DE4118772A1 - Verfahren zur korrektur maritimer seismischer daten aufgrund von geschwindigkeitsunterschieden einer meeresstroemung - Google Patents

Description

Die Erfindung betrifft ein Verfahren zur Korrektur der Laufzeiten seismischer Signale, die entlang einer Vermessungsstrecke in oder aus einer Wassermasse, insbesondere dem offenen Ozean, gesammelt werden, um Unregelmäßigkeiten des Gewässerbodens auch bei Anwesenheit von räumlichen und zeitlichen dynamischen Änderungen der physikalischen Eigenschaften der Wassermasse zu kompensieren.

Die Schallgeschwindigkeit von Meerwasser liegt nahe der Oberfläche und für eine bestimmte Mischgeschwindigkeit bei etwa 1540 Metern pro Sekunde (m/s). Darunter fällt die Schallgeschwindigkeit ab auf einen Mittelwert von etwa 1500 m/s. Die Schallgeschwindigkeit innerhalb der Erdschichten unter dem Meeresboden liegt in der Größenordnung von 2000 bis 3500 m/s, abhängig von der Fels- oder Bodenformation.

In der vorliegenden Beschreibung ersetzt der Begriff "Wassergeschwindigkeit" den Inhalt des Ausdrucks "die Geschwindigkeit einer akustischen Schallwelle, die sich in und durch eine Wassermasse ausbreitet". Der Ausdruck "Wassergeschwindigkeit" meint damit nicht die Geschwindigkeit eines Wasservolumenelements, das sich als Teil einer Meeresströmung, beispielsweise des Golfstroms, vorwärts bewegt.

Aus bestimmten Gründen werden maritime seismische Daten als Aufzeichnungen auf einer Zeitskala entlang einer Vermessungslinie oder -strecke als Zweiweg- Reflexionslaufzeiten für Erdschichten unter dem Meeresboden gegenüber seitlichen abgetrennten Bereichen aufgezeichnet. Schichtdickenänderungen zwischen solchen seitlichen Begrenzungen verursachen eine fehlerhafte Laufzeitdifferenz für die Ankunft- oder Eintreffzeiten bezüglich Schichten unter einer darüberliegenden Schicht. Solange die Laufzeitdifferenz zwischen den Schichten gering ist, wirkt sich die Zeitfehleranomalie nur unbedeutend bis gering aus. Auf See ist die Wassergeschwindigkeit viel geringer als die Formationsgeschwindigkeit. Der Effekt von rauhem Meeresboden ist der, daß die Reflexionslaufzeiten bezüglich der Erdschichten unter dem Meeresboden verzerrt werden, so daß sie ungefähr ein Profil des Meeresbodens widerspiegeln. Ein Weg, um die Reflexionszeitdaten zu korrigieren, ist die Anwendung einer sogenannten Schichtersatztechnik. Dieses Verfahren beinhaltet eine Art statischer Korrektur, die darin besteht, daß die Reflexionsankunftszeiten bestimmt werden, die für eine flache Ebene zu beobachten wären, ohne störende Zwischenschichten unterschiedlicher Schallgeschwindigkeit, wie z. B. Wasser. Die Anwendung dieses Korrekturverfahrens erfordert daher eine genaue Kenntnis der Wassertiefe oder Schichtdicke für jedes Station oder jeden Abschnitt und erfordert weiterhin eine genaue Kenntnis der Wassergeschwindigkeit.

Bisher ist es üblich, die Wasserschichtdicke an jeder seismischen Station entlang einer Vermessungsstrecke mit einem Fathometer, also einem Tiefenmeßgerät, zu bestimmen, wobei eine konstante Wassergeschwindigkeit von beispielsweise 1500 m/s oder etwa 5000 Fuß pro Sekunde zugrunde gelegt wird, abhängig von den jeweils gewünschten Meßeinheiten. Alle nachfolgenden Berechnungsschritte zur Reduktion der seismischen Daten beziehen sich dann auf diese Tiefenmessung.

Ein grundsätzlicher Fehler dieser zeitbezogenen Korrekturmethode beruht jedoch auf der Tatsache, daß die Wassergeschwindigkeit für ein bestimmtes Vermessungsgebiet in aller Regel überhaupt nicht konstant ist. Vielmehr ändert sich die Wassergeschwindigkeit nicht nur in seitlicher Richtung innerhalb eines bestimmten Gebiets, sondern dazu auch zeitabhängig aufgrund von Strömungsverschiebungen und Wirbeln. Für den Golf von Mexiko beispielsweise wurden Geschwindigkeitsänderungen zwischen Sommer und Herbst zwischen 40 m/s in einer Tiefe von 500 m gemessen. Als Konsequenz daraus ergaben sich für sich überschneidende bzw. deckungsgleiche seismische Vermessungslinien, die zu unterschiedlichen Jahreszeiten aufgenommen wurden, beachtliche Datenabweichungen, die von 12 bis 20 Millisekunden (ms) betragen können, wenn Korrekturen für veränderliche Wassertiefe vorgenommen werden und dabei die als konstant angenommene durchschnittliche Wassergeschwindigkeit zugrunde gelegt wird.

Die oben definierte Wassergeschwindigkeit ist eine Funktion des Salzgehalts, der Dichte, des Drucks und der Temperatur. Es ist bekannt, daß sich bei Meerwasser Schichtungen deutlich unterscheiden lassen. Herkömmlicherweise wird die Wassergeschwindigkeit aus Informationen errechnet, die mittels eines Bathythermographen und einer Nansen-Flasche gewonnen werden. Mit diesen Daten wird eine Gleichung für die Wassergeschwindigkeit als Funktion der Tiefe bestimmt, wie es beispielsweise durch R. E. Sheriff auf Seite 270 von Encyclopedic Dictionary of Exploration Geophysics beschrieben ist. Auch das Bissett- Berman SVDT-System wurde eingesetzt, um ein kontinuierliches Geschwindigkeits- Temperatur-Profil der Wassermasse zu gewinnen. Ozeanographische Stationen sind jedoch im allgemeinen mehrere 10 Meilen voneinander entfernt. Für ozeanographische Messungen werden die Instrumente an Halteleinen bzw. Meßleitungen fixiert, die viele 1000 Meter lang sein können. Das ozeanographische Vermessungsschiff muß sich dazu einen oder mehrere Tage im Bereich der Vermessungsstation aufhalten, um einen einzigen Wurf, also einen einzigen Meßvorgang, auszuführen. Die üblicherweise angenommene konstante Wassergeschwindigkeit beruht daher auf einem einfachen abgerundeten Annahmewert, der aus einem mehr oder weniger weltweit zusammengetragenen Mittelwert von Daten unterschiedlichster Meßpunkte bestimmt wurde, die räumlich und hinsichtlich der Meßzeit auch jahreszeitlich weit auseinander liegen.

Seismischen Explorationsunternehmen, die vorwiegend in Küstennähe arbeiten, ist durchweg vorzuhalten, daß sie Änderungen der Wassergeschwindigkeit als Funktion der Tiefe, des Orts und der Jahreszeit bei der Bestimmung ihrer Meßergebnisse bisher unberücksichtigt lassen. Sofern solche Ergebnisse aus flachen Gewässern und mehr oder weniger flachen Meeresböden stammen, sind keine Beanstandungen zu erheben. Je mehr die Exploration in tiefere Gewässer, insbesondere bis zu mehreren 1000 Metern Tiefe, fortschreitet, ergeben sich aus der seitlich und zeitlich unterschiedlichen Wassergeschwindigkeit erhebliche Probleme. Eine Mannschaft, die auf kommerzieller Basis mit geophysikalischen Explorationen beauftragt ist und von der pro Tag die Vermessung hunderter von Stationen erwartet wird, ist nicht in der Lage, die erwähnten zeitaufwendigen ozeanographischen Einzelmessungen an jeder Station durchzuführen.

Geht man von einem flachen Meeresboden aus, so ist die RMS-Geschwindigkeit (RMS=Roote Mean Square=quadratischer Mittelwert oder Effektivwert) der Wassermasse aus den seismischen Daten selbst bestimmbar, d. h. aus den Meeresbodenreflexionen über das "Medium" einer X²-T²-Analyse, wie sie in der oben erwähnten Abhandlung von Sheriff auf Seite 282 beschrieben ist. Diese Idealsituation eines flachen Meeresbodens jedoch ist eher die Ausnahme als die Regel. In tiefen Gewässern ist der Meeresboden im allgemeinen viel zu unregelmäßig, um für eine Geschwindigkeitsbestimmung der darüberliegenden Wassermasse als Bezugsbasis dienen zu können.

Die hier beschriebene Erfindung macht sich die Entdeckung zunutze, daß sich bei sorgfältiger Beobachtung und Justierung der Meßinstrumente und einer sorgfältigen Rauschsignalüberwachung bzw. -unterdrückung für das betreffende Beobachtungsfeld bei Anwendung einer bestimmten neuartigen Verarbeitung der Daten Diskontinuitäten innerhalb der Wassermasse selbst beobachten und als Reflexionen aufzeichnen lassen. Aus solchen Reflexionen lassen sich dann akustische Eigenschaften der Wassermasse bei jeder seismischen Station messen bzw. bestimmen zusammen mit dem Sammeln der üblichen seismischen Reflexionsdaten der Erdschichten unterhalb des Meeresbodens. Durch die Auswertung schwacher Datensignale, die während des Zeitfensters zwischen dem Zeitpunkt des Schusses und der Ankunft der Meeresbodenreflexion aufgezeichnet werden, lassen sich überraschende Aussagen gewinnen. Solche schwachen Datensignale in dem genannten Zeitfenster wurden bisher als Störgeräusch unberücksichtigt gelassen, weil wertvoller Informationsinhalt in dieser Art Daten nicht vermutet bzw. nicht erkannt worden ist.

Mit der vorliegenden Erfindung wird erstmals ein Verfahren zur Korrektur erratischer Ankunftszeiten seismischer Ereignisse zu Verfügung gestellt, die von Erdschichten unter dem Meeresboden reflektiert sind, wobei sich die erratischen Ankunftszeiten durch Wassergeschwindigkeitsänderungen und einer rauhen Topographie des Meeresbodens ergeben. Gemäß dem Verfahren wird ein akustisches Wellenfeld an einem Quellenpunkt innerhalb der Wassermasse erzeugt. Die Reflexionen des Wellenfelds von Diskontinuitäten in der Wassermasse werden an einem oder mehreren Empfängerpunkten detektiert. Die so festgestellten Reflexionen werden verarbeitet, um ein erstes Modell der akustischen Geschwindigkeitsverteilung als Funktion der Wasserdicke an der Schallquelle bzw. an dem oder den Empfängerpunkt(en) zu gewinnen. Unter Verwendung der so abgeleiteten Geschwindigkeit wird dann über das erste Modell die Laufzeit des Wellenfelds errechnet. Sodann wird ein zweites Modell der Wassermasse als Zusammenhang einer bestimmten vorgewählten Ersatzgeschwindigkeit als Funktion der Wasserschichtdicke an der Schallquelle bzw. an dem oder den Empfangspunkt(en). Unter Benutzung der Ersatzgeschwindigkeit wird dann die Wellenfeld-Laufzeit für ein zweites Modell errechnet. Die Laufzeitdifferenz zwischen den beiden Modellen wird sodann auf die Ankunftzeiten der seismischen Ereignisse angewendet, die den Erdschichten unter dem Meeresboden zuzuordnen sind.

Gemäß einer Abwandlung des Erfindungsgedankens werden erste und zweite hyperbolische Funktionen des hinlaufenden Wellenfelds für das erste und zweite Modell, bezogen auf den Versatzabstand zwischen der Quelle und dem oder den Empfängerpunkt(en) errechnet. Die Zeitdifferenz zwischen der ersten und der zweiten hyperbolischen Funktion wird gemessen und auf die Laufzeit des Wellenfelds des zweiten Modell angewendet, um eine Ersatzzeit zu gewinnen, die in die Berechnung der Ankunftzeiten der seismischen Ereignisse eingeht.

Die Erfindung und weitere Vorteile und Einzelheiten derselben werden nachfolgend unter Bezug auf die Zeichnung anhand eines Durchführungsbeispiels beschrieben. Es zeigt:

Fig. 1 einen Ausschnitt eines seismischen Tiefseelaufzeitdiagramms;

Fig. 2A eine schematische Querschnittdarstellung eines Meeresbodenabschnitts mit einer darunterliegenden flachen Erdschicht;

Fig. 2B eine Zeitskaladarstellung für das anhand von Fig. 2A zugrunde gelegte Beispiel;

Fig. 3 den Strahlenverlauf von einer seismischen Quelle zu seismischen Empfängern bei Reflexionen von einer Diskontinuität in der Wassermasse sowie bei unregelmäßigem Meeresboden;

Fig. 4 einen Ausschnitt eines seismischen Profils mit Verdeutlichung der Unterschiede zwischen seismischen Daten, die zu verschiedenen Jahreszeiten gewonnen wurden;

Fig. 5 den Ausschnitt des seismischen Profils von Fig. 4 bei Korrektur der Unterschiede mittels des hier beschriebenen Verfahrens;

Fig. 6 einen Ausschnitt eines Datenprofils an einem gemeinsamen Datensammelpunkt;

Fig. 7 das Datenprofil von Fig. 6 bei erfindungsgemäßer Anwendung einer Verstärkungsfunktion;

Fig. 8 das Datenprofil der Fig. 7 nach Spektralamplitudenabgleich;

Fig. 9 das Datenprofil der Fig. 8 nach Anwendung der Korrektur mittels Hyperbelfunktion für die auslaufende Welle mit Verdeutlichung von Reflexionen innerhalb der Wassermasse;

Fig. 10 das Ergebnis einer Geschwindigkeitsanalyse aufgrund von Reflexionen an Diskontinuitäten innerhalb der Wassermasse im Bereich des Ausschnitts der Fig. 4 während einer ersten Vermessung; und

Fig. 11 das Diagramm einer Geschwindigkeitsanalyse aus den Daten eines weiteren ergänzenden Meßgangs.

Die folgenden auf die Fig. 1 bis 3 bezogenen Abschnitte sollen dem Nichtspezialisten zur Einführung bzw. Hinführung auf den Erfindungsgegenstand dienen.

Fig. 1 zeigt ein übliches seismisches Reflexions-Zeit-Diagramm für einen Abschnitt entlang einer Meßstrecke in Tiefwasser im Golf von Mexiko. Auf der X- Achse ist der seitliche Abstand einzelner Stations- oder Meßpunkte aufgetragen. Auf der Y-Achse dagegen sind die Ergebnisse der Laufzeitmessung bei Doppelwegreflexion aufgetragen. Der Meeresboden, angedeutet durch die Grundreflexionslinie 15, ist als relativ rauh erkennbar. Die Reflexionen von tieferen Erdschichten spiegeln teilweise Irregularitäten des Meeresbodens wider; sie erscheinen als strukturelle Anomalien, die jedoch nicht unbedingt vorhanden sein müssen. Hierzu ist zu beachten, daß die seismischen Spuren oberhalb der Grundreflexion relativ ruhig bzw. gleichmäßig sind mit Ausnahme von einigem Rauschen niedriger Amplitude. Die Darstellung zeigt nur einen Teil des Ausschnitts von 0,6 bis 2,0 s. Wie bereits erwähnt, läßt sich die Geschwindigkeit der Wassermasse aufgrund der Meeresbodenreflexion, wenn der Meeresboden abfällt oder rauh ist, nicht berechnen.

Der Grund für die offensichtliche Verzerrung der Unterbodenreflexionen wird nachfolgend unter Bezug auf die Fig. 2A und 2B erläutert. Fig. 2A veranschaulicht schematisch den Querschnitt des Meeresbodens mit einer darunterliegenden flachen Erdschicht. Eine Wassermasse 12 mit der Wasseroberfläche 10 überlagert einen rauhen Grund oder Meeresboden 13. Die flache, unter dem Meeresboden liegende Erdschicht ist mit Bezugshinweis 14 angegeben. Die Tiefenangaben sind in Metern (m). Mit A bzw. B sind die Orte seismischer Stationen bezeichnet. Die Wassertiefe bei der Station A beträgt 350 m und bei der Station B 500 m. Die Erdschicht 14 liegt 800 m unter der Wasseroberfläche 10. Die Wassergeschwindigkeit wird zu 1500 m/ angenommen, während für die Formationsgeschwindigkeit 3500 m/s angesetzt werden.

Fig. 2B verdeutlicht eine Laufzeitskala oder ein Laufzeitprofil für den in Fig. 2A angegebenen Ausschnitt. Auf der Vertikalkoordinate ist die Doppelweg-Reflexionssignal- Laufzeit in Millisekunden (ms) zum Meeresboden 13 bzw. zur darunterliegenden Erdschicht 14 (vgl. Fig. 2A) verdeutlicht, jetzt wiedergegeben als Reflexionseintreff- oder -ankunftzeiten 15 bzw. 17. Die Hin- und Her- bzw. Doppellaufzeit durch die Wassermasse 12 für die Station A beträgt 466 ms unter der Annahme, daß keine Null-Offset-Daten zu berücksichtigen sind. Die Laufzeit zwischen dem Reflexionspunkt 15 am Wasserboden und der Erdschichtreflexionsstelle 17 beträgt 257 ms, woraus sich eine gesamte Reflexionslaufzeit von 723 ms ergibt. Für die Station B liegen die entsprechenden Laufzeiten bei 666 ms bzw. 171 ms, d. h. die gesamte Laufzeit für die Station B beträgt 837 ms. Der dargestellte Zeitausschnitt zeigt eine Fehl- oder Falschzeitdifferenz von 114 ms zwischen den Stationen A und B für die Reflexion an der Schicht 17 und dies spiegelt in etwa das Profil des Meeresbodens wider.

Die Verzerrung läßt sich durch die oben erwähnte Technik des Schichtaustausches korrigieren. Dazu wird die Differenz der Wassertiefen an der Station A bzw. B mit dem Reziproken der Wassergeschwindigkeit minus dem Reziproken der Formationsgeschwindigkeit multipliziert, d. h. für das obige Beispiel:

150({1/1500}-{1/3500})=114 ms.

Diese Zeitdifferenz wird auf die Rohwerte der Laufzeiten angewendet, um die gewünschten korrigierten Laufzeiten zu erhalten.

Die Gültigkeit der oben erläuterten Berechnungen hängt jedoch von der richtigen Geschwindigkeit innerhalb bzw. durch die Wasserschicht ab. Es sei für einen Augenblick angenommen, daß die Stationen A bzw. B zu verschiedenen Jahreszeiten besetzt und daß zwischen den einzelnen Meßaufnahmen ein "vagabundierender" Wirbelstrom den Bereich unter der Station erreicht hat. Für das Wasser in einer solchen Wirbelströmung ergibt sich eine tatsächliche Schallgeschwindigkeit von 1540 m/s anstelle des angenommenen Werts von 1500 m/s. Nimmt der Geophysiker (wie in der Vergangenheit stets der Fall) einen konstanten Geschwindigkeitswert von 1500 m/s an beiden Stationen anstelle des tatsächlichen Geschwindigkeitswerts von 1540 m/s an der Station B an, so wäre ein Fehler von 16 ms für den korrigierten Wert der Doppelweg-Reflexionslaufzeit unberücksichtigt geblieben. Für eine hochgenaue 3-D-seismische Vermessung ist ein solcher Fehler nicht tolerabel, wie sich anhand der späteren Erläuterung der Fig. 4 und 5 zeigen wird.

Die Fig. 3 verdeutlicht die den Reflexionen von flachen bzw. unregelmäßigen Diskontinuitäten zugeordneten Strahlenwege. Ein seismisches Vermessungsschiff 16, das entlang der Oberfläche 10 einer Wassermasse 12 fährt, zieht ein Streamer-Kabel 18 eines gewünschten Typs mittels eines Schleppkabels 20 durch das Wasser 12. Das Kabel 20 läuft von einer Kabeltrommel 22 am Heck des Schiffs ab. Das Streamer-Kabel 18 enthält Empfänger oder Hydrophone, die an bestimmten Empfängerpunkten R1, R2, R3, R4, . . ., Rn entlang des Kabels positioniert sind. Eine Quelle S zur Auslösung einer akustischen Schallwelle, etwa eine Anordnung von Druckluftkanonen, ist an einem Quellenpunkt hinter dem Heck des Schiffs 16 positioniert. Über eine in der Schiffskabine 24 untergebrachte Instrumentierung (nicht gezeigt) läßt sich die Quelle S periodisch abfeuern, um auf diese Weise ein akustisches Wellenfeld zu erzeugen. Das von diskreten Diskontinuitäten in der Wassermasse und von (in Fig. 3 nicht gezeigten) Erdschichten unter dem Meeresboden 13 reflektierte und durch die Empfänger aufgefangene akustische Wellenfeld wird in bekannter Weise aufgezeichnet. Während des Aufzeichnungsbetriebs bewegt sich das Schiff 16 entlang einer festgelegten Vermessungslinie und die akustische Schallquelle S wird alle 26,6 m ausgelöst. Die aufgezeichneten Daten werden später vielspurig in bekannter Weise zusammengesetzt, zentriert um eine Spur mit Null-Offset.

Wird eine im wesentlichen flache akustische Zwischenfläche, etwa eine typische Wasserdiskontinuität 26 angenommen, so läßt sich die RMS-Geschwindigkeit im Material oberhalb der Zwischenfläche mittels der zuvor erwähnten (X²-T²)-Analyse messen. Die diskrete akustische Diskontinuität 26 innerhalb der Wassermasse 12 ist in Fig. 3 durch eine gestrichelte Linie veranschaulicht. Eine solche diskrete Diskontinuität könnte beispielsweise verursacht sein durch unterschiedliche Dichten oder durch unterschiedliche Salzgehalte zwischen zwei Wasserschichten. Ein virtueller Empfänger mit Null-Offset wird für die Stelle oder Position R0 angenommen. Die reflektierten Strahlenwege von der Quelle S zu den Empfängern R0, R1 und R4 sind als schräge langgestrichelte Linien 25 und 25′ angedeutet. Die Geschwindigkeit wird aus den gemessenen Doppelwegreflexionslaufzeiten bis zur Diskontinuität 26 unter Anwendung der in der Zeichnung der Fig. 3 angegebenen Gleichung errechnet. Dabei bezeichnet T₀ die Doppelweglaufzeit für den Null-Offset-Empfänger R0, T_x die dopppelwegreflektierte Laufzeit zum Empfänger R4 und X die Distanz zwischen R0 und R4. Weitere Erläuterungen zur Theorie der veranschaulichten geometrischen Konstruktion erscheinen als entbehrlich, da solches Material in Standardbüchern über Geophysik zur Verfügung steht.

Die Wasserdiskontinuität 26 wird als flach angenommen. Die Strahlenwege S- IP1-R1 und S-IP2-R4 sind genau bestimmbar und eine Geschwindigkeitsbestimmung ist gültig. Dies gilt jedoch nicht für eine abfallende oder rauhe Zwischenfläche, etwa für den Meeresboden 13. Ein Strahlenweg 27 (kurze Striche) von S zu IP1 endet aufgrund der abfallenden Oberfläche des Meeresbodens bei IP1 bei R3 anstelle von R1. Der Strahlenweg 27′ andererseits von S, der auf die aufsteigende Neigung des Meeresbodens 13 bei IP2 auftrifft, wird auf eine unbestimmbare Position zurückgestreut. Wegen dieser unbestimmbaren Rückstreuung ist es normalerweise nicht möglich, die Wassergeschwindigkeit bei rauhem Boden aus den Wasserbodenreflexionen zu bestimmen.

Die Wassergeschwindigkeit in der Nähe der Oberfläche läßt sich aus den Signalen bestimmen, die über die direkten Wege 29 und 29′ eintreffen durch Messung der Zeitdifferenz zwischen zwei Empfängern, deren gegenseitiger Abstand bekannt ist.

Für die seismische Reflexionsvermessung sind die Reflexionsdaten vom Meeresboden und von den vielen darunterliegenden Erdschichten von Interesse. Dazu existiert ein Zeitfenster zwischen dem Augenblick der Auslösung oder Abfeuerung der Quelle und dem Zeitpunkt, zu dem die gewünschten reflektierten Antwortsignale einzutreffen beginnen. In tieferen Gewässern kann das Zeitfenster 1 s oder länger sein. Die während dieses Zeitfensters aufgezeichneten Signale werden normalerweise als Zufallsrauschen behandelt. Dieses Rauschen beruht auf vielen Quellen einschließlich des Schiffs selbst als auch auf den Geräuschen, die von anderen Schiffen in der Umgebung, von Bohrinseln und dergleichen verursacht werden. Diese Rauschsignale werden routinemäßig ausgeblendet und als nutzlöse Störung behandelt.

Wie sich oben anhand der Diskussion der Fig. 2B zeigte, führt eine unrichtig angesetzte Wassergeschwindigkeit beim Prozeß der Datenreduktion jedoch zu einem erheblichen Fehler. Fig. 4 zeigt einen Teil eines seismischen Zeitabschnitts mit der Bodenreflexion 15 und vielen Unterbodenreflexionen. Wie zuvor erwähnt, werden die Spuren oberhalb der Bodenreflexion 15 ausgeblendet oder maskiert. Das Zeitfenster zwischen dem Auslösezeitpunkt zur Zeit 0,0 (die oberste 1,0 Sekunde des Abschnitts wurde aus Platzgründen abgetrennt) und der Bodenreflexion 15 bei etwa 1,4 Sekunden entspricht der Wellenfeldlaufzeit durch die Wassermasse 12. Die Vermessungslinie aufgrund des ursprünglichen Schusses zeigt Lücken bei den Stationen 106 bis 112 und 164 bis 184. Diese Lücken wurden zwei Monate später gefüllt. Bei Anwendung herkömmlicher Methoden wurde die gleiche Wassergeschwindigkeit angenommen und zur Datenreduktion bei beiden Missionen verwendet. Ein Versatz oder Fehler von etwa 12 ms, beispielsweise bei der Position 30, ist unverkennbar, d. h. die Unterbodenreflexionen erscheinen als fehlerhaft.

Nun wurde jedoch festgestellt, daß sich die Wassergeschwindigkeit aus unbekannten Gründen zwischen den ersten und der für die Nachmessung bestimmten Überwachungsmission geändert hatte. Bei Anwendung der zu beschreibenden Methode wurden die Datenreduktionsberechnungen nachberechnet, um den seismischen Abschnitt der Fig. 5 zu erzeugen, bei dem ersichtlicherweise die Kontinuität der Reflexionsdaten wieder hergestellt ist.

Voraussetzung dafür war die Feststellung, daß in den Rauschsignalen der Reflexionen von oberhalb des Wasserbodens schwache Reflexionsereignisse eingebettet sind, die aus der Intra-Wassermasse stammen. Der Amplitudenpegel der Reflexionen aus der Wassermasse kann um 60 dB (1000 : 1) unter dem Amplitudenpegel des Rauschens liegen. Durch sorgfältige Beachtung des "Rauschniederschlags", etwa durch Verwendung eines elastischen Zugkabels 20, und durch vorsichtige Anwendung von AGC- und Mehrfach-Stapeltechniken ist es gelungen, die schwachen Reflexionsdaten aus der Wassermasse für eine nutzvolle Auswertung zurückzugewinnen bzw. zu extrahieren. Soweit bekannt wurde ein solches oder ähnliches Verfahren bei der kommerziellen seismischen Vermessung noch nie angewendet.

Die Rückgewinnung der Intra-Wassermassenreflexionen erfordert eine neuartige Verarbeitungstechnik. Die Fig. 6 zeigt einen Ausschnitt einer Schallauswertung, bezogen auf einen gemeinsamen Schallereignispunkt, dessen Zentrum bei der Station 181 liegt und für einen Bereich in der Nähe desjenigen der Fig. 5. Das Zeitfenster zwischen dem Abfeuern einer akustischen Quelle zum Zeitpunkt 0,0 und dem Eintreffen der Bodenreflexion 15 für eine Doppelwegreflexionszeit von etwa 1,410 s entspricht der Laufzeit durch eine Wassermasse, etwa die Wassermasse 12 in Fig. 3. Die Fig. 6 läßt erkennen, daß die direkt eintreffenden Ereignisse 32 mit zunehmender Entfernung von der Quelle rasch abklingen. Den unmittelbar eintreffenden Ereignissen folgen mehrere Rausch-Bursts 34 unbekannten Ursprungs. Entsprechend herkömmlicher Praxis werden die Spuren, welche den Bodenreflexionen vorausgehen, üblicherweise ausgeblendet, wie anhand der vorherigen Figuren erläutert wurde, da die Ereignisse 32 und 34 als nutzlos oder unbrauchbar angesehen werden.

Bei der Darstellung der Fig. 7 wurde innerhalb des für die Wassermasse maßgeblichen Zeitfensters eine Verstärkungsfunktion angewendet mit dem Ziel, Intra- Wassermassenreflexionen sichtbar zu machen, die, soweit vorhanden, als sehr schwach anzunehmen waren. Die direkt eintreffenden Ereignisse 32 sowie das Zufallsrauschen sind überverstärkt. Alle linearen Ausrichtungen beziehen sich auf das Rauschen von unbestimmter Quelle. Eine sehr schwache Reflexion erscheint bei 1,3 s. Sie ist aufgrund ihrer hyperbolischen Krümmung als Reflexion identifizierbar.

Die Darstellung der Fig. 8 zeigt wiederum die Daten der Fig. 7 nach einem spektralen Amplitudenabgleich über einen begrenzten Bereich des seismischen Spektrums. Die sehr niedrigen Frequenzen wurden ausgefiltert. Die Amplituden der höheren Frequenzen bis zu etwa 80 Hz wurden auf die Amplituden der niederen Frequenzen bis hinunter zu etwa 6 Hz egalisiert. Eine Anzahl von gültigen Reflexionen erscheint nun deutlich zwischen der Zeit 0,0 und der Bodenreflexion 15 bei 1,410 s. Vier Reflexionen bei 0,670, bei 0,775, bei 0,875 und bei 0,940 s sind deutlich hervorstechend. Diese Reflexionen zeigen hyperbolische Krümmung und würden asymptotisch zu den auf direkter Linie durch das Wasser gehenden Ereignissen verlaufen, falls sie so weit verfolgt werden könnten. Die eintreffenden Rauschsignale zeigen eine lineare Ausrichtung.

Bei der Darstellung der Fig. 9 wurde eine hyperbolische Korrekturfunktion auf die Wasserreflexionen angewendet, basierend auf der RMS-Wassergeschwindigkeit, um einen Zeitabschnitt zu gewinnen, der klar diskrete Diskontinuitäten in der Wassermasse 12 oberhalb des Meeresbodenreflexion 15 erkennen läßt. Der aus den Wassermassenreflexionen für jeden gemeinsamen Schallereignispunkt gewonnene RMS-Geschwindigkeitswert dient zur Bestimmung der wahren Wassertiefe am Schallereignis- oder Auslösepunkt. Durch Verwendung der RMS-Geschwindigkeitswerte für jede Station ließen sich die in Fig. 4 noch erkennbaren offensichtlichen Fehler beseitigen und auf diese Weise wurde der korrigierte Vermessungsabschnitt der Fig. 5 gewonnen.

Fig. 10 verdeutlicht ein Geschwindigkeitsanalyseprofil, das aus Reflexionen innerhalb der Wassermasse im Fehlerbereich 30 der Fig. 4 stammt, aufgenommen während der ursprünglichen seismischen Vermessung.

Fig. 11 dagegen zeigt das Geschwindigkeitsanalyseprofil, gewonnen aus den während der nachträglichen Messung erhaltenen seismischen Daten. Eine RMS-Geschwindigkeitsdifferenz von 40 Fuß pro Sekunde ist im unteren Bereich der Wassersäule angedeutet, welche zu dem Fehler von 12 ms führt, der in Fig. 4 zutrage tritt bei Anwendung herkömmlicher Methoden.

Mit der Erfindung wurde also ein Verfahren zur Bestimmung der tatsächlichen Wassergeschwindigkeit an jeder seismischen Station in Verbindung mit herkömmlicher seismischer Profilerzeugung zur Verfügung gestellt.

Vorzugsweise wird zur Erzeugung eines Wellenfelds in einer Wassermasse an jeder seismischen Station eine Schallquelle gezündet. Die Reflexionen des akustischen Wellenfelds von diskreten Diskontinuitäten in der Wassermasse als auch Reflexionen vom Gewässerboden und unter dem Boden liegenden Erdschichten werden durch eine Vielzahl von Empfängern aufgefangen, die gegenüber der Quelle um festgelegte Distanzinkremente versetzt sind. Eine Verstärkerfunktion wird auf die schwachen seismischen Antwortsignale des Zeitfensters zwischen dem Auslösezeitpunkt der Schallquelle und dem Einzeltreffzeitpunkt der Bodenreflexionen angewendet. Die so verstärkten Daten werden hinsichtlich ihrer spektralen Amplituden abgeglichen, um ein reflektiertes Wellenfeld von diskreten Diskontinuitäten innerhalb der Wassermasse zu gewinnen. Durch eine Geschwindigkeitsanalyse bekannter Art wird die RMS-Wassergeschwindigkeit Für die Wassermassen-Reflexionsdaten, bezogen auf jede seismische Station, bestimmt. Bei Anwendung dieser Geschwindigkeitsanalyse wird ein erstes Modell der Wassermasse mit Bezug auf die Wasserschichtdicke an der Quelle und an den Empfängerpunkten gewonnen. Die Reflexionslaufzeit über das erste Modell wird rechnerisch bestimmt. Unter Anwendung einer bestimmten Austausch- oder Ersatzgeschwindigkeit wird ein zweites Laufzeitmodell für die Wassermasse als Funktion der Wasserschichtdicke erzeugt. Die Laufzeitdifferenz zwischen den beiden Modellen wird auf die Eintreffzeiten der auf die seismischen Ereignisse vom Boden und von den Unterbodenschichten angewendet. Sodann wird eine erste hyperbolische Funktion für die auslaufende Schallfront für das erste Modell bezüglich der RMS-Geschwindigkeitswerte wie oben erläutert und der Offset-Distanz der jeweiligen Empfänger errechnet. Für das zweite Modell wird ebenfalls eine zweite Hyperbelfunktion errechnet, bezogen auf die vorgegebenen Austausch- oder Ersatzgeschwindigkeitswerte und die Offset-Distanz. Die Zeitdifferenz zwischen den ersten und zweiten hyperbolischen Funktion wird gemessen und dann auf die Reflexionslaufzeiten des zweiten Modells angewendet.

Claims (7)

1. Verfahren zur Korrektur erratischer Ankunftzeiten seismischer Ereignisse, die bei der seismischen Meeresvermessung durch Erdschichten unterhalb einer Wassermasse aufgrund von bodennahen Turbulenzen und Veränderungen der Wasserschallgeschwindigkeit auftreten, gekennzeichnet durch folgende Verfahrensschritte:

• - es wird ein akustisches Wellenfeld an einem Quellenpunkt in der Wassermasse erzeugt;
• - an einem Empfängerpunkt in einem festgelegten Abstand vom Quellenpunkt werden Reflexionen des akustischen Wellenfelds von diskreten Diskontinuitäten innerhalb der Wassermasse erfaßt;
• - aus den Reflexionen wird zunächst der quadratische Mittelwert der Geschwindigkeit als Funktion der Wasserschichtdicke am Quellen- und am Empfängerpunkt bestimmt, um sodann aus diesem Geschwindigkeitsmittelwert die Laufzeit des Wellenfelds durch die Wassermasse zu errechnen, um damit ein erstes Modell der Wassermasse zu gewinnen;
• - in Funktionswerten einer bestimmten durchschnittlichen Ersatzgeschwindigkeit als Funktion der Wasserschichtdicke am Quellen- und am Empfängerpunkt wird ein zweites Modell der Wassermasse erzeugt und die Ersatzgeschwindigkeit wird zur Errechnung der Laufzeit des Wellenfelds innerhalb des zweiten Modells der Wassermasse herangezogen;
• - es werden die Laufzeitunterschiede zwischen dem ersten und dem zweiten Modell errechnet und auf die Ankunftzeiten der seismischen Ereigisse mit Bezug auf die Erdschichten angewendet.

2. Verfahren nach Anspruch 1, dadurch gekennzeichnet, daß

• - für das erste bzw. das zweite Modell erste bzw. zweite Hyperbelfunktionen der Hinlaufzeit als Funktion des Abstands zwischen dem Quellen- und dem Empfängerpunkt errechnet werden;
• - die Zeitdifferenz zwischen der jeweils ersten und zweiten Hyperbelfunktion der Hinlaufzeit gemessen wird;
• - die gemessene Zeitdifferenz der Laufzeit des Wellenfelds des zweiten Modells zugeordnet wird, um eine Ersatzzeit zu erzeugen; und
• - die Ersatzzeit auf die Ankunftzeiten der seismischen Ereignisse bezüglich der Erdschichten angewendet wird.

3. Verfahren nach Anspruch 1 oder 2, gekennzeichnet durch die Wiederholung der Verfahrensschritte für eine Vielzahl von Quellen- und Empfänger punkten entlang einer Vermessungsstrecke mit Ausnahme jener Berechnungsschritte, die als invariante Funktionswerte übernommen werden.

4. Verfahren nach Anspruch 1, dadurch gekennzeichnet, daß von den gleichen Quellen- und Empfängerpunkten ausgegangen wird, wie bei der Refle­ xionsprofilbestimmung der Erdschichten.

5. Verfahren zur Reduktion von Daten, die bei der Exploration mittels eines fahrenden Schiffes aufgrund der gesammelten seismischen Daten anfallen, durch Modellierung eines mittleren Schallgeschwindigkeitsprofils der Wassermasse, gekennzeichnet durch folgende Verfahrensschritte:

• - Festlegen eines Quellenpunkts;
• - Festlegen einer Mehrzahl von Empfängerpunkten;
• - Erzeugen eines akustischen Wellenfeldes durch Auslösen eines akustischen Quellensignals am Quellenpunkt;
• - Empfangen und Aufzeichnen der Bodenreflexionssignale und der innerhalb der Wassermenge ausgehenden seismischen Signale an jedem Empfängerpunkt;
• - Bestimmen eines Zeitfensters zwischen dem Auslösezeitpunkt des Quellensignals und dem Empfang des Bodenreflexionssignals;
• - Festlegen eines Verstärkungsgrads durch Anwendung einer AGC-Funktion mit bestimmten Kennwerten für die innerhalb des Zeitfensters eintreffenden, von aus der Wassermasse ausgehenden seismischen Signalen;
• - Ableichen der Spektralamplituden der so verstärkten seismischen Signale zur Aufdeckung von Refelxionsdatensignalen innerhalb der Wassermasse;
• - arithmetisches Verarbeiten der aufgedeckten, aus der Wassermasse stammenden Reflexionsdatensignale zur Gewinnung von dem quadratischen Mittelwert der Geschwindigkeit der Wassermasse entsprechenden Werten; und
• - Anzeigen der aufgedeckten, aus der Wassermenge stammenden Reflexions­ datensignale als kontinuierliches Profil.

6. Verfahren nach Anspruch 5, dadurch gekennzeichnet, daß die Empfängerpunkte mit Bezug auf den Quellenpunkt im wesentlichen linear verteilt ausgewählt werden.

7. Verfahren nach Anspruch 5, dadurch gekennzeichnet, daß gleichzeitig akustische Reflexionen von Erdschichten unterhalb des Wasserbodens aufgezeichnet werden.