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1
Geofisica Applicata Piattaforma WEB per la geofisica applicata al campo ambientale e
geotecnico (metodi e applicazioni)
ELEMENTI DI SISMICA A RIFLESSIONE E GEORADAR Parte 1:
Principi fisici e Caratterizzazione dei materiali
Gian Piero Deidda
Dipartimento di Ingegneria Civile e Ambientale e Architettura UNIVERSITÀ DI CAGLIARI
Cagliari, 21 Maggio 2015
2
Metodi geofisici
?
Misurare direttamente delle grandezze fisiche (grandezze desiderate) che caratterizzano il sottosuolo: velocità sismiche, a t t enuaz ione , r es i s t i v i t à , densità, ecc. ecc.
Ciò che vorremmo fare Ciò che possiamo fare
Misurare delle grandezze fisiche sulla superficie del suolo che abbiano qualche legame con le grandezze fisiche desiderate.
( )zyxv ,, ( )zyx ,,ρ( )zyxQ ,, ( )zyx ,,δ
3
Metodi sismici
?
Misurare direttamente i parametri (visco-)elastici dei materiali nel sottosuolo.
Ciò che vorremmo fare Ciò che possiamo fare
Misurare ampiezze e tempi di percorrenza delle onde sismiche sulla superficie del suolo.
( ), ,x y zµ( )zyxQ ,,( ), ,x y zλ
( ), ,D x y z
4
Metodi elettromagnetici
?
Misurare d i re t tamente i parametri elettromagnetici cos t i tu t i v i (conduc ib i l i tà elettrica, permettività elettrica, permeabilità magnetica, ecc.) dei materiali del sottosuolo.
Ciò che vorremmo fare Ciò che possiamo fare
Misurare la resistività apparente, le ampiezze e i tempi di percorrenza delle onde elettromagnetiche.
( ), ,x y zε( ), ,x y zσ ( ), ,x y zµ
6
Un’onda sismica è uno stato “meccanico” di non-equilibrio, definibile da una grandezza fisica meccanica (sforzo, deformazione, spostamento, velocità, accelerazione, …), che si propaga da un punto all’altro di un mezzo (non il vuoto)
COS’È UN’ONDA SISMICA?
7
COS’È UN’ONDA SISMICA?
2a EQUAZIONE DI NEWTON aF m=
LEGGI COSTITUTIVE • ELASTICITÀ
LINEARE
• VISCOELASTICITÀ LINEARE
Legge di Hooke
Legge di Hooke
Legge di Newton
µγ=T
µγ=T
dtdT γ
η=
Esem
pi
+
2
2
tgrad
∂
∂=
uT ρ
8
CET = klijklij eCT ⋅=
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz
xy yy yz
xz yz zz
xx xy xz xy yy yz xz yz zz
Tij
Cijkl
ekl
9 9
81
ELASTICITÀ LINEARE Legge di Hooke
9
( ) xxxxzzyyxxxx eeeeeT µλθµλ 22 +=+++=
LEGGE DI HOOKE GENERALIZZATA
Com
pone
nti d
i sf
orzo
nor
mal
e
( ) yyyyzzyyxxyy eeeeeT µλθµλ 22 +=+++=
( ) zzzzzzyyxxzz eeeeeT µλθµλ 22 +=+++=
xyxy eT µ2=xzxz eT µ2=yzyz eT µ2=
Componenti di sforzo tangenziale
λµ
Parametri di Lamé
I parametr i d i Lamé sono caratteristici di ciascun materiale e ne definiscono completamente il comportamento in campo elastico
Materiali isotropi
10
Modulo di Young xxxx EeT =
θkPh −= Modulo di compressibilità
µγ=xyT Modulo di taglio
ll
ddΔ
Δ=σ Rapporto di Poisson
zzxx eT λ= Modulo di Lamè
MODULI ELASTICI – MATERIALI ISOTROPI
11
=ijklG Funzione di rilassamento (81 parametri viscoelastici)
Materiali viscoelastici isotropi
BG
SG
kµ
( ) ( )∫∞−
−=t
klijklij d
ddtGT τ
ττε
τ
materiali viscoelastici
materiali elastici
VISCOELASTICITÀ LINEARE Relazione generalizzata Sforzi-deformazioni
12
VISCOELASTICITÀ LINEARE Sfasamento tra Sforzi e deformazioni
( ) tieTtT ω⋅= 0
( ) tiet ωγγ ⋅= 0
t
T, γ
γ
T
( ) tieTtT ω⋅= 0
( ) )(0
δωγγ −⋅= tiett
T, γ
γ
T ωδ
Materiale Viscoelastico
Materiale Elastico
13
VISCOELASTICITÀ LINEARE Modulo di Viscoelasticità
( )( ) ( ) ( )δδ
γγγγδ
δω
ω
sincos0
0
0
0
0
0 iTeTeeT
ttTG i
ti
ti
+⋅=⋅=⋅==−
∗
GiGG ʹ′ʹ′+ʹ′=∗
Modulo Elastico Modulo Viscoso
14
1T 2T21 TT ≠
Non-equilibrio degli sforzi
Se in un punto di un mezzo materiale esiste un non-equilibrio (un gradiente) degli sforzi, allora questo stato di non-equilibrio si propaga
mediante onde a tutti gli altri punti del mezzo
COS’È UN’ONDA SISMICA?
aF m= 2
2
tgrad
∂
∂=
uT ρ
=ρ Massa volumica =u Vettore spostamento
2* * * 2
2 ( )grad divt
ρ λ µ µ∂
= + ⋅ + ∇∂
u u u
15
Potenziale scalare dello spostamento
COS’È UN’ONDA SISMICA?
2 * *2
2
2tϕ λ µ
ϕρ
∂ += ⋅∇
∂
Potenziale vettoriale dello spostamento 2 *
22t
µρ
∂= ⋅∇
∂
ψ ψ
Onde P
* ** 2PV
λ µρ+
=
Onde S
**SV
µρ
=
Tipi di onde sismiche
16
**P PP P
k iV Vω ω
α= = +
( )⎪⎭
⎪⎬⎫
⎪⎩
⎪⎨⎧
=ρ
ω*
Re BP
GV
( )*
Im B PP
P
G DVω
α ωρ
⎧ ⎫⎪ ⎪= =⎨ ⎬
⎪ ⎪⎩ ⎭
( )⎪⎭
⎪⎬⎫
⎪⎩
⎪⎨⎧
=ρ
ω*
Re SS
GV
( )*
Im S SS
S
G DVω
α ωρ
⎧ ⎫⎪ ⎪= =⎨ ⎬
⎪ ⎪⎩ ⎭
Dispersione intrinseca
Attenuazione intrinseca
COS’È UN’ONDA SISMICA? Dominio di frequenza – Equazione di Helmoltz
2 2 0Pkϕ ϕ∇ + ⋅ =
2 2 0Sk∇ + ⋅ =ψ ψ **S SS S
k iV Vω ω
α= = +
17
Un’onda elettromagnetica è uno stato “elettromagnetico” di non-equilibrio, definibile da una grandezza fisica elettromagnetica (campo elettrico, campo magnetico, …) che si propaga da un punto all’altro di un mezzo (anche il vuoto)
COS’È UN’ONDA ELETTROMAGNETICA?
18
trot
∂
∂−=BE
trot
∂
∂+=DJH
Qdiv =D0div =B
EJ σ=
ED ε=
HB µ=
LEGGE DI FARADAY
LEGGE DI AMPÈRE
LEGGE DI OHM
LEGGI COSTITUTIVE
LEGGE DI GAUSS (PER IL CAMPO ELETTRICO E)
LEGGE DI GAUSS (PER IL CAMPO MAGNETICO H)
1
2
3
4
6
5
7
EQUAZIONI DI MAXWELL
19
EQUAZIONI DEI CAMPI EM
Campo elettrico Campo magnetico DOMINIO DEL TEMPO
2
22
tt ∂
∂+
∂
∂=∇
EEE µεµσ 2
22
tt ∂
∂+
∂
∂=∇
HHH µεµσ
2 2iωµσ ω µε∇ = − −E E E 2 2iωµσ ω µε∇ = − −H H H
DOMINIO DELLA FREQUENZA
PROPAGAZIONE DEI CAMPI EM IN UN MEZZO CONDUTTIVO
(CAMPI DIFFUSIVI) PROPAGAZIONE ONDULATORIA DEI CAMPI EM
(FREQUENZE > 10 MHZ – ONDE RADAR)
20
2 2k iµεω µσω= +
k i iVω
β α α= + = +
Numero d’onda: k ONDE ELETTROMAGNETICHE
2 2iωµσ ω µε∇ = − −E E E 2 2iωµσ ω µε∇ = − −H H H
2 2( )iω µε ωµσ∇ = − +E E 2 2( )iω µε ωµσ∇ = − +H H2 2k∇ = −E E 2 2k∇ = −H H
21
2
1 12 Vµε σ ω
β ωεω
⎡ ⎤⎛ ⎞⎢ ⎥= + + =⎜ ⎟⎢ ⎥⎝ ⎠⎣ ⎦
2
1 12µε σ
α ωεω
⎡ ⎤⎛ ⎞⎢ ⎥= + −⎜ ⎟⎢ ⎥⎝ ⎠⎣ ⎦
ONDE ELETTROMAGNETICHE
PARTE REALE DEL NUMERO D’ONDA
PARTE IMMAGINARIA DEL NUMERO D’ONDA
Numero d’onda: k
22
2σ µ
αε
;
2
2 2 1σω ε
=
Mezzo dielettrico (poco conduttivo) ONDE ELETTROMAGNETICHE
1Vµε
= VELOCITÀ
COEFFICIENTE DI ATTENUAZIONE
QUANDO 0σ =
8
0 0
1 3 10V m/sµ ε
= ⋅;
0α =
VUOTO
23
Mezzo conduttivo ONDE ELETTROMAGNETICHE
2
2 2 1σω ε
?QUANDO
2ωµσ
β α= =
2V ωµε
= VELOCITÀ
COEFFICIENTE DI ATTENUAZIONE
26
ELEMENTI DI SISMICA A RIFLESSIONE E GEORADAR Parte 2:
Acquisizione ed Elaborazione Dati
Geofisica Applicata Piattaforma WEB per la geofisica applicata al campo ambientale e
geotecnico (metodi e applicazioni)
Gian Piero Deidda
Dipartimento di Ingegneria Civile e Ambientale e Architettura UNIVERSITÀ DI CAGLIARI
Cagliari, 15 Maggio 2015
29
SISMICA A RIFLESSIONE
La Sismica a Riflessione è una tecnica di imaging geofisico. I segnali sismici generati sulla superficie del suolo e riflessi dalle interfacce che separano materiali con differenti caratteristiche ‘’elastiche’’ vengono captati in superficie, registrati in forma digitale, ed utilizzati per produrre un’immagine del sottosuolo che può essere interpretata geologicamente.
TECNICA DI ‘‘IMAGING’’
30
Tx Rx
Il GPR è una tecnica di imaging geofisico. I segnali elettromagnetici generati sulla superficie del suolo e riflessi dalle interfacce che separano materiali con differenti caratteristiche ‘’elettriche’’ vengono captati in superficie, registrati in forma digitale, ed utilizzati per produrre un’immagine del sottosuolo che può essere interpretata geologicamente.
GROUND PENETRATING RADAR - GEORADAR TECNICA DI ‘‘IMAGING’’
32
1ρ
2ρ
1V
2V
h ( ) 2 1
2 1
Z Zr hZ Z
−=
+
COEFFICIENTE DI RIFLESSIONE
SISMICA A RIFLESSIONE E GPR MODELLO CONVOLUZIONALE
t
*
RIFL
ETTI
VITÀ
TRACC
IA S
ISM
ICA
TRACC
IA R
ADAR
SEGNALE SORGENTE
2htV
=
h 1ε 1µ
2ε 2µ
Z = Impedenza acustica
Impedenza intrinseca
33
SISMICA A RIFLESSIONE
Sismica a Riflessione multi-offset L’elaborazione e la ricomposizione geometrica dei segnali multi-offset producono un’immagine del sottosuolo che può essere interpretata geologicamente.
TECNICA DI ‘‘IMAGING’’
34
Imaging sismico 2D: dalla Geologia alla Sezione Sismica
GEOLOGIA
RECORDS
AC
QU
ISIZ
ION
E
SISMICA A RIFLESSIONE
35
RECORDS
SEZIONE SISMICA
Ela
bora
zion
e
Imaging sismico 2D: dalla Geologia alla Sezione Sismica SISMICA A RIFLESSIONE
38
( )⎥⎥
⎦
⎤
⎢⎢
⎣
⎡−⎟⎟
⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛+=−=Δ 11
2
000 TV
xTTxttNMO
NMO
Il NMO è la differenza tra il tempo di arrivo di un segnale riflesso ad un offset x, t(x), e il tempo di andata e ritorno ad offset zero, T0. Per piccoli offsets esso può essere approssimato da
02
2
2 TVxtNMO
NMO ⋅⋅≈Δ
NORMAL MOVE OUT PRINCIPI GENERALI
40
CMP
CDP
Famiglia CMP
Common offset - bistatico
CDP
GPR – Acquisizione multi-offset
T R
T R
T R
T R
T R
T R
T T T T T T R R R R R R
42
“There are some areas where good data cannot be obtained. There are even areas where bad data cannot be obtained. However, in areas of good data, it is always possible to obtain bad or no data. Every area has its own character; thus, what works in some circumstances will not work everywhere. Therefore, it is desirable to design data acquisition parameters for obtaining the best quality data possible for the given objective.”
Determinazione dei parametri di acquisizione
From Steeples (1986)
43
Lunghezza di registrazione Intervallo di campionamento Far-offset Near-offset Distanza tra i geofoni Tipo di stendimento … …
Selezione dei Parametri
Cosa vogliamo vedere?
Cosa ci occorre per vederlo?
Come ottenere ciò che ci occorre per vederlo?
Determinazione dei parametri di acquisizione
44
Parametri di acquisizione - Sismica Lunghezza di registrazione
1. La lunghezza (tempo) di registrazione deve essere abbastanza lunga per consentire di registrare, con sufficiente sicurezza, gli arrivi dall’interfaccia più profonda (considerando la massima distanza scoppio-ricevitore per tener conto del NMO).
2. La lunghezza di registrazione determina anche la risoluzione spettrale:
Pertanto, quando si ha la necessità di eseguire un’analisi spettrale dettagliata, la lunghezza di registrazione deve essere sufficientemente grande.
1fT
Δ =
45
Intervallo di campionamento Δt
max21f
t ≤Δ
( ) max541f
t÷
=Δ
Teorema del Campionamento
In pratica
L’intervallo di campionamento deve essere sufficientemente piccolo affinché le massime frequenze attese vengano registrate senza aliasing temporale.
Parametri di acquisizione - Sismica
46
Offset massimo
Il valore ottimale della massima distanza sorgente-ricevitore scaturisce da un compromesso che tiene conto di:
1. Normal Move Out
2. NMO stretching – Stiramento tracce per correzione NMO
3. Riflessioni supercritiche
Parametri di acquisizione - Sismica
47
Offset massimo - NMO 2
2 2 2max0 0 022NMO NMO
NMO
XT T T T TV
Δ + + Δ ⋅ = +
2max 0 02 2NMO NMO NMO NMO NMOX V T T T V T T= Δ + Δ ⋅ ≅ Δ ⋅
22max0 02NMO
NMO
XT T TV
Δ = + −
.domin
1f
TNMO =Δ
0max
.
2NMO
domin
TX Vf
=
Applicando la condizione:
Minimo valore di Xmax
Parametri di acquisizione - Sismica
49
Offset massimo - Stretching
T 0T T 0T
domTdomT ʹ′
Diverso NMO Correzione NMO
(reale)
Parametri di acquisizione - Sismica
50
Offset massimo - Stretching
0. TT
ffNMOstretch
Δ=
Δ=
domin
5.00
=Δ
=TTNMOstretch
00 21TTTT =−=Δ
202
2
000 23
21 T
VXTTTTNMO
+==+=
202
2204
9 TVXTNMO
+=
NMONMO VTVTX ⋅⋅=⋅⋅= 00 25.145
Imponendo:
Parametri di acquisizione - Sismica
51
Offset massimo - Stretching
T 0T
Stretch Muting
Diminuzione copertura CMP
Parametri di acquisizione - Sismica
52
Offset massimo – riflessioni supercritiche
0 30 60 90Angolo di Incidenza (°)
0
0.4
0.8
1.2
1.6
2
Am
piez
za
0 30 60 90Angolo di Incidenza (°)
-180
-90
0
90
180
Fase
(°)
RSH
TSH
a b
Angolo diBrewster θcr = 41.81
θcr = 41.81
Angolo di incidenza Offset
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛=
2
1arcsenVV
cθ chX θtan2≤
Parametri di acquisizione - Sismica
53
Offset minimo
0.1
0.2
0.3
0.4
0.00 10 20
0.1
0.2
0.3
0.4
0.0
Distanza scoppio-geofono (m)
Tem
pi (s
)
Tem
pi (s
)
Finestra ottimale
Parametri di acquisizione - Sismica
54
Spaziatura geofoni Δx
max
12
xk
Δ ≤ Teorema del Campionamento
La spaziatura tra i geofoni deve essere sufficientemente piccola affinché i massimi numeri d’onda (più propriamente, frequenze spaziali) attesi vengano registrati senza aliasing spaziale.
maxmax
mina
fkV
= min
max2aVxf
Δ ≤
Parametri di acquisizione - Sismica
56
Risoluzione
La risoluzione definisce la capacità di vedere separati due punti posti a piccola distanza l’uno dall’altro. La risoluzione, distinta in risoluzione verticale e risoluzione laterale, dipende dalla lunghezza d’onda dominante, definita da:
domdom
Vf
λ =
Parametri di acquisizione - Sismica
57
Risoluzione verticale
La risoluzione verticale, così come definita sopra, implica solamente la distinguibilità tra le ondine riflesse dal tetto e dal letto di uno strato sottile
Massima risoluzione verticale = max min4 4 ( )V
f fλ
⋅ −;
Parametri di acquisizione - Sismica te
mpo
fr
eque
nza
58
Risoluzione laterale
Riflettore
S
A A’O
40λ
+z0z
T0T1
z
V
VzT o2
0 =
VzT o )4/(2
1λ+
=
AAʹ′ = Diametro Ia zona di Fresnel
00 2 2
TVR zf
λ≅ =Risoluzione laterale
Parametri di acquisizione - Sismica
59
Parametri di acquisizione - Georadar Frequenza centrale dell’antenna – banda spettrale
Ampiezza (dB)
cf f
0 -‐3
1.5 cf0.5 cf
cB f=
B
Banda spettrale
La frequenza massima del segnale emesso è ben superiore alla frequenza centrale dell’antenna!!
In pratica
max 3 cf f=
60
Parametri di acquisizione - Georadar Frequenza centrale dell’antenna
75R
r
fz ε
≥Δ4
R Vfz
≥⋅Δ
MHz
30C
r
fL ε
≤Δ
MHz 10
C VfL
≤⋅Δ
4z λ
Δ =
10L λ
Δ =
RISOLUZIONE DESIDERATA
LIMITAZIONE «CLUTTERING» (PICCOLE ETEROGENEITÀ)
SCELTA DELLA FREQUENZA CENTRALE
R Ccf f f≤ ≤
61
Parametri di acquisizione - Georadar Lunghezza di registrazione
La lunghezza (tempo) di registrazione deve essere abbastanza lunga per consentire di registrare, con sufficiente sicurezza, gli arrivi dall’obiettivo (più profondo), considerando la massima distanza tra le antenne nel caso di acquisizione multi-offset.
21.3 hTV
=
h =
V =
Profondità dell’obiettivo
Velocità ipotizzata (o stimata)
62
Parametri di acquisizione - Georadar Intervallo di campionamento temporale
Come nel caso della Sismica, discende dal teorema del campionamento.
max
1 1 12 2 1.5 3c c
tf f f
Δ ≤ = =⋅
In pratica: 16 c
tf
Δ =
63
Parametri di acquisizione - Georadar Intervallo di campionamento spaziale – Intervallo tra le tracce
Come nel caso della Sismica, discende dal teorema del campionamento.
max
12 2 6Nyq c
V Vxk f f
Δ ≤ = =
75
c r
xf ε
Δ ≤xΔ
cf [MHz]
[m]
64
Parametri di acquisizione Modellizzazione - Esempio
V1 = 200
V3= 2000
7 m
3 m V2 = 1500
Distanza scoppio-geofono (m)
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0 10 20 30 0 10 20 300.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
Tem
po (s
)
Tem
po (s
)
Onde P Onde SH
Basamento sotto copertura con falda
66
ELABORAZIONE DATI
L’elaborazione dei dati sismici a riflessione consiste nel “manipolare” le registrazioni (shot records) e presentarle in modo che possano essere interpretate geologicamente.
Gli obiettivi dell’elaborazione sono: 1- enfatizzare i segnali riflessi attenuando gli altri segnali
(rumori), e 2- ricomporre geometricamente i segnali riflessi al fine di
produrre una sezione sismica “zero-offset”, cioè come se fosse stata acquisita con sorgente e ricevitore nella stessa posizione
67
ELABORAZIONE DATI
PREPROCESSING
GEOMETRICAL PROCESSING
WAVELET PROCESSING
IMAGE PROCESSING
FA
SI P
RIN
CIP
ALI
Conversione dei dati Geometria Editing delle tracce Attenuazione rumore CMP Sorting
Analisi di velocità e NMO Statiche residue CMP stacking
Deconvoluzione
Migrazione
Registrazioni Fasi di Elaborazione Immagine sottosuolo
Input Sistema Output
68
Moveouts – Ritardi temporali
I moveouts tra una traccia e l’altra dipendono dalla combinazione di cause dinamiche and statiche:
Si definisce Moveout il ritardo temporale tra i segnali riflessi da uno stesso riflettore.
1- Normal Moveout (NMO), causato dalla diversa distanza tra sorgente e ricevitori;
2- Dip Moveout (DMO), causato dalla pendenza dei riflettori;
3- Variazioni topografiche (diverse quote di sorgenti e ricevitori);
4- Variazioni laterali di velocità nell’”aerato”
70
a) Riflessione con NMO b) Correzione con velocità troppo alta c) Correzione con velocità troppo bassa d) Correzione con velocità esatta
Correzione per NMO Procedura ‘Trial and error’
71
Analisi di Velocità
L’analisi di velocità è una delle più importanti fasi nell’elaborazione dei dati sismici a riflessione.
Senza una buona analisi di velocità le riflessioni non vengono ben rappresentate sulla sezione Stack.
L’analisi di velocità è la fase di elaborazione che permette la stima delle velocità di stack delle riflessioni
L’analisi di velocità è essenzialmente una procedura di modellizzazione diretta di tipo trial-and-error.
72
Spettri di velocità
∑∑= =
=N
i
M
jijt aS
1 1
∑∑
∑ ∑
= =
= =⎥⎦
⎤⎢⎣
⎡
= N
i
M
jij
N
i
M
jij
SMB
aM
aC
1 1
2
1
2
1
( )∑∑
∑∑
= =
= =
−= N
i
M
jij
N
i
M
kjikij
NXC
aMM
aaC
1 1
2
1 1,
1
2
Funzioni di coerenza
Semblance
Somma
Covarianza Semblance CMP gather con e
senza iperboli interpretate
74
Analisi di Velocità Georadar monostatico - Diffrazioni
Tem
po (n
s)
Tem
po (n
s)
Distanza (m)
Pro
fond
ità (m
)
Pro
fond
ità (m
) h
B
A X
0T
2 2 2202
2 4X h XT TV V+
= = +
IPERBOLE DI DIFFRAZIONE
75
Eseguita la correzione per NMO e applicate le correzioni statiche residue le tracce di una famiglia CMP vengono sommate producendo una singola traccia stack con un elevato rapporto segnale/rumore.
CMP Gather con NMO
CMP Gather senza NMO Traccia Stack
L’insieme di tutte le tracce stack, una per ogni posizione CMP, costituisce la Sezione Stack o Sezione Zero-Offset
CMP STACKING
76
Posizione CMP
Velocità di stack (m/s)
Tem
po (s
)
Tem
po (s
)
Tem
po (s
)
Tem
po (s
)
Esempio di Sezione sismica con campo di velocità
77
(300, 200)
(500, 300)
V=1500 m/s
Migration collapses diffracting hyperbolas and moves (migrates) the image of a reflecting interface in its true position
Perché la Migrazione?
78
!↑2 (ℎ)= !↓0 ↑2 + 4ℎ↑2 /*↑2 ↓-./ CMP stack
CRS stack
!↑2 (#↓0 ,ℎ)= [!↓0 + 2(#↓0 − #↓0 )2345/6↓0 ]↑2 + 2!↓0 892↑2 5/6↓0 [(#↓0 − #↓0 )↑2 /:↓- + ℎ↑2 /:↓-;< ]
Il CRS stack utilizza più famiglie CMP per produrre una traccia stack e lo fa in modo automatico sulla base di tre funzioni di coerenza. Il risultato ha un più elevato rapporto segnale/disturbo.
La procedura standard CMP trasforma le famiglie CMP in una singola traccia stack.
• Non necessita di un modello di velocità; • Tre parametri (α, RNIP e RN) anziché la VNMO; • Totalmente (o quasi) automatizzata
CRS STACK MIGLIORAMENTO ELABORAZIONE DATI
80
Dati Sismici
GRID Elaborazione remota
Sezione Stack
Campo velocità
Risultati preliminari
Tras
mis
sion
e da
ti w
irele
ss Acquisizione dati
GRID COMPUTING CONTROLLO QUALITÀ E
OTTIMIZZAZIONE
81
Campi di Applicazione Sismica a riflessione superficiale
Ingegneria Ambientale
Idrogeologia
Ingegneria Sismica e Geotecnica
• Geometria dei corpi di discarica • Topografia del basamento impermeabile • Verifica degli spessori dei materiali di chiusura
• Determinazione dei confini dell’acquifero • Stima di alcuni parametri idrogeologici
(porosità, contenuto in fluidi, …)
• Risposta sismica locale • Caratterizzazione geotecnica dei terreni
82
Campi di Applicazione Georadar
Ingegneria Ambientale
Idrogeologia
Ingegneria Geotecnica
• Monitoraggio prove di portata • Stima del contenuto in acqua dei suoli • Analisi sedimentologica
• Caratterizzazione di discariche • Individuazione di fusti sepolti • Monitoraggio dei flussi di contaminante
• Caratterizzazione della fratturazione del bedrock • Profondità del basamento
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L’individuazione delle riflessioni sulle registrazioni grezze è essenziale per un corretto e appropriato utilizzo della Sismica a Riflessione e del GPR. La capacità di riconoscere i limiti del metodo, di modificare i parametri di acquisizione, di cambiare strumentazione, o di decidere di terminare l’acquisizione è una caratteristica professionale che garantisce qualità.
Una sufficiente esperienza nell’apprezzare che i metodi geofisici non sempre funzionano e la buona fede nell’ammetterlo è fondamentale per un efficace utilizzo degli stessi nella caratterizzazione dei siti. Un’attenta valutazione delle caratteristiche del sito e degli obiettivi di interesse fornisce importanti informazioni sull’applicabilità del metodo, ma niente può sostituire un’attenta ed esperta analisi di un test sul campo (field walkaway test data).
La sismica a riflessione superficiale e il GPR non sempre funzionano!!!
OSSERVAZIONE IMPORTANTE
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Onda sonora “spatial aliased” Onda rifratta
Anche nei casi in cui funziona, attenzione a … … ai falsi riflettori
SISMICA A RIFLESSIONE
Risposta Sismica Locale
La RISPOSTA SISMICA LOCALE è un insieme di modifiche in ampiezza, durata e contenuto in frequenza che un moto sismico, relativo ad una formazione rocciosa di base (il basamento), subisce attraversando gli strati di terreno sovrastanti fino alla superficie.
BASAMENTO
PERIODO DI RISONANZA
2π π π2 π3
25π
23π
Fattore di frequenza
0
2
4
6
8
10
Am
plifi
cazi
one
I = 2.5I = 5I = 10I = inf.
n =
1
n =
2
n =
3
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛+⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛=
SS VH
IVH
Hωω
ω2
22
1
sin1cos
1)(
!↓=94> = 4?/*↓@
V1 H
V2
;= A↓2 *↓2 /A↓1 *↓1
FUNZIONE DI TRASFERIMENTO ρ1
ρ2
FATTORE AMPLIFICAZIONE
Risposta Sismica Locale
!↓=94> =2!↓0 = 4?/*↓@
!↓0 = 2?/*↓@
PERIODO DI RISONANZA
Tem
po (s
)
0.1
0.0
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
Distanza (m)10 15 20 25 30 35 40 45 50 5550 2 8 14 20
Offset (m)
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
0.7
IL PERIODO DI RISONANZA DI UN SITO PUÒ ESSERE STIMATO DIRETTAMENTE DALLA SEZIONE STACK
Risposta Sismica Locale
STIMA DEL RAPPORTO DI SMORZAMENTO D
−B4[C↓2 (:↓2 ,D)/C↓1 (:↓1 ,D) ]=B4(:↓1 /:↓2 )+E∙∆F∙D
G = H + 0 ∙ D
Frequenza, D
Y m = coeff. angolare
E= 0/∆F
0
0.1
0.2
0.3
0.4
0
0.1
0.2
0.3
0.4
Tem
po (s
)
0 6 9 -3 Offset (m)
Attenuazione anelastica
Caratterizzazione di un basamento fratturato T R
T R
Diffrazioni
R
T
Time slice
fratture fratture
fratture
2D
3D
Pozzo