NO329841B1 - Fremgangsmate for analyse av seismiske data for stakking - Google Patents

Description

Foreliggende oppfinnelse vedrører en fremgangsmåte for analyse av seismiske data før stakking, spesielt for å bestemme minst én anisotropiparameter.

Ved analyse av seismiske data kan den seismiske hastighet av bølger reflektert fra sedimentlag variere avhengig av måleretningen, og viser dermed anisotropi. Denne anisotropien må f.eks. tas i betraktning i tilfeller hvor skifere ligger over hydrokarbonreservoarer.

Alkhalifah, Geophysics 60: 1550-1566, 1995, viser at en enkelt anisotropiparameter r\er tilstrekkelig til å utføre anisotrop tidsmigrering hvis bergartene kan tilnærmes som transversalt isotrope med en vertikal symmetriakse. Parameteren r\må bestemmes hvis informasjon om sedimentlag skal kunne bestemmes fra seismiske signaler, og spesielt fra S-bølger (skjærbølger) som har forplantet seg gjennom et anisotropt medium.

Selv om Alkhalifah foreslo en fremgangsmåte for å bestemme ri ved bruk av seismiske data utledet med kort-offset fra to reflektorer med forskjellig fall (f.eks. en forkastning og en svakt fallende reflektor), vil i mange tilfeller lagene over den sone som er av interesse, dvs. de overliggende jordlag, være flattliggen-de og mangle steilt fallende reflektorer. I slike tilfeller blir den fremgangsmåte som er foreslått av Alkhalifah vanskelig å bruke.

Fra patentlitteraturen er det kjent fra US 4,839,869 to tilveiebringe frem-gangsmåter for å prosessere konverterte seismikk bølgedata.

Foreliggende oppfinnelse har som formål å tilveiebringe en fremgangsmåte for analyse av data før stakking som muliggjør bestemmelse av anelliptisiteten til en seismisk bølge som forplanter seg i et anisotropt medium, der anelliptisiteten er nært beslektet med anisotropiparameteren t|.

Formålene med oppfinnelsen blir oppnådd ved hjelp av fremgangsmåten som er angitt i det vedføyde uavhengige krav.

I henhold til et første aspekt ved oppfinnelsen er det tilveiebrakt en fremgangsmåte for analyse av seismiske data før stakking, som omfatter: (a) å identifisere en S-bølgehendelse i registrerte seismiske signaler før

stakking, og

(b) å bestemme minst én anisotropiparameter ved å justere utflytting (move out) av en tilsvarende modellert S-bølgehendelse slik at den

stemmer overens med utflyttingen av den identifiserte S-bølgehendelse.

Utflyttingen er variasjonen i forplantningstid for bølgesignaler med kilde/ mottaker-offset. I det marine miljø blir de seismiske S-bølgesignaler tilveiebrakt ved havbunnen, og er vanligvis modusomformede S-bølger som har forplantet seg ned til seismiske reflektorer som P-bølger, modusomformet til S-bølger og så forplantet opp som S-bølger til en mottaker anbrakt på havbunnen. Alternativt kan S-bølgene genereres direkte ved hjelp av egnede S-bølgekilder anbrakt på havbunnen.

Fremgangsmåten ifølge oppfinnelsen innbefatter fortrinnsvis lokalisering av O-offsettiden for S-bølger i de registrerte data før stakking. Utflyttingen kan så justeres ved å endre en aneleptisitetsfaktor i en anisotrop hastighetsmodell for å bringe tilsvarende modellerte S-bølgehendelser i overensstemmelse med identifiserte S-bølgehendelser i de registrerte data.

For ethvert gitt sett med registrerte og modellerte seismiske hendelser kan tilpasningen av tilsvarende hendelser for å bestemme en anisotropiparameter oppnås ved bruk av likhets- eller koherens-mål. Anvendelse av likhets- eller koherens-metodene blir brukt ved normal utflyttingskorreksjon, se f.eks. W. M. Telford m.fl., Applied Geophysics, annen utgave, p232-233.

I henhold til et annet aspekt ved foreliggende oppfinnelse er det tilveiebrakt en fremgangsmåte for å bestemme anelliptisitet fra seismiske signaler.

S-bølgehastighetsmodellen blir fortrinnsvis anslått ved bruk av den isotrope P-bølgehastighetsmodell og en empirisk relasjon mellom de vertikale P- og S-bølgehastigheter: En slik empirisk modell er «leirstein-linjen» hvor vs= 0,862 vp - 1,1724, hvor vser hastigheten av en skjærbølge og vp er hastigheten av en P-bølge, se Castagna, Geophysics 50: 571-581, 1985. Andre empiriske relasjoner mellom vp og vskan også benyttes.

F.eks. gir Foster m. fl. (EAGE 58th Conference, Amsterdam, 3-7 juni, 1996, Extended Abstract M041) en tilnærmet relasjon som er gyldig i den norske sektor av Nordsjøen.

Enhver anisotrop hastighetsmodell hvor anisotropi representeres uttrykt ved en enkelt anisotropiparameter, kan benyttes. Den foretrukne anisotrope hastig-

hetsmodell for anvendelse i forbindelse med foreliggende fremgangsmåte,

er ANNIE-modellen som beskrives i Schoenberg, J. Seis. Expl. 5: 35-49, 1996. Alternativt kan et K-medium som beskrevet av Krey og Helbig i: Geophys. Prosp. 4, 294-342, 1956, benyttes. Eller enhver annen modell som representerer anisotropien uttrykt ved den ene anisotropiparameter r\eller dens ekvivalent, eller ethvert mediumkarakterisert vedbare tre uavhengige elastiske stivheter, kan også brukes.

Identifisering av hendelsene til modusomformede S-bølger kan oppnås ved å sammenligne prediksjonen av stråletrasing med data registrert før stakking ved havbunnen, under anvendelse av en innledende S-bølgehastighetsmodell utledet fra en P-bølgehastighetsmodell under anvendelse av en passende empirisk korre-lasjon mellom vp og vs.

Justeringen av den isotrope S-bølgehastighetsmodell foregår fortrinnsvis inntil forplantningstidene for kort offset i den isotrope S-bølgemodell stemmer overens med de i dataene før stakking.

Bestemmelse av anellipsiteten muliggjør så anisotrop behandling av både P- og S-bølgedata.

I henhold til et ytterligere aspekt ved foreliggende oppfinnelse er det tilveiebrakt en fremgangsmåte for anvendelse av modusomformede S-bølger registrert ved havbunnen til å bestemme anelliptisitet vedrørende minst ett bergartssubstrat, typisk der hvor bergarter ligger over et reservoar.

De seismiske data blir fortrinnsvis overført til en behandlingssentral, idet behandlingssentralen typisk er enten et undersøkelsesfartøy eller en landbasert stasjon.

Selv om deteksjon og analyse av P-bølger utgjør grunnlaget for de fleste kommersielle seismiske undersøkelser, muliggjør foreliggende oppfinnelse hastig-hetsanalysen av S-bølger målt ved havbunnen for å tilveiebringe informasjon om undergrunnslitologien og porefyllingen.

Disse og andre trekk ved oppfinnelsen, foretrukne utførelsesformer og vari-anter av denne vil fremkomme av de tilhørende uselvstendige kravene mens ytterligere fordeler ved oppfinnelsen vil fremgå og bli forstått av fagfolk på området fra den følgende detaljerte beskrivelse og tegningene, hvor: Fig. 1 sammenligner fase-langsomhetskurver for en anisotrop skifer med de for et elliptisk anisotropt medium som har de samme aksiale P- og S-hastigheter,

Fig. 2 viser en anordning for oppnåelse av seismiske signaler,

Fig. 3 er et flytskjema som viser trinnene i en fremgangsmåte i samsvar

med et eksempel på foreliggende oppfinnelse,

Fig. 4 viser en empirisk relasjon mellom vertikale P- og S-bølge- hastigheter, og Fig. 5A, B viser utflytting av signaler oppnådd ved en tokomponent-geofon. For å oppnå seismiske data ved bruk av seismiske kilder og mottakere, blir signaler fra kilden reflektert fra substratgrenser nede i undergrunnen, og disse reflekterte seismiske bølgene faller inn på mottakerne. Bergarter slik som skifere, er anisotrope som et resultat av lagdeling og en delvis innretting av platelignende leirmineraler, og når seismiske bølger forplanter seg gjennom slike anisotrope lag, varierer den seismiske hastigheten til de reflekterte bølger avhengig av den retning som hastigheten måles i. Dette vil forvrenge utflyttingshastigheten og for-skyve bølgenes refleksjonspunkt. Anisotropien til mange sedimentære formasjoner kan som en god tilnær-melse beskrives som transversalt isotrop, dvs. at den har elastiske egenskaper som er den samme i enhver retning perpendikulær til en akse, og fem uavhengige densitetsnormaliserte elastiske stivhetskonstanter, an, ai2, ai3, 833 og 855-Alkhalifah (nevnt ovenfor) viste at en enkel anisotropiparameter r| definert ved

er tilstrekkelig til å utføre anisotrop tidsmigrering på seismiske signaler hvis de sedimentære bergarter er transversalt isotrope med en vertikal symmetriakse. Her er vH(P) den horisontale hastighet og vNmo(P) er den normale utflyttingshastighet (NMO-hastighet) for P-bølger. Parameteren r| er vanligvis positiv slik at en anta-kelse om isotropi gir et skjevt estimat. Uttrykt ved de densitetsnormaliserte elastis-

ke stivhetene ayfor et transversalt isotropt medium, er den horisontale hastighet, vH(P) og NMO-hastigheten, vNmo(P). for P-bølgene gitt ved Selv om vnmo(P) kan tilveiebringes fra seismiske overflatedata ved kort offset, kan vh(P) ikke oppnås på denne måten. Parameteren r| er nært beslektet med en anelliptisitetsparameter A definert ved

Foreliggende oppfinnelse benytter P-bølger og S-bølger registrert ved havbunnen til å bestemme anelliptisiteten for en bølge som forplanter seg i et transversalt isotropt medium, og kommer så frem til r\.

Hver seismisk bølge har en fasehastighet som er hastigheten perpendikulær til en overflate med konstant fase, dvs. bølgefronten. Det resiproke av fase-hastigheten er langsomhet, som er en vektorstørrelse. Anelliptisiteten kvantifiserer avviket til P-fasens langsomhetsoverflate fra en ellipse, og bestemmer også forskjellen mellom de vertikale og NMO-hastighetene for skjærbølger polarisert i ver-tikalplanet (SV-bølger). Når A=0, er P-faselangsomheten og gruppehastigheten elliptiske. En hensiktsmessig normalisert anelliptisitetsparameter for P-bølger er en som er definert ved

hvor vH(P) er den horisontale P-bølgehastighet som er gitt av ligning (2). For et elliptisk anisotropt medium er vnmo(P) = vh(P), og anelliptisitetspara-meteren a forsvinner. Parameteren r| kan så skrives uttrykt ved anelliptisitetspa-rameteren a på følgende måte

Fig. 1 viser fase-langsomhetsoverflaten for Greenhorn-skifer som en hel linje,

der de prikkede linjene viser fase-langsomhetskurvene for et elliptisk anisotropt medium som harde samme aksiale P- og S-hastigheter, se Jones, Geophysics, 46: 288-297, 1981. På fig. 1 ses det at den horisontale P langsomhet Jl/ an er mindre enn den vertikale P-langsomhet ^/l / a33 . Kurven for kvasi-P-bølgelang-somheten (qP-bølgehastigheten) buler ut fra den ellipse som forbinder den vertikale og horisontale P-langsomhet. Dette kalles «positiv anelliptisitet», og innebærer at for skråløpende retninger er det medium som de seismiske bølger forplanter seg gjennom, langsommere (for qP-bølger) enn et elliptisk transversalt isotropt medium med de samme verdier av an og833. Positiv anelliptisitet innebærer også at kurven for kvasi-SV-faselangsomheten (qSV-faselangsomheten) blir skjøvet innover fra den sirkel som forbinder dens horisontale og vertikale langsomhet, som begge er lik ^/l / a55 . Kurven forden horisontale skjærlangsomhet (SH-langsomhet) er alltid en ellipse, noe som innebærer at bølgefrontkurven også er elliptisk, og for skifere er den horisontale SH-langsomhet vanligvis mindre enn den vertikale skjærlangsomhet. SV-langsomheten ses å være meget mer følsom for anelliptisiteten enn P-bølgen, og foreliggende fremgangsmåte utnytter dette.

I det marine miljø blir SV-bølger skapt ved modusomforming ved grenser mellom forskjellige bergartstyper. Foreliggende fremgangsmåte benytter i tillegg til reflekterte P-bølger, bølger som forplanter seg ned til reflektorer som P-bølger,

modusomformet til SV-bølger, og forplanter seg opp som S-bølger til en kombinert geofon- og hydrofon-mottakerkabel anbrakt på havbunnen. Slike bølger kan kalles PSV-bølger ettersom de opprinnelig har vært P-bølger og så blitt omformet til SV-bølger. Innhenting av seismiske skjærbølge-data bidrar til å skjelne mellom litologi og porefluideffekter og understøtter detaljert reservoarkarakterisering og overvåk-

ning. Selv om P-bølger er følsomme for variasjoner i litologi (sand/skifter), porøsi-tet og porefluid, er det ofte vanskelig å bestemme hva som varierer ved tolkning av P-bølgeuregelsmessigheter uten ytterligere informasjon. Ettersom S-bølger imidlertid reagerer bare på endringer i litologi og porøsitet, reduserer sammenligningen av P-bølge- og S-bølgedata-tvetydigheter, og påliteligheten av tolkningen av seismiske data blir betydelig forbedret.

Det å kunne analysere S-bølgedata er også en fordel når det gjelder å ka-rakterisere reservoarer. Ettersom skjærbølger f.eks. er forholdsvis upåvirket av fluider, kan de brukes å frembringe strukturmessig informasjon i områder hvor P-bølger svikter når det gjelder å tilveiebringe koherente bilder, f.eks. under gass-skorsteiner eller kanaler som ofte finnes over reservoarer. S-bølger kan også bidra til å bestemme densiteten og orienteringen av naturlige sprekker, og den regionale spenningsretning.

Ettersom sjøen ikke kan understøtte skjærbølger, er direkte registrering av skjærbølger i marine miljøer ikke mulig med innhentingsteknikker ved hjelp av sle-pekabler. En typisk anordning for innhenting av disse SV-bølgekomponentene og P-bølgekomponentene er vist på fig. 2. Anordningen er en havbunnskabel 10 anbrakt på havbunnen 12 og festet til et fartøy 14. Kabelen 10 er vanligvis flere kilo-meter lang, og flere kabler kan være utlagt parallelt. Hver havbunnskabel 10 som benyttes, har et antall sensorpar 16 anbrakt med jevne mellomrom langs kabelen. Hvert sensorpar 16 inneholder en partikkelhastighetssensor for å detektere skjær-bølgekomponenter, slik som en geofon, og en trykksensor for detektering av P-bølgekomponenter, slik som en hydrofon. Alternativt kan P- og S-bølgekom-ponentene bestemmes ved anvendelse av vertikale og horisontale linjegeofoner.

Under innsamling av data for analyse, genererer et fartøy 20 akustisk energi fra en kilde 22 i form av P-bølger som forplanter seg ned gjennom sjøen 24 og ned gjennom undergrunnen for å bli reflektert fra formasjonslag, slik som lag 26. Når denne P-bølgeenergien treffer grenser for forskjellig akustisk impedans ved andre vinkler enn 90°, er der en viss modusomforming til S-bølger, denne modusomformede energi blir reflektert tilbake sammen med P-bølgeenergi og registrert av sensorene 16 i kabelen 10 på havbunnen, som vist ved linje 30. To bølgekom-ponenter ved rette vinkler må måles, så derfor må en geofon detektere minst én komponent i linjeretningen hvis den brukes i kombinasjon med en hydrofon. Alter nativt kan det benyttes en tokomponent-geofon som detekterer komponenter i linjeretningen og vertikalretningen for å unngå behovet for en separat hydrofon.

På denne måten blir det tilveiebrakt en P-bølgemottaker og en

S-bølgemottaker. Alternativt kan Schlumberger Geco-Prakla's Nessie 4C Multi-Wave Array benyttes, som registrerer seismiske kompresjons- og skjær-bølgedata med høy kvalitet ved anvendelse av et fire-komponent (hydrofon og tre-kompo-nentgeofon) sensorsystem, og som virker i vanndybder i området fra 20-700 me-ter.

Innhenting av den fullstendige elastiske respons (skjær og kompresjon) for undergrunnen på denne måten, kan bidra sterkt til forståelsen av komplekse geo-logiske strukturer, og bidrar til å skjelne mellom endringer i litologi og fluidinnhold f.eks.

En foretrukket fremgangsmåte i henhold til foreliggende oppfinnelse er illustrert på fig. 3 og består av følgende trinn:

1) Analyse av P-bølgehastighet

2) Anvendelse av «leirstein-linje» for å bygge en innledende

S-bølgehastighetsmodell

3) Hendelseskorrelasjon ved anvendelse av stråletrasing

4) Oppdatering av S-bølgehastighet for å forene «nulloffset»-tider

5) Utplukket anelliptisitet for å oppnå korrekt S-bølgeutflytting

Disse trinn blir diskutert detaljert nedenfor.

(1) Analyse av P- bølgehastighet

De bølger som beregnes fra P-bølgehastigheter ved stakking er nesten alltid innenfor 10% av virkelige dybder, og ofte meget nærmere. Det er av denne grunn at isotrop analyse har vært meget vellykket for seismikkindustrien så lenge den totale vinkelåpning har vært forholdsvis liten, se Winterstein, Geophysics, 51: 661-672, 1986. En innledende isotrop P-bølgehastighetsmodell blir derfor bygget ved anvendelse av standardteknikker og ved neglisjering av anisotropien.

Defineres en parameter 5 ved

blir NMO-hastigheten til P-bølgen, vnmo(P), skrevet som:

hvor vv(P) er P-bølgens vertikale hastighet.

Ligning (7) viser at de elastiske konstanter ai3og855spiller en uavhengig

rolle ved bestemmelse av verdien av 5. 5 kan imidlertid skrives på formen:

Siden dybder beregnet fra P-bølgenes stakkingshastigheter nesten alltid er innenfor 10% av virkelige dybder, og ofte meget nærmere, følger det at parameteren 5 er liten. Ved å tilnærme 5 til null, gir ligning (9) følgende anslag for den elastiske konstant ai3

Den elastiske konstant, a-i2, kommer ikke inn i de ligninger som bestemmer P- og SV-bølgehastighetene, og den antagelse at ai2= ai3(som ikke endrer hverken P eller SV-bølgehastighetene) gir så ANNIE-modellen til Schoenberg (referert ovenfor) som vil bli brukt i trinn (5) nedenfor. ANNIE-modellen er en enkel transversalt isotrop hastighetsmodell med tre parametere ment som en rimelig første tilnær- meise for den elastiske oppførselen til en lang rekke skifere. Når P-bølge-hastighetsstrukturen er bestemt, blir ANNIE-modellen brukt til å bestemme anelliptisiteten fra modusomformede S-bølger registrert ved havbunnen.

(2) Anvendelse av «leirstein- linjen» til å bygge en innledende S- bølgehastig-hetsmodell

Når P-bølgehastighetsmodellen er bygd, blir en innledende isotrop S-bølge-hastighetsmodell anslått ved å tilpasse P-bølgehastighetsmodellen med en empirisk relasjon mellom vsog vP, slik som «leirstein-linjen», se Castagna, Geophysics, 50: 571-581, 1985. Leirstein-linjen (mudrock-line) gir følgende relasjon mellom P-bølgehastigheten, vp, og S-bølgehastigheten, vs:

og denne empiriske relasjon mellom vPog vser vist på fig. 4. Ved å bruke «leirstein-linjen», blir de vertikale S-bølgehastigheter anslått, og dermed tilveiebringes det en isotrop S-bølgehastighetsmodell.

(3) Hendelseskorrelasion ved anvendelse av stråletrasing

Når det er tilveiebrakt en innledende isotrop P- og S-hastighetsmodell, blir stråletrasing brukt til å identifisere de modusomformede PSV-bølger på felles mot-takersamlere. Dette blir gjort ved å se etter hendelser i dataene før stakking (registrert med en horisontal linjegeofon) som har lignende forplantningstider som de som forutsies ved anvendelse av stråletrasing.

(4) Oppdatering av S- bølgehastighet for å forene «nulloffset»- tider

Når de modusomformede PSV-hendelser er identifisert i dataene før stakking, blir så den isotrope skjærbølge-hastighetsmodell justert ved å arbeide fra toppen av modellen og nedover inntil forplantningstidene ved kort offset for modusomformede S-bølger, som forutsagt ved hjelp av stråletrasing, stemmer overens med de som ses i dataene før stakking. Dette bestemmer den vertikale S-bølgehastighet, og dermed den densitetsnormaliserte elastiske konstant355som er relatert til den vertikale S-bølgehastighet, vv(SV), ved Skjærbølge-hastighetsmodellens null-offset og de observerte S-bølgedata stemmer nå overens. Utflyttingen, dvs. variasjonen i forplantningstid med kilde/ mottager-offset, for hendelsene vil imidlertid være forskjellig fra det som ses i dataene før stakking på grunn av neglisjeringen av anelliptisiteten. Dette er vist på fig. 5A og 5B hvor utflyttingen av dataene før stakking er vist heltrukket, mens den utflytting som oppnås for den isotrope skjærbølge-hastighetsmodell er vist med en stiplet linje. Fig. 5A viser variasjonen mellom PP-refleksjoner 40 før stakking innsamlet på en vertikal geofon og den isotrope P-bølgemodell 42, og det vil ses at der er lite avvik mellom utflyttingen av data før stakking og utflyttingen av den isotrope P-bølgemodell. Fig. 5B sammenligner imidlertid variasjonen i utflytting mellom PS-dataene 14 før stakking som er oppnådd på en linjegeofon, med den isotrope skjærbølge-hastighetsmodell 46. Selv om nulloffseten til skjærbølge-hastighetsmodellen og de observerte S-bølgedata på denne figuren nå stemmer overens, vil det ses at der er en betydelig forskjell mellom utflyttingen til den isotrope modell og utflyttingen til de observerte data. For å kompensere for denne variasjonen, må anelliptisiteten tas i betraktning og justeres, som i trinn (5) nedenfor.

(5) Anelliptisitet plukket ut for å oppnå korrekt S- bølgeutflytting

For å kompensere for anelliptisitet i den isotrope S-bølgehastighets-modellen blir verdien av anelliptisiteten a i ANNIE-modellen justert, og S-bølge-hastighetsmodellen blir beregnet på nytt inntil utflyttingen av PSV-bølgene i dataene ved en viss verdi av anelliptisiteten a stemmer overens med utflyttingen av PSV-hendelsene som er frembrakt ved bruk av stråletrasing, idet forplantningstidene ved kort offset holdes fast. Når den observerte utflytting og modellens utflytting stemmer overens, er anelliptisiteten a til de lag som de seismiske bølger har forplantet seg gjennom, blitt bestemt. Ettersom anelliptisiteten kvantifiserer avviket til P-faselangsomheten fra en ellipse og også bestemmer forskjellen mellom vertikale og NMO-hastigheter for SV-bølger, gjør bestemmelsen av anelliptisiteten a det mulig å kompensere for avvik i seismiske signaler som skyldes anisotropi. Selv om deteksjon og analyse av P-bølger danner grunnlaget for de fleste kommersielle seismiske undersøkelser, muliggjør foreliggende oppfinnelse hastighetsanalyse og avbildning av S-bølger målt ved havbunnen ved å tilveiebringe en fremgangsmåte for å bestemme anelliptisiteten. S-bølger målt ved havbunnen kan således analyseres og brukes til å frembringe informasjon om undergrunnslitologien og porefyllingen.

Siden ikke-hyperbolsk utflytting og fallavhengige stakkingshastigheter av P-bølger også blir påvirket av anelliptisiteten, vil estimeringen av anelliptisitet ved hjelp av den beskrevne fremgangsmåte muliggjøre forbedret P-bølgebehandling, slik som NMO, DMO, tidsmigrering og amplitude/offset-analyse (AVO-analyse).

Claims (16)

1. Fremgangsmåte for analyse av seismiske data før stakking,karakterisert ved: (a) å identifisere en skjærbølgehendelse i registrerte seismiske data før stakking, og (b) å bestemme minst en anisotropiparameter ved å justere utflytting av en tilsvarende modellert skjærbølgehendelse slik at den stemmer overens med utflytting av den identifiserte skjærbølgehendelse.

2. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedå justere forplantningstider ved kort offset for en tilsvarende modellert skjærbølgehendelse slik at den stemmer overens med forplantningstider ved kort offset for den identifiserte skjærbølgehendelse.

3. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedat utflyttingen blir justert ved å endre en anelliptisitetsfaktor i en anisotrop hastighetsmodell.

4. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedat skjærbølgehendelsene er modusomformede skjær-bølgehendelser.

5. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedå anvende en P-bølgemodell til å bygge en innledende skjærbølgemodell.

6. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedå benytte stråletrase-metoder til å identifisere skjær-bølgehendelser.

7. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedat justering av tilsvarende identifiserte modellerte skjærbølgehendelser blir utført ved å benytte en likhets- eller koherens-testmetode.

8. Fremgangsmåte ifølge krav 1, karakterisert vedå benytte den minst ene anisotropiparameter ved ytterligere behandling av de seismiske signaler, spesielt for å forbedre behand-lingen av skjærbølgesignaler.

9. Fremgangsmåte ifølge krav 1 - 8, karakterisert vedat fremgangsmåten for analyse av seismiske data før stakking omfatter de følgende trinn for bestemmelse av anelliptisitet fra seismiske signaler (a) å bygge en isotrop P-bølgehastighetsmodell fra de seismiske signaler, (b) å bygge en isotrop skjærbølge-hastighetsmodell ved å benytte P-bølgemodellen, (c) å bestemme en anisotropiparameter, der skjærbølgehendelser og anisotropiparametrene er en anelliptisitetsfaktor.

10. Fremgangsmåte ifølge krav 9, karakterisert vedat skjærbølge-hastighetsmodellen blir anslått ved å benytte en isotrop P-bølgehastighetsmodell og en empirisk relasjon mellom hastigheten til en P-bølge og hastigheten til en skjærbølge.

11. Fremgangsmåte ifølge krav 10, karakterisert vedat den empiriske relasjon er en leirstein-linje.

12. Fremgangsmåte ifølge krav 9, karakterisert vedat den anisotrope hastighetsmodell representerer anisotropi uttrykt ved en enkelt anisotropiparameter, eller ekvivalent, bare tre uavhengige elastiske konstanter.

13. Fremgangsmåte ifølge krav 9, karakterisert vedat hendelsene til modusomformede skjærbølger blir identifisert ved å sammenligne resultater innsamlet fra stråletrasing med data registrert før stakking ved havbunnen.

14. Fremgangsmåte ifølge krav 9, karakterisert vedat S-bølgehastighetsmodellen blir justert inntil forplantningstidene for hendelser ved kort-offset i skjærbølgemodellen stemmer overens med de som observeres i de seismiske signaler før stakking.

15. Fremgangsmåte ifølge krav 1-14, karakterisert vedat fremgangsmåten for analyse av seismiske data før stakking ytterligere omfatter de følgende innledende trinn a-ckarakterisert ved: (a) å spre ut en marin mottakergruppe som er i stand til å måle samtidi-ge trykkbølger og skjærbølger, (b) å avfyre en marin akustisk kilde, (c) å registrere seismiske signaler, (d) å analysere registrerte seismikksignaler for identifisering av minst en anisotropiparameter.

16. Undersøkelse ifølge krav 15, karakterisert vedå sende de registrerte seismiske data til en behand-lingssentra! som før-stakkings eller etter-stakkings data.