Author: Maria Kourkina Cameron
Modelagem sísmica
Conteúdo
● Quais são alguns desafios na imagem sísmica?
● O problema inverso
● Métodos de inversão
● Exemplos
● Exemplo de Marmousi
Imagine um barco que libere ondas de sons impulsivos em intervalos de tempo iguais. As ondas de pressão se propagam até o fundo do mar e, em seguida, mais profundas na terra: elas são refletidas tanto pelo fundo do mar quanto pela camada subterrânea. Os dados sísmicos são produzidos por receptores rebocados que registram as amplitudes e os tempos dos sinais refletidos. Nosso objetivo é construir um algoritmo rápido e robusto para encontrar as velocidades de som ("velocidades sísmicas") dentro da Terra a partir desses dados. Medições cuidadas da velocidade sísmica fazem parte da obtenção de imagens sísmicas precisas que mostram camadas e rachaduras dentro da Terra, e são usadas para determinar características geológicas, como a localização do óleo preso nos lados de uma cúpula de sal, mostrada aqui pela cor vermelha.
Quais são alguns desafios na imagem sísmica?
Uma localização de um ponto A dentro da terra pode ser descrito em qualquer um dos dois sistemas de coordenadas:
Coordenadas de profundidade, à esquerda acima, dê uma localização de um ponto A dentro da terra em termos de sua posição no topo e profundidade abaixo. Em contraste, as coordenadas de tempo, mostradas à direita, pensam em cada ponto A sob a superfície da Terra como correspondente a um par (x0, t0): se você imaginar uma onda começando no ponto A, x0 é onde primeiro atinge a superfície terrestre, e t0 é o momento em que isso acontece. Embora possa ser contra-intuitivo, os dados sísmicos são mais naturalmente registrados em coordenadas de tempo em vez de coordenadas de profundidade.
As duas abordagens principais para a imagem sísmica produzem modelos para as velocidades subterrâneas: o primeiro é um processo chamado migração de tempo, que tira dados sísmicos em coordenadas de tempo e produz imagens e velocidades de migração de tempo, que são uma velocidade média de um tipo específico. O segundo, migração em profundidade, leva dados sísmicos em coordenadas profundas e produz imagens sísmicas em coordenadas profundas.
Migração de tempo |
Migração de profundidade |
|
Adequado para |
variação leve da velocidade lateral |
variação de velocidade arbitrária |
A implementação requer |
dados sísmicos |
dados sísmicos + modelo de velocidade |
Produz imagens em |
coordenadas de tempo |
coordenadas de profundidade |
A migração de tempo tem a vantagem de ser rápida e eficiente, no entanto:
• Funciona melhor em áreas onde a velocidade sísmica depende apenas da profundidade, ou seja, a velocidade do som é constante ao longo das linhas horizontais. No entanto, os fenômenos mais interessantes, incluindo a presença de petróleo subterrâneo, tendem a ocorrer nas áreas onde as estruturas horizontais planas dentro da Terra estão distorcidas;
• Tranformar essas imagens e informações das coordenadas de tempo para coordenadas cartesianas (profundas) regulares é sutil e não óbvio nos casos em que a velocidade não é horizontalmente constante e de fato depende das coordenadas laterais.
Em contrapartida, a migração em profundidade produz imagens nas coordenadas cartesianas regulares e pode ser aplicada quando há distorção lateral considerável nas estruturas subterrâneas. No entanto, é preciso começar com coordenadas de velocidade sísmica em profundidade para aplicar a migração de profundidade: esta velocidade sísmica nunca é conhecida, e geralmente é encontrada por "adivinhar e tentar".
O problema inverso
Para o caso horizontalmente constante, a relação entre as velocidades sísmicas e as velocidades de migração do tempo vm(x, t) foi derivado por C.H. Dix em 1955:
vDix(x, t) = ( ( t vm(x, t)2)t )1/2, where (x, t) são as coordenadas de tempo.
Para usar a migração em profundidade, gostaríamos de entender como o tempo de velocidades de migração se relaciona com velocidades sísmicas verdadeiras no caso geral de velocidade horizontalmente variável. As velocidades Dix vDix(x, t)calculado a partir das velocidades de migração do tempo vm(x, t) pela fórmula acima, servem como uma entrada mais conveniente. Em última análise, enfrentamos um problema inverso:
Métodos de inversão
Fizemos o seguinte:
• Primeiro, produzimos uma relação teórica entre a velocidade de migração do tempo e a verdadeira velocidade sísmica em 2D e 3D: descobrimos que os dois estão ligados através de um certo ponto chamado espalhamento geométrico Q. Em 2D, essa relação é
v(x, t) = vDix(x, t)Q(x, t).
• Em segundo lugar, usando as equações de M. M. Popov para a evolução temporal de Q e nossa relação acima, derivamos uma PDE elíptica não-linear para Q nas coordenadas de tempo.
(Qt f-2Q-2)t = - f -1Q-1 ( (fQ)x Q-1)x onde f ≡ vDix.
• Na superfície da terra Q = 1 e Qt = 0. Portanto, a configuração física nos permite representar apenas o problema Cauchy para esta PDE, que é bem conhecido por ser mal posado.
Além disso, esta PDE ilumina a alta sensibilidade do problema. Os coeficientes dependem não apenas da entrada (a velocidade de Dix), mas também de suas derivadas primeira e segunda.
No entanto, tentamos uma reconstrução regularizada por um intervalo de tempo suficientemente curto. (Os dados sísmicos normalmente são adquiridos somente até 2 segundos e até 5 km de profundidade). Encontramos duas maneiras de resolver esta PDE.
1. Desenvolvemos um esquema numérico de diferença de tempo finito e calculamos uma solução no intervalo de tempo necessário. Nosso esquema numérico é motivado pelo método Lax-Friedrichs para leis de conservação hiperbólica.
2. Em segundo lugar, ajustamos um método espectral Chebyshev \cite {boyd} para o problema em mãos. Truncamos a série Chebyshev para cortar os crescentes harmônicos altos neste caso.
Mostramos que esses esquemas funcionam por causa das seguintes razões.
• entrada especial,
• dados iniciais especiais,
• supressão / truncamento das altas harmônicas,
• resolvendo o problema apenas em um curto intervalo de tempo, de modo que os harmônicos baixos crescentes não tenham tempo suficiente para se desenvolver.
Uma vez que obtemos Q obtemos a velocidade sísmica v nas coordenadas do tempo. O próximo passo é converter as coordenadas de velocidade sísmica em profundidade. Para fazer isso, desenvolvemos um eficiente, como Dijkstra algoritmo de conversão tempo-a-profundidade. Ele resolve a equação Eikonal com um lado direito desconhecido: ele faz isso construindo sistematicamente o campo de velocidade acoplando a equação Eikonal com uma relação de ortogonalidade. Sua motivação e um bloco de construção foi o método de marcha rápida . Este algoritmo é consideravelmente mais rápido e mais robusto do que as técnicas existentes. No entanto, porque somos obrigados a resolver duas equações acopladas simultaneamente para construir as coordenadas de velocidade sísmica em profundidade, surge uma questão muito sutil sobre se uma pessoa pode manter a causalidade na construção sistemática da solução. Depois de um cansativo seis meses, a resposta acaba por ser "sim".
Nós generalizamos o PDE e o nosso esquema numérico de diferenças finitas para 3D e testamos nossas técnicas numéricas em uma coleção de exemplos sintéticos, demonstrando que somos capazes de restaurar a velocidade sísmica com bastante precisão. Os resultados são comparados com a estimativa Dix padrão e demonstram que a estimativa de Dix pode diferir qualitativamente da velocidade original, enquanto nossa correção dá uma melhoria significativa e qualitativa à estimativa de Dix. Nosso teste sobre os dados de Marmousi suavizados confirma a eficácia da abordagem proposta.
Filme: algoritmo de conversão tempo-a-profundidade. |
Exemplos
Anomalia gaussiana simétrica. Topo: a velocidade exata. Médio: a entrada: a velocidade de Dix. Fundo: a velocidade reconstruída e os raios. |
Anomalia gaussiana assimétrica. Topo: a velocidade exata. Meio: a entrada: a velocidade de Dix. Fundo: a velocidade reconstruída e os raios. |
Anomalia gaussiana em 3D. Linha superior: xz-plane; Linha do meio: yz-plane; Linha inferior: xy-plane a 2.55 km em profundidade. 1ª coluna: a velocidade reconstruída; 2ª coluna: a velocidade exata; 3ª coluna: a velocidade de Dix. |
Anomalia gaussiana em forma de arco 3D. Linha superior: xz-plane; Linha do meio: yz-plane; Linha inferior: xy-plane a 2 km em profundidade. 1ª coluna: a velocidade reconstruída; 2ª coluna: a velocidade exata; 3ª coluna: a velocidade de Dix. |
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Seismic Velocity Estimation from Time Migration,
Cameron, M. K., Fomel, S. B., Sethian, J. A., Inverse Problems, Vol 23, #4, Aug. 2007, p. 1329.
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Seismic velocity estimation and time-to-depth conversion of time-
migrated images,
Cameron, M.K., Fomel, S., Sethian, J.A., (SVIP 1.7), SEG conference 2006, New Orleans, LA
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Seismic Velocity Estimation from Time Migration,
Cameron, M.K., thesis, ProQuest, 2007
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Time-to-depth conversion and seismic velocity estimation using time-migration velocity,
Cameron, M.K., Fomel, S.B., Sethian, J.A., Geophysics, Vol. 73, VE205 (2008)
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Inverse problem in seismic imaging,
Maria Cameron, Sergey Fomel, James Sethian,
PAMM, Vol. 7, Issue 1, Date: December 2007, Pages: 1024803-1024804
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Analysis and Algorithms for a Regularized Cauchy Problem arising from a Nonlinear Elliptic PDE
for Seismic Velocity Estimation,
Cameron, M.K., Fomel, S.B., Sethian, J.A.,
J. of Comp. Phys., Vol. 228, pp. 7388-7411, 2009
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Level Set Methods and Fast Marching Methods,