Prospezioni geofisiche - Treccani
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ESPLORAZIONE PETROLIFERA vengono definiti anche i possibili contrasti di suscettività magnetica. Si realizzano modelli 2D e 3D con confronti interattivi fra le anomalie registrate e quelle calcolate sulla base di modelli teorici ottenuti sfruttando anche dati geologici, gravimetrici e sismici. In fig. 7 è mostrato un modello gravimetrico per una struttura (valori di densità in 10 3 kgm 3 ) con faglia e modello magnetico per la definizione del tetto del basamento (suscettività k0,0010). La stratificazione della parte sedimentaria può essere ricostruita da dati di pozzo o da rilevamenti sismici a riflessione. 2.3.3 Rilevamento magnetotellurico Il rilevamento magnetotellurico consiste nella misura delle variazioni temporali del campo elettromagnetico naturale. È un metodo di indagine passivo e non richiede sorgenti artificiali. Le onde elettromagnetiche a bassa frequenza dei fronti d’onda incidenti (campo primario), in grado di compiere elevate penetrazioni entro i terreni, sono influenzate dalle anomalie di resistività che si possono estendere orizzontalmente o verticalmente e che producono un campo elettromagnetico secondario, le cui caratteristiche dipendono in realtà dall’andamento della conduttività dei terreni. La definizione e la descrizione di questi campi secondari costituiscono un mezzo per conoscere la struttura geotettonica del sottosuolo. La sorgente del campo elettromagnetico primario è localizzata nella ionosfera e nella magnetosfera ed è legata ai flussi di cariche elettriche prodotti dall’interazione del plasma solare con il campo magnetico terrestre. Il campo elettromagnetico che ne risulta è detto anche campo magnetotellurico o, più brevemente, MT (Cagniard, 1953) e ha uno spettro di frequenza in prevalenza al di sotto di 0,1 Hz (micropulsazioni). Lo spettro del campo MT in realtà va da 10 5 Hz a migliaia di Hz, essendo le frequenze superiori a 10 Hz principalmente generate dai fulmini (ne sono prodotte molte decine al secondo). Le variazioni del campo magnetico inducono correnti elettriche nei terreni, dette correnti parassite (eddy currents) o correnti telluriche. Il campo elettrico associato a queste correnti dipende dalle caratteristiche di conduttività locali. Nella prospezione si utilizza normalmente un intervallo di frequenze da 0,5·10 3 Hz a 400 Hz (periodi da 2.000 a 0,0025 s). I risultati del rilevamento sono restituiti con grafici di resistività r (misurata in W·m) in funzione della frequenza, che possono essere convertiti in grafici resistività-profondità mediante tecniche di inversione. Effettuando più misurazioni lungo un profilo è possibile ottenere una sezione che mostra le proprietà elettriche del terreno. Si possono rappresentare spessori compresi fra poche decine di metri e parecchie decine di chilometri. La profondità di investigazione è approssimativamente proporzionale alla radice quadrata del periodo di propagazione dell’onda, a causa del ben noto ‘effetto pelle’ dei campi elettromagnetici. La resistività nel sottosuolo varia da 10 2 W⋅m per i solfuri e gli ossidi metallici a 10 5 W⋅m per le rocce metamorfiche e ignee. Nelle rocce porose sature la resistività della roccia è proporzionale a quella del fluido presente nei pori ed è inversamente proporzionale alla porosità. Poiché i serbatoi di idrocarburi si trovano in sistemi porosi, spesso in presenza di sali conduttivi, possono essere caratterizzati da alte conduttività. La magnetotellurica può così essere usata per differenziare nei bacini sedimentari i depositi marini, chiaramente ricchi in sali e a bassa resistività, dalle rocce basaltiche o vulcaniche, o ancora dalle rocce cristalline intruse o del basamento, da anidriti o calcari compatti, tutti a piccola porosità e conduttività. La resistività, essendo molto sensibile alla porosità, può essere usata anche congiuntamente ai dati di velocità sismica per valutare porosità e permeabilità. Acquisizione di dati La prospezione magnetotellurica è strettamente collegata alla penetrazione dell’energia elettromagnetica nel sottosuolo e i rilevamenti possono essere effettuati sia a terra sia in mare. Vengono normalmente misurate le tre componenti del campo magnetico (H x , H y , H z ) e le sole due componenti orizzontali del campo elettrico (E x , E y ), perché la componente verticale E z non aggiunge informazioni in un mezzo stratificato. Poiché il campo MT può essere poco intenso, anche molto inferiore al nT per la componente magnetica e di pochi mVkm per la componente elettrica, la strumentazione impiegata deve essere molto sensibile e a basso rumore. L’onda elettromagnetica che si propaga nell’atmosfera quando investe la superficie terrestre è rifratta verso la normale della superficie stessa e il fronte dell’onda piana che penetra nella Terra tende a porsi parallelamente alla superficie terrestre; i due sensori elettrici e magnetici sono quindi posti a 90° in un piano parallelo alla superficie stessa. La velocità di propagazione dell’onda nel suolo è molto minore della velocità nel vuoto e quindi la lunghezza d’onda è notevolmente minore rispetto a quella nell’atmosfera. L’energia dell’onda è attenuata (perché convertita in calore) in modo esponenziale con la distanza percorsa e proporzionalmente alla radice quadrata della conducibilità s (1r) e della frequenza f. La profondità di penetrazione, alla quale l’ampiezza del segnale incidente è attenuata di 1e (dove e è il numero di Nepero, la base dei logaritmi naturali, il cui valore approssimativo è 2,71828), cioè di circa il 37%, è data da z (in m)500(sf ) 1/2 , dove la conduttività s è espressa in Siemens [(W⋅m) 1 ] e la frequenza f in hertz. Queste considerazioni valgono per una Terra ipotizzata come un semispazio omogeneo di conduttività σ , 248 ENCICLOPEDIA DEGLI IDROCARBURI
ove le proprietà non variano secondo alcuna direzione, verticale o orizzontale; in una Terra stratificata l’attenuazione varierà invece all’interno di ciascuno strato in funzione della sua conducibilità. Più bassa è la frequenza, più elevata è la penetrazione, che aumenta al diminuire della conduttività. In ambienti fortemente conduttivi sarà necessario effettuare misure su una banda molto larga di frequenza per tenere conto di questo comportamento. In tale modello di Terra, come pure in un modello stratificato unidimensionale (1D), la componente elettrica e quella magnetica del campo elettromagnetico sono ortogonali e, nell’atmosfera, sono in fase. L’acquisizione dipende dalla strumentazione adottata, dal tipo di terreno e dalla sua accessibilità, dai rumori ambientali, dalla profondità di indagine del progetto. I rumori si possono suddividere in attivi e passivi. Quelli attivi sono riconducibili agli impianti di produzione e alle reti per il trasporto dell’energia elettrica, alle ferrovie elettrificate (in particolare quelle a corrente continua) in quanto producono un disturbo elettromagnetico a larga banda, alle aree industriali. Quelli passivi sono riferibili alla vicinanza di strade, in quanto il traffico perturba l’acquisizione dei dati elettromagnetici, alle recinzioni, alle tubazioni e ai sostegni metallici messi a terra. Per controllare i rumori è preferibile eseguire la misurazione di tutte e cinque le componenti dei campi in un punto fisso. La distanza fra il punto fisso e i punti di misura, lungo i profili previsti, può variare da poche centinaia di metri a parecchi chilometri. Nel pianificare questa conduzione dei lavori si parte dall’ipotesi che ogni rumore elettromagnetico non sia correlabile fra i due punti: quello fisso e quello di misura. Con il metodo del punto di riferimento si possono effettuare cinque o più misure al giorno, in dipendenza dalla profondità di indagine (più è elevata, maggiore dovrà essere la durata della registrazione nel singolo sito). Poiché sperimentalmente si è dimostrato che in presenza di strutture geologiche 2D o 3D, il campo magnetico orizzontale varia spazialmente in misura molto più ridotta del campo elettrico, si può ridurre la misura del campo magnetico alla sola stazione di riferimento, limitando l’acquisizione, nell’area da indagare, alle due componenti orizzontali del campo elettrico; grazie alla recente implementazione di strumentazioni avanzate, questa soluzione permette la riduzione dei costi e l’acquisizione di rilevamenti 3D. Uno sviluppo recente di questa tecnica, il metodo EMAP (ElectroMagnetic Array Profiling), è in grado di effettuare misure continue e di rimuovere gli effetti legati alle disomogeneità più superficiali. Mediante elaborazione in tempo reale si ottengono curve resistività apparente-frequenza e quindi si ha la possibilità di controllare passo passo il lavoro, aumentando l’efficienza della prospezione. Per misurare il campo magnetico si usano bobine a induzione. Per il campo elettrico si usano dipoli interrati VOLUME I / ESPLORAZIONE, PRODUZIONE E TRASPORTO PROSPEZIONI GEOFISICHE con lunghezza da 50 a 500 m, in dipendenza dalle condizioni geologiche, dalle caratteristiche di amplificazione dell’apparecchiatura di acquisizione e dalla banda di acquisizione. Gli elettrodi sono di tipo non polarizzabile. Elaborazione e interpretazione di dati In un modello 1D della Terra la resistività apparente è data da (r a ) xy [E x H y ] 2 5f e da (r a ) yx [E y H x ] 2 5f (dove il primo dei due pedici indica la direzione del campo elettrico, il secondo quella del campo magnetico) e i due valori sono uguali. Mentre r rappresenta la resistività di un semispazio, la resistività apparente contiene gli effetti sovrapposti delle resistività associate a ogni elemento di una Terra stratificata. Essa varia in modo più continuo al variare della frequenza poiché le frequenze più elevate sono più sensibili agli strati superficiali, mentre quelle basse (maggiore profondità di penetrazione) sono sensibili alle proprietà delle strutture profonde. In generale l’elaborazione dei dati MT permette di ricavare gli elementi di un tensore di impedenza Z, che collega il campo magnetico al campo elettrico: E x =z xx H x z xy H y ; E y z yx H x z yy H y per ogni frequenza della banda acquisita. Gli elementi del tensore Z sono in generale complessi. Il tensore è utile per definire le anisotropie o le strutture 2D della resistività dei corpi nel sottosuolo. In analogia a quanto sopra, si definiscono le due resistività apparenti r xy |z xy | 2 2pfm e r yx |z yx | 2 2pfm, dove m è la permeabilità magnetica del terreno. La differenza di fase fra le componenti elettrica e magnetica corrisponde alla fase dell’impedenza complessa, la cui tangente trigonometrica è pari al rapporto tra parte reale e parte immaginaria dell’elemento del tensore di impedenza. Anche la fase varia in maniera continua con la frequenza e con i cambiamenti della resistività con la profondità. È opportuno accompagnare ogni risultato dell’elaborazione con la propria deviazione standard, per controllare l’accuratezza del grado sperimentale. Molto importante è il calcolo della coerenza fra campo elettrico e campo magnetico mediante tecniche di correlazione incrociata perché una scarsa correlazione indica che il rumore gioca un ruolo preponderante. Il rumore può venire evidenziato usando più punti di registrazione e correlando i campi osservati nelle diverse stazioni. I modelli di partenza per ogni inversione sono 1D se le proprietà fisiche del mezzo si pensano variabili solo nella direzione verticale, 2D se viene coinvolta anche una direzione orizzontale, 3D se la resistività varia secondo tutte e tre le direzioni. Nel caso di strutture 2D, esistono due direzioni privilegiate di misura del campo MT, ortogonali tra loro (direzioni principali), dette rispettivamente TE (campo elettrico parallelo o resistività parallela alla struttura conduttiva) e TM (campo magnetico parallelo o resistività ortogonale alla struttura conduttiva). Se queste direzioni 249
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ESPLORAZIONE PETROLIFERA<br />
vengono definiti anche i possibili contrasti di suscettività<br />
magnetica. Si realizzano modelli 2D e 3D con confronti<br />
interattivi fra le anomalie registrate e quelle calcolate<br />
sulla base di modelli teorici ottenuti sfruttando<br />
anche dati geologici, gravimetrici e sismici. In fig. 7 è<br />
mostrato un modello gravimetrico per una struttura (valori<br />
di densità in 10 3 kgm 3 ) con faglia e modello magnetico<br />
per la definizione del tetto del basamento (suscettività<br />
k0,0010). La stratificazione della parte sedimentaria<br />
può essere ricostruita da dati di pozzo o da<br />
rilevamenti sismici a riflessione.<br />
2.3.3 Rilevamento<br />
magnetotellurico<br />
Il rilevamento magnetotellurico consiste nella misura<br />
delle variazioni temporali del campo elettromagnetico<br />
naturale. È un metodo di indagine passivo e non richiede<br />
sorgenti artificiali. Le onde elettromagnetiche a bassa<br />
frequenza dei fronti d’onda incidenti (campo primario),<br />
in grado di compiere elevate penetrazioni entro i terreni,<br />
sono influenzate dalle anomalie di resistività che si<br />
possono estendere orizzontalmente o verticalmente e che<br />
producono un campo elettromagnetico secondario, le cui<br />
caratteristiche dipendono in realtà dall’andamento della<br />
conduttività dei terreni. La definizione e la descrizione<br />
di questi campi secondari costituiscono un mezzo per<br />
conoscere la struttura geotettonica del sottosuolo.<br />
La sorgente del campo elettromagnetico primario è<br />
localizzata nella ionosfera e nella magnetosfera ed è<br />
legata ai flussi di cariche elettriche prodotti dall’interazione<br />
del plasma solare con il campo magnetico terrestre.<br />
Il campo elettromagnetico che ne risulta è detto<br />
anche campo magnetotellurico o, più brevemente, MT<br />
(Cagniard, 1953) e ha uno spettro di frequenza in prevalenza<br />
al di sotto di 0,1 Hz (micropulsazioni). Lo spettro<br />
del campo MT in realtà va da 10 5 Hz a migliaia di<br />
Hz, essendo le frequenze superiori a 10 Hz principalmente<br />
generate dai fulmini (ne sono prodotte molte decine<br />
al secondo). Le variazioni del campo magnetico inducono<br />
correnti elettriche nei terreni, dette correnti parassite<br />
(eddy currents) o correnti telluriche. Il campo elettrico<br />
associato a queste correnti dipende dalle caratteristiche<br />
di conduttività locali.<br />
Nella prospezione si utilizza normalmente un intervallo<br />
di frequenze da 0,5·10 3 Hz a 400 Hz (periodi da<br />
2.000 a 0,0025 s). I risultati del rilevamento sono restituiti<br />
con grafici di resistività r (misurata in W·m) in funzione<br />
della frequenza, che possono essere convertiti in grafici<br />
resistività-profondità mediante tecniche di inversione.<br />
Effettuando più misurazioni lungo un profilo è possibile<br />
ottenere una sezione che mostra le proprietà elettriche del<br />
terreno. Si possono rappresentare spessori compresi fra<br />
poche decine di metri e parecchie decine di chilometri.<br />
La profondità di investigazione è approssimativamente<br />
proporzionale alla radice quadrata del periodo di propagazione<br />
dell’onda, a causa del ben noto ‘effetto pelle’<br />
dei campi elettromagnetici. La resistività nel sottosuolo<br />
varia da 10 2 W⋅m per i solfuri e gli ossidi metallici a<br />
10 5 W⋅m per le rocce metamorfiche e ignee. Nelle rocce<br />
porose sature la resistività della roccia è proporzionale<br />
a quella del fluido presente nei pori ed è inversamente<br />
proporzionale alla porosità. Poiché i serbatoi di idrocarburi<br />
si trovano in sistemi porosi, spesso in presenza di<br />
sali conduttivi, possono essere caratterizzati da alte conduttività.<br />
La magnetotellurica può così essere usata per<br />
differenziare nei bacini sedimentari i depositi marini,<br />
chiaramente ricchi in sali e a bassa resistività, dalle rocce<br />
basaltiche o vulcaniche, o ancora dalle rocce cristalline<br />
intruse o del basamento, da anidriti o calcari compatti,<br />
tutti a piccola porosità e conduttività. La resistività, essendo<br />
molto sensibile alla porosità, può essere usata anche<br />
congiuntamente ai dati di velocità sismica per valutare<br />
porosità e permeabilità.<br />
Acquisizione di dati<br />
La prospezione magnetotellurica è strettamente collegata<br />
alla penetrazione dell’energia elettromagnetica<br />
nel sottosuolo e i rilevamenti possono essere effettuati<br />
sia a terra sia in mare. Vengono normalmente misurate<br />
le tre componenti del campo magnetico (H x , H y , H z ) e<br />
le sole due componenti orizzontali del campo elettrico<br />
(E x , E y ), perché la componente verticale E z non aggiunge<br />
informazioni in un mezzo stratificato. Poiché il campo<br />
MT può essere poco intenso, anche molto inferiore al nT<br />
per la componente magnetica e di pochi mVkm per la<br />
componente elettrica, la strumentazione impiegata deve<br />
essere molto sensibile e a basso rumore.<br />
L’onda elettromagnetica che si propaga nell’atmosfera<br />
quando investe la superficie terrestre è rifratta verso<br />
la normale della superficie stessa e il fronte dell’onda<br />
piana che penetra nella Terra tende a porsi parallelamente<br />
alla superficie terrestre; i due sensori elettrici e magnetici<br />
sono quindi posti a 90° in un piano parallelo alla<br />
superficie stessa. La velocità di propagazione dell’onda<br />
nel suolo è molto minore della velocità nel vuoto e quindi<br />
la lunghezza d’onda è notevolmente minore rispetto<br />
a quella nell’atmosfera. L’energia dell’onda è attenuata<br />
(perché convertita in calore) in modo esponenziale con<br />
la distanza percorsa e proporzionalmente alla radice quadrata<br />
della conducibilità s (1r) e della frequenza f.<br />
La profondità di penetrazione, alla quale l’ampiezza del<br />
segnale incidente è attenuata di 1e (dove e è il numero<br />
di Nepero, la base dei logaritmi naturali, il cui valore<br />
approssimativo è 2,71828), cioè di circa il 37%, è data<br />
da z (in m)500(sf ) 1/2 , dove la conduttività s è espressa<br />
in Siemens [(W⋅m) 1 ] e la frequenza f in hertz.<br />
Queste considerazioni valgono per una Terra ipotizzata<br />
come un semispazio omogeneo di conduttività σ ,<br />
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