamiento sea solamente la única forma para resolver estructuras complejas con exploración sísmica 2D, los levantamientos sísmicos 3D permiten la migración en profundidad 3D, lo cual, aunque caro, puede ser la única técnica práctica cuando la velocidad de la estructura es compleja. La imagen en profundidad es discutida en la siguiente parte de éste capítulo. Lidiando con los Errores de Conversión  Todos los métodos de conversión en profundidad aquí descritos, con la excepción del método de pseudovelocidad, falla en el atado exacto con los pozos. La cantidad de este mal atado con el pozo puede mostrar que tan probable es que el mapa esté lejos de las ataduras con los pozos, cuando un pozo es probable que sea perforado. La componente constante del mal atado de pozos debe ser sustraída del mapa de profundidad para dar a un mapa tal t al como el de la Figura 10-8 10 -8 en donde el mal atado promedio es cero. Las malas ataduras residuales son una medida de la exactitud de mapa final. Las malas ataduras colocadas en el mapa de la Figura 10-11 tienen una desviación

estándar de 30 pies. En otras palabras, un pozo perforado tiene una probabilidad del 95% de encontrar la formación mapeada dentro de los 60 pies de la profundidad mapeada. Para un mapa con un rango total de 220 pies, esto no es un re re-aseguramiento. -aseguramiento. Los errores estimados para un mapa pueden ser reducidos de varias maneras. Primero, algunas de las malas ataduras pueden ser incorrectas debido a que la profundidad en el pozo es incorrecta, o debido a que el intérprete ha elegido e legido localmente en la reflexión equivocada. El intérprete debe verificar cuidadosamente tanto la interpretación sísmica y la profundidad del pozo en cualquiera de los pozos en donde la mala atadura es e s mucho mayor que el promedio. Una vez que esta posibilidad ha sido eliminada, los errores remanentes pueden ser grandemente debido a errores er rores en las velocidades, usualmente debido al control inadecuado de los puntos. De dichos errores se podría esperar que varíen lentamente a través del mapa, de tal manera que se ajusten a una tendencia suave para que las malas ataduras deban corregirse. La L a Figura 10-12 es un ejemplo e jemplo de dicha tendencia de error. Al substraer este e ste error se produjo el m mapa apa de profundidad corregido en la Figura 10-13. La desviación estándar de los errores colocados en este mapa e ess de 18 pies, una mejora significativa. Una vez que el intérprete ha hecho una mejor estimación de un mapa en e n profundidad corregido, aún siguen habiendo malas ataduras en los pozos. Un mapa de presentación final que no tiene tie ne errores en los pozos es realizado re alizado al cuadricular una superficie de error residual de las malas ataduras finales, y al sustraer esto del mapa final en profundidad. Las personas que usan este mapa no tienen que asumir sólo por que muestra la profundidad correcta en todos los pozos es completamente exacta. Tanto la Figura 10-5 y la Figura 10-8 atan a todos los pozos exactamente. Aunque no son los mismos mapas. La diferencia entre los dos es mostrada en la Figura 10-14. El mapa más preciso sin corregir mostrado para este e ste proyecto es posiblemente la Figura 10 10-11 -11 y la diferencia entre este y la Figura 10-5 es mostrada en la Figura 10-15. Este mapa de diferencia muestra una pequeña similitud para darle tendencia a la superficie usada para refinar la conversión producir la Figuraen 10-13. La comparación subraya la dificultad para evaluarenlaprofundidad precisión de para cualquier conversión profundidad.

 

Discusión  La naturaleza de los datos sísmicos, registrados en un típico medio no-isotrópico, no permite la profundidad derivada de la superficie para que sea adecuada en todos los puntos en un área dada. Algunas ventajas y desventajas de cada técnica son:

  La conversión en profundidad con una sola función de velocidad puede ser satisfactoria

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sobre un área muy limitada, quizá solo alrededor del pozo donde los datos de velocidad

 

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fueron adquiridos; éste método muy seguido minimiza los errores locales en la profundidad absoluta para un sólo horizonte. Donde las velocidades varían con la profundidad de enterramiento más que con c on las unidades estratigráficas, usando una función de velocidad mapeada se frecuentemente la técnica más simple y más exacta. Las pseudovelocidades y otras técnicas que convierten a cada horizonte independientemente dan errores absolutos para cada horizonte, pero si los horizontes están cercanamente espaciados los intervalos pueden tener errores: el intérprete puede incluso producir mapas que involucren horizontes cruzados. La migración del mapa imagen-rayo sufre de errores e rrores en las velocidades y la suposición de que la traza sísmica apilada es una traza de offset cero, puede ser necesitada en áreas tanto con steep dip y de grandes variaciones en la velocidad. El método de capas del pastel minimiza los errores en el grosor de las capas individuales pero puede introducir grandes errores en e n la profundidad acumulada cuando varias capas se añaden. Este modelo de velocidad es más m ás realista geológicamente en donde las velocidades cambian abruptamente a lo largo de los límites estratigráficos, pero menos realista en donde la variación de la velocidad depende más de la profundidad de enterramiento que de la posición estratigráfica. La mayoría de los softwares comerciales parece que usan esta técnica, algunas veces con la opción de migración del mapa de imagen-rayo. La conversión en profundidad de las capas del pastel tiene dos desventajas: 1.- Los cambios abruptos horizontales de la velocidad frecuentemente producen estructuras falsas en los horizontes suprayacientes. 2.- Esta técnica es innecesariamente compleja y proclive a errores cuando la velocidad es más una función de la profundidad de enterramiento que de la estratigrafía.

Lo mejor que uno puede hacer es usar por completo los datos de velocidad disponibles y asegurar que toda la información disponible en cada pozo sea completamente consistente con la interpretación geofísica dentro del probable error estadístico. e stadístico. La interpretación no tiene que ser forzada a que amarre exactamente con la información del pozo; la profundidad más exacta desde la superficie es que estadísticamente da una desviación de sviación estándar mínima. Los ajustes estadísticos aseguran que los malos amarres residuales sean una indicación verdadera de la exactitud de la interpretación. Los paquetes de software de conversión en profundidad frecuentemente facilitan los mecanismos de las técnicas complejas de conversión en profundidad, pero el intérprete tiene que entender exactamente como funciona el software antes de confiar en el rresultado. esultado. Referencias Dix, G.H., 1955, Velocidades sísmicas desde mediciones en superficie: Geofísica, Geof ísica, v. 20, p. 68-86. Hubral, P., 1977, Migración en tiempo-algunos aspectos teóricos del rayo: Prospección geofísica, v. 25, p. 738-745.

Liner, C.L., 1996, Sismos-una columna de forma libre en la historia y la cultura de la geofísica: El Límite Determinante, v. 15, p. 1156-1158.

 

Wolf, D.J., 1990, Matemáticas y geoestadística: Un tutorial para geocientistas sin Ph. D. en matemáticas (geoestadística para poetas): SEG 60a. Reunión Anual resúmenes expandidos, p. 336338. Interpretación de imágenes 3D en profundidad Contribución de William L. Abriel. Joseph P. Stefani, Robert D. Shank y David C. Bartel, Chevron E.U.A. Concepto de imagen 3D en profundidad  El propósito de nuestro documento es ilustrar el concepto co ncepto de imagen 3D en profundidad en la exploración sísmica y desarrollo. Nuestra experiencia está concentrada en la sub-sal del Golfo de México en donde la imagen en profundidad es una parte integral de ese play. A través del uso de modelos y ejemplos de datos vivos, es nuestro intento comunicar porqué y cómo funciona la imagen en profundidad, al igual que los pitfalls. La imagen en profundidad ha crecido significativamente en la década pasada como un porcentaje por centaje de la industria del procesamiento sísmico. Los geólogos, ingenieros y geofísicos están utilizando más comúnmente imágenes en profundidad de datos sísmicos en las actividades diarias para encontrar y entender a los yacimientos de hidrocarburos. Y aunque la tradición de la imagen en profundidad aumenta por el interés en la definición estructural de las trampas de hidrocarburos, la calidad de la imagen 3D en profundidad es lo suficientemente alta para que tenga también

impacto significativo en la definición del yacimiento y en la imagen estratigráfica. Conforme la imagen avanza hacia la tendencia principal de nuestro negocio, llega a ser importante para describir e incluso cuantificar las incertidumbres de las descripciones de la tierra que derivamos de esos datos. No es necesario para los usuarios de las imágenes en e n profundidad que tengan procesadores poderosos de imágenes sísmicas. Sin embargo, es importante que los usuarios entiendan los elementos requeridos para una exitosa imagen sísmica. Un concepto muy importante que se necesita entender es la sensibilidad de la imagen sísmica a las variaciones en la velocidad sobreyaciente de la tierra, y porque las imágenes en profundidad pueden ser significativamente diferentes de los datos de imagenes en tiempo. t iempo. Una extensión de este concepto tam también bién muestra porque las imágenes 3D pre-apiladas en profundidad pueden ser más necesarias que el postapilamiento. Otro concepto basado en señales que requiere un claro c laro entendimiento es el de iluminación sísmica incompleta en zonas de sombras. Estos no tienen que ser confundidos con las variaciones de cambios de amplitud de la reflexión provocados por los cambios de litología, fluidos o presión. Además de entender los conceptos de señales, es también importante entender el ruido coherente y como debe aparecer aparec er en los datos de imágenes en profundidad. Los modelos y los ejemplos de datos mostrados en las siguientes secciones se espera que ilustren los puntos anteriores. Nos hemos concentrado en ilustrar un tipo de play (Sub-sal del Golfo de México) para mayor enfoque y consistencia. Los conceptos básicos ilustrados son útiles cuando se entiende que otros plays en donde es usada la imagen en profundidad, pero se debe notar que la importancia relativa de los elementos que constituyen la imagen en profundidad varía entre los plays. ¿Porqué la imagen en tiempo no es imagen en profundidad? profundidad?  Con la imagen de datos sísmicos se espera que se represente la reflectividad del subsuelo de la tierra con suficiente exactitud para caracterizar carac terizar la geología estructural, estratigrafía, y propiedades

del yacimiento. Los datos de campo son registrados en el dominio del tiempo con la variación de los offsets fuente-receptor para reflejar la energía desde el subsuelo en múltiples ángulos.

 

Las imágenes en tiempo de estos datos intentan añadir junto con las reflexiones del subsuelo y posicionarlos (migrarlos) hacia las posiciones apropiadas xyz en 3D mientras que siguen reteniendo al tiempo en el eje z. La imagen en tiempo generalmente emplea los elementos del modelo de procesamiento de “tierra plana”, y no puede corregir c orregir las rápidas variaciones en la velocidad de la tierra. Por lo tanto, la imagen en tiempo perdona los errores pequeños en el modelo de la tierra, pero falla cuando la velocidad varía rápidamente. La práctica estándar de usar estos datos en tiempo es interpretarlos interpretar los en el dominio del tiempo, y convertir el mapa resultante en profundidad, tal como se describió en la primera parte de este capítulo. Alternativamente, los datos sísmicos en tiempo son “estirados” en profundidad ya sea verticalmente o a lo largo de los trazos de los rayos dictados por el modelo de velocidad. Sin embargo, el estiramiento en profundidad de las trazas no debe ser confundido con la imagen en profundidad. Las imágenes en profundidad usan un modelo en el dominio de la profundidad para compensar los efectos de la propagación. Cada cambio vertical y horizontal en el campo de velocidad es tratado tr atado con un algoritmo de migración especializado para contar el pandeo de la energía hacia las escalas de reflexión de la longitud de onda. En este sentido, la imagen en profundidad es un lente de corrección que intenta colocar la energía reflejada en su posición xyz correcta. Aunque más m ás costoso, la imagen en profundidad es generalmente más exacta ex acta que la imagen en tiempo. Como resultado, la imagen en profundidad se está convirtiendo en el proceso de elección en áreas con complejidad de alta velocidad. Junto con el aumento de la exactitud de la imagen, viene el peligro de no tener la velocidad correcta de la tierra para hacer las correcciones. Debido a que la imagen en profundidad hace esos cálculos exactos de las rutas de rayos, r ayos, es muy sensible a los errores en nuestro modelo de intervalo de velocidades de la tierra. Mientras que los errores err ores pequeños distribuidos en velocidades RMS espacialmente suavizadas estas generalmente no son dañinas en la migración en tiempo, los errores acumulativos en el intervalo de velocidad local son nivelados y magnificados en el proceso de imagen en profundidad. Estos pueden llegar a ser tan malos que pueden degradar la imagen en profundidad hasta el punto en que da menos información que el estiramiento e stiramiento de la profundidad de los datos de la imagen en tiempo. La imagen en profundidad, entonces, tiene que ser considerada en un contexto mucho más amplio que un algoritmo de migración, y tiene que incluir al menos el análisis de velocidad, exactitud y representación. Como una representación de los principios detrás de la imagen en e n profundidad, diríjase al modelo de propagación del rayo sísmico en la Figura 10-16. 10 -16. La sección transversal en 2D muestra un ledge de sal enterrado en sedimentos de una velocidad modesta de propagación representada por capas multicoloridas. La imagen del subsuelo normalmente emplea trazas sísmicas de los disparos y los receptores al punto medio de la superficie es la misma (punto de reflexión común: CRP) para añadirlo cuando la velocidad de la tierra puede ser aproximada por capas planas. Sin embargo, cuando las capas de la velocidad de la tierra t ierra no son muy planas, los puntos de reflexión en el subsuelo no están en común, y la imagen puede llegar estar seriamente distorsionada. En la figura 10-16, los rayos CMP individuales en negro muestran como la energía sísmica que pasa a través de los sedimentos sufre de pequeños “saltos” en las interfaces en e n donde cambia la velocidad. En contraste, en los límites de la sal el cambio en el ángulo es más grande, y de esa forma el cuerpo actúa como un lente distorsionante para iluminar los reflectores por debajo. La sección transversal muestra como contribuyen los rayos a constituir un sólo gather g ather CMP que golpea al subsuelo irregularmente sobre un área horizontal de 5000 50 00 pies. La teoría para la imagen en tiempo generalmente asume que los saltos son pequeños y no son importantes a pequeña escala. También asume que no ocurre un gran pandeo del rayo tal como lo vemos en las interfaces de sal.

 

El inset en la figura 10-16 ayuda a ilustrar esta diferencia en la imagen en tiempo y profundidad. El plasmado de offset versus tiempo muestras los arribos de los rayos r ayos conforme son registrados en la superficie. La imagen ideal en tiempo requiere que los arribos caigan en a lo largo de una hipérbola, sin embargo los pandeos de los rayos complejos scatters de arribos individuales alrededor de la trayectoria hiperbólica. En este caso la imagen en tiempo es insatisfactoria, debido a que asume rayos rectos, y además debido a que asume que la reflexión viene de la ubicación horizontal del punto medio en x = 15,000 pies. La imagen en profundidad correcta, sin embargo, está diseñada para corregir estas distorsiones y coloca a los eventos en su correcta corr ecta posición horizontal y vertical. El efecto de la imagen en profundidad es usar los mismos puntos de reflexión comunes los pares fuente-receptor, fuente-receptor , en base al buen conocimiento de la velocidad a través de la viajan los rayos. Los pequeños kinks son evaluados directamente, y todos los pandeos de los rayos son tomados en cuenta. cue nta. En donde no hay sal en la Figura 10-16, los rayos generalmente lo logran sin mucha distorsión. A través de la sal, sin embargo, la velocidad de contraste sal/sedimento de 2 tiene un gran efecto en donde los rayos intersectan la interface de sal en un ángulo no-normal. Los rayos pueden emerger de los miles de pies de sal desplazada.