NO332880B1

NO332880B1 - Fremgangsmate for a redusere effekter fra grov sjo pa seismiske data

Info

Publication number: NO332880B1
Application number: NO20014595A
Authority: NO
Inventors: Robert Montgomery Laws
Original assignee: Schlumberger Holdings
Priority date: 1999-03-22
Filing date: 2001-09-21
Publication date: 2013-01-28
Also published as: NO20014595L; GB9906456D0; GB2363457A8; GB2363457B; WO2000057206A1; NO333154B1; NO20014596L; AU3311900A; US6529445B1; GB0122352D0; NO20014596D0; WO2000057207A1; NO20014595D0; GB2363459A; USRE41656E1; GB2363459B; USRE43188E1; US6775618B1; GB2363457A; GB0122579D0

Abstract

Det er beskrevet en fremgangsmåte for å korrigere seismiske data for virkningene av grov sjø. Korreksjoner for virkningen av en grov havoverflate blir gjort ved å bestemme den tidsavhengige høyde av havoverflaten, enten ved direkte måling eller ved beregning fra de seismiske data. En dekonvolveringsoperator blir generert fra den målte eller beregnede høyde av havoverflaten og blir brukt til å redusere eller eliminere virkningene av den grove havoverflate. Når dataene er blitt korrigert for virkningen av den grove havoverflaten, kan de behandles på en hvilken som helst passende måte egnet for behandling av seismiske data frem- skaffet under forhold med rolig sjø eller plan havoverflate.

Description

Foreliggende oppfinnelse vedrører reduksjon av dobbeltrefleksjoner (spøk-elsesrefleksjoner) fra overflaten i seismiske data fremskaffet i et flytende medium. Oppfinnelsen angår spesielt en fremgangsmåte for å korrigere for virkningene av grov sjø på marine, seismiske data.

Fig. 1 er et skjematisk diagram som viser refleksjoner mellom en havoverflate (S), en havbunn (W) og en målreflektor (T). Forskjellige hendelser som vil bli registrert i seismogrammet, er vist og er merket i samsvar med den rekke med grenseflater som de er reflektert ved. Stjernene indikerer den seismiske kilde og pilhodene indikerer forplantningsretningen ved mottakeren. Hendelser som ender med "S" ble sist reflektert ved den grove havoverflate og blir kalt mottakerspøkel-seshendelser. Nedadgående spøkelsesrefleksjoner fra havoverflaten er en uøns-ket forurensningskilde som vanskeliggjør tolkningen av de oppadgående refleksjoner fra jordens undergrunn.

Fjerning av spøkelsesrefleksjonene fra seismiske data er for mange ekspe-rimentelle konfigurasjoner ekvivalent med opp/ned-bølgefeltseparasjon av de registrerte data. I slike konfigurasjoner representerer den oppadgående del av bølge-feltet spøkelsesrefleksjonene og det oppadgående bølgefelt representerer det ønskede signal.

Spøkelsesrefleksjoner fra havoverflaten vil inntreffe under alle sjøtilstander. Grov sjø er en ytterligere støykilde i seismiske data. Bortsett fra den ofte obser-verte dønningstøy blir ytterligere feil innført i refleksjonshendelsene ved spøkel-sesrefleksjon og spredning fra den grove havoverflaten. Spøkelseshendelser som er forstyrret av grov sjø innfører feil som er signifikante for tidsbestemte seismiske målinger og den pålitelige innsamling av repeterbare data for stratigrafisk in-versjon.

Virkningen av grov sjø er å forstyrre amplituden og ankomsttiden for spøkel-sesrefleksjoner fra havoverflaten og tilføye en spredningsavsluttende del, eller

hale, til spøkelsespulsen. Impulsresponsen kan beregnes ved endelige differanse-eller Kirchhoff-metoder (f.eks.) fra en spredende overflate som statistisk representerer typiske overflater for grov sjø. Retningsformen til Pierson-Moskowitz-spekteret som er beskrevet av Pierson, W. J. og Moskowitz, L, 1964 "A proposed Spec-tral Form for Fully Developed Wind Seas Based on the Similarity Theory of S. A. Kitaigorodskii" J. Geo. Res., 69, 24, 5181-5190, (heretter "Pierson og Moskowitz

(1964)"), and Hasselmann, D. E., Dunckel, M. og Ewing, J. A., 1980 "Directional Wave Spectra Observed During JONSWAP 1973", J. Phys. Oceanography, v10, 1264-1280, (heretter "Hasselmann et al, (1980)"). Både vindens hastighet og retning definerer spektrene. Den signifikante bølgehøyde (SWH, Significant Wave Height) er den subjektive bølgeamplitude fra bølgetopp til bølgebunn, og er lik omtrent 4 ganger RMS bølgehøyden. Forskjellige realiseringer blir oppnådd ved å multiplisere det todimensjonale overflatespektrum med gaussisk tilfeldige tall. Fig. 2 viser et eksempel på impulser fra grov sjø langs en 400 meter lang todimensjonal linje (f.eks. en slepekabel) beregnet under en grov havoverflate med tredimensjonal SWH på 2 m. Slepekabelformen påvirker detaljene til impuls-ene, og i dette eksempelet er slepekabelen rett og horisontal. Fig. 2 viser, fra øverst til nederst: spøkelsesbølgens ankomsttid, spøkelsesbølgens maksimale amplitude, et snitt gjennom den grove sjøen over slepekabelen, og de beregnede impulser fra den grove sjøen. Den sorte toppen er den oppadgående bølge som er uforstyrret; den hvite bølgedalen er spøkelsesrefleksjonen som er reflektert fra den grove sjøen. Sistnevnte del av bølgen ved hver mottaker er spredningshalen fra stadig mer fjerntliggende deler av overflaten. Legg merke til at amplituden og ankomsttiden til spøkelsesforstyrrelser endres ganske langsomt med offset. Forstyrrelsene i ankomsttid blir styrt av de dominerende bølgelengder i havoverflaten, som er 100-200 m for 2-4 m SWH sjøer, og amplitudeforstyrrelsene blir styrt av krumningen til havoverflaten som har en RMS-radius på omkring 80 m og er ganske uavhengig av tilstanden i sjøen. Den diffraksjonshalen opptrer som kvasi-tilfeldig støy som følger spøkelsespulsen.

Forstyrrelsene fra den grove sjøen forårsaker en delvis fylling og en delvis

forskyvning av spøkelseshakket i frekvensdomenet. ("Spøkelseshakket" er et mini-mum i spekteret som forårsakes av destruktiv interferens mellom det direkte signal og spøkelsessignalet). De tilføyer også spekteret en liten rippel som beløper seg til 1-2 dB av feilen for vanlig havtilstander. I det etterfølgende stakkdomene omsettes dette til en feil i signalet som er omkring -20 dB for en 2 m SWH sjø.

Fig. 3 viser et eksempel på hvordan en slik feil kan være av betydning for tidsrelaterte målinger. Panelet øverst til venstre viser en etterstakket, tidsmigrert, syntetisk seismisk seksjon med endelig differanse. Det øvre midtre panel viser de samme data, men etter simulering av produksjon i oljereservoaret ved å forskyve olje/vann-kontakten med 6 m og innføre en 6 m delvis uttømmingssone over dette. Den lille differansen kan så vidt ses på den sorte delen av refleksjonen til høyre for forkastningen like under 2s toveis forplantningstid. Panelet øverst til høyre viser differansen mellom disse to seksjonene multiplisert med en faktor på 10. Dette er den ideelle seismiske respons fra tidsforløp-uregelmessigheten.

De venstre og midtre nedre paneler viser de samme seismiske seksjoner, men forstyrrelser fra grov sjø med 2 m SWH (som beskrevet ovenfor) er blitt tilføyd rådataene før behandling. Legg merke til at forskjellige grovsjø-effekter blir tilføyet hver modell for å representere de forskjellige sjøforhold ved innsamlingstids-punktet. Den differanse som er oppnådd mellom de to seksjonene, er vist på det nedre høyre panel (igjen multiplisert med en faktor lik 10). Feilene i reflektorampli-tuden og fasen (forårsaket av forstyrrelser fra den grove sjøen) innfører støy med amplitude tilsvarende den virkelige seismiske tidsforløp-respons. I stor grad blir den virkelige responsen maskert av disse forstyrrelsene fra den grove sjøen. En fremgangsmåte for å korrigere denne type feil er klart viktig i slike tilfeller, og med de økende behov for data med høy kvalitet og lavt støynivå, blir korreksjon for den grove sjøen nødvendig selv ved beskjedne sjøtilstander.

Nøyaktige filtre for opp/ned-atskillelse av bølgefeltmålinger med flere kom-ponenter i havbunnskabel-konfigurasjoner (OBC-konfigurasjoner) er blitt utledet av Amundsen og Ikelle, og er beskrevet i GB-patentsøknad nr. 9800741.2. En normal innfallstilnærmelse til spøkelsesfilmene for data innsamlet på havbunnen, ble beskrevet av Barr, F.J. i US-patent 4,979,150 utstedt 1990, med tittel "System for attenuating water-colum reflections" (heretter kalt "Barr (1990)"). For alle praktiske formål var dette tidligere beskrevet av White, J.E., i en artikkel fra 1965 med tittel "Seismic waves: radiation, transmission and attenuation", McGraw-Hill (heretter kalt "White (1965)"). Disse tidligere kjente teknikkene krever imidlertid måling av både hastighet og trykk. Dessuten korrigerer de ikke fullstendig de komplekse refleksjoner fra overflater med grov sjø, og en tilfredsstillende metode for å eliminere eller redusere virkningene av grov sjø på seismiske data er nødvendig.

Oppfinnelsen er definert i patentkravene.

Foreliggende oppfinnelse tilveiebringer en fremgangsmåte for å redusere virkningene på seismiske data av nedadgående reflektert og/eller spredt seismisk energi som forplanter seg i et flytende medium, idet fremgangsmåten omfatter:

a) å fremskaffe seismiske data ved å benytte en seismisk kilde og en seismisk mottaker anbrakt inne i det flytende medium; b) å bestemme høyden av minst en del av overflaten til det flytende medium som en funksjon av tid; og c) å behandle de seismiske data for å korrigere for variasjoner i høyden av det flytende medium på grunn av den grove overflaten, ved å bruke en prosess

som i det minste delvis er basert på et estimat av formen til overflaten ved posisjo-ner bort fra den minst ene del av overflaten, idet estimatet er basert på den be-stemte høyde av overflaten.

Foreliggende oppfinnelse tilveiebringer således en fremgangsmåte til å korrigere for virkningene av grov sjø på marine seismiske data. I motsetning til tidligere kjente teknikker som er nevnt ovenfor, krever oppfinnelsen dessuten bare en måling av høyden av havoverflaten.

Den del av havoverflaten hvis høyde skal måles, kan være lokalisert over den seismiske kilde eller over den seismiske mottaker. Høyden av havoverflaten kan måles ved bare et enkelt punkt over den seismiske kilde, eller høyden av et område av havoverflaten over kilden kan måles. Hvis mottakeren er en slepekabel, kan alternativt høyden av havoverflaten måles ved et antall punkter langs slepekabelen.

Høyden av havoverflaten kan måles direkte, f.eks. ved hjelp av egnede sensorer anordnet på den seismiske kilde eller den seismiske mottaker. Alternativt kan høyden av havoverflaten bestemmes fra de innsamlede seismiske data.

Det vises til de vedføyde tegninger, hvor:

fig. 1 viser eksempler på enkle seismiske strålebaner for hovedhendelser, og spøkelsesrefleksjoner som i det minste blir reflektert fra overflaten til den grove sjøen;

fig. 2 illustrerer den potensielle virkning av spøkelsesrefleksjon og spredning fra en grov sjøoverflate på konsistensen til den seismiske databølgeform;

fig. 3 illustrerer den potensielle virkning av den grove sjøen på kvaliteten av seismiske tidsforløp-data;

fig. 4 illustrerer skjematisk et eksempel på en dataprosessor som kan benyttes til å utføre foretrukne utførelsesformer av oppfinnelsen;

fig. 5 viser spredefunksjonen som fremskaffes ved å måle høyden av havoverflaten gjennom en sirkulær åpning;

fig. 6 viser restspredefunksjonen som oppnås fra spredefunksjonen på

fig. 5;

fig. 7 viser amplituden til spøkelsesspektrene før og etter korreksjon for den grove sjøoverflaten over kilden i henhold til en fremgangsmåte ifølge oppfinnelsen;

fig. 8 viser fasen til spøkelsesspektrene før og etter korreksjon for den grove havoverflate over kilden i henhold til en fremgangsmåte ifølge foreliggende oppfinnelse;

fig. 9 viser amplituden til spøkelsesspektrene før og etter korreksjon for den grove havoverflate over mottakeren i henhold til en fremgangsmåte ifølge foreliggende oppfinnelse; og

fig. 10 viser fasen til spøkelsesspektrene før og etter korreksjon for den grove havoverflate over mottakeren, i henhold til en fremgangsmåte ifølge foreliggende oppfinnelse.

I den foreliggende oppfinnelse blir virkningen av en grov havoverflate på de seismiske data korrigert for ved å bestemme variasjonene i høyden til en del av havoverflaten som en funksjon av tid. De tidsavhengige variasjoner i høyden av den del av havoverflaten kan måles direkte, eller de kan beregnes fra de seismiske data. De målte eller beregnede variasjoner i høyden av delen av havoverflaten, blir brukt under behandling av de seismiske data for å redusere eller eliminere virkningene av variasjonene i høyden av havoverflaten på de behandlede data. Mer formelt blir det utviklet en dekonvolveringsoperator fra den tidsvarierende høyde av vedkommende del av havoverflaten, og de seismiske data blir operert på av denne operatoren.

Foreliggende oppfinnelse gjør det mulig å fjerne virkningene av den grove sjøen, eller i det minste redusere dem, under behandlingen av de seismiske data. De data som fremskaffes under forhold med grov sjø blir derfor konvertert, med en rimelig tilnærmelse, til data som effektivt ble innsamlet under forhold med flat eller plan sjø. Den videre behandling av dataene etter korrigering for virkningene av den grove sjøen, kan innbefatte et trinn med fjerning av spøkelsesrefleksjoner fra dataene for å eliminere virkningene av refleksjoner fra havoverflaten, selv om dette ikke alltid er nødvendig.

Det er mulig å ekstrapolere fra de målte eller beregnede høyder av havoverflaten, for å anslå den tidsavhengige form av havoverflaten bort fra det område av havoverflaten hvor høydemålingene eller beregningene ble oppnådd. Det har vist seg at denne ekstrapoleringen tilveiebringer nyttige resultater opp til godt over 100 m fra det område hvor høydemålingene ble fremskaffet.

Når den tidsavhengige høyde av havoverflaten er blitt målt eller beregnet og resultatene er blitt ekstra polert for å estimere den tidsavhengige høyde av havoverflaten bort fra det område hvor målingene eller beregningene ble tatt, blir den tidsavhengige grove sjørespons-funksjon beregnet fra den tidsavhengige høyde av havoverflaten. Dette kan gjøres ved hjelp av enhver egnet fremgangsmåte slik som f.eks. Kirchoff-integrasjon. En dekonvolveringsoperator for å eliminere virkningene av den tidsavhengige høyde av havoverflaten, blir så beregnet, og blir på-ført de seismiske data for å korrigere for virkningene av den tidsavhengige høyde av havoverflaten.

I en utførelsesform hvor høyden av havoverflaten blir målt direkte, er den del av havoverflaten hvis høyde måles, fortrinnsvis lokalisert enten over den seismiske kilde eller over den seismiske mottaker. Dermed blir høyden av havoverflaten målt bare ved ett punkt eller over et lite område (hvis den målte del befinner seg over den seismiske kilde) eller hovedsakelig langs en linje med punkter (hvis den målte del befinner seg over en slepekabel). Vinkelfordelingen til den målte havoverflate vil følgelig ikke være korrekt. Det har imidlertid vist seg at selv om vinkelfordelingen til den målte havoverflate ikke er korrekt, er det mulig å utlede en responsfunksjon som er tilstrekkelig nøyaktig til å gjøre feilene som er igjen etter dekonvolvering, til mindre enn 0,5 dB i amplitude og 3,6° i fase.

Hvis den seismiske kilde er en slepekabel, krever fremgangsmåten at slepekabelen er forsynt med et antall dybdesensorer fordelt langs dens lengde for å gjøre det mulig å bestemme høyden til havoverflaten ved et antall punkter over slepekabelen over tid (en slepekabel forblir vanligvis ved hovedsakelig konstant høyde over havbunnen). En konvensjonell slepekabel er forsynt med én eller flere dybdesensorer for å overvåke slepekabelens dybde. Disse konvensjonelle dybdesensorene er imidlertid forholdsvis ufølsomme, og er bare ment å gi en indikasjon på at slepekabelen er omtrent vannrett og holdes i konstant høyde. De konvensjonelle sensorene er ikke i stand til å bestemme den tidsvarierende form av havoverflaten med den nøyaktighet som er nødvendig i forbindelse med foreliggende oppfinnelse, av to grunner.

For det første er konvensjonelle dybdesensorer på en slepekabel for mye atskilt fra hverandre til å gi en registrering av profilen til havoverflaten som er tilstrekkelig nøyaktig for fremgangsmåten ifølge denne utførelsesform av oppfinnelsen. Oppfinnelsen krever at høyden av havoverflaten blir målt ved laterale intervaller på omkring 5 m, for å fremskaffe en tilstrekkelig nøyaktig måling av høyden til havoverflaten (høyden av havoverflaten blir fortrinnsvis målt innenfor 5 til 10 m fra hver mottaker). I konvensjonelle slepekabler er imidlertid avstanden mellom sensorene meget større enn dette, vanligvis omkring 200 m.

For det annet er dybdesensorene på en konvensjonell slepekabel filtrert til for lav båndbredde til å være av nytte i foreliggende oppfinnelse. De konvensjonelle dybdesensorer som er anordnet på en slepekabel, er hydrostatiske dybdesensorer, og disse kan detektere frekvenser på opp til omkring 0,02 Hz. Det er da et dødbånd i de registrerte data mellom 0,02 Hz til omkring 3 Hz, som er den lav-este detekterte frekvens for hydrofoner. Bølger på havoverflaten opptar imidlertid frekvensbåndet fra omkring 0,05 Hz til 0,5 Hz, slik at de dybdesensorer som er anordnet på en konvensjonell slepekabel, er uegnede for å detektere profilen til havoverflaten med den nøyaktighet som kreves for å praktisere foreliggende oppfinnelse.

For å realisere en utførelsesform av foreliggende oppfinnelse hvor høyden til havoverflaten over en slepekabel blir målt, må slepekabelen være forsynt med

sensorer som er i stand til å måle høyden til havoverflaten. Hver sensor må være i stand til å måle høyden innenfor en nøyaktighet på omkring 5-10 cm, og må være følsom i bølgebåndområdet fra 0,05 Hz til 0,5 Hz. En egnet sensor er en trykksen-sor eller en akustisk ekkodybde-sensor. Sensorene er atskilt langs lengden av slepekabelen, fortrinnsvis med jevne mellomrom. Under drift måler hver sensor høy-den av havoverflaten over sensoren, enten kontinuerlig eller med diskrete intervaller, og resultatene av målingene som tas av sensorene, blir overført til en datama-skin eller en annen dataregistreringsanordning og blir lagret for bruk i databe-handlingen.

Alternativet til å foreta måling av høyden til havoverflaten ved et antall punkter langs en linje, f.eks. langs en linje over en slepekabel, er at målingene av høy-den til havoverflaten kan tas over et område over den seismiske kilde. Dette kan tenkes på som å måle høyden av havoverflaten gjennom en åpning, med oppnåd-de resultater for bare en del av havoverflaten som er "synlig" gjennom åpningen.

Hvis arealet til en seismisk kilde er lite, og en seismisk kilde kan ha et areal på omkring bare 15 kvadratmeter, kan det godt være tilstrekkelig til å måle høyden av havoverflaten ved bare ett enkelt punkt over den seismiske kilde. Dette kan tenkes på som å måle høyden av havoverflaten gjennom en punktåpning. Når høy-den av havoverflaten blir målt ved bare ett enkelt punkt, er det fremdeles mulig å utføre det ekstra poleringstrinn som er beskrevet ovenfor for å anslå den tidsavhengige høyde av havoverflaten bort fra det punkt hvor målingen ble tatt. Selv om estimatet har et dårlig utseende, har den dekonvolveringsoperatoren som utledes fra estimatet vist seg å være nøyaktig.

I én utførelsesform hvor høyden av et område av havoverflaten over den seismiske kilde blir målt, er området over hvilket høyden av havoverflaten blir målt, fortrinnsvis sirkulært, og er fortrinnsvis også sentrert over den seismiske kilde. Dette innfører symmetri og forenkler behandlingen. I prinsippet kan det imidlertid benyttes åpninger eller aperturer som har andre former. Det område over kilden hvor høydemålingene blir utført, har fortrinnsvis en dimensjon i størrelsesorden meter. En sirkel med en radius på omkring 7,5 meter kan f.eks. benyttes.

Når høyden av havoverflaten blir målt, ikke ved et enkelt punkt, men gjennom en åpning med endelige dimensjoner, blir høyden av havoverflaten i praksis ikke målt ved hvert punkt innenfor åpningen. En todimensjonal gruppe med dybdesensorer blir brukt til å måle høyden av havoverflaten ved et antall punkter innenfor åpningen, f.eks. ved 6 eller 8 punkter. Forutsatt at sensorene er tilstrekkelig nær hverandre, f.eks. med en avstand mellom tilstøtende sensor i området fra 5-10 m, er det ikke noe betydelig tap av nøyaktighet i den etterfølgende behandling av dataene. Som i ovennevnte eksempel måler hver sensor høyden av havoverflaten ved et punkt over den seismiske kilde, enten kontinuerlig eller ved diskrete intervaller, og resultatene av målingene tatt av sensorene, blir sendt til en data-maskin eller en annen dataregistreringsanordning og blir lagret for bruk ved data-behandlingen.

En seismisk kilde er vanligvis opphengt i et flyteorgan. Én hensiktsmessig måte å måle høyden til havoverflaten ved et punkt over en seismisk kilde, er å montere en sensor på flyteorganet for å registrere flyteorganets høyde. En egnet sensor for dette er en GPS-mottaker.

Hvis målingen av høyden til havoverflaten blir foretatt gjennom en sirkulær åpning sentrert over den seismiske kilde, så vil denne åpningen i x-y-domenet (det antas at havoverflaten strekker seg i x-retningen og y-retningen, mens bølgehøy-den strekker seg i z-retningen), bli en konvolvering i kx-ky med en punktsprede-funksjon (PSF) som er en sylindrisk Bessel-funksjon, som vist på fig. 5. PSF vil maskere mye av de fine detaljene i dette havoverflate-spekteret, og dette er ekvivalent med å si at åpningen som høydemålingene ble gjort gjennom, er utilstrekke-lig til å beskrive formen av havoverflaten fullstendig. Den første nullgjennomgang for PSF er ved omkring kB = 0,5 radianer/meter, hvor kB er den radiale variable av Bessel-funksjonen. Hver bølgespektrum-sampel vil bli spredt over et område med radius kB.

Høyden til havoverflaten blir målt bare for et diskret område av havoverflaten over den seismiske kilde, og som bemerket ovenfor, fører dette til et oppløs-ningstap i spekteret. Ifølge foreliggende oppfinnelse blir imidlertid høyden til havoverflaten målt over tid, og denne målingen over tid gir ekstra informasjon som kompenserer for oppløsningstapet forårsaket av den lille åpning som høydedata-ene innsamles gjennom.

Hvis de registrerte høydedata ble filtrert slik at bare én vinkelfrekvens, w, blir betraktet ved et bestemt tidspunkt, bør det virkelige spektrum ligge fullstendig på en sirkel i bølgenummerdomenet med en radius k gitt av:

I ligning (1) er c(w) hastigheten til overflatebølger som har en vinkelfrekvens w.

PSF vil spre hver sampel på denne sirkelen over et nærliggende område

med radius kB. Den nøyaktige form av vinkelspredningsfunksjonen er k-avhengig, og har form av en fullstendig sirkel med lave bølgetall, og har form av en bue ved høyere bølgetall. Dette svarer til at mangelen på retningsmessig informasjon hovedsakelig gjelder ved lange overflatebølgelengder.

Det er enkelt å dekonvolvere den radiale spredning av en enkelt frekvens-komponent i dataene. Verdiene blir ganske enkelt flyttet radialt bakover på den sirkel som har radius k = c(w) / w. Denne prosedyren kan gjentas for hver tidsmessig frekvens i spekteret for havoverflaten. Restspredningsfunksjonen for en sampel ved (kx, ky) er således skjæringsbuen mellom en sirkel med radius k sentrert på origo, med et sirkulært område med radius kB sentrert på (kx, ky). Et eksempel på den resulterende spredefunksjon er vist på fig. 6.

Ved bølgelengder som er meget korte sammenlignet med dimensjonene til den åpning som høydemålingene ble tatt gjennom, er åpningen stor nok til at retningen av bølgene blir anslått med rimelig nøyaktighet. Det er imidlertid meget lite energi ved disse korte bølgelengdene. Mesteparten av energien til overflatebølgen er ved bølgelengder som er lenger enn dimensjonene av den åpning som høyde-målingene foretas gjennom, og overflatebølger som har disse bølgelengdene, kan ikke måles direkte over en hel bølgelengde. I stedet blir disse bølgene estimert fra tidsavhengigheten til høyden av havoverflaten. Dette gir et godt estimat på amplituden til bølgen, men et dårlig estimat om dens retning. Når bølgene rekonstrue-res, betyr denne dårlige estimeringen av retningen til bølger med lang bølgelengde at den rekonstruerte bølgeoverflate vanligvis har sirkulær symmetri. Bare ved det egentlige sentrum for den rekonstruerte overflate, hvor målingene ble tatt, opptrer virkelige reelle detaljer.

Det kan innledningsvis synes at refleksjonsresponsen som er beregnet fra en rekonstruert bølgeoverflate som har slik dårlig vinkelmessig oppløsning, vil ha liten, om noen, relasjon til den virkelige respons. Oppfinnerne har imidlertid funnet at det i virkeligheten er mulig å utlede en god refleksjonsrespons fra den rekonstruerte bølgeformoverflate. Dette er fordi amplituden og fasen til bølgene i den estimerte bølgeformoverflate er korrekte, fordi de ble utledet fra høydemålinger tatt over tid. Den vertikale responsen ved en tid t medfører et integral over overflaten ved en radius t/c (hvor c er lydhastigheten i vann), slik at retningsfeilen i spekteret for overflatebølgene er mindre signifikant. Hvis responsen var rent lineær i høy-den, så ville responsen i virkeligheten være helt korrekt. Responsen som ligger utenfor vertikalen, vil være mer følsom for retningsfeilen i den rekonstruerte overflatebølgeform, fordi integrasjonsbølgebanene ikke er sirkler. Ved typiske strålingsvinkler som benyttes ved seismiske undersøkelser, er imidlertid feilen aksepterbar. Fig. 7 til 10 viser eksempler på hvor effektiv fremgangsmåten ifølge foreliggende oppfinnelse er når det gjelder å redusere 95% konfidens-feilsøylene på spektrene for mottaker- og kilde-spøkelsesrefleksjoner for seismiske data fremskaffet under forhold med grov sjø. Fig. 7 viser resultatene av korrigering for en overflate med grov sjø ved å ta høydemålinger over kilden. Trase (a) viser amplituden til spøkelsesspekteret som er fremskaffet for en grov havoverflate med en 2 m SWH, og trase (b) viser resultatet av å korrigere trasen (a) for den grove havoverflate ved å bruke den ovenfor beskrevne fremgangsmåte. Trase (c) svarer til trase (a), men ble tilveiebrakt for en overflate med grov sjø som har 4 m SWH og trase (d) viser resultatet av å korrigere trase (c) for den grove havoverflaten ved å bruke den ovenfor beskrevne fremgangsmåte. Fig. 8 svarer til fig. 7, men viser effekten av å korrigere for den grove havoverflate på fasen til spøkelsesspekteret. Trasene (a) og (b) ble fremskaffet for sjø med to meter SWH og trasene (c) og (d) ble fremskaffet for sjø med 4 m SWH. Fig. 9 og 10 viser resultatene av en korreksjon basert på å ta høydemålin-ger over mottakeren, for amplituden (fig. 9) og fasen (fig. 10) til spøkelsesspekte-ret. I hver av figurene 9 og 10 viser trase (a) data fremskaffet i sjø med 4 m SWH, og trase (b) viser resultatet av korreksjon for den grove havoverflate ved å bruke fremgangsmåten som er beskrevet ovenfor.

I de ovenfor beskrevne utførelsesformer har høyden til havoverflaten blitt målt direkte, ved hjelp av egnede dybdesensorer anordnet på kilden eller på mottakeren. Ifølge én modifikasjon av denne utførelsesformen av oppfinnelsen blir høyden av havoverflaten ikke målt direkte, men blir anslått fra de innsamlede seismiske data. Selv om spekteret til høyden av havoverflaten ligger i dødbåndet til det seismiske datainnsamlingssystem, som nevnt ovenfor, er det likevel innfanget indi-rekte. Dette er fordi visse egenskaper ved de seismiske data (slik som f.eks. spøk-elseshakk-frekvensen), som varierer med tid over trasen, har en lav frekvens-grense som er lavere enn den lave frekvensgrensen til de innsamlede data selv. Dette skjer fordi egenskapene ikke er lineære funksjoner av dataene. Hvis f.eks. en statistisk metode blir utviklet for fjerning av spøkelsesrefleksjoner på grunn av grov sjø, hvor tidsforskyvningene for direkte- og spøkelses-hendelser blir estimert fra dataene (ved å bruke tidligere informasjon om korrelasjoner utledet fra sjøtilstanden), kan disse data benyttes som inngang til overflaterekonstruksjons- og de-konvolverings-metoden som er beskrevet ovenfor.

I den utførelsesform som er beskrevet ovenfor, er trinnene med å måle eller beregne høyden av en del av havoverflaten, ekstrapolering for å estimere høy-den av andre deler av havoverflaten, beregning av den tidsavhengige grove sjø-respons og bestemmelsen av dekonvolveringsoperatoren, blitt beskrevet separat for klarhetens skyld. I prinsippet er det imidlertid mulig å kombinere ett eller flere av disse trinn til et enkelt behandlingstrinn. Trinnet med å beregne den tidsavhengige grove sjørespons kan f.eks. kombineres med ekstrapoleringstrinnet.

Fremgangsmåten for å korrigere data fremskaffet med en grov sjøoverflate ved å bruke måling av høyden til havoverflaten, kan utføres ved å bruke et hvilket som helst konvensjonelt behandlingssystem for seismiske data. Behandlingen blir fortrinnsvis utført på en dataprosessor konfigurert for å behandle store mengder med data. Fig. 4 illustrerer f.eks. en mulig konfigurasjon for en slik dataprosessor. Dataprosessoren består vanligvis av én eller flere sentralenheter 350, et hoved-minne 352, kommunikasjons- eller inn/ut-moduler 354, grafiske anordninger 356, en akselerator 358 med flytende punktum og masselagringsanordninger slik som bånd og plater 360.

Selv om foretrukne utførelsesformer av oppfinnelsen er blitt beskrevet, er beskrivelsene og figurene bare illustrerende og ikke ment å begrense foreliggende oppfinnelse. Den eneste seismiske mottaker som det er referert til i beskrivelsen av de foretrukne utførelsesformer av oppfinnelsen, er f.eks. en slepekabel. Oppfinnelsen kan imidlertid anvendes på andre mottakere, slik som f.eks. en vertikal mottakergruppe.

Claims

1. Fremgangsmåte for å redusere virkningene i seismiske data av nedadgående, reflektert og/eller spredt seismisk energi som forplanter seg i et flytende medium, karakterisert ved: a) å fremskaffe seismiske data ved å benytte en seismisk kilde og en seismisk mottaker anbrakt inne i det flytende medium; b) å bestemme høyden av minst en del av overflaten til det flytende medium som en funksjon av tid; og c) å behandle de seismiske data for å korrigere for variasjoner i høyden av det flytende medium på grunn av den grove overflaten, ved å bruke en prosess som i det minste delvis er basert på et estimat av formen til overflaten ved posisjo-ner bort fra den minst ene del av overflaten, idet estimatet er basert på den be-stemte høyde av overflaten.

2. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedat trinn (c) omfatter å beregne en dekonvolveringsoperator fra resultatene av bestemmelsen av høyden av overflaten til det flytende medium, og å anvende dekonvolveringsoperatoren på de seismiske data.

3. Fremgangsmåte ifølge krav 2, karakterisert vedat trinn (c) omfatter å beregne havoverflatens responsfunksjon fra den tidsavhengige høyde av havoverflaten, og å beregne dekonvolveringsoperatoren fra havoverflatens responsfunksjon.

4. Fremgangsmåte ifølge krav 3, karakterisert vedå estimere den tidsavhengige høyde av en ytterligere del av havoverflaten fra resultatene av trinn (b) før beregning av havoverflatens responsfunksjon.

5. Fremgangsmåte ifølge noen av de foregående krav, karakterisert vedat trinn (b) omfatter å måle høyden av i det minste en del av overflaten til det flytende medium.

6. Fremgangsmåte ifølge krav 5, karakterisert vedat trinn (b) omfatter å måle høyden av overflaten til det flytende medium ved ett eller flere punkter.

7. Fremgangsmåte ifølge krav 6, karakterisert vedat den seismiske mottaker er en slepekabel, og at trinn (b) omfatter å måle høyden av overflaten til det flytende medium ved et antall punkter langs lengden av slepekabelen.

8. Fremgangsmåte ifølge krav 6, karakterisert vedat trinn (b) omfatter å måle høyden av overflaten til det flytende medium ved et enkelt punkt lokalisert over den seismiske kilde.

9. Fremgangsmåte ifølge krav 5, karakterisert vedat trinn (b) omfatter å måle høyden til overflaten av det flytende medium over et areal av overflaten til det flytende medium.

10. Fremgangsmåte ifølge krav 9, karakterisert vedat trinn (b) omfatter å måle høyden av overflaten til det flytende medium over et areal som er hovedsakelig sirkulært.

11. Fremgangsmåte ifølge krav 10, karakterisert vedat trinn (b) omfatter å måle høyden av overflaten til det flytende medium over et areal som er hovedsakelig sentrert over den seismiske kilde.

12. Fremgangsmåte ifølge noen av kravene 1 til 5, karakterisert vedat trinn (b) omfatter å beregne høyden av overflaten til det flytende medium som en funksjon av tid fra de seismiske data.