Estudo geofísico em sedimentos contaminados por etanol (álcool combustível) em escala de laboratório

Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES)

Geofísica aplicada no monitoramento de área de disposição de resíduos sólidos domiciliares

Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq)

Estudo hidrofaciológico do aqüífero Rio Claro no município de Rio Claro - SP

Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES)

Empilhamento pelo método superfície de reflexão comum 2-D com topografia e introdução ao caso 3-D

O método de empilhamento sísmico CRS simula seções sísmicas ZO a partir de dados de cobertura múltipla, independente do macro-modelo de velocidades. Para meios 2-D, a função tempo de trânsito de empilhamento depende de três parâmetros, a saber: do ângulo de emergência do raio de reflexão normal (em relação à normal da superfície) e das curvaturas das frentes de onda relacionadas às ondas hipotéticas, denominadas NIP e Normal. O empilhamento CRS consiste na soma das amplitudes dos traços sísmicos em dados de múltipla cobertura, ao longo da superfície definida pela função tempo de trânsito do empilhamento CRS, que melhor se ajusta aos dados. O resultado do empilhamento CRS é assinalado a pontos de uma malha pré-definida na seção ZO. Como resultado tem-se a simulação de uma seção sísmica ZO. Isto significa que para cada ponto da seção ZO deve-se estimar o trio de parâmetros ótimos que produz a máxima coerência entre os eventos de reflexão sísmica. Nesta Tese apresenta-se fórmulas para o método CRS 2-D e para a velocidade NMO, que consideram a topografia da superfície de medição. O algoritmo é baseado na estratégia de otimização dos parâmetros de fórmula CRS através de um processo em três etapas: 1) Busca dos parâmetros, o ângulo de emergência e a curvatura da onda NIP, aplicando uma otimização global, 2) busca de um parâmetro, a curvatura da onda N, aplicando uma otimização global, e 3) busca de três parâmetros aplicando uma otimização local para refinar os parâmetros estimados nas etapas anteriores. Na primeira e segunda etapas é usado o algoritmo Simulated Annealing (SA) e na terceira etapa é usado o algoritmo Variable Metric (VM). Para o caso de uma superfície de medição com variações topográficas suaves, foi considerada a curvatura desta superfície no algoritmo do método de empilhamento CRS 2-D, com aplicação a dados sintéticos. O resultado foi uma seção ZO simulada, de alta qualidade ao ser comparada com a seção ZO obtida por modelamento direto, com uma alta razão sinal-ruído, além da estimativa do trio de parâmetros da função tempo de trânsito. Foi realizada uma nálise de sensibilidade para a nova função de tempo de trânsito CRS em relação à curvatura da superfície de medição. Os resultados demonstraram que a função tempo de trânsito CRS é mais sensível nos pontos-médios afastados do ponto central e para grandes afastamentos. As expressões da velocidade NMO apresentadas foram aplicadas para estimar as velocidades e as profundidades dos refletores para um modelo 2-D com topografia suave. Para a inversão destas velocidades e profundidades dos refletores, foi considerado o algoritmo de inversão tipo Dix. A velocidade NMO para uma superfície de medição curva, permite estimar muito melhor estas velocidades e profundidades dos refletores, que as velocidades NMO referidas as superfícies planas. Também apresenta-se uma abordagem do empilhamento CRS no caso 3-D. neste caso a função tempo de trânsito depende de oito parâmetros. São abordadas cinco estratégias de busca destes parâmetros. A combinação de duas destas estratégias (estratégias das três aproximações dos tempos de trânsito e a estratégia das configurações e curvaturas arbitrárias) foi aplicada exitosamente no empilhamento CRS 3-D de dados sintéticos e reais.

Mapeamento do relevo do embasamento de bacias sedimentares através da inversão gravimétrica vinculada

Apresentamos três novos métodos estáveis de inversão gravimétrica para estimar o relevo de uma interface arbitrária separando dois meios. Para a garantia da estabilidade da solução, introduzimos informações a priori sobre a interface a ser mapeada, através da minimização de um (ou mais) funcional estabilizante. Portanto, estes três métodos se diferenciam pelos tipos de informação físico-geológica incorporados. No primeiro método, denominado suavidade global, as profundidades da interface são estimadas em pontos discretos, presumindo-se o conhecimento a priori sobre o contraste de densidade entre os meios. Para a estabilização do problema inverso introduzimos dois vínculos: (a) proximidade entre as profundidades estimadas e verdadeiras da interface em alguns pontos fornecidas por furos de sondagem; e (b) proximidade entre as profundidades estimadas em pontos adjacentes. A combinação destes dois vínculos impõe uma suavidade uniforme a toda interface estimada, minimizando, simultaneamente em alguns pontos, os desajustes entre as profundidades conhecidas pelas sondagens e as estimadas nos mesmos pontos. O segundo método, denominado suavidade ponderada, estima as profundidades da interface em pontos discretos, admitindo o conhecimento a priori do contraste de densidade. Neste método, incorpora-se a informação geológica que a interface é suave, exceto em regiões de descontinuidades produzidas por falhas, ou seja, a interface é predominantemente suave porém localmente descontínua. Para a incorporação desta informação, desenvolvemos um processo iterativo em que três tipos de vínculos são impostos aos parâmetros: (a) ponderação da proximidade entre as profundidades estimadas em pontos adjacentes; (b) limites inferior e superior para as profundidades; e (c) proximidade entre todas as profundidades estimadas e um valor numérico conhecido. Inicializando com a solução estimada pelo método da suavidade global, este segundo método, iterativamente, acentua as feições geométricas presentes na solução inicial; ou seja, regiões suaves da interface tendem a tornar-se mais suaves e regiões abruptas tendem a tornar-se mais abruptas. Para tanto, este método atribui diferentes pesos ao vínculo de proximidade entre as profundidades adjacentes. Estes pesos são automaticamente atualizados de modo a acentuar as descontinuidades sutilmente detectadas pela solução da suavidade global. Os vínculos (b) e (c) são usados para compensar a perda da estabilidade, devida à introdução de pesos próximos a zero em alguns dos vínculos de proximidade entre parâmetros adjacentes, e incorporar a informação a priori que a região mais profunda da interface apresenta-se plana e horizontal. O vínculo (b) impõe, de modo estrito, que qualquer profundidade estimada é não negativa e menor que o valor de máxima profundidade da interface conhecido a priori; o vínculo (c) impõe que todas as profundidades estimadas são próximas a um valor que deliberadamente viola a profundidade máxima da interface. O compromisso entre os vínculos conflitantes (b) e (c) resulta na tendenciosidade da solução final em acentuar descontinuidades verticais e apresentar uma estimativa suave e achatada da região mais profunda. O terceiro método, denominado mínimo momento de inércia, estima os contrastes de densidade de uma região da subsuperfície discretizada em volumes elementares prismáticos. Este método incorpora a informação geológica que a interface a ser mapeada delimita uma fonte anômala que apresenta dimensões horizontais maiores que sua maior dimensão vertical, com bordas mergulhando verticalmente ou em direção ao centro de massa e que toda a massa (ou deficiência de massa) anômala está concentrada, de modo compacto, em torno de um nível de referência. Conceitualmente, estas informações são introduzidas pela minimização do momento de inércia das fontes em relação ao nível de referência conhecido a priori. Esta minimização é efetuada em um subespaço de parâmetros consistindo de fontes compactas e apresentando bordas mergulhando verticalmente ou em direção ao centro de massa. Efetivamente, estas informações são introduzidas através de um processo iterativo inicializando com uma solução cujo momento de inércia é próximo a zero, acrescentando, em cada iteração, uma contribuição com mínimo momento de inércia em relação ao nível de referência, de modo que a nova estimativa obedeça a limites mínimo e máximo do contraste de densidade, e minimize, simultaneamente, os desajustes entre os dados gravimétricos observados e ajustados. Adicionalmente, o processo iterativo tende a "congelar" as estimativas em um dos limites (mínimo ou máximo). O resultado final é uma fonte anômala compactada em torno do nível de referência cuja distribuição de constraste de densidade tende ao limite superior (em valor absoluto) estabelecido a priori. Estes três métodos foram aplicados a dados sintéticos e reais produzidos pelo relevo do embasamento de bacias sedimentares. A suavidade global produziu uma boa reconstrução do arcabouço de bacias que violam a condição de suavidade, tanto em dados sintéticos como em dados da Bacia do Recôncavo. Este método, apresenta a menor resolução quando comparado com os outros dois métodos. A suavidade ponderada produziu uma melhoria na resolução de relevos de embasamentos que apresentam falhamentos com grandes rejeitos e altos ângulos de mergulho, indicando uma grande potencialidade na interpretação do arcabouço de bacias extensionais, como mostramos em testes com dados sintéticos e dados do Steptoe Valley, Nevada, EUA, e da Bacia do Recôncavo. No método do mínimo momento de inércia, tomou-se como nível de referência o nível médio do terreno. As aplicações a dados sintéticos e às anomalias Bouguer do Graben de San Jacinto, California, EUA, e da Bacia do Recôncavo mostraram que, em comparação com os métodos da suavidade global e ponderada, este método estima com excelente resolução falhamentos com pequenos rejeitos sem impor a restrição da interface apresentar poucas descontinuidades locais, como no método da suavidade ponderada.

Modelagem 2,5D dos campos usados no Método Eletromagnético a Multi-Frequência - EMMF

Esta tese mostra a modelagem 2,5D de dados sintéticos do Método Eletromagnético a Multi-frequência (EMMF). O trabalho é apresentado em duas partes: a primeira apresenta os detalhes dos métodos usados nos cálculos dos campos gerados por uma bobina horizontal de corrente colocada sobre a superfície de modelos bidimensionais; e a segunda, usa os resultados obtidos para simular os dados medidos no método EMMF, que são as partes real e imaginária da componente radial do campo magnético gerado pela bobina. Nesta segunda parte, observamos o comportamento do campo calculado em diversos modelos, incluindo variações nas propriedades físicas e na geometria dos mesmos, com o intuito de verificar a sensibilidade do campo observado com relação às estruturas presentes em uma bacia sedimentar. Com esta modelagem, podemos observar as características dos dados e como as duas partes, real e imaginária, contribuem com informações distintas e complementares. Os resultados mostram que os dados da componente radial do campo magnético apresentam muito boa resolução lateral, mesmo estando a fonte fixa em uma única posição. A capacidade desses dados em distinguir e resolver estruturas alvo será fundamental para o trabalho futuro de inversão, bem como para a construção de seções de resistividade aparente.

Modelagem numérica de dados MCSEM 3D usando computação paralela

Desenvolvemos a modelagem numérica de dados sintéticos Marine Controlled Source Electromagnetic (MCSEM) usada na exploração de hidrocarbonetos para simples modelos tridimensionais usando computação paralela. Os modelos são constituidos de duas camadas estrati cadas: o mar e o sedimentos encaixantes de um delgado reservatório tridimensional, sobrepostas pelo semi-espaço correspondente ao ar. Neste Trabalho apresentamos uma abordagem tridimensional da técnica dos elementos nitos aplicada ao método MCSEM, usando a formulação da decomposição primária e secundária dos potenciais acoplados magnético e elétrico. Num pós-processamento, os campos eletromagnéticos são calculados a partir dos potenciais espalhados via diferenciação numérica. Exploramos o paralelismo dos dados MCSEM 3D em um levantamento multitransmissor, em que para cada posição do transmissor temos o mesmo processo de cálculos com dados diferentes. Para isso, usamos a biblioteca Message Passing Interface (MPI) e o modelo servidor cliente, onde o processador administrador envia os dados de entradas para os processadores clientes computar a modelagem. Os dados de entrada são formados pelos parâmetros da malha de elementos nitos, dos transmissores e do modelo geoelétrico do reservatório. Esse possui geometria prismática que representa lentes de reservatórios de hidrocarbonetos em águas profundas. Observamos que quando a largura e o comprimento horizontais desses reservatório têm a mesma ordem de grandeza, as resposta in-line são muito semelhantes e conseqüentemente o efeito tridimensional não é detectado. Por sua vez, quando a diferença nos tamanhos da largura e do comprimento do reservatório é signi cativa o efeito 3D é facilmente detectado em medidas in-line na maior dimensão horizontal do reservatório. Para medidas na menor dimensão esse efeito não é detectável, pois, nesse caso o modelo 3D se aproxima de um modelo bidimensional. O paralelismo dos dados é de rápida implementação e processamento. O tempo de execução para a modelagem multitransmissor em ambiente paralelo é equivalente ao tempo de processamento da modelagem para um único transmissor em uma máquina seqüêncial, com o acréscimo do tempo de latência na transmissão de dados entre os nós do cluster, o que justi ca o uso desta metodologia na modelagem e interpretação de dados MCSEM. Devido a reduzida memória (2 Gbytes) em cada processador do cluster do departamento de geofísica da UFPA, apenas modelos muito simples foram executados.

Modelagem numérica da influência do eletrojato equatorial em dados magnetotelúricos produzidos por estruturas tridimensionais

A América do Sul apresenta várias peculiaridades geomagnéticas, uma delas, é a presença do Eletrojato Equatorial, o qual se estende de leste para oeste no Brasil ao longo de aproximadamente 3500 km. Considerando-se o fato de que a influência do Eletrojato Equatorial pode ser detectada a grandes distâncias do seu centro, isto suscita o interesse em se estudar os seus efeitos na exploração magnetotelúrica no Brasil. A influência do eletrojato equatorial na prospecção magnetotelúrica tem sido modelada para meios geológicos uni e bidimensionais valendo-se para isto de soluções analíticas fechadas e de técnicas numéricas tais como elementos finitos e diferenças finitas. Em relação aos meios geológicos tridimensionais, eles tem sido modelados na forma de "camadas finas", usando o algoritmo "thin sheet". As fontes indutoras utilizadas para simular o eletrojato equatorial nestes trabalhos, tem sido linhas de corrente, eletrojatos gaussianos e eletrojatos ondulantes. Por outro lado, o objetivo principal da nossa tese foi o modelamento dos efeitos que o eletrojato equatorial provoca em estruturas tridimensionais próprias da geofísica da prospecção. Com tal finalidade, utilizamos o esquema numérico da equação integral, com as fontes indutoras antes mencionadas. De maneira similar aos trabalhos anteriores, os nossos resultados mostram que a influência do eletrojato equatorial somente acontece em frequências menores que 10^-1 Hz. Este efeito decresce com a distância, mantendo-se até uns 3000 km do centro do eletrojato. Assim sendo, a presença de grandes picos nos perfis da resistividade aparente de um semi-espaço homogêneo, indica que a influência do eletrojato é notável neste tipo de meio. Estes picos se mostram com diferente magnitude para cada eletrojato simulado, sendo que a sua localização também muda de um eletrojato para outro. Entretanto, quando se utilizam modelos geo-elétricos unidimensionais mais de acordo com a realidade, tais como os meios estratificados, percebe-se que a resposta dos eletrojatos se amortece significativamente e não mostra muitas diferenças entre os diferentes tipos de eletrojato. Isto acontece por causa da dissipação da energia eletromagnética devido à presença da estratificação e de camadas condutivas. Dentro do intervalo de 3000 km, a resposta eletromagnética tridimensional pode ser deslocada para cima ou para baixo da resposta da onda plana, dependendo da localização do corpo, da frequência, do tipo de eletrojato e do meio geológico. Quando a resposta aparece deslocada para cima, existe um afastamento entre as sondagens uni e tridimensionais devidas ao eletrojato, assim como um alargamento da anomalia dos perfis que registra a presença da heterogeneidade tridimensional. Quando a resposta aparece deslocada para baixo, no entanto, há uma aproximação entre estes dois tipos de sondagens e um estreitamento da anomalia dos perfis. Por outro lado, a fase se mostra geralmente, de uma forma invertida em relação à resistividade aparente. Isto significa que quando uma sobe a outra desce, e vice-versa. Da mesma forma, comumente nas altas frequências as respostas uni e tridimensionais aparecem deslocadas, enquanto que nas baixas frequências se mostram com os mesmos valores, com exceção dos eletrojatos ondulantes com parâmetros de ondulação α = —2 e —3. Nossos resultados também mostram que características geométricas próprias das estruturas tridimensionais, tais como sua orientação em relação à direção do eletrojato e a dimensão da sua direção principal, afetam a resposta devido ao eletrojato em comparação com os resultados da onda plana. Desta forma, quando a estrutura tridimensional é rotacionada de 90°, em relação à direção do eletrojato e em torno do eixo z, existe uma troca de polarizações nas resistividades dos resultados, mas não existem mudanças nos valores da resistividade aparente no centro da estrutura. Ao redor da mesma, porém, se percebe facilmente alterações nos contornos dos mapas de resistividade aparente, ao serem comparadas com os mapas da estrutura na sua posição original. Isto se deve à persistência dos efeitos galvânicos no centro da estrutura e à presença de efeitos indutivos ao redor do corpo tridimensional. Ao alongar a direção principal da estrutura tridimensional, as sondagens magnetotelúricas vão se aproximando das sondagens das estruturas bidimensionais, principalmente na polarização XY. Mesmo assim, as respostas dos modelos testados estão muito longe de se considerar próximas das respostas de estruturas quase-bidimensionais. Porém, os efeitos do eletrojato em estruturas com direção principal alongada, são muito parecidos com aqueles presentes nas estruturas menores, considerando-se as diferenças entre as sondagens de ambos tipos de estruturas. Por outro lado, os mapas de resistividade aparente deste tipo de estrutura alongada, revelam um grande aumento nos extremos da estrutura, tanto para a onda plana como para o eletrojato. Este efeito é causado pelo acanalamento das correntes ao longo da direção principal da estrutura. O modelamento de estruturas geológicas da Bacia de Marajó confirma que os efeitos do eletrojato podem ser detetados em estruturas pequenas do tipo "horst" ou "graben", a grandes distâncias do centro do mesmo. Assim, os efeitos do eletrojato podem ser percebidos tanto nos meios estratificados como tridimensionais, em duas faixas de freqüência (nas proximidades de 10^-1 Hz e para freqüências menores que 10^-3 Hz), possivelmente influenciados pela presença do embasamento cristalino e a crosta inferior, respectivamente. Desta maneira, os resultados utilizando o eletrojato como fonte indutora, mostram que nas baixas freqüências as sondagens magnetotelúricas podem ser fortemente distorcidas, tanto pelos efeitos galvânicos da estrutura tridimensional como pela presença da influência do eletrojato. Conseqüêntemente, interpretações errôneas dos dados de campo podem ser cometidas, se não se corrigirem os efeitos do eletrojato equatorial ou, da mesma forma, não se utilisarem algoritmos tridimensionais para interpretar os dados, no lugar do usual modelo unidimensional de Tikhonov - Cagniard.

Processamento interpretativo de dados magnetométricos e inversão de dados gravimétricos aplicados à prospecção de hidrocarbonetos

Apresentamos dois métodos de interpretação de dados de campos potenciais, aplicados à prospecção de hidrocarbonetos. O primeiro emprega dados aeromagnéticos para estimar o limite, no plano horizontal, entre a crosta continental e a crosta oceânica. Este método baseia-se na existência de feições geológicas magnéticas exclusivas da crosta continental, de modo que as estimativas das extremidades destas feições são usadas como estimativas dos limites da crosta continental. Para tanto, o sinal da anomalia aeromagnética na região da plataforma, do talude e da elevação continental é amplificado através do operador de continuação analítica para baixo usando duas implementações: o princípio da camada equivalente e a condição de fronteira de Dirichlet. A maior carga computacional no cálculo do campo continuado para baixo reside na resolução de um sistema de equações lineares de grande porte. Este esforço computacional é minimizado através do processamento por janelas e do emprego do método do gradiente conjugado na resolução do sistema de equações. Como a operação de continuação para baixo é instável, estabilizamos a solução através do funcional estabilizador de primeira ordem de Tikhonov. Testes em dados aeromagnéticos sintéticos contaminados com ruído pseudo-aleatório Gaussiano mostraram a eficiência de ambas as implementações para realçar os finais das feições magnéticas exclusivas da crosta continental, permitindo o delineamento do limite desta com a crosta oceânica. Aplicamos a metodologia em suas duas implementações a dados aeromagnéticos reais de duas regiões da costa brasileira: Foz do Amazonas e Bacia do Jequitinhonha. O segundo método delineia, simultaneamente, a topografia do embasamento de uma bacia sedimentar e a geometria de estruturas salinas contidas no pacote sedimentar. Os modelos interpretativos consistem de um conjunto de prismas bidimensionais verticais justapostos, para o pacote sedimentar e de prismas bidimensionais com seções verticais poligonais para as estruturas salinas. Estabilizamos a solução, incorporando características geométricas do relevo do embasamento e das estruturas salinas compatíveis com o ambiente geológico através dos estabilizadores da suavidade global, suavidade ponderada e da concentração de massa ao longo de direções preferenciais, além de vínculos de desigualdade nos parâmetros. Aplicamos o método a dados gravimétricos sintéticos produzidos por fontes 2D simulando bacias sedimentares intracratônicas e marginais apresentando densidade do pacote sedimentar variando com a profundidade segundo uma lei hiperbólica e abrigando domos e almofadas salinas. Os resultados mostraram que o método apresenta potencial para delinear, simultaneamente, as geometrias tanto de almofadas e domos salinos, como de relevos descontínuos do embasamento. Aplicamos o método, também, a dados reais ao longo de dois perfis gravimétricos sobre as Bacias de Campos e do Jequitinhonha e obtivemos interpretações compatíveis com a geologia da área.

Região do espaço que mais influencia em medidas eletromagnéticas no domínio da frequência: caso de uma linha de corrente sobre um semi-espaço condutor

Localizar em subsuperfície a região que mais influencia nas medidas obtidas na superfície da Terra é um problema de grande relevância em qualquer área da Geofísica. Neste trabalho, é feito um estudo sobre a localização dessa região, denominada aqui zona principal, para métodos eletromagnéticos no domínio da freqüência, utilizando-se como fonte uma linha de corrente na superfície de um semi-espaço condutor. No modelo estudado, tem-se, no interior desse semi-espaço, uma heterogeneidade na forma de camada infinita, ou de prisma com seção reta quadrada e comprimento infinito, na direção da linha de corrente. A diferença entre a medida obtida sobre o semi-espaço contendo a heterogeneidade e aquela obtida sobre o semi-espaço homogêneo, depende, entre outros parâmetros, da localização da heterogeneidade em relação ao sistema transmissor-receptor. Portanto, mantidos constantes os demais parâmetros, existirá uma posição da heterogeneidade em que sua influência é máxima nas medidas obtidas. Como esta posição é dependente do contraste de condutividade, das dimensões da heterogeneidade e da freqüência da corrente no transmissor, fica caracterizada uma região e não apenas uma única posição em que a heterogeneidade produzirá a máxima influência nas medidas. Esta região foi denominada zona principal. Identificada a zona principal, torna-se possível localizar com precisão os corpos que, em subsuperfície, provocam as anomalias observadas. Trata-se geralmente de corpos condutores de interesse para algum fim determinado. A localização desses corpos na prospecção, além de facilitar a exploração, reduz os custos de produção. Para localizar a zona principal, foi definida uma função Detetabilidade (∆), capaz de medir a influência da heterogeneidade nas medidas. A função ∆ foi calculada para amplitude e fase das componentes tangencial (H_x) e normal (H_z) à superfície terrestre do campo magnético medido no receptor. Estudando os extremos da função ∆ sob variações de condutividade, tamanho e profundidade da heterogeneidade, em modelos unidimensionais e bidimensionais, foram obtidas as dimensões da zona principal, tanto lateralmente como em profundidade. Os campos eletromagnéticos em modelos unidimensionais foram obtidos de uma forma híbrida, resolvendo numericamente as integrais obtidas da formulação analítica. Para modelos bidimensionais, a solução foi obtida através da técnica de elementos finitos. Os valores máximos da função ∆, calculada para amplitude de H_x, mostraram-se os mais indicados para localizar a zona principal. A localização feita através desta grandeza apresentou-se mais estável do que através das demais, sob variação das propriedades físicas e dimensões geométricas, tanto dos modelos unidimensionais como dos bidimensionais. No caso da heterogeneidade condutora ser uma camada horizontal infinita (caso 1D), a profundidade do plano central dessa camada vem dada pela relação p_o = 0,17 δ_o, onde p_o é essa profundidade e δ_o o "skin depth" da onda plana (em um meio homogêneo de condutividade igual à do meio encaixante (σ₁) e a freqüência dada pelo valor de w em que ocorre o máximo de ∆ calculada para a amplitude de H_x). No caso de uma heterogeneidade bidimensional (caso 2D), as coordenadas do eixo central da zona principal vem dadas por d_o = 0,77 r₀ (sendo d_o a distância horizontal do eixo à fonte transmissora) e p_o = 0,36 δ_o (sendo p_o a profundidade do eixo central da zona principal), onde r₀ é a distância transmissor-receptor e δ_o o "skin depth" da onda plana, nas mesmas condições já estipuladas no caso 1D. Conhecendo-se os valores de r₀ e δ_o para os quais ocorre o máximo de ∆, calculado para a amplitude de H_x, pode-se determinar (d_o, p_o). Para localizar a zona principal (ou, equivalentemente, uma zona condutora anômala em subsuperfície), sugere-se um método que consiste em associar cada valor da função ∆ da amplitude de H_x a um ponto (d, p), gerado através das relações d = 0,77 r e p = 0,36 δ, para cada w, em todo o espectro de freqüências das medidas, em um dado conjunto de configurações transmissor-receptor. São, então, traçadas curvas de contorno com os isovalores de ∆ que vão convergir, na medida em que o valor de ∆ se aproxima do máximo, sobre a localização e as dimensões geométricas aproximadas da heterogeneidade (zona principal).

Respostas eletromagnéticas dos arranjos coplanar e coaxial em poço

Foi estudado a viabilidade de aplicação do arranjo coplanar de bobinas nas sondas de perfilagem em poço por indução eletromagnética. Paralelamente foram geradas as respostas do convencional arranjo coaxial, que é o amplamente utilizado nas sondas comerciais, com o propósito de elaborar uma análise comparativa. Através da solução analítica (meios homogêneos) e semi-analítica (meios heterogêneos) foram geradas inicialmente as respostas para modelos mais simples, tais como os do (1) meio homogêneo, isotrópico e ilimitado; (2) uma casca cilíndrica simulando a frente de invasão; (3) duas cascas cilíndricas para simular o efeito annulus; (4) uma interface plana e dois semi-espaços simulando o contato entre duas camadas espessas e (5) uma camada plano-horizontal e dois semi-espaços iguais. Apesar da simplicidade destes modelos, eles permitem uma análise detalhada dos efeitos que alguns parâmetros geoelétricos têm sobre as respostas. Aí então, aplicando ainda as condições de contorno nas fronteiras (Sommerfeld Boundary Value Problem), obtivemos as soluções semi-analíticas que nos permitiram simular as respostas em modelos relativamente mais complexos, tais como (1) zonas de transição gradacional nas frentes de invasão; (2) seqüências de camadas plano-paralelas horizontais e inclinadas; (3) seqüências laminadas que permitem simular meios anisotrópicos e (4) passagem gradacional entre duas camadas espessas. Concluimos que o arranjo coplanar de bobinas pode ser uma ferramenta auxiliar na (1) demarcação das interfaces de camadas espessas; (2) posicionamento dos reservatórios de pequenas espessuras; (3) avaliação de perfis de invasão e (4) localizar variações de condutividade azimutalmente.

Tomografia eletromagnética para caracterização de reservatórios de hidrocarbonetos

Na produção de petróleo é importante o monitoramento dos parâmetros do reservatório (permeabilidade, porosidade, saturação, pressão, etc) para o seu posterior gerenciamento. A variação dos parâmetros dinâmicos do reservatório induz variações na dinâmica do fluxo no reservatório, como por exemplo, perdas na pressão, dificultando o processo de extração do óleo. A injeção de fluidos aumenta a energia interna do reservatório e incrementa a pressão, estimulando o movimento do óleo em direção aos poços de extração. A tomografia eletromagnética poço-a-poço pode se tomar em uma técnica bastante eficaz no monitoramento dos processos de injeção, considerando-se o fato de ser altamente detectável a percolação de fluidos condutivos através das rochas. Esta tese apresenta o resultado de um algoritmo de tomografia eletromagnética bastante eficaz aplicado a dados sintéticos. O esquema de imageamento assume uma simetria cilíndrica em torno de uma fonte constituída por um dipolo magnético. Durante o processo de imageamento foram usados 21 transmissores e 21 receptores distribuídos em dois poços distanciados de 100 metros. O problema direto foi resolvido pelo método dos elementos finitos aplicado à equação de Helmhotz do campo elétrico secundário. O algoritmo resultante é válido para qualquer situação, não estando sujeito às restrições impostas aos algoritmos baseados nas aproximações de Born e Rytov. Por isso, pode ser aplicado eficientemente em qualquer situação, como em meios com contrastes de condutividade elétrica variando de 2 a 100, freqüências de 0.1 a 1000.0 kHz e heterogeneidades de qualquer dimensão. O problema inverso foi resolvido por intermédio do algoritmo de Marquardt estabilizado. A solução é obtida iterativamente. Os dados invertidos, com ruído Gaussiano aditivo, são as componentes em fase e em quadratura do campo magnético vertical. Sem o uso de vínculos o problema é totalmente instável, resultando em imagens completamente borradas. Duas categorias de vínculos foram usadas: vínculos relativos, do tipo suavidade, e vínculos absolutos. Os resultados obtidos mostram a eficiência desses dois tipos de vínculos através de imagens nítidas de alta resolução. Os tomogramas mostram que a resolução é melhor na direção vertical do que na horizontal e que é também função da freqüência. A posição e a atitude da heterogeneidade é bem recuperada. Ficou também demonstrado que a baixa resolução horizontal pode ser atenuada ou até mesmo eliminada por intermédio dos vínculos.

Adaptação do método de Bott para contraste de densidade variando com a profundidade

Apresentamos um novo método para estimar o relevo do embasamento de bacias sedimentares através da extensão analítica da expressão da placa Bouguer para contraste de densidade entre o pacote sedimentar e o embasamento decrescendo monotonicamente com a profundidade de acordo com uma lei hiperbólica. O método requer ruído contido nos dados gravimétricos tenha desvio padrão inferior a 0,01 mGal. As estimativas do relevo do embasamento são obtidas nas posições espaciais localizadas diretamente abaixo de cada observação. A metodologia foi aplicada a dados sintéticos de bacias sedimentares simuladas apresentando relevo do embasamento suave. O método produziu relevo do embasamento estimado próximo do relevo simulado. O método foi também aplicado a três conjuntos de dados reais: Bacia do Recôncavo (Brasil), Graben do Büyük Menderes (Turquia) e Graben de San Jacinto (Estados Unidos). As soluções produzidas pelo método proposto apresentaram estimativas de profundidades máximas em acordo com as informações geológicas disponíveis: 6 km para Bacia do Recôncavo, 1,6 km para Vale do Büyük Menderes e 2,2 km para Graben de San Jacinto.

Análise da resolução do modelo de Hughes em sondagens magnetotelúricas

Na maioria dos métodos de exploração geofísica, a interpretação é feita assumindo-se um modelo da Terra uniformemente estratificado. Todos os métodos de inversão, inclusive o de dados eletromagnéticos, exigem técnica de modelamento teórico de modo a auxiliar a interpretação. Na literatura os dados são geralmente interpretados em termos de uma estrutura condutiva unidimensional; comumente a Terra é assumida ser horizontalmente uniforme de modo que a condutividade é função somente da profundidade. Neste trabalho uma técnica semi-analítica de modelagem desenvolvida por Hughes (1973) foi usada para modelar a resposta magnética de duas camadas na qual a interface separando as camadas pode ser representada por uma expansão em série de Fourier. A técnica envolve um método de perturbação para encontrar o efeito de um contorno senoidal com pequenas ondulações. Como a perturbação é de primeira ordem a solução obtida é linear, podemos então usar o princípio da superposição e combinar soluções para várias senoides de forma a obter a solução para qualquer dupla camada expandida em série de Fourier. Da comparação com a técnica de elementos finitos, as seguintes conclusões podem ser tiradas: • Para um modelo de dupla camada da Terra, as camadas separadas por uma interface cuja profundidade varia senoidalmente em uma direção, as respostas eletromagnética são muito mais fortes quando a espessura da primeira camada é da ordem do skin depth da onda eletromagnética no meio, e será tanto maior quanto maior for o contraste de condutividade entre as camadas; • Por outro lado, a resistividade aparente para este modelo não é afetada pela mudança na frequência espacial (v) do contorno; • Em caso do uso da solução geral para qualquer dupla camada na Terra cuja interface possa ser desenvolvida em série de Fourier, esta técnica produziu bons resultados quando comparado com a técnica de elementos finitos. A linerização restringe a aplicação da técnica para pequenas estruturas, apesar disso, uma grande quantidade de estruturas pode ser modelada de modo simples e com tempo computacional bastante rápido; • Quando a dimensão da primeira camada possui a mesma ordem de grandeza da estrutura, esta técnica não é recomendada, porque para algumas posições de sondagem, as curvas de resistividade aparente obtidas mostram um pequeno deslocamento quando comparadas com as curvas obtidas por elementos finitos.

Anomalias eletromagnéticas de corpos tubulares inclinados em contato com o manto de intemperismo usando diferentes arranjos de bobinas-modelamento analógico

A principal aplicação dos métodos eletromagnéticos é a prospecção de sulfetos maciços que pela própria natureza geológica são corpos longos e delgados, encrustados em rocha encaixante resistiva, permitindo a interpretação através de curvas de modelos reduzidos usando semi-planos em meio resistivo (ar-livre). No entanto, com a extensão do uso dos métodos eletromagnéticos em regiões que tem um manto de intemperismo de parcialmente condutivo a condutivo, como na região Amazônica e nas regiões semi-áridas ou de climas tropicais , esta técnica de interpretação tem levado a resultados bem diferentes da situação real. O objetivo deste trabalho é estudar a influência do manto de intemperismo em contato ôhmico com o corpo-alvo, utilizando os arranjos de bobinas horizontal coplanar (HCP), vertical coplanar (VCP), vertical coaxial (VCA) e mínimo (PERP), através do modelagem analógico. Para simular o corpo foram utilizadas placas de grafite, cujas dimensões satisfazem a condição de semi-plano. Para simular o manto foi usada uma solução de cloreto de amônia. De forma geral, os resultados obtidos com os diversos arranjos apresentaram as mesmas características, ressalvada as diferenças peculiares de cada arranjo. De forma resumida tem-se as seguintes alterações na anomalia atribuídas à um manto condutivo em contato ôhmico com o corpo-alvo: i) Há rotação de fase, que inicialmente é em sentido anti-horário, mas mais adiante, com o aumento do número de indução do manto , torna-se horária; ii) Alteração na forma padrão do perfil de quadratura devido ao surgimento do pico extra no lado a favor do mergulho; iii) Só há uniformidade de comportamento para o pico-a-pico contra da quadratura, que cresce com o aumento número de indução do manto. Maiores anomalias são obtidas com o sistema horizontal coplanar e as menores com o vertical coplanar. Neste estudo não foi observado formação de pico extra nas anomalias do arranjo vertical coplanar. Ainda, os efeitos de cobertura são mais acentuados no sistema horizontal coplanar comparados aos sistemas de bobina vertical e em anomalias de semi-planos menos inclinados e em menor profundidade.