Sis Rifles

5/6/2018 Sis Rifles - slidepdf.com

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1

Sismica a riflessioneIntroduzioneNel metodo sismico a riflessione i tempi sono misurati dagli arrivi riflessi da interfacce tra mezzi di

differente impedenza acustica. Indagini a riflessione sono in generale eseguite in aree aventi

sequenze sedimentarie superficiali e inclinate. In tali situazioni, la velocità varia molto più come

una funzione della profondità, dovuta alle differenti proprietà fisiche dei singoli strati, che

orizzontalmente, dovuta a variazioni laterali di facies entro il singolo strato. Per lo scopo di questo

corso considerazioni su variazioni laterali possono essere trascurate.

La fig.1 mostra un terreno stratificato orizzontalmente con percorsi verticali riflessi dai limiti di

strato. Questo modello ipotizza che il sottosuolo sia formato da una serie di strati ognuno

caratterizzato da una velocità intervallare vi , che può essere considerata costante entro uno strato

geologicamente omogeneo o una velocità media fino ad una determinata profondità contenente una

serie di unità geologiche. Se zi è lo spessore di uno di tali intervalli e τi è il tempo di andata del

raggio sismico attraverso esso la velocità intervallare vi è data da:

La velocità intervallare può essere mediata su parecchi strati per ottenere una velocità media Vm .

Quindi la velocità media degli n strati di fig. 1 sarà data da:

o se Zn è lo spessore totale degli n strati e Tn è è il tempo

totale di sola andata attraverso gli n strati

Fig. 1

Geometria dei raggi riflessi

Singolo riflettore orizzontale

La geometria di base di un raggio sismico riflesso è mostrata in fig. 2a per il semplice caso di un

singolo riflettore orizzontale che si trova ad una profondità z

sotto uno strato superficiale omogeneocaratterizzato da una velocità V. L'equazione per il tempo di arrivo t del raggio riflesso da un punto

di scoppio ad un geofono che si trova ad una distanza orizzontale (offset) x è dato dal rapporto della

lunghezza del percorso sul valore della velocità:

i

ii zv

τ =

∑

∑

∑

∑

=

=

=

=

τ

τ

=τ

= n

1i

i

n

1i

ii

n

1i

i

n

1i

i

m

vz

V

n

nm

T

ZV =



2

( )V

z xt

21

224+=

In una indagine sismica a riflessione, i tempi riflessi t sono misurati a offset x e è richiesto di

determinare z e V. Se i tempi di riflessione sono misurati a differenti offset l'equazione 1) può

essere risolta. L'equazione 1) può essere messa sotto la normale forma iperbolica:

Quindi il diagramma spazio tempo dell'onda riflessa è una iperbole il cui asse di simmetria è l'asse

dei tempi fig. 2b. Sostituendo x=0 nell'equazione 1) il tempo t0 di un raggio riflesso verticalmente è

dato da t0=2z/V che rappresenta il tempo intercetto sull'asse dei tempi del diagramma distanza-tempo (vedi fig.2b).

Fig.2

1)

1z4

x

z4

tV2

2

2

22

=−2)



3

L'equazione 1) può essere scritta:

quindi

dalla 3)

L'espansione binomiale della 5) da:

Per piccoli rapporti offset - profondità (cioè x/Vt0 <<1), che è il caso usuale nelle indagini sismiche,

questa equazione può essere troncata dopo il primo termine:

Questa è la forma più conveniente dell'equazione tempo - distanza per raggi riflessi ed è usata in

vari modi nell'elaborazione dei dati e nell'interpretazione.

Moveout è definito come la differenza tra i tempi di viaggio t1 e t2 di arrivi di raggi riflessi registrati

alle due distanze x1 e x2. Dall'equazione 6):

Normal Moveout (NMO) ad una dato offset x è la differenza in tempi di arrivo ΔT tra gli arrivi

riflessi a offset x ed a offset zero.(vedi fig.2).

Si noti che il NMO è una funzione dell'offset, velocità e profondità z (z=Vt0 /2). Il concetto di

moveout è fondamentale al riconoscimento, correlazione ed accrescimento di eventi riflessi, ed al

calcolo delle velocità.

2

2

2

22 4

V

x

V

zt +=

2

22

0

2

V

xt t +=

3)

4)

2 / 12

0

0

2 / 12

Vt

x1t

z2

x1

V

z2t

⎪⎭

⎪⎬⎫

⎪⎩

⎪⎨⎧

⎟⎟ ⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ +=

⎪⎭

⎪⎬⎫

⎪⎩

⎪⎨⎧

⎟ ⎠

⎞⎜⎝

⎛ +=5)

⎪⎭

⎪⎬⎫

⎪⎩

⎪⎨⎧

+⎟⎟ ⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −⎟⎟

⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ += .......

8

1

2

11

4

0

2

0

0Vt

x

Vt

xt t

⎪⎭

⎪⎬⎫

⎪⎩

⎪⎨⎧

⎟⎟ ⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ +=

2

0

02

11

Vt

xt t 6)

0

2

2

1

2

212

2 t V x xt t −≈−

0

2

2

02 t V xt t T x ≈−=Δ 7)



4

∑ ∑= =

ττ=n

1i

n

1i

ii

2

irms / vV

Il NMO è implicitamente o esplicitamente usato a vari stadi nell'elaborazione e nell'interpretazione

del metodo della sismica a riflessione.

Per esemplificare il suo uso si consideri il metodo T-ΔT di analisi di velocità. Riscrivendo in modo

diverso i termini dell'equazione 7) si ottiene:

Usando la relazione scritta si può ricavare la velocità V del mezzo che si trova sopra la superficie

riflettente conoscendo il tempo t0 a offset zero ed il NMO ΔT. In pratica questi Valori di velocità

sono ottenuti attraverso un'analisi computerizzata che produce una stima statistica basata su molti di

tali calcoli usando un gran numero di percorsi riflessi. Una volta che la velocità è stata ricavata la si

può utilizzare assieme al tempo t0 per calcolare la profondità z del riflettore usando la z=Vt0 /2.

Sequenza di riflettori orizzontali

In un terreno con un numero di strati maggiore di uno, raggi riflessi da l'ennesima interfaccia

subiscono la rifrazione di tutti gli strati soprastanti per formare un percorso complesso (fig 3a). A

distanze laterali (offset) che sono piccole paragonate alla profondità del riflettore la curva che

descrive i tempi di arrivo (dromocrona) è ancora essenzialmente iperbolica ma la velocità che

compariva nelle 1) e 6) è sostituita da una velocità media Vm o da una approssimazione migliore

come la velocità quadratica media Vrms degli strati sovrastanti lo strato riflettore. Come gli offset

via via aumentano l'allontanamento dalla vera dromocrona che in questo caso è una iperbole diviene

sempre più marcata. (fig.3). La velocità quadratica media della sezione di terreno fino al riflettore

è data da

dove vi è la velocità dello imo

strato e τi è il tempo di sola andata del raggio riflesso attraverso imo

strato.

Quindi a piccoli offset x (x<<z), il tempo totale tn del raggio riflesso dal'nma interfaccia a profondità

z è data con buona approssimazione da:

ed il NMO per l' nmo

riflettore è dato da:

Il singolo valore del NMO associato con ogni riflessione può perciò essere usato per derivare una

velocità quadratica media per gli strati sopra il riflettore. Valori di Vrms per differenti riflettoripossono essere utilizzati per calcolare le velocità intervallari usando la formula di Dix:

( ) 2 / 1

0 Tt2xV

Δ= 8)

rms2122

n V / )z4x(t +≈ confronta con la 1)

0rms

2

ntV2

xT ≈Δ

confronta con la 7)



5

Ove Vrmsn, tn-1 e Vrms, tn sono rispettivamente la velocità quadratica media e il tempo del raggio

riflesso nell'n-1mo

ed nmo

riflettore.

Fig. 3

21

1nn

1n

2

rmsn

2

rms

ntt

tVtVv 1nn

⎥⎥⎦

⎤

⎢⎢⎣

⎡

−

−=

−

−−



6

Riflettore inclinato.

Nel caso di un riflettore inclinato (fig. 4) il valore dell'angolo di inclinazione θ entra nell'equazione

tempo-distanza come una incognita in più.

o in forma iperbolica

l'asse di simmetria dell'iperbole non è ora lungo l'asse dei tempi (fig. 4).

Procedendo come nel caso di un riflettore orizzontale si ottiene l'espressione derivantedall'espansione binomiale:

Consideriamo due ricevitori con uguale offset x in posizione simmetrica rispetto allo scoppio (fig.4)

A causa della pendenza del riflettore, i percorsi riflessi sono di differente lunghezza e i due raggi

avranno di conseguenza due differenti tempi di arrivo. Dip moveout ΔTd è definito come la

differenza in tempi di percorso tx e t-x di raggi riflessi dall'interfaccia inclinata ai ricevitori e di

offset opposti x e -x ΔTd= tx - t-x

Usando i singoli tempi definiti dalla 9)

Che per piccoli angoli (sinθ = θ) diviene

Fig. 4

V / )xzsin4z4x(t 21

22 θ++=

( )1

cosz4

zsin2x

cosz4

tV22

2

22

22

=θ

θ+−

θ

( )⎭⎬⎫

⎩⎨⎧ θ+

+≈2

0

2

2

0tV2

xzsin4x1tt 9)

x2 / TV dΔ≈θ



7

Quindi il dip moveout ΔTd può essere usato per calcolare l'angolo di inclinazione dello strato nota la

velocità V. V può essere calcolata attraverso la 8 usando il NMO ΔT che per piccole inclinazioni

può essere ottenuto con sufficiente accuratezza mediando i tempi dei raggi provenienti da punti

simmetrici rispetto allo scoppio ΔT= (tx + t-x -2t0)/2.

Percorsi dovuti a riflessioni multiple

In aggiunta ai raggi che tornano alla superficie dopo la riflessione sulla singola interfaccia

conosciuta come riflessione primaria, ci sono molti percorsi in un terreno stratificato da cui i raggi

possono ritornare sulla superficie dopo la riflessione su più di un'interfaccia. Tali raggi sono

chiamati reverberazioni, riflessioni multiple o semplicemente multiple. Una varietà di possibili

percorsi che include riflessioni multiple è mostrato in figura.

Le riflessioni multiple tendono ad avere ampiezze più basse delle riflessioni primarie a causa della

perdita di energia ad ogni riflessione. Comunque ci sono due tipi di multiple che sono riflesse ad

interfacce con alto coefficiente di riflessione e quindi tendono ad avere ampiezze comparabili con le

riflessioni primarie: 1) riflessioni fantasma (ghost), dove i raggi da una esplosione in profondità sul

terreno sono riflesse indietro dalla superficie o la base dello strato aerato per produrre un evento

riflesso, noto come una riflessione fantasma, che arriva poco tempo dopo la primaria e 2)

reverberazione dallo strato d'acqua, dove i raggi da una

sorgente marina sono rapidamente riflessi sul letto del

mare e sulla superficie del mare.

Riflessioni multiple che involvono un corto percorso

addizionale arrivano appena dopo l'evento primario e si

estendono sull'intera lunghezza dell'impulso registrato.Tali multiple sono note come multiple a corto percorso

in contrasto a queste esistono le multiple a lungo

percorso la cui addizionale lunghezza di percorso è

sufficientemente lunga così che la riflessione multipla è

un evento separato e distinto. Il corretto riconoscimento

delle multiple è essenziale. Un cattiva identificazione di

una multipla a lungo percorso come un evento primario

condurrebbe a gravi errori di interpretazione. I tempi di

arrivo di riflessioni multiple sono predicibili comunque

dai tempi delle riflessioni primarie e pertanto possono

essere soppresse attraverso opportune elaborazioni.

Fig. 5



8

Indagine sismica a riflessione multicanale

L'obiettivo di base di una indagine sismica a riflessione multicanale è ottenere una registrazione di

impulsi riflessi a parecchie distanze dal punto di scoppio. Tale esigenza è complicata dal fatto che

gli impulsi riflessi non sono mai i primi arrivi dell'energia sismica, e sono generalmente a bassaampiezza. In più gli impulsi riflessi sono nascosti dal rumore che include anche altre indesiderate

fasi sismiche come le onde dirette, le onde rifratte ed onde superficiali. Particolari procedimenti per

amplificare gli arrivi riflessi debbono essere adottati durante le registrazioni di campagna e

successivamente nella fase di elaborazione dei dati. L'obiettivo di registrare arrivi riflessi a più di un

offset viene fatto attraverso la registrazione multicanale registrando gli arrivi sismici lungo un

allineamento di geofoni posizionati nelle vicinanze del punto di scoppio. In un'indagine

bidimensionale i dati vengono acquisiti lungo linee che nominalmente contengono tutti i punti di

scoppio e tutti i geofoni. Al fine della elaborazione dei dati si suppone che i raggi riflessi giacciono

in un piano verticale che contiene la stesa di scoppi e geofoni. Quindi in presenza di contatti laterali

le sezioni sismiche risultanti non forniscono una vera rappresentazione della struttura del

sottosuolo, poiché i veri punti di riflessione giacciono fuori il piano verticale. Rilievi bidimensionalisono adeguati per mappare strutture (tali come pieghe cilindriche o faglie) che mantengono una

geometria uniforme lungo la direzione dello stendimento.

Esse possono essere utilizzate anche per studiare strutture tridimensionali attraverso la

ricostruzione di variazioni laterali eseguendo una serie di linee molto vicine tra loro o attraverso una

griglia di linee. Comunque, come discusso sotto, indagini tridimensionali forniscono una migliore

ricostruzione delle strutture tridimensionali e in aree di complessità strutturale.

I profili a riflessione sono comunemente eseguiti lungo linee con punti di scoppio e i loro associati

stendimenti di geofoni che vengono mossi progressivamente lungo una linea per eseguire una

copertura della sottostante sezione geologica. Questa progressione è eseguita passo passo sul

terreno mentre è fatta in modo continuo in mare. L'insieme di dati riflessi permette di ottenere una

immagine, in tempi riflessi, della struttura geologica che si trova sotto la linea di rilievo. La terza

dimensione può essere studiata implementando una rete di linee a riflessione.

Le due più comuni configurazioni scoppio-geofoni in un rilievo sismico a riflessione è " split-

spread " e "off-end " (fig.6) con il numero di geofoni in un allineamento che normalmente è di 24 o

multipli di 24.

Fig. 6



9

Nello split-spread i geofoni sono distribuiti su entrambi le parti del punto di scoppio che si trova al

centro, nell'off-end il punto di scoppio è posizionato fuori della stesa dei geofoni. In generale sul

terreno viene adoperata la geometria split-spread mentre nelle indagini a mare l'off-end è

generalmente utilizzato.

Fig.7

Lo scopo generale della sismica a riflessione 3D è quello di ottenere un più alto grado di risoluzione

della geologia del sottosuolo rispetto a quello che è ottenibile da una indagine 2D.

L'indagine 3D include un'acquisizione dati in un tale modo che gli arrivi registrati non sono limitati

a quei raggi che hanno viaggiato su un piano verticale. In una indagine 3D la disposizione scoppi

geofoni è tale che gruppi di arrivi possono essere messi insieme a rappresentare raggi riflessi da

un'area di ciascuna interfaccia riflettente. L'indagine 3D quindi campiona un volume del sottosuolo

piuttosto che un'area contenuta in un piano verticale (fig. 7).

Il sismogramma

La registrazione dell'uscita amplificata di ogni geofono in un allineamento di sensori è una

rappresentazione visiva di un modello verticale di terreno in movimento (sul terreno) o variazione

di pressione (a mare) in un intervallo breve di tempo che segue l'istante di partenza di una sorgentesismica. Il sismogramma a riflessione o la traccia sismica rappresenta la risposta combinata ad un

impulso sismico del terreno stratificato e del sistema di registrazione.

Ad ogni superficie di separazione tra mezzi una parte dell'energia incidente è riflessa dietro ai

geofoni. Il geofono quindi riceve una serie di impulsi riflessi scalati in ampiezza dipendendo dalla

distanza che l'onda ha percorso e dal coefficiente di riflessione delle varie superfici di separazione

tra strati. Gli impulsi arrivano a tempi che sono determinati dalle profondità delle superfici di

separazione e dalle velocità di propagazione degli strati. Supponendo che la forma dell'impulso

rimane invariata nel propagarsi attraverso il terreno stratificato, la traccia sismica risultante può

essere considerata come il risultato di una convoluzione dell'impulso di partenza e una serie

temporale nota conosciuta come funzione di riflettività che è composta da una serie di spike. Ogni

spike ha una ampiezza legata al coefficiente di riflessione di ciascuna superficie di separazione tradue strati ed al tempo equivalente all'andata e ritorno dell'onda, dal punto in cui è stata generata a

quella superficie di separazione per giungere al geofono. Questa serie temporale rappresenta la



10

risposta impulsiva del terreno stratificato. (cioè l'uscita di un sistema il cui ingresso è uno spike) Il

processo di convoluzione è illustrato schematicamente in fig 8. Poiché l'impulso ha una lunghezza

finita singole riflessioni che provengono da superfici di separazione molto vicine tra loro si

sovrappongono sul sismogramma. In pratica, come l'impulso si propaga si allunga a causa della

progressiva perdita per assorbimento delle alte frequenze.

Fig. 8

Il sismogramma può quindi essere visto come la convoluzione della funzione di riflettività con un

impulso sismico che varia nel tempo. Il sismogramma sarà ulteriormente complicato dalla

sovrapposizione di vari tipi di rumore come le riflessioni multiple, onde di corpo dirette e rifratte,

onde superficiali (ground roll) onde in aria e rumore coerente ed incoerente non connesso con la

sorgente sismica. A seguito di questi numerosi effetti, il sismogramma ha generalmente un aspetto

complesso e gli eventi riflessi non sono riconoscibili senza l'applicazione di tecniche adatte di

elaborazione dati.

L'iniziale vista di una profilo sismico è generalmente un gruppo di tracce sismiche registrate da un

scoppio comune, detto common shot gather. Questa permette di verificare la qualità della

registrazione delle singole tracce. Come si può vedere dalla fig.9 la registrazione avviene con l'asse

dei tempi verticale, con le tracce nella loro corretta posizione rispetto allo scoppio. Il

riconoscimento degli eventi sismici riflessi, con il tipico andamento iperbolico, e la correlazione datraccia a traccia migliora se metà della traccia viene annerita. In figura si nota una zona centrale in

cui gli andamenti iperbolici sono mascherati da un forte rumore che percorre la registrazione

totalmente, tale rumore è dovuto alle onde superficiali (ground roll). La simmetria della

registrazione è dovuta al fatto che lo scoppio è stato eseguito al centro dell'allineamento tale

configurazione è detta (split centrale).



11

Fig. 9

Rilievo a riflessione multicanale

Risoluzione verticale ed orizzontale

Le indagini a riflessione sono generalmente progettate per raggiungere una determinata profondità

di penetrazione ed un particolare grado di risoluzione del sottosuolo in entrambe le direzioni,

verticale ed orizzontale. La risoluzione verticale è una misura dell'abilità di riconoscere riflettori

molto vicini tra loro ed è determinata dalla lunghezza dell'impulso sulla sezione sismica. Per un

impulso riflesso rappresentato da un'ondina, la massima risoluzione possibile è tra un quarto ed un

ottavo della lunghezza d'onda dominante dell'impulso (Sheriff 1985). Quindi per un'indagine a

riflessione che include un segnale con una frequenza dominante di 50Hz e che si propaga in un

mezzo sedimentario con una velocità di 2Km/s la lunghezza d'onda dominante sarà di 40m e la

risoluzione verticale può quindi essere non migliore di circa 10m. Dato che più l'onda viaggia in

profondità più tende ad avere una frequenza dominante più bassa dovuta alla progressiva perdita

delle alte frequenze per assorbimento, la risoluzione verticale decresce come una funzione della

profondità. Va notato che la risoluzione verticale può essere migliorata nella fase di elaborazione

attraverso una "riduzione della lunghezza dell'impulso registrato" utilizzando un filtro inverso

(deconvoluzione). Ci sono due principali controlli sulla risoluzione orizzontale di una indagine

sismica a riflessione, uno intrinseco al processo fisico e l'altro determinato dalla spaziatura tra i

geofoni.

Circa l'ultimo punto la risoluzione orizzontale è chiaramente determinata dalla spaziatura delle

singole profondità individuate e attraverso le quali si ricostruisce la geometria del riflettore. Dalla

fig. 10 si può vedere che per un riflettore piatto la risoluzione orizzontale è uguale alla metà delladistanza tra i geofoni. Si nota anche che la lunghezza del riflettore "campionato" attraverso qualsiasi

allineamento geofonico è metà dell'allineamento stesso. La spaziatura tra i geofoni deve essere

presa piccola per assicurare che le riflessioni dalla stessa interfaccia possano essere correlate in

modo attendibile tra traccia e traccia in area di geologia complessa.

Fermo restando ciò che si è detto c'è un limite assoluto alla risoluzione orizzontale ottenibile in

conseguenza del vero processo di riflessione. Il percorso, da cui l'energia partendo da una sorgente è

riflessa indietro al geofono, può essere espresso geometricamente da un semplice raggio. Comunque

tale percorso ha solo un significato geometrico ed il vero processo di riflessione è meglio descritto

considerando ogni interfaccia riflettente come essere composta di un infinito numero di punti

scatteratori ognuno dei quali contribuisce all'energia totale del segnale riflesso (Fig. 11). Il vero

impulso riflesso risulta allora dall'interferenza di un infinito numero di raggi scatterati.



12

( )2 / 1

z2w λ≈

L'energia che è ritornata al geofono entro mezza

lunghezza d'onda dei primi arrivi riflessi interferisce

costruttivamente a formare il segnale riflesso, e la parte

dell'interfaccia da cui questa energia è ritornata è nota

come prima zona di Fresnel. Attorno alla

prima zona di Fresnel ci sonouna serie di zone anulari in cui l'energia

riflessa tende, soprattutto ad interferire in maniera

distruttiva ed eliminarsi. L'ampiezza della zona di

Fresnel rappresenta un limite assoluto della risoluzione

orizzontale di una indagine a riflessione poiché riflettori

separati da una distanza più piccola di questa non

possono essere individualmente distinti. L'ampiezza w

della zona di Fresnel è legata alla lunghezza d'onda

dominante λ della sorgente e la profondità del

riflettore z da

(per z>>λ). Poiché, come si è detto sopra, l'energia

riflessa in profondità tende ad avere una frequenza

dominante più bassa dovuto agli effetti di assorbimento,

la grandezza della prima zona di Fresnel aumenta come

una funzione della profondità del riflettore. Per cui la

risoluzione orizzontale, come la verticale si riduce con

l'aumentare la profondità del riflettore.

Fig.10

Fig. 11

Progettazione di gruppi (array) di geofoni

Ogni geofono in un convenzionale allineamento a riflessione consiste di un gruppo di parecchi

geofoni o idrofoni disposti in un specifico modo e connessi insieme in serie o parallelo per produrre

una singola uscita in un canale. L'effettiva distanza (offset) di un gruppo di geofoni (array) è

calcolata come la distanza tra il centro del gruppo di geofoni ed il punto di scoppio. Gruppi digeofoni forniscono una risposta direzionale e sono usati per esaltare gli impulsi che viaggiano con

una direzione prossima alla verticale e sopprimono molti tipi di rumore coerente che viaggia in



13

senso orizzontale cioè rumore che può essere correlato da traccia a traccia ed opposto al rumore

casuale (random). Per semplificare tale ragionamento consideriamo un'onda superficiale di

Rayleigh (un'onda polarizzata verticalmente che viaggia lungo la superficie) ed un'onda riflessa di

compressione che viaggia verticalmente da una interfaccia profonda per passare simultaneamente

attraverso due geofoni connessi tra loro e spaziati di mezza lunghezza d'onda di Rayleigh. In

qualsiasi dato istante, il movimento del terreno associato con l'onda di Rayleigh sarà in direzioniopposte ai due geofoni e le singole uscite dei geofoni saranno sfasate e quindi cancellate dalla

somma. I movimento del terreno associato con l'onda di compressione riflessa sarà, comunque, in

fase ai due geofoni e le uscite sommate dei geofoni saranno il doppio della loro uscita individuale.

La risposta direzionale di qualsiasi gruppo di geofoni è governata dalla relazione tra la lunghezza

d'onda apparente λa di un'onda nella direzione del gruppo di geofoni, il numero n di elementi

nell'array e l'interdistanza tra i singoli geofoni Δx. La risposta è data da una funzione di R ove:

in cui β=πΔx/ λa

R è una funzione periodica che è pienamente definita nell'intervallo 0≤Δx/ λa≤1 ed è simmetrica

circa Δx/ λa=0.5. Tipiche curve di risposta sono mostrate in fig. 12.

Possono essere realizzati stese di geofoni che comprendono gruppi di geofoni distribuiti arealmente

piuttosto che lineari che vengono usati per sopprimere rumore orizzontale che viaggia in diverse

direzioni. Un punto iniziale di una indagine a riflessione include prove nell'area della ricerca per

determinare le combinazioni ideali della sorgente, intervallo di registrazione, interdistanza e

geometria dei geofoni (distanza orizzontale tra i centri di gruppi di geofoni definita come group

interval) per produrre buoni dati.

Fig. 12

Prove sulla sorgente include test degli effetti variando la profondità dello scoppio e la quantità della

carica. La geometria della posizione dei gruppi di geofoni deve essere progettata per sopprimere il

rumore coerente. In terra il rumore locale è investigato per mezzo di un test in cui scoppi sono

eseguiti in uno stendimento di geofoni posizionati molto vicini tra loro e collegati insieme pereliminare la loro risposta direzionale. Una serie di scoppi è eseguita mentre la stesa viene allargata

progressivamente. Lo scopo di questo test è quello di determinare le caratteristiche del rumore

ββ

=sin

sinR

n



14

coerente in particolare la velocità e la frequenza dominante dell'onda in aria, dell'onda superficiale

(ground roll), arrivi diretti e rifratti che insieme tendono a cancellare le basse ampiezze delle

riflessioni. Una tipica sezione derivata da un tale test è mostrata in fig.13 e rivela chiaramente un

numero di eventi di rumore coerente che deve essere soppresso per esaltare il rapporto segnale

rumore degli arrivi riflessi. Tale sezione dà le necessarie informazioni per l'ottima distribuzione di

array di geofoni. La fig. 13b mostra una sezione in tempi ottenuta con una idonea distribuzione digeofoni progettata per sopprimere il rumore locale e rivela la presenza di riflessioni che erano

totalmente cancellate nella sezione con rumore.

Fig. 13

Indagine a punto in comune in profondità (Common Depth Point CDP)

Se una stesa scoppio geofoni in una indagine sismica a riflessione multicanale è mossa in modo taleche nessun percorso riflesso campioni lo stesso punto della superficie riflettente l'indagine è detta a

copertura semplice. Ogni traccia sismica rappresenta un unico campione di qualche punto sul

riflettore. In un profilo a common depth point, che è divenuto il metodo standard di una ricerca

sismica a riflessione multicanale è disposto in maniera tale che un insieme di tracce registrate in

differenti posizioni contiene riflessioni da un comune punto in profondità (CDP) sul riflettore. Le

posizioni dei punti di scoppio e geofoni per un tale insieme di tracce, note come insieme di CDP

(CDP gather ) hanno un punto mediano comune common midpoint (CMP) sotto cui il CDP è

ipotizzato essere. (fig.14 a)



15

Fig. 14

In una indagine 3D il CDP è applicato in modo similare ma ogni insieme di CDP occupa un'area

piuttosto che una distribuzione lineare di punti di scoppio e geofoni (fig. 15). Quindi per esempio

una copertura 20sima è ottenuta in un una geometria a croce 3D se i raggi riflessi da cinque scoppi

lungo differenti linee di scoppio a quattro geofoni lungo differenti linee di registrazione hanno tutte

un punto comune di riflessione. Nell'indagine CDP 2D, nota come profilo CDP, i CDP sono tuttiassunti giacere entro la sezione verticale che contiene la linea di indagine.

I vantaggi di una linea CDP sono che:

1) l'insieme di CDP rappresenta il migliore possibile set di dati per il calcolo della velocità

dall'effetto di normal moveout (NMO)

2) con un calcolo accurato della velocità l'effetto di NMO può essere rimosso da ogni traccia di un

insieme di CDP per produrre un set di tracce che può essere sommato algebricamente (stacked )

per produrre un CDP stack in cui gli arrivi riflessi sono esaltati rispetto al rumore sismico.

E' da dire che il principio del CDP non può essere utilizzato in presenza di superfici inclinate perché

non rappresenta più il punto di mezzo sulla superficie riflettente tra scoppio e geofono ed il punto

riflesso differisce per raggi che viaggiano a diverse distanze (vedi fig.14b). Non di meno il metodo

è sufficientemente robusto che miglioramenti nel rapporto segnale rumore sono sempre ottenutiquando si utilizza la tecnica CDP stack rispetto ad un segnale a traccia singola.



16

n

La copertura ( fold ) dello stacking si riferisce al numero di tracce nell'insieme CDP e può

convenzionalmente essere 6, 12, 24 48 o eccezionalmente 1000. La copertura è espressa

convenzionalmente in percentuale, copertura semplice =100% copertura 6 =600%. Il miglioramento

teorico causato nel SNR (signal to noise ratio) dipende dal fatto che si sommano n tracce

contenenti un misto di segnali coerenti in fase e di segnali incoerenti.

Lo stacking attenua ed anche in alcuni casi sopprime le multiple a lungo percorso che hannoun significativo differente moveout rispetto alle riflessioni primarie: quindi quando queste sono

sommate in fase, le prime non sono in fase e non si sommano. La copertura di un CDP è

determinata dalla quantità N/2n dove N è il numero di geofoni di uno stendimento ed n è il numero

di geofoni di cui ci si sposta ad ogni scoppio. Quindi se una stesa è lunga 24 geofoni (N=24) e

l'interdistanza tra ogni scoppio è di 2 geofoni (n=2) la copertura sarà 6 poiché 24/4=6. In fig. 16 è

mostrata una CDP a copertura 6 con una stesa di 12 tracce.

Fig. 15 Fig. 16



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Fig. 17

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