NO178648B - Fremgangsmåte for korrigering av feilaktige tidspunkter ved seismiske observasjoner - Google Patents

Description

Foreliggende oppfinnelse angår en fremgangsmåte for å korrigere seismiske opptegningstidspunkter innsamlet langs en overvåkningstrasé i vann, som f.eks. i åpen sjø, for å kompensere for en uregelmessig havbunn ved forekomst av romlig fordelte eller temporære dynamiske forandringer i de fysiske egenskapene til vannmassen.

Nær overflaten og innenfor områder med blandede vannkvaliteter har sjøvann en akustisk hastighet på omkring 1540 meter pr. sekund. Deretter faller den akustiske hastighet ned til en midlere verdi på omkring 1500 m/s gjennom vannmassene. Den akustiske hastighet i jordlagene under havbunnen er av størrelsesorden 2000-3500 m/s, avhengig av bergarten som foreligger.

Nedenfor vil uttrykket "vannhastighet" benyttes som en kortform for uttrykket "hastigheten for en akustisk bølge som forplanter seg gjennom vann". Uttrykket "vannhastighet" betyr altså ikke hastigheten for et elementærvolum vann som beveger seg som endel av en havstrøm, som f.eks. et vann-element i Golfstrømmen.

Av gode grunner, og fordi det fører til tilstrekkelige opplysninger, presenteres marine seismiske data som tids-skalerte opptegnelser langs en undersøkelsestrasé i form av to-veis refleisjonstider til jordlag under bunnen, henholdsvis ved sideveis forskjøvne og adskilte stasjoner. Variasjoner i tykkelsen av det overliggende lag av vann mellom stasjonene, vil introdusere en falsk verdi i tidsforskjellen mellom utbredelsestidene til lagene som ligger under dette overdekkende lag. Så lenge som hastighetsforskjellen mellom lagene er liten, vil den falske tidsforskyvningen være liten eller ubetydelig. Ved målinger i sjøen vil vannhastigheten være mye mindre enn hastigheten gjennom bergartene. Virkningene fra en ujevn sjøbunn vil derfor være at de reflekterte utbredelsestider til de respektive jordlag under sjøbunnen, vil bli forstyrret slik at de på tilnærmet måte vil avspeile en profil av sjøbunnen. En måte for å korrigere de data som representerer refleksjonstider, kan være å benytte en teknikk som går ut på å erstatte det aktuelle laget. Fremgangsmåten er en type statisk korreksjon, hvor formålet er å bestemme de refleksjonstidspunktene eller de ankomsttidspunkter som ville blitt observert ved et flatt plan uten noe mellomliggende materiale med liten hastighet, som f.eks. et vannlag. Anvendelse av en slik fremgangsmåte krever en nøyaktig kjennskap til vanndybden eller tykkelsen på vannlaget ved hver målestasjon, noe som i sin tur krever en nøyaktig kunnskap om vannhastigheten.

Tidligere har det vært vanlig å beregne vanntykkelsen ved hver seismisk stasjon langs undersøkelsestraséen ved hjelp av et ekkolodd som benytter en innebygget, antatt konstant vannhastighet som f.eks. 1500 m/s, eller eventuelt 5000 fot pr. sekund, avhengig av de ønskede måleenheter. All senere beregning og tilsvarende seismisk datareduksjon blir deretter henregnet til denne dybdemålingen.

Problemet med den tidsrelaterte korreksjonsmetoden i sjøen, er det forhold at vannhastigheten slett ikke er konstant over et stort område. Den varierer betydelig, ikke bare lateralt innenfor et område, men også over tid, på grunn av strømmer og tidevann. F.eks. ble det målt en hastighetsvariasjon mellom sommer og høst i Mexico-gulfen på 40 m/s ved en dybde på 500 meter. Som en følge av dette vil skjæringslinjene mellom seismiske undersøkelser som er foretatt ved forskjellige årstider, oppvise alvorlige mistilpasninger for data, tilsvarende 12-20 millisekunder når korreksjoner for en variabel vanndybde ble utført ved bruk av den ovennevnte, antatt konstante gjennomsnittlige vannhastighet.

Vannhastigheten er en funksjon av saltholdighet, tetthet, trykk og temperatur. Det er kjent at vannet i havet er skarpt lagdelt. Historisk sett blir vannhastigheten beregnet fra informasjoner innsamlet fra dybdetermografiske målinger og slipp av såkalte Nansen-flasker som gir data for løsning av en ligning som angir vannhastigheten som en funksjon av dybden, slik som angitt i "Encyclopedic Dictio-nary of Exploration Geophysics", av R.E. Sheriff, side 270. SVDT-systemet i henhold til Bissett-Berman er også blitt benyttet for å få en kontinuerlig hastighet/temperaturprofil for vannmassene. Likeledes er oseanografiske stasjoner vanligvis flere titalls kilometer fra hverandre. Når det foretas oseanografiske slipp eller undersøkelser, er instrumentene festet til liner som kan være mye over tusen meter lange. De oseanografiske forskningsskipene er tvunget til å ligge i ro én eller flere dager ved stasjonen for å gjøre en enkelt prøvemåling. Den populært benyttede antatte konstante vannhastighet er ganske enkelt et egnet, avrundet tall utledet fra et verdensomspennende gjennomsnitt av data fra prøvepunkter som er vidt adskilt fra hverandre både i rom og tid.

Hittil har seismiske undersøkelsesteam som arbeider nær stranden,gjort seg skyldig i å ignorere variasjoner i vannhastigheten som funksjon av dybde, sted og årstid. Sålenge som vannet har vært grunt og bunnen har vært relativt flat, har ikke dette ført til noen skade. Etter-hvert som undersøkelsene beveger seg utover på dypere vann, av størrelsesorden flere tusen fot, har forholdene med en vannhastighet som varierer sideveis og med tiden, representert et alvorlig problem. Og et geofysisk arbeidslag som arbeider på kommersiell basis og er forventet å benytte flere hundre målestasjoner pr. dag, kan ikke se seg råd til å lage tidkrevende oseanografiske målinger ved hver stasjon.

Med en flat sjøbunn kan RMS-hastigheten til vannmassene kalkuleres fra selve de seismiske data, det vil si fra refleksjonene fra bunnen, ved hjelp av en X<2> - T<2> analyse som beskrevet på side 282 i artikkelen til Sheriff, omtalt ovenfor. Imidlertid er idealsituasjonen med flat bunn heller unntaket enn regelen. Ved dypt vann er sjøbunnen vanligvis altfor uregelmessig til å kunne benyttes til en hastighets-studie av de overliggende vannmasser.

I henhold til foreliggende oppfinnelse er det oppdaget at når man omsorgsfullt gir akt på instrumentering og støykontroll i feltet, og samtidig benytter dataprosessering i henhold foreliggende oppfinnelse, så kan man observere og opptegne refleksjoner fra diskontinuiteter i selve vannmassen. Fra disse refleksjoner kan de akustiske egenskapene til vannmassene ved hver seismisk stasjon måles, samtidig med innsamling av konvensjonelle, seismiske refleksjonsdata fra jordlag under sjøbunnen. Dette kan utføres under bruk av svake data som opptegnes gjennom et tidsvindu mellom avfyringsøyeblikket og tidspunktet for ankomst av refleksjonen fra sjøbunnen, et tidsvindu som andre fagfolk innenfor området ikke har vurdert som gyldig informasjon og som de tidligere kastet vrak på, idet man antok at det var representativt for interfererende støy.

Ifølge et trekk ved foreliggende oppfinnelse benyttes en fremgangsmåte for å korrigere feilaktige ankomsttidspunkter for seismiske hendelser reflektert fra jordlag under havbunnen, idet de feilaktige ankomsttider skyldes variasjoner i vannhastigheten og en ujevn topografi på sjøbunnen. Et akustisk bølgefelt genereres ved en punktkilde i vannmassene. Refleksjoner av bølgefeltet fra diskontinuiteter i vannmassene detekteres ved ett eller flere mottagersteder. De detekterte refleksjonene prosesseres for å utlede en første modell av den akustiske hastighetsfordeling som en funksjon av vannlagets tykkelse ved kilden og mottagerpunktene. Under bruk av den utledede hastighet, beregnes bølgefeltets forplantningstid gjennom den første modellen. Det dannes en andre modell av vannmengden uttrykt ved en forvalgt erstatningshastighet som en funksjon av vanntykkelsen ved kilden og ved mottagerpunktene. Under bruk av denne erstatningshastighet beregnes så forplantningstiden for bølgefeltet gjennom den andre modellen. Differensial-tiden for forplantningen mellom de to modeller benyttes for ankomsttidspunktene for de seismiske hendelser tilknyttet jordlagene under havbunnen.

I henhold til et annet trekk ved foreliggende oppfinnelse beregnes første og andre hyperbolske forskyvnings-

(moveout)-funksjoner for den første og andre modellen uttrykt ved forskyvningsavstanden mellom kilde- og mottagerpunktene. Tidsforskjellen mellom den første og den andre hyperbolske forskyvningsfunksjon måles, og benyttes i forbindelse med forplantningstid for bølgefeltet i den andre modellen for å skape en erstatningstid som benyttes som ankomsttid for de seismiske hendelser (observasjoner).

Ovennevnte og andre fordeler ved foreliggende oppfinnelse vil best forstås fra den nedenstående, detaljerte beskrivelse og de ledsagende tegninger, hvor: fig. 1 viser et utsnitt av et seismisk tidssnitt ved dype

farvann,

fig. 2a viser et skjematisk, strukturelt tverrsnitt av

sjøbunnen og av et underliggende, flatt jordlag, fig. 2b er et tidsskalert tverrsnitt utledet fra fig. 2a, fig. 3 viser strålebanene fra en seismisk kilde til seismiske mottagere, for refleksjoner fra en diskontinuitet i vannmassen og fra en uregelmessig

sjøbunn,

fig. 4 viser en del av en seismisk profil som har mistilpasninger mellom seismiske data innsamlet ved

ulike årstider,

fig. 5 . er samme snitt som fig. 4, men hvor mistil-pasningene er korrigert under bruk av fremgangsmåten i henhold til foreliggende oppfinnelse,

fig. 6 viser en del av en vanlig datainnsamling ved hjelp

av et avfyringspunkt,

fig. 7 viser innsamlingen i henhold til fig. 6, fra et felles avfyringspunkt, men med en forsterkningsfunksjon tilføyet,

fig. 8 viser innsamlingen fra et felles avfyringspunkt i henhold til fig. 7, men etter balansering av

spektralamplituden,

fig. 9 viser innsamlingen fra et felles avfyringspunkt i henhold til fig. 8, men etter anvendelse av hyperbolsk forskyvnings-korreksjon, noe som viser

refleksjoner inne fra vannmassene,

fig. 10 viser en hastighetsanalyse utledet fra refleksjoner fra diskontinuiteter i vannmassene for området med mistilpasninger i fig. 4, under en

første undersøkelse; og

fig. 11 er en hastighetsanalyse tatt fra data ved mistil-pasningene under en ekstra utfyllende undersøk-else.

De følgende beskrivelser av fig. 1-3 er ment som en første .forklaring myntet på ikke-spesialister.

Fig. 1 er et konvensjonelt seismisk snitt for refleksjonstider, tatt langs en undersøkelsestrasé på dypt vann i Mexico-gulfen. X-aksen er en funksjon av separasjonen mellom stasjonene i sideveis retning. Y-aksen er inndelt i den dobbelte forplantningstid for refleksjonene (to-veis refleksjonser). Havbunnen som er representert av bunnrefleksjoner 15, er ganske ujevn. Refleksjoner fra dypere jordlag avspeiler spesielt uregelmessighetene i sjøbunnen, og angir forekomster av strukturelle anomaliteter som ikke nødvendigvis vil være tilstede. Det skal bemerkes at de seismiske sporene over bunnrefleksjonen er ganske rolige, bortsett fra enkelte støypulser med lav amplitude. Bare en del av snittet fra 0,6-2,0 sekunder er vist. Som tidligere angitt kan ikke hastighetene til vannmassene kalkuleres ved bruk av bunnrefleksjoner, dersom bunnen er sterkt skrånende eller ujevn.

Årsaken til den tilsynelatende forstyrrelse av refleksjoner under bunnen vil nå bli forklart under henvisning til fig. 2a og 2b. Fig. 2a viser skjematisk et strukturelt tverrsnitt av sjøbunnen og et underliggende flatt jordlag. Vannmassen 12 har en vannoverflate 10 som ligger over en ujevn bunnflate 13. Et flattliggende jordlag under bunnen er representert ved tallet 14. Dybdene er angitt i meter. A og B er steder hvor seismiske stasjoner er anbragt. Vanndybden ved stasjon A er 350 m og ved B er den 500 m. Jordlaget 14

ligger 800 m under vannoverflaten 10. Vannhastigheten antas å være 1500 m/s og formasjonens hastighet er 3500 m/s.

Fig. 2b er et tidsskalert tverrsnitt som er syntetisert fra fig. 2a. Den vertikale koordinaten er to-veis reflektert forplantningstid i millisekunder til sjøbunnen 13 og til lag 14 under bunnen i fig. 2a, nå representert som refleksjonstidspunktene 15, henholdsvis 17. Den to-veis passeringstid gjennom vannmassene 12, ved stasjon A, er 466 ms forutsatt null-forskyvning av data, mens forplantningstiden mellom refleksjonen 15 fra sjøbunnen og refleksjonen 17 fra jordlagene, er 257 ms, med en total forplantningstid for refleksjon fra lag 17 på 723 ms. Ved stasjon B blir tilsvarende forplantningstidene 666 ms og 171 ms, med en total forplantningstid på 837 ms ved stasjon B. Tidsopptegningen viser et falsk tidsdifferensial på 114 ms mellom stasjonene A og B for refleksjon 17, noe som omtrentlig avspeiler sjøbunnprofilen.

Distorsjonen kan korrigeres ved bruk av den ovennevnte lag-erstatningsteknikk. Differansen for vanndybdene ved stasjonene A og B multipliseres med den resiproke verdi av vannhastigheten minus den resiproke verdi for hastigheten i formasjonen, nemlig: 150 ({1/1500} - {1/3500}) = 114 ms.

Tidsdifferansen benyttes på de observerte forplantningstider for å utlede de ønskede, korrigerte forplantningstider.

Gyldigheten for disse første beregninger avhenger kritisk av bruken av den korrekte hastighet gjennom vannlagene. Antas for et øyeblikk at stasjonene A og B ble benyttet ved ulike tidspunkter i året, og at det mellom disse brukstider fløt en kraftig hvirvelstrøm i området under stasjon B. Vannet i hvirvelstrømmen hadde en aktuell hastighet på 1540 m/s i steden for den antatte verdi på 1500 m/s. Dersom geofysikeren holdt fast på en feilaktig bruk av en konstant antatt hastighet på 1500 m/s ved begge stasjoner i steden for den riktige hastighet på 1540 m/s ved stasjon B (noe som ofte har skjedd i tidligere tider), ville en feil eller en mistilpasning på 16 ms i den korrigerte to-veis reflekterte forplantningstid, blitt benyttet. En slik feil er ikke tolererbar ved høypresisjons, tredimensjonale seismiske nedtegninger, som vist nedenfor under henvisning til fig. 4 og 5.

Fig. 3 viser strålemønstrene tilknyttet refleksjoner fra flate og uregelmessige diskontinuiteter. Et forsknings-skip 16 som beveger seg langs overflaten 10 i vannmengden 12, trekker en seismisk kabel 18 av en ønsket type gjennom vannet 12 fra trekk-kabelen 20 som er festet til kabel-trommelen 22 montert akter på skipet. Den seismiske kabel 18 omfatter mottagere eller hydrofoner som er posisjonert ved mottagerpunkter RI, R2, R3, R4,...,Rn, langs kabelen. En kilde S for akustiske bølger, slik som en rekke med luft-kanoner, er anbragt ved et kildepunkt bak akterstevnen på skipet 16. Instrumenteringen (ikke vist) som er montert inne i kabinen 24, omfatter utstyr for periodisk avfyring av kildene for å generere et akustisk bølgefelt. Velkjente anordninger er benyttet for å opptegne refleksjoner av det akustiske bølgefelt fra såvel diskrete diskontinuiteter i vannmassene som fra jordlag (ikke vist i fig. 3) under sjøbunnen 13 som detekteres av mottagerne. Under drift beveger skipet 16 seg langs en bestemt undersøkelsestrasé, og den akustiske kilden S avfyres for hver 26,6 meter. De nedtegnede data innsamles deretter ved opptegning i flere spor sentrert omkring et null-spor uten sideforskyvning, på en måte som er vel kjent innenfor denne teknikken.

Antas nå en praktisk talt flat, akustisk overflate, slik som f.eks. en diskontinuitet 26 i vannet, vil RMS-hastigheten i materialet over denne overflaten måles ved hjelp av en X<2> - T<2> analyse som nevnt ovenfor. En diskret akustisk diskontinuitet 26, i vannmassen 12, er vist i fig.

3 som en stiplet linje, og den diskrete diskontinuiteten kan være forårsaket av ulik tetthet eller ulik grad av salt-innhold i de to vannlagene. En virtuell mottager med null sideforskyvning antas å befinne seg ved stedet Ro. De reflekterte strålemønstrene fra kilden S til mottagerne Ro, RI og R4 er vist som skrånende linjer 25 og 25' med lange avbrudte streker. Hastigheten beregnes fra den målte to-veis refleksjonstid til diskontinuiteten 26 under bruk av ligningen som er vist på tegningen. To er to-veis tiden til mottageren Ro med null forskyvning, mens Tx er to-veis reflektert forplantningstid den reflekterte bølge til mottageren R4, mens X er avstanden mellom Ro og R4. Det bør ikke være behov for å forklare teorien for den geometriske konstruksjonen nærmere, da dette materiale er lett til-gjengelig fra standardverk i form av lærebøker innenfor geofysikk.

Diskontinuiteten 26 i vannet er flat. Strålemønstrene S-IP1-R1 samt S-IP2-R4 er fullstendig forutsigelige, og en hastighetsberegning er gyldig. Dette er imidlertid ikke tilfelle for en skrånende eller ujevn overflate, slik som for sjøbunnen 13. Et strålemønster 27 (korte stiplede linjer) fra S til IP1 avsluttes ved R3 i steden for RI på grunn av den skrånende overflate ved sjøbunnen ved punktet IP1. Strålemønsteret 27' fra S som faller inn mot den bakover skrånende sjøbunnen 13 ved IP2, spres tilbake til en posisjon som ikke er forutsigbar. På grunn av denne uforut-sigelige spredning, er det vanligvis umulig å utlede vannhastigheten fra refleksjoner fra sjøbunnen der hvor denne er ujevn.

Vannhastigheten nær overflaten kan fastlegges fra vannrefleksjoner som følger de direkte veiene 29 og 29', ved å måle tidsdifferansen mellom to mottagere som befinner seg i en kjent avstand fra hverandre.

Ved en seismisk opptegning ved hjelp av refleksjoner, er de interessante forholdene de reflekterte data fra sjøbunnen og fra de mange jordlag under sjøbunnen. Det foreligger et tidsvindu mellom øyeblikket da kilden avfyres og tidspunktet da de ønskede refleksjoner begynner å vise seg ved retursignalet. På dypt vann kan tidsvinduet være så meget som ett sekund langt eller lenger. Signalene som opptegnes i løpet av tidsvinduet, antas å være tilfeldig støy. Støyen er forårsaket av mange kilder, omfattende selve skipet og også andre skip i området, boreplattformer og lignende. Støysignalene er rutinemessig blitt fjernet fordi man har regnet dem for å representere unyttig interferens.

Som man vil huske fra diskusjonen av fig 2b, vil anvendelse av ukorrekt vannhastighet i datareduksjons-prosessen resultere i en alvorlig mistilpasning. Fig. 4 viser en del av et seismisk tidssnitt som viser refleksjoner 15 fra bunnen av vannet og mange refleksjoner fra steder under bunnen. Som tidligere nevnt er sporene over bunn-ref leks j onene 15 sløyfet eller blanket ut. Tidsvinduet mellom avfyringsøyeblikket ved tiden 0,0 (det øvre 1,0 sekund i tidssnittet er blitt fjernet for å spare plass) og bunnrefleksjonen 15 på ca. 1,4 sekunder representerer bølgefeltets vandring gjennom vannmassen 12. Undersøkelses-traséen som opprinnelig ble avfyrt hadde gap eller åpninger ved stasjonene 106-112 og 164-184. Disse gapene ble fylt inn to måneder senere. Under bruk av tradisjonelle metoder ble samme antatte vannhastighet benyttet for datareduksjon i

begge feltundersøkelser. Mistilpasninger på omkring 12 ms ved stedet 30, er f.eks. åpenbar, noe som fører til at

refleksjoner fra flater under bunnen viser seg å bli feilaktige.

Det er funnet at vannhastigheten av ukjente grunner hadde forandret seg, mellom tidspunktet da originaltegningen og utfyllingsopptegnelsene ble utført. Ved å benytte fremgangsmåtene som er forklart nedenfor, ble kalkulasjonene av datareduksjon for å frembringe det seismiske snittet i fig. 5 foretatt på ny, hvorved kontinuiteten til de reflekterte data er blitt gjenopprettet.

Videre er det oppdaget at svake refleksjoner som skyldes variasjoner i vannmassene, er innbefattet i støyen over refleksjonene fra bunnen. Amplitudeforholdene mellom refleksjonene fra vannmassene kan være 60 dB (1000/1) under amplitudenivået til støyen. Ved nøyaktig behandling av støydempning, f.eks. ved å benytte en ettergivende slepe-kabel 20, samt ved å benytte sofistikerte hjelpemidler som automatisk forsterkningskontroll og velkjente stakke-teknikker, er det blitt mulig å avdekke de svake reflek-sjonsdataene fra vannmassene og ta dem i bruk. Dette er noe som, så vidt vites, aldri tidligere er blitt gjort innen seismisk industri.

Gjenvinning av refleksjonene mellom vannlagene krever nY/ oppfinnerisk prosesseringsteknikk som ikke tidligere er utprøvet. Fig. 6 viser endel av en vanlig innsamling etter et avfyringspunkt sentrert ved stasjon 181, fra et område nær det som er benyttet i fig. 5. Tidsvinduet mellom avfyringen av en akustisk kilde ved tiden 0,0 og ankomsten for refleksjoner 15 fra bunnen med en to-veis refleksjonstid på omkring 1,410 sekunder, representerer forplantningstiden gjennom en vannmasse slik som 12 i fig. 3. Vi ser de direkte mottatte hendelser (observasjoner) 32 som hurtig blir ned-dempet med økende avstand fra kilden. De direkte mottatte signaler blir etterfulgt av flere støypulser 34 med ukjent opprinnelse. Ved å benytte konvensjonell teknikk blir refleksjonene vanligvis dempet ned før refleksjonene fra bunnen, som vist i de tidligere figurene, fordi observa-sjonene 32 og 34 antas å være ubrukbare.

I fig. 7 er det benyttet en forsterkningsfunksjon innenfor tidsvinduet som representerer vannmassene, i et forsøk på å se refleksjoner internt mellom vannmassene som, dersom de foreligger, var antatt å være svært svake. De direkte ankomster 32 og den tilfeldige støyen overstyrer signalet. Alle de lineære anvisningene representerer støy fra ubestemt kilde. En svært svak refleksjon fremkommer ved 1,3 sekunder. Den er identifiserbar som en refleksjon på grunn av sitt hyperbolske forløp.

I fig. 8 er dataene fra fig. 7 spektralmessig ampli-tudebalansert over en begrenset del av det seismiske spektrum. De svært lave frekvenser er blitt filtrert ut. Amplituden for de høyere frekvenser opptil ca. 80 Hz er blitt ekvalisert for å tilpasses amplitudene til de lavere frekvenser ned til omkring 6 Hz. Et antall gyldige refleksjoner trer nå fram mellom tidspunktet 0,0 og refleksjonene 15 fra bunnen ved 1,410 sekunder. Fire refleksjoner ved 0,670; 0,775; 0,875 og endelig 0,940 sekunder er frem-tredende. Refleksjonene har alle et hyperbolsk forløp og ville være asymptotiske med de direkte målinger fra vannet, dersom de kunne følges så langt. Støysignalene er lineære linjestykker.

I fig. 9 er det benyttet en hyperbolsk forskyvnings-korreksjon på vannrefleksjonene, basert på RMS-signalet som vannet frembringer ved et tidssnitt som klart oppviser diskrete diskontinuiteter i vannmassen 12 ovenfor refleksjonen 15 fra bunnen. RMS-hastigheten utledet fra refleksjonene fra vannmassen ved hver vanlig avfyringspunkt-opptegnelse er innsamlet og benyttet for å kalkulere den sanne vanndybde ved det avfyringspunktet. Ved å bruke RMS-hastighet som er avledet ved hver stasjon, ble mistilpas-ningene som ble vist i fig. 4 på ny samstemt med hverandre for å frembringe det korrigerte snittet i fig. 5.

I fig. 10 er det fremstilt en analyse av hastighetsprofil avledet fra refleksjoner i vannmassene innefor området for mistilpasningen 30 i fig. 4, som ble avfyrt under den opprinnelige seismiske undersøkelse.

Fig. 11 representerer en analyse over hastighetspro-filen som fås fra de seismiske data som er innsamlet under den påfølgende utfyllende undersøkelse. En RMS-hastighets-differanse på 40 fot pr. sekund ved bunnen av vannsøylen er indikert, og dette representerer mistilpasningen på 12 ms registrert i fig. 4 under bruk av konvensjonelle frem-gangsmåter .

Det er således frembragt en fremgangsmåte for å fastlegge den virkelige vannhastighet ved hver seismisk stasjon i samband med konvensjonell seismisk profilering.

Ved en foretrukken arbeidsmetode blir det ved hver seismisk stasjon avfyrt en lydkilde for å generere et bølgefelt i en vannmengde. Refleksjoner av det akustiske bølgefelt fra diskrete diskontinuiteter i vannmassene samt refleksjoner fra bunnen og endog fra jordlag under bunnen, mottas av flere mottagere som er forskjøvet i ønskede trinn bort fra kilden. En forsterkningsfunksjon benyttes på de svake seismiske refleksjoner i tidsvinduet mellom avfyrings-tidspunktet for kilden og ankomsttiden for refleksjonene fra bunnen. De forsterkede data blir spektralmessig amplitude-balansert for å gjenvinne reflekterte bølgefelt fra diskrete diskontinuiteter innenfor en vannmengde. Ved hjelp av hastighetsanalyse av en hvilken som helst kjent type, fastlegges RMS-vannhastigheten fra data som representerer refleksjoner fra vannmassene ved hver seismisk stasjon. Under bruk av den hastigheten utledes en første modell av vannmengden i form av vannlagets tykkelse ved kilden og ved mottagerstedene. Den reflekterte forplantningstid gjennom den første modellen beregnes. Under bruk av en forutbestemt erstatningshastighet dannes nå en andre modell for forplantningstiden gjennom vannmassen som en funksjon av vannlagets tykkelse. Differensialet mellom forplantningstiden i disse to modeller benyttes som ankomsttidspunkt for de seismiske observasjoner som er tilknyttet bunnen og lagene under bunnen. En første, hyperbolsk forskyvningsfunksjon kalkuleres for den første modellen uttrykt ved RMS-hastigheten som fastlagt ovenfor og forskyvningen til de respektive mottagere. En andre, hyperbolsk forskyvningsfunksjon kalkuleres for den andre modellen uttrykt ved den forutbestemte erstatningshastighet og forskyvningen i avstand. Tidsdifferansen mellom de første og andre hyperbolske forskyvningsfunksjoner måles, og benyttes på forplantningstidene for refleksjonen i den andre modellen.

Claims (7)

1. Fremgangsmåte for å korrigere feilaktige ankomsttider for seismiske observasjoner i forbindelse med en seismisk undersøkelse i marine omgivelser, særlig i tilknytning til jordlag under sjøbunnen og hvor de feilaktige ankomsttider skyldes en ujevn sjøbunn og/eller variasjoner i vannhastigheten , karakterisert ved følgende trinn: - generering av et akustisk bølgefelt i en vannmengde fra et kildepunkt, - detektering av refleksjoner av dette akustiske bølgefelt fra diskrete diskontinuiteter i vannmengden ved et mottager-punkt som er forskjøvet en forutbestemt avstand bort fra kildepunktet, - kalkulering av RMS-hastigheten som en funksjon av tykkelsen på vannlaget ved kilde- og mottagerpunktene ved å benytte de detekterte refleksjoner, og beregning av bølge-feltets forplantningstid gjennom vannmengden, ved bruk av den kalkulerte RMS-hastighet, for utledning av en første modell av vannmengden; - utforming av en andre modell av vannmengden uttrykt ved en forutbestemt, midlere erstatningshastighet som en funksjon av vanntykkelsen ved kilde- og mottagerpunktene, og beregning av bølgefeltets forplantningstid gjennom den andre modellen ved å benytte den nevnte erstatningshastighet; - kalkulering av forplantningstids-forskjellen mellom den første og den andre modellen og anvendelse av denne tids-dif f eransen på ankomsttidene for de seismiske observasjoner angående de nevnte jordlag.

2. Fremgangsmåte ifølge krav l, karakterisert ved at trinnet med kalkulering videre er karakterisert av følgende trinn: - kalkulering av første og andre hyperbolske tidsfor-skyvningsfunksjoner for henholdsvis første og andre modell uttrykt ved forskyvningsavstanden mellom kilde- og mottagerpunkter; - måling av tidsdifferansen mellom første og andre hyperbolske forskyvningstids-funksj oner; - tilforordning av den målte tidsdifferanse og bølgefeltets forplantningstid for den andre modellen for å danne en erstatningstid; og - anvendelse av erstatningstiden på ankomsttidspunktene for de seismiske observasjoner som er tilknyttet de nevnte jordlag.

3. Fremgangsmåte ifølge krav l, karakterisert ved at trinnen med generering, detektering, utledning, utforming, og anvendelse repeteres for flere kildepunkter og flere mottagerpunkter langs en undersøkelsestrasé.

4. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert ved at kilde- og mottagerpunktene blir plassert sammen med kilde- og mottagerpunktene benyttet for å profilere refleksjonene fra jordlagene .

5. Fremgangsmåte ifølge et av de foregående krav for å modellere en RMS-hastighetsprofil for en vannmasse for anvendelse i datareduksjon, basert på data innsamlet fra et seismisk undersøkelsesskip i bevegelse, karakterisert ved følgende trinn: - etablering av et kildepunkt; - etablering av flere mottagerpunkter; - generering av et akustisk bølgefelt ved avfyring av en akustisk kilde ved kildepunktet; - mottagning og opptegning av ankommende refleksjoner som skriver seg fra bunnen og seismiske signaler som skriver seg fra vannmassen, ved hvert motagerpunkt; - definering av et tidsvindu mellom avfyringsøyeblikket til kilden og mottagelsen av refleksjoner fra bunnen; - forsterkning for kondisjonering av de seismiske signaler som skriver seg fra vannmassen, innenfor tidsvinduet, ved å benytte en automatisk spenningsstyrings-funksjon med forutbestemte karakteristikker; - spektralmessig amplitude-balansering av de forsterkede, kondisjonerte seismiske signaler for å avdekke reflekterte datasignaler fra det indreav vannmengden; -prosessering av de avdekkede, reflekterte datasignaler fra det indre av vannmengden for å utlede RMS-hastigheten til vannmassene; og - fremvisning av de avdekkede refleksjoner av datasignaler som skriver seg fra det indre av vannmassene, som en kontinuerlig profil.

6. Fremgangsmåte ifølge krav 5, karakterisert ved at mottagerpunktene er i alt vesentlig lineært fordelt i forhold til kildepunktet.

7. Fremgangsmåte ifølge krav 5, karakterisert ved at det samtidig opptegnes akustiske refleksjoner fra jordlag under sjøbunnen.