3.2_aiello2

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METODOLOGIE E TECNICHE DI ELABORAZIONE DI DATI DI SISMICA ARIFLESSIONE PROFONDA NEL GOLFO DI NAPOLI (TIRRENO MERIDIONALE)G. Aiello 1, A.G. Cicchella 2, V. Di Fiore 1, E. Marsella 1

1 IAMC-CNR, Sede di Napoli2 Collaboratore esterno, Dottore di Ricerca

1. Il metodo sismico a riflessione. Le tecniche di prospezione sismica e specialmente quelle disismica a riflessione sono cambiate considerevolmente negli ultimi anni. Il contributo a questo cam-biamento è ancora una volta venuto dall’industria petrolifera, che ha investito molto nei metodi geo-fisici per la ricerca degli idrocarburi. Le tecniche di base per l’esplorazione sismica consistono nelgenerare onde sismiche artificialmente nel terreno (sorgente) e misurare il tempo richiesto da que-ste onde per coprire il tragitto dalla sorgente ai ricevitori. Dalla conoscenza dei tempi di arrivo diqueste onde ai vari ricevitori e delle velocità, si tenta di ricostruire il percorso del raggio sismico.La ricostruzione del percorso del raggio sismico può avvenire per rifrazione se si considerano i tem-pi delle fasi rifratte o per riflessione se vengono considerate le fasi riflesse. Uno dei principali van-taggi del metodo sismico a riflessione, relativamente a quella a rifrazione, è la non necessaria con-dizione di aumento di velocità con la profondità. Una netta variazione di velocità, sia in aumentoche in diminuzione, è sufficiente a determinare una riflessione delle onde elastiche alla superficiedi discontinuità.

1.1 Cenni sui principi di propagazione e fasi delle onde sismiche. La propagazione delle ondesismiche si può descrivere attraverso il principio di Huygens-Fresnel dell’ottica geometrica e quel-

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GNGTS 2010 SESSIONE 3.2

lo di Fermat e Snell. Secondo il principio di Huygens-Fresnel ogni punto del fronte d’onda puòessere considerato come una sorgente secondaria dove l’inviluppo dei nuovi fronti d’onda definiscela posizione della primaria ad un tempo successivo, essendo le onde secondarie attive solo nelladirezione di propagazione. Il movimento dell’onda avviene in modo che ogni punto del fronte d’on-da avanzi in direzione normale ad esso. Da ciò si possono definire i raggi d’onda come semiretteperpendicolari al fronte d’onda, lungo il quale avanza la perturbazione. Il principio di Fermat, inve-ce, descrive il cammino del raggio d’onda all’interno del materiale. Il percorso seguito dall’onda èquello che rende minimo il tempo di tragitto. Data una distribuzione di velocità in un mezzo è pos-sibile definire geometricamente, usando tale principio, il cammino del raggio d’onda. Si può dimo-strare che le leggi della riflessione e della rifrazione derivano dal principio di Fermat. Dalla linea-rità dell’equazione d’onda segue anche il principio di sovrapposizione. Esso afferma che la sovrap-posizione di un certo numero di onde è uguale alla somma degli effetti dei singoli componenti. Que-sto principio è alla base della successiva analisi di Fourier.

La velocità e la direzione di propagazione dei diversi tipi di onde varia a seconda delle proprie-tà fisiche e delle dimensioni del mezzo attraversato. Le onde viaggiano con velocità costanti lungoraggi rettilinei in un ideale mezzo infinito, omogeneo, isotropo e perfettamente elastico. In unasituazione quasi reale la terra è supposta stratificata con strati di diverso spessore e variabili carat-teristiche fisiche (velocità, densità) e non perfettamente elastica né isotropa. Pertanto si hanno varia-zioni sia nella direzione che nella velocità di propagazione che nelle caratteristiche di ampiezza efase dell’onda.

Secondo le regole dell’ottica geometrica quando un raggio d’onda incontra una superficie diseparazione fra due mezzi che supponiamo omogenei, ma con caratteristiche fisiche diverse tra loro(in particolare le velocità), parte dell’energia viene riflessa e parte trasmessa nel secondo mezzo. Senella trasmissione si osserva un cambiamento di direzione il fenomeno è detto rifrazione. La dire-zione del raggio riflesso è determinata dalla legge di riflessione.

1.2. Onde P e onde S. Le onde sismiche si propagano all’interno della terra con velocità, fre-quenza ed ampiezza che dipendono dalle proprietà elastiche delle rocce. In un mezzo attraversatoda un treno d’onde, si propagano due tipi di onde di volume: le onde longitudinali P, che vibranonella stessa direzione di propagazione e le onde trasversali S, che hanno il piano di vibrazione orto-gonale a quello di propagazione. Per le onde P l’equazione del moto è del tipo (Sheriff et al., 1995):

1/α 2 . ∂2∆/∂t2 = ∆2∆;

dove la velocità α è data da:

α 2 = λ + 2µ/ρPer le onde S l’equazione del moto è del tipo (Sheriff et al., 1995):

1/β2. ∂2∂x/∂t2 = ∆∂∂x

dove la velocità β è data da:

β2 = µ/ρ1.3. Onde di Raylegh e di Love. Le onde P, SV e SH si propagano in un mezzo omogeneo in tut-

to il volume disponbile. Se però il mezzo elastico presenta una superficie di separazione è possibi-le verificare che un particolare tipo di onde, dette onde di Raylegh, si propagano sulla superficieconsiderata. Esse sono una combinazione lineare di onde P ed S con un’ampiezza che decade rapi-damente con la profondità. La Fig. 1 illustra il moto delle particelle visto su un piano verticale,parallelo alla direzione di propagazione dell’onda; si osservi l’orbita ellittica retrograda. Per quan-to riguarda la velocità di propagazione si ha che VR = 0.92Vs dove Vs è la velocità delle onde S nel-lo stesso mezzo. Il cosiddetto Ground Roll che rappresenta, visto nelle registrazioni sismiche ariflessione a terra, è un’onda Raylegh. Questo è un rumore/disturbo fastidioso che può essere sop-presso mediante particolari geometrie di acquisizione o durante l’elaborazione con filtri numerici.

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Fig. 1 – Rappresentazione delmoto delle onde superficiali Ray-legh e Love (da Gasparini e Man-tovani, 1984).

Le onde di Love esistonoa condizione che il mezzo siastratificato con uno stratosuperficiale a bassa velocitàposto su di un substrato adalta velocità oppure uno stra-to a bassa velocità tra duestrati più veloci (Fig. 1). Essehanno una velocità di propa-gazione che dipende dalla fre-quenza e quindi subiscono ilfenomeno della dispersione. Si può dimostrare che quando la velocità di propagazione dell’onda diLove si avvicina a quella del substrato ad alta velocità, la lunghezza d’onda cresce; quando invecetende ad avere la velocità che caratterizza lo strato lento, la lunghezza d’onda diminuisce. Questotipo di onde non viene rilevato dai geofoni a componente verticale.

1.4. Coefficienti di riflessione e di trasmissione. Il problema di determinare le equazioni chemettono in relazione i coefficienti di ampiezza delle onde incidenti, riflesse e rifratte fu studiato daKnott (1899) e Zoeppritz (1919). Secondo quest’ultimo autore le equazioni di partizione delleampiezze ad un’interfaccia sismica possono così esprimersi:

con A0, A1, A2 ampiezza degli onde P rispettivamente incidenti, riflesse e rifratte.ϑ1 e ϑ2 angoli di riflessione e rifrazione delle ondeλ1 e λ2 angoli di riflessione e rifrazione delle ondeB1, B2 ampiezza delle onde S riflesse e rifratte.

impedenze acustiche

Per applicare queste equazioni ad un’interfaccia, dobbiamo conoscere la densità e la velocità diciascun mezzo in modo da determinare i parametri γ1, zi e wi.

Conoscendo A0 e ϑ1, dalla legge di Snell si ricavano ϑ2 , λ1 e λ2 e rimangono da calcolare i coef-ficienti che esprimono le ampiezze A1, A2 , B1 e B2. La riflessione ha luogo ogni volta che c’è uncambiamento brusco nell’impedenza acustica. Più grande è il contrasto di impedenza acustica tra imezzi, più forte è la riflessione. Tali cambiamenti di impedenza corrispondono a variazioni geolo-giche quali la litologia, la facies (ambiente deposizionale), la porosità, il contenuto in fluidi e gliintervalli di strato.

Nel caso di incidenza normale di un’onda P (ipotesi che si può applicare nel metodo sismico ariflessione) le equazioni di Zoeppritz (1919) si riducono a 2:

A1 + A2 = A0

Z1A1 + Z2A2 = -Z1A0

La seconda e la quarta espressione saranno B1 = B2 = 0 dato che gli sforzi e gli spostamenti tan-

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genziali nel caso in esame dovranno essere nulli. Risolvendo rispetto ad A1 ed A2 si ottiene:

I rapporti A1 / A0 e A2 / A0 vengono chiamati rispettivamente coefficienti di riflessione e di tra-smissione. L’ampiezza dell’onda riflessa aumenta al crescere della differenza tra le impedenze acu-stiche; qualora A1 sia negativa si verifica uno sfasamento di 180° dell’onda riflessa rispetto all’in-cidente. La validità delle equazioni presentate può essere esteso, dal caso dell’incidenza normale,ad angoli di incidenza fino a 20°.

1.5. Geometria degli eventi sismici. La teoria del raggio consente di illustrare in modo sempli-ce, secondo i criteri dell’ottica, la relazione tra i tempi di arrivo delle onde riflesse e rifratte e laposizione delle discontinuità che delimitano gli strati geologici. Nei casi 2D, con strati piano-paral-leli (Fig. 2), consideriamo uno strato di spessore h su di un semispazio omogeneo e sia x la distan-za tra la sorgente energizzante S ed un ricevitore r. Vediamo ora quali sono i tempi di percorrenzaper gli eventi diretti, riflessi e rifratti.

L’onda diretta giungerà al ricevitore r(x) dopo un tempo

che è un’equazione di una retta che passa per l’origine;La fase rifratta ricopre il percorso (racS) nel tempo:

che rappresenta l’equazione di una retta che non passa per l’origine e di coefficiente angolare 1/V2

La fase riflessa che percorrerà la traettoria (rbS), raggiungerà il ricevitore dopo un tempo

che è l’equazione di un’iperbole, simmetrica rispetto agli assi x e t, avente come asintoti delle ret-te che passano per l’origine con coefficienti angolari gli asintoti coincidono con l’onda diretta.

La profondità dell’interfaccia riflettente è individuata dal tempo di arrivo dell’onda riflessa nelpunto sorgente (offset 0).

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Fig. 2 - Geometria dei raggi associati allefasi dirette, rifratte e riflesse.

Se consideriamo un punto sull’iperbole di riflessione corrispondente al tempo t1, ponendo ti = t0

+ ∆Τ(x) e applicando il teorema di Pitagora al triangolo rbI (Fig. 5), trasformando i tempi di per-corso nei corrispondenti tragitti si ha:

Risolvendo il quadrato:

Trascurando il termine ∆Τ2 rimane:

Il termine ∆Τ (x)viene definito Normal Move Out (NMO). La velocità che compare al denomi-natore della (15), rappresenta la velocità di NMO necessaria per la correzione del NMO sulle trac-ce relative al CDP considerato. In Fig. 3 è riportato un esempio di correzione dinamica delle tracce(NMO).

Fig. 3 - (a) Pannello CDP (Common Depth Point) contenente un evento riflesso con velocità di 2264 m/s; (b)correzione di NMO utilizzando un valore esatto di velocità; (c) correzione con velocità troppo bassa(sovracorrezione); (d) Correzione di NMO con velocità troppo alta (sottocorrezione) (Yilmaz, 1987).

2. Acquisizione dei dati sismici a riflessione multicanale. Tra il 4 ed il 28 giugno 1999 è sta-ta eseguita una dettagliata crociera oceanografica di sismica digitale (SISTER99-Seismic Investiga-tions in South Tyrrhenian Extensional Regions; Responsabile scientifico: Dott. Ennio Marsella)avente lo scopo di indagare l’area del Tirreno meridionale, con particolare riferimento al Golfo diNapoli. Queste ricerche furono condotte dal Geomare Sud (Napoli), attualmente Istituto per l’Am-biente Marino Costiero (IAMC) – Sede di Napoli ed il Dipartimento di Scienze della Terra dellaVrije Universiteit di Amsterdam. In totale furono acquisite oltre 2400 chilometri di linee sismiche.

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La strumentazione e le tecniche avanzate impiegate hanno permesso di ottenere dati sismici di buo-na qualità anche in zone ove, notoriamente, la presenza di livelli piroclastici e di corpi vulcanici pro-ducono un notevole fenomeno di scattering dell’energia delle onde elastiche. In particolare, sonostati utilizzati nuovi airguns, un nuovo streamer a 48 canali ed un nuovo sistema di acquisizione eprocessamento di dati.

L’airgun è una sorgente sismica impiegata in ambiente marino, che libera in mare istantanea-mente aria ad una pressione elevata, compresa tra 150 e 400 atmosfere. L’airgun è costituita da duecamere cilindriche chiuse da due pistoni (pistone di innesco e di scoppio) rigidamente connessi adun cilindro provvisto di orifizio assiale. Comprimendo aria dal tubo di alimentazione entro la came-ra di controllo, attraverso l’orifizio tra i due pistoni essa giunge anche nella camera di scoppio. Ilpistone di scoppio, tenuto chiuso fino a che non viene raggiunta la pressione voluta, viene spostatoistantaneamente da un solenoide liberando l’aria attraverso le finestre laterali del recipiente e tornaalla posizione di partenza entro 10 ms. L’apparato è pronto ad energizzare di nuovo dopo un tempoche dipende dalla produzione d’aria del compressore annesso. I parametri che modificano impulsoe spettro di un airgun sono il volume della camera di scarico, la pressione di esercizio, la profondi-tà di collocazione in mare ed il numero e combinazione di airguns aventi differenti volumi inun’unica batteria. La capacità degli airguns varia da 0.5 e 60 litri. A capacità maggiori corrispondo-no spettri più ricchi in frequenza. Si usano talvolta batterie aventi fino a 36 airguns.

Viene qui presentata l’elaborazione di tre profili sismici a riflessione multicanale localizzati nelGolfo di Napoli, per una lunghezza totale di 150 chilometri. Tale elaborazione è illustrata in detta-glio in Cicchella (2009; Tesi di Dottorato in Scienze ed Ingegneria del Mare, Università degli Stu-di di Napoli “Federico II”). I parametri di acquisizione utilizzati risultano essere i seguenti: • tipo di sorgente: n. 2 cannoni GI Gun SI/Sodera da 210 cu; • lunghezza del sismogramma: 5 s; • intervallo di campionamento: 1 ms; • distanza tra sorgenti: 25 m; • distanza tra idrofoni: 12.5 m.

3. Elaborazione dei dati sismici multicanale 3.1 Introduzione. Le tecniche di processing utilizzate per l’elaborazione dei profili sismici sono

moderne ed alcune delle stesse si basano su modelli matematici complessi, che hanno permesso dieffettuare una buona attenuazione delle multiple (specialmente quelle di fondo mare) e di avere del-le discrete analisi di velocità per la produzione delle sezioni stack su cui è stata eseguita l’interpre-tazione. Va menzionato che l’aumento del numero di processi in un flusso di elaborazione nonimplica necessariamente il conseguimento di buoni risultati. È noto, infatti, che alla base della buo-na riuscita di un’elaborazione deve esserci una buona acquisizione dei dati da trattare. Poi, succes-sivamente, un particolare processo può evidenziare l’evento celato all’interno dei dati senza peròaggiungere rumore o ulteriori eventi inesistenti.

Vengono qui illustrate le procedure di trattamento dei dati sismici multicanale a partire dai datidi campagna e sono riportate delle schematizzazioni dei processi di elaborazione applicati nellediverse fasi dell’intero processing. I software utilizzati per il processing sono il “Promax2D” dellaLandmark Ltd. ed il “Seismic Unix” della Colorado School of Mines.

L’elaborazione delle linee sismiche ha coinvolto processi simili (per i diversi processi vediYilmaz, 1988) e pertanto si è descritto un unico flusso di elaborazione generico per tutte le linee.Ad un flusso di elaborazione di base sono stati applicati alcuni processi avanzati per esaltare a pienoil segnale utile presente nel dato. L’elaborazione post-stack ha coinvolto il filtro sugli auto vettori,che non ha migliorato ulteriormente le sezioni stack e di conseguenza, lo stesso non è statoapplicato. I dati sono stati predisposti in maniera tale da produrre sezioni stack, pronte per essereinterpretate e migrate.

Il flusso di elaborazione completo applicato durante l’intera fase di elaborazione è sintetizzatoin Fig. 4.

484


3.2 Processing. Durante la fase di pre-processing alle tracce sismiche è stata assegnata la geo-metria di acquisizione, utilizzando i parametri di acquisizione precedentemente riportati. Successi-vamente, sono state eliminate tutte quelle tracce ritenute eccessivamente rumorose (trace kill) o cherisultano inutilizzabili, alcune delle quali ottenute da operazioni di calibrazione.

Il muting dei primi arrivi è un’operazione con la quale si elimina tutto il rumore al di sopra deiprimi arrivi e gli impulsi (spikes) indesiderati nei sismogrammi. Nel caso degli spikes vengonoazzerate zone nei sismogrammi su cui bisogna praticare un’estrapolazione di dati che permette diavere continuità di ampiezza nei sismogrammi ed evitare in tale caso possibili errori, quando sieffettuano le operazioni tra le tracce.

L’applicazione del guadagno è la compensazione del decadimento del segnale, dovuto ai feno-meni di assorbimento, scattering e decadimento dell’ampiezza ed è necessaria per ripristinare par-te del segnale perso ed ottenere livelli di ampiezza simili attraverso tutto il dato. Il processo che miraa questo risultato è il controllo automatico del guadagno (Automatic Gain Control o AGC). Tale tec-nica varia il guadagno delle tracce in funzione dell’ampiezza presente all’interno di una finestratemporale, la cui estensione è determinata attraverso un operatore di lunghezza definito in sede dielaborazione. L’AGC sposta questa finestra temporale verso il basso, campione per campione, cal-colando un fattore di scala per ogni posizione. Questo fattore di scala può essere pari all’inversodella media, della mediana e del RMS dell’ampiezza del segnale contenuto nella finestra. Nellelinee elaborate, la finestra scelta per l’applicazione dell’AGC è stata di 2000 ms; a questo valore siè giunti dopo aver eseguito una serie di prove sui dati.

3.2.1 Sorting. Uno dei passi fondamentali che hanno portato la sismica di esplorazione ad esse-re la metodologia di riferimento nel campo delle discipline geofisiche a carattere industriale e scien-tifico è la tecnica di acquisizione a copertura multipla. Questa tecnica permette di ottenere unaridondanza di informazioni per uno stesso punto in profondità indagato.

In accordo con le semplici leggi della riflessione, il punto riflettente è collocato sulla verticaledel punto mediano sorgente-ricevitore. Utilizzando determinate configurazioni sparse è possibileregistrare un certo numero di energizzazioni, in modo tale che il punto mediano (cioè il punto diriflessione) sia comune a tutte le predisposizioni sorgente-ricevitore. Otteniamo così, con una ade-guata configurazione sparsa (ad esempio con la tecnica delle distanze crescenti) un insieme disegnali di riflessioni che sono tutti riflessi da un unico punto in profondità (Common Depth Point oCDP). Il metodo della sismica a riflessione multicanale a copertura multipla è stata introdotta comeroutine nelle campagne di acquisizione degli anni ’60 (Mayne, 1962, 1967).

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Fig. 4 - Flusso di elaborazione dei dati sismicimulticanale nel Golfo di Napoli.

Considerato un CDP di coordinate (y,h) punto mediano-offset la trasformazione da un tipoall’altro di coordinate è appunto identificata nella procedura di sorting. In base al modello di Fig. 7Le coordinate in cui si opera il processing sismico, punto mediano (mezzo) offset (y,h) sono defi-nite in termini di (s,g) come segue:

y=(g+s)/2h=(g-s)/2Le tracce sismiche si possono ordinare in gruppi di vario tipo e sono:

• Common Shot Gather (registrazione di campagna); • Common Receiver Gather (gruppi di tracce relative ad uno stesso canale di acquisizione); • Common Depth Point Gather (chiamato anche più generalmente CMP-gather); • Common Offset Gather (riordino delle tracce in base alla distanza sorgente-ricevitore); • CMP-Stacked Section (sezione interpretabile).

3.3. Analisi di velocità. Una volta ordinati i dati in CDP (Common Depth Point), sugli stessi èstata eseguita l’analisi di velocità al fine di produrre la prima sezione stack. La stessa analisi divelocità è stata ripetuta dopo aver applicato nuovi processi di elaborazione ai dati, cercando dicapire se gli stessi producevano o meno miglioramenti. L’analisi di velocità risulta fondamentale

per applicare la correzione di Normal Move Out (Yilmaz, 1987) necessaria per

rendere orizzontali le iperboli di riflessione prima di eseguire la somma (stack) delle tracce.Attraverso l’analisi di velocità si ricavano informazioni sulle velocità dei riflettori presenti nellasezione. Esistono diverse tecniche per eseguire l’analisi di velocità; nella maggior parte dei casi èstata adoperata la Constant Velocity Stack (CVS), confrontata successivamente con la semblance.La CVS consiste nel selezionare, di volta in volta, una porzione di dato, da un minimo di 5 ad unmassimo di 25 CMP, e con questi generare una serie di pannelli di stack. Ciascun pannello èottenuto usando valori di velocità, per la correzione di Normal Move Out, che variano tra il piùbasso ed il più alto valore di velocità atteso, sulla base di una prima analisi del dato. Andando adindividuare su vari pannelli, corretti per NMO e sommati, le zone che meglio risultano corrette, inbase alla velocità indicativa del pannello, è stata ricostruita la funzione di variazione della velocitàcon la profondità.

Gli esempi di valori di velocità ottenuti con tale tecnica sono stati poi revisionati utilizzando glispettri di velocità (semblance) in cui si considera un CMP gather e si definisce la semblance ossiail rapporto tra l’energia all’interno di un intervallo di tempo ∆t:

dove N è il numero di tracce, xti è l’ampiezza del singolo canale i al tempo t, ∑ixti è l’ampiezza del-lo stack al tempo t, mentre il quadrato è l’energia ad essa associata, per cui maggiore è la semblan-ce migliore sarà la velocità di stacking utilizzata.

3.4. Normal move out. Una volta eseguita l’analisi di velocità, è necessario correggere le iper-boli di riflessione; di seguito si chiarisce, geometricamente, il senso della correzione di NMO. Ilcaso più semplice è quello in cui il riflettore si presenta orizzontale; in questo caso, se riportiamoin un diagramma cartesiano x-t i tempi d’arrivo dell’onda riflessa per ogni ricevitore otterremoun’iperbole. La retta OM è il grafico dei tempi di arrivo dell’onda diretta, il cui percorso è S-R edè caratterizzata da una velocità td = x/V.

Per calcolare, invece, il percorso compiuto dalla riflessa per raggiungere il geofono R, basta pro-iettare un punto I al di sotto del riflettore ad una distanza pari a quella tra S ed il riflettore stesso (h)e congiungere I con R. Per costruzione geometrica avremo che lo spazio percorso dall’onda(SC+CR) è uguale a quello ottenuto dalla nostra costruzione. L’iperbole costruita con i tempi di arri-vo della riflessa è conseguenza del fatto che i tempi per geofoni più lontani saranno maggiori, ladifferenza tra i tempi di arrivo dell’onda a due geofoni distanti è definita moveout ∆t. Quindi il

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moveout non rappresenta altro che il ritardo accumulato dal fronte d’onda di riflessione nel raggiun-gere i ricevitori via via più lontani.

Nel caso particolare di un ricevitore posto alla sorgente avremo che:

∆ΤNMO = tx – t0

dove ∆ΤNMO è definito Normal Move Out (NMO), tx è il tempo di arrivo dell’onda al ricevitore inR mentre t0 è il tempo rilevato dal ricevitore alla sorgente.

Riscrivendo la formula in funzione della velocità e della distanza ed esprimendo tx in funzionedi t0 avremo:

Esaminando tale equazione si nota che il NMO cresce con l’offset x, distanza sorgente-ricevito-re ed è inversamente proporzionale alla velocità. In pratica, la curvatura della dromocrona delleonde riflesse aumenta rapidamente considerando ricevitori sempre più distanti, ma diminuisceall’aumentare del tempo di registrazione. La correzione di NMO viene applicata prima di eseguirela somma (stack) delle tracce, per eliminare la curvatura che impedisce di posizionare correttamen-te il riflettore. La correzione è effettuata inserendo un valore di velocità, ricavato attraverso l’ana-lisi di velocità, nella formula. Se questo valore è esatto, otterremo che le tracce si allineeranno cor-rettamente (Fig. 5). Per valori di velocità maggiori otterremo un valore di correzione minore e quin-di le tracce mostreranno una curvatura residua (Fig. 5). Viceversa, se la velocità inserita è troppobassa avremo una sovracorrezione dei tempi d’arrivo, quindi le tracce presenteranno una curvaturaopposta (Fig. 5).

3.5. Stacking. La sezione stack rappresenta generalmente il prodotto finale dell’elaborazione deidati sismici. Essa è costituita da tracce che rappresentano la somma in fase (stack) delle tracce pro-venienti da uno stesso CDP. Lo stacking permette di incrementare il rapporto segnale/rumore (S/N),riducendo il rumore casuale incluso nel dato. Durante lo stacking, il segnale coerente aumenterà,per interferenza costruttiva, la sua ampiezza di un fattore equivalente alla copertura del dato, men-tre il rumore casuale si addizionerà ad altro rumore accrescendo solo di poco la sua ampiezza.

3.6. Filtraggio passa-banda. In molte applicazioni, come l’analisi dei segnali sismici e, più ingenerale, di processi geofisici, dato un segnale f (t)

(assumiamo che t sia una variabile continua) si è interessati al suo contenuto in frequenza. Latrasformata continua di Fourier è definita come:

e fornisce una rappresentazione del contenuto in frequenza di f (t). Sulle tracce sismiche viene pertanto effettuata un’analisi di Fourier per identificare i contenuti

in frequenza (Bracewell, 1965) del segnale nei vari sismogrammi ed eventualmente applicare un fil-tro passa-banda, che permette di esaltare le frequenze di interesse.

Il filtraggio consiste nel modificare una serie temporale, attraverso l’applicazione di un’altraserie temporale filtro, opportunamente costruita. L’applicazione di un filtro consiste nella convolu-zione del filtro stesso con il sismogramma. Un filtro passa-banda generico ha una risposta inampiezze pari alle frequenze comprese tra p e q; questo intervallo è detto banda-passante. Questivalori di frequenza sono presi in corrispondenza dei punti in cui l’ampiezza A del filtro è di tre deci-bel inferiore alla banda passante.

Il filtro applicato consiste nell’inserire dei valori di frequenza che individuano i vertici di un tra-pezio ed un parametro che gestisce la pendenza dei lati del trapezio. Quest’ultimo parametro,espresso in decibel per ottava, è essenziale per conoscere di quanto sono ridotte le frequenze, ester-ne alla banda passante, dopo l’applicazione del filtro. La scelta del filtro è stata fatta solo dopo averanalizzato il contenuto in frequenze del dato, per individuare l’intervallo di frequenze in cui era con-

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centrato il segnale utile. Il filtro scelto è risultato essere abbastanza conservativo (0-20-50-70 Hz),permettendo, in ogni caso, di eliminare il rumore ad alta frequenza presente.

3.7. Tecniche di rimozione delle multiple. Le riflessioni multiple si verificano quando il segnaleviene riflesso più volte dalle discontinuità interne alla terra prima di arrivare ai sensori. Poiché l’am-piezza delle riflessioni è proporzionale ai coefficienti di riflessione di ogni riflettore, solo i più mar-cati contrasti di impedenza acustica generano segnali sufficientemente forti da essere riconosciuticome eventi. Si distinguono due classi di riflessioni multiple: a corto ed a lungo periodo.

L’evento di riferimento per tale classificazione è la riflessione primaria. L’effetto della multiplaa breve periodo si traduce in una deformazione dell’onda primaria, in quanto le due riflessioni sonomolto prossime l’una all’altra ed è difficilmente individuabile con precisione senza un’analisi diret-ta della forma d’onda della sorgente.

La riflessione multipla a lungo periodo è invece individuabile come un evento distinto sullasezione stack. Esistono molte tecniche di soppressione delle multiple, le cui cognizioni sono basa-te su una delle seguenti caratteristiche delle riflessioni multiple: • Differenza di moveout fra primarie e multiple (discriminante di velocità); • Differenze di inclinazioni tra gli eventi primari e quelli multipli nelle sezioni CDP stack; • Differenze di contenuto in frequenza fra i due tipi di segnale; • Periodicità della multipla.

Nel caso di studio la procedura di attenuazione delle multiple qui applicata è stata quella dellostacking e della deconvoluzione predittiva. Con lo stacking si è riusciti a discriminare il moveout trale primarie e le multiple e definendo una corretta funzione di velocità delle primarie. In questo caso,il rumore coerente sottocorretto viene attenuato nella somma non in fase degli eventi ad esso rela-tivi (Marr and Zagst, 1967). L’efficacia dello stacking migliora con l’aumento della copertura e del-l’offset massimo, incrementando il numero di tracce da sommare nel CMP-gather. La deconvolu-zione predittiva è stata eseguita sui dati sismici al fine di eliminare o ridurre ulteriormente il segna-le multiplo che caratterizzava le stesse sezioni, anche se non sempre la stessa operazione ha prodot-to significativi miglioramenti. In ogni caso, la presenza di multiple nel segnale è stata utile durantela fase di interpretazione geologica, per una migliore definizione dei principali riflettori sismici edun confronto dei rapporti stratigrafici tra gli stessi riflettori.

3.7.1 Deconvoluzione. La deconvoluzione è un passaggio fondamentale nell’elaborazione delsegnale sismico, che permette di recuperare le alte frequenze, attenuare le multiple e ricostruire laforma d’onda. Tale processo è un’operazione del dominio temporale, il cui scopo è quello di rimuo-vere gli effetti della convoluzione su di un dato registrato. La deconvoluzione semplifica l’ondinasismica della sorgente w (t) dalle tracce registrate per ricostruire la funzione della riflettività terre-stre e (t) con cui è convoluta l’ondina (s(t)=e(t)*w(t)+n(t)) e di conseguenza aumentare la risolu-zione temporale del dato; in pratica consiste nella convoluzione del sismogramma con un filtroinverso (filtro di Wiener). Il principio della deconvoluzione è di rimuovere gli effetti di un filtro pre-cedente, la terra, che riduce le alte frequenze; la difficoltà principale nel compiere tale operazioneconsiste nella costruzione del filtro inverso, in quanto le proprietà w (t) sono ignote.

La deconvoluzione può essere distinta in: • Deconvoluzione Spiking, che punta a rimuovere gli effetti dell’ondina della sorgente dal sismo-

gramma, causando un ampliamento ed un appiattimento dello spettro delle frequenze. • Deconvoluzione Predittiva, che mira a predire ed eliminare le riverberazioni che sono intruse nel

segnale, come ad esempio le multiple. La deconvoluzione spiking teoricamente è definita a partire dal modello convoluzionale, secon-

do cui il sismogramma, escluso il rumore n (t) sarà dato da: s(t)=e(t)*w(t)

in cui s (t) è il sismogramma registrato, w (t) è l’ondina sismica della sorgente, e (t) è la rispostaimpulsiva della terra. La riflettività terrestre e (t) può essere ricavata applicando un filtro di Wiener

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Fig. 5 - Esempio di deconvoluzione spiking dei dati sismici multicanale del Golfo di Napoli.

a)

b)

c)

d)

f(t), che modifica la forma dell’ondina comprimendola ed approssimandola alla funzione del Deltadi Dirac:

e(t) = f(t)* s(t)

dove la funzione del Delta di Dirac ∆(t) può essere definita come una funzione impulsiva che assu-me il valore infinito per t=0 ed è zero in ogni altro punto, ovvero:

Da calcoli successivi si calcola il filtro f (t):

Riassumendo abbiamo ottenuto, applicando il filtro al sismogramma una funzione impulsiva el’equazione in oggetto stabilisce che il filtro è l’inverso del sismogramma. Per quanto riguarda ladeconvoluzione predittiva, se consideriamo il nostro sismogramma x (t), lo scopo di tale deconvo-luzione è di predire il valore che ha la funzione x (t) all’istante (t+α) con α distanza di predizione.Le basi della deconvoluzione predittiva sono le stesse della spiking. La differenza principale consi-ste nella costruzione del filtro inverso ed in particolare, come vedremo, dalla scelta dei parametri.

I parametri da conoscere per costruire il filtro necessario alla deconvoluzione sono: • Finestra d’applicazione: la finestra del dato in cui si applica l’autocorrelazione; • Distanza di predizione o gap: parte dell’ondina che vogliamo conservare; rappresenta il ritardo

prima della multipla o della riverberazione da eliminare; • Lunghezza dell’operatore: rappresenta la lunghezza del filtro ed è definito in base al numero di

riverberazioni che deve eliminare. Per i tre profili elaborati, entrambi i tipi di deconvoluzione sono stati applicati. La Fig. 5 mostra

un esempio di applicazione di deconvoluzione spiking. Si nota (in alto) come il segnale appare piùspike (“compresso”) e di conseguenza è più semplice definire i diversi riflettori durante la fase diinterpretazione geologica. BibliografiaBracewell R.N.; 1965: The Fourier Transform and its application. McGraw-Hill Book Co.Gasparini P., Mantovani M.S.; 1984: Fisica della Terra Solida. Liguori Editore, Napoli. Mayne W.H.; 1962: Horizontal data stacking techniques. Supplement to Geophysics, 27, 927-938. Mayne W.H.; 1967: Practical considerations in the use of common reflection point techniques. Geophysics, 32, 225-229. Marr J.D., Zagst E.F.; 1967: Exploration horizons from new seismic concepts of CDP and digital processing. Geophysics, 32, 207-

224. Sheriff R.E., Geldart R.P.; 1995: Exploration Seismology. Cambridge University Press II Ed., 419 pages. Yilmaz O.; 1987: Seismic data processing. Society of Exploration Geophysics, Tulsa. Zoeppritz K; 1919: On the reflection and penetration of seismic waves through unstable layers. Goettinger Nachr, 66-84.

ARCHITETTURA STRATIGRAFICA DEI CUNEI PROGRADANTI PLEISTOCENICIDI LOWSTAND SULLA PIATTAFORMA CONTINENTALE DEL SALENTO (OFFSHORE DELLA PUGLIA, ADRIATICO MERIDIONALE)G. Aiello IAMC, CNR, Sede di Napoli

Introduzione. Studi recenti eseguiti su margini continentali sia attivi che passivi hanno mostra-to che l’architettura stratigrafica delle piattaforme continentali è caratterizzata da depositi di low-stand, shelf-margin e trasgressive system tracts (Suter and Berryhill, 1985; Suter et al., 1987; Sai-to, 1991; Tesson et al., 1990, 1993; Okamura and Blum, 1993; Trincardi and Correggiari, 2000). Idepositi di highstand si accumulano principalmente sulla piattaforma interna, dove formano spessi

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