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INSTITUTO POLITÉCNICO NACIONAL
ESCUELA SUPERIOR DE INGENIERÍA Y ARQUITECTURA
“CIENCIAS DE LA TIERRA”
LA CONVERSIÓN A PROFUNDIDAD COMO UNA HERRAMIENTA PARA EL ANÁLISIS DE CUERPOS DE
BAJA VELOCIDAD (DOMOS ARCILLOSOS) LOCALIZADOS EN LA SONDA DE CAMPECHE.
TESIS
PARA OBTENER EL TITULO DE:
INGENIERO GEOFÍSICO
P R E S E N T A:
GERARDO MARTÍNEZ GONZÁLEZ
DIRECTORES DE TESIS:
ING. EFRÉN MURILLO CRUZ ING. MARCO A. FLORES FLORES
ÍNDICE
Resumen ................................................................................................................ 5
Capitulo I Introducción ........................................................................................ 6 1.1 Planteamiento del problema ................................................................................... 8 1.2 Objetivo ................................................................................................................... 9 1.3 Metodología ............................................................................................................ 9
Capitulo II Estructuras geológicas presentes en aguas profundas ............ 12 2.1 Arcilla ...................................................................................................................... 12 2.1.1 Naturaleza de minerales arcillosos y lutita .......................................................... 12 2.2 Estilo estructural ..................................................................................................... 14 2.2.1 Domos arcillosos ................................................................................................. 15 2.2.2 Estructuras diapíricas .......................................................................................... 19 2.2.3 Definición de los domos arcillosos ....................................................................... 20 2.2.4 Características de los domos arcillosos .............................................................. 21 2.2.5 Diferencia entre domos salinos y arcillosos ......................................................... 22
Capitulo III Antecedentes teóricos .................................................................... 23 3.1 Tipos de velocidades sísmicas ............................................................................... 24 3.1.1 Velocidad promedio ............................................................................................. 24 3.1.2 Velocidad de intervalo ......................................................................................... 26 3.1.3 Velocidad raíz cuadrática media .......................................................................... 27 3.1.4 Velocidad NMO .................................................................................................... 28 3.2 Efectos de la velocidad ........................................................................................... 28 3.2.1 Efecto de la litología ............................................................................................ 29 3.2.2 Efecto de la densidad .......................................................................................... 30 3.2.3 Efecto de la porosidad ......................................................................................... 31 3.2.4 Efectos de la profundidad de sepultamiento y la presión .................................... 32 3.2.5 Efectos de la edad y temperatura ........................................................................ 34 3.2.6 Efecto del fluido intersticial .................................................................................. 35 3.3 Conversión tiempo-profundidad .............................................................................. 36 3.4 Metodologías de conversión tiempo-profundidad ................................................... 37 3.4.1 Método función constante .................................................................................... 38 3.4.2 Método tiempo lineal ............................................................................................ 38 3.4.3 Método de velocidad promedio ............................................................................ 39 3.4.4 Método de velocidad de intervalo ........................................................................ 40 3.5 Velocidades de pozo .............................................................................................. 41 3.5.1 Registro sónico .................................................................................................... 42 3.5.2 Registro checkshot .............................................................................................. 44 3.5.3 Registro VSP ....................................................................................................... 44 3.5.4 Modelo de velocidad ............................................................................................ 47 3.5.5 Proceso de construcción de un modelo de velocidad ......................................... 48 3.5.6 Aportación interpretativa requerida para construir un modelo de velocidad ........ 49
Capitulo IV Aplicación ......................................................................................... 54 4.1 Localización ............................................................................................................ 54 4.2 Antecedentes geológicos ........................................................................................ 54 4.3 Marco geológico regional ........................................................................................ 55 4.3.1 Estratigrafía ......................................................................................................... 60 4.4 Metodología general ............................................................................................... 64 4.5 Conversión tiempo-profundidad 2D ........................................................................ 64 4.6 Conversión tiempo-profundidad “modelo tridimensional” ....................................... 68
Capitulo V Resultado ........................................................................................... 77 5.1 Conclusiones .......................................................................................................... 77 5.2 Recomendaciones .................................................................................................. 77 Bibliografía .................................................................................................................. 78 Anexo ........................................................................................................................... 80
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RESUMEN. Para llevar acabo los objetivos planteados en el siguiente trabajo es necesario
tomar en cuenta, aspectos tanto geológicos como geofísicos.
En el primer lugar se realiza una introducción (de la necesidad de un análisis
detallado de las velocidades sísmicas), también se describe el planteamiento del
problema, y los objetivos que se tienen en el presente trabajo, de igual manera,
también se realiza una descripción de la metodología utilizada para la realización
del trabajo.
Posteriormente se tiene una descripción, de la arcilla, por ejemplo su naturaleza,
su estilo estructural (domos arcillosos, definición y características) y los conceptos
de las estructuras diapiricas.
También se consideran algunos antecedentes teóricos de velocidades sísmicas
(tipos de velocidades sísmicas) algunos efectos que tienen sobre las velocidades:
la litología, densidad, porosidad, profundidad de sepultamiento, edad, temperatura
y el fluido intersticial sobre las velocidades sísmicas. También se realiza una
descripción de la conversión de datos sísmicos del dominio del tiempo al dominio
de la profundidad, diferentes metodologías para llevar acabo dicha conversión, y la
descripción de los datos por ejemplo registros de velocidades, interpretación de
secciones sísmicas, etc. con los que se debe contar para poder realizarla
adecuadamente.
Utilizando todos los antecedentes teóricos se realiza la conversión aplicada a
datos reales, tomando en cuenta sus antecedentes geológicos, una metodología
ya especificada, para, llevar acabo una conversión tiempo profundidad 2D y
posteriormente realizar una conversión 3D.
Finalmente se muestran los resultados obtenidos en el desarrollo del trabajo..
6
I. INTRODUCCIÓN.
A comienzos de la década de 1990 varias compañías de exploración reconocieron
el potencial petrolero en Plays de la porción suroriental de E. U. A. en el Golfo de
México (Aguas Profundas). Sin embargo la identificación y definición de prospectos
perforables de interés petrolero bajo estructuras diapiras tanto salinas como
arcillosas, presentan desafíos debido a las dificultades de la imagen sísmica por
debajo de grandes masas salinas, debido a que, en estas estructuras, se tienen un
contraste de alta velocidad entre los sedimentos Terciarios y la sal, lo que
ocasionó una fuerte flexión de los rayos y como consecuencia, este efecto no pudo
ser adecuadamente solucionado por procesamientos sísmicos convencionales.
Por lo tanto, para garantizar día con día la oferta de hidrocarburos, la confiabilidad
técnica desempeña un papel muy importante, pues contribuye a reducir los riesgos
geológicos para definir áreas de potencial económico, un ejemplo en el que el
progreso tecnológico puede contribuir a reducir dichos riesgos es el caso de la
sismología de reflexión y en particular el análisis de velocidades.
Las velocidades de propagación sísmica en un tiempo fueron consideradas
importantes únicamente como parámetros, para datos sísmicos de apilamiento o
para la conversión de tiempo, de mapas estructurales a profundidad, con el
incremento de los riesgos geológicos en estructuras profundas, la importancia de
las velocidades ha crecido al grado que hay una nueva manera de describirlas,
como modelo de velocidad.
El concepto de modelo de velocidad ha crecido en importancia, en lugar de tener
varias aplicaciones (como apilamiento, migración, conversión a profundidad,
estimación litológica, etc.) cada una de estas con sus parámetros específicos de
velocidad o velocidades, en la industria petrolera hay una creciente tendencia a
unificar la descripción de velocidades sísmicas de manera que se tenga un solo
modelo de velocidad 3D. Este único modelo puede ser usado, con una ligera
adecuación, para aplicaciones tales como apilamiento, migración en tiempo,
migración a profundidad, conversión a profundidad y estimación litológica o de
propiedades de las rocas.
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Los procesos como migración a profundidad y conversión a profundidad de los
datos sísmicos 3D requieren un eficiente modelo de velocidad adecuado en
términos geológicos y geofísicos. La constante mejora de la calidad de los datos
sísmicos e incremento en la exactitud de la prospección, demandan a su vez una
alta calidad y precisión para los modelos de velocidad. En la conversión a
profundidad de los mapas con base en tiempo, el uso de una única función de
velocidad regional esta siendo rápidamente reemplazada; en lugar de ello se
realizan ahora conversiones a profundidad tanto de las superficies interpretadas
como de los datos sísmicos en si, utilizando un modelo de velocidad 3D, unificado
y de alta calidad.
Para que los modelos de velocidad 3D logren los niveles de calidad requeridos
para un adecuado estudio sísmico, es necesario utilizar todas las fuentes posibles
de información de velocidad como por ejemplo, registros checkshots o registros
VSP’s. Los datos sísmicos dan información de los análisis primarios y de sobre
tiempo por distancia residual, en imágenes de familias de trazas y no migradas. El
tiro de comprobación o datos de perfil sísmico vertical (VSP) brindan tiempos de
trayectoria vertical de la superficie a medidas de tiempo de arribos a profundidad,
los datos de pozos dan profundidades sobre los límites de las formaciones clave
ya sea de los datos de perforación o de la adecuada correlación de los registros
geofísicos del pozo. La información geológica cuantifica y limita las velocidades
para los ambientes de velocidad con base litológica o que están basados en la
profundidad de ó en la profundidad a la que se encuentra.
La litología es un factor que influye en la velocidad, las velocidades de los
diferentes tipos de rocas se traslapan tanto que no proporcionan por si mismas una
buena base para diferenciarlas entre si, la porosidad parece ser el factor mas
importante y la dependencia de la porosidad respecto a la profundidad de
sepultamiento y las relaciones de presión provocan que la velocidad sea sensible a
estos factores. La velocidad se reduce generalmente cuando el gas o el petróleo
remplazan el agua como fluidos intersticiales.
Las bajas velocidades en algunos cuerpos como es el caso de las arcillas son
medidas en registros sónicos de porosidad. En los cuerpos arcillosos se presentan
algunas características como son sus bajas velocidades que son del orden de
8
1950 a 2550 m/s con muy bajo incremento de velocidad con la profundidad. Los
efectos de los cuerpos arcillosos son importantes debido a que pueden formar el
sello superior para acumulación estratigráfica del hidrocarburo debido a sus
características, como la porosidad y la baja permeabilidad de estos cuerpos.
1.1 Planteamiento del problema.
¿Cómo podríamos saber si la ubicación de nuestros pozos es la adecuada para la
explotación del campo? Y ¿Cuál es el factor que nos ayuda a conocer esto?
En las ultimas dos décadas han surgido tecnologías para detectar hidrocarburos a
partir de datos sísmicos. La mayoría basadas en la respuesta sísmica de
propiedades elásticas – velocidad (tiempo de arribo), impedancia, “puntos
brillantes” – que pueden ser comprendidas en términos de litología, rigidez de la
matriz sólida, compresibilidad y densidad de fluidos. Los mecanismos, a
frecuencias sísmicas asociados a los fluidos que contienen las rocas, son bien
representados por las relaciones de Gassmann.
Además, el análisis de AVO ayuda a separar los efectos por litología y por
presencia de fluidos, no obstante, varios problemas prácticos para cuantificar los
indicadores de hidrocarburo, a partir de sísmica, permanecen vigentes por una
razón principal que es la dificultad tecnológica asociada a la extracción precisa de
valores de velocidad y densidad (impedancia) de datos sísmicos.
Las velocidades e impedancias no sólo son afectadas por los fluidos en los poros,
pero también por variaciones en porosidad, contenido de arcilla, temperatura,
presión de poro y esfuerzos insitu de deformación. En otras palabras, se tiene un
mayor número de incógnitas para resolver con un número reducido de valores
conocidos. Velocidad, una densidad o combinación de estos.
Por lo que en esta tesis se busca reducir la incertidumbre de predicción de
parámetros físicos del yacimiento a partir de nuevos indicadores de hidrocarburo-
las propiedades inelásticas de las rocas - la atenuación sísmica y la dispersión de
velocidades.
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Existe la necesidad preponderante de obtener imágenes del subsuelo con mayor
resolución y de describir más precisamente las propiedades físicas de los
yacimientos de hidrocarburos. Surge, por supuesto, la necesidad de extraer
estimaciones de la distribución de porosidad y saturación de fluidos económicos
que guíen a los programas de perforación, reduciéndose el riesgo a un mínimo
posible.
La finalidad de la exploración petrolera ha sido el incrementar las reservas de
hidrocarburos, ya sea aumentando las probabilidades de localizar nuevos
yacimientos, o bien buscando en otros horizontes estratigráficos en pozos ya
perforados. Por ello la tendencia actual de la exploración es interrelacionar los
conocimientos geológicos y geofísicos sin dejar a un lado la experiencia y las
nuevas tecnologías con el objetivo común y principal de detectar oportunidades de
yacimientos de gas y otros hidrocarburos.
1.2 Objetivo.
El objetivo principal del presente trabajo es observar y analizar los diferentes
cuerpos del área de estudio, utilizando las diferentes velocidades asociadas a los
materiales y diferentes factores que ellas influyen.
Un objetivo secundario es la realización de una conversión tiempo-profundidad
para determinar si la posición de la estructura es la adecuada.
1.3 Metodología.
Para poder alcanzar el objetivo establecido se llevaron a cabo las siguientes
actividades.
Para una conversión tiempo- profundidad en 2D:
Sección sísmica.
Interpretar los horizontes.
Interpretar las fallas principales.
Recopilar datos de los registros de pozos (velocidades de intervalo).
Para llevar acabo una conversión tiempo-profundidad en 3D es necesario realizar
las siguientes actividades:
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La interpretación de horizontes sísmicos.
La interpretación de los sistemas de fallas principales.
Hacer la interpretación de las fallas como horizontes.
Construcción de un modelo de fallas.
Construcción de un modelo de capas en tiempo.
Generar un modelo de velocidad.
Tener información de las velocidades sísmicas.
Realizar la conversión tiempo-profundidad.
En el siguiente organigrama se muestra una metodología más general del
procedimiento que se llevo a cabo para poder desarrollar este trabajo.
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Metodología general.
II. ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS PRESENTES EN AGUAS PROFUNDAS. 2.1 arcilla. La lutita es una roca sedimentaria de grano fino en la que predominan los
sedimentos detríticos, se caracteriza porque el tamaño de estos fragmentos son
menores de 1/256mm. Representa la acumulación de los productos mas finos
(como la arcilla) producidos por el intemperismo de las rocas.
Objetivo
Planteamiento del objetivo
Metodología
Generalidades Recopilación
de información
Introducción
Aplicación Localización Sísmica 2D y 3D
Interpretación de fallas y horizontes
Conversión tiempo-profundidad 2D
Marco geológico
Construcción del modelo de fallas
Construcción del modelo de capas
en tiempo
Construcción del modelo de velocidad
Análisis de checkshots
Conversión tiempo-profundidad 3D
Resultado
Velocidades sísmicas
Aspectos geológicos
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Las formaciones arcillosas de cierta magnitud se presentan formando parte de
cuencas sedimentarias. En éstas, generalmente la relación longitud a profundidad
suele presentar grandes valores.
2.1.1 Naturaleza de minerales arcillosos.
La lutita es la mezcla de minerales arcillosos y limos muy finos, su depósito se da
en un ambiente profundo y de baja energía. La fracción de limos en lutita consiste
de partículas finas (<0.0625 mm), principalmente de cuarzo, por otro lado, la
fracción de arcilla en lutitas es creada por minerales de silicatos de aluminio
hidratados, con pequeñas cantidades de magnesio, hierro, potasio y titanio. Las
partículas de arcilla tienen una estructura de plaquetas en forma de capa
colocándose unas sobre otras (Arroyo C. A., 1996).
Los minerales arcillosos pueden ser clasificados dentro de grupos específicos de
acuerdo a su estructura cristalina, como se muestra en la tabla 2.1.
Tipo de arcilla CEC
meq/g
dCNL
av
g/cc
Constituyentes
Menores
Componentes del
RG espectral
K
%
U
Ppm
Th
Ppm
Montmorillonita 0.8-1.5 0.24 2.45 Ca, Mg, Fe 0.16 2-5 14-24
illita 0.1-0.4 0.24 2.65 K, Mg, Fe, Ti 4.5 1.5 <2
Clorita 0-0.1 0.51 2.8 Mg, Fe ------- ------- ------
Caolinita 0.03-0.06 0.36 2.65 ------- 0.42 1.5-3 6-19
Tabla 2.1. Propiedades de las arcillas. De Asquith (1998).
La primera columna indica la capacidad de intercambio de cationes (CEC) de cada
mineral arcilloso, donde, la capacidad de intercambio de cationes (CEC) es la
capacidad del agua absorbida de las arcillas al intercambiar cationes de posición
con los cationes de sodio que están en el agua libre.
La conductividad eléctrica de la arcilla se considera derivada de la conductividad
del agua ligada del tipo de arcilla, donde, la cantidad de agua ligada varía de
acuerdo con el tipo de arcilla y es mayor para arcillas más finas (con mayores
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áreas de superficie) como la montmorillonita y menor para arcillas más gruesas
como la caolinita.
La capacidad de cambio de cationes (CEC) en montmorillonita e illita es alto
comparado con la clorita y caolinita (debido a la cantidad de agua que tienen estos
minerales).
Las arenas arcillosas con grandes cantidades de montmorillonita e illita tienen más
alta conductividad (por lo tanto baja resistividad), que las arenas arcillosas que
tienen caolinita y clorita.
La clorita y caolinita tienen porosidades mayores que la montmorillonita y la illita.
La montmorillonita se hincha al contacto con el agua, sufre diagénesis a illita a
altas temperaturas. Esto ocasiona eliminación de agua y contribuye a aumentar la
presión de las arenas adyacentes. Otro componente en las arcillas es el hierro (Fe)
que afecta la sensibilidad del ácido clorhídrico (HCl).
Los minerales arcillosos de la tabla 2.1, se presentan en los yacimientos como una
mezcla mineralógica llamados estratos mezclados.
La CEC es expresada en miliequivalente por gramo de arcilla (1meq = -
20106 átomos).
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Figura 2.2 Modelo de agua y distribución de cationes intercambiables en la superficie de arcillas. De Asquith (1998).
La distribución de iones de sodio Na y moléculas de OH 2 cercanas a las láminas
de arcilla, directamente sobre las superficies de las arcillas es un estrato de agua
absorbida, después es una capa hidratada por iones de Na , con equilibrio
suficiente se encargan de las láminas de arcillas negativas. Los iones de Na son
llamadas cationes intercambiables (figura 2.2).
2.2 Estilo estructural.
Por ser las estructuras más espectaculares, desde el punto de vista intrusito hacia
la carga sedimentaria, estos presentaran reflexiones sísmicas complejas. Por lo
que se deberá tomar en cuenta el tipo de sedimentos de la sobre carga para
interpretar adecuadamente la posible forma del cuerpo intrusivo o diapíro, así
como también las zonas de ruido incoherente que delimitan a los cuerpos de sal de
las rocas encajonantes. La expresión sísmica de estas estructuras es bastante
contrastante con las secuencias sedimentarias contiguas y subyacentes a la cima
del diapíro, la adecuada interpretación sísmica de ellas dependerá en gran parte
de la información de alta calidad, tanto en adquisición como en el procesado.
Como otro ejemplo, se puede observar una sección bien migrada con todos los
eventos de reflexión, que delimitan a la estructura diapírica, las fallas asociadas a
dicha estructura salina.
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Figura 2.3. La figura muestra los diferentes estilos estructurales generados tanto por la Sal como la lutitas.
2.2.1 Domos arcillosos.
Los domos arcillosos pertenecen al tipo de estructura que se considera originada
en la dislocación de masas plásticas relativamente rígidas que producen
componentes de notables fuerzas verticales.
De esta manera además del plegamiento principal pueden existir una considerable
cantidad de fallas radiales y transversales asociadas con pliegues menos
pronunciados y de mayor radio que los pliegues comunes producidos por fuerzas
horizontales.
1.- Características de los plegamientos producidos por fuerzas verticales.
Naturaleza discontinua de los pliegues.
Los pliegues son: sencillos y aislados, situados en medio de un área de capas
horizontales, se parecen a levantamientos aislados, como domos, anticlinales
de longitud corta o simples flexiones.
Diferente desarrollo de anticlinales y sinclinales.
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En casos reales y típicos de las estructuras están representadas solamente por
anticlinales (o domos) y los sinclinales correspondientes han sido desplazados
por depresiones con capas horizontales. Si los anticlinales están cercanos, se
forman estructuras sinclinales, las cuales se encuentran totalmente
subordinadas a las primeras y pasan a formar parte de las depresiones en la
dirección de su rumbo. Figura 2.4.
Figura 2.4 Peculiaridades morfológicas en domos arcillosos. De V.V. Belousov (1971).
Ausencia de linealidad.
Manifestada en los diferentes rumbos de los pliegues individuales o incluso,
cuando varios pliegues tienen rumbo paralelo, en la ausencia de toda conexión
directa entre sus rumbos.
Ausencia de alineamiento vertical.
Es decir los planos axiales de diferentes pliegues están inclinados en diferentes
direcciones.
Peculiaridades morfológicas.
La forma es de domo en sección vertical y de planta, presentan contornos
circulares o elipsoidales, con variación de 2 a 5 km. de longitud, la amplitud
vertical de las capas también varia considerablemente; las capas de algunos
17
domos permanecen sin romperse e inafectadas por fallas, mientras que en
otros casos están desplazadas por fallas normales e inversas que han elevado
y hundido parte de las mismas; en los flancos de las capas buzan de 5° a
30°.figura 2.5
Figura 2.5 Ausencia de alineación vertical en domos arcillosos. De V.V Belousov (1971)
2.- Características que rigen la formación de domos díapíricos.
El aspecto fundamental en la formación de los domos díapíricos es la compresión
hacia arriba en los estratos plásticos en lugares donde se forman núcleos
penetrantes.
Los domos díapíricos se forman por una lenta y gradual penetración de sal o de
otros materiales plásticos a través de las rocas circundantes. El levantamiento
gradual esta indicado por cambios regulares en los espesores de las capas
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suprayacentes a la arcilla o la sal. La disminución en espesor de todos los estratos
hacia la culminación confirma el crecimiento de los domos combinados con el
hundimiento simultáneo lateral de la localidad debido a la acumulación de
sedimentos.
Las fluctuaciones de espesores, indican que, la relación entre el levantamiento de
los domos y la subsidencia general del área cambio de época en época, sin
embargo, gran parte de la disminución de espesor se debe a la compactación de
las capas por el empuje del domo.
3.- Peculiaridades de domos cuyo núcleo esta constituido por arcillas plásticas.
Los núcleos de estos domos están compuestos de arcilla que ha perdido casi
completamente toda señal de estratificación y frecuentemente a un lado del núcleo
se encuentra una falla con desplazamiento notable. Los domos se encuentran
divididos por amplias depresiones y sus núcleos contienen arcilla plástica, la cual
ha sido evidentemente comprimida por el peso de los depósitos acumulados en las
depresiones.
En sección se vería como los echados horizontales de las capas en las
depresiones, aumentan gradualmente a través de los flancos hasta así llegar a ser
verticales en el centro del núcleo. figura.2.6.
Figura 2.6 Evolución de un domo de arcilla. De Boletín de A.M.G.E (1975).
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El estudio de los diapíros arcillosos muestra que sobre sus localizaciones se
formaron originalmente amplios abombamientos, los cuales, posteriormente fueron
levantados lentamente al mismo tiempo que se llenaban las depresiones entre
ellos con depósitos más potentes, originando que la arcilla se comprimiera hacia la
superficie formando un núcleo díapírico. La extrusión de las arcillas hacia la
superficie por el peso de los depósitos acumulados en las depresiones adyacentes
ayuda indudablemente a incrementar el peso específico de las arcillas aumentando
consigo la expulsión de agua y gas en las mismas, lo cual se manifiesta a través
de los volcanes de lodo.
2.2.2 Estructuras diapíricas.
Una estructura diapírica se caracterizada por el empuje vertical ascendente del
anticlinal a través de su cresta y, desde el punto de vista, es un ejemplo de flancos
con movimiento horizontal que contrasta con el de la cresta en movimiento vertical
fig. 2.6. El plano en que el movimiento pasa de vertical a horizontal, se convierte
en plano de falla, que se dirige hacia el núcleo del anticlinal, y el bloque
comprendido entre tales fallas es empujado hacia a fuera. Figura 2.7.
Figura 2.7 Muestra de movimientos que pasan de verticales a horizontales. De Jorge Simón (1981).
En la naturaleza tiene lugar, únicamente cuando las capas basales son de
naturaleza muy plástica, como se puede comprender con facilidad, no
consistentes, considerando que un solo fluido o, como en este caso, un material
suficientemente plástico es capaz de transformar directamente una tensión lateral
en presión hidrostática.
El proceso de los diapíros debido a plegamientos no es la única causa de extrusión
de material plástico, la segunda puede ser, simplemente, el peso de los
sedimentos superpuestos a él, que puede dar lugar a una extrusión, bien porque el
20
peso especifico de la arcilla es muy inferior al de los materiales rocosos ordinarios,
bien porque una disminución local en la potencia de aquellos sedimentos o su
eliminación, por ejemplo a causa de la erosión, permitan que el material plástico se
abra camino hacia el exterior, debido al empuje de la sal.
Por supuesto que no es fácil, en la mayor parte de los casos deducir en que
proporción el movimiento se debe a uno u otro factor; si le dio comienzo un ligero
plegamiento, o si la causa principal fue un reajuste hidrostático; bástenos decir que
el flujo ascendente de las capas plásticas inferiores puede estar relacionado
siempre con ambos; el plegamiento y el movimiento hidrostático.
2.2.3 Definición de los domos arcillosos.
Musgrave y Hicks definen a los domos arcillosos como grandes cuerpos de arcilla
con un espesor mínimo de 150m. y se presentan en forma de masas diapíricas o
deposicionales. La discusión de tales cuerpos arcillosos no es nueva; suele
denominarse masa lodosa, lodo volcánico, flujo lodoso, canal o cubierta arcillosa,
lutita brechada y otros términos.
Un estudio de estos términos indica que los domos arcillosos descritos son
probablemente diapíricos, esto es, atraviesan capas de sedimentos, Sin embargo,
dicha definición no necesariamente produce una condición de diapírismo; esto es
posible cuando una masa arcillosa es deposicional y tiene las dimensiones
indicadas.
V.V. Beloussov lo define de la siguiente manera: en planta los domos arcillosos
son frecuentemente brakianticlinales alargados, ósea, anticlinales en forma de
domos ovalados, los estratos presentan en el, buzamientos radiales periclinales a
partir de la zona central del domo, mide de 5 a 20 km. de longitud y de 2 a 5 km.
de anchura. En sección transversal, moviéndose desde las depresiones
adyacentes a través de los flancos hasta los núcleos de los pliegues, las capas
buzan cada vez con mayor pendiente hasta que son finalmente verticales en el
mismo núcleo.
Los núcleos están constituidos de arcillas fuertemente aplastadas que ha perdido
casi completamente toda señal de estratificación. Frecuentemente un flanco del
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domo, esta limitado por una falla con mucha pendiente, los volcanes de lodo están
íntimamente asociados con los diapíros arcillosos.
Figura 2.8 Secciones geológica en las que se muestran pliegues diapiricos arcillosos. De Jorge
Simón (1981).
2.2.4 Características de los domos arcillosos. Los domos arcillosos por definición tienen características particulares que
presentan rasgos geológicos interesantes a estudiar por mediciones geofísicas.
Existen diferencias bien marcadas a través de los domos arcillosos y alrededor de
la secuencia normal arena-arcilla, las características de los domos arcillosos son
identificables como se indica:
Bajas velocidades.- las velocidades en los domos arcillosos son particularmente
bajas y el rango aproximado esta entre 1950 a 2550 m/s. aumentando lentamente
con la profundidad.
Baja resistividad.- los domos arcillosos tienen bajas resistividades del orden de 0.5
ohms/m. o menos; las cuales son aproximadamente la mitad de lo esperado en la
22
arcilla normal y menores también que la secuencia arcilla-arena. Estas
resistividades son medidas con el registro eléctrico.
Baja densidad.- los domos arcillosos tienen baja densidad, comparada con lutita en
secciones normales con una secuencia arcillo-arenosa y desde luego con brechas,
calizas, dolomitas, etc. la medición precisa de densidad es difícil de llevar acabo,
esto indica anomalías mínimas observadas en levantamientos gravimetricos. La
densidad estimada varía alrededor de 2.1 a 2.3 gr/cm3 en la masa arcillosa.
Alta presión en los fluidos.- otra característica de los domos arcillosos es que
exhiben muy alta presión de fluido. En otras palabras cuando una masa arcillosa
es penetrada, esta tiende a elevarse, comprimiendo la espiga de la perforadora.
Cabe mencionar que para este trabajo es importante considerar la característica
de las bajas velocidades de la arcilla medidas por los métodos sísmicos, y
verificadas por los registros sónicos.
2.2.5 Diferencia entre domos salinos y arcillosos.
Una característica sísmica de mucha importancia es la baja velocidad en la
propagación de las ondas elásticas que existen en los domos arcillosos y que
deben de tomarse en cuenta para la determinación de la profundidad de los
mismos. Por lo tanto las diferencias esenciales considerando sísmicamente a las
velocidades de intervalo son:
Características de los domos salinos.
Alta velocidad.
Fallas formando “Grabens” Fosas tectónicas, depresiones, bajos estructurales.
Buenas reflexiones en la cima cuando existe cap-rock.
Características de los domos arcillosos.
Baja velocidad.
Fallas normales formando “Horts” pilares, altos estructurales.
No existe esta característica de las buenas reflexiones.
23
III. ANTECEDENTES TEORICOS.
Para determinar la profundidad, el echado y la ubicación horizontal de reflectores y
refractores, saber si ocurren ondas precursoras y distorsiones de velocidad y
cerciorarse de la naturaleza de las rocas y fluidos intersticiales basándose en
mediciones de velocidad, es esencial conocer los valores de esta.
En la exploración en ocasiones se encuentran con aquellas situaciones en donde
simples mapas de tiempo no son adecuados o apropiados y que pueden
ocasionar, que por error se llegue a perforar en un pozo seco. Por ejemplo, un
mapa de tiempo puede demostrar una estructura cerrada, cuando en realidad, se
tiene la presencia de un gradiente de velocidad y la estructura verdadera es un
echado.
El manejo de los datos de velocidad es un proceso de integración. El primer paso
es coleccionar los mejores datos disponibles. Esta fuente de datos los
obtendremos de geólogos, geofísicos, petrofísicos, petroleros así como también de
ingenieros de registros de pozo. Se debe asegurar la calidad de los datos, debido
a que si se tienen datos malos obviamente que se obtendrán interpretaciones
malas, entonces se utilizan las velocidades de intervalo normalizadas para
determinar la litología. Cuando se pueden correlacionar satisfactoriamente una
velocidad de intervalo normalizada a una litología en particular, se puede tener
confianza en que los cálculos de conversión a profundidad y velocidad promedio
serán exactos. Cabe mencionar que esto no quiere decir que esta conversión
estará sin errores, pero por lo menos el error estadístico será mínimo.
Es necesario no confiar en los datos ciegamente. Esta es la primera regla que se
debe aprender cuando se trabaja con las velocidades. Se tienen que verificar, y
reverificar los datos, también observar en todas las posibles fuentes de información
de velocidad, incluyendo sísmica de reflexión y refracción, registros de pozos,
medidas del checkshot, y de perfiles sísmicos verticales (VSP). Pero no se debe
confiar en ninguno de ellos, hasta que el informe final este completo y todos los
datos soporten la conclusión.
24
Se conoce que los datos de velocidad proveen la base para la técnica de
conversión de tiempo a profundidad. También proveen el sustento de las técnicas
básicas para la predicción de la litología. Si se obtiene la mejor información de
velocidad, y en particular los mejores datos de velocidad de intervalo, se habrá
realizado el primer paso hacia una buena conversión de profundidad y la
determinación de la litología.
Es necesario que exprese la velocidad de intervalo en una forma que permita que
se realice el suavizado y se construyan los puntos de control de datos sin la
perdida de la información estructural. Si se obtiene éxito, se podrán usar estos
datos para llevar acabo la conversión a profundidad y verificar su confiabilidad.
3.1 Tipos de velocidad sísmicas.
Existen cuatro tipos de velocidades más comunes utilizadas en la exploración e
interpretación, las cuales son: Velocidad Promedio, Velocidad de Intervalo,
Velocidad Raíz Cuadrática Media (VRMS) y la Velocidad NMO. Cada una de estas
velocidades lleva su propio tipo y grado de información, y es importante que se
comprendan y conozcan las características de estas velocidades.
3.1.1 Velocidad Promedio.
La velocidad promedio es un concepto que es conocido de matemática elemental y
física clásica. La velocidad promedio es simplemente la distancia total dividida
entre el tiempo total.
La velocidad sísmica promedio es la distancia a la que arriba una onda sísmica
desde la fuente localizada en algún punto sobre o cerca de la superficie de la
tierra, dividida por el tiempo de arribo registrado. Desde la superficie a un punto en
profundidad, se usa la distancia y el tiempo en un solo sentido, así la velocidad es
simplemente Z/t. en doble sentido la velocidad promedio es igual a 2Z/T, donde T
es el tiempo de reflejo. Así, que se puede expresar la velocidad promedio como:
T
Z
t
Z
t
ZVa
2
2
2
(ec. 3.1)
25
La figura 3.1 muestra las ecuaciones de la velocidad promedio para cuatro rayos
sísmicos simples, el modelo de la tierra es de dos capas.
Vao1=2Z1/T01
Vao2=(2Z1 + 2Z2)/(T1+T2)
Va1 =(2Z1/cos1)/T1
Va2 ={(2Z1/cos2) + (2Z2/cos3)}/(T1+T2)
Figura 3.1 Velocidades promedios para cuatro rayos sísmicos y sus respectivas ecuaciones. De V.D. Carlos. (2006).
La figura 3.2 muestra una curva típica de tiempo-profundidad (T-Z) para un punto
en particular en la tierra, mostrando así las diferentes velocidades y sus
respectivas ecuaciones que las rigen. Nótese en la grafica las diferencias entre la
velocidad promedio, la velocidad de intervalo y la velocidad instantánea.
26
Figura 3.2 Curva típica tiempo-profundidad. De V. D. Carlos. (2006).
3.1.2 Velocidad de Intervalo. La velocidad de intervalo Vi, se define como el espesor de una capa en particular
dividida por el tiempo tomado desde la parte superior de dicha capa hasta su base.
La ecuación de la velocidad de intervalo es:
T
Z
t
Z
t
ZVi
2
2
2
(Ec. 3.2)
La figura 3.3 muestra una curva típica de la velocidad de intervalo contra tiempo.
Obsérvese la apariencia de la curva de la velocidad de intervalo contra la curva de
la velocidad promedio. El límite descrito en la curva de velocidad de intervalo
indica la estratigrafía y las diferentes velocidades entre las dos capas contiguas.
27
Figura 3.3 Curva típica de la velocidad promedio y de intervalo versus tiempo. De V. D. Carlos
(2006).
Se puede determinar la velocidad promedio, promediando las sumatorias de las
velocidades de intervalo. Si se suman las velocidades de intervalo por series de
capas de rocas y el tiempo doble de arribo con cada capa, el valor promedio es
igual a la velocidad promedio. La ecuación para la Velocidad Promedio, Va, en
términos de la velocidad de intervalo es:
T
Z
T
TVV
i
a
2
(Ec. 3.3)
Se observa que la velocidad de intervalo tiene quiebres rectos, mientras que la
Velocidad Promedio, la línea que la representa es más suavizada.
3.1.3 Velocidad Raíz Cuadrática Media.
La velocidad raíz cuadrática media, VRMS, es también una velocidad promediada.
Se usa un proceso donde la cantidad es determinada por el valor de la Velocidad
de Intervalo, la ecuación para esta velocidad es la siguiente:
Z
ZV
T
TVV
ii
RMS
22
(Ec. 3.4)
28
Cuando se comparan las ecuaciones 3.4 y 3.3 se observa que la velocidad RMS
es siempre más grande al de la velocidad promedio, para poder verificar esto se
puede ver en la figura 3.4 donde se muestra una comparación grafica entre estas
dos curvas de velocidades.
Figura 3.4 Comparación de la curva de la velocidad promedio y de la curva de la velocidad RMS, observe que la velocidad RMS es siempre mas rápida que la velocidad promedio. De
V.D. Carlos (2006).
3.1.4 Velocidad NMO. En contraste a la velocidad RMS, la velocidad NMO ó velocidad de apilamiento,
VNMO, posee una componente horizontal (X) en su ecuación. Entonces, esta es
dependiente del offset, profundidad y la longitud de separación. La ecuación para
la velocidad NMO es:
NMOx
NMOTT
X
TT
XV
02
0
2 2 (Ec. 3.5)
3.2 Efectos de la velocidad. Teniendo en cuenta que las velocidades de propagación de las ondas difieren
dependiendo del medio, y sabiendo que dichas velocidades son las siguientes;
/)2(2 , /2 (Medios sólidos)
29
/2 , 0 (Medios fluidos)
Por lo tanto, en general
2
1
)/( KV (ec.3.6)
Donde K= parámetro elástico efectivo. Así, la dependencia de V de las constantes
elásticas y la densidad parece ser directa. De hecho, la situación es mucho más
complicada debido a que K y están interrelacionadas, ambas dependen en
mayor o menor grado de la litología, la porosidad, las propiedades de los fluidos
intersticiales, la presión, la profundidad, la cementación, el grado de compactación,
la edad etc.
3.2.1 Efecto de la litología.
La litología es, probablemente, el factor más obvio que afecta la velocidad (figura
3.5). Algunas rocas se prolongan hacia fuera de los rangos que se muestran en la
figura. El aspecto más impresionante de esta gráfica es el enorme traslape de
valores de velocidad para diferentes litologías, lo cual sugiere que la velocidad no
es un buen criterio para determinar la litología. La alta velocidad para rocas
sedimentarias indica generalmente carbonatos y, por lo común, la baja velocidad
en arenas o lutitas, pero la velocidad intermedia puede indicar cualquiera de las
dos.
Figura 3.5 Velocidad de la onda P para diversas litologías, basada en graficas y tablas de Press (1966),Gander y colaboradores (1974) y Lindseth (1976).
30
Aunque los datos para la velocidad de ondas S están más diseminados que para
las ondas P, la relación de velocidad para los dos tipos de ondas parece ser
indicativa de la litología; esto se ilustra en la figura 3.6.
Figura 3.6 Relación de las velocidades de las ondas S y P para diversas litologías. Datos Pickett (1963).
3.2.2 Efecto de la densidad. La densidad de una roca depende directamente de las densidades de los
minerales que la componen (sin tomarse en cuenta por el momento el efecto de la
porosidad). En la tabla 1a. se muestra que las densidades de aquellos minerales
que constituyen la mayoría de las rocas sedimentarias varían dentro de un margen
del 20%. En la tabla 1b. el margen de variaciones de densidad dentro de un tipo de
roca es bajo para rocas ígneas (cerca del 10 %), intermedio para metamórficas y
calizas (12-18 %) y relativamente alto para sedimentos clásticos (25-30%). Las
variaciones de densidad desempeñan un papel significativo en las variaciones de
la velocidad y las altas densidades comúnmente corresponden a altas velocidades
(figura 3.7). La ecuación (3.6), que implica una relación inversa, está muy
simplificada porque la densidad también afecta a K en el numerador.
Los datos de Gardner y colaboradores (1974) sugieren la relación
4
1
aV (ec.3.7)
Donde p está en g/cm3, V en m/s cuando a = 0. 31 y en pies/s cuando a = 0.23. La
gráfica de esta ecuación se muestra en la figura 3.7.
31
Tabla 1a. Densidad de minerales de rocas sedimentarias representativas (de Robie y colaboradores, 1966).
Figura 3.7 Relación velocidad densidad de la onda P para diferentes litologías (la escala es log-log). De Gardner 1974 y Meckel y Nath (1977).
3.2.3 Efecto de la porosidad. Las rocas sedimentarias son de dos grandes clases: clásticas y las carbonatadas
(formadas por depósitos químicos) las rocas clásticas están compuestas por
fragmentos de minerales, de otras rocas, conchas, etc., constituidos principalmente
por los minerales que se muestran en la tabla 1a, por lo tanto, tienen apreciables
huecos. Las rocas depositadas químicamente pueden haber estado sujetas a
recristalización, a los efectos de soluciones percolantes o ambas situaciones las
cuales también producen a menudo poros apreciables. En ambos casos, los
Tabla 1a Densidad de minerales de rocas sedimentarias representativas ( de Robie y
colaboradores, 1966). Calcita CaCO3 2.71 g/cm3
Dolomita CaMg(CO3.) 2 2.87
Anhidrita CaSO4 2.96
Halita NaCl 2.16
Cuarzo SiO2 2.68
Albita NaAlSi3O8 2.62
Ortoclasa KAlSi3O8 2.55
Caolinita Al2Si2O5(OH) 4 2.60
Moscovita KAl2 (AlSi3O10)(OH) 2 2.83 Muchos minerales naturales varían en su composición y,
por lo tanto, en densidad. Se incluye la caolinita y moscovita como los representativos de los minerales de la arcilla.
32
huecos se llenan comúnmente con fluidos y la densidad volumétrica está dada
exactamente por:
mf )1( (ec.3.8)
Donde = porosidad, f = densidad de fluido y m = densidad de la matriz.
Además de afectar la velocidad a través de la densidad volumétrica, la porosidad
tiene también un efecto directo sobre aquélla, ya que parte de la trayectoria de la
onda está dentro de fluidos de baja velocidad. Con frecuencia se usa la ecuación
de tiempo promedio desarrollada empíricamente por Wyllie y colaboradores (1958)
para relacionar la velocidad V y la porosidad (figura 3.8); se supone que el
tiempo de viaje por longitud de trayectoria unitaria en una roca porosa llena de
fluido es el promedio de los tiempos de viaje por longitud de trayectoria unitaria en
el material de la matriz, mV/1, y en el fluido, fV/1
, ponderándose los tiempos de
viaje en proporción a los volúmenes respectivos.
mVVV
1/ (ec. 3.9)
Figura 3.8 Relación velocidad porosidad. De Wyllie (1976).
3.2.4 Efectos de la profundidad de sepultamiento y la presión. Por lo general, la porosidad decrece al aumentar la profundidad de sepultamiento
(o de la presión del recubrimiento) y, por tanto, la velocidad aumenta con la
profundidad.
En las rocas reales, los poros se llenan con un fluido bajo presión que usualmente
es diferente de la que genera el peso de las rocas de los estratos superiores. En
33
esta situación, la presión efectiva sobre la matriz granular es la diferencia entre las
presiones del recubrimiento y el fluido. Cuando los fluidos de la formación están
bajo presión anormal, la presión diferencial es la apropiada para una profundidad
más somera y la velocidad también tiende a ser la de la profundidad más somera.
Las mediciones de laboratorio (Gardner y colaboradores, 1974) también muestran
que la velocidad es esencialmente constante cuando cambian las presiones del
material de la cubierta y el fluido, puesto que la presión diferencial permanece
constante.
La variación de la velocidad con la profundidad, usualmente mencionada como
función de velocidad, es con frecuencia un incremento sistemático razonable a
medida que se alcanzan mayores profundidades. Pero también es necesario tomar
en cuenta que es también debido al fenómeno de compactación. En la figura se
muestran relaciones de velocidad en función de la profundidad para varias áreas
34
Figura 3.9 Relaciones velocidad-profundidad para calibración de velocidades. Datos tomados
de los pozos Cost-B2 (costa-fuera de la planicie costera del Golfo de México, EUA); Tyler (#1) y Dewitt(#2) en costa-fuera del Golfo de Texas; y otros datos del Golfo de Alaska y de la cuenca
de Illinois.
3.2.5 Efectos de la edad, y temperatura. Una forma inicial de la ley de Faust (Faust, 1951) incluía la edad de las rocas como
un factor en la determinación de la velocidad. La figura 3.10, se tomó de una
publicación de Faust; cada uno de los puntos de los datos es promedio de muchos
valores. Generalmente las rocas más antiguas tienen mayores velocidades que las
rocas más jóvenes, pero la mayoría de los geofísicos concuerdan en que la edad,
es probablemente, sólo una medida del efecto neto de muchos procesos
geológicos, es decir, las rocas más antiguas simplemente han tenido más tiempo
para estar sujetas a diversos factores (cementación, esfuerzos tectónicos, etc.)
35
que reducen la porosidad. Como la historia de las rocas varía tanto en el tiempo
como en el espacio, el factor tiempo debe ser sólo aproximado.
La velocidad parece variar ligeramente con la temperatura decreciendo en 5-6% /
100ºC.
Figura 3.10 Comportamiento de la velocidad en función de algunas edades geológicas y
profundidad de sepultamiento estimadas en el Golfo de México. De Faust (1951).
3.2.6 Efecto del fluido intersticial. Las rocas porosas casi siempre están saturadas con fluidos, por lo común de agua
salada, los poros en yacimientos de petróleo y gas están llenos con cantidades
variables de agua, petróleo y gas. El reemplazo de agua por petróleo o gas cambia
la densidad volumétrica y las constantes elásticas y, por lo tanto, también la
velocidad de la onda P y el coeficiente de reflexión. A veces estos cambios son
suficientes para indicar la presencia de gas o petróleo. Las bajas velocidades,
cuando el gas llena el espacio poroso, explican al menos parcialmente las bajas
velocidades observadas en la capa intemperizada y porque sus límites inferiores
son a menudo el nivel freático.
36
La naturaleza del fluido intersticial no cambia apreciablemente el módulo cortante y
por tanto la velocidad de onda S cambia sólo ligeramente (principalmente porque
la densidad cambia). Se ha propuesto la relación de velocidad entre la onda P y la
onda S ( / ) como un método para diferenciar el fluido que llena el espacio
poroso.
Figura 3.11 Relación de velocidad de ondas S y P y porosidad para rocas saturadas de gas y
agua. De Gregory (1976). 3.3 Conversión tiempo-profundidad. Actualmente la atención de las investigaciones en el área de la sismología, se han
enfocado con detenimiento a la exploración del subsuelo basándose en la
compilación, análisis, correlación e interpretación de todos los datos disponibles
tomando en cuenta tanto el aspecto estructural como el estratigráfico.
Aquí es donde entra el empleo de las velocidades por ser el factor que se destaca
por su importancia e influencia en los trabajos de la geofísica y en su correlación
con la geología.
Como las secciones sísmicas tienen su presentación en tiempo, la velocidad
provee la manera de convertir los tiempos a profundidades.
En la exploración petrolera es necesario convertir las secciones sísmicas de
tiempos a secciones de profundidad o por lo menos los contactos entre
formaciones importantes tales como horizontes productores con manifestaciones
37
de hidrocarburos o más concretamente determinar el comportamiento estructural
de ciertos horizontes en profundidad.
Teniendo el horizonte corrido en la sección sísmica y conociendo la función a
aplicar que normalmente es de tipo lineal, Vz =Vo + KZ, se pueden conocer las
profundidades correspondientes al horizonte reflector.
Si la función de velocidad aplicada es la correcta, la diferencia entre el valor
verdadero y el calculado deberá ser mínima.
Las profundidades se obtienen a partir de la formula:
)1(
12
kto
ek
VoZ
(ec. 3.10)
En donde:
Z = profundidad calculada To = tiempos de reflexión de horizonte. K = incremento de la velocidad con la profundidad. Vo = velocidad inicial al nivel de referencia.
En pocas palabras el proceso de una conversión de tiempo-profundidad; Es el
proceso de transformar los datos sísmicos de la escala de tiempo (el dominio en el
cual fueron adquiridos) a la escala de profundidad para proveer una imagen de la
estructura del subsuelo independiente de la velocidad.
3.4 Metodologías de conversión tiempo-profundidad.
Existen varios métodos para la realización de un modelo de conversión a
profundidad.
Hay muchos métodos para convertir los arribos de tiempos sísmicos a valores de
profundidad. En el presente trabajo solo se mencionaran cuatro métodos
comúnmente usados por geofísicos que son: Método de Función Constante,
Método de Tiempo Lineal, Método de Velocidad Promedio y el Método de
Velocidad de Intervalo. Para todos estos métodos se utilizan secciones sísmicas
38
procesadas y datos, estos datos son el producto final de una secuencia de
procesos del cual se tiene que hacer interpretaciones, mapas y conclusiones.
3.4.1 Método Función Constante.
El método función constante o velocidad constante es simple, relaciona dos
dimensiones tiempo-profundidad, esta relación podría ser basada en uno o mas de
los siguientes datos: índice de compactación, registro sónico integrado, checkshot,
VSP’s o velocidades sísmicas NMO, la cual provee de valores de velocidad
aparente o pseudos velocidades.
Se pueden definir una función de tiempo-profundidad usando algunos de los datos
anteriores, si los datos son dispersos, entonces se puede usar un promedio, o
estadística polinomial de orden superior y es necesario aproximar el mejor dato a
un ajuste de mínimos cuadrados. Una vez definida la función tiempo-profundidad,
es posible calcular un valor de profundidad para cada valor de tiempo. Se utiliza
esta única función para todos los puntos de conversiones de tiempo-profundidad
en el área de estudio.
3.4.2 Método Tiempo-Lineal.
Se utiliza el método de tiempo lineal cuando es posible convertir la profundidad a
mapas de contorno en tiempo que reflejan una edad constante o unidad
estratigráfica. Este método requiere más que un punto de tiempo-profundidad para
cada horizonte sísmico de interés a si que la ecuación de tiempo-profundidad o
función es estadísticamente definida por mínimos cuadrados o aproximación
polinomial. Se pueden obtener los puntos de tiempo-profundidad de las
velocidades aparentes, checkshot, VSP’s o registros sónicos.
De cualquier modo, este método no es confiable si los mapas de contorno en
tiempo cruzan una inconformidad o una unidad de edad, cruzan estructuras largas
o fallas enterradas bajo una mayor inconformidad o es basada en reflexiones que
son también profundas. Este es también inexacto donde la compactación tiene una
mayor influencia en los valores de velocidad. Esta es la razón principal, de que el
método de tiempo lineal es más confiable cuando convertimos horizontes sísmicos
39
poco profundos. El método de tiempo lineal no es recomendado para convertir de
tiempo a profundidad sobre áreas grandes, es posible usar este método para
soluciones en áreas locales.
3.4.3 Método de Velocidad Promedio.
En contraste a los dos métodos anteriores, en el método de velocidad promedio es
usado más que una función para convertir tiempo a profundidad. Así, algunos de
los problemas asociados con los dos métodos anteriores como los gradientes de
velocidad o estructuras complejas son eliminadas o reducidas. En este método, se
generan mapas en disposición para definir la distribución de la velocidad promedio
de horizontes seleccionados. Entonces se utilizan estos mapas de velocidad
promedio para convertir tiempo sísmico a profundidad en alguna localización
elegida.
Es posible utilizar tres diferentes técnicas cuando aplicamos el método de
velocidad promedio.
1.- la técnica de velocidad media.
2.- la técnica de velocidad aparente.
3.- la técnica de velocidad sísmica.
En la técnica de velocidad media se requiere de registros checkshot o VSP como
dato de entrada. De los tiempos y profundidades registradas por las medidas,
calculamos las velocidades promedio para los horizontes de interés. Entonces se
ponen y contornean esas velocidades en un mapa. Usando este mapa, que se
puede convertir tiempos sísmicos en alguna localización a profundidad vía para la
velocidad promedio. Las velocidades son determinadas directamente del pozo de
las medidas de los checkshots y de los tempos sísmicos.
En la técnica de velocidad aparente usamos tiempo sísmico y profundidades de
pozo como entrada, para generar mapas de velocidades promedio, en esta técnica
es necesario utilizar sísmogramas sintéticos o VSP’s para correlacionar tiempos de
reflexión sísmica a profundidades de pozo.
40
De las correlaciones de tiempo sísmico a profundidad de pozo, se calculan
velocidades promedio de los horizontes de interés, como antes se ponen y a su
vez se contornean esas velocidades promedio en disposición para generar un
mapa de velocidad promedio. Usando este mapa es posible convertir tiempo
sísmico a profundidad en alguna localización de los horizontes seleccionados.
La técnica de velocidad sísmica, usa las velocidades sísmicas de apilamiento
como algo básico para la conversión tiempo-profundidad. En esta técnica, la
muestra es mas grande que en las dos técnicas anteriores. En cada análisis de
velocidad, una nueva velocidad promedio es definida, la densidad de los puntos de
control es únicamente dependiente en el espaciamiento del análisis de velocidad
que han sido seccionadas en el procesado.
Estas son de cualquier modo, tres debilidades para esta técnica. Primero se tienen
que producir una estructura exacta, interpretación de la sísmica. Sin una
interpretación exacta, no se puede confiar del proceder de la conversión tiempo-
profundidad. Segundo, se puede apropiadamente interpretar el análisis de
velocidad. El análisis de velocidad no puede simplemente ser picado
mecánicamente, debemos incorporar nuestros conocimientos del subsuelo desde
un punto de vista estructural y geológico cuando llevamos acabo este paso. En
estos resultados las curvas de velocidad podrían ser más confiables. Finalmente,
solo el análisis de velocidad es apropiadamente interpretado, el componente
horizontal de velocidad debe ser removido, debemos corregir el picado de
velocidad para efectos laterales debido a la configuración de la dispersión sísmica
y algunos efectos anisotropicos que puedan existir.
3.4.4 Método de Velocidad de Intervalo.
El cuarto método para convertir tiempo-profundidad es el método de velocidad de
intervalo. Este método asume un modelo de capas de la tierra que tienen distintos
límites y dentro de estos límites la velocidad es constante. Así, la distribución de la
velocidad de intervalo con la profundidad aparece como una serie de capas.
La única diferencia entre el método de velocidad promedio y el método de
velocidad de intervalo son el modelo de la tierra y la manera en la cual se manejan
41
los valores de velocidad entre los puntos. Acordado para el método de velocidad
de intervalo, las velocidades son ayuda constante entre los puntos o limites.
Si se utiliza la velocidad promedio o el método de velocidad de intervalo dependerá
de la naturaleza del modelo de la tierra dentro de nuestra área de estudio. Es
necesario determinar cual es el mejor modelo que describe la distribución de
velocidad con la profundidad en el área de estudio.
Hay cuatro variaciones del método de velocidad de intervalo. Tres son idénticas al
del método de velocidad promedio: la técnica de velocidad medida, la técnica de
velocidad aparente y la técnica de velocidad sísmica. La cuarta técnica de la
velocidad de intervalo es la técnica de la interacción de profundidad normalizada.
3.5 Velocidades de pozo.
Los registros geofísicos de pozo miden entre otras particularidades las
propiedades físicas y mineralógicas de las rocas y de su comportamiento a la
profundidad, las propiedades petrofísicas de las mismas (litología, porosidad total,
saturación etc).
Los registros geofísicos de pozo, son las herramientas a partir de las cuales,
pueden ser derivados u obtenidos, parámetros que son indicadores de la presencia
de hidrocarburos en las rocas exploradas; como la porosidad (Φe), que por
definición, es el espacio de poros dividido por el volumen total de roca y la
saturación de hidrocarburos (Sh). De los registros de pozo se consideraron los
registros en los cuales se pueden medir las velocidades. Como por ejemplo los
registros checkshots, los VSP’s y los sonicos.
42
Figura 3.12 Muestra de una toma de registro de pozo convencional. De Schlumberger (1982).
3.5.1 Registro sónico. Este registro es utilizado para determinar la velocidad de propagación del sonido a
través de las formaciones presentes en el pozo. Es una grafica con coordenadas
de profundidad-tiempo; en ella se calcula el tiempo requerido por una onda
acústica para recorrer un pie de formación, este tiempo también denominado
“tiempo de transito” o Δt, es el valor reciproco de la velocidad de la onda acústica
(1/V), que depende de la litología y porosidad de la formación; por lo tanto se
puede estimar la velocidad instantánea o velocidad matriz a distintas
profundidades efectuando la lectura en tiempo sobre la curva y aplicando una
conversión simple. Tratándose de una formación, las lecturas en ese intervalo se
promedian y el resultado se asigna como el valor de la velocidad de esa formación.
43
Este registro es usado principalmente para generar curvas de tiempo-profundidad
y sísmogramas sintéticos, así como para definir curvas de compactación por
sepultamiento o curvas por cada unidad de era geológica, obteniendo una exacta
normalización de la velocidad de intervalo. El registro sónico en la actualidad mide
únicamente el tiempo de transito de la onda compresional.
Figura 3.13 Propagación de las ondas sísmicas.
LODO
44
Figura 3.14 Sonda de obtención del registro sónico.
En la técnica sismológica de reflexión, la velocidad es un dato que no puede
obtenerse a partir de la información que proporciona la operación de campo, pero
que es indispensable para convertir los tiempos a profundidades. Para obtener la
velocidad se aplican otras técnicas, conocidas como sísmica de pozos, las cuales
se describen a continuación.
3.5.2 Registro checkshot.
Esta técnica para la obtención de la velocidad es la mas antigua y sirve de
fundamento a la técnica VSP.
Transmisor inferior
Transmisor superior
R1 R2
R3 R4
45
Para obtener la velocidad de un tiro de pozo (checkshot) es necesario introducir un
sísmodetector dentro de un pozo situándolo a profundidades conocidas, luego se
produce un impacto en la superficie cerca de la boca del pozo, y registra el tiempo
de trayectoria desde la superficie hasta el detector dentro del pozo.
Se registran los tiempos de trayectoria a diferentes profundidades, procurando que
el detector de pozo quede en posiciones que coincidan con cambios de
formaciones geológicas y dentro de ellas, para determinar velocidades
características de cada paquete de rocas.
Los tiempos registrados se grafican contra las profundidades, y a partir de ellas se
determinan, la velocidades promedio y de intervalo.
Como conclusión se mencionara que un checkshot básicamente es una tabla
donde podemos observar tiempos y profundidades, que se pueden obtener de un
VSP. Para hacer dicha conversión se utiliza la formula de velocidad adecuada y
haciendo una conversión de unidades de segundos a milisegundos, y aplicándola
en tiempo sencillo y tiempo doble. La conversión profundidad a tiempo su finalidad
radica en convertir los pozos y los registros geofísicos de pozo a tiempo, para
poder calibrar la sísmica de superficie con estos.
3.5.3 Registro VSP.
El VSP es la técnica sísmica de pozo por excelencia en la exploración petrolera.
Esta técnica se encamina a la interpretación geofísica-geológica debido a que
permite por su naturaleza, cumplir con el requerimiento fundamental de obtener
una buena correlación de la sección geológica cortada por el pozo y los eventos de
la sección de sísmica de superficie. En esta técnica se miden los tiempos de
transito a diferentes profundidades, de un pulso emitido desde la superficie.
En esta técnica puede describirse como un muestreo en profundidad continuo y
mas fino, que en general consiste en la obtención de información sísmica
colocando una fuente de energía sobre la superficie y una serie de detectores
colocados dentro del pozo, la cual permite la obtención del campo de ondas
46
descendentes, conteniendo múltiples y el campo de ondas ascendentes,
conteniendo energía reflejada en la vertical del pozo.
Figura 3.15a. Diferentes configuraciones del VSP. De Schlumberger (1982)
47
Figura 3.16b. Configuraciones en las fuentes del VSP. De Schlumberger (1982)
Figura 3.16c Configuraciones en las fuentes del VSP. De Schlumberger (1982)
De manera general el objetivo de un VSP, puede ser; la calibración precisa de la
profundidad de los reflectores observados en la sísmica de superficie,
reconocimiento de reflexiones múltiples, estudiar atenuación, y medición precisa
de las velocidades de intervalo. Siendo esta ultima la que no se ocupa, ya que los
datos tomados del registro sónico pueden no ser precisos, debido a problemas de
48
invasión o derrumbes en el pozo, además los datos de VSP no están restringidos a
la vecindad del pozo.
La información del VSP es útil para tomar decisiones sobre cementación, tubería,
programación de objetivos en perforación y programación de nuevos pozos.
Entre las principales aplicaciones de VSP son las siguientes:
Calibración Tiempo-Profundidad con la sísmica de superficie.
Relación entre onda P y S.
Predicción de las zonas sin consolidar.
Identificación de reflexiones primarias y múltiples.
Estimación de los echados de los reflectores.
Localización de los planos de falla.
Predicción de reflectores arriba y abajo del pozo.
Identificación de zonas permeables y fracturadas.
Medidas de anisotropía.
Cambios litológicos.
Espesores de anhidrita y sal.
Ubicación del basamento.
Impedancias Acústicas.
Atenuación.
3.5.4 Modelo de velocidad.
Las velocidades de propagación sísmica en un tiempo fueron consideradas
importantes únicamente como parámetros. Pero ahora la importancia de las
velocidades ha crecido al grado que hay una nueva manera de describirlas, como
modelo de velocidad.
El concepto de modelo de velocidad es de gran importancia, ya que en lugar de
tener varias aplicaciones (como apilamiento, migración, conversión a profundidad,
estimación litológica, etc.) cada una con sus parametrizaciones de velocidad o
velocidades hay una creciente tendencia a unificar la descripción de velocidades
sísmicas de manera que se tenga un solo modelo de velocidad 3D. Este único
49
modelo puede ser usado, con una ligera adecuación para las aplicaciones antes
mencionadas.
Los procesos como migración a profundidad y conversión a profundidad de los
datos sísmicos 3D requieren un eficiente modelo de velocidad adecuado en
términos geológicos y geofísicos.
En la conversión a profundidad de los mapas con base en tiempo, el uso de una
única función de velocidad regional esta siendo rápidamente reemplazada; en
lugar de ello se realizan conversiones a profundidad tanto de las superficies
interpretadas como de los datos sísmicos en si, utilizando un modelo de velocidad
3D.
Para que los modelos de velocidad 3D logren los niveles de exactitud requeridos
es necesario utilizar todas las fuentes posibles de información de velocidad, por
ejemplo los datos de pozo dan profundidades sobre los limites de las formaciones
clave ya sea de los datos de perforación o de la correlación de los registros de
pozo. La información geológica cuantifica y limita las velocidades para los
ambientes de velocidad con base litológica o que están basados en la profundidad
de o en la profundidad a la que se encuentra.
Componentes de un modelo de velocidad 3D.
Aquí se realiza una distinción entre un modelo de velocidad y un campo de
velocidad. Los modelos de velocidad 3D incorporan información litológica y
estructural. Son más que una mera colección de cifras de velocidad 3D
organizadas. Los modelos de velocidad son generalmente restringidos de tal
manera que los dominios de velocidad siguen capas geológicas definidas.
3.5.5 Proceso de construcción de un modelo de velocidad.
La construcción de modelos de velocidad es un concepto relativamente nuevo para
la interpretación y procesamiento integrados. Tradicionalmente, las velocidades
50
han sido descritas para tiempo de migración apilamiento y post-apilamiento de tal
manera que el modelo formal no era requerido. Para estos propósitos, era (y aun lo
es) necesario tan solo describir la velocidad como un parámetro de procesamiento
que varia en espacio y tiempo. En tal esquema, el ambiente geológico en el que
los datos sísmicos han sido recopilados, da poca guía de la selección cuantitativa
de los valores paramétricos de velocidad. Para propósitos de apilamiento, la
distribución del parámetro de velocidad puede ser visto como un campo de
números: el campo de velocidad.
Podemos decir que hay tres etapas en la vida de un modelo de velocidad. En la
primera, las velocidades son construidas como un conjunto de parámetros de
procesamiento. Aquí la aportación es típicamente exclusiva del procesador y las
velocidades son frecuentemente tratadas como parámetros de procesado, los
cuales resulta que tienen las dimensiones de velocidad. En esta etapa, las
velocidades son llevadas de toscas velocidades de apilamiento hasta migración en
tiempo post-apilamiento, a través del proceso DMO y análisis de velocidades de
apilamiento DMO.
La segunda etapa esta marcada por un esfuerzo conjunto entre el intérprete y el
procesador. El modelo de velocidad de migración a profundidad se construye en
una serie de pasos repetitivos, requiriendo actualización de velocidades basadas
en análisis de trazas de imágenes y actualizaciones estructurales en el dominio
profundo. Tanto el intérprete como el procesador juegan papeles esenciales en
esta etapa, y normalmente la construcción del modelo de velocidad progresa de
manera mucho más efectiva y precisa cuando la aportación interpretativa es parte
del proceso de actualización. La tercera etapa abarca el acondicionamiento del
modelo de velocidad de la imagen para prepararlo para conversión a profundidad.
El modelo final de velocidad de la imagen es tomado como punto de inicio para
construir el modelo de velocidad de conversión a profundidad. El proceso
comprende la calibración de las velocidades (no de los mapas) a datos de pozo. El
punto importante en esta etapa es que el desarrollo del modelo de velocidad de
conversión a profundidad es la última etapa en este proceso.
3.5.6 Aportación interpretativa requerida para construir un modelo de
velocidad.
51
Limites litológicos o superficies de igual velocidad, donde los limites entre
las capas incluyen idealmente contrastes de velocidades.
No siempre resulta necesario que los límites de las capas en el modelo de
velocidad coincidan con la estratificación sedimentaria. En los casos donde la
velocidad es controlada mas por la profundidad de sepultamiento, los limites de
velocidad en el modelo de velocidad estratificado, deberá seguir muy
cercanamente las líneas de contorno de igual velocidad. En un escenario de roca
dura, o cuando se tienen intrusiones monolíticas, las interfaces litológicas son
también límites principales de velocidad y deberán igualmente definir los límites de
los estratos en el modelo de velocidad.
La consolidación de paquetes estratigráficos y estructurales en unidades
más grandes representando una sola capa del modelo de velocidad.
Compilar estratos geológicos funciona mejor cuando el comportamiento de
velocidad de todas las capas es similar, o sea, cuando los contornos de iso-
velocidades son casi paralelos al limite inferior o superior de la capa del modelo de
velocidad ¿porqué? ya que el modelo de velocidad esta parametrizando todas
estas capas como una unidad, estas serán forzadas a tener la misma variación de
velocidad lateral. Si los estratos geológicos coinciden en un comportamiento de
velocidad semejante, entonces la aproximación hecha al agruparlos es buena y el
error será pequeño.
Las velocidades iniciales y las velocidades varían por paquete.
Conocer el intervalo local de velocidades para cada unidad geológica o capa, al
menos en un sentido general, resulta una valiosa aportación para la construcción
del modelo de velocidad inicial. Se pueden evitar iteraciones en la secuencia de
imagen profunda si un buen modelo inicial es utilizado. Algunas veces, todo lo que
requiere es tener una buena idea de rangos de velocidades. Esta información
viene ya sea del pozo o de conocer la litología o comportamiento del gradiente de
velocidad.
52
Información del echado local.
Frecuentemente cuando se construye un modelo de velocidad para permitir la
imagen de una zona pobre, no resulta algo trivial el identificar los eventos primarios
de reflexión. Aun así, su identificación es clave para refinar el modelo de velocidad,
el cual a su vez, permite obtener una imagen mas clara. Esta operación se
beneficia de un poco de previsión, o sea, de una anticipación de lo que se espera
ver.
TVD (profundidad vertical verdadera) a marcadores claves a partir de los
registros.
La operación de conversión a profundidad requiere un modelo de velocidad
ligeramente diferente al de la imagen a profundidad, aunque comparten muchas de
las características. Se vuelve necesario calibrar el modelo de velocidad para
conversión a profundidad para especificar las profundidades de marcadores
geológicos clave de los datos de los registros. Este paso, por supuesto, presupone
que los registros han sido interpretados y los límites clave entre las formaciones
han sido identificados y marcados a profundidad.
Identificación de marcadores clave en secciones sísmicas.
Unir los datos del pozo a los horizontes sísmicos es una labor estándar de
interpretación y una que es normalmente necesaria en el modelo de velocidad
también. Para calibrar los datos del pozo a la sísmica, identificar los límites clave
de las formaciones en los registros de pozo y ligar estos marcadores de
profundidad a horizontes sísmicos permite la calibración del modelo de velocidad
para conversión a profundidad.
Cualquier comportamiento anómalo.
La fuga de gas hacia sedimentos suprayacentes disfraza la verdadera estructura y
al imagen clara del presunto estrato. Conociendo que esta anomalía de velocidad
53
existe, así como su localización y comportamiento esperado, hace que la
construcción del modelo de velocidad proceda con mucha mayor velocidad que si
no se tuviera la información de un comportamiento anómalo. Otros casos de
comportamiento anómalo requieren de la misma atención.
Identificación del objetivo.
Este es un concepto relativamente simple, tan obvio que no requiere casi ninguna
discusión. En la construcción de un modelo de velocidad. El prestar atención a los
detalles normalmente produce un resultado mejorado. Sin embargo, el tiempo
generalmente es corto. Una concesión deseable es enfocarse a las zonas clave a
costas de algunas partes menos críticas del modelo. La identificación del objetivo
claramente hace que unas zonas del modelo de velocidad sean más importantes
que otras.
Génesis de la sal y evolución.
Para modelado de velocidad en presencia en cuerpos de sal, la identificación de
límites de sal es normalmente el problema clave interpretativo. La base de la sal
puede ser altamente interpretativa, debido a que frecuente mente no se puede ver,
aun después de la imagen pre-apilamiento. Conocer la génesis de la sal, como
durante cuantos episodios se formo, puede ayudar a determinar la forma que se
espera que tenga la base de la sal y ayuda enormemente en la interpretación de la
estructura. Una vez que se conoce, los reflectores sub-sal y sus estructuras son
claramente visibles, no importando la calidad de la imagen de la base en si.
Velocidades de pozo y velocidades sísmicas.
La conversión a profundidad necesita el componente vertical de velocidad. Las
mediciones de pozo siempre producen valores para el componente vertical de
velocidad. Las mediciones de pozo siempre producen valores para el componente
vertical de velocidad y como tales, son adecuados para conversión a profundidad,
pero no para imágenes.
54
Las medidas de velocidad de pozos son generalmente útiles para la construcción
de modelos de velocidad sísmica ya que brindan maneras de medir gradientes, y
porque la relación entre la velocidad vertical y la horizontal es frecuentemente
bastante predecible. Dicho de otra manera, aunque normalmente no se deberían
usar las velocidades de pozo, sin antes llevar acabo algún tipo de modificación, el
conocer que son dará pistas valiosas para el modelo inicial de velocidad.
Las velocidades de propagación difieren en la dirección vertical y horizontal. Las
ondas sísmicas viajando horizontalmente a través de una unidad geológica
viajaran normalmente a una velocidad mas alta que una onda similar viajando
verticalmente, esta propiedad es conocida, en general, como anisotropía, o en este
caso especifico, isotropía transversal, este tipo de anisotropía puede ser intrínseca,
donde las propiedades de las rocas en si gobiernan el comportamiento de la
velocidad. Más frecuentemente, el efecto es una consecuencia del comportamiento
de los medios estratificados. En un modelo de la tierra como un pastel de capas,
donde algunas de las capas tienen alta velocidad y otras baja velocidad, la
velocidad de propagación vertical será menor que la velocidad horizontal. Por esta
razón, las velocidades medidas en los pozos serán también bajas para la
migración.
Frecuentemente las velocidades de pozo son usadas en el modelo inicial. Las
velocidades sísmicas por si solas son entonces utilizadas para todas las
actualizaciones subsiguientes al modelo de migración de velocidad. Los datos de
pozo aparecen nuevamente cuando se calibra el modelo de velocidad para la
conversión a profundidad.
La isotropía transversal es frecuentemente la causa de la disparidad entre las
mejores velocidades de imágenes a profundidad y las mejores velocidades de
conversión a profundidad. En lugar de buscar entre todas las razones y causas
posibles para estas diferencias, una respuesta razonable es recalibrar el modelo
de velocidad sísmica para conversión a profundidad, después de que la imagen ha
sido completada.
Las características de la anisotropía transversal son las siguientes:
55
Usualmente VH > VV
El apilamiento y la imagen tienden a necesitar VH
La conversión a profundidad requiere VV
Es normalmente causada por una estructura estratificada.
Causa que la mejor velocidad de imagen frecuentemente no sea la mejor velocidad de conversión a profundidad.
IV. APLICACIÓN. 4.1 Localización. El área de estudio esta situada en la porción S-E de México, y se ubica en la
región marina de la Sonda de Campeche, al NE del yacimiento de Cantarell.
56
Fig.4.1 Localización del área de estudio.
4.2 Antecedentes geológicos. Desde la década de los 60´s, Gumersindo Cantarell, pescador campechano,
reportó a PEMEX, las emanaciones de hidrocarburos en la superficie del mar a
unos 70 kilómetros al noreste de Ciudad del Carmen, Campeche. A partir de 1971
se intensificaron los estudios de geofísica marina con apoyo de la información
geológica-geofísica terrestre, identificándose los sistemas estructurales mayores
en la región del Cañón de Campeche y entre 1974 y 1976, se perforó el pozo
Chac-1 y otros más en el campo Cantarell, definiéndose la columna estratigráfica y
los atributos paleo-sedimentarios de la provincia marina. Entre 1974 y 1983,
continuó el estudio sísmico hasta la isóbata de 500 metros; desde 1979 a la fecha,
se enmarcan las estructuras geológicas del subsuelo marino con métodos
sísmicos tridimensionales de alta resolución, y la estratigrafía y los paleo-
ambientes sedimentarios, se interpretan con sismoestratigrafía de secuencias y
con el estudio de las muestras colectadas de los pozos que se perforan, lo que
permite interpretar la evolución tectono-sedimentaria y eustática de esta provincia
geológica.
4.3 Marco Geológico Regional.
La Cuenca del Golfo de México ancestral, es el marco geológico regional del Golfo
de México, en el que se ubica el área de estudio, en su porción suroccidental y en
la llanura costera continental marginal del Sureste de México.con un diametro del
orden de 2200 Km. y es casi circular, con una superficie de unos 2.7 millones de
km2, de los cuales, 1.2 millones comprenden a la superficie continental expuesta y
1.5 millones, al actual Golfo de México, que es ovoide, y cuyo diámetro mayor es
del orden de 1800 Km., desde la costa de Veracruz hasta la occidental de la
Península de Florida, y con su diámetro menor de unos 1100 Km., desde la costa
57
noroccidental de la Península de Yucatán hasta la de Texas-Louisiana; la parte
más profunda del golfo es la Zona Sigsbee, cuya planicie abisal está a 3750 m
bajo el nivel del mar.
Esta cuenca marina corresponde a una cuenca de tipo circum-atlántica continental,
marginal y divergente, relacionada con la apertura del Océano Atlántico y
evolucionó durante el rompimiento de la Pangea a partir del Triásico Tardío-
Jurásico Temprano como consecuencia del rompimiento y deriva de las masas
corticales en forma distensiva y, por lo tanto, asociadas éstas, a fallamientos
transcurrentes regionales y seguido por la expansión y subsidencia del fondo
oceánico, durante el enfriamiento de sus márgenes pasivos, con el consecuente
fracturamiento y fallamiento normal y lístrico de los bordes continentales,
delineándose bloques sintéticos, antitéticos y rotacionales.
Los sistemas estructurales descritos son característicos en el subsuelo de la
planicie costera continental del margen de la Cuenca del Golfo de México y en el
de la plataforma y talud continentales del borde del Golfo de México; que en
conjunto, ambas provincias geológicas, limitan al prisma acrecional continental
circum-atlántico de la Cuenca del Golfo de México, como producto de su evolución
tectono-sedimentaria, con espesores estratigráficos máximos, que varían entre 12
a 14 Km., desde el Triásico Tardío al Reciente.
58
Figura.4.2a Durante el Jurásico Superior (140 m. a.) y el Cretácico Superior (70 m. a.) el
continente asimiló la placa oceánica de Farallón, generándose así el Arco Volcánico Marginal en el borde occidental de México y del noroeste de Sudamérica; la corteza oceánica del antiguo Océano Pacífico también estaba en colisión con el fondo oceánico del ancestral Océano Atlántico, y en su unión se formaron los arcos volcánicos insulares de la región
caribeña.
El Mesozoico esta en rocas del Jurásico y Cretácico; la primera conteniendo
arenas y bancos ooliticos e intercalaciones de sal, estas rocas se consideran
generadoras y que han aportado la mayor cantidad del petróleo que de aquí se
extrae, almacenadoras y sello; la segunda es fundamentalmente de composición
calcárea caracterizada principalmente por calizas con cambios de facies y brechas
calcáreas, estas se consideran como rocas almacenadoras por ubicarse en una
cuenca de alta migración con fallamientos predominantemente subverticales, se
propicia la migración vertical e imposibilita la migración lateral a grandes
distancias, a través de fallas inversas. La dirección de la deformación parece ser
SSW-NNE. Conjuntamente con la deformación compresiva (transversal al sentido
de desplazamiento de las fallas normales de la fase anterior) ocurrieron procesos
de diapirismo y evacuación de las unidades evaporíticas. En gran parte del área,
las fallas normales de la fase anterior se ven re-deformados y son “ocultadas” por
la compresión.
59
Figura.4.2b. Durante el Cretácico Superior (70 m. a.) y el Paleoceno (58 m. a.) la placa
continental estaba próxima a asimilar una cordillera oceánica, y el arco volcánico marginal migraba hacia el interior del continente en México. En la porción sur del país se iniciaba un
rompimiento y su desplazamiento hacia el noreste.
Del área de estudio comprendida dentro de esta cuenca, los sedimentos terciarios
se caracterizan en el Neógeno (Mioceno, Plioceno y Pleistoceno), por la presencia
de sedimentos siliciclásticos: arenas, areniscas y arcillas con intercalaciones de
sal, en general estos se comportan como rocas almacenadoras y ocasionalmente
como sello. El Paleógeno se caracteriza por rocas calcáreo-arcillosas de aspecto
cretoso destacando la presencia de calcarenitas con intercalaciones de sal y
también se ubica como roca almacenadora.
Fase Extensional_Plio-Pleistoceno. Potentes depósitos de sedimentos acumulados
sintectónicamente a partir de la actividad de importantes fallas normales. En
algunas de estas fallas el desplazamiento se transfiere en profundidad a través de
una serie de rampas y despegues menores hasta alcanzar un despegue en las
unidades evaporíticas autóctonas del Jurásico. En otros casos las depresiones
estructurales son producto de Tectónica de Raft caracterizada por la segmentación
y desplazamiento del sustrato mesozoico-paleógeno. Como resultado de esto
último, se formaron las Cuencas de Macuspana y Comalcalco, en las cuales las
unidades estratigráficas más antiguas están ausentes y, debido a ello, el relleno
sedimentario sintectónico descansa directamente sobre soldaduras producidas por
60
la evacuación de la sal autóctona. Al igual que en el Jurásico, el fallamiento se
efectúa por tectónica gravitacional con desplazamiento hacia el centro de la
cuenca. La extensión acumulada en las Cuencas antes mencionadas, se distribuye
hacia la porción central de la cuenca con la formación de estructuras
contraccionales y la evacuación de cuerpos laminares de sal alóctona.
Figura.4.2c. Desde el Eoceno Superior (42 m. a.) hasta el Mioceno Inferior (18 m. a.), el arco magmático marginal continental de México iniciaba su retroceso hacia el Pacífico. La porción sur del continente se siguió desplazando hacia el noreste y la Península de Yucatán giraba en
el sentido del movimiento de las manecillas del reloj.
61
Figura.4.2d La antigua dorsal o cordillera oceánica inferida aparentemente fue asimilada por el continente durante el Oligoceno Medio (30 m. a.), y quedan como testigos las fracturas que inciden en el borde continental del Pacífico. El arco volcánico siguió en retroceso desde el
interior del continente hacia el occidente, y la Dorsal o Cordillera del Pacífico oriental estaba próxima al continente.
Figura.4.2e Durante el Mioceno Medio (13 m. a.) al Plioceno temprano (4.5 m. a.) el borde noroccidental de México traslapó a la Dorsal o Cordillera del Pacífico oriental, asimilando a la vez a la trinchera oceánica en esa porción. Hacia el sur, la trinchera siguió activa, lo que se
manifestó por el Arco Volcánico Marginal.
62
4.3.1 Estratigrafía.
Cretácico Superior
El Cretácico Superior en la Sonda de Campeche, informalmente denominada
Formación Chac de edad Conaciano-Paleoceno, está compuesta, en su base por
calizas bentoníticas, con intercalaciones de lutítas y hacia la cima por brechas
calcáreas de la Formación Cantarell, se ha documentado que las brechas
encontradas en el límite Cretácico-Terciario corresponden en su mayoría a
materiales provenientes de una zona de plataforma interna, en menor grado
aquellos provenientes de la margen de plataforma y ocasionalmente de cuenca;
estas brechas se formaron, principalmente, por efectos del impacto del meteorito
en la región de Chicxulub.
Paleoceno
Sobreyaciendo a rocas del Cretácico se encuentra una caliza lutítica y limolítica
que contiene Globorotalia trinidadensis y Globorotalia pseudobulloides del
Paleoceno Inferior; El Paleoceno Superior esta representado por lutita gris verdosa
con Morozovella velazcoensis, Morozovella aragonensis y Morozovella formosa
formosa.
Eoceno-Mioceno Inferior
En la Sonda de Campeche, el Eoceno Inferior, se caracteriza por rocas clásticas
terrígenas de grano fino y rocas calcáreo-arcillosas de aspecto cretoso y
bentonítico de ambientes batiales.
En el Eoceno Medio, se presenta una unidad calcarenítica que litológicamente se
describe como una caliza con textura “grainstone”. El “grainstone” consiste de
intraclastos y granos esqueletoides uniformes entre medios y gruesos. Los
componentes esqueletoides se componen de foraminíferos, placas de
equinodermos, algas rojas y verdes, briozoarios, fragmentos de pelecípodos y
gasterópodos. La granulometría se cataloga entre muy buena a buena y la mayoría
de los granos parecen estar erosionados. El diámetro de los granos varía entre
1cm hasta 7 cm. La presencia de abundantes miliólidos con cantidades
63
complementarias de numulítidos y rotalidos, confirman la depositación original en
una plataforma.
Los sedimentos del Eoceno Superior y Oligoceno son lutitas y lutitas con
intercalaciones de mudstone arcilloso respectivamente de ambientes de aguas
profundas. Los espesores del Oligoceno son muy irregulares debido a que a nivel
regional se presentan empujes verticales por flujos de sal y/o arcilla que
eventualmente afectaron a sedimentos del Mioceno inferior. Dichos empujes
provocaron emersiones o zonas topográficamente mas elevadas en donde la
acumulación de sedimentos fue menor o bien fueron erosionados.
Mioceno Medio
Al inicio del Mioceno Medio los principales eventos tectónicos regionales fueron:
(1) el movimiento lateral izquierdo del sistema de fallas Motagua-Polochic, (2) un
episodio de metamorfismo dinámico a lo largo de la falla Tonalá-Motozintla
localizada en el extremo SE del Macizo de Chiapas y (3) el movimiento lateral
izquierdo a lo largo de las fallas de deslizamiento a rumbo de la Sierra de Chiapas,
la suma de estos esfuerzos, asociados al movimiento del bloque de Chortis
pudieron generar compresión oblicua, estructuras compresivas y transcurrentes.
Estos eventos en combinación con la subducción de la Placa de Cocos debajo de
la Placa Norteamericana, generaron un esfuerzo compresivo máximo horizontal
orientado hacia el NE, en el sureste de México. Estos esfuerzos pudieron haber
generado superficies de despegue en la secuencia salina; además marcaron las
direcciones de los principales fallamientos y ubicación de las estructuras en la
Sonda de Campeche,
Mioceno Medio – Pleistoceno
Los eventos tectónicos tales como la actividad epirogénetica expandida, el
movimiento de falla regional y de deslizamiento a rumbo, la actividad volcánica
(Sierra Madre del Sur), subsidencia activa de las cuencas terciarias de la costa del
Golfo con depositación contemporánea de potentes paquetes de sedimentos
clásticos del Mioceno, y movimiento halocinético activo que generaron diapiros de
64
sal. Los esfuerzos de tensión generados dentro de esta región, contribuyeron a la
formación de numerosas fallas lístricas normales con una combinación de
fallamiento sintético y antitético así como diapirismo lutítico, los cuales
prevalecieron como estilos dominantes de deformación en la región noreste de la
Sonda de Campeche.
En la figura siguiente se muestra las características litológicas antes mencionadas
englobadas en una columna estratigráfica.
65
Columna estratigráfica.
Fig.4.3 Columna estratigráfica presente en el área.
4.4 Metodologia general.
Para una conversión tiempo-profundidad en 2D es necesario contar con los
siguientes datos:
Sección sísmica.
Interpretar los horizontes.
Interpretar las fallas principales.
Recopilar datos de los registros de pozos (velocidades de intervalo).
RECIENT
E
CRETACICO
TERCIARIO
Pleistoceno
Plioceno
Mioceno Superior
Mioceno Medio
Mioceno Inferior
Oligoceno Superior
Oligoceno Medio
Oligoceno Inferior
Eoceno Superior
Eoceno Medio
Eoceno Inferior
Paleoceno Superior
Paleoceno Inferior
Superior
_ _
_ _ _
_ _
_
Mudstone
Dolomía
Lutita
Mudstone arcilloso
Arena
Mudstone dolomitizado
Packstone de oolitas
Arenisca
Mudstone cretoso
Packstone de pellets
Grainstone
Brecha
Marga
T T T T T T T T T T T T T T T T T T T T T T T T T T
66
Para llevar acabo una conversión tiempo-profundidad en 3D es necesario realizar
las siguientes actividades:
La interpretación de horizontes sísmicos.
La interpretación de los sistemas de fallas principales.
La interpretación de las fallas como horizontes.
Construcción de un modelo de fallas.
Construcción de un modelo de capas en tiempo.
Generar un modelo de velocidad.
Tener información de las velocidades sísmicas.
La conversión tiempo-profundidad.
4.5 Conversión tiempo-profundidad 2D
En la figura siguiente se muestra una sección sísmica en tiempo, en la cual se
realizó la interpretación del conjunto de fallas principales, el cual consta de fallas
normales, es importante mencionar que al realizar la interpretación de la falla
principal como horizonte, esta queda limitando el cuerpo de arcilla.
67
Figura 4.4 Sección sísmica en tiempo que muestra la interpretación de fallas principales.
Una vez interpretadas las fallas se realizo la interpretación de los horizontes los
cuales son llamados ter10, ter20, ter30, ter40.
En las imágenes se realizó, una sobre interpretación ya que para el caso de la
conversión en 2D se realizó en una sección impresa como se mostrara al final de
la conversión tiempo profundidad 2D.
Xoloc-1 Xoloc-2
68
Figura 4.4a Sección sísmica en tiempo que muestra la interpretación de los horizontes ter10,
ter20, ter30, ter40 y fallas principales en color rojo y la interpretación del cretácico mostrada en color verde.
El primer paso fue tomar los tiempos a los que el pozo cortó los horizontes y que
fueron tomados en milisegundos; directamente de la sección sísmica. Para este
caso solo se tomaron los pozos Xoloc-1 y Xoloc-2. Después se tomaron las
velocidades de intervalo del pozo.
TIEMPO t(ms)
VELOCIDAD DE INTERVALO (Vi)
ΔZ PROFUNDIDAD (Z)
0 2000
700 700 700 2250
1500 900 1600 2364
TER10
TER10
TER20
TER30
TER40
KS
Xoloc-1 Xoloc-2
69
2050 650 2250 3048
3100 1600 3850 2600
3600 650 4500 3500
3800 350 4850 Tabla1.- Contiene datos (t, Vi, Δz, Z) tomados de la sección y el pozo Xoloc-1.
TIEMPO t(ms)
VELOCIDAD DE INTERVALO (Vi)
ΔZ PROFUNDIDAD (Z)
0 1833
600 550 550 2250
1000 450 1000 2700
2000 1350 2350 4200
2500 1050 3400 2500
3300 1000 4400 2500
3500 250 4650 Tabla 2.- Contiene datos (t, Vi, Δz, Z) tomados de la sección y el pozo Xoloc-2.
70
Fig.4.4b Sección sísmica en tiempo que muestra los pozos Xoloc-1, Xoloc-2 y Balam-201.
En la figura 4.4b se muestra dos oportunidades llamadas opt-1 y opt-2, una vez
que se conoce en donde están siendo productores los pozos Xoloc-1 y Xoloc-2 se
observa que estos pozos están ubicados en el alto del horizonte interpretado en
tiempo que se tiene en color verde y el horizonte en profundidad nos indica todo lo
contrario, como el que los pozos no están ubicados exactamente sobre el alto de la
estructural ó alto del horizonte en profundidad.
Aquí se consideraron el cuerpo de arcilla asociado a los límites de las fallas con
dos posibles velocidades de intervalo 2250m/s y 2400m/s, observando que en
profundidad el horizonte es más alto en los cuerpos de arcilla.
4.6 Conversión tiempo-profundidad “modelo tridimensional”.
71
Para este caso se mostraran dos secciones una con orientación S-N sección “A” y
la otra con una orientación NW-SE, sección “B”.
Fig. 4.5 Mapa que muestra dos líneas arbitrarias.
Para la realizar la conversión es necesario considerar la metodología que se utilizó
en la conversión 2D. Así que se inicia con una interpretación de los horizontes.
Como se muestra en la siguiente figura.
Sección A
Sección B
N
72
Fig.4.6 Sección sísmica en tiempo que muestra la interpretación de horizontes y fallas.
En esta interpretación se pueden observar algunos horizontes que no fueron
interpretados en todos los paquetes, primero se inicio con la interpretación de las
fallas, que son de tipo normal e inversas.
Es indispensable interpretar o conocer cual es la falla que será la principal que en
este caso es la de color azul marino y que ya interpretada como horizonte es de
color naranja ya que esto ayudara para la realización del modelo de capas así
como también para la delimitación del cuerpo de arcilla.
73
Cuando se realizó la interpretación de las fallas como horizontes es necesario
interceptarlas para que se pueda generar un buen modelo de fallas como se
muestra en la siguiente figura.
Fig.4.7 Modelo de capas en tiempo.
En la figura anterior se observa el modelo de capas en tiempo donde solo están
representados el fondo marino y las fallas principales.
74
Fig. 4.8 Modelo de capas en tiempo.
En esta figura ya se puede observar el modelo completo de capas en tiempo que
consideraremos para la realización de la conversión tiempo-profundidad. Pero
ahora es necesario contar con un modelo de velocidades para el cual se tomara el
mismo modelo de capas pero al realizar el modelo de velocidades es necesario
tomar las velocidades de intervalo de los pozos cercanos.
75
Fig. 4.9 Modelo de velocidad.
En esta figura se muestran las capas y las diferentes velocidades encontradas en
ellas. Es importante considerar la que tiene una velocidad de 2300 ya que es
considerada el cuerpo de arcilla.
76
Fig.4.10 Modelo en profundidad.
La fig 4.10 Es de las últimas figuras en la cual se puede observar el modelo de
capas ya convertido en profundidad.
77
Fig.4.11 Sección sísmica “B” en tiempo.
Alto en tiempo
Alto en profundidad
78
Fig.4.12 Sección sísmica “A” en tiempo.
En las secciones sísmicas mostradas en tiempo, se observan delimitados los
cuerpos de arcilla por las fallas, que están interpretadas con color azul, en color
amarillo se muestra la interpretación del horizonte Ks en tiempo, y también en color
rojo el horizonte Ks en profundidad.
En esta sección también se puede observar que, en los cuerpos de arcilla el
horizonte interpretado en tiempo nos muestra algunos bajos.
En contraste, el horizonte en profundidad muestra que, en donde se encuentran
ubicados los cuerpos de arcilla están presentes algunos altos.
Alto en profundidad
Bajo en tiempo
79
Fig.4.13 sección sísmica “B” en profundidad.
Alto en profundidad
Bajo en tiempo
80
Fig.4.14 Sección sísmica “A” en profundidad.
La sección “B”, está convertida en profundidad, en donde también se observan
delimitados los cuerpos de arcilla en color azul. Se vuelve a mostrar el horizonte
Ks en tiempo en color amarillo, y con color rojo el mismo horizonte pero convertido
a profundidad.
En estas secciones en profundidad es aun más claro que lo que observa en la
sección en tiempo porque en esta se tiene también los cuerpos de arcilla
delimitados por las fallas y si se observa con detalle, se puede observar que el
horizonte interpretado muestra puntos altos donde se tienen los cuerpos de arcilla
y el horizonte interpretado en tiempo muestra bajos en esos puntos.
Bajo en tiempo
Alto en profundidad
Cuerpo de arcilla
81
En la sección “A”, están delimitados los cuerpos de arcilla con color azul y de color
gris se observa el horizonte Ks interpretado en tiempo y en color amarillo el mismo
horizonte en profundidad.
Las siguientes figuras muestran una interpretación del horizonte Ks en tiempo y en
profundidad. En las cuales se observan detalles muy importantes.
Fig.4.15 Horizonte Ks en tiempo.
N
82
Fig.4.16 Horizonte Ks en profundidad.
En la figura 4.15. Observamos una configuración del horizonte Ks en tiempo en la
cual podemos observar de acuerdo con nuestra escala la parte de los valores
bajos y altos así como también la zona en donde se encuentra ubicados los pozos
productores y hacia donde y en que otros lugares se podrían desarrollar nuevos
prospectos en sonda de Campeche.
En la figura 4.16. Muestra el mismo horizonte pero ahora mostrado en profundidad
el cual también muestra los valores altos y bajos pero en esta figura los valores
altos que se encontraban en la anterior, no se muestran ubicados en la misma
zona sino que se encuentran desplazados y además que se puede observar
nuevos valores altos, que en la figura anterior no se observaban.
N
83
Las dos figuras anteriores muestran estructuras similares, pero no en la posición
que deberían tener que es uno de los objetivos que se propuso para determinar.
V. RESULTADO.
En la conversión tiempo profundidad se obtuvieron dos muevas oportunidades
posibles para analizar después de haber realizado dicha conversión, y esto fue
un parámetro para seguir con la conversión 3D, que al realizarla se obtuvieron
dos imágenes en las cuales se muestra el horizonte Ks y que in dica un cierto
desplazamiento del campo.
5.1 Conclusiones.
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En el presente trabajo se plantearon dos situaciones principales las cuales fueron:
¿Cómo se puede saber si la ubicación de los pozos es la adecuada para la
explotación del campo? Y ¿Cuál es el factor que ayudara a conocer esto?.
Para el primer planteamiento se puede decir que para solucionar esto es necesario
realizar conversiones de tiempo-profundidad debido a que muchas veces solo se
toma en cuenta las configuraciones en tiempo las cuales no siempre son muy
acertadas como en este trabajo se manipularon datos de campos productores,
pero como se ha podido observar, no están ubicados en las zonas adecuadas
debido a que no se realizo una conversión de los datos.
Uno de los factores que son importantes a considerar son los cuerpos arcillosos ya
que al realizar la interpretación en tiempo y al compararlo con la conversión se
tiene la estructura desplazada.
5.2 Recomendaciones.
Es importante considerar la conversión para el desarrollo de nuevos campo debido
a que se están planteando nuevos prospectos pero aun no se realizan
conversiones tiempo-profundidad y es una situación de riesgo por que tal vez no
se dirijan a perforar sobre las estructuras no adecuadas y cometan errores muy
costosos.
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ANEXO. GLOSARIO. Onda P. las ondas P o primarias (también llamadas de compresión por producir
cambios de volumen en los materiales), se denominan así porque son las primeras
en llegar. Son ondas longitudinales, es decir, oscilaciones o vibraciones de las
partículas de los materiales, que se desplazan en la misma dirección de
propagación que las ondas que las originaron, estas ondas son las que se mueven
a mayor velocidad, y tienen la capacidad de hacerlo en cualquier medio, sea agua,
hielo, roca, etc.
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Onda S. las ondas S o secundarias (también llamadas de cizalla o distorsión), se
llaman así porque son las segundas en llegar. Son ondas transversales, es decir,
las vibraciones de las partículas de los materiales se producen en dirección
perpendicular a la propagación del movimiento original, estas ondas pueden
vibrara en planos horizontales o verticales, se desplazan mas lentamente que las
ondas P, y no tienen la capacidad de hacerlo a través de los fluidos ni de alterar
los volúmenes de los materiales.
Ondas L. las ondas love y rayleigh no son mas que ondas estacionarias, fruto de
la interferencia de las ondas P y S cuando alcanzan la superficie de la corteza
terrestre, es decir, la fusión de las ondas P y S al encontrarse ambas en la
superficie crean una tercera onda resultante llamada L, que se les conoce como
ondas L: onda love, (o de torsión) y ondas rayleigh; las primeras se mueven
perpendicularmente a la dirección de propagación, mientras que las segundas lo
hacen de forma elíptica con respecto a la citada dirección. Las ondas L son las
mas lentas de todas, pero por lo contrario tienen una gran amplitud y longitud y por
eso suelen ser las que provocan los mayores desastres.
Ecuaciones para las velocidades Vp y Vs. Las velocidades de propagación de
las ondas de cuerpo están reguladas por los módulos elásticos K y G que
representan las medidas cuantitativa de la capa de los materiales geológicos para
resistir el cambio de volumen y forma cuando se someten a cambios de esfuerzo.
Las velocidades de las ondas son:
Gk
Vp 3
4
y
GVs
La diferencia entre las ecuaciones anteriores ayuda en la exploración geofísica; Vp
solo depende de la K y de G, mientras que la onda Vs únicamente de G, pero
ambas están intrínsicamente relacionadas con la densidad ().
Las ondas S son insencibles al tipo de fluido de poro, excepto en la medida e que
esta afecta la densidad; como no se puede propagar en el fluido, la primera
ecuación toma la forma:
88
KVp
La velocidad de la onda P es mayor que la de la onda S y la relacion para el
material de la tierra es aproximadamente.
VsVp 3
El principio de fermat. Establece que la propagación de las ondas puede ser
reducida al estudio de los rayos sísmicos a lo largo de los cuales el tiempo del
viaje sea el mínimo. Las trayectorias pueden ser curvas, si representan la dirección
de viaje de la onda, los rayos sísmicos intersectan al frente de onda en un ángulo
correcto, esto quiere decir que son normales a la tangente del frente de onda, por
lo tanto, solo existirá una trayectoria para la cual el tiempo de viaje será el menor.
A este principio se le conoce como el principio de tiempo mínimo.
Ley de la propagación de las ondas. Cuando un rayo se encuentra en un medio
no homogéneo en su recorrido, por ejemplo un contacto litológico con otra roca, el
rayo incidente se transforma en una serie de rayos nuevos. Una onda reflejada
tendrá el mismo ángulo medido desde la normal de la interfase al de la onda
reflejada. Ley de reflexión. “el ángulo de incidencia será igual al ángulo de
reflexión”.
Anisotropía. Una propiedad de los materiales de la tierra que se dice que existe
cuando las velocidades de propagación difieren en el mismo medio (capa de la
tierra) dependiendo de su dirección de trayectoria. Mas generalmente, se refiere a
la variación de cualquier propiedad física dependiendo de la dirección en la cual es
medida.
Velocidad promedio. La profundidad dividida entre el tiempo vertical. Esta
velocidad es comúnmente utilizada para conversión tiempo-profundidad de mapas
de estructura. No es medible directamente de los datos sísmicos, pero es la
velocidad, que una prospección de tiro de comprobación de incidencia vertical
tiende a medir.
89
Tiro de comprobación. Similar a VSP, en el cual las señales de las fuentes en la
superficie cercana a la cabeza de un pozo son grabadas en el pozo, el propósito
es derivar una relación precisa tiempo/profundidad en la locación de perforación.
Las diferencias de orden practico entre un tiro de comprobación y un VSP, son
que solo se hacen las mediciones del primer arribo (no se graban formas de onda,
como sucede en un VSP y las medidas son echas a profundidades ampliamente
espaciadas (los VSP’s son grabados a profundidades cercanamente espaciadas).
Migración. El proceso de reposicionamiento (migración) de las reflexiones es de
un punto directamente debajo de CMP a localización en el subsuelo en donde la
reflexión realmente ocurrió.
Migración a profundidad. El proceso de reposicionar (migrar) las reflexiones de
un punto directamente bajo el CMP a la localización en el subsuelo en la cual la
reflexión ocurrió. La migración a profundidad, ya sea efectuada en datos pre-
apilados (PSDM) o post-apilados (PoSDM), utiliza un modelo mas completo de
propagación sónica en la tierra que la migración en tiempo. Los algoritmos de
migración en profundidad usualmente duran mas tiempo, que las migraciones en
tiempo y tienen el requisito adicional de un modelo de velocidad detallado, la
creación del modelo de velocidad adicional puede llevar tiempo y ser costoso. La
información que surja de los datos sísmicos de la migración a profundidad
frecuentemente se da en el dominio de profundidad, aunque puede también ser del
dominio del tiempo.
Formula Dix. La formula usada para calcular la velocidad de intervalo de una capa
de valores conocidos de velocidad RMS en la parte superior e inferior de esa capa.
Hablando en sentido estricto, esta formula solo es adecuada para reflectores
paralelos yaciendo planos.
DMO. Siglas para sobre tiempo del echado, el cual es una imagen pre-apilamiento
parcial. Este proceso corrige parcialmente el traslape de la imagen causada por
variaciones laterales de velocidad.
Modelo de velocidad de capa individual de faust. Un modelo de velocidad que
contiene una sola capa cuya velocidad varia con la profundidad de acuerdo a una
90
relación atribuida a faust. Especialmente, la velocidad se incrementa con la
profundidad proporcional a la compactación y a la edad, elevada a una potencia
(frecuentemente 1/6).
Modelo de horizonte. La manera abreviada de nombrar un modelo de velocidad
basado en un horizonte. Este es un modelo donde un conjunto de horizontes
interpretados son parte integral del modelo de velocidad. Los horizontes marcan
contrastes de velocidad importantes y delimitan las capas dentro de las cuales las
velocidades varían solamente de manera lenta.
Velocidad de intervalo. La velocidad a la cual el sonido se propaga en un tiempo
específico o un intervalo geológico. Normalmente es calculada usando la ecuación
de Dix.
Falla listrica. Frecuentemente llamada falla de crecimiento, es una falla normal
cuyo plano de falla se torna cada vez más horizontal con la velocidad. Durante
aquellos tiempos geológicos en los cuales la falla ha estado activa, se verán
espesores de capa más gruesos cerca del plano de falla en su bloque de techo.
NMO. Siglas sobre tiempo normal, que es la tendencia para que los tempos de
arribo se incrementen con un desplazamiento fuente-receptor creciente,
describiendo una curva casi hiperbólica. La corrección NMO remueve este efecto
antes de que las trazas de un punto medio común sean apiladas.
Velocidad RMS. Es el promedio de la raíz cuadrada media de las velocidades de
intervalo hasta un evento dado.
Campo de velocidad. Un campo de números bidimensional o tridimensional
describiendo la velocidad de propagación puede ser dado en el dominio del tiempo
o profundidad y es usado para describir la variación espacial de la velocidad para
programas como la migración en tiempo. El campo de velocidad, en este contexto,
es diferente que el modelo de velocidad.
Modelo de velocidad. Normalmente se entiende como una versión más
sistemática y detallada de un campo de velocidad. Describe la variación espacial
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de la velocidad de repropagación, se distingue del campo de velocidad, porque
comúnmente incluye superficies geológicas para definir capas dentro de las cuales
la velocidad varia lentamente, y a través de los cuales los contrastes de velocidad
tienden a ser altos, como el limite sal sedimento.
TVD. Siglas de profundidad vertical verdadera, aplicada a las medidas de pozo.
Cuando se hacen estas mediciones la profundidad del pozo es medida a lo largo
de la trayectoria del pozo, en el caso de un pozo desviado, esta profundidad
medida (MD) deberá ser convertida a la profundidad vertical verdadera equivalente
(TVD).
