Processamento sísmico de reflexão: o dado BP 2014.

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOFÍSICA

BRUNO BARAUNA DOS SANTOS

PROCESSAMENTO SÍSMICO DE REFLEXÃO: O DADO BP 2014.

RELATÓRIO Nº 115

NATAL/RN 2018

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Relatório Graduação em Geofísica apresentado ao Departamento de Geofísica da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, como requerido para obtenção do título de Bacharel em Geofísica.

Orientador: Prof. Dr. Carlos César Nascimento da Silva

NATAL/RN 2018

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Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN Sistema de Bibliotecas - SISBI

Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET Santos, Bruno Barauna dos.

Processamento sísmico de reflexão: o dado BP 2014 / Bruno Barauna dos Santos. - 2018.

59f.: il.

Relatório (Graduação em Geofísica) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Departamento de Geofísica. Natal, 2018.

Orientador: Carlos César Nascimento da Silva.

1. Geofísica - Relatório. 2. Processamento de dados -

Relatório. 3. Sísmica de reflexão - Relatório. 4. Filtragem FK - Relatório. I. Nascimento da Silva, C.C. II. Título.

RN/UF/CCET CDU 550.3 Elaborado por Joseneide Ferreira Dantas - CRB-15/324

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ERRATA

Página 16, parágrafo 4 – Alteração de texto. Onde se lê:

“Conforme LAVERGNE (1989) e DRAGOSET (2000), para que atinjamos um pulso sísmico ideal é necessário combinar vários canhões de ar de modo que cada um deles disparem ao mesmo tempo um volume de ar diferente. Como consequência disso, é possível analisar na figura 02, que os pulsos primários (chegadas diretas) dos diferentes canhões se somam coerentemente, por estarem em fase e acarretam um pulso com amplitude predominante, com uma energia muito maior que se fosse com apenas um canhão de acordo com DRAGOSET (2000) e os pulsos secundários, em tempos distintos e fora fase somam-se destrutivamente, porém ainda é gerado um pulso de bolha residual, mas insignificante, quando comparado com a assinatura resultante.”

Leia-se:

“Conforme LAVERGNE (1989) e DRAGOSET (2000), para que atinjamos um pulso sísmico ideal é necessário combinar vários canhões de ar de modo que cada um deles disparem ao mesmo tempo um volume de ar diferente. Como consequência disso, é possível analisar na figura 02, que os pulsos primários (chegadas diretas) dos diferentes canhões se somam coerentemente, por estarem em fase e acarretam um pulso com amplitude predominante, com uma energia muito maior que se fosse com apenas um canhão de acordo com DRAGOSET (2000). Já os pulsos secundários, em tempos distintos e fora fase somam-se destrutivamente, porém ainda é gerado um pulso de bolha residual, sob a qual deve ser aplicado um processamento adequada para sua remoção, tendo em vista que gera efeitos adversos para o dado sísmico ”.

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Página 18, Figura 3-Alteração de ilustrações. Onde se lê:

Figura 1-Raio refletido (A1) e refratado (A2) oriundos de um raio incidente normal (A0) em relação a uma interface de contraste de impedância acústica.

Fonte: Adaptado de KEAREY et al (2009, p. 67). Leia-se:

Figura 2-Raio refletido (A1) e refratado (A2) oriundos de um raio incidente normal (A0) em relação a uma interface de contraste de impedância acústica.

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“As feições das múltiplas não são apenas explicadas por terem tempos de trânsitos múltiplos em relação a reflexão primária referente ao assoalho oceânico, mas também pela mudança na polaridade como descreve SHEARER (2009) que quando a impedância diminui ao longo da crosta a polaridade da onda P muda, enquanto a da onda S (onda de cisalhamento) permanece inalterada. ”

Leia-se:

“ A energia sísmica que é transmitida pode ficar reverberando durante certo tempo em algumas camadas onde o contraste de impedância é muito grande. Em decorrência disso, quando o dado é registrado pelo hidrofone (levantamento marinho) por exemplo, podem ser encontrados em tempos periódicos ou não, registros semelhantes da mesma interface repetidamente, caracterizando as reflexões múltiplas.

Ainda em relação a esse contraste de impedância, a SEG define que para dados sísmicos de fase mínima, um aumento dessa propriedade implica numa polaridade positiva e é exibida como um pico (Oilfield Glossary, 2018), em caso contrário, numa polaridade negativa é exibida como uma depressão. Para o caso das múltiplas reflexões têm polaridade invertida em comparação as reflexões das interfaces geológicas ”

“Outro fator é que a resolução do dado existe até um determinado tempo e por isso na fase da edição esse intervalo sem prestabilidade deve ser eliminado, reduzindo assim o tempo computacional. ”

Leia-se:

“A fim de reduzir o tempo de processamento do dado, a escala do tempo pode ser editada, limitando ao intervalo para a porção de interesse ”.

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“ O primeiro passo é aplicar a correção NMO com a velocidade baseada nos eventos de tempo duplo de reflexão e assim horizontalizar esses eventos múltiplos. Porem essa velocidade também pode se basear nas reflexões primárias do substrato oceânico”.

Leia-se:

“O primeiro passo é aplicar a correção NMO com a velocidade baseada nos eventos de reflexões múltiplas e assim horizontalizá-los. Porém essa velocidade também pode se basear nas reflexões primárias do substrato oceânico e das camadas geológicas abaixo dele”.

“Os algoritmos de migração podem ser aplicados logo após ou antes do empilhamento dos traços, ou seja, pós-Stack ou pré-Stack. A migração ´pós-empilhamento é geralmente aplicada nas seções empilhadas de afastamento nulo.

Leia-se:

“Os algoritmos de migração podem ser aplicados logo após ou antes do empilhamento dos traços, ou seja, pós-Stack ou pré-Stack. A migração ´pós-empilhamento é aplicada nas seções empilhadas de afastamento nulo. ”

Referência da obra a ser incluída a errata

Oilfield Glossary disponível em: www.glossary.oilfield.slb.com/en/Terms/p/polarity_standard.aspx acessado em 03/12/2018.

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Relatório Graduação em Geofísica apresentado ao Departamento de Geofísica da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, como requerido para obtenção do título de Bacharel em Geofísica.

Aprovado em: 29/ 11/ 2018

Profº. Dr. Carlos César Nascimento da Silva Universidade Federal do Rio Grande do Norte

Orientador

Profª. Dra. Rosângela Correa Maciel Universidade Federal do Rio Grande do Norte

Membro Interno DGEF/UFRN

Me. Danilo Santos Cruz

Petrobras/EXP/AEXP-T/OEXP-T/EXP-RNCE Membro Externo DGEF/UFRN

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Esse trabalho é dedicado aos meus pais que sempre contribuíram da melhor maneira para minha educação e formação pessoal. E aos meus professores por me fazerem vislumbrar mais ainda o gosto pela ciência.

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AGRADECIMENTOS

Do fundo do meu coração, em primeiro lugar agradeço a Deus, por me ter feito lutar pelo sonho de um dia me tornar um Geofísico. Agradeço a ele por me fazer ter o prazer de estudar as coisas pelas qual me jugam como “louco”. Agradeço a ele por me sustentar em todas as horas que passei estudando para chegar até aqui.

Não menos importante, agradeço aos meus pais, Edilson e Maria José, por todo apoio que me deram todos esses anos, pelos ensinamentos e por me fazer aprender o valor de cada conquista. Agradeço a meus irmãos, Edilson e Bruna, por me ajudarem em tudo que precisei e por toda compreensão.

Agradeço imensamente ao meu orientador, Dr. Carlos Cesar Nascimento da Silva, por toda atenção, pela disponibilidade e prestatividade. Por toda paciência que teve comigo pelas incontáveis vezes que batia em sua porta para tirar dúvidas. Por me mostrar o brilho e a importância da sísmica de reflexão. Por todas as críticas construtivas que me fez. Você foi muito importante para o meu crescimento pessoal e profissional.

A minha querida namorada Alice, te agradeço de todo coração por todo apoio que me deu nas horas mais difíceis, por entender quando eu estive ausente. Por tudo cuidado e carinho que teve comigo.

Agradeço a Gilsijane pela amizade e por ter me apresentado esse curso que me fez abrir os olhos mais ainda para ciência. Agradeço a todos os amigos de turma: Miro, Miguel, Thabita, Pamella, Gabriel Andrade, Hermerson, Daniel, Rodrigo Libório, Aline, Gustavo, Ítalo, Hadassa, Sarah, Lucas Varella, Ody, Estevão, Heitor, Alex Tito, Asmminey e Rayane. Cada um de vocês tiveram e terão muita importância na minha vida. Não seria tão intenso sem vocês. Agradeço a Geraldo, Marcos, Huganisa e Naiyan, por ter se tornado um amigo e por exercer o seu trabalho com maestria. Assim como todos os demais funcionários que contribuem para um departamento cheio de energia positiva.

Agradeço gratamente aos professores Carlos César, Moreira, Walter, Rosângela, Gilvan, Jordi, Josibel, Leandson, Milton, Cabral, Mário Pereira, Roosewelt, José Wilson, Luiz Felipe, João Medeiros, Ciclâmio e Augusto por todos conhecimentos compartilhados. A todos vocês, muito obrigado por tudo.

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Agradeço à Universidade Federal do Rio Grande do Norte pelas dependências cedidas, em especial ao Laboratório de Geofísica aplicada e todo aparato disponível para a realização do meu trabalho. Assim como agradeço a Landmark/Halliburton pela licença do software ProMax/SeisSpace. Deixo meu agradecimento ao Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia Geofísica do Petróleo (INCT-GP) e ao Ministério da Ciência e Inovação (MCTI).

Deixo meu agradecimento a Danilo Santos Cruz da Petrobras pela honra de estar presente na minha banca.

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“

“O essencial faz a vida valer a pena. ” Mário de Andrade

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RESUMO

A sísmica de reflexão é classificada como um método indireto de exploração de subsuperfície, principalmente aplicada para exploração de jazidas de hidrocarbonetos. Dentre suas vantagens, tem como capacidade gerar imagens sísmicas com a melhor definição possível das feições geológicas, além de permitir a cobertura de grandes áreas de aquisição, quando comparado com o método direto de perfuração de poços. Essa área da geofísica possibilita para engenharia do petróleo, um avanço na exploração e identificação de jazidas. A sísmica de reflexão compreende ao trio: aquisição, processamento e interpretação. Sem falar que, todas essas etapas sempre devem estar correlacionadas com a geologia da área de interesse. Durante a aquisição dos dados os receptores recebem sinais, que são respostas das reflexões, porém parte deles compreendem a ruídos que podem ser coerentes ou não. Em virtude disso é que o processamento é parametrizado com o intuito de remover esses ruídos e gerar a imagem de uma seção sísmica que possa ser interpretada e que a mesma seja pertinente com a geologia da área analisada. Para esse trabalho foi usado um dado sintético, baseado num levantamento sísmico marinho 2D, representando a complexa geologia do Mar Cáspio. A região conta com unidades saturadas em gás, compreendendo a anomalias superficiais localizadas. No dado é bem evidenciada a reflexão múltipla de primeira ordem. Na realização do processamento foi usado o software ProMAX/SeisSpace da Landmark/Halliburton, de versão acadêmica 5000.10.0.4 contratual tipo Grant com a Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). As etapas do processamento consistiram em: correção de divergência esférica, deconvolução Spiking, filtragem FK, correção de Normal MoveOut (NMO), silenciamento (mute), correção de Dip MoveOut (DMO), estaqueamento e migração Kirchhoff em tempo. Além dessas etapas, foram realizadas análises de velocidades que é aplicada em alguma dessas etapas e de extrema importância para todo processamento. Na filtragem FK, as múltiplas não foram removidas, e sim levemente atenuadas. Isso deve-se ao fato de que o intervalo de tempo entre a reflexão primária e sua múltipla de primeira ordem é muito curto, além da falta de contrastes de velocidade no painel semblance que possam identificá-las. Além de que por muitas vezes esses eventos não são distinguidos no painel semblance. Em virtude desse resultado, as múltiplas foram devidamente sinalizadas para que não sejam interpretadas como uma interface geológica. Foram aplicados ganhos e filtros na seção migrada. Os resultados foram bastantes satisfatórios, visto que logrou uma boa qualidade de informação para o modelo geológico que foi idealizado. Palavras-Chave: Processamento de dados. Sísmica de reflexão. Filtragem FK. Migração.

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ABSTRACT

Reflection seismic is classified as an indirect method of exploration of subsurface, mainly applied for exploration of hydrocarbon deposits. Among its advantages, it has the capacity to generate seismic images with the best possible definition of the geological features, besides allowing the coverage of large areas of acquisition, when compared to the direct method of well drilling. This area of geophysics enables petroleum engineering to advance exploration and identification of deposits. The reflection seismic comprises the trio: acquisition, processing and interpretation. Not to mention, all these steps must always be correlated with the geology of the area of interest. During the acquisition of the data receivers receive signals, which are responses of the reflections, but part of them comprise the noises that may be coherent or not. If so, it is necessary the parameterized processing in order to remove the errors and generate an image of a seismic session that can be interpreted and that is also pertinent with the geology of the analyzed area. For this work, a synthetic data, based on a 2D marine seismic survey, was used, representing the complex geology of the Caspian Sea. The region has units saturated in gas, comprising the localized superficial anomalies. In the data is well evidenced the multiple reflection of first order. In the processing, Landmark / Halliburton's ProMAX / SeisSpace software was used, with a grant type academic version 5000.10.0.4 with the Federal University of Rio Grande do Norte (UFRN). Processing stages consisted of: spherical divergence correction, Spiking deconvolution, FK filtering, Normal MoveOut (NMO) correction, mute, Dip MoveOut (DMO) correction, stacking and Kirchhoff migration in time. In addition to these steps, velocity analysis was performed, which is applied in some of these stages and of extreme importance for all processing. In the FK filtration, the multiple were not removed, but slightly attenuated. This is due to the fact that the time interval between the primary reflection and its first-order multiple is very short, as well as the lack of velocity contrasts in the semblance panel that can identify them. Besides that for many times, these events are not distinguished in the semblance panel. Due to this result, the multiple were properly signaled so that they were not interpreted as a geological interface. Gains and filters were applied to the migrated section. The results were quite satisfactory, since it achieved a good quality of information for the geological model that was idealized.

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LISTA DE FIGURAS

Figura 1- Esquema mostra uma onda incidindo num meio, onde parte da energia da onda é refletida de volta para o meio e parte dela é refratada devido ao contraste entre as litologias. Nesse exemplo, 96% da energia é refratada e 4% é refletida. ... 15 Figura 2-A figura mostra como os pulsos primários somam-se em fase gerando um pulso somado de energia muito maior, assim como é possível observar os pulsos secundários em tempos distintos que se somam destrutivamente fora de fase. ... 17 Figura 3-Raio refletido (A1) e refratado (A2) oriundos de um raio incidente normal (A0) em relação a uma interface de contraste de impedância acústica. ... 18 Figura 4-Processo de formação do traço sísmico, fruto da operação matemática chamada de convolução, operação essa realizada entre a função refletividade no domínio do tempo e a wavelet acrescentado ao final o ruído... 19 Figura 5-Configuração de geometria para um tiro central e geofones em ambos os lados do tiro (A) e organização para quando temos um tiro lateral e os geofones estão após ou antes do tiro efetuado (B). ... 20 Figura 6-A imagem representa a geometria que configura a família do receptor, onde na imagem é possível ver que apenas um receptor gravou informações de diversos tiros. ... 21 Figura 7- A imagem traz a configuração da família zero-offset, onde a distância, em teoria, entre a fonte e receptor é zero. ... 21 Figura 8-- Esquema de quando CDP é igual a CMP (A) e quando CDP é diferente da CMP. É possível ver que nesse caso é imageado um ponto médio em subsuperfície, o mid-point (B). 23 Figura 9-O esquema mostra a ocorrência de uma reflexão primária e múltiplas de dupla trajetória, próxima à superfície e assimétrica. ... 24 Figura 10- Exemplo de Fluxo de processamento de dado sísmico convencional com suas etapas principais e complementares que ao final darão origem à seção sísmica para interpretação. .. 26 Figura 11- (a) Meio homogêneo em que a onda se propaga e sua energia por motivos geométricos é perdida na razão de 1/r² em tempos cada vez maiores. (b) Meio heterogêneo onde as perdas de amplitudes são intrínsecas a cada meio... 29 Figura 12- Esquema que mostra um traço sísmico original e seu formato Spike após ser deconvolvido, o qual é uma boa aproximação da função refletividade... 30 Figura 13-Representação da passagem do domínio t-x para o domínio f-k por meio da transformada direta de Fourier 2D. Na parte esquerda da figura no domínio t-x, os eventos nas cores verde, vermelha e azul foram corrigido de NMO, no entanto apenas a múltipla(azul) foi corrigida de maneira correta. Passando para o domínio f-k (lado direito), apenas esse evento horizontalizado é correlacionado com número de onda (k) aproximado de zero. ... 31 Figura 14- Esquema mostra um conjunto de tiros para offsets diferentes (a), em seguida, nestes traços é aplicada a correção de Normal-MoveOut (NMO (b). Aplicação do silenciamento nos traços sísmicos (c) e por fim esses traços são somados no processo de empilhamento. ... 33 Figura 15-Esquema de migração em que (a) representa a amplitude na curva de difração que resulta do ponto relativo a formação. (b) Representa a soma das amplitudes ao longo da curva de difração em que esse ponto é coerente com a posição real do refletor. ... 34 Figura 16- Display do tiro 650, tem como finalidade mostrar que a geometria foi carregada de forma correta. Nesta figura um dos elementos de confirmação isso é a reta preta na parte

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superior, representando uma relação linear entre o offset absoluto (metros) e os receptores para cada tiro efetuado no levantamento. Um segundo elemento é a hipérbole na cor vermelha, indicando que na interface da coluna de água e o substrato oceânico a velocidade da água é cerca de 1495 m/s. ... 37 Figura 17-(a) Seção sísmica empilhada com base apenas no dado bruto. Nela, as setas vermelha, azul e amarela indicam, respectivamente, o evento que marca o fundo marítimo, as múltiplas de primeira ordem e a de segunda ordem do fundo do mar. (b) Ampliação da seção sísmica entre as CDPs 9800 e 10290 no num tempo aproximado de 200 a 1500 ms. Nesse zoom serão visualizados os eventos anteriores, que designam os mesmos elementos, no entanto, com uma melhor visualização. ... 38 Figura 18-- (a) A figura mostra o painel do semblance do Supergather 10550. (b) Ao seu lado, o painel do ajuste de hipérbole, com o propósito de escolher as velocidade de maneira mais coerente. (c) Painel de ajuste de hipérbole com a correção NMO aplicada. ... 40 Figura 19- A figura apresentada é o resultado de toda a análise de velocidade que foi realizada num intervalo de 100 CDPs, como mostra a parte superior da figura. A imagem retrata a velocidade adquirida durante toda a picagem. Essa função velocidade será aplicada na correção de divergência esférica. ... 41 Figura 20- Display do tiro 650 com apenas a geometria do dado aplicada. ... 42 Figura 21-Display do tiro 650 com a correção de divergência esférica aplicada com o uso da ferramenta True Amplitude Recovery (TAR) com base na equação (1/dist). Observando inteiramente o esse tiro é conspícuo ver que houve uma recuperação de amplitude de maneira homogênea ao longo de todo tempo de trânsito. Comparar com a figura 18. ... 42 Figura 22- (a) Seção sísmica empilhada logo após a correção de divergência esférica TAR e equação (1/dist). Logo abaixo do primeiro evento de reflexão (seta vermelha) é possível observar com mais detalhes os eventos mais rasos em detrimento da seção bruta, como por exemplo a melhor visualização das múltiplas, setas azul e amarela. (b) Ampliação da seção sísmica entre as CDPs 9810 e 10242 no tempo de trânsito aproximado de 250 a 1400 ms. É perceptível que houve uma recuperação das amplitudes e por essa razão os eventos ficam melhor definidos. Comparar com a figura 15. ... 43 Figura 23- (a) Seção empilhada com a deconvolução tipo Spiking aplicada. No retângulo em amarelo há uma seta preta e outra azul indicando os efeitos da deconvolução, que é o aumento da resolução dos refletores. Na ampliação da seção (b) é viável enxergar com mais detalhes o resultado da deconvolução, entre as CDPs 9830 a 10440 em um intervalo de tempo de 2000 a 3500 ms. As setas mostram que os eventos foram comprimidos de modo eficiente. ... 44 Figura 24- Display do tiro 650, com ampliação entre os canais 1148 e o 1188, após a aplicação da deconvolução. É manifesto que houve de fato uma compressão nos refletores e um ganho na resolução nos eventos pertinentes a geologia. ... 45 Figura 25- Figura representativa da análise espectral obtida através da ferramenta Interactive Spectral Analysis. Em (a) é representada a análise espectral do dado da correção de divergência esférica e (b) da deconvolução Spiking. É notório que houve uma expansão no domínio da frequência (b). ... 45 Figura 26- (a) A figura mostra o painel semblance do supergather 10150. A Elipse amarela mostra uma região que contém um pico anômalo de energia indicando a múltipla de primeira ordem. Em (b) é mostrado o painel de ajuste de hipérbole com a correção NMO. Notar que no

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retângulo amarelo, existe um refletor que não foi horizontalizado, dado que nenhum valor de velocidade no painel do semblance (a) foi escolhido, evidenciando mais uma vez esse evento múltiplo. ... 46 Figura 27- (a) Painel semblance do supergather 10750. Neste também existe uma elipse amarela que nesse caso não oferece distinção de picos anômalos de energia. Isso mostra que para intervalos curtos de tempo, nem sempre picos de energia relativos as múltiplas apareceram nesse painel. No painel de ajuste de hipérbole com a correção NMO (b), há um retângulo evidenciando um refletor que aparece horizontalizado mesmo sem uma velocidade atribuída para esse tempo. ... 47 Figura 28- O painel da esquerda é o lado do domínio t-x com a correção de NMO com a velocidade preliminar. No painel da direita é o lado do domínio f-k. ... 48 Figura 29- A figura mostra a seção empilhada após a filtragem FK. Após exaustivos testes não foi possível remover as múltiplas da reflexão do assoalho oceânico de primeira e segunda ordens, apenas foram atenuadas levemente. ... 49 Figura 30-Painel semblance do supergather 10050 com a nova análise de velocidades que será utilizada para as etapas de correção de NMO, DMO, empilhamento e a migração Kirchhoff em tempo. ... 50 Figura 31- Análise de velocidade realizada após a filtragem FK num intervalo de 100 CDPs e adquirida com o processo Velocity Viewer. ... 51 Figura 32- Seção empilhada (a) alcançada após a correção de NMO, silenciamento de 40 % e DMO. Nela são representados dois retângulos, um amarelo e outro vermelho que representam porções da seção que mais tarde serão comparados com a migração. No zoom do primeiro retângulo (b), feições denominadas por “cáusticas” estão presentes no dado. Já no segundo retângulo (c), tem-se uma hipérbole que se ressalta dentre as demais feições na seção. ... 52 Figura 33- Análise espectral obtida através da ferramenta Interactive Spectral Analysis para o dado da filtragem FK e teve como objetivo escolher a frequência a ser usada no processo da migração Kirchhoff em tempo. ... 53 Figura 34- (a) Seção sísmica obtida depois da execução do processo da migração Kirchhoff em tempo com a frequência de 60 Hz. (b) Zoom do retângulo amarelo que mostra de modo pronunciado o efeito da migração nessa porção, uma vez que agora contém vales (elipse preta), numa região onde antes haviam feições denominadas por “cáusticas” (figura 30B). (c) Zoom do retângulo vermelho expondo que após esse processo, a hipérbole anômala (figura 30C), tornou-se um refletor anômalo (seta preta), que compreende a uma anomalia superficial localizada. ... 54

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LISTA DE TABELAS

Tabela 1- Parâmetros do dado sintético com base num levantamento sísmico marinho de reflexão 2D. ... 37

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SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO...13

2 OBJETIVOS...14

3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ...15

3.1 MÉTODOS SÍSMICOS DE REFLEXÃO ...15

4 PROCESSAMENTO DOS DADOS SÍSMICOS DE REFLEXÃO...26

5 PROCESSAMENTO E RESULTADOS...36

6 CONSIDERAÇÕES FINAIS...55

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13 1 INTRODUÇÃO

Na indústria do petróleo é largamente utilizado o método sísmico de reflexão, que dá o devido suporte para que se possam fornecer subsídios para a interpretação de feições geológicas de interesse, já que o método pode alcançar grandes profundidades. A princípio de tudo na aquisição dos dados, todos os procedimentos devem ter de ser devidamente realizados para que se tenha um dado de boa qualidade. A princípio, o dado não tem distinção entre sinal e ruído, então cabe ao geofísico através do processamento retirar o máximo de ruído possível e tornar o dado compatível com as estruturas geológicas de interesse.

A imagem final obtida ao final do processamento é de grande valor e, portanto, deve oferecer confiança o suficiente para a equipe de profissionais que a vão interpretá-la e como já dito, correlacionado com a geologia. Para isso o conjunto equivalente à aquisição, o processamento e a interpretação e todo esse conjunto devem está fortemente correlacionado com a geologia da área a ser investigada. Em melhores palavras, informações geológicas irão propiciar que em todas as fases sejam aplicados os parâmetros corretos com o intuito de haver uma maior confiança para o intérprete.

Vale salientar que durante a aquisição há a presença de ruídos sejam eles coerentes ou não. Para distingui-los durante o processamento é fundamental que se tenha informações dos demais tipos de problemas durante sua aquisição. Isso ajuda durante as fases do processamento, dado que muitas vezes é preciso entender o que está acontecendo para que não haja interpretação de alguma feição geológica quando na verdade há apenas ruídos antrópicos.

As feições a serem enxergadas são chamadas de refletores, interfaces essas que podem ser identificadas dado que se tenham contatos litológicos possuindo um forte contraste de impedância. Outro motivo para a identificação de refletores é o contato entre óleo/água, gás/água ou óleo/gás que também causam grandes contrastes de impedância. Pode-se identificar também o topo e a base da sequência sedimentar, que é de muita importância por sismoestratigrafia. É valido dizer que essas reflexões nessas interfaces podem refletir mais de uma vez, esse evento é chamado de múltiplas, que é considerado ruído e deve ser retirado ao máximo em alguma fase do processamento.

No presente relatório será realizado o fluxo de processamento convencional para um dado sintético de sísmica marinha 2D.

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14 2 OBJETIVOS

Esse trabalho tem como finalidade acadêmica ser utilizado como relatório de graduação em Geofísica pela Universidade Federal do Rio Grande do Norte no período de 2018.2, por meio da atividade obrigatória GEF0161-RELATÓRIO DE GRADUAÇÃO EM GEOFÍSICA. O trabalho é vinculado ao método sísmico de reflexão sob a orientação do Prof. Dr. Carlos César Nascimento da Silva.

Além do cunho acadêmico tem seu viés cientifico, onde trará conhecimentos relativos à teoria do método supracitado, além do fluxo de processamento de um dado sísmico, seja ele de sísmica convencional ou de sísmica rasa. A natureza do dado trabalhado relaciona o processamento sísmico marinho 2D sintético, a aquisição e a interpretação com a geologia da área de estudo, para que ao final de todas as etapas do processamento, tenha-se um dado fidedigno à geologia investigada.

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15 3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA

3.1 MÉTODOS SÍSMICOS DE REFLEXÃO

A fim de compreender de maneira mais clara as etapas do processamento de dados sísmicos é preciso entender os fundamentos que regem a sísmica de reflexão e sua interação com a geologia. Esse método geofísico vem auxiliando a indústria do petróleo há anos, otimizando e ampliando os conhecimentos para a identificação de reservas de petróleo e gás, além de aumentar sua produção.

Esse método é realizado a partir da ação de uma perturbação na forma de uma onda acústica ou de pressão sobre pacotes de rochas, na qual parte da energia da onda é refletida para as camadas superiores quando encontra um contraste de impedância acústicas entre pacotes de rochas, como é possível perceber no exemplo da figura 1.

Figura 3- Esquema mostra uma onda incidindo num meio, onde parte da energia da onda é refletida de volta para o meio e parte dela é refratada devido ao contraste entre as litologias. Nesse exemplo, 96% da energia é refratada e 4% é refletida.

Fonte: Adaptado de ONAJITE (2013, p. 26).

A perturbação mencionada anteriormente pode ser denominada de pulso sísmico, ou wavelet, que é um trem de onda elementar emitido por uma fonte de perturbação e tem duração de dezenas de milissegundos, para que seja possível diferenciar sucessivos ecos de interfaces diferentes e com resolução suficiente como é descrito por LAVERGNE (1989). Falando dessas fontes de perturbação, caso o levantamento seja realizado em terra a fonte pode ser oriunda de uma explosão por explosivo, queda de peso sustentado por uma plataforma, vibração, entre outras maneiras. Na situação de um levantamento em mar é mais comumente utilizado o air

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16 gun, um mecanismo o qual injeta abruptamente um volume de ar em direção ao substrato rochoso. Há poucas décadas eram feitas implosões com o uso de explosivo, porém com o avanço das preocupações com a fauna e a flora marinha, esse tipo de aquisição entrou em desuso.

Segundo MCGEE (1995), as fontes sísmicas ideais seriam aquelas que produzem um pulso sísmico num tempo mínimo e englobando todo espectro de frequência, além de alta energia. No entanto, como a energia advinda da fonte não penetra no mesmo instante no meio geológico, maior parte das fontes sísmicas podem ser classificadas de duas maneiras. Uma delas são as fontes impulsivas são aquelasque a fonte libera energia a partir de uma explosão abrupta num tempo próximo a zero MCGEE (1995). E para alcançar um maior espectro, é necessário ter uma fonte de alta energia para se obter boas respostas do meio geológico, por exemplo explosivo, air gun e sparkers.

O segundo tipo são as fontes ressonantes, que produzem um sinal acústico com forma conhecida, demasiadamente repetido, ou seja, com um espectro de frequência definido e num intervalo de tempo pré-definido, por exemplo chirp, vibroseis.

É importante fazer uma consideração sobre o canhão de ar, no que se refere a quantidade de canhões no levantamento. O uso de apenas um air gun não permite que seja uma fonte sísmica apropriada, dado que resulta numa fraca razão sinal/ruído, além disso, o efeito dos pulsos das bolhas, faz com que esta wavelet se desvie do que seria ideal, dificultando a deconvolução por causa das reverberações desses efeitos DRAGOSET (2000).

Conforme LAVERGNE (1989) e DRAGOSET (2000), para que atinjamos um pulso sísmico ideal é necessário combinar vários canhões de ar de modo que cada um deles disparem ao mesmo tempo um volume de ar diferente. Como consequência disso, é possível analisar na figura 02, que os pulsos primários (chegadas diretas) dos diferentes canhões se somam coerentemente, por estarem em fase e acarretam um pulso com amplitude predominante, com uma energia muito maior que se fosse com apenas um canhão de acordo com DRAGOSET (2000) e os pulsos secundários, em tempos distintos e fora fase somam-se destrutivamente, porém ainda é gerado um pulso de bolha residual, mas insignificante, quando comparado com a assinatura resultante.

(24)

17 Figura 4-A figura mostra como os pulsos primários somam-se em fase gerando um pulso somado de energia muito maior, assim como é possível observar os pulsos secundários em tempos distintos que se somam destrutivamente fora de fase.

Fonte: Adaptado de DRAGOSET (2000, p. 2).

Para que se possa prosseguir a linha de pensamento e entender como o pulso sísmico interage com essas interfaces geológicas é considerado o esquema da figura 3, em que A0 é a

amplitude de um raio compressivo incidindo numa direção normal a uma interface de dois meios geológicos de impedâncias acústicas contrastantes. A1 é a amplitude do raio refletido que

retorna e segue a o mesmo caminho do raio incidente e A2 é a amplitude do raio que é

transmitido para uma interface na mesma direção do raio incidente.

Conclui-se que a energia total das amplitudes dos raios refletido e transmitido é igual a amplitude do raio incidido, KEAREY et al. (2009). A fim de examinar a proporção relativa da energia transmitida e refletida que é dada em função do contraste de impedância, será, necessário em primeiro lugar, entender esse conceito, que segundo LAVERGNE (1989) é o produto da densidade multiplicado pela velocidade sísmica VP, denominada de impedância

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18 Figura 5-Raio refletido (A1) e refratado (A2) oriundos de um raio incidente normal (A0) em relação a uma interface de contraste de impedância acústica.

Fonte: Adaptado de KEAREY et al (2009, p. 67).

Fazendo uma observação em referência a equação 01, pode-se dizer que quanto maior a rigidez de uma rocha, ou seja, maior densidade, resultará numa maior impedância. Assim, pode-se inferir que quanto menor o contraste de impedância, maior será a transmissão de energia através da interface de acordo com KEAREY et al. (2009). Do mesmo modo que sabemos que será refletida mais energia quando houve um maior contraste dessa propriedade.

Ζ=ρ.v

(01)

Os impulsos e as amplitudes desses raios se relacionam com uma grandeza unidimensional chamada de coefiente de reflexão (R), que segundo KEAREY et al. (2009) é uma medida numérica do efeito de uma interface sobre a propagação da onda e é aferida como a razão entre a amplitude do raio refletido (A1) pela amplitude do raio incidente (A0), relação

essa encontrada na equação 02.

R=

A1

A₀ (02)

Porém apenas com a definição anterior não é possível correlacionar completamente a propagação de onda nas interfaces geológicas. É de suma importância entender que a propagação de uma onda compressional resulta dos módulos elásticos de volume e de cisalhamento. Além disso, é fundamental considerar as tensões e deformações características

(26)

19 para cada tipo de litologia. Foi pensando nisso que ZOEPPRITZ (1919 apud KEAREY et al, 2009, p. 67) solucionou esse problema através da equação 03, onde as relações apresentadas para um raio normal incidente podem ser expressas. A figura 3 mostra a geometria do problema solucionado.

R=

_ρρ2v2-ρ1v1

2v2+ρ1v1

=

Ζ₁-Z₂

Ζ₁+Z₂ (03)

Onde no caso as grandezas ρ1, V1, Z1 e ρ2, V2 e Z2 são respectivamente as densidades,

velocidades da onda P e as impedâncias acústicas dos meios 1 e 2. O valor de R é sempre 1 ≤ R ≥ 1, em que o valor negativo de R compreende a uma mudança de fase de 180º. Por acaso, se R for igual a 0 (zero) é porque não houve contraste impedância, implicando num meio homogêneo. Nesta ocasião pode-se definir a função refletividade que é constituída por uma série de respostas impulsivas com amplitudes proporcionais ao coeficiente de reflexão de cada contato litológico e ao tempo de ocorrência igual ao tempo de reflexão bidirecional Onajite (2013).

Com a suposição de que a wavelet permaneça inalterada enquanto atravessa o meio estratificado, pode ser feita uma operação matemática, chamada de convolução. Em melhores palavras, convolvemos a função refletividade com o pulso sísmico com o intuito de formar o traço sísmico (figura 4).

Figura 6-Processo de formação do traço sísmico, fruto da operação matemática chamada de convolução, operação essa realizada entre a função refletividade no domínio do tempo e a wavelet acrescentado ao final o ruído.

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20 Os traços sísmicos previamente apontados são organizados, a princípio, em grupos de traços mediante um tiro em comum, designados por exemplo como commom shot point gathers (do inglês, famílias de ponto de tiro comum), do receptor, zero-offset Kearey et al (2009) entre outras. Nas famílias de tiro, são estruturados paralelamente em suas posições concernentes e os registros são habitualmente mostrados com seus eixos do tempo vertical.

Figura 7-Configuração de geometria para um tiro central e geofones em ambos os lados do tiro (A) e organização para quando temos um tiro lateral e os geofones estão após ou antes do tiro efetuado (B).

Fonte: Adaptado de KEAREY et al (2009, p.102)

Os detectores sísmicos, num levantamento terrestre, geofones, por exemplo, podem conferir diferentes geometrias na organização do dado. Caso o tiro seja central podemos ter esses detectores em ambos lados do mesmo, mas se o tiro for lateral, temos a disposição de geofones em apenas um lado após ou antes do tiro (figura 5), logo, vários desses registradores coletam informações de um único tiro. De maneira análoga ao domínio de tiro comum, o domínio dos receptores representa um conjunto de tiros que foram gravados por receptores em comum como é possível observar na figura 6.

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21 Figura 8-A imagem representa a geometria que configura a família do receptor, onde na imagem é possível ver que apenas um receptor gravou informações de diversos tiros.

Fonte: Adaptado de IKELLE (2005, p. 263).

Apesar de os dados sísmicos serem normalmente coletados no domínio do tiro, existem meios para reorganizá-los de modo que o processamento fique fisicamente mais intuitivo além de evidências importantes se revelarem com uma maior clareza. Um exemplo dessa reorganização são os dados no domínio zero-offset (figura 7), onde numa descrição simples, trata-se da hipótese de ter a fonte e o receptor coincidentes durante a aquisição, ou seja, não há distância de deslocamento entre a fonte e o receptor, e para uma onda de compressão, todos os tiros são gravados a uma única distância.

Esse domínio pode ser usado a partir da hipótese de que o ruído possa ser ignorado, porém, normalmente é impraticável, uma vez que muito pouco energia é refletida na direção normal, assim a relação sinal-ruído é muito fraca.

Figura 9- A imagem traz a configuração da família zero-offset, onde a distância, em teoria, entre a fonte e receptor é zero.

(29)

22 Outro domínio é o da família de ponto médio comum, ou família CMP. Nesse caso existem fatores geométricos primários bastantes importantes para cada traço sísmico que é a posição do tiro, posição do receptor e um dos mais importantes seria o ponto de reflexão em subsuperfície. Para encontrar a posição desse ponto, mesmo sem que seja necessário executar o processamento, pode-se inferir que o ponto de reflexão se encontra verticalmente sob a posição da superfície numa posição intermediária entre a fonte e o receptor para cada traço. Na literatura é chamado de ponto médio (mid-point).

Quando são agrupados todos os traços com mesmo ponto médio comum temos assim a família CMP. Também é encontrado na literatura a nomenclatura de commom depth point (CDP), que do inglês, é ponto comum de profundidade, ao invés de CMP Kearey et al (2009).

É plausível fazer duas considerações. A primeira se refere à quando podemos considerar que a CMP é igual a CPD, que é quando se tem meios horizontais plano paralelos e o ponto comum em profundidade está localizado exatamente sob o ponto médio entre o tiro e o receptor. A segunda é atribuída quando a CMP é diferente da CPD, ou seja, quando há a presença de mergulho e o ponto comum de profundidade não se encontra diretamente abaixo do ponto médio entre o tiro e o detector, deste modo as reflexões diferem para os raios em diferentes afastamentos, isto é, imageia um ponto médio em subsuperfície, por isso o nome ponto médio (mid-point) comum como é visto na Figura 8 a seguir.

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23 Figura 10- Esquema de quando CDP é igual a CMP (A) e quando CDP é diferente da CMP. É possível ver que nesse caso é imageado um ponto médio em subsuperfície, o mid-point (B).

Fonte: Adaptado de KEAREY et al (2009, p.104).

A família CMP é de suma importante tendo em vista que, dado que a energia sísmica refletida é muito fraca. Na fase do Stacking (empilhamento) todos os traços equivalentes ao mesmo tempo são somando, aumentando a redundância ao dado que melhora muito a razão sinal-ruído e uma média no ruído na maior parte do dado. Contribuindo para uma imagem sísmica com uma definição adequada e coerente com a geologia.

Mesmo com todas essas vantagens do processamento usando a família CMP, os dados apresentam ruídos, como foi exposto e saber diferenciar o sinal do ruído é de extrema importância. Dessa forma designa-se que o sinal se trata de informações que são correlacionadas com as feições geológicas de interesse. Já o ruído, que outrora foi citado, representam eventos não condizentes com o alvo procurado. Os ruídos podem ser classificados como coerentes, sendo aqueles que são correlatos com vários traços em sequência, ou

(31)

24 aleatórios, que não apresentam lei de formação, pelo critério de coerência, assim como critérios genéticos, os quais indicam se o ruído é pertinente ou não ao levantamento. Essas fontes de ruídos podem ser eventos como o vento, chuva, tráfego numa rodovia, assim como aqueles que podem ser relacionados com a fonte. Na construção de um traço sísmico sintético o ruído é adicionado posteriormente a convolução da função refletividade com a wavelet, dando origem ao traço sísmico vide (figura 4) como seria em um caso real.

Durante o tempo que a energia é transmitida ao longo da seção geológica, a energia da onda emitida é acometida por diversos fenômenos que podem alterar frequência e amplitude das mesmas. Durante esse tempo de trânsito, uma porção da energia da onda fica reverberando durante um determinado tempo, especificamente onde o contraste de impedância é muito alto. Desta forma, seja por geofones ou hidrofones, correspondentes à levantamentos terrestres e marinhos, é possível encontrar em tempos periódicos ou não, registros que aparecem repetidamente, que na teoria seriam reflexões que podem ser mal interpretadas como uma interface geológica, por se assemelhar com as reflexões primárias. Esse tipo de ruído é chamado de múltiplas e trata-se de um ruído coerente. Dentre as múltiplas é possível observar na figura 10 algumas de suas ocorrências num pacote litológico estratificado KEAREY et al (2009), sendo por exemplo as múltiplas de dupla trajetória, próximas da superfície e as assimétricas (figura 10).

Figura 11-O esquema mostra a ocorrência de uma reflexão primária e múltiplas de dupla trajetória, próxima à superfície e assimétrica.

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25 As feições das múltiplas não são apenas explicadas por terem tempos de trânsitos múltiplos em relação a reflexão primária referente ao assoalho oceânico, mas também pela mudança na polaridade como descreve SHEARER (2009) que quando a impedância diminui ao longo da crosta a polaridade da onda P muda, enquanto a da onda S (onda de cisalhamento) permanece inalterada.

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26 4 PROCESSAMENTO DOS DADOS SÍSMICOS DE REFLEXÃO

O processamento de dados sísmicos trata-se das alterações do dado adquirido para que se possa suprimir o ruído existente e realçar os traços sísmicos gravados e migrados para a sua localização original no espaço e no tempo ONAJITE (2013). Para isso algumas etapas terão que ser aplicadas a fim de aumentar a razão sinal-ruído e melhorar a resolução vertical de cada traço segundo KEAREY et al (2009).

Nesse trabalho, será tomado como base o fluxo de processamento convencional (ALMEIDA et al, 2011), onde as etapas principais podem ser vistas na figura 10, que contemplando além das etapas principais, as etapas complementares, que serão explicadas mais adiante, enfatizando a teoria de cada uma delas e quais suas funções, com o intuito de originar produto final, que é a seção sísmica, a qual será interpretada com vínculos geológicos, para detecção de possíveis alvos exploratórios. Ou seja, a seção final deve estar o mais próximo possível da geologia da área em que foi realizado o levantamento, seja ele terrestre ou marítimo.

Figura 12- Exemplo de Fluxo de processamento de dado sísmico convencional com suas etapas principais e complementares que ao final darão origem à seção sísmica para interpretação.

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27 O processamento faz o uso de softwares importantes que dispõe de recursos computacionais capazes de fazer todas essas operações matemáticas. Exemplo desses softwares são o ProMax/SeisSpace, o Seismic Unix e o ReflexWin.

Os dados brutos coletados nos levantamentos são geralmente gravados no formato D ou Y, sendo este último o mais comum. Regularmente os dados são coletados em SEG-Y, mas quando não são, torna-se necessário fazer uma conversão do dado para o formato de armazenamento preferível, em que o dado será trabalhado. A fim informacional, esse formato padrão comentado foi definido pela Society of Exploration Geophisicists (SEG) em 1975 (BARRY et al., 1975).

Estando o dado no formato correto para que seja processado, é necessário organizar o mesmo, parametrizando o com as informações de localização, posição das fontes e dos receptores, dentre outros parâmetros. O domínio que será usado é bastante importante para interpretação de cada etapa, tornando assim algo mais intuitivo fisicamente e com uma melhor razão sinal/ruído.

Na etapa da geometria trata-se de identificar o traço gravado em relação a posição da fonte e do receptor. E enquanto se organiza a geometria, é de grande importância que o geofísico observe as anotações de campo, de forma a ter um controle na qualidade no dado, comparando os tiros realizados com os registros de cada um deles, de modo a identificar algum sinistro, por exemplo, um geofone durante um tiro pode estourar, então no processamento aquele tiro não será processado, para que o dado não se torne incoerente.

Outro fator é que a resolução do dado existe até um determinado tempo e por isso na fase da edição esse intervalo sem prestabilidade deve ser eliminado, reduzindo assim o tempo computacional. A edição do dado é indispensável para que o processamento seja otimizado tanto com relação ao tempo, quanto a sua visualização.

A próxima etapa do processamento é o tratamento de amplitude, que visa corrigir os efeitos da perda de amplitude do traço sísmico em decorrência de fenômenos como absorção, dispersão e divergência esférica. O primeiro fenômeno é intrinsecamente relacionado com o fator de que qualidade (Q) que as rochas têm como fator que controla a absorção. Já o segundo, relaciona à velocidade que a rocha se propaga com frequência específica. Esses dois fenômenos são bastantes complexos para serem corrigidos, e por isso não serão levados em consideração para esse trabalho. Sobre o terceiro fenômeno, vale lembrar que a onda compressional emitida

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28 por uma determinada fonte atravessa a subsuperfície e a sua energia é espalhada em todas as direções, como sendo uma onda esférica. Toda a energia inicialmente é contida na fonte sísmica e é espalhada sobre uma área cada vez maior ao passar do tempo. Em consequência disso energia é perdida no sinal sísmico resulta no decréscimo da amplitude original da wavelet. O processo da divergência esférica também pode ser definido como a perda de energia da fonte do pulso sísmico com a propagação em subsuperfície ONAJITE (2013).

Essa perda de energia descrita decresce na razão 1/r², em que r é o raio de frente de onda e a amplitude decai proporcionalmente à raiz quadrada da densidade de energia (1/r) YILMAZ (2001). Fazendo a consideração do princípio da conservação da energia como descreve YILMAZ (2001), a onda como já foi dita, propaga-se nas três dimensões e logo após um certo tempo t1, quando a fonte acaba de emitir um pulso, toda energia é concentrada numa superfície

esférica denominada de A1. No entanto, num tempo posterior (t2), essa superfície acaba por

ocupar outra, com uma área maior denominada de A2, onde A2>A1 e por esse motivo é

explicado o decaimento de amplitude, segundo o mesmo autor, ou seja, a densidade de energia decai ao passar do tempo.

Na teoria essa amplitude decairia de maneira uniforme, caso o meio em que a onda se propaga fosse homogêneo (figura 11A). Contudo a natureza é um meio bastante heterogêneo em subsuperfície (figura 11B) e a velocidade de propagação da onda é diretamente proporcional à perda de energia do meio, assim como aumenta de acordo com o crescimento da profundidade, sendo essas amplitudes dos sinais sísmicos sendo muito mais atenuados nesse caso. Em virtude desses efeitos descritos é aplicada a correção de divergência esférica com o objetivo de igualar em cada região da subsuperfície a densidade de energia da frente de onda que foi perdida. Essa correção é aplicada logo após uma análise de velocidade preliminar, que que seja possível analisar a maneira como o campo de onda se propaga nessa subsuperfície heterogênea.

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29 Figura 13- (a) Meio homogêneo em que a onda se propaga e sua energia por motivos geométricos é perdida na razão de 1/r² em tempos cada vez maiores. (b) Meio heterogêneo onde as perdas de amplitudes são intrínsecas a cada meio.

Fonte: Construída pelo autor.

Sabendo dessa atenuação de amplitude que o traço sísmico sofre devido à divergência esférica e também das frequências maiores dentro do sinal sísmico serem atenuadas devido a efeitos de absorção, ao restaurar as altas frequências, a deconvolução melhora a resolução sísmica, dando uma ampla banda com altas frequências fazendo com que se tenha uma imagem mais adequada da subsuperfície. Antes de ser conceituada mais a fundo, essa etapa é interessante considerar que a deconvolução é um procedimento executado inicialmente de maneira a estabilizar o conteúdo de frequência dos dados até então e aumentar a resolução dos refletores dada a compressão da wavelet no tempo ONAJITE (2013).

Na deconvolução, tenta-se retirar os efeitos da wavelet no dado, através de filtros inversos, que deconvolvem os traços sísmicos pela remoção dos efeitos desfavoráveis de filtragem associados com a propagação dos pulsos sísmicos, os quais são geralmente alongados por múltiplos trens de ondas, assim como pela absorção progressiva das altas frequências. As diversas operações matemáticas que executam essa etapa têm como efeito encurtar o comprimento do pulso da onda, wavelet, com o propósito de aumentar a resolução vertical KEAREY et al, (2009). Um exemplo dessas deconvoluções é a spiking, descrita por ONAJITE (2013), que faz com que encurte o pulso a um spike, permitindo que o traço fique o mais próximo possível da função refletividade (figura 12). Essa melhora na resolução vertical, traz detalhes mais sutis nos dados sísmicos, deixando as reflexões mais claras de se visualizar e mais fáceis de serem interpretadas.

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30 Figura 14- Esquema que mostra um traço sísmico original e seu formato Spike após ser deconvolvido, o qual é uma boa aproximação da função refletividade.

Em teoria, reproduzir a função refletividade definiria plenamente os estratos em subsuperfície. No entanto, como isso não é possível, é aplicado um operador da deconvolução chamado de filtro inverso que quando convolvido com o pulso sísmico original produz uma função impulso, que mais se aproxima da função refletividade. Além disso, a deconvolução atenua as reverberações e as múltiplas de curto período, que também fazem com que se agregue mais resolução temporal.

Uma etapa seguinte à deconvolução é a atenuação de múltiplas de primeira ordem. Uma metodologia empregada é o uso do filtro f-k (transformada f-k), em que um dado do domínio temporal (t-x) e vai para o domínio da frequência e número de onda (f-k), usando a transformada de Fourier 2D. o primeiro passo é aplicar a correção NMO com a velocidade baseada nos eventos de tempo duplo de reflexão e assim horizontalizar esses eventos múltiplos. Porem essa velocidade também pode se basear nas reflexões primárias do substrato oceânico.

Para a primeira estratégia, os eventos de tempo de trânsito duplo são horizontalizados e por sua vez no domínio da frequência possuem número de onda (k) igual a zero segundo YILMAZ (2001). E ao aplicar o filtro f-k (figura 13), é rejeitada a parte do dado correlata com o k=0, atenuando então as múltiplas reflexões. No caso da segunda estratégia, são horizontalizadas as reflexões primárias e representadas quando o número de onda é igual a zero. Aplicando-se o filtro f-k, é excluída a porção do dado que não está relacionada com o k=0. De mesmo modo, são atenuadas as múltiplas de primeira ordem. Para as duas estratégias, é aplicada

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31 a transformada de Fourier inversa 2D, que para do domínio f-k, para o domínio t-x, com as múltiplas atenuadas.

Figura 15-Representação da passagem do domínio t-x para o domínio f-k por meio da transformada direta de Fourier 2D. Na parte esquerda da figura no domínio t-x, os eventos nas cores verde, vermelha e azul foram corrigido de NMO, no entanto apenas a múltipla (azul) foi corrigida de maneira correta. Passando para o domínio f-k (lado direito), apenas esse evento horizontalizado é correlacionado com número de onda (k) aproximado de zero.

Fonte: Adaptado de Excess Geophysics (2018).

A próxima etapa é uma nova análise de velocidade após a transformada FK, que é intimamente relacionada com o melhor resultado do processamento sísmico, uma vez que nessa análise boa parte do ruído foi removida do dado. Esse processo é feito com a seleção de uma ou mais famílias CMP ou de outras famílias de dados YILMAZ (2001), adicionalmente, ROSA (2010), relata que a multiplicidade característica da técnica CDP faz com que os traços sísmicos desta possam ser empilhados de maneira a reforçar as reflexões. Um aspecto importante que o geofísico deve estar atento é o conhecimento sobre a geologia da área de investigação para que possa saber os valores esperados para as velocidades num dado pacote litológico, não comprometendo todo o processamento.

A priori, o dado está descompensado do deslocamento ideal, o zero-offset, e para que essa correção seja feita, é necessário ter a função velocidade descrita anteriormente de modo a

(39)

32 ser usada numa correção que irá horizontalizar esses refletores hiperbólicos e assim conseguir uma boa razão sinal-ruído. Essa correção é denominada de Normal-MoveOut (NMO), que se baseia na diferença de tempo entre um certo deslocamento e o zero-offset (zero afastamento entre a fonte e o receptor). Na figura 14A tem-se as reflexões não corrigidas e apresentando esse afastamento, a velocidade requisitada para corrigir esse efeito no tempo é denominada de velocidade de Normal-MoveOut YILMAZ (2001). Feita essa correção, o dado fica disposto como se o tiro e o receptor ocupassem a mesma posição (zero-offset), figura 14B, como é descrito por ROSA (2010).

Considerando um refletor que esteja posicionado horizontalmente, o tempo de transito da frente de onda é dado por,

t

2

= t

₀2

₊

X²

V²

.

(04)

onde X é o offset entre a fonte e o receptor, V é a velocidade acima da interface do refletor e t0

é o tempo de trânsito para o afastamento nulo. Pode-se deduzir que a diferença de um dado afastamento t (x) a outro t (x=0) em uma família CMP, como foi dito, é chamada de Normal-MoveOut (NMO) e que é dado por:

∆t

_NMO

= t(x)-t(x=0)= t-t

₀

.

(05) Substituindo a equação 05 na equação 04, é obtida a seguinte expressão:

∆t

_NMO

= t

₀

√1+ (

_V X

NMO.t

) ²- 1. (06)

Com esse resultado, é possível fazer a correção NMO (equação 06).Ela somente poderá ser bem ajustada se a VNMO for muito bem escolhida. Essa correção é aplicada a todos

os traços da CDP, onde o resultado é o alinhamento dos dados no respectivo tempo de percurso de afastamento nulo t0 e assim os eventos ficam horizontalizados, como é possível ver na figura

14B.

Após este procedimento, há um efeito de estiramento nos traços sísmicos. O efeito é um tanto maior para os sinais sísmicos com tempos menores e afastamentos maiores. Assim as regiões dos painéis CMP afetados por esse efeito, são eliminadas antes das etapas posteriores. Essa correção é denominada de muting (silenciamento). Esse efeito é observado na figura 14C.

(40)

33 Em sequência à correção NMO, é feita a correção de Dip-MoveOut (DMO), que é necessária para corrigir efeitos de mergulho no empilhamento e, assim, preservar os eventos de desníveis particulares ao empilhamento CMP. Como é possível ver na figura 8A, o ponto de reflexão em profundidade é localizado abaixo do ponto médio se o refletor for horizontal. Em todo caso, na presença de um mergulho numa camada (figura 8B), o ponto de reflexão não é mais coerente com o ponto médio em superfície KEAREY et al (2009), assim reforçando, é preciso aplicar a correção DMO a fim de corrigir esses efeitos.

Estando feitas as últimas correções é possível avançar para a próxima etapa, que é o empilhamento dos dados sísmicos, que segundo YILMAZ (2001). Nele ocorre a soma dos traços horizontalizados (figura 14D) da mesma reflexão, ou seja, da mesma família CMP, de forma a atenuar o máximo de ruído por interferência destrutiva. Isso acontece porque os ruídos da etapa anterior com a desta estão fora de fase e assim não nenhuma correlação entre eles. Feito esse processo, o tamanho do dado diminui e a razão sinal-ruído é aumentada.

Figura 16- Esquema mostra um conjunto de tiros para offsets diferentes (a), em seguida, nestes traços é aplicada a correção de Normal-MoveOut (NMO (b). Aplicação do silenciamento nos traços sísmicos (c) e por fim esses traços são somados no processo de empilhamento.

Contudo, a seção sísmica não está totalmente concluída, e por isso é realizada a etapa da migração, uma vez que geralmente os pontos de reflexão não compreendem aos pontos relativos a posição real dos refletores. A migração é o processo capaz de reconstruir a seção sísmica de maneira que os eventos de reflexão sejam posicionados de maneira correta sob suas localizações verdadeiras em subsuperfície e nos tempos de reflexão no eixo vertical. Como

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34 complementa YILMAZ (1987), o qual diz que é possível delinear feições em subsuperfície com mais detalhes.

Os algoritmos de migração podem ser aplicados logo após ou antes do empilhamento dos traços, ou seja, pós-Stack ou pré-Stack. A migração ´pós-empilhamento é geralmente aplicada nas seções empilhadas de afastamento nulo. Ela tenta corrigir o posicionamento dos refletores nos traços anteriormente empilhados e colapsar as difrações (figura 14), baseando-se no tempo de reflexão, no intervalo entre traços e na função velocidade BLEISTEIN (1987).

Esse método é bastante convencional e relativamente rápido em razão da quantidade de traços de entrada no estaqueamento. Apesar de toda sua robustez, ela possui a desvantagem de destruir atributos sísmicos importantes à interpretação. Um outro ponto inconveniente é não ser tão eficiente para eventos não hiperbólicos, comum a meios relativamente complexos.

Figura 17-Esquema de migração em que (a) representa a amplitude na curva de difração que resulta do ponto relativo a formação. (b) Representa a soma das amplitudes ao longo da curva de difração em que esse ponto é coerente com a posição real do refletor.

Fonte:Adaptado de ONAJITE (2013, p. 164).

Como alternativa a essas problemáticas questionadas, tem-se a migração de Kirchhoff pré-empilhamento que considera um afastamento não nulo. Para isso é necessário considerar que os traços sísmicos são organizados em seções de afastamento comum, e cada um deles é especificado pelo valor da coordenada de ponto médio. A seção sísmica então é resultado do empilhamento de todas essas seções migradas. Esse tipo de migração se diferencia do anterior por representar a soma de todos os traços individualmente migrados, conservando as amplitudes

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35 de modo mais efetivo e por essa razão representa uma imagem sísmica mais fiel à estrutura dos refletores que compõem a geologia da área de interesse.

Estando realizada a etapa da migração, após os bons resultados de todas outras etapas, é gerada a seção sísmica ou também denominada de imagem sísmica, visando ser interpretada para a identificação de alvos geológicos de interesse. Por esse motivo, visualizar reflexões mais profundas torna-se mais complicado devido esta perda de energia e para isso é necessário aplicar um ganho, que é um escalonamento variante no tempo e com critério desejado como retrata YILMAZ (2001), de amplitude no dado sísmico logo após a migração. Além do ganho (AGC) é também adequado o uso de filtros de frequências, como o filtro passa-banda, além de filtros que acentuem o que é coerente no sinal, o filtro F-X Decon.

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36 5 PROCESSAMENTO E RESULTADOS

No presente capítulo serão expostos alguns dos resultados do processamento do dado sísmico de reflexão, que com base no fluxograma da figura 10, tem como finalidade, alcançar uma imagem sísmica concordante com a geologia da área analisada. Para este trabalho, tem-se um dado sintético baseado em uma aquisição sísmica marinha de reflexão 2D, adquirido com um arranjo End-On, em uma região representativa do Mar Cáspio que é localizado na Ásia ocidental. Os autores desse dado, BILLETTE e BRANDSBERG DAHL (2005), discriminam que aproximadamente entre a CDP 9350 até a 11900, o dado tem como característica geológica unidades sedimentares saturadas em gás, além de anomalias superficiais localizadas. Na tabela 01 estão dispostas as parametrizações utilizadas. O dado foi devidamente planejado para ter uma escala vertical de 5000 milissegundos.

As figuras a seguir foram geradas ora na família CDP ora na família de tiro comum, com o objetivo de ressaltar a razão Sinal/Ruído de acordo com cada etapa apresentada. Vale destacar que para atenuação da onda direta, acima do substrato oceânico e da coluna d’água, foi aplicado o processo denominado por top mute, objetivando uma análise mais clara das figuras.

Neste trabalho, o programa para realização do processamento foi o ProMAX/SeisSpace da Landmark/Halliburton (versão acadêmica 5000.10.0.4). Inicialmente, o dado sísmico, que está no padrão internacional SEG-Y é convertido e carregado para esse software, tornando executável seu uso.

Logo após, é indispensável constituir a geometria do dado a preenchendo o database. Isto é, relacionar toda a parametrização do dado, inclusive o georreferenciamento através de coordenadas fictícias, considerando que se trata de um dado sintético. Uma importante observação a ser feita é que parâmetros incorretos nesta fase podem implicar num processamento totalmente incoerente com a área em que a aquisição foi feita, além do mais, afeta diretamente na velocidade do dado, que é primordial para um processamento eficaz.

Estando o database carregado, a geometria pode então, ser incorporada ao dado sísmico. Contudo, é plausível conferir se as informações de geometria foram aplicadas corretamente e para isso o tiro 650 será mostrado na figura 16, na qual estão dispostos alguns mecanismos para o controle de qualidade, detalhados a posteriori.

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37 Tabela 1- Parâmetros do dado sintético com base num levantamento sísmico marinho de reflexão 2D.

Fonte: própria.

Figura 18- Display do tiro 650, tem como finalidade mostrar que a geometria foi carregada de forma correta. Nesta figura um dos elementos de confirmação isso é a reta preta na parte superior, representando uma relação linear entre o offset absoluto (metros) e os receptores para cada tiro efetuado no levantamento. Um segundo elemento é a hipérbole na cor vermelha, indicando que na interface da coluna de água e o substrato oceânico a velocidade da água é cerca de 1495 m/s.

Fonte: Própria

Arranjo

End-On

N° de Receptores

1201

N° de Tiros

1348

Intervalo de receptores

12,5 m

Intervalo de Fonte

50 m

Intervalo do CDP´s

6,25 m

Offset Máximo

15000 m

Offset Mínimo

0 m

Fold Nominal

151

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38 Figura 19-(a) Seção sísmica empilhada com base apenas no dado bruto. Nela, as setas vermelha, azul e amarela indicam, respectivamente, o evento que marca o fundo marítimo, as múltiplas de primeira ordem e a de segunda ordem do fundo do mar. (b) Ampliação da seção sísmica entre as CDPs 9800 e 10290 no num tempo aproximado de 200 a 1500 ms. Nesse zoom serão visualizados os eventos anteriores, que designam os mesmos elementos, no entanto, com uma melhor visualização.

Fonte: Própria.

Observando na imagem anterior (Figura 16), a linha preta na parte mais superior significa que a geometria foi devidamente aplicada no dado, mostrando uma relação linear entre o offset absoluto e os receptores. Já a hipérbole em vermelho indicando a velocidade de 1495 m/s, evidenciando que velocidade de propagação da onda compressional na água ao longo da coluna d’água e o assoalho oceânico. Esse valor é coerente com o da literatura, 1500 m/s (GROTZINGER, 2013). Outra maneira de exibir que a geometria está coesa, é na seção