FR 2831961 A1 20030509 FR 0114404 A 20011107 L'invention concerne une méthode de traitement en amplitude préservée absolue de données obtenues par la technique de prospection sismique de puits dite PSV dans laquelle on enregistre des ondes sismiques reçues par un ou plusieurs capteurs multi-axes couplés avec les formations environnant un puits, émanant d'une source sismique disposée en surface, soit en arrivée directe, soit après réflexion sur des discontinuités de la formation sous-jacente. I-Etat de la technique La technique dite de PSV est à ce jour utilisée classiquement pour la mesure des temps de propagation et des vitesses, et pour l'obtention d'une référence à phase nulle (zero-phase) de la série des réflexions sur les réflecteurs rencontrées par le puits (le domaine de sommation localisé immédiatement au-dessous de l'emplacement des points de mesure du PSV est communément appelé par les spécialistes corridor stack ou log PSV, et sera référé, ainsi dans la suite du texte). Cependant cette série est produite à l'aide d'outils de traitement qui modifient l'amplitude des signaux réfléchis : multiplication par un gain constant, compensation approximative de divergence sphérique, égalisation dynamique temporelle et égalisation spectrale, etc. Les méthodes classiques permettent en effet de restituer de façon plus ou moins approximative les contrastes d'amplitude des réflexions les unes relativement aux autres selon la procédure de traitement utilisée, mais en pratique elles échouent à restituer le ratio d'amplitude absolue des ondes réfléchies par rapport aux ondes directes arrivant aux récepteurs avec pour conséquence que, d'une part les diffractions de très fortes amplitudes peuvent être confondues avec des réflexions, ce qui conduit l'interprétateur à une erreur d'appréciation de la structure dans le voisinage du puits, et d'autre part l'amplitude réelle des réflexions ne peut pas être exploitée ni interprétée. L'état de la technique dans le domaine de la mesure de l'atténuation en sismique, en particulier par la méthode de Profil Sismique Vertical, et de sa prise en compte au cours du traitement, est illustré par de nombreuses publications et notamment les publications suivantes : - Gardner, G. H.F., L.W. Gardner, and A.R. Gregory : Formation velocity and density- The diagnostic basics for stratigraphie traps. Geophysics Vol.39, NO.6 1974, P.770- 780 - Hauge, P.S. : Measurements of atténuation from vertical seismic profiles, Geophysics, vol.46,1981 p.1548-1558. - Kan, T. K., et al. : Atténuation measurement from Vertical Seismic Profiling, SEG expanded abstracts, LA meeting, October 1981, p.338-350. - Lee, M. W., et al. : Computerprocessing of vertical seismic profile data : Geophysics, vol.48,NO.3, March 1983, p282-287. - Newman Paul : Divergence effects in a layered earth, Geophysics Vol. 38, NO. 3, June 1973, p.481-488. - Newman, P.J , et al. : In situ investigation of seismic body wave atténuation in heterogeneous media, Geophysical prospecting 30,377-400, 1982. - Payne, M. A. : Looking ahead with Vertical Seismic Profiles, Geophysics Vol.59, NO.8, August 1994, p.1182-1191. - Pujol et al. : Interprétation of a Vertical Seismic Profile conducted in the Columbia Plateau Basalts, Geophysics, vol.54, NO10 (October 1989), p1258-1266. - Pujol & Smithson : Seismic Wave Atténuation in Volcanic Rocks from VSP Experiments Geophysics, vol.56,NO.9,(September 1991), p.1441-1445. - Spencer T. W. et al. : Seismic Q - Stratigraphy or Dissipation, Geophysics, vol.47, NO.1 (January 1982), p.16-24. - Spencer, T.W., 1985 : Measurements and Interprétation of Seismic Atténuation in Fitch, A.A.,Ed. Developments in geophysical exploration methods, 6, : science Publ. CO. ,Inc, 71-109. - Stainsby S. D. et al. : Estimation from Vertical Seismic Profile Data and Anomalous Variations in the Central North Sea, Geophysics, vol.50, NO.4 (April 1985), p.615-626. - Rainer Tonn : The Determination of the Seismic Quality Factor Q from VSP Data. A Comparison of Different Computational Methods ; Geophysical Prospecting, April 1990. - Ross, W. S., et al. Vertical seismic profile reflectivity : over downs ; Geophysics, vol.52,NO.8,(August 1987), p.1149-1154. - Rutledge, J.T., and Winkler, H., Atténuation Measurements in Basait using Vertical Seismic Profile Data from the Eastern Norwegian Sea : SEG, Expanded Abstracts, 711- 713.New Orleans, 1987. - Sokora, W ;L., 1996, Predicting Formation Target depth Ahead of the bit with High Accuracy : A case Study fromthe Arun field for a deviated Well : Proceedings of the Indonesia Petroleum Association, IPA96-2.5-028. - Wu R. and K. Aki, Scattering Characteristics of Elastic Waves by an Elastic Heterogeneity, Geophysics, Vol.50, NO.4, April 1985, p582-595. - Yuehua Zeng, Feng Su, and Keiiti Aki, Scattering Wave energy Propagation in Random Isotropic Scattering Medium, JGR, vol.96, NO.B 1, p607-619, January 1991. Les publications mentionnées ci dessus font état de méthodes de mesure de l'atténuation des ondes sismiques en transmission pour les données de profil sismique vertical (PSV). Ces mesures sont parfois effectuées de façon trop approximative, mais malheureusement, aucune de ces publications ne fournit de solution sur la manière d'utiliser ces mesures afin de restituer de façon plus exacte par traitement l'amplitude des événements réfléchis observés sur les PSV, pour toute distance entre la position des capteurs de puits et des réflecteurs, y compris pour les réflecteurs situé sous le fond du puits, ce qui constitue l'objet majeur de la méthode selon l'invention. La divergence sphérique qui représente le facteur le plus important de décroissance d'amplitude d'une onde sismique sphérique est souvent compensée par une loi approximative du type Z =Vt (Newman an Worthington,1982) ou une loi exponentielle du type exp(#f#/Q) pour les événements réfléchis au dessous du fond du puits ( Payne, n 1994), ou encore par une loi en puissance du temps brut T , l'exposant n étant ajusté au jugé typiquement entre 1 et 2, comme le font en général les sociétés de services en sismique de puits. En milieu stratifié proche d'un modèle unidimensionnel, la divergence sphérique peut être prise en compte de façon plus exacte par une loi en t.V2 ( Newman, 1973), mais cette relation est rarement utilisée (Pujol,, 1991). L'impédance locale n'est jamais prise en compte dans les publications évoquées, et l'amplitude des réflexions n'est jamais examinée. L'hypothèse 1D est toujours faite, mais jamais vérifiée dans la littérature. Beaucoup d'auteurs utilisent une méthode d'étude de l'évolution du rapport de spectres d'amplitude de l'arrivée directe du PSV pris à différentes profondeurs ( Kan, 1981) pour déterminer l'atténuation et le facteur de qualité Q qui la caractérise ; d'autres auteurs ( ex : Stainby, 1985) utilisent l'élargissement de la largeur du pulse d'arrivée directe : ces méthodes peuvent donc s' avérer très sensibles aux ondes réfléchies ou diffractées interférant avec l'arrivée directe. Certains auteurs, comme Rainer Tonn (1990) ont comparé avec succès différentes méthodes de mesures. Toutes les méthodes utilisées supposent la stationnarité du signal de l'onde descendante du PSV, et cette hypothèse n'est malheureusement pas toujours vérifiée dans les cas réels. En effet, le fait qu'une onde sphérique se propage en milieu stratifié 1D implique qu'une partie de l'énergie transmise en onde P se convertit en onde S, même pour les faibles incidences de propagation, et de ce fait l'atténuation mesurée sur l'onde directe est souvent surestimée. Malgré tout, l'ordre de grandeur des atténuations mesurées est de 1 à 13 dB par 1000 m (Pujol 1989), pour les roches sédimentaires ou volcaniques hétérogènes. La variation de vitesse fonction de la fréquence est souvent insignifiante entre 10 et 100 Hz, même en considérant un modèle dispersif d'atténuation intrinsèque, les multiples internes pouvant par eux même engendrer une fraction non négligeable de l'atténuation totale, par exemple 30% ou 2 dB pour 1000 m (Kan, 1981). Toute hétérogénéité de vitesse proche du puits peut produire des interférences atténuant le plus souvent les arrivées directes, mais parfois les amplifiant ; cela dépend aussi de la façon de mesurer l'amplitude sur l'arrivée directe (sur le pic, le creux ou le spectre, avec donc un fenêtrage et une variation d'amplitude liée à l'apodisation du signal sélectionné, etc.). Par ailleurs, la propagation en milieu de vitesse aléatoire, donc très hétérogène eu égard à la vitesse, est difficile à étudier, comme en témoigne la complexité des publications d'auteurs comme Wu, ( Wu et al., 1985) , et Yuehua. Zeng, (Zeng, 1991). En général, les PSV en puits vertical et à faible déport de source, ( dits zéro offset) enregistrés en milieu sédimentaire stratifié montrent un signal d'arrivée directe très stable, interféré principalement par les réflexions sur les limites des couches sédimentaires, et se prêtent bien à l'étude fine de l' atténuation du signal sismique. Rappel des causes de variation de l'amplitude sismique. Les deux premières causes ci-dessous concernent la constance de l'énergie d'onde plane à l'émission et à la réception, les deux suivantes concernent les effets dus à la propagation du signal sismique transmis : a) Les variations d'amplitude de la source, qui nécessitent l'enregistrement d'un signal de référence. En pratique, des sources très répétitives dans la forme du signal émis sont employées pour l'acquisition des PSV, et on se contente d'un capteur de surface un peu éloigné de la source pour vérifier la répétitivité et compenser des variations d'énergie d'émission et de l'ordre de sommation vertical. b) Les variations d'impédance locale au niveau du capteur, qui entraînent des variations d'amplitude de l'onde plane transmise à énergie constante. Pour établir des courbes d'atténuation en amplitude, il convient de représenter la racine carrée de l'énergie, ce qui revient à dire que l'on ramène l'amplitude observée à différents endroits d'un milieu d'impédance acoustique variable à l'amplitude d'une onde d'énergie équivalente dans un milieu d'impédance unique. La vitesse de tranche est donnée par le PSV, la densité peut être estimée en première approche par la loi de Gardner ( Gardner, 1974) à partir de la vitesse de tranche c) La divergence sphérique, qui traduit l'expansion du front d'onde, dépend pour sa compensation de la différence des rayons de courbure entre deux points situés sur un même rai sismique. En particulier, dans le cas du PSV, on va chercher à compenser l'effet de divergence sphérique entre l'arrivée directe et les réflexions qui suivent. Cette compensation se doit d'être très précise, car la divergence sphérique constitue le facteur principal d'atténuation, d'un ordre de magnitude supérieur aux autres causes cumulées. Cette compensation dépend de la distance source-géophone ainsi que des caractéristiques de la tranche de profondeur entre le géophone et le réflecteur au-dessous ; a pour effet de ramener l'amplitude de l'onde émise par une source ponctuelle à l'amplitude d'une onde plane pour une direction de propagation identique à celle observée au point de mesure, en négligeant les conversions de mode d'onde ( P-S ou S-P converties). d) L'atténuation d'onde plane en transmission, toutes causes confondues, en milieu 1-D, qui inclut de façon non limitative : les réflexions primaires, les réflexions multiples internes à période courte, l'atténuation intrinsèque de transmission et la diffusion /diffraction, etc., pour autant que ces effets demeurent statistiquement 1-D en ce qui concerne la rugosité des interfaces et de la distribution des hétérogénéités. Cette atténuation est calculée à partir des amplitudes des arrivées directes du PSV. Elle est identique, pour un milieu 1D, dans deux directions de propagation opposées, à cause de la réciprocité des trajets pour une onde de type donné (de type P pur ou S pur) : ces conditions, pour un trajet double vertical d'onde plane dans un milieu en couches horizontales homogènes, et en PSV à déport nul ("zero-offset"), l'atténuation pour une réflexion est égale au carré de l'atténuation mesurée sur arrivée première pour le trajet simple correspondant. On la compense donc en propagation double (aller et retour) pour l'intervalle entre l'arrivée directe et les réflexions qui suivent, en multipliant les amplitudes des réflexions par le carré de l'inverse de l'atténuation en trajet simple mesuré sur le même intervalle profondeur. Cette correction ne dépend pas de la distance source-géophone. Les lois de compensation de la divergence sphérique et de l'atténuation d'onde plane n'ont donc pas la même forme, ce qui explique qu'il a toujours été difficile de compenser ces deux effets conjointement par des lois empiriques. De plus, l'usage de la compensation d'onde plane esquissée ci dessus permet de déterminer les limites de précision des calculs d'atténuation effectués sur l'arrivée directe, et une approche empirique basée sur des hypothèses géologique et géophysique solides et raisonnables permet, lorsque l'hypothèse de propagation en milieu unidimensionnel est valide, d'affiner encore la détermination de l'atténuation lorsque c'est le but recherché. L'atténuation d'onde plane peut dépendre de la fréquence de façon quelconque ; elle est déterminée par bandes de fréquence : La méthode selon l'invention La méthode selon l'invention permet de restituer correctement les amplitudes absolues des événements réfléchis par un traitement plus fin afin d'obtenir comme produit final du PSV, d'une part, en amplitude absolue, une série quantifiée des coefficients de réflexion rencontrés par le forage à l'endroit du puits, d'autre part, en amplitude préservée, c'est à dire avec la meilleure précision possible sur les amplitudes, un champ d'ondes réfléchies dit profond lorsque la distance entre le capteur de fond et le contraste d'impédance générant une réflexion est important, en particulier au dessous du fond du puits, afin d'effectuer par exemple une prédiction plus précise des caractéristiques des formations au devant d'un forage en progression. La méthode de traitement selon l'invention permet de restituer les rapports d'amplitude absolus entre, d'une part, les signaux sismiques correspondant à des ondes montantes qui ont été émises par une source sismique couplée avec une formation géologique, puis réfléchies sur des discontinuités du sous-sol, ces signaux étant reçus par différents récepteurs sismiques couplés avec la paroi d'un puits au travers de la formation et à distance les uns des autres, et d'autre part, les signaux sismiques correspondant à des ondes descendantes (ou arrivées directes) reçues par les mêmes récepteurs sismiques et provenant directement de la source sismique. Pour atteindre l'objectif recherché, la méthode consiste essentiellement à déterminer quantitativement toutes les causes principales de l'atténuation des ondes sismiques, à s'en servir pour compenser de façon plus appropriée l'amplitude des réflexions mesurées par le PSV suivant la distance du point de réflexion aux récepteurs dans le puits, et également à restituer l'amplitude exacte, dite absolue, des coefficients des réflexions observées, en pourcentage, car cette information quantitative a une incidence concrète à la fois pour le géologue en ce qui concerne l'interprétation des résultats de la prospection sismique, et pour le géophysicien pratiquant la prospection sismique de surface en ce qui concerne l'ajustement de certains paramètres d'acquisition ou du traitement des données de la sismique de surface. La méthode est caractérisée en ce qu'elle comporte essentiellement les étapes suivantes : a) On normalise d'abord les arrivées directes aux récepteurs sismiques (R) sous la forme d'une impulsion d'amplitude unité à phase nulle dans une bande de fréquence limitée déterminée par le bon rapport signal à bruit observé dans cette bande, effectuée après avoir déconvolué la signature du champ total des ondes descendantes et montantes par les ondes descendantes, ce qui permet de compenser les arrivées réfléchies de toutes les causes physiques d'atténuation concernant le trajet d'arrivée directe entre la source et le récepteur. Cette compensation inclut par exemple toutes les variations possibles d'amplitude et de phase de l'arrivée directe et du train d'onde descendant en fonction de la profondeur du récepteur, la divergence sphérique de l'arrivée directe, et l'effet dû à l'impédance de la formation géologique localement au droit du récepteur. b) On sépare ensuite les ondes montantes et descendantes, au moyen de filtres de vitesse multitraces dont on ajuste les paramètres aux ondes observées. c) Ensuite, on compense les différences entre les amplitudes reçues par chacun des récepteurs sismiques dues à la divergence sphérique entre les trajets des ondes montantes et les trajets des ondes descendantes émanant directement de la source sismique. Cette compensation étant calculée de préférence de façon univoque par la profondeur du récepteur, la profondeur du réflecteur sous jacent et les caractéristiques de vitesse du milieu de propagation. Suivant un mode de mise en #uvre, la méthode comporte une compensation de l' atténuation de transmission (sélectivement par bande de fréquence de préférence) sur le trajet double entre le niveau de chaque récepteur sismique et le niveau de chaque discontinuité réfléchissante calculée à partir des amplitudes mesurées sur les arrivées directes aux récepteurs sismiques. Suivant un mode de mise en #uvre, la méthode comporte une compensation de l'atténuation de transmission sur le trajet double entre le niveau de chaque récepteur sismique et le niveau de chaque discontinuité réfléchissante effectuée de sorte à normaliser l'amplitude de réflecteurs clés à la valeur mesurée sur les récepteurs placés immédiatement au-dessus des réflecteurs clés. On choisit par exemple une loi de normalisation des réflecteurs clés permettant de déterminer avec précision l' atténuation des formations intersectées dans la dite zone de profondeur. De cette manière, on mesure de l' atténuation d' onde plane dans un mode d'onde unique soit de pression (ondes P) soit de cisaillement (ondes S) non affecté par des conversions de mode et les pertes en transmission. Suivant un mode de mise en #uvre, on détermine l'énergie sismique perdue par conversion de mode d'onde au cours de la transmission au travers des interfaces sismiques réfléchissantes dans ladite bande de fréquence, en faisant la différence entre la loi d'atténuation d'onde plane en trajet double utilisée pour normaliser l'amplitude de réflecteurs clés dans la dite zone de profondeur, (de préférence dans un environnement structural assimilable à un modèle unidimensionnel 1-D), et le carré de la loi d'atténuation d'onde plane en trajet simple mesurée sur les arrivées directes aux dits récepteurs sismiques et dans la même bande de fréquence. La méthode peut comporter une inversion en impédance de la trace sismique sommée (Log PSV) ou de toute image de sismique de puits en amplitude préservée : champ d'onde réfléchi en amplitude préservée, imagé par un PSV en offset , par un PSV en puits dévié ou par un profil sismique de puits de type walkaway avec source mobile. Par cette opération, on peut déterminer l'impédance et la vitesse sismiques des formations audessous de la profondeur provisoire atteinte par le forage et améliorer en conséquence l'efficacité des décisions prises pour la poursuite du forage. Cette application spécifique du PSV en puits vertical ou dévié est communément appelée PSV de prédiction au delà du trépan ou au delà du fond de trou , et est effectuée soit à partir d'un PSV dit intermédiaire , enregistré avant la pose d'un tubage intermédiaire, soit à partir d'un PSV enregistré pendant forage et traité à plusieurs reprises au cours de l'approfondissement du forage. Dans le cas où chaque récepteur sismique comporte trois capteurs orientés suivant trois axes différents, la méthode comporte par exemple le traitement isotrope des trois composantes orientées et la prise en compte de la résultante totale des trains d'ondes directes descendantes pour les opérations de déconvolution et de normalisation. La méthode peut comporter aussi un prétraitement pour compenser les variations d'amplitude des ondes émises par la source dues à des défauts de répétitivité ainsi qu'une déconvolution de signature de la source sismique. La méthode selon l'invention ne fait pas appel à l'analyse des spectres d'amplitude des arrivées directes, ni à aucune sorte de loi de décroissance de l'amplitude en fonction de la fréquence, mais seulement aux mesures PSV initiales, par mesure des attributs de temps et amplitudes des arrivées directes. La méthode peut s'appliquer au traitement de restitution des événements sismiques réfléchis en mode converti de type P-S ou S-P, ou en mode pur S-S. Présentation sommaire des figures D'autres caractéristiques et avantages de la méthode selon l'invention, apparaîtront à la lecture de la description ci-après d'exemples non limitatifs de réalisation, en se référant aux dessins annexés où : - la Fig.l montre schématiquement une configuration d'acquisition convenant pour une méthode de prospection sismique de type PSV à déport nul : la source n'est pas déportée latéralement, et dans un milieu dit 1-D , assimilable à une dimension, où les variations majeures dépendent seulement de la profondeur ; - la Fig. 2 montre un exemple d'enregistrement PSV brut, composante verticale ; - la Fig. 3 montre des arrivées directes horizontalisées et normée dans trois bandes de fréquence avec des arrivées secondaires de faible amplitude ( peg-legs ) entre 70-100 Hz; - les Fig. 4a, 4b, 4c montrent, en fonction de l'échelle temps double vertical (Tv), et de gauche à droite, la vitesse d'intervalle (Vint.), la vitesse quadratique (Vrms) et le facteur de divergence sphérique (V2rms, Tv) ; - les Fig. 5a, 5b, 5c montrent, dans trois bandes de fréquence consécutives, les lois d'atténuation d'amplitude d'onde plane, en fonction du temps double, normée à l'unité pour les niveaux de mesure situés au fond du puits ; - la Fig. 6 montre un résultat d'un traitement standard égalisé sans filtrage de l'onde de tube ; - la Fig. 7a montre un résultat de traitement effectué sur les arrivées directes normalisées, avec filtrage de l'onde de tube et compensation uniquement de la divergence sphérique ; - la Fig. 7b montre un résultat analogue à celui de la Fig. 7a après compensation supplémentaire de l'atténuation d'onde plane toutes causes confondues, dans la bande de fréquence 10-70 Hz ; - la Fig. 7c montre un résultat analogue à celui de la Fig. 7a, à partir d'un autre jeu de données PSV ; - la Fig. 7d montre un résultat analogue à celui de la figure 7c, en amplitude absolue pour le Log PSV, après sommation isotrope sur chacune des 3 composantes dans le domaine des réflexions situées juste au-dessous des capteurs de puits ; - la Fig. 8 représente les courbes en dB de variation de gain (traces de gain) utilisées pour la compensation de la divergence sphérique ; - les Fig. 9a, 9b montrent respectivement un log PSV en amplitude préservée ( Fig. 9a) et un log obtenu avec un outil de log de type sonic ( Fig.9b) ; et - les Fig.lOa et lOb montrent l'inversion en impédance d'un log PSV (Fig.lOa) et un log obtenu avec un outil de type sonic non calé (Fig.lOb), tous deux dans une échelle de temps double. DESCRIPTION DETAILLEE On considère, dans le cadre d'opérations de prospection sismique de type PSV, (cf. Fig.l) des traces sismiques acquises par un ou plusieurs récepteurs sismiques R couplés avec la paroi d'un puits foré au travers d'une formation géologique, en réponse au déclenchement d'une source sismique S (un vibrateur par exemple). Les ondes reçues sont des arrivées directes ou descendantes DW et des ondes réfléchies UW sur des discontinuités D de la formation (ou ondes montantes). La méthode selon l'invention pour l'essentiel va consister non seulement à mesurer toutes les causes principales de l'atténuation des ondes sismiques, mais également à s'en servir pour compenser de façon plus appropriée l'amplitude des réflexions mesurées par le PSV suivant la distance du point de réflexion au récepteur dans le puits. La méthode va permettre de restituer l'amplitude exacte, dite absolue, des coefficients des réflexions observées, car cette information quantitative a une incidence concrète à la fois pour le géologue en ce qui concerne l'interprétation de la sismique, et pour le géophysicien de sismique de surface en ce qui concerne l'ajustement de certains paramètres d'acquisition ou du traitement des données de la sismique de surface. Une application importante consiste à prédire au dessous de la profondeur totale provisoire d'un puits, divers paramètres importants : distance d'un réflecteur clé à atteindre par forage , vitesse des formation,- en particulier lorsqu'on suspecte la présence de couches en surpression potentiellement dangereuses pour les opérations de forage comme décrit dans les références précitées : Sokora 1996, Ross 1987, Payne 1994. 1) Description du traitement de données sismiques de PSV en amplitude préservée 1. 1 Compensation des variations d'amplitude de la source L'une des règles de l'art communément en usage pour l'acquisition des données sismiques de type PSV, consiste à placer un capteur en surface( SS) à proximité de la source( S), comme indiqué sur Fig.l, afin de vérifier que le signal émis par la source est effectivement répétitif : si le signal de source est répétitif et qu'une variation du signal d'arrivée directe enregistré par le récepteur se manifeste de façon progressive en fonction de la profondeur, il faut s' attendre à une anomalie notoire de la structure dans le voisinage du puits, et le milieu de propagation ne peut plus être assimilé à un milieu uni-dimensionnel, ou milieu 1-D. Le traitement débute par la normalisation éventuelle de l'amplitude d'émission d'un tir à l'autre si celle ci n'est pas constante. Bien que cette normalisation soit souvent inutile quand on utilise un vibrateur (émission de type vibroseis ), un rejeu à gain constant d'une trace de surface constitue néanmoins le contrôle minimal dans tous les cas de figure. Lorsqu'une sommation verticale est effectuée, l'ordre de sommation doit être compensé. Pour normaliser, on effectue le pointé des amplitudes sur le signal de forme constante du capteur de référence, puis on divise toutes les traces du tir correspondant par l'amplitude pointée. Pour les opérations de prospection PSV réalisés offshore en utilisant un canon à air comme source sismique, une déconvolution de signature doit être effectuée au préalable, suivie d'une sommation verticale ; la signature est enregistrée tir à tir par un hydrophone usuellement placé de 3m à 8m environ au-dessous de la source, le signal fourni par l'accéléromètre solidaire du canon n'étant absolument pas représentatif du signal émis. La déconvolution de signature compense à la fois des variations de forme et de temps d'arrivée (phase et amplitude). 1.2 Compensation des variations d'impédance au niveau du capteur Cette compensation n'intervient que dans l'établissement de la courbe d'atténuation d'onde plane toutes causes comme on le verra ci-après, à partir des mesures d'amplitude brute. Comme on l'a vu précédemment, la compensation s'effectue naturellement pour les réflexions, lorsqu'on déconvolue les ondes réfléchies par l'onde directe prise comme signature. Il convient toutefois de s'assurer d'une part que la déconvolution de l'onde directe par le même opérateur appliqué aux réflexions restitue une impulsion à phase nulle identique en amplitude pour toutes les traces, et d'autre part que les programmes de séparation des ondes montantes et descendantes n'altèrent pas les amplitudes avec la profondeur : en particulier faire attention aux effets de bord. 1. 3 Récupération de divergence sphérique pour les opérations de PSV en milieu 1D A faible déport ou offset de tir, faible déviation, faibles pendages, on applique comme il est connu, le facteur multiplicatif V2.t où V= Vrms (vitesse quadratique moyenne) et t, est le temps brut d'arrivée directe ( temps vertical pour le PSV à déport nul (zéro-offset). La vitesse Vrms est calculée à partir des vitesses de tranche vi mesurées à la cote de profondeur i : v, =tl-tl-1 par : zl-zl-1 Considérons une réflexion au temps brut t, sur la trace dont le temps d'arrivée directe est t0, (t > t0). Le temps double de cette réflexion est T = t +t0. Si W(to) représente la vitesse rms du temps direct t0, notons W (t) vitesse rms de la réflexion au temps brut t. La correction de divergence sphérique à appliquer à cette réflexion est donnée par le facteur multiplicatif s.d(t,t0)=t.W2(t) facilement calculable par la loi additive (1) en v2.t : avec To= 2 t0 ( temps double aller-retour ) et V = Vrms pour les temps doubles. Les mesures des temps d'arrivée directe aux récepteurs sismiques permettent de déterminer aisément les vitesses d'intervalles (Fig 4a), la vitesse quadratique (Vrms, Fig.4b), et le facteur de divergence sphérique ( t.V2rms, Fig. 4c), représentés versus temps double. On remarque que pour un trajet double T dans un milieu 1D à incidence nulle, la vitesse rms pour le trajet aller-retour V(To) est identique à la vitesse rms W(to) du trajet simple t0, la loi V (T) exprimée comme fonction de la variable temps double T, alors que W(t) est la vitesse rms physique fonction d'un temps de trajet quelconque. Par ailleurs, on voit d'après l'équation (2) que le facteur de divergence sphérique à appliquer au temps t de la trace en temps brut dépend du temps double vertical équivalent T = (t + to ) et de to . Il apparaît alors plus commode d'effectuer une translation en temps du signal réfléchi vers la position temps double : cette translation de +t0 correspond à un changement de variables de la fonction s.d(t,to) mais la valeur de cette dernière reste identique : t devient t + to= T; todevient to+ to = To, dans la partie gauche de l'équation 2 seulement : SD (T, To) = SD (t+to, 2to) = sd(t, t0) La divergence sphérique (SD) en temps double (T) prend donc la forme simple : Ainsi, la divergence à appliquer au temps double T ne dépend que de T et du temps double de l'arrivée directe T0 de la trace correspondante. De plus, comme après déconvolution des ondes montantes par les ondes descendantes, l'arrivée directe déconvoluée par elle-même est déjà normée à une impulsion ou spike unitaire, il convient de normer à l'unité le facteur de divergence au temps de l'arrivée directe, c'est à dire au temps double direct To après horizontalisation des ondes réfléchies, d'où l'expression de la divergence normée (SDN) à appliquer sur les signaux réfléchis : Par conséquent, il suffit de calculer la trace g(T) = T.V2(T) = 2t.v2(t) à partir de la suite discrète des valeurs g(T ), i étant l'indice des cotes profondeurs de mesures PSV et T0i le temps double correspondant, g (T), le rayon de courbure du front d'onde. T = temps double, V= loi de vitesse rms en temps double, t = temps simple v = loi de vitesse rms en temps simple, Ensuite pour chaque trace d'indice i, on calcule la variation de gain à appliquer pour compenser la divergence sphérique : En dessous du fonds du puits, on estime la vitesse Vrms pour extrapoler la fonction g(T), grâce à des données fournies par des opérations sismiques réalisées en surface et/ou aux vitesses de tranches estimées ou connues par ailleurs. L'extension du calcul de la compensation de divergence sphérique pour les puits déviés et la source en offset horizontal du récepteur de puits est généralisable par les opérations suivantes : a) définition d'une loi de vitesse pour les corrections d'obliquité (dite également Vitesse NMO par les spécialistes) pour chaque cote de profondeur ; b) compensation de divergence sur les ondes directes et réfléchies par le programme approprié existant dans les logiciels usuels de traitement des données de sismique de surface des contracteurs de géophysique ; et c) renormalisation (gain constant) de l'amplitude de l'arrivée directe, déjà normée en entrée après déconvolution, application du même gain constant aux réflexions. L'extension du calcul de la compensation de divergence sphérique pour des ondes réfléchies converties, par exemple de type P-S avec onde incidente de type P ( Pression) et réflexion en onde convertie de type S( cisaillement), ne pose aucun problème particulier. Par exemple pour les faibles déports, l'expression de la divergence sphérique en mode PS devient: avec tp : temps de l'onde incidente P jusqu'au réflecteur. tsr : temps de l'onde réfléchie S du réflecteur jusqu'au capteur de puits tps = tp + tsr tso : temps de l'onde directe S entre source de surface et capteur de puits tp+ts : temps d'un trajet réfléchi P-S surface-réflecteur-surface On a par définition La divergence sphérique (SDps) en temps double (T) prend donc la forme simple : SDps(tps0)= tp.W 2 (tp) + ts.W2(ts)- tso.W2(ts0) (5) Pour compenser la divergence sphérique entre l'arrivée directe P et l'arrivée réfléchie PS, on peut appliquer alors la loi simple suivante, sur des traces réfléchies du PSV , de préférence mises en temps double surface tp+ts : 1. 4 Récupération de l'atténuation d'onde plane toutes causes confondues en milieu 1D homogénéisé en impédance, déduite des mesures d'amplitude brute du PSV à déport nul. Soit A (z) A (t) brute de la composante verticale, axiale au puits, après normalisation de la source à énergie constante. La mesure de l'amplitude brute est faite automatiquement en traitement standard au même titre que la mesure du temps de l'arrivée première. On définit l'amplitude d'onde plane équivalente par Ap : En effet l'amplitude brute compensée de divergence sphérique A'p = A.V2.t correspond à l'amplitude de l'onde plane équivalente se propageant dans le même milieu, donc dans un tube de rayon de section cylindrique invariable, dans la mesure où il n'y a pas de conversion de mode d'onde. La densité d'énergie de cette onde plane s'exprime par la relation connue : E = p.v(A'p ) 2 ; homogénéiser l'impédance du milieu revient à le ramener au milieu d'impédance unité, dans lequel l'onde plane considérée a la même énergie E =Ap2définissant ainsi Ap par l'expression (5) ci-dessus. 1.4.1 Détermination de la courbe Ap (Z) Ap(t) - La vitesse de tranche v est déduite du PSV, elle s'accroît souvent du simple au double avec la profondeur (#2 équivaut à 3 dB) entre 200 m et 2000m. - La densité p n'est pas connue, on peut la supposer constante à priori, mais il est plus précis de prendre une estimation par la loi empirique de Gardner déjà cité : p = 0.23 v.25, bien représentative en dehors du sel et des zones à gaz, en respectant la contrainte suivante : 2 La variation locale maximale de la densité p est de J# =1.22 pour l'atténuation, mais elle est de 1.5 (3.5dB) pour la compensation (carré inverse de l'atténuation). Il convient ensuite de lisser la courbe Ap (Z) car il subsiste des écarts dus à la fois au bruit, au couplage, et aux interférences de l'arrivée directe par les fortes réflexions proches, qui entraînent des variations locales de l'amplitude brute mesurée sur l'arrivée directe, car seules importent les variations des basses fréquences en fonction de la profondeur de l'atténuation d'onde plane (tendances lentes mais indéniables). A la fin du traitement, après inversion du log PSV en amplitude préservée, on peut utiliser l'impédance pv ainsi obtenue pour corriger les variations en haute fréquence avec la profondeur (HF) des courbes d'amplitude. On peut de plus corriger l'atténuation toutes causes Ap (Z) l'atténuation dues aux réflexions primaires et aux multiples de courte période, afin d'atteindre l'atténuation intrinsèque véritable. 1. 4.2 Compensation de l'atténuation d'onde plane toutes causes sur le champ d'ondes réfléchies Il suffit de compenser du trajet double vertical 1D au-dessous du géophone, après l'arrivée première sur la trace enregistrée. En vertu du principe de réciprocité, l'atténuation subie est identique pour le trajet aller et pour le trajet retour, donc le facteur multiplicatif de l'atténuation est au carré pour le trajet aller-retour. Si l'on raisonne en trajet double 1D, et sur les réflexions PSV mises en temps double vertical T, on voit que la compensation d'amplitude 1D à appliquer après l'arrivée directe en temps double Test l'inverse du rapport : Ap (t) étant l'amplitude en temps double à partir d'une source de surface (ou une autre origine). Sachant que Ap(T)=Ap2(t) avec (t=T/2) temps simple apparaissant dans l'équation (5), il est aisé d'obtenir la trace AN(T,TO ) pour chaque trace de signaux de réflexion, à partir de la suite des valeurs Ap(T0i) après lissage et de la trace Ap(t) échantillonnée en temps au pas de la trace réflexion et extrapolée sous le puits à raison par exemple de 4 dB par 1000 m en trajet simple, valeur moyenne observée dans les formations sédimentaires par différents auteurs. La trace AN(T, T0i) représente l'inverse du gain à appliquer après le temps double T0i pour compenser les amplitudes de réflexion de toutes les causes d'atténuation d'onde plane possibles pour la propagation 1D. 2) Exemples de PSV L'atténuation étant un phénomène connu dans la littérature pour varier avec la fréquence, les mesures ont été faites dans 3 bandes de fréquence de 30 Hz : 10-40Hz, 40-70 Hz et 70- 100 Hz. Les compensations doivent être effectuées dans les bandes correspondantes, dans le cas où elles s'appliquent (hypothèse 1D). Dans le cas présent, une seule compensation a été appliquée pour toutes les fréquences, correspondant à l'atténuation quasi-identique des deux bandes inférieures 10-40 Hz et 40-70 Hz. 2-1 Arrivée directe et répétitivité de la source La source (un vibrateur) a été vérifiée du point de vue de sa répétitivité en forme et amplitude du signal émis, par un sismographe fixe en surface. Aucune anomalie visible n'a été notée quelle que soit la fréquence. Par précaution, les traces sismiques de PSV présentant des résonances fortes ont été éliminées du traitement dès l'entrée ; dans le cas présent, l'onde de tube n'est pas très énergique (Fig. 2 rejeu norme du PSV brut), sauf pour les résonances au droit d'une mauvaise cimentation locale du casing. La Fig. 3 est un rejeu de l'arrivée directe horizontalisée par un pointé séparé dans les 3 bandes de fréquence consécutives, les pointés ne montrent pas de dérive mesurable sur la totalité de l'intervalle profondeur de mesure d'une bande par rapport à l'autre ( Le résultat du traitement en Amplitude Préservée ( dit traitement PAM ) des réflexions avec filtrage de l'onde de tube et compensation de divergence sphérique uniquement est représenté (Fig.7a). Il diffère du résultat de traitement standard égalisé sans rejection de l'onde de tube (Fig.6), en ce que le début de la trace active, proche de l'arrivée directe, a une amplitude relative trop importante sur le rejeu égalisé, idem pour les réflexions à partir de 0. 5 s sous le fond du puits. Le seul effet positif de l'égalisation est cosmétique par minimisation des bruits de résonances d'outil liés à l'onde de tube. Les effets de l'égalisation temps sans égalisation spectrale (Fig.6) ne sont absolument pas propices à une interprétation des amplitudes. Lorsqu'on compense les réflexions de l'effet de divergence sphérique uniquement (Fig. 7a), on constate une bonne restitution relative des amplitudes. Une analyse de fréquence montre qu'il convient d'appliquer une compensation d'atténuation d'onde plane supplémentaire adaptée à chaque bande de fréquence. On peut remarquer la finesse de définition des lois de gain pour la récupération de la divergence sphérique sur Fig.8. Dans le cas présent, on a supposé la densité constante, et la Fig. 7b montre l'effet de surcompensation par l'atténuation d'onde plane toutes causes confondues, mesurée sur arrivée première dans la bande 10-70 Hz. En outre, le gain de compensation a été filtré par un passe-bas à 15Hz avant application, afin de lisser les anomalies de haute fréquence (HF) résiduelles de la courbe APN ( Fig.4a, 4b, 4c) d'atténuation de l'Amplitude d'onde Plane Normalisée. On note (Fig. 7b) une nette surcompensation des réflexions profondes (Dogger) situées entre 1. 2s et 1. 5s dans la partie haute du puits, avec augmentation brutale des amplitudes au-dessus du Portlandien vers 1200 m de profondeur, profondeur au-dessus de laquelle l'atténuation est plus prononcée et où l'onde directe s'accompagne d'un léger changement de signature HF. La surcompensation d'amplitude observée indique que l'atténuation de 6 dB en trajet simple entre 800 m et 1300 m de profondeur est certainement trop importante au-dessous de 70 Hz : le pointé de l'amplitude du Dogger sur réflexion compensée vers 1. 2s-1.35s (Fig. 7b) entre 10-50 Hz montre une surcompensation d'un facteur 4 (12 db) environ entre cotes hautes et cotes basses, acquise progressivement entre 700 m et 1400 m. Le fait d'avoir négligé la densité (facteur 1. 5 maximum, ou b) n'explique pas l'intégralité de cette surcompensation. Ceci signifie que l'atténuation des ondes de pression (P) est surestimée par la mesure directe des amplitudes d' arrivée directe et donc qu'une partie de l'énergie de l'arrivée directe est convertie en énergie d'onde de cisaillement (S) qui n'a pas été prise en compte dans la méthode de mesure de l'atténuation d'onde plane en mode de pression (P). En pratique, la compensation correcte de l'atténuation d'amplitude en onde P peut être estimée à l'inverse de AN(t,to) et non de AN(T,TO ) qui représente le carré de AN(t,t,,), selon la définition de l'équation 6. La Fig. 7c fait apparaître en tête des signaux réfléchis du PSV la signature extraite de l'onde descendante, et déconvoluée par elle-même, et normée à l'amplitude absolue de 10%, afin d'évaluer visuellement les amplitudes des ondes réfléchies déconvoluées et filtrées par le même opérateur, les ondes réfléchies étant normées par rapport à une onde incidente de 100%. Cette représentation simultanée des ondes réfléchies en amplitude absolue avec l'onde descendante ayant subi les mêmes filtrages y compris la séparation d'onde puis division par un facteur 10, s'avère particulièrement parlante pour le géophysicien . De façon empirique et pragmatique, il est légitime de faire une estimation fiable de l'atténuation d'onde plane toutes causes à partir des signaux des réflexions compensées de divergence sphérique par normalisation d'une forte réflexion horizontale à une constante égale à l'amplitude absolue de cette même réflexion lue à proximité immédiate de l'arrivée directe. Si le milieu est 1D, on peut ainsi compenser de toutes les causes de l'atténuation, la façon de procéder par bandes de fréquence permet même de s'affranchir de l'hypothèse à Q constant (atténuation linéaire avec la fréquence). Si le milieu n'est pas 1D, on peut s'en apercevoir en mesurant l'amplitude des fortes réflexions continues après compensation et faire les approximations plausibles de la compensation d'amplitude d'onde plane qui permettent de rendre l'amplitude des réflexions cohérentes, en l'absence d'effet de variation d'amplitude en fonction du déport (AVO). Afin de représenter les résultats de PSV en amplitude préservée et absolue de façon plus parlante, on suggère de représenter l'ondelette de convolution du PSV en tête des signaux réfléchis ( Fig 7c, 7d) avec une amplitude normée à 10%, dans la même bande de fréquence que les réflexions déconvoluées, et dans la même polarité : cette ondelette est obtenue après déconvolution du train d'onde descendante par lui-même et division par 10, et application du signe d'un coefficient de réflexion correspondant à un accroissement d'impédance avec la profondeur. En plus de la facilité accrue de lecture des amplitudes sismiques, cet assemblage de signaux est particulièrement utile au géophysicien lorsque ce dernier désire appliquer un filtrage en fréquence identique sur l'ondelette et sur le champ d'onde réfléchi, car il suffit alors d'appliquer le filtre à une seule trace sismique composite et d'éviter des erreurs d'inattention au cours du traitement. On a représenté sur la Fig.7d les 3 composantes Z (verticale), -Nord) et Y(horizontale -Est) ; la composante R représente la résultante totale de la réflexion dans la direction de polarisation maximale pour chacune des réflexions de type P-P. 2-3 Inversion Dans tous les cas de figure, on peut calculer les coefficients de réflexion dans la zone loggée du PSV de façon précise et les comparer à ceux donnés par calcul à partir des diagraphies obtenues avec un outil de type sonic (si possible combinées avec des mesures de densité), puisque les compensations appliquées sont minimales pour les réflecteurs situés immédiatement au-dessous du géophone (dans le domaine dit du corridor stack ou Log PSV). Le log PSV en amplitude préservée obtenu (Fig. 9a) montre les coefficients de réflexion en millièmes : on voit que la plupart des coefficients de réflexion sont inférieurs à 0.1, sauf au Kimméridgien (- 0. 17), au toit du Dogger (+0. 23), et au Bajocien (0.25). La comparaison avec les réflexions calculées à partir du sonic, (Fig. 9b), est bonne qualitativement pour les forts réflecteurs monoclinaux à faible pendage ; au Kimméridgien (920ms) et Dogger (1220ms), localement différente au Lusitanien (1070-1100ms) et Cénomanien à Aptien (500-700ms). Deux facteurs peuvent intervenir pour expliquer les différences : d'une part la densité peut ne pas varier toujours comme le signal produit par l'outil sonic (ce dernier n'est pas calé par les temps du PSV), d'autre part le domaine dit du corridor stack utilisé pour produire le log PSV, qui "voit" dans un rayon de 25 à 50 m autour du puits, moyenne les effets dus à la présence d'hétérogénéités dans le voisinage du puits et il est moins sensible aux hétérogénéités décimétriques et au cavage du trou de forage comme le sont les diagraphies. En ce sens, le log PSV restitue un modèle 1D plus représentatif que les diagraphies pour caler la sismique de surface. La Fig.lOa montre l'inversion en impédance du log PSV en comparaison des données obtenues par l'outil sonic non calé à droite, en échelle de temps double. Seule l'adjonction du log de densité aux résultats de l'outil sonic permettrait de juger de la fiabilité du log PSV en haute fréquence (HF) pour la restitution quantitative fine de l'impédance. 3) Applications particulières du traitement des PSV en Amplitude Préservée La normalisation de l'arrivée directe PSV déconvoluée par elle-même, suivi d'une récupération précise de la divergence sphérique, permet une lecture plus critique du rejeu des réflexions déconvoluées : les événements d'amplitude anormalement élevée, comme certaines diffractions par exemple, sont mis en évidence, ce qui conforte l'interprétation structurale qui en découle. Les opérations sont également possibles en trois composantes, en combinant la méthode de traitement des PSV en amplitude préservée avec la méthode décrite par exemple dans le brevet FR 2. 759.172 (US 6,076,045) du demandeur. Le PSV traité en amplitude préservée permet de quantifier précisément les coefficients de réflexions en amplitude absolue dans la bande de fréquence déterminée par le signal d'arrivée directe enregistrée par le récepteur du PSV : la précision est estimée à 7% environ. A titre d'exemple, ceci permet de mettre en évidence les couches géologiques qui se comportent comme des écrans sismiques, de produire de meilleures simulations par modélisation le cas échéant, et d'effectuer une estimation précise de l'amplitude d'éventuels multiples internes pouvant affecter les résultats de sismique de surface. L'ordre de grandeur des atténuations mesurées, ainsi que l'absence de dérive du pointé des temps d'arrivée directe pour différentes fréquences entre 10 et 100 Hz permet d'affirmer qu'aucune variation sensible de phase du signal transmis n'est observable : donc les déconvolutions se doivent de ne pas en introduire en sismique de surface. Exemple d'identification d'événement multiple Le PSV en amplitude préservée traité précédemment montre (Fig. 7b) l'amplitude véritable des réflexions primaires au-dessous du fond du puits, dans l'intervalle 1. 6s-1.8s, avec les multiples à tendance basse fréquence mélangés à de possibles conversions descendantes SP réfléchies sur le Portlandien-Kimméridgien. Les réflexions primaires profondes apparaissent de façon non perturbées lorsque le géophone est situé sous le Kimméridgien, aux profondeurs supérieures à 1200 m, ce qui signifie que ce dernier réfléchit fortement les ondes et provoque des multiples avec la surface ou la subsurface immédiate. Une analyse de fréquence à l'aide de filtres passe bande permet de confirmer ce diagnostic. Une autre application importante de la méthode consiste par exemple à prédire l'impédance et la vitesse sismique des formations au dessous de la profondeur provisoire d'un puits au cours d'une opération de forage, par inversion des réflexions sismiques, afin de conduire les opérations de forage ultérieures de façon plus sûre ou plus économique. Pour cette application, on comprend aisément qu'un post-traitement d'inversion des résultats du PSV en impédance acoustique restituera de meilleurs résultats à partir d'un traitement du PSV en amplitude préservée. Une autre application possible va consister, grâce à la restitution des événements sismiques en amplitude préservée, à discriminer de façon assurée, la nature réelle des événements observés, de type réflexion avec conversion P-P, P-S, S-P, S-S, diffraction en mode P ou en mode S, réfraction, correspondant à des schémas interprétatifs totalement différents en ce qui concerne la structure géologique dans le voisinage du puits. REVENDICATIONS 1) Méthode de traitement sismique pour restituer dans le cadre d'une méthode de prospection sismique de type PSV, les rapports d'amplitude absolus entre d'une part des signaux sismiques correspondant à des ondes montantes qui ont été émises par une source sismique (S) couplée avec une formation géologique et réfléchies sur des discontinuités du sous-sol, ces signaux étant reçus par différents récepteurs sismiques couplés à distance les uns des autres avec la paroi d'un puits au travers de la formation, dans une certaine zone de profondeur du puits, et d'autre part des signaux sismiques correspondant à des ondes descendantes (ou arrivées directes) reçues par les mêmes récepteurs sismiques et provenant directement de la source sismique, caractérisée en ce qu'elle comporte essentiellement : - une normalisation des arrivées directes aux récepteurs sismiques (R) sous la forme d'une impulsion d'amplitude unité à phase nulle dans une bande de fréquence limitée déterminée par le bon rapport signal à bruit observé dans cette bande, effectuée après déconvolution de signature du champ total des ondes descendantes et montantes par les ondes descendantes, permettant de compenser les arrivées réfléchies de toutes les causes physiques d'atténuation concernant le trajet d'arrivée directe entre la source et le récepteur ; - une séparation des ondes montantes et descendantes, effectuée par des filtres de vitesse multitraces dont on ajuste les paramètres aux ondes observées, et - une compensation des différences entre les amplitudes reçues par chacun des récepteurs sismiques (R) dues à la divergence sphérique entre les trajets des ondes montantes et les trajets des ondes descendantes émanant directement de la source sismique. 2) Méthode selon la revendication 1, caractérisée en ce qu'elle comporte une compensation de l'atténuation de transmission sur le trajet double entre le niveau de chaque récepteur sismique (R) et le niveau de chaque discontinuité réfléchissante calculée à partir des amplitudes mesurées sur les arrivées directes aux récepteurs sismiques. 3) Méthode selon la revendication 3, caractérisée en ce que la dite compensation d'atténuation de transmission est effectuée sélectivement par bande de fréquence. 4) Méthode selon la revendication 1, caractérisée en ce qu'elle comporte une compensation de l'atténuation de transmission sur le trajet double entre le niveau de chaque récepteur sismique (R) et le niveau de chaque discontinuité réfléchissante effectuée de sorte à normaliser l'amplitude de réflecteurs clés à la valeur mesurée sur les récepteurs (R) placés immédiatement au-dessus des dits réflecteurs clés. 5) Méthode selon la revendication 4, caractérisée en ce que l'on choisit une loi de normalisation des réflecteurs clés permet de déterminer avec précision l'atténuation des formations intersectées dans la dite zone de profondeur. 6) Méthode selon la revendication 5, caractérisée en ce que l'on détermine l'énergie sismique perdue par conversion de mode d'onde au cours de la transmission au travers des interfaces sismiques réfléchissantes dans ladite bande de fréquence, en faisant la différence entre la loi d'atténuation d'onde plane en trajet double utilisée pour normaliser l'amplitude de réflecteurs clés dans la dite zone de profondeur, et le carré de la loi d'atténuation d'onde plane en trajet simple mesurée sur les arrivées directes aux dits récepteurs sismiques (R) et dans la même bande de fréquence. 7) Méthode selon l'une des revendications précédentes, caractérisée en ce qu'elle comporte une inversion en impédance de la trace sismique sommée du Log PSV ou de toute image de sismique de puits après traitement en amplitude préservée. 8) Méthode selon l'une des revendications précédentes, caractérisée en ce que, chaque récepteur sismique (R) comportant trois capteurs orientés suivant trois axes différents, la méthode comporte le traitement isotrope des trois composantes orientées et la prise en compte de la résultante totale des trains d'ondes directes descendantes pour les opérations de déconvolution et de normalisation. 9) Méthode selon l'une des revendications précédentes, caractérisée en ce qu'elle comporte un prétraitement pour compenser les variations d'amplitude des ondes émises par la source dues à des défauts de répétitivité. 10) Méthode selon l'une des revendications précédentes, caractérisée en ce qu'elle comporte au préalable une déconvolution de signature de la source sismique (S). 11) Méthode selon l'une des revendications précédentes, caractérisée en ce qu'elle comporte un traitement de restitution des événements sismiques réfléchis en mode converti de type P-S ou S-P, ou en mode pur S-S.