FR 2690528 A1 19931029 FR 9107695 A 19910618 La méthode qui suit a pour but de corriger les temps de propagation sismique relevés le long d'une base de mesure située dans une masse d'eau telle que dans un océan, et qui sont faussés par les ir- régularités du fond marin et par les variations spatiales ou temporelles des propriétés de l'eau. Dans l'eau de mer, le son près de la surface et dans la zone agitée, a une vitese de propa- gation voisine de 1540 m/seconde Plus bas, la vitesse acoustique tombe à une valeur dont la moyenne est de l'ordre de 1500 m/seconde La vitesse du son dans les couches du sol qui sont sous le fond marin est de l'ordre de 2000 à 3500 m/seconde, selon la nature des roches. Dans toute la suite de cette description, le terme "célérité" sera utilisé comme rac- courci de l'expression "vitesse de propagation d'une onde acoustique (sonore) qui se propage dans une masse d'eau". Le terme "vitesse de l'eau" ne signifie nullement: "vitesse d'un volume d'eau se dé- plaçant comme une partie d'un courant océanique, tel que le Gulf Stream". Pour de bonnes raisons, qui se justifient, les données sismiques d'origine marine sont représentées sous forme d'enregistrements rapportés à une échelle de temps le long d'une base d'exploration En or- donnée est représenté le temps de propagation aller et retour après une réflexion sur les couches du sol sous-marin, et en abscisse la distance à la station de mesure. Entre deux stations, des va- riations dans l'épaisseur d'une couche entraîneront des différences de temps de propagation erronées entre les temps d'arrivée des ondes provenant des couches sous-jacentes Tant que les diférences de vitesse entre les couches sont faibles, la "fausse anomalie de propaga- tion" est petite, voire insignifiante. En mer, la vitesse de propa- gation du son dans l'eau est bien plus faible que dans les sols L'effet d'un fond marin irrégulier est de mo- difier le temps de propagation des ondes qui vont aller se réfléchir sur les diverses couches sous-jacentes du sol, de telle sorte qu'elles ne donneront qu'un profil approximatif du fond marin. Une façon de corriger les me- sures des temps de réflexion consiste à employer une "technique de remplacement des couches". Cette méthode est un type de correction statique dont le but est de déterminer le temps d'arrivée des ondes réfléchies qui aurait été mesuré sur un fond marin plat, sans intervention de milieu à basse vitesse de propagation, c'est-à-dire sans eau L'utilisation de cette méthode exige une connaissance précise de la pro- fondeur ou épaisseur de l'eau sous chaque station, ce qui exige également une connaissance précise de la vitesse de son dans l'eau. Autrefois, il était de coutume de calculer l'épaisseur d'eau sous chaque station sismique de la base de mesure, en employant un sondeur gradué en admettant une vitesse de propagation du son dans l'eau courante de 1500 m/s ou de 500 pieds/seconde suivant l'unité de mesure désirée. Ensuite, on faisait les calculs de réduction portant sur les données sismiques relevées en utilisant les mesures de profondeur. Le caractère illusoire de ces corrections alors en honneur en mer, vient de ce que la vitesse de propagation de l'eau n'est pas du tout constante sur une grande échelle. Cette vitesse varie considéra- blement d'un point à un autre et aussi d'un instant à l'au- tre, par suite des courants et des marées Par exemple, dans le Golfe du Mexique, une variation de vitesse de 40 m/s entre l'Eté et l'Automne a été mesurée à une profondeur de 500 mètres. Comme conséquence, des bases de mesures sismiques se coupant ont donné pour des mesures faites à différents moments de l'année, de sérieux désaccords sur les résultats, qui pouvaient atteindre jusqu'à 12 à 20 millisecondes (ms) quand les corrections pour tenir compte des profondeurs variables d'eau ont été faites en admettant les valeurs constantes ci-dessus mentionnées pour la vitesse de propagation dans l'eau. La vitesse de propagation dans l'eau est une fonction de la salinité, de la densité, de la pression et de la température. Il est bien connu que l'eau des océans se dispose en couches distinctement stratifiées. Historiquement, la vitesse du son dans l'eau, en fonction de la profondeur, est calcu- lée à partir de données recueillies par des bathythermo- graphes et des bouteilles de Nansen, à l'aide de formules comme celle qui apparaît dans "Encyclopedic Dictionary of Exploration Geophysics" de R E Sheriff, page 270 Le système S V D T de BISSET- BERMAN a aussi été utilisé pour obtenir un profil continu vitesse-température dans l'eau. Les stations océanographiques sont généralement séparées par plusieurs dizaines de miles. Dans les mesures océanogra- phiques, les instruments immergés sont fixés à des câbles qui peuvent avoir plusieurs milliers de pieds de longueur. Le bateau océanographique est obligé de rester sur place un ou plusieurs jours pour une seule coulée. La valeur couramment admise pour la vitesse de propagation du son dans l'eau n'est qu'un nombre pratique, arrondi, obtenu comme moyenne de nombreuses mesures faites dans le monde entier et longuement séparées dans le temps comme dans l'espace. Jusqu'à présent, les entre- prises qui faisaient les explorations sismiques et qui travaillaient près des côtes, ont été coupables d'ignorer que les variations de vitesse de propagation dans l'eau dépendent de la profondeur, du lieu et de la période de l'année. Tant que les fonds étaient peu profonds et restaient relativement plans, cela n'avait guère d'inconvénients A mesure que les explorations se font en eau plus profonde, à des profondeurs de l'ordre de plusieurs milliers de mètres, les variations spatiales et temporelles de la vitesse de propagation créent un sé- rieux problème. Il est bien certain que l'équi- page d'une entreprise commerciale d'exploration géophyqique, qui est censé faire plusieurs centaines de stations par jour, ne peut se permettre de faire des mesures qui prennent beaucoup de temps à chaque station. Pour un fond océanique plat, la vitese quadratique moyenne de propagation dans l'eau, peut être calculée à partir de mesures sismiques, c'est-à- dire à partir des réfexions sur le fond de l'océan, à l'aide d'une analyse: X 2-T 2 " telle que celle qui est décrite, page 282 de SHERIFF (Op Cit). Cependant cette situation idéale d'un fond plat est l'exception plutôt que la règle En eau profonde, le fond est en général beaucoup trop irré- gulier pour qu'on puisse l'utiliser pour des études de vitesse dans l'eau qui le recouvre. On a découvert que, en portant une grande attention au contrôle de l'appareillage et du bruit et en utilisant un traitement nouveau des données, on peut observer et enregistrer les réflexions qui provien- nent des discontinuités qui existent dans les masses d'eau elles-mêmes. A partir de ces réflexions, on peut mesurer les propriétés acoustiques de l'eau à chaque station sismique et recueillir en même temps les informa- tions classiques relatives aux réflexions sur les couches du sol qui sont au-dessous de l'eau. On peut faire cela en utilisant les faibles signaux enregistrés dans "la fenêtre de temps" qui sépare l'instant d'émission des ondes sonores de leur arrivée après réflexion sur le fond de l'océan et que les autres savants dans l'art n'ont pas reconnus comme por- teurs d'informations valables et qu'ils rejetaient alors comme "bruits". Suivant un aspect de l'inven- tion, on enseigne une méthode pour corriger les temps d'ar- rivée "erratiques" d'évènements sismiques réfléchis par les couches de sol situées au-dessous du fond de la mer. Ces temps aléatoires sont dus aux variations des vitesses de propagation dans l'eau et à une topographie irrégulière du fond. Un champ d'onde acoustique est généré par un point source dans l'eau Les réflexions du champ sur les discontinuités présentes dans l'eau sont détectées en un ou plusieurs points récepteurs. Les réflexions détectées sont traitées pour donner un premier modèle de la distribution des vitesses de propagation en fonction de l'épaisseur d'eau aux points Source et Récepteurs. En utilisant la vitesse trouvée, on calcule le temps de propagation du champ acoustique à l'aide du premier modèle. On forme un second modèle de la masse d'au à l'aide d'une vitesse de remplacement préa- lablement choisie, fonction de l'épaisseur d'eau sous la Source et sous les points de réception En utilisant cette vitesse de remplacement, on calcule les temps de propagation du champ acoustique avec le second modèle. La différence entre les temps de propagation donnés par les deux modèles est appliquée aux temps d'arrivée des évènements sismiques associés aux couches du sol qui sont sous le fond. Comme autre aspect de cete invention, on calcule les premières et deuxièmes fonctions hyperboliques pour le premier et second modèles, à l'aide des distances qui séparent la source des points de récep- tion La différence de temps obtenue entre la première et la seconde fonction hyperbolique est mesurée et appliquée au temps de voyage du champ acoustique donné par le deuxième modèle pour générer un temps de remplacement qui est appli- qué aux temps d'arrivée des événements sismiques. Ces avantages, et d'autres de l'invention, seront mieux appréciés à l'aide des des- criptions détaillées et des dessins ci-inclus: la fig l est une partie d'un enregistrement des temps d'arrivée sismiques en mer pro- fonde, la fig 2 a est une représen- tation structurale schématique d'une coupe du fond marin et des couches planes du sol situé en-dessous, la fig 2 b est une représen- tation des temps de propagation déduite de la fig 2 a, la fig 3 montre les rayons acoustiques allant d'une source sismique aux récepteurs sismiques après réflexions sur une discontinuité dans l'eau et sur un fond marin irrégulier, la fig 4 est une partie d'un profil sismique montrant les désaccords entre données sis- miques recueillies à différentes époques de l'année, la fig 5 est une section de la fig 4 qui montre les désaccords corrigés en utilisant la méthode divulguée ici, la fig 6 est une portion de l'enregistrement fait avec une source unique, la fig 8 est la fig 7 après une égalisation spectrale de l'amplitude, la fig 9 est la fig 8 après la correction de la distorsion hyperbolique, qui montre les réflexions issues de la masse d'eau, la fig 10 représente une analyse de vitesse tirée des réflexions qui proviennent des discontinuités dans l'eau, relevées dans la région des désaccords de la fig 4 pendant une première exploration, et la fig ll est une analyse de vitesse tirée des données prises à l'endroit des désac- cords pendant un relevé de complément. Les paragraphes qui suivent et qui se rapportent aux fig l à 3 sont destinés à l'infor- mation des non-spécialistes. La fig l est une section sis- mique classique reproduisant les temps de réflexion, prise le long d'un axe de mesure en eau profonde dans le Golfe du Mexique. L'axe des X est fonction de la distance latérale à la Station. L'axe des Y est gradué en temps mis pour effectuer un aller et retour après réflexion. Le fond de l'océan, représenté par les réflexions (Courbe 15), est très irrégulier Les réflexions sur des couches plus profondes du sol reflètent partiellement les irrégularités du fond océanique en donnant les apparences d'anomalies structurales qui n'existent pas forcément. On remarquera que les traces sismiques qui apparaissent au-dessus des réflexions sur le fond sont relativement régulières, à l'exception d'un peu de bruit de faible amplitude Seule une partie de la Section allant de 0,6 à 2,0 seconde est montrée. Comme on l'a dit plus haut, la vitese de propagation dans l'eau en masse ne peut être calculée en utilisant les réflexions sur le fond océanique si celui-ci est en pente ou irrégulier. La cause de la déformation apparente des réflexions provenant des couches situées dans le fond va être expliquée maintenant avec les fig 2 a et 2 b. la fig 2 a est une section structurale schématique du fond marin et des couches de terrain planes sous-jacentes La masse d'eau 12 de surface libre 10 recouvre un fond irrégulier 13. Une couche de terrain plane située au-dessous du fond, est représentée par 14 Les profondeurs sont exprimées en mètre A et B sont les po- sitions de stations sismiques Sous la station A, il y a 350 m d'eau et sous la station B, il y en a 500. La couche du sol 14 est à 800 m sous la surf ace libre 10 On admet que la vitesse de propagation du son dans l'eau est de 1500 m/s et dans le sol, de 3500 m/s. La fig 2 b montre les temps de propagation dans la coupe de la fig 2 a L'axe vertical représente en millisecondes les temps aller et retour après réflexion sur le fond 13 et la couche 14 et qui sont main- tenant représentés comme arrivées 15 et 17 respectivement. Le temps aller et retour dans la masse d'eau 12 sous la Station A est de 466 ms en ad- mettant que la réflexion a lieu sous la Source. Le temps de propagation aller et retour dans le sol, entre le fond de la mer 15 et la couche 14 est de 257 ms pour un temps total de réflexion aller et retour 17 de 723 ms Sous la station B les temps sont respectivement de 666 ms et 171 ms pour un temps total de 837 ms. La courbe d'enregistrement des temps montre une fausse différence entre temps de 114 ms entre les sations A et B pour la réflexion 17 qui repré- sente approximativement le profil du fond de la mer. L'erreur peut être corrigée en utilisant la technique déjà mentionnée de "remplacements de couches". Le double de la différence entre les hauteurs d'eau sous les stations A et B est mul- tiplié par l'inverse de la vitesse de propagation dans l'eau diminuée de l'inverse de la vitesse du son dans le sol, soit: 2 x 150 ( 1/1500 1/3500) = 114 ms La différence de temps ainsi obtenue est appliquée au temps brut de propagation pour obtenir le temps de propagation corrigé désiré. La validité du calcul dépend d'une manière très critique de l'emploi de la valeur cor- recte de la vitesse de propagation dans l'eau Admettons pour le moment que les stations A et B étaient occupées à différentes époques de l'année et que, entre les périodes d'ocupation un courant variable de marée balayait la région située sous la Station B. La vitesse du son dans l'eau du courant a une valeur réelle de 1540 m/s au lieu des 1500 m/s admis Si le géophysicien continuait (ce qui était constant jusque-là à utiliser à tort une vitesse constante de 1500 m/s pour les deux stations au lieu de la vraie valeur de 1540 m/s à la station B, une erreur de 16 milli- secondes dans le temps corrigé d'aller et retour aurait été faite Une telle erreur ne peut être admise dans les mesures sismiques de haute précision faites en trois dimen- sions, comme nous le verrons plus loin en nous occupant des fig 4 et 5. La fig 3 représente les rayons acoustiques associés aux réflexions sur des discontinuités planes et irrégulières. Un bateau d'exploration sismique 16 se déplace à la surface 10 d'un volume d'eau 12 et re- morque un câble (manche à eau) 18 de type convenable immergé dans l'eau 12 à l'aide d'un câble de traction 20 qui est fixé à une bobine 22 montée à l'arrière du bateau. La manche 18 porte des récep- teurs ou des hydrophones qui sont fixés aux points de récep- tion Rl, R 2, R 3, R 4 Rn sur le câble Une Source d'onde acoustique S telle qu'un canon à air, est placée en un point Source derrière le bateau 16. Un dispositif (non représenté), placé dans la cabine 24, permet d'actionner périodiquement la source pour engendrer un champ d'ondes acoustiques. Les moyens classiques d'enregistrement sont sur le bateau et permettent l'inscription des réflexions qui apparaissent sur les discontinuités de l'eau et proviennent des couches du sol sous-jacent (pas représentés sur la fig 3). En fonctionnement, tandis que le bateau 16 se déplace sur un axe d'exploration fixé, la source acoustique S est actionnée tous les 26,6 m Les données recueillies sont plus tard rassemblées sous forme d'enregistrements multitraces, centrés sur une trace 0, comme c'est bien connu dans l'art. En admettant une interface acoustique réellement plane, telle que la discontinuité idéale 26, la vitesse quadratique moyenne du son dans le milieu situé au-dessus de l'interface peut être mesurée à l'aide de la fonction en " X 2 -T 2 " comme cela a été dit plus haut. Une discontinuité isolée 26, dans le volume d'eau 12 est représentée sur la fig 3 par une ligne en tirets longs; cette discontinuité pourrait provenir de densités différentes ou de salinités différentes entre deux couches d'eau. On admet qu'un récepteur à la position actuelle X = O se trouve en Ro Les rayons acoustiques issus de S et qui atteignent les récepteurs Ro, Rl et R 4 sont représentés par des lignes obliques en tirets longs 25 et 25 '. il La vitesse de propagation du son est calculée à l'aide du temps mesuré pour aller de S au récepteur après réflexion sur 26, en employant l'équa- tion qui figure sur le dessin. To est le temps mis par le signal pour aller de S à Ro après réflexion sur 26, à la verticale de Ro. Tx est le temps mis pour aller de S à R 4, via une réflexion X est la distance sui sépare Ro de R 4. Il ne semble pas nécessaire d'aller plus loin dans les explications théoriques puisque tout ceci se trouve dans tous les traités de géophysique. La discontinuité 26 est plane. Les rayons acoustiques S-I Pl-Rl et S-IP 2-R 4 sont tout à fait prévisibles et un calcul de vitesse y est valable. Il n'en va pas de même pour une interface inclinée ou irrégulière telle que le fond 13 Un rayon tel que 27 (tirets courts), allant de S à IP 1, se termine en R 3 plutôt qu'en Ri, à cause de la pente du fond marin en IP 1. Le rayon 27 ", qui est issu de S, arrive sur 13 en IP 2 et est renvoyé en un point qui ne peut être prévu. A cause de ces diffusions impré- visibles, il n'est pas possible en général, de calculer la vitesse de propagation dans l'eau à partir de réflexions sur un fond irrégulier. La vitesse du son près de la surface peut être déterminée à partir des trajets directs 29 et 29 ' en mesurant les différences de temps de propa- gation entre les deux récepteurs qui sont séparés par une distance connue. Dans un relevé sismique par réflexions, les données intéressantes sont fournies par les réflexions sur le fond marin et sur les nombreuses couches du sol qui sont en-dessous. Une durée (fenêtre de temps) sépare l'impulsion sonore de l'arrivée des premières ré- flexions désirées En eau profonde la fenêtre de temps peut être d'une seconde ou plus. Les signaux enregistrés dans cette "fenêtre" sont considérés comme dus au bruit aléa- toire. Le bruit a plusieurs causes, dont le bateau lui-même, et éventuellement les autres ba- teaux situés dans la région, les installations de haute mer, etc Les signaux de bruit, en rou- tine, étaient éliminés comme étant sans intérêt. Comme on se le rappellera d'a- près la discussion relative à la fig 2 b, l'utilisation d'une vitesse de propagation incorrecte dans le traitement des mesures, conduit à de sérieuses erreurs. La fig 4 est une partie d'un enregistrement des temps de réflexion sismiques, montrant les réflexions sur le fond 15 et plusieurs réflexions sur les couches sous-jacentes. Comme on l'a déjà dit, les traces qui proviennent du milieu situé audessous du fond 15 ont été éliminées. La fenêtre entre le temps de l'impulsion sonore 0,0 (la première seconde de la représen- tation -enregistrement a été éliminée pour faire de la place sur le graphique) et la réflexion sur le fond 15, à environ 1,4 seconde, représente le temps de propagation dans la masse d'eau 12 La base d'exploration originelle avait des vides aux stations 106-112, et 164 à 184. Ces vides ont été comblés deux mois plus tard En appliquant les méthodes traditionnelles, la même valeur de propagation admise pour l'eau a été uti- lisée pour le traitement des mesures dans les deux campa- gnes. Le désaccord de 12 millisecondes environ en 30, par exemple, est net; les réflexions sur le sol sous-jacent apparaissent entachées d'erreur. * On a trouvé que la vitesse de propagation dans l'eau avait changé, pour des raisons inconnues, entre la campagne originelle et la campagne complémentaire. En utilisant les méthodes qui seront discutées, on a refait les calculs qui ont conduit à la section sismique de la fig 5, dans laquelle la conti- nuité des réflexions a été rétablie On a découvert que les faibles réflexions venant de l'eau sont mélangées au bruit qui apparaît avant l'arrivée des réflexions sur le fond. Leur amplitude peut être de d B ( 1000: 1), au-dessous de celle du bruit. Avec des précautions pour ré- duire le bruit (utilisation d'un câble de remorquage élas- tique 20) par un contrôle automatique judicieux des gains et l'emploi des méthodes classiques, on a pu recueillir les faibles réflexions issues de l'eau et les utiliser. Ceci, à la connaissance de l'inventeur, n'avait encore jamais été fait dans l'explo- ration sismique. La reconstitution des réflexions qui se produisent dans les masses d'eau exige de nouvelles méthodes de traitement qui, jusque là, n'ont pas été cher- chées. La fig 6 est une partie d'un enregistrement classique fait à la station 18, avec source unique et qui provient d'une zone voisine de celle qui a donné la fig 5. La fenêtre temporelle située entre l'émission de la source acoustique au temps 0,0, et l'arrivée des ondes réfléchies sur le fond 15 à environ 1,410 secondes, représente la durée de propagation à travers une masse d'eau telle que 12 de la fig 3. On voit les arrivées directes (événements 32) qui sont rapidement atténuées avec la dis- tance croissante à la source Les arrivées directes sont suivies de plusieurs signaux 34, d'origine inconnue. En s'en tenant aux pratiques traditionnelles, ces traces sont éliminées comme on le voit dans la figure précédente, parce que les "événements" tels que ceux qui sont référencés 32 et 34 sont considérés comme inutiles. Dans la fig 7, on a augmenté le gain dans la fenêtre de temps afin d'essayer de voir les réflexions dans l'eau elle-même qui, si elles sont présentes, devraient, croit-on, être très faibles. Les signaux directs 32 et le bruit aléatoire, ont une énorme amplitude. Tous les bruits qui donnent des traces linéaires, sont d'origine indéterminée Une très faible réflexion apparaît à 1,3 secondes On peut l'identifier comme une réflexion à cause de sa forme hyper- bolique. Dans la fig 8, on a fait une égalisation spectrale d'amplitude des données de la fig 7, sur une partie limitée du spectre sismique Les très basses fréquences ont été éliminées par filtrage Les amplitudes des fréquences les plus élevées, jusqu'à environ 80 Hz ont été égalisées pour s'adapter à celles des fréquences plus basses jusqu'à environ 6 Hz. Un certain nombre de réflexions valables apparaissent maintenant entre les instants 0,0 et la réflexion sur le fond 15 au temps 1,410 secondes. Quatre réflexions aux temps 0,670, 0,775, 0,875 et 0,940 secondes ressortent nettement Ces réflexions ont une courbure hyperbolique et deviendraient asymptotiques aux réflexions directes de l'eau si on pouvait les suivre assez loin. Ce qui vient du bruit est dis- posé sur des droites. Dans la fig 9, on a appliqué une correction hyperbolique d'éloignement (N d T: pour tenir compte de l'éloignement du récepteur à la Source) et rétablir les profils des surfaces dues aux réflexions venant de l'eau, pour obtenir une section qui montre clai- rement les discontinuités dans l'eau 12, au-dessus de la réflexion sur le fond 15. La vitesse quadratique moyenne, déterminée à l'aide des réflexions dans l'eau, obtenues à partir des relevés classiques à source unique, sert à calculer la vraie profondeur à l'endroit de la Source so- nore. En employant la vitesse quadra- tique moyenne déterminée pour chaque station, les désaccords visibles sur la figure 4 ont été rectifiés pour produire la partie corrigée à la fig 5. Dans la fig 10, on a représenté un profil analytique de la vitesse, tiré des réflexions provenant de l'eau au voisinage de la distorsion 30 de la fig 4, qui a été prise pendant la campagne sismique originelle. La fig ll est un profil ana- lytique de la vitesse provenant des résultats sismiques obtenus pendant la campagne complémentaire Une différence sur la vitesse quadratique moyenne d'environ 12 mètres par seconde à la base de la colonne d'eau est indiquée, qui rend compte du désaccord de 12 millisecondes apparent sur la figure 4 qui utilise les méthodes classiques. On a donc ainsi apporté une méthode pour déterminer la vitesse exacte de propagation dans l'eau à l'endroit de chaque station sismique et faire en même temps les mesures sismiques classiques. Dans un mode d'opération préfé- rable, à chaque station sismique une source sonore est déclenchée pour engendrer un champ d'ondes dans un grand volume d'eau Les réflexions des ondes acoustiques sur les discontinuités isolées présentes dans l'eau, ainsi que les réflexions sur le fond et les couches du sol situées sous le fond, sont reçues par un ensemble de récepteurs séparés par des distances voulues de la Source Un gain est appliqué aux faibles signaux sismiques qui arrivent pendant le temps qui sépare l'impulsion de la source de l'arrivée des réflexions sur le fond. Les données amplifiées sont égalisées en amplitude, pour reconstituer ce qui a été réfléchi par les discontinuités présentes dans l'eau. A l'aide d'une analyse de vites- se de propagation faite avec n'importe quelle méthode adé- quate, la vitesse quadratique moyenne est déterminée à partir des réflexions dans l'eau obtenues à chaque station. En utilisant cette vitesse, un premier modèle de la masse d'eau est établi en fonction de l'épaisseur d'eau sous la Source et les récepteurs. Le temps de voyage des ondes réfléchies est calculé avec ce premier modèle. Avec une vitesse de remplacement présélectionnée, un second modèle pour les temps de propa- gation à travers l'eau est établi, fonction des épaisseurs d'eau Les différences des temps de propagation entre les deux modèles sont appliquées aux temps de propagation re- latifs aux événements sismiques associés au fond et aux couches sous-jacentes. Une première fonction hyperbo- lique est calculée pour le premier modèle, avec les vitesses déterminées comme ci-dessus, et les distances qui séparent les divers récepteurs. Une seconde fonction hyper- bolique est calculée pour le second modèle avec la vitesse de remplacement présélectionnée et les distances latérales à la Source. La différence de temps entre les premières et secondes fonctions hyperboliques est mesu- rée et appliquée au temps de réflexion du deuxième modèle. Bien que l'on ait décrit et/ou représenté des exemples particuliers de mise en oeuvre de la méthode de l'invention, il doit être compris que la portée de cette dernière n'est pas limitée à des exemples mais qu'elle est définie par les revendications qui suivent. R E V E N D I C A T I O N S 1. Méthode d'étude et de traitement des données recueillies lors d'une série de mesures sismiques marines, cette méthode étant destinée à corriger les erreurs produites sur les durées de propagation des réflexions sur le fond et les couches de terrain sous-jacent et dues aux variations de la vitesse de propagation du son dans l'eau et à des fonds irréguliers, caractérisée: par la succession d'étapes consistant à générer un champ d'onde acous- tique sous une masse d'eau en un point source, détecter les réflexions des ondes acoustiques sur les discontinuités présentes dans le volumè d'eau, en un point récepteur séparé du point source par une distance fixée à l'avance, utiliser ces réflexions pour calculer, en fonction de la hauteur d'eau sous la source et le point de réception, la valeur quadratique moyenne (VQM) de la vitesse de propagation du son dans l'eau, utiliser cette VQM pour cal- culer les temps de propagation du champ d'onde à travers la masse d'eau, établir un premier modèle de ladite masse d'eau, construire un second modèle de la masse d'eau en employant une vitesse moyenne de propagation préalablement choisie (vitesse de rempla- cement) et dépendant de la hauteur d'eau sous la source et le récepteur, utiliser ladite vitesse de remplacement pour calculer les temps de propagation du champ d'onde à l'aide du deuxième modèle, et calculer le différentiel de temps de propagation entre les premier et second modèles en appliquant ce différentiel de temps de propa- gation au temps d'arrivée des évènements sismiques liés aux couches de terrain sous-marines; 2. Méthode selon la revendication 1, caractérisée en ce qu'elle comprend la suite d'étapes ultérieures consistant à appliquer au premier et second modèle respectivement les première et seconde fonctions hyperboliques du temps dépendant de la distance qui sépare le point de réception de la source, mesurer les différentiels de temps entre lesdites première et deuxième fonctions hyperboliques du temps, appliquer les différentiels de temps mesurés au temps de propagation du champ d'onde dans le deuxième modèle pour déterminer un temps de remplacement, et appliquer ledit temps de remplacement au temps d'arrivée des évènements sismiques associés auxdites couches de terrain; 3. Méthode selon la revendication 1, caractérisée en ce que l'on utilise une multiplicité de points source et une multiplicité de points récepteurs répartis sur un axe d'exploration; 4. Méthode selon la revendication 1, caractérisée: en ce que l'on utilise lesdits points source et récepteur pour établir un profil par réflexion des couches de terrain; 5. Méthode selon la revendication 1 destinée à modéliser un profil des vitesses quadratiques moyennes de propa- gation du son dans un volume d'eau; le profil servira à la réduction des mesures fondée sur les données re- cueillies par un bateau d'exploration sismique mobile, caractérisée par les étapes ultérieures suivantes définition d'un fenêtre tem- porelle comprise entre l'instant de déclenchement de la sourve sonore et l'arrivée des réflexions produites sur le fond marin, à l'intérieur de laquelle fenêtre les signaux sismiques provenant de la masse d'eau sont amplifiés avec un système automatique de contrôle du gain aux caractéristiques présélectionnées, ajustement de l'amplitude des signaux sismiques amplifiés pour faire apparaître les résultats dus aux réflexions produites dans la masse d'eau, traitement desdits signaux sismiques pour en extraire la vitesse quadratique moyenne de propagation du son dans la masse d'eau, représentation des résultats ainsi obtenus sous forme d'un profil continu; 6. Méthode selon la revendication 5, caractérisée par ce que les points récepteur sont alignés avec le point source; 7. Méthode selon la revendication 5, caractérisée en ce que l'on enregistre des réflexions acoustiques sur les couches de terrain si- tuées sous le fond marin.