Na interface entre duas
camadas rochosas existe normalmente uma variação de propagação das ondas
sísmicas resultante da diferença das propriedades físicas do material que
compõem essas duas camadas. Nesta interface a energia da rocha sísmica
incidente é dividida numa fração transmitida e noutra refletida. As amplitudes
de cada uma das ondas refletidas e transmitidas, P e S (RPP, TPP, RPS e TPS),
são conhecidas como coeficientes de reflexão e coeficientes de transmissão.
O ângulo de incidência θ1 é igual ao ângulo de
reflexão e o ângulo θ2
é o ângulo de transmissão da onda no meio 2. Dada que as velocidades no meio 1
e 2 são respectivamente V1 e V2 a lei de Snell mostra a relação entre as
velocidades das camadas e os ângulos de refração e reflexão.
Quando uma onda P encontra uma
mudança abrupta nas propriedades elásticas, como quando atinge
uma interface separando dois meios diferentes, a energia é particionada, resultando em
quatro ondas: ondas P e S refletidas, e P e S refratadas, cujas direções de propagação
são dadas pela Lei de Snell, sen i1 sen i sen j sen j p onde: p é o parâmetro
do raio; e i1 , i2 , j1 e j2 são,
respectivamente, os ângulos de incidência (e de reflexão da onda P), refração
da onda P, reflexão da onda S e refração da onda S. Onde o ângulo θ2 é chamado de ângulo de refração e a equação descrita acima é chamada de lei da refração ou lei de Snell. Esse
processo de partição da energia se repete a cada nova transição entre rochas,
até que a energia da onda propagada se disperse e não mais retorne a superfície.
Os meios que as ondas
percorrem são classificados como homogêneos ou heterogêneos e isotrópicos ou
anisotrópicos. Um meio dito homogêneo tem a mesma velocidade de propagação da
onda na mesma direção, entretanto no meio heterogêneo a velocidade varia na
mesma direção.
Já os meios isotrópicos
consideram que as propriedades físicas do meio são iguais em qualquer direção
que forem medidas. Anisotropia é um termo que denota a variação das
propriedades físicas dependendo da direção em que elas são medidas.
Em virtude da variedade composicional,
de textura (forma de grãos e graus de seleção) , de porosidade e de fluidos nos
poros, as rochas diferem quanto a seus módulos elásticos e densidades, e,
portanto quanto as suas velocidades sísmicas.
Foi Knott em 1899 e,
mais tarde Zoeppritz em 1919, que deduziram estas equações para a reflexão de
ondas de corte e de compressão numa fronteira como uma função das densidades e
das velocidades das camadas em contacto (Oladapo, 2013). O produto da densidade
(ρ) com a velocidade sísmica (V) para cada camada é conhecido com impedância
acústica (Z). De um modo mais simples, quanto mais consolidada for uma rocha,
maior será a sua impedância acústica. Para que a energia se propague de um modo
eficiente através de uma fronteira entre duas camadas, a impedância acústica
deverá ser pequena (Reynolds, 1997).
FATORES QUE INFLUENCIAM NAS VELOCIDADES
SÍSMICAS
Os parâmetros de Lamé e
a densidade são suficientes para caracterizar as propriedades físicas dos meios
homogêneos, isotrópicos e elásticos. A premissa de homogeneidade é bastante
difícil de ser aplicada em ambientes sedimentares reais porque as rochas são
formadas por diferentes minerais, com grãos de diferentes tamanhos, irregulares
na sua geometria e distribuição, causando com isso espaços vazios de diferentes
formas e conexões, que são preenchidos por fluídos diversos.
A propagação das ondas
elásticas P e S neste tipo de ambiente é perturbada por todos esses fatores
acima citados, o que ocasiona variações de velocidade, conforme discutido a
seguir. Algumas propriedades físicas da rocha como: a litologia, o tipo fluído,
a porosidade, a permeabilidade, a pressão de confinamento, a forma do poro, a
temperatura, a densidade e o tipo de trapeamento são importantes para o
conhecimento e aproveitamento dos reservatórios de petróleo e gás.
Litologia
O conteúdo mineralógico
da rocha afeta a velocidade de uma forma direta através dos módulos de
cisalhamento e bulk da matriz rochosa. É também a mineralogia que indiretamente
controla a cimentação e a forma do poro. O tipo de cimento pode gerar um maior
ou menor aumento na velocidade compressional. Cimentos carbonáticos e
quartzosos originam velocidades mais elevadas que cimentos argiloso. Rochas
carbonáticas, por serem mais solúveis, podem apresentar estruturas de poros
mais complexas, o que não é bem escrito pelo modelo convencional de
velocidades. A relação entre as velocidades compressionais e cisalhantes contem
informações sobre a litologia e sobre as características do reservatório. Essa
correlação foi apresentada por Pickett (1963) que, baseado em amostras de
rochas consolidadas de diferentes litologias e porosidades, concluiu que a
razão Vp/Vs para areias limpas está entre 1,6 e 1,7, para dolomitas 1,8 e
calcários 1,9.
A presença de argila na
rocha é, depois da porosidade, o fator que mais influencia a resposta das
velocidades sísmicas. O conteúdo de argila causa uma diminuição significativa nas
velocidades.
Porosidade
A porosidade secundária
é a porosidade adicional resultado de ação química (diagênese), especialmente
associadas a fissuras, vugs e ao processo de dolomitização. Já a porosidade
efetiva é a porosidade associada a presença de fluidos livres que possam ser
produzidos, excluindo-se poros não conectados ou os que contenham argilas
disseminadas. Observa-se experimentalmente que para um aumento na porosidade
tem-se um decréscimo na velocidade de propagação das ondas sísmicas na rocha.
Densidade
À primeira vista a
equação da velocidade da onda P sugere que a velocidade varia inversamente com
o aumento da densidade da rocha. No entanto, Gardner (1974) mostrou que a
velocidade cresce com o aumento da densidade para todos os tipos de rocha. Isso
se deve ao fato de que o modulo total (λ + 2 µ) cresce muito mais rapidamente com a
densidade do que esta isoladamente, ocasionando assim um aumento com a
velocidade. Altos valores do modulo estão relacionados a rochas rígidas, densas
e altamente consolidadas, possuindo grande resistência a mudanças na forma e no
volume.
Pressão
Existem dois tipos de
pressão que afetam as velocidades sísmicas: a confinante, relacionada à pressão
litostática e hidrostática e a pressão de resistência dos fluídos contidos nos poros
das rochas. A diferença entre as duas pressões é a resultante que afeta as
velocidades sísmicas. O aumento da pressão confinante faz com que os poros e
fraturas se fechem e, em consequência, a rocha se torne mais densa e também
aumente a sua resistência à mudança de volume, gerando assim um aumento de
velocidade de propagação. Ensaio realizado por Dillon (1989) revelou um aumento
das velocidades sísmicas com o aumento da pressão, sendo este aumento mais
acentuado para ondas do tipo P que para as ondas do tipo S.
Nenhum comentário:
Postar um comentário