BR102012029665A2

BR102012029665A2 - Dispositivo e método para computar variações de velocidade de profundidade

Info

Publication number: BR102012029665A2
Application number: BRBR102012029665-9A
Authority: BR
Inventors: Stefan Cateline; Benoit De Cacqueray; Thomas Bianchi; Philippe Roux; Michel Campillo
Original assignee: Cggveritas Services Sa
Priority date: 2011-11-21
Filing date: 2012-11-21
Publication date: 2014-09-16
Also published as: AU2012254954A1; EP2594965A3; CA2796682A1; US9086505B2; US20130131990A1; AU2012254958A1; BR102012029667A2; AU2012254958A8; US20130131991A1; AU2012254958B8; CA2796681A1; US9081118B2; EP2594964A3; EP2594964A2; AU2012254954B2; AU2012254958B2; EP2594965A2

Abstract

DISPOSITIVO E MÉTODO PARA COMPUTAR VARIAÇÕES DE VELOCIDADE DE PROFUNDIDADE. Método, dispositivo de computador e software para calcular uma variação temporal corrigida (dt~ 1~)~ profundidade~ou uma variação temporal corrigida relativa (dt~ 1~/t~ 1~)~ profundidade~de uma primeira onda de corpo com base em uma segunda onda de corpo. O método inclui receber dados sísmicos brutos gravados com um receptor; calcular variações de horário de chegada para as primeira e segunda ondas de corpo; calcular as primeira e segunda variações temporais relativas para a primeira e segunda ondas de corpo; e corrigir a primeira variação temporal relativa com base na segunda variação temporal relativa para obter a variação temporal corrigida relativa ou corrigir a primeira variação temporal com base na segunda variação temporal para obter a variação temporal corrigida. A onda de corpo é uma onda que experimenta pelo menos uma reflexão antes de ser registrada pelo receptor.

Description

“DISPOSITIVO E MÉTODO PARA COMPUTAR VARIAÇÕES DE VELOCIDADE DE PROFUNDIDADE”

REFERÊNCIA CRUZADA A PEDIDOS RELACIONADOS

Esse pedido reivindica prioridade e benefício sobre o Pedido de Patente Provisório n° 5 61/561.998, depositado em 21 de novembro de 2011, para “Method to compute depth velocity variations in presence of surface velocity variations”, Pedido de Patente Provisório n° 61/583.883, depositado em 6 de janeiro de 2012, para “Method to compute depth velocity variations in presence of surface velocity variations”, e o Pedido de Patente Provisório n° 61/586.339, depositado em 13 de janeiro de 2012, cujos conteúdos totais estão aqui 10 incorporados em suas totalidades a título de referência.

ANTECENDENTES

CAMPO DA TÉCNICA

As modalidades da matéria apresentada no presente documento referem-se, em geral, a métodos e sistemas e, mais particularmente, a mecanismos e técnicas para computar variações de parâmetros de superfície (por exemplo, velocidade) a profundidades desejadas.

DISCUSSÃO DOS ANTECEDENTES

A aquisição e o processamento de dados sísmicos marinhos geram um perfil (imagem) da estrutura geofísica sob o fundo do mar. Embora esse perfil não forneça um local preciso para reservatórios de óleo e gás, ele sugere, para aqueles treinados no campo, a presença ou ausência dos mesmos. Portanto, fornecer uma imagem de alta resolução da subsuperfície é um processo contínuo.

Em geral, uma fonte sísmica é usada para gerar um sinal sísmico que se propaga na terra e é pelo menos parcialmente refletido por vários refletores sísmicos na subsuperfície. 25 As ondas refletidas são registradas por receptores sísmicos. Os receptores sísmicos podem estar localizados no fundo do oceano, perto do fundo do oceano, abaixo de uma superfície da água, na superfície da água, na superfície da terra, ou em furos de sondagem na terra. Os dados sísmicos gravados, por exemplo, tempo de trajeto, pode ser processados para render informações relacionadas ao local dos refletores de subsuperfície e as propriedades 30 físicas das formações de subsuperfície, por exemplo, para gerar uma imagem da subsuperfície.

Um problema ao adquirir dados sísmicos é que uma ou mais porções do meio (por exemplo, água) acima da subsuperfície pesquisada podem ter velocidades variáveis. Essa variação de velocidade de profundidade cria tempo de trajetos inconsistentes entre as fontes 35 sísmicas e os receptores. Por exemplo, como conseqüência da interação entre correntes quentes e frias ao realizar pesquisa sísmica marinha, a velocidade da água pode variar rapidamente, ambos temporária e espacialmente. Portanto, as variações de velocidade podem ser grandes o suficiente para terem um efeito prejudicial no processamento de dados subsequentes. Por exemplo, um reservatório de óleo e gás pode ser monitorado com base nas variações de velocidade produzidas pelo reservatório. Se variações de velocidade introduzidas pelas correntes quentes e frias, acima do reservatório, forem mais fortes que as 5 variações de velocidade geradas pelo reservatório em si, o reservatório não pode ser monitorado ou os resultados obtidos são enganosos.

Variações de velocidade de água podem ser relacionadas à temperatura da água, salinidade e profundidade. Conforme discutido acima, as mudanças de velocidade da água têm implicações no processamento sísmico. Diferenças na velocidade da água podem 10 resultar em diferenças dinâmicas entre os dados nos conjuntos de dados combinados, e essas mudanças podem afetar o processamento de dados, em particular, processos como múltipla atenuação, empilhamento e migração em 3D. Entretanto, outras camadas no substrato podem introduzir variações similares. Por exemplo, para uma pesquisa de terra, a camada superior (camada de clima) também pode introduzir essas variações.

Há métodos da sismologia que permitem a computação de variações de velocidade

relativa finas (dV/V) na subsuperfície. Nesses métodos, correlações de registros de ruído

são usadas para reconstruir funções Green entre pares de receptores. Sob certas hipóteses, é possível computar variações de velocidade para o código dos sinais correlacionados, conforme descrito, por exemplo, em Brenguier et al., “Towards forecasting volcanic eruptinos using seismic noise”, Nature Geoscience, Volume: 1, Edição: 2, páginas: 126 a 130, 2008.

Em geofísica, trajetórias balísticas do reflexo no reservatório são, de preferência, usadas. O atraso do horário de chegada da onduleta correspondente é computado. Se as propriedades de reservatório estiverem mudando (por exemplo, concentração de óleo ou CO2, injeção de água, etc.), o campo de velocidade é modificado localmente e os horários 25 de chegada das onduletas variam. Determinar a variação das propriedades de onduleta (por exemplo horários de chegada) permite o monitoramento de parâmetros de reservatório.

Entretanto, para esse método, as ondas refletidas no reservatório pode ter muito ruído devido a uma intensidade fraca. Se esse for o caso, a razão de sinal para ruído (SNR) pode ser insuficiente para o monitoramento de variação de velocidade.

A camada próxima à superfície (isto é, o meio logo abaixo da superfície) encara

variações diárias e/ou sazonais, chamadas variações espúrias, devido às mudanças em temperatura, umidade, etc. Essas variações induzem variações de velocidade próxima à superfície (isto é, ruído), que pode esconder as variações rastreadas de velocidade profundas. Se os atrasos de onduleta induzidos pela quase superfície forem maiores que o 35 atraso devido às variações de parâmetros de reservatório, não é possível monitorar precisamente o reservatório.

Para melhorar a SNR, uma combinação não rígida foi proposta. Combinação Não Rígida (NRM) é um método que estima a mudança em tempo duplo (TWT) de características geológicas entre dois volumes sísmicos, possivelmente adquiridos em dois tempos diferentes. A mudança em TWT pode, por exemplo, ser devido a uma mudança na velocidade na área pesquisada, ao deslocamento de uma ou mais características 5 geológicas, ou uma mudança na geometria de aquisição ("pegada de aquisição" em 4D). O método, uma combinação de rastro por rastro, opera em pares de rastros colocalizados das duas pesquisas. Para cada par, um operador único é designado para fazer com que um rastro do par seja uma combinação melhor que o outro. Um critério de suavidade é tipicamente imposto para garantir que os operadores sejam espacial e temporariamente 10 consistentes. Isso intensifica o contraste entre as respostas sísmicas relacionadas a mudanças no reservatório e as áreas em que as mudanças são devido a artefatos de aquisição ou ruído.

Outro método, implantado pelo requerente (CGGVeritas) desse pedido de patente, consiste em enterrar os receptores e/ou as fontes. As vantagens desse método são (1) uma diminuição significativa no nível do ruído, e (2) uma proteção contra variações diárias/sazonais devido ao fato de as reflexões diretas não propagarem pela quase superfície.

Embora esse último método funcione bem, há casos em que não é o suficiente, em particular, quando (1) energias de onda de superfície são muito altas, e (2) os espectros (ou reflexões de superfície livre) são misturados ao sinal útil. Nesse caso, as variações sazonais/diárias estão presentes.

E relação às computações de variações de velocidade no campo marítimo, realizouse trabalhos significativos para remover as variações de velocidade da camada de água entre duas aquisições sucessivas em uma dada área, por exemplo, “The impact of watervelocity variations on deepwater seísmic data", The Leading Edge, 2003, Patente n° U.S. 7.321.526, Patente n° U.S. 6.799.118.

A Publicação de Patente n° U.S. 2007/0268780 apresenta um método para remover incertezas de computação de remoção. Esse método usa uma coleção de rastros com deslocamento similar, azimute e ponto de profundidade comum (CDP).

Entretanto, todos esses métodos consideram apenas a remoção de contribuição de

variações de velocidade de camada de água. Em outras palavras, os métodos existentes não consideram a remoção de contribuição das outras camadas, acima da profundidade alvejada, mas abaixo da camada de água. Ademais, alguns dos métodos existentes descrevem uma computação de atraso indireto ou determinação de velocidade indireta para 35 compensar as variações espúrias. Entretanto, essa computação exige primeiro uma etapa de remoção. Os métodos também assumem um modelo (profundidade de água-fundo, modelo de velocidade de camada da água e terra). Os métodos presumem, ainda, variações lentas da camada de água, ou usar apenas a reflexão de água-fundo para corrigir a computação, e os métodos não obtêm vantagem de arranjos de fonte e/ou receptor. A lentidão não é usada para computar os ângulos de incidência, e os métodos não consideram o caso em que não é possível recuperar os ângulos de incidência.

Um método usado em aquisição de terra em 4D, a técnica de “equalização cruzada”,

é descrito em, por exemplo, Ross et al. “Inside the cross-equalisation black box,” The Leading Edge, 1.233 a 1.240, 1996. Algumas melhorias em relação à técnica para reduzir desvio de amplitude foram introduzidas por Rickett e Lumley, “A cross equalization Processing flow for off-the-shelf 4D dados sísmicos,” 68th Ann. Internat. Mtg. SEG Expanded Abstract, 1998.

O método considera diversas pilhas da mesma área adquiridas em tempos diferentes. O processamento em 4D consiste ao buscar variações de lapso de tempo em profundidade. Entretanto, esse método apresenta problemas devido às variações estáticas que ocorrem na quase superfície, que escondem as variações de profundidade. Para corrigir 15 esse efeito, uma onduleta de referência em uma dada janela é escolhida em uma primeira aquisição (sinal s1). Para uma segunda aquisição, uma onduleta de controle é escolhida na mesma janela (sinal s2). O algoritmo computa um operador A de modo que:

As2 — S1 «a 0.

O operador A pode ser computado no domínio do tempo ou da frequência. No domínio da frequência, a reação a seguir é obtida:

Λ(ω)52(ω) — S1 (ώ) 0.

O operador A deve conter as variações de quase superfície entre os tempos das

duas aquisições. Ao aplicar o operador A a todo o rastro, o algoritmo é capaz de compensar o efeito das variações de quase superfície em profundidade.

Essa operação é realizada após o empilhamento, e, portanto, sofre da aproximação devido à operação de remoção normal (NMO). Outra desvantagem é que o mesmo operador 25 A aplica para todos os rastros que têm o mesmo ponto médio comum, mas com pontos de fonte e receptor diferentes. Essa última questão é tratada pro Meunier et al. “Determining acquisition parameters time-lapse seismic recording”, 59th EAGE conference and Exhibition, 1997. No método proposto por Meunier, a equalização cruzada é aplicada antes de NMO, entre cada par de fonte-receptor, levando a uma correção consistente com superfície.

Para resumir as deficiências de métodos existentes, nota-se que na exploração em

4D convencional, a janela de tempo usada para computar a correção de “equalização cruzada” pode conter diversas chegadas misturadas com variação de evolução de tempo diferente; o uso de fontes enterradas é limitado por sua baixa potência de modo que a onda de corpo que refletia a interface de reservatório (daqui em diante chamada de reflexão útil) sofra de uma SNR baixa, que falha ao fornecer um rastreamento eficiente de variações de velocidade; e a correção de “equalização cruzada” é realizada após a correção de NMO e exige um modelo de velocidade confiável para rastrear variações de velocidade finas.

Em conformidade, seria desejável fornecer sistemas e métodos que evitam os problemas e desvantagens supracitadas.

SUMÁRIO

De acordo com uma modalidade exemplificadora, há um método para calcular uma variação temporal corrigida Cdt1 Jprofundidade ou uma variação temporal corrigida relativa (dt-|/ti)profundidade de uma primeira onda de corpo com base em uma segunda onda de corpo. 10 O método inclui uma etapa para receber dados sísmicos brutos gravados com um receptor, e que os dados sísmicos brutos incluem gravações para as primeira e segunda ondas de corpo em vários momentos; uma etapa para calcular uma primeira variação de horário de chegada (Clt1) para a primeira onda de corpo; uma etapa para calcular uma segunda variação de horário de chegada (dt2) para a segunda onda de corpo; uma etapa para 15 calcular uma primeira variação temporal relativa (dti/t,) para a primeira onda de corpo com base na primeira variação de horário de chegada (dti); uma etapa para calcular uma segunda variação temporal (dt2) ou uma variação temporal relativa (dt2/t2) para a segunda onda de corpo com base na segunda variação de horário de chegada (dt2); e uma etapa para corrigir com um dispositivo de computação a primeira variação temporal relativa Cdyt1) 20 com base na segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para obter a variação temporal corrigida relativa (dti/ti)pr0fundidade. ou corrigir a primeira variação temporal (dti) com base na segunda variação temporal (dt2) para obter a variação temporal corrigida (dt^profundidade- Uma onda de corpo é uma onda que passa por pelo menos uma reflexão antes de ser gravada pelo receptor.

De acordo com outra modalidade exemplificadora, há um método para calcular uma

variação de parâmetro corrigida (dpi)pr0fundidade ou uma variação de parâmetro relativa corrigida (dp^pOprofundidade de uma primeira onda de corpo com base em uma segunda onda de corpo. O método inclui uma etapa de recebimento de dados sísmicos brutos gravados com um receptor, e que os dados sísmicos brutos incluem gravações para as primeira e 30 segunda ondas de corpo em vários momentos; uma etapa para aplicar um algoritmo de processamento de matriz para determinar as primeira e segunda variações de parâmetro relativas (dpi/pi) e (dp2/p2) ou primeira e segunda variações de parâmetro (dp^ e (dp2); e uma etapa para corrigir a primeira variação de parâmetro relativa (dp^pO com base na segunda variação de parâmetro relativa (dp2/p2) para obter a variação de parâmetro relativa 35 corrigida (dpi/pi)prafundidade. ou corrigir a primeira variação de parâmetro (dpi) com base na segunda variação de parâmetro (dp2) para obter a variação de parâmetro corrigida (dpi)profundidade- Uma onda de corpo é uma onda que passa por pelo menos reflexão antes de ser gravada pelo receptor.

De acordo com ainda outra modalidade exemplificadora, há um dispositivo de computação para calcular uma variação temporal corrigida (dtOprofundidade ou uma variação temporal corrigida relativa Cdt1A1 )pr0fUndidade de uma primeira onda de corpo (26) com base em 5 uma segunda onda de corpo. O dispositivo de computação inclui uma interface configurada pra receber dados sísmicos brutos gravados com um receptor, em que os dados sísmicos brutos incluem gravações para a primeira e segunda ondas de corpo em vários momentos; e um processador conectado à interface. O processador é configurado para calcular uma primeira variação de horário de chegada (d^) para a primeira onda de corpo, calcular uma 10 segunda variação de horário de chegada (dt2) para a segunda onda de corpo, calcular uma primeira variação temporal relativa (dti/tO para primeira onda de corpo com base na primeira variação de horário de chegada (Clt1), calcular uma segunda variação temporal relativa (Clt2Zt2) para a segunda onda de corpo com base na segunda variação de horário de chegada (dt2), e corrigir a primeira variação temporal relativa (dU/U) com na segunda variação 15 temporal relativa (dt2/t2) para obter a variação temporal corrigida relativa (dyt-Oprofundidade, ou corrigir a primeira variação temporal (dt^ com base na segunda variação temporal (dt2) para obter a variação temporal corrigida Idt1 profundidade- Uma onda de corpo é uma onda que passa por pelo menos uma reflexão antes de ser gravada pelo receptor.

De acordo com ainda outra modalidade exemplificadora, há um meio de 20 armazenamento legível por computador incluindo instruções executáveis por computador, em que as instruções, quando executadas por um processador, implantam instruções para calcular uma variação temporal corrigida (dtt)pr0fundidade ou uma variação temporal corrigida relativa (dt^t^profundídade de uma primeira onda de corpo com base em um segunda onda de corpo. As instruções implantam as etapas de método discutidas acima.

BREVE DESCRIÇÃO DOS DESENHOS

Os desenhos acompanhantes, que são incorporados e constituem uma parte do relatório descritivo, ilustram uma ou mais modalidades e, junto com a descrição, explicam essas modalidades. Nos desenhos;

A Figura 1 é um diagrama esquemático de uma fonte que gera ondas de corpo e ondas de superfície de acordo com uma modalidade exemplificadora;

A Figura 2 é um diagrama esquemático de uma configuração experimental, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

A Figura 3 é um gráfico de variações temporais relativas medidas para três ondas diferentes, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

As Figuras 4A a D ilustram como uma variação de velocidade afeta uma variação de

trajetória, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

As Figuras 5A a B ilustram o efeito da variação de trajetória, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

A Figura 6 é um gráfico de um função variação de velocidade da profundidade, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

A Figura 7 é uma ilustração de uma modificação de trajetória devido a uma mudança de velocidade em uma dada camada, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

As Figuras 8A a E são gráficos que ilustram dados brutos, a lentidão e os sinais gravados para várias ondas, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

As Figuras 9A a D são gráficos que ilustram uma evolução de temperatura de um meio, uma temporização para ativar e desativar aquecedores, e variações temporais relativas para ondas corrigidas e não corrigidas, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

A Figura 10 é um fluxograma de um método para corrigir uma variação temporal relativa de uma primeira onda de corpo com base em uma segunda onda de corpo, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

A Figura 11 é um gráfico que ilustra variações temporais relativas de uma onda de

corpo versus uma onda de superfície, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

A Figura 12 é um fluxograma de um método para corrigir uma variação temporal relativa de uma onda de corpo com base em uma onda de superfície, de acordo com uma modalidade exemplificadora;

A Figura 13 é um diagrama esquemático que ilustra múltiplos, de acordo com uma

modalidade exemplificadora;

As Figuras 14A a D são gráficos que ilustra variações de parâmetro relativas para vários parâmetros, de acordo com uma modalidade exemplificadora; e

A Figura 15 é um diagrama esquemático de um dispositivo de computação no qual uma ou mais das modalidades exemplificadoras pode ser implantada.

DESCRIÇÃO DETALHADA

A seguinte descrição das modalidades exemplificadoras refere-se aos desenhos acompanhantes. Os mesmos numerais de referencia em desenhos diferentes identificam elementos iguais ou similares. A seguinte descrição detalhada não limita a invenção. Em vez 30 disso, o escopo da invenção é definido pelas reivindicações anexas. As seguintes modalidades são discutidas, para fins de simplicidade, em relação a um método de formação de feixe duplo (DBF) para separar ondas gravadas e para computar uma correção para compensar em relação a variações de parâmetro e isolar variações produzidas por um volume de interesse na subsuperfície. Entretanto, as modalidades a serem discutidas a 35 seguir não são limitadas à DBF, mas podem ser usadas com outros algoritmos para separar ondas de entrada. Ademais, as modalidades discutidas a seguir se aplicam igualmente para computar uma correção para compensar uma variação de parâmetro, não apenas uma variação de parâmetro relativa. Ademais, embora as modalidades exemplificadoras foquem em uma variação temporal relativa para uma dada onda, as mesmas se aplicam igualmente a qualquer outra variação de parâmetro de subsuperfície relativa ou a qualquer variação de parâmetro de subsuperfície. Em outras palavras, o parâmetro de subsuperfície pode ser o 5 tempo, a velocidade, a amplitude, a lentidão, o azimute e as modalidades exemplificadoras podem corrigir suas variações ou suas variações relativas a profundidades desejadas. Entretanto, para fins de simplicidade, as seguintes modalidades exemplificadoras referemse, principalmente, à variação temporal relativa.

Referência através do relatório descritivo a “uma (1) modalidade” ou “uma 10 modalidade” significa que uma característica, estrutura ou característica particular descrita em conexão com uma modalidade está incluída em pelo menos uma modalidade da matéria apresentada. Portanto, a aparição das expressões “em uma (1) modalidade” ou “em uma modalidade” em vários locais através do relatório descritivo não é necessariamente em referência à mesma modalidade. Ademais, as características, estruturas ou características 15 particulares podem ser combinadas de qualquer maneira adequada em ou mais modalidades.

De acordo com uma modalidade exemplificadora, um algoritmo inovador a ser discutido a seguir corrige uma variação de parâmetro de uma primeira onda (uma reflexão desejada) com base em uma variação de parâmetro de uma segunda onda (uma onda 20 intermediária) para isolar variações geradas pelo alvo, por exemplo, reservatório monitorado. Em outras palavras, a onda de interesse é afetada por variações de parâmetro de um alvo o qual se deseja monitorar, as também de uma camada acima do alvo. A variação de parâmetro introduzida pela camada acima do alvo pode ser considerada como ruído que precisa ser estimado e removido. Portanto, uma segunda onda que percorre 25 através da camada acima do alvo, mas não através do alvo, é usada para avaliar e compensar o ruído.

Nota-se que uma pesquisa sísmica simplificada 10 é ilustrada na Figura 1 e inclui uma fonte S e um receptor R fornecido na superfície da Terra 12. O reservatório alvo 14 é separado da superfície 12 por uma camada de baixa velocidade 16 e uma camada de alta 30 velocidade 18. Uma camada 20 que tem uma profundidade h, menor que uma profundidade da camada de baixa velocidade 16, pode ser responsável por variações de velocidade (ruído) que podem mascarar as variações de velocidade geradas pelo alvo 14.

A camada 20 é tradicionalmente chamada de camada de clima e essa camada é impactada por variações espúrias que precisam ser removidas das ondas gravadas. As variações são espúrias na camada de clima 20 porque há muitos parâmetros que podem impactar essa camada, por exemplo, variações diárias e/ou sazonais de temperatura, umidade, pH, etc. Portanto, o receptor sísmico R grava ondas afetadas pelas variações produzidas pelo alvo 14 e também pela camada de clima 20 (ou outras camadas situadas entre o alvo e o receptor). A onda intermediária pode ser uma onda de superfície 22 (isto é, uma onda que propaga diretamente a partir da fonte S para o receptor R sem nenhuma reflexão) ou uma 5 onda de corpo (24 ou 26) que reflete no meio abaixo do receptor R. Um exemplo é uma onda de reflexão 24 que reflete em uma interface 28 entre a camada de baixa velocidade 16 e a camada de alta velocidade 18, e outro exemplo de uma onda de corpo é uma onda de reflexão 26 que reflete a partir do alvo 14. A onda intermediária precisa ser impactada pelas variações de velocidade que são pretendidas para serem estimadas (produzidas pela 10 camada 20) e removidas dos dados sísmicos gravados pelo receptor R.

Se o SNR for insuficiente para uma fonte única e um receptor único, o algoritmo se baseia em dados coletados a partir de uma fonte e/ou matriz de receptor, em que uma matriz inclui elementos plurais (fontes ou receptores). Para este caso, o algoritmo de DBF (conhecido na técnica e não descrito no presente documento) permite a seleção de ondas 15 em relação a sua fonte e/ou azimute de receptor e/ou lentidão. Com uma matriz de fonte que inclui fontes N e uma matriz de receptor que inclui receptores Μ, o ganho de SNR pode

ser

De acordo com um primeiro algoritmo inovador, para um dado alvo, atrasos de trajetórias são computados com o uso do horário de chegada das onduletas gravadas. 20 Métodos de computação de horário de chegada de onduleta são conhecidos na técnica e, portanto, não são repetidos no presente documento. O horário de chegada de uma dada onda é comparado com um horário de chegada de onduleta de referência. A onduleta de referência pode ser a média da onduleta considerada para um certo número de medidas após o janelamento. O horário de chegada pode ser estimado com o uso de uma detecção 25 de pico no domínio de tempo ou uma computação de diferença de fase no domínio de fase após a Transformada Rápida de Fourier. O horário de chegada pode ser otimizado no domínio de tempo com, por exemplo, o algoritmo de gradiente. O algoritmo de gradiente minimiza a norma de L2 da diferença entre uma onduleta de janelamento atual deslocada pela variação de tempo de trajeto testada e a onduleta de janelamento referência.

Se dt é a variação de horário de chegada de uma onduleta que chega no tempo t,

pode ser mostrado (a ser discutido posteriormente com mais detalhes) que as variações temporais relativas dtjt são proporcionais às variações de velocidade relativas dV/V.

Para validar que uma onda de superfície ou uma onda de corpo (a onda intermediária) tem variações de horário de chegada correlacionadas a uma onda de corpo refletida no alvo (a reflexão desejada), um experimento de pequena escala foi realizado conforme descrito agora. Nota-se que essa correlação é necessária para remover as variações de velocidade indesejadas a partir da reflexão desejada. O experimento usa, conforme mostrado na Figura 2, um gel de ágar de duas camadas (similar às camadas 16 e 18 na Figura 1) através do qual ondas elásticas propagam. As ondas elásticas são geradas na fonte S (por exemplo, com o uso de uma fonte piezoelétrica feita de 5x5 emissores) e as reflexões das ondas são gravadas com o 5 receptor R (por exemplo, uma matriz de receptor de laser que tem 5x5 elementos). Por exemplo, o tamanho do gel de ágar pode ser de 450 mm x 150 mm x 90 mm. Variações de velocidade são geradas nessa configuração experimental ao colocar um primeiro aquecedor térmico H1 (por exemplo, um resistor) na camada 20 e um segundo aquecedor térmico H2 na camada de alta velocidade. Sondas de temperatura T1 a T3 são colocadas em cada 10 camada para determinar variações de temperatura. As sondas de temperatura podem ser colocadas em profundidades de 0, 3 e 8 cm. Seis parâmetros podem ser monitorados, por exemplo, tempo de trajeto, amplitude, lentidões de fonte e receptor, azimute de fonte e receptor para três ondas de superfície e três ondas de corpo. Uma seqüência de emissão/recepção é repetida através de um dado período de tempo, e variações de 15 velocidade podem ser observadas através de medições de horário chegada de onduleta. A reflexão desejada é considerada a onda 26 na Figura 1, e a onda intermediária é uma das ondas 24 ou 22 na Figura 1.

A Figura 3 ilustra variações temporais relativas dt/t para as três ondas 22, 24 e 26 plotadas como uma função do tempo. Nota-se que esse experimento indica que as 20 variações temporais relativas são correlacionadas entre as mesmas, o que indica que ou a onda 22 ou a onda 24 pode ser usada para estimar as variações temporais introduzidas pela camada 20 para removê-las da onda 26. Portanto, é possível computar a variação de velocidade de profundidades apesar das variações de velocidade que impactam a camada de clima. Na verdade, o algoritmo inovador a ser discutido a seguir é capaz de remover 25 variações de velocidade introduzidas por qualquer camada acima do alvo.

Voltando à proporcionalidade presumida entre as variações temporais relativas dt/t

e as variações de velocidade relativas dV/V, derivada a seguir é a relação entre essas

duas quantidades. Nota-se que- devido às variações espúrias - as velocidades de onda variam de V a V+dV na quase superfície, entre profundidade zero e h, na Figura 1. Essa 30 variação impacta o atraso de todas as ondas que propagam através da quase superfície. Embora essa modalidade se refira à quase superfície, o algoritmo inovador é aplicável a outras camadas, mais profundas que a quase superfície. Portanto, a seguir, será mostrado que as variações temporais relativas da onda 26 estão ligadas às variações espúrias na quase superfície e as variações de velocidade introduzidas pela camada 20 podem ser 35 estimadas a partir das variações temporais relativas de outra onda (por exemplo, onda 24 ou onda 22). A seguir, para fins de simplicidade em termos das notações matemáticas, a onda 22 é associada ao índice “a,” a onda 24 é associada ao índice “b,” e a onda 26 é associada ao índice “c.”

Porque a onda 22 é uma onda de superfície, sua trajetória é sempre igual, isto é, entre os pontos SeR. Seu horário de chegada é dado por ta = DJV se D for considerado

como sendo a distância entre SeR sem nenhuma reflexão. Devido à variação de velocidade dV na camada próxima à superfície, a variação de tempo de chegada se torna ta + dta = D/(V + dV). A partir das duas expressões acima, pode-se determinar que

em primeira ordem:

dta _ _dV

ta V

Se a variação de horário de chegada da onda 24 estiver registrado em cima de meio deslocamento D/2, dois efeitos precisam ser levados em consideração: (1) a variação de velocidade ao longo da trajetória, e (2) a variação de trajetória devido Á variação de velocidade. A variação de trajetória (o segundo efeito) origina da variação de velocidade, conforme discutido agora em relação às Figuras 4A a D. A Figura 4A ilustra a trajetória 24a da onda 24 através de uma camada única, e a Figura 4B ilustra a trajetória da mesma onda através de duas camadas que têm a profundidade total igual à camada da Figura 4A. Similarmente, as Figuras 4C e 4D mostram a trajetória 26a da onda 26 através de duas e três camadas, respectivamente. Nas Figuras 4B e D, a camada de topo introduziu variações de velocidade. De acordo com a Iei de Snell-Descartes, a expressão sen(0)/V = constante é verdadeira em uma dada interface (em que Θ é o ângulo de incidência). Conforme a velocidade V varia na camada de topo, Θ também varia, o que leva a modificações de trajetória, conforme ilustrado na Figura 4B para a onda 24 e a Figura 4D para a onda 26.

A seguir, presume-se que a variação temporal relativa devido ao segundo efeito (isto é, variação de trajetória) não é significativa se comparada à primeira (isto é, variação de velocidade). Portanto, a variação de trajetória é ignorada no seguinte. Essa hipótese pode ser validada numericamente, conforme segue. Se a variação dV/V for considerada como 25 cerca de +/- 5% para uma profundidade h entre 5 mm até 0, para cada valor de dV/V e h, a variação temporal relativa devido ao primeiro e o segundo efeito é computada.

As Figuras 5A a B ilustram os resultados dessa computação, com a Figura 5A ilustrando o impacto do primeiro efeito e a Figura 5B ilustrando o impacto do segundo efeito. Nota-se que a razão entre a variação temporal relativa e a variação de velocidade fica 30 abaixo de 0,2% para a onda 24 e 0,6% para a onda 26. Isso significa que para uma variação de velocidade inferior a 5%, a variação de trajetória correspondente pode ser negada. Portanto, para fins de simplicidade, apenas uma variação de velocidade ao longo da trajetória inicial é considerada no seguinte. Entretanto, o algoritmo pode ser estendido para também levar em consideração o segundo efeito (variação de trajetória).

Ademais, nota-se que, na prática, a variação de velocidade não é tão abrupta, mas, em vez disso, é um perfil de velocidade suave em relação a uma profundidade (eixo geométrico z), conforme ilustrado na Figura 6A. A mesma suposição pode ser feita para cada subcamada da quase superfície, quando se presume uma velocidade localmente constante. Portanto, seja lá qual for o perfil de velocidade, é seguro presumir que a trajetória de propagação é constante.

Considerando, agora, uma subcamada 20a da camada 20 em uma profundidade z conforme ilustrado na Figura 7, uma velocidade da onda varia em sua camada de VCz) CL V{z) 4- 5K(z). Através dessa profundidade, o comprimento de onda de trajetória

24 é:

Ssb = <yz/cos(0b)

Após a mudança de velocidade, a variação de tempo de trajetória é: íz\ — Sz__-___Sz 1____Sz rfyCz)

^ cos(0£j) V(z)-*-dV(z) cos(.&i)) V&) Cos(JSjt) v(p)

Para a onda 26, a mudança de comprimento de trajetória é dada por:

- --rh -iiTT

Cosiec) V (z)

Nota-se que:

Já que a trajetória é constante, é possível integrar a quantidade através da trajetória completa sem levar em consideração a variação angular. Portanto, conforme a velocidade

está variando apenas entre profundidade 0 e h1 com 0 < Zi1 < h, a expressão a seguir é

obtida:

dtc = C . C StM Sz = dt„.

Isso significa que, para uma variação de velocidade que impacta apenas a quase superfície, a variação temporal relativa de onda 26 pode ser determinada a partir da variação temporal relativa de onda 24 de acordo com:

ZdCf1X _ *b cos{eb) Zdtfc^

V tC 'quase superfície tC cos(9c) V íj, /

Então, se a onda 26 também for impactada por uma variação de velocidade a uma

dada profundidade, a variação temporal relativa naquela profundidade é

' *c 'profundidade

dada por: ZcEtfX ZdtA /rftA _/dtc\ tb cos{6b) Zdtb

V }profundidade \ J \ Jquase superfície V \ tb

-(t)-r-@) C1)

tu COS (03,)

Em que ré —.—5-% Em outras palavras, GttcZtc é a variação temporal relativa devido

tç COSyUc J

a ambas a camada próxima à superfície ((dtc/tc)qUase superfície) e o alvo ((dtc/tc)pr0fund,dade)· Uma relação similar pode ser derivada para a variação temporal em vez da variação temporal relativa:

COS(fib j

profundidade ~ quase superfície ~ ~ cos(0c) '

= dtc-r-dtb. (2)

Nota-se que uma equação para uma variação de parâmetro de subsuperfície dx, em

que x é considerado como sendo um parâmetro de subsuperfície genérico, pode ser derivada de uma equação para a variação de parâmetro de subsuperfície relativa correspondente dx/x ao multiplicar toda a equação para a variação de parâmetro de subsuperfície relativa por x.

Portanto, equações válidas para variações de parâmetro relativas podem ser

similarmente adaptadas para a variação de parâmetro. Para fins de simplicidade, a equação (1) é usada para determinar as variações temporais relativas para ondas 22, 24 e 26 no experimento indicado acima. Amis especificamente, o receptor grava os sinais provenientes da matriz de fonte por um período de 24 horas, com uma medição que ocorre a cada 20 15 minutos. Um rastro de ponto a ponto entre o centro da matriz de fonte e o centro da matriz de receptor é ilustrado na Figura 8A. Isso corresponde aos dados brutos. Os dados brutos são processados com o algoritmo de DBF para produzir o mapeamento de lentidão ilustrado na Figura 8B.

Com o uso do algoritmo DBF, três onduletas correspondentes às ondas 22, 24 e 26 20 são extraídas com o uso do mapeamento de lentidão. As onduletas são ilustradas nas Figuras 8C, D e E.Com o uso do mapa de lentidão da Figura 8B, a DBF permite a recuperação dos ângulos de incidência para cada onda devido à relação u = sen(0)/V para as ondas de corpo, sabendo que V=1/u para a onda de superfície, e sendo que u é a lentidão.

A seguir, as variações temporais dt, ou variações temporais relativas (dt/t) das três

ondas são medidas enquanto ativam um aquecedor apropriado na superfície (para simular variações espúrias) e/ou em profundidade (para simular as variações desejadas produzidas pelo alvo). A Figura 9A ilustra a temperatura 40 do meio na superfície, a temperatura 42 a uma profundidade de 3 cm e a temperatura 44 no fundo. A Figura 9B ilustra as variações temporais relativas 46, 48 e 50 correspondentes às ondas 22, 24 e 26, respectivamente, e a Figura 9C ilustra a primeira programação de ativação de aquecedor 52 e a segunda programação de ativação de aquecedor 54. A Figura 9D ilustra a ativação de aquecedor de profundidade 56, a variação temporal relativa 58 para a onda 26 (que é idêntica à curva 50 5 na Figura 9B porque nenhuma correção é aplicada), a variação temporal relativa 60 para a onda 26 corrigida com base na onda 24, e a variação temporal relativa 62 para a onda 26 corrigida com base na onda 22.

Observa-se que a variação temporal relativa 60 é calculada com base na equação (1). Entretanto, a variação temporal relativa 62 não pode ser calculada com a equação (1) porque o ângulo de incidência é zero para uma onda de superfície. Portanto, outro método inovador, a ser discutido posteriormente, é usado para calcular a variação temporal relativa 62.

Ademais, observa-se que se o aquecedor de profundidade for ativado, conforme mostrado na Figura 9C, na hora 16, apenas a variação temporal relativa dt/t da onda 26 é 15 impactada. Entretanto, se a camada próxima à superfície for aquecida, todas as três ondas são impactadas, conforme mostrado na Figura 9B, na hora 4. Então, se ambos os aquecedores de profundidade e de superfície forem simultaneamente ativados, todos os três horários de chegada de ondas são afetados.

aquecimento de profundidade do impacto do aquecimento de superfície ao aplicar a equação (1), conforme mostrado na Figura 9D pela curva 62.

Em um caso prático, outra simplificação pode ser implantada. A trajetória da onda intermediária 24 pode ser similar à trajetória da onda 26. Por exemplo, a onda 24 pode ser a reflexão sobre o topo do reservatório, enquanto a onda 26 pode ser a reflexão no interior do reservatório. Nesse caso, com a notação das Figuras 4A a D, as seguintes aproximações se sustentam:

Uma ou mais das modalidades discutidas acima podem ser implantadas como um método, por exemplo, em um dispositivo de computação. Então, o método calcula uma 30 variação temporal corrigida (dti)pr0fundidade ou uma variação temporal corrigida relativa (dti/ti)pr0fundidade de uma primeira onda de corpo (26) com base em uma segunda onda de corpo (24), conforme ilustrado na Figura 10. O método inclui uma etapa 1000 de recebimento de dados sísmicos brutos gravados com um receptor, em que os dados sísmicos brutos incluem gravações para as primeira e segunda ondas de corpo em vários

O algoritmo inovador é capaz de discriminar par aa onda 26 o impacto do

&2 » h, h2»Ιΐιεθΰκ Θi.

Com essas presunções, a equação (1) se torna: momentos; uma etapa 1002 para calcular uma primeira variação de horário de chegada (dti) para a primeira onda de corpo (26); uma etapa 1004 para calcular uma segunda variação de horário de chegada (dt2) para a segunda onda de corpo (24); uma etapa 1006 para calcular uma primeira variação temporal relativa (CJt1Zt1) para a primeira onda de corpo (26) com base 5 na primeira variação de horário de chegada (dt^; uma etapa 1008 para calcular uma segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para a segunda onda de corpo (24) com base na segunda variação de horário de chegada (dt2); e uma etapa 1010 para corrigir em um dispositivo de computação a primeira variação temporal relativa (Clt1Zt1) com base na segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para obter a variação temporal corrigida relativa 10 (dt^tOprofundidade- O método pode ser modificado para corrigir no dispositivo de computação a primeira variação temporal (dt^ com base na segunda variação temporal (dt2) para obter a variação temporal corrigida (dt^profundidade- Se essa última etapa for realizada, então as etapas 1006 e 1008 podem não ser necessárias.

Várias etapas adicionais podem ser concebidas como, por exemplo, calcular uma variação de velocidade relativa (dV/V) na subsuperfície com base na variação temporal corrigida relativa (dytOprofundidade. e monitorar mudanças em um alvo presente em um substrato com base na variação temporal corrigida relativa (dyt^profundidade·

A seguir, outro algoritmo inovador para corrigir o horário de chegada de uma onda sísmica é discutido. Esse algoritmo inovador é capaz de corrigir o horário de chegada de uma onda sísmica mesmo quando as equações (1) e (2) não podem ser usadas. Por exemplo, se um ângulo de incidência for zero, como para a onda 22, a equação (1) não pode funcionar. Isso pode ser verdadeiro quando nenhuma onda de corpo está disponível para avaliar as variações de quase superfície ou variações mais profundas ou quando o modelo de duas camadas da Figura 7 não for uma aproximação suficiente da realidade. Nesse caso, a correção de horário de chegada pode ser realizada diretamente a partir de qualquer onda, incluindo, por exemplo, as perturbações de onda de superfície. Essa abordagem presume que o tempo de trajeto variações a onda refletida no fundo 26 são proporcionais ao tempo de trajeto variações de qualquer onda que passa pelas perturbações de quase superfície, incluindo a onda de superfície 22. Para verificar essa suposição, as variações temporais relativas dt/t da onda 26 são plotadas como uma função das variações temporais relativas dt/t de onda 22, conforme ilustrado na Figura 11.

Os vários pontos na Figura 11 não mostram uma relação linear única. Entretanto, o gráfico mostra os dados sendo distribuídos ao longo de diversas linhas. Por exemplo, linhas semi-verticais 80 indicam que apenas a onda 26 é afetada por variações no tempo de 35 chegada enquanto a onda 22 não é. Esses dados são provavelmente ligados a variações em profundidade, e esses dados não são considerados como estabelecendo uma relação linear porque o foco está nas variações de quase superfície experimentadas por todas as ondas.

10

15

20

25

30

Considerando a linha 82 que passa através da origem e tem uma inclinação de cerca de 0,5, muitos pontos de dados estão em ou acerca dessa linha, que sugere que ambas as ondas 22 e 26 são afetadas por variações temporais relativas comuns. Para esses dados, apenas a quase superfície é impactada por flutuações de velocidade. A reação linear entre as variações temporais relativas de ondas 22 e 26 (triângulos na Figura 11) s encaixa melhor em uma inclinação r que é igual a, por exemplo, 0,4. A variação temporal relativa para a onda 26 corrigida cm base na onda 22 é ilustrada pela curva 62 na Figura 9D.

A curva 62 foi calculada com base em uma primeira aproximação como:

Aplicar a medição de correção de tempo à onda refletida no fundo 26 produz a curva 62, que descreve precisamente a verdadeira profundidade variação temporal relativa 58 na Figura 9D. Portanto, ao computador o coeficiente linear r entre as perturbações de tempo de trajeto da onda de corpo versus qualquer outra onda (que ode ser uma onda de superfície ou uma onda de corpo), os efeitos de subsuperfície pode ser removido de qualquer tempo de trajetos de onda de corpo.

Comparando as técnicas de correção de onda de corpo versus a onda de corpo (primeiro algoritmo inovador, consulte a curva 60) e a onda de superfície versus onda de corpo (segundo algoritmo inovador, consulte a curva 62), algumas diferenças são perceptíveis. Essas diferenças podem ser devido algumas imperfeições na cadeia de aquisição e/ou processamento. Entretanto, nota-se que, durante um período silencioso entre as horas 8 e 10 (consulte a Figura 9D), essas imperfeições são limitadas a 0,1% das perturbações de tempo de trajeto. Ademais, no segundo método, a dependência de tempo é removida conforme o método identifica uma linha em uma plotagem cruzada.

Outra vantagem do segundo método é que pode funcionar sem a matriz (de fontes e/ou receptores) formação de feixe se a SNR for alta o suficiente porque não usa o valor de ângulo de incidência. Ambos os métodos inovadores são valiosos para ambos s dados marítimos e terrestres.

O segundo algoritmo inovador pode ser implantado como um método em um dispositivo de computação, conforme discutido a seguir. O método, conforme ilustrado na Figura 12, calcula uma variação temporal corrigida relativa (dti/ti)profuneiidade de uma onda de corpo (26) com base em uma onda de superfície (22). O método inclui uma etapa 1200 para receber dados sísmicos brutos gravados com um receptor, em que os dados sísmicos brutos incluem gravações para a onda de corpo e a onda de superfície em vários momentos; uma etapa 1202 para calcular uma primeira variação de horário de chegada (dti) para a onda de corpo (26); uma etapa 1204 para calcular uma segunda variação de horário de

(3) chegada (dt2) para outra onda (que pode ser uma onda de superfície 22); uma etapa 1206 para calcular uma primeira variação temporal relativa (CitiZt1) para a onda de corpo (26) com base na primeira variação de horário de chegada (dt·,); uma etapa 1208 para calcular uma segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para a outra onda (22) com base na segunda 5 variação de horário de chegada (dt2); e uma etapa 1210 para corrigir com um dispositivo de computação a primeira variação temporal relativa (Clt1Zt1) com base na segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para obter a variação temporal corrigida relativa (dti/ti)profundidade· Similar ao método ilustrado na Figura 10, se a variação temporal corrigida (dt^profundidade for destinada a ser determinada, as etapas 1206 e 1208 podem não ser necessárias e a etapa 10 1210 pode ser modificada para corrigir com o dispositivo de computação a primeira variação temporal (dt^ com base na segunda variação temporal (dt2) para obter a variação temporal corrigida (dtOprofUndidade- Uma onda de corpo é uma onda que experimenta pelo menos uma reflexão antes de ser gravada pelo receptor, e uma onda de superfície é uma onda que não experimenta nenhuma reflexão entre a fonte e o receptor.

A seguir, algumas melhorias aos métodos inovadores acima são discutidas. Quando

a equação (1) foi derivada, afirmou-se que um ângulo de incidência é igual para os lados da fonte e do receptor. Entretanto, se esse não for o caso, uma nova equação pode ser derivada para levar em consideração sua falta de simetria. Considerando as ondas 24 e 26 da Figura 1, pode ser mostrado que a correção de horário de chegada para profundidade é dada por:

Que as e ar são dois coeficientes diferentes que levam em consideração as diferenças de trajetória nos lados da fonte e do receptor. Esses dois coeficientes são dados por:

1 COS^Í?b,receptor^ JCOS fonte}·

Outro aspecto relacionado aos algoritmos inovadores é relacionado ao efeito da frequência. Sabe-se que uma onda que propaga através de um meio pode passar por dispersão, isto é, ondas de comprimentos de onda diferentes que percorrem em velocidades de fase diferentes através do mesmo meio. Nota-se que o coeficiente r computado com o

txJ- 1+ COS (ObfonIg 1 j / COs(0 ^receptor )

e uso de qualquer algoritmo inovador pode variar com a frequência. Considere as seguintes notações: c(t) é a mesma representação de tempo-domínio da onduleta de interesse em uma dada profundidade (onda 26 na Figura 1), c0(t) é a referência de tempo-domínio da onduleta de interesse em uma dada profundidade, b(t) é a representação de tempo-domínio 5 da onduleta intermediária (onda 24 na Figura 1), e b0(t) é a referência de tempo-domínio da onduleta de interesse intermediária.

Se o método de formação de feixe for usado, c(t), c0(t), b(t), e b0(t) representam as onduletas compradas com o uso de formação de feixe. Considere que no domínio de frequência, C(U)), C0(U)), Β(ω) e B0(co) são as transformadas de Fourier de c(t), c0(t), b(t), e b0(t), respectivamente. Os algoritmos inovadores discutidos acima computam o coeficiente r para ligar as variações de quase superfície de duas ondas diferentes, por exemplo, ondas

24 e 26. As diferenças de horário de chegada das ondas 24 e 26 são consideradas como sendo 0b e 0C, respectivamente. Essas diferenças de horário de chegada são computadas em relação à onda de referência de modo que:

Β(ω) =β'ωθ1>·Β0(ω) e C(w) =eiw0cCo(u)).

Para a onda 26, se a diferença de horário de chegada devido a variações de

velocidade em uma dada profundidade for δ e a diferença de horário de chegada devido a variações de velocidade próxima à superfície for Θ, então:

C(cu) =eiw(0+õ)-C0(U)).

Com o uso de algoritmos inovadores, é possível computar r de modo que Θ = r0b. Então, pode-se determinar que δ = Oc- r0b.

Se o comportamento das ondas variar significativamente com a frequência, é

possível estender os algoritmos inovadores para diferentes frequências ao computar o coeficiente r e o atraso para serem dependentes de frequência. Porque r é computado com o uso do mesmo processo e para cada frequência, é possível ter:

Β(ω) =eiweb(w) B0(U)) e C(u>) =βίωθ0(ω) C0(io).

Portanto, aplicar essa expressão às diferenças de horário de chegada, pode-se mostrar que: δ(ω) = θ0(ω) - r(u))0b(u)), isto é, as diferenças de horário de chegada são dependentes de frequência.

Modalidades discutidas acima presumiram que as diferenças de horário de chegada são calculadas antes de NMO. Entretanto, é possível calcular as diferenças de horário de chegada após a correção de NMO, conforme discutido a seguir. Em outras palavras, o novo 30 método computa o coeficiente tempo de trajeto após NMO ou após o empilhamento (isto é, sem formação de feixe). Como uso de um formalismo de equalização cruzada tradicional (por exemplo, desenvolvido por Rickett J. e Lumley D.E., “A cross equalization processing flow for off-the-shelf 4D seismic data", 1998, 68th Ann. Internat. Mtg. SEG Expanded Abstract), um operador de equalização cruzada A é computado no domínio de frequência de modo que:

Λ(ω)52(ω) - S1(Ct)) = |4(ω)|βί9ίω^2(ω) - S1(^j) « 0,

em que θ(ω) é a fase computada para compensar as flutuações de velocidade de quase superfície na frequência ω.

Para levar em consideração algumas imperfeições (por exemplo, modelo de velocidade), o operador de equalização cruzada A pode ser corrigido e reescrito como B de acordo com:

em que r pode ser computado de acordo com o primeiro ou segundo algoritmos inovadores ilustrados nas Figuras 10 e 12. Em outra aplicação, um coeficiente dependente de frequência também pode ser usado de modo que:

Se todas as suposições de equalização cruzada forem preenchidas, o coeficiente r deveria ser igual a 1 e a correção não é necessária.

De acordo com outra modalidade exemplificadora, os algoritmos inovadores podem ser adaptados para se levar em consideração múltiplas variações temporais relativas de reflexão. Um múltiplo é conhecido como um sinal que propaga de um lado para o outro entre várias camadas da subestrutura antes de ser gravado pelo receptor. Um exemplo de um múltiplo 100 é mostrado na Figura 13. Nesse caso, o múltiplo 100 pode cruzar diversas vezes a quase superfície (por exemplo, n vezes). A Figura 13 ilustra o caso em que n=2. Então, as variações temporais relativas ligadas à quase superfície são multiplicadas por n.

Nesse caso, a equação (1) se torna:

e essa equação pode ser estendida ao caso de ângulo de incidência não simétrico em uma maneira similar à equação (3).

Os algoritmos inovadores discutidos acima são apropriados não apenas para variações temporais relativas mas também para amplitude, fonte e lentidão de receptor (ou ângulo de incidência), variações de azimute de fonte e receptor. Também se pode mostrar que as variações de amplitude, variações de lentidões e variações de azimute são ligadas às variações de velocidade. Essa observação é suportada pelo experimento descrito na Figura 2 em que, por exemplo, uma onda de superfície que reflete na borda do dispositivo experimental gera os resultados plotados na Figura 14A a D. A Figura 14A ilustra os dados

Βίω)= \A(ú))\eir9^\

B (ω) = |4(G))|eírW» gravados (dados brutos), a Figura 14B ilustra a variação temporal relativa dt/t e a variação de amplitude dividida por 10, a Figura 14C ilustra a variação de lentidão de fonte 102 e a variação de lentidão de receptor 104, e a Figura 14D ilustra a variação de azimute de receptor 106 e a variação de azimute de fonte 108.

acima, seis parâmetros podem ser computados para cada onda. Esses parâmetros podem ser o tempo de chegada, a amplitude, a lentidão de fonte (ou ângulo de incidência e a velocidade de superfície for conhecida), a lentidão de receptor (ou ângulo de incidência e a velocidade de superfície for conhecida), o azimute de fonte, e o azimute de receptor.

parâmetros com a formação de feixe e compensação das variações devido às condições de quase superfície ou condições mais profundas para deduzir suas variações em uma profundidade desejada podem ser estendidos. Por exemplo, para a lentidão S, é possível computar outro coeficiente linear rs de modo que:

ângulo de incidência), e os azimutes de fonte/receptor. Ademais, as computações e correções acima podem ser modificados para se tornarem dependentes de frequência, conforme já foi discutido acima.

Modalidades exemplificadores discutidas acima para computar os vários parâmetros 20 de onda, como amplitudes, lentidões, ângulos de incidência ou azimutes, etc. pressupostos pelo uso da técnica de DBF. Entretanto, as modalidades exemplificadoras não são limitadas por DBF e outras técnicas de processamento de matriz podem ser usadas, como Resposta sem Distorção de Variância Mínima (MVDR), Variância Mínima Linearmente Restrita (LCMV) ou outros.

Outra variação das modalidades exemplificadoras discutidas acima se refere ao uso

de fontes passivas em vez de fontes ativas. Nesse contexto, os rastros de ponto a ponto entre dois receptores são construídos com o uso de uma correlação da gravação dos dois receptores. Uma descrição de tal técnica pode ser encontrada em, por exemplo, U. Wegler e C. Sens-Schõnfelder, “Fault Zone Monitoring with Passive Image Interferometry,” Geophys. J. Int., Volume 168, 1.029a 1.033, 2007.

As modalidades exemplificadoras discutidas nesse pedido mostram que é possível estimar variações de quase superfície temporais relativas de uma onda de corpo com o uso das variações computadas com base em outra onda de corpo e/ou onda de superfície. Com esses algoritmos inovadores, o monitoramento das variações de profundidade se torna mais facilitado e refinado. As extensões desses métodos se aplicam a outros parâmetros

5

Portanto, com o uso da formação de feixe e os algoritmos inovadores discutidos

10

Ademais, os algoritmos discutidos na presente invenção para monitorar os

15

A mesma equação pode ser usada para a amplitude, lentidões de fonte/receptor (ou computados com qualquer tipo de técnicas de formação de feixe.

Os algoritmos inovadores discutidos acima podem ser implantados em um sistema de computação. Um exemplo de um sistema de computação representativo capaz de realizar operações de acordo com as modalidades exemplificadoras é ilustrado na Figura 15. Hardware, firmware, software ou uma combinação dos mesmos pode ser usada pra realizar as várias etapas e operações descritas no presente documento.

O sistema de computação exemplificador 1500 adequado para realizar as atividades descritas nas modalidades exemplificadoras pode incluir o servidor 1501. Tal servidor 1501 pode incluir um processador central (CPU) 1502 acoplado a uma memória de acesso 10 aleatório (RAM) 1504 e a uma memória de leitura apenas (ROM) 1506. A ROM 1506 também pode ser outros tipos de meio de armazenamento para armazenar programas, como uma ROM programável (PROM), PROM apagável (EPROM), etc. O processador 1502 pode se comunicar com outros componentes internos e externos através de circuitos de entrada/saída (UO) 1508 e barramento 1510, para fornecer sinais de controle e similares. O 15 processador 1502 realiza uma variedade de funções, conforme é conhecido na técnica, conforme ditado por instruções de software e/ou firmware.

O servidor 1501 também pode incluir um ou mais dispositivos de armazenamento de dados, incluindo unidades de disco rígido 1512, CD-ROM e/ou unidades de DVD 1514, e outros hardwares capazes de Ier e/ou armazenar informações como DVD, etc. Em uma 20 modalidade, o software para realizar as etapas discutidas acima pode ser armazenado e distribuído em um CD-ROM 1516, meio removível 1518 ou outra forma de meio capaz de armazenar de maneira portátil informações. Esses meios de armazenamento podem ser inseridos em, e lidos por, dispositivos como a unidade de CD-ROM 1514, a unidade de disco 1512, etc. O servidor 1501 pode ser acoplado a um visor 1520, que pode ser qualquer tipo 25 de visor conhecido ou tela de apresentação, como visores de LCD, LED, visor de plasma, de tubos de raio de cátodo (CRT), etc. Uma interface de inserção de usuário 1522 é fornecida, incluindo um ou mais mecanismos de interface de usuário, como um mouse, teclado, microfone, painel sensível ao toque, tela sensível ao toque, sistema de reconhecimento de voz, etc.

O servidor 1501 pode ser acoplado a outros dispositivos de computação, como

terminais de linhas terrestres e/ou sem fio através de uma rede. O servidor pode ser parte de uma configuração de rede maior, como em uma rede de área global (GAN), como a Internet 1528, que permite a conexão definitiva a vários dispositivos de cliente/observador de linha terrestre e/ou móvel.

Conforme também será apreciado pelo indivíduo versado na técnica, as modalidades

exemplificadoras podem ser incorporadas em um dispositivo de comunicação sem fio, uma rede de telecomunicações, como um método ou em um produto de programa de computador. Em conformidade, as modalidades exemplificadoras podem assumir a forma de uma modalidade totalmente de hardware ou uma modalidade que combina aspectos de hardware e software. Ademais, as modalidades exemplificadoras podem assumir a forma de um produto de programa de computador armazenado em um meio de armazenamento 5 legível por computador que tem instruções legíveis por computador incorporadas no meio. Qualquer meio legível por computador adequado pode ser utilizado, incluindo discos rígidos, CD-ROMs, disco versátil digital (DVD), dispositivos de armazenamento ópticos, ou dispositivos de armazenamento magnético, como um disquete ou fita magnética. Outros exemplos não limitadores de meio legível por computador incluem memórias do tipo flash ou 10 outras memórias conhecidas.

As modalidades exemplificadoras apresentadas fornecem um sistema e um método para a computação/estimativa de variações temporais relativas devido às modificações em uma estrutura subterrânea predeterminada. Deve-se compreender que essa descrição não é destinada a limitar a invenção. Pelo contrário, as modalidades exemplificadoras são 15 destinadas a cobrir alternativas, modificações e equivalentes, que são incluídas na essência e escopo da invenção, conforme descrito pelas reivindicações anexas. Ademais, na descrição detalhada das modalidades exemplificadoras, vários detalhes específicos são apresentados para fornecer uma compreensão abrangente da invenção reivindicada. Entretanto, um indivíduo versado na técnica compreenderia que várias modalidades podem 20 ser praticadas com tais detalhes específicos.

Embora as características e elementos das presentes modalidades exemplificadoras sejam descritas nas modalidades em combinações particulares, cada característica ou elemento pode ser usado sozinho sem as outras características e elementos das modalidades ou em várias combinações com ou sem outras características e elementos apresentados no presente documento.

Essa descrição escrita usa exemplos da matéria apresentada para permitir que qualquer pessoa versada na técnica a pratique, incíuindo produzindo e usando quaisquer dispositivos ou sistemas e realizando quaisquer métodos incorporados. O escopo patenteável a matéria é definido pelas reivindicações, e podem incluir outros exemplos que 30 ocorrem àqueles versados na técnica. Tais outros exemplos são destinados a estarem no escopo das reivindicações.

Claims

1. Método para calcular uma variação temporal corrigida (dti)pr0fundidade ou uma variação temporal corrigida relativa Cdyt1 JprofUndidade de uma primeira onda de corpo com base em uma segunda onda de corpo caracterizado pelo fato de que o método compreende: receber dados sísmicos brutos gravados com um receptor, em que os dados sísmicos brutos incluem gravações para as primeira e segunda ondas de corpo em vários momentos; calcular uma primeira variação de horário de chegada (dti) para a primeira onda de corpo; calcular uma segunda variação de horário de chegada (dt2) para a segunda onda de corpo; calcular uma primeira variação temporal relativa Cdyt1) para a primeira onda de corpo com base na primeira variação de horário de chegada (dti); calcular uma segunda variação temporal (dt2) ou uma variação temporal relativa (dt2/t2) para a segunda onda de corpo com base na segunda variação de horário de chegada (dt2); e corrigir com um dispositivo de computação a primeira variação temporal relativa Cdyt1) com base na segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para obter a variação temporal corrigida relativa (dyti)profundidade, ou corrigir a primeira variação temporal (dti) com base na segunda variação temporal (dt2) para obter a variação temporal corrigida (dti)profundidadei em que uma onda de corpo é uma onda que experimenta pelo menos uma reflexão antes de ser gravada pelo receptor.

2. Método, de acordo com a reivindicação 1, caracterizado pelo fato de que a primeira onda de corpo é refletida a partir de uma formação de subsuperfície alvo e a segunda onda de corpo é refletida a partir de uma formação de subsuperfície que tem uma profundidade menor eu a formação de subsuperfície alvo.

3. Método, de acordo com a reivindicação 1, caracterizado pelo fato de que a primeira onda de corpo e a segunda onda de corpo experimentam uma mesma variação de velocidade em uma camada que tem uma profundidade menor que uma formação de subsuperfície alvo.

4. Método, de acordo com a reivindicação 1, caracterizado pelo fato de que a etapa para calcular a primeira variação temporal relativa (dyti) para a primeira onda de corpo compreende: dividir a primeira variação de horário de chegada (dti) por um primeiro tempo de gravação (U).

5. Método, de acordo com a reivindicação 1, caracterizado pelo fato de que a etapa para corrigir compreende: calcular a variação temporal corrigida relativa (dyt^profundidade com base em, <image>image see original document page 25</image> em que G1 é um ângulo de incidência da primeira onda de corpo, Q2 é um ângulo de incidência da segunda onda de corpo, ti é um primeiro tempo de gravação e t2 é um segundo tempo de gravação.

6. Método, de acordo com a reivindicação 1, caracterizado pelo fato de que a etapa para corrigir compreende: calcular a variação temporal corrigida relativa Cdt1A1 )ProfUndidade com base em, <image>image see original document page 25</image> é um ângulo de incidência da primeira onda de corpo, O2 é um ângulo de incidência da segunda onda de corpo, ti é um primeiro tempo de gravação e t2 é um segundo tempo de gravação.

7. Método, de acordo com a reivindicação 1, caracterizado pelo fato de que a etapa para corrigir compreende: calcular a variação temporal corrigida relativa Cdt1A1 )Pr0fundidade com base em <image>image see original document page 25</image> em que O1 é um ângulo de incidência da primeira onda de corpo, O2 é um ângulo de incidência da segunda onda de corpo, n é um número de vezes que a segunda onda de corpo cruza uma dada camada da subsuperfície, ti é um primeiro tempo de gravação e t2 é um segundo tempo de gravação.

8. Método para calcular uma variação de parâmetro corrigida (dp^profundidade ou uma variação de parâmetro relativa corrigida (dp^pOprofundidade de uma primeira onda de corpo com base em uma segunda onda de corpo caracterizado pelo fato de que o método compreende: receber dados sísmicos brutos gravados com um receptor, em que os dados sísmicos brutos incluem gravações para a primeira e segunda ondas de corpo em vários momentos; aplicar um algoritmo de processamento de matriz para determinar as primeira e segunda variações de parâmetro relativas (dp^) e (dp2/p2) ou as primeira e segunda variações de parâmetro (dp^ e (dp2); e corrigir a primeira variação de parâmetro relativa (dp1/p1) com base na segunda variação de parâmetro relativa (dp2/p2) para obter a variação de parâmetro relativa corrigida (dp1/p1)profundidade, ou corrigir a primeira variação de parâmetro (dp1) com base na segunda variação de parâmetro (dp2) para obter a variação de parâmetro corrigida (dp1)Profundidade, em que uma onda de corpo é uma onda que experimenta pelo menos uma reflexão antes de ser gravada pelo receptor.

9.Dispositivo de computação para calcular uma variação temporal corrigida (dt1)Profundidade ou uma variação temporal corrigida relativa (dt1/t1 )profundidade de uma primeira onda de corpo com base em uma segunda onda de corpo caracterizado pelo fato de que o dispositivo de computação compreende: uma interface configurada para receber dados sísmicos brutos gravados com um receptor, em que os dados sísmicos brutos incluem gravações para as primeira e segunda ondas de corpo em vários momentos; e um processador conectado à interface e configurado para calcular uma primeira variação de horário de chegada (dt1) para a primeira onda de corpo, calcular uma segunda variação de horário de chegada (dt2) para a segunda onda de corpo, calcular uma primeira variação temporal relativa (dt1/t1) para a primeira onda de corpo com base na primeira variação de horário de chegada (dt1), calcular uma segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para a segunda onda de corpo com base na segunda variação de horário de chegada (dt2), e corrigir a primeira variação temporal relativa (dt1/t1) com base na segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para obter a variação temporal corrigida relativa ^t1A1 )profundidade, ou corrigir a primeira variação temporal (dt1) com base na segunda variação temporal (dt2) para obter a variação temporal corrigida (dt1)profundidade. em que uma onda de corpo é uma onda que experimenta pelo menos uma reflexão antes de ser gravada pelo receptor.

10.Meio de armazenamento legível por computador que inclui instruções executáveis por computador caracterizado pelo fato de que as instruções, quando executadas por um processador, implantam instruções para calcular uma variação temporal corrigida (dtOpromndidade ou uma variação temporal corrigida relativa (dt1/t1)profundidade de uma rimeira onda de corpo com base em uma a segunda onda de corpo, em que as instruções ompreendem: receber dados sísmicos brutos gravados com um receptor, em que os dados sísmicos brutos incluem gravações para a primeira e segunda ondas de corpo em vários momentos; calcular uma primeira variação de horário de chegada (Clt1) para a primeira onda de corpo; calcular uma segunda variação de horário de chegada (dt2) para a segunda onda de corpo; calcular uma primeira variação temporal relativa (dti/tO para a primeira onda de corpo com base na primeira variação de horário de chegada (dt^; calcular uma segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para a segunda onda de corpo com base na segunda variação de horário de chegada (dt2); e corrigir em um dispositivo de computação a primeira variação temporal relativa (dU/U) com base na segunda variação temporal relativa (dt2/t2) para obter a variação temporal corrigida relativa (dytOprofundidade, ou corrigir a primeira variação temporal (dti) com base na segunda variação temporal relativa (dt2) para obter a variação temporal corrigida (dti)profundidade. em que uma onda de corpo é uma onda que experimenta pelo menos uma reflexão antes de ser gravada pelo receptor.