Polaridad

Digital Imaging and Deconvolution: The ABCs of Seismic Exploration and Processing

Series	Geophysical References Series
Title	Digital Imaging and Deconvolution: The ABCs of Seismic Exploration and Processing
Author	Enders A. Robinson and Sven Treitel
Chapter	8
DOI	http://dx.doi.org/10.1190/1.9781560801610
ISBN	9781560801481
Store	SEG Online Store

Un sólido está formado por muchas partículas pequeñas. Las ondas elásticas transfieren energía de un punto a otro mediante los movimientos de esas partículas pequeñas. Las partículas en sí no son transportadas; solo vibran con pequeños desplazamientos sobre sus respectivas posiciones de equilibrio (o reposo). Sus movimientos vibratorios pueden propagar energía en forma de onda. Una onda es un fenómeno de transporte de energía que transporta energía a través de un medio sin transportar materia. Cualquier partícula pequeña en particular simplemente vibra sobre su propia posición de reposo mientras la onda pasa, y regresa a su posición de reposo y permanece allí después de que la onda haya pasado. La energía inicial que creó la onda se propaga con la onda. Una onda electromagnética es la forma que tiene la naturaleza de transportar energía de un lugar a otro a la velocidad de la luz.

Una roca homogénea e isótropa tiene dos parámetros físicos críticos: su densidad ρ {\displaystyle \rho } y su velocidad de onda v. El producto de estos dos parámetros da la impedancia acústica o impedancia característica Z; es decir, la impedancia acústica es Z = ρ v {\displaystyle Z=\rho v}. A continuación, aprenderemos cómo el coeficiente de reflexión y el coeficiente de transmisión en una interfaz dependen de las respectivas impedancias en cada lado de la interfaz.

La mayoría de las interpretaciones sísmicas se realizan en términos de modelos que involucran la propagación de ondas P (también llamadas ondas compresivas) a través de una secuencia de formaciones rocosas. En muchos casos, pero de ninguna manera en todos, es apropiado como primera aproximación suponer que cada formación es homogénea e isótropa.

Una onda sísmica representa un intercambio entre energía cinética y potencial. La energía cinética proviene del movimiento físico de las partículas, y la energía potencial proviene de sus posiciones relativas con respecto a las fuerzas elásticas (o restauradoras) entre partículas. La posición de reposo de cada partícula puede tomarse como el origen de un sistema de coordenadas 3D. La partícula vibra alrededor de esta posición de reposo. En cualquier instante, podemos medir en principio la velocidad de la partícula y, si lo deseamos, su aceleración. También podemos medir el grado de compresión de las partículas en forma de presión o estrés.

En el caso de un sólido isótropo homogéneo, la teoría física nos dice que necesitamos sólo dos cantidades para una especificación completa del movimiento de onda resultante del movimiento de partículas. En el trabajo sísmico, es conveniente tomar la velocidad de la partícula y la presión como estas dos cantidades. La velocidad de la partícula es un vector en un sistema de coordenadas 3D, mientras que la presión es un escalar. Para simplificar, nos limitaremos a las ondas P que viajan en dirección vertical, por lo que la velocidad de la partícula también se convierte en un escalar.

Una traza sísmica es un gráfico de amplitud en función del tiempo. Cada traza es igual a la suma del movimiento de onda descendente más el movimiento de onda entrante en el sensor. En el trabajo marino, el hidrófono mide la presión, por lo que la amplitud de una traza sísmica marina indica la presión. En el trabajo terrestre, el geófono mide la velocidad de la partícula, por lo que la amplitud de una traza sísmica terrestre representa la velocidad de la partícula. En un medio isótropo homogéneo dado, sea V (que simplemente llamamos perturbación de velocidad de la partícula) la solución de la ecuación de onda para la velocidad de la partícula. Sea p (que simplemente llamamos perturbación de presión) la solución de la ecuación de onda para la presión. Sea D el componente descendente de la perturbación de la velocidad de la partícula, y sea U el componente ascendente de la perturbación de la velocidad de la partícula. De manera similar, sea d el componente descendente de la perturbación de la presión, y sea u el componente ascendente de la perturbación de la presión. Por lo tanto, tenemos las dos ecuaciones V = D + U y p = d + u para la velocidad de la partícula y para la presión, respectivamente.

Se utilizan varias convenciones para las ondas de presión y las ondas de velocidad de la partícula. Utilicemos la convención de Berkhout (Berkhout, 1987[1]). La primera ecuación de Berkhout, d = ZD, dice que la onda de presión descendente tiene la misma polaridad que la onda de velocidad de partículas descendente, y dice que las dos están relacionadas por un factor de escala dado por la impedancia acústica Z. Su segunda ecuación, u = –ZU, dice que la onda de presión ascendente tiene la polaridad opuesta a la de la onda de velocidad de partículas ascendente, y dice que ambas también están relacionadas por el mismo factor de escala.

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Ondículas	Procesamiento de la ondícula
Tabla de contenido

También en este capítulo

• Introducción
• Coeficientes de reflexión y transmisión
• La reflexión fantasma
• Modelo de torta
• Sismogramas sintéticos sin multiples
• Reverberaciones de agua
• Sismogramas sintéticos con multiples
• Ejemplos
• Coeficientes de reflexión pequeños y blancos
• Apéndice H: Ejercicios

Vínculos externos

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