La mesure .1 L’émission

a. Les sources sismiques marines Paramètres

Deux paramètres de base caractérisent une source sismique : 1 – son contenu fréquentiel, et 2 - son niveau d’émission, correspondant au pic de pression généré artificiellement par l’instrument. Une large gamme de sources a été développée pour la sismique réflexion marine. Elle couvre un domaine fréquentiel relativement étendu, typiquement compris entre 5 et 1000 Hz. Selon la fréquence du signal acoustique utilisé, on distingue d’une manière classique : la sismique conventionnelle, utilisée pour l’exploration pétrolière, et basée sur des fréquences basses, de l’ordre de 5 – 60 Hz ; la sismique haute résolution (HR) qui exploite des signaux de plus hautes fréquences, comprises entre 100 et 300 Hz ; et la sismique très haute résolution (THR), employant des fréquences de 400 à plus de 1000 Hz.

Il existe un compromis à trouver entre niveau d’émission et contenu fréquentiel : plus la source est puissante, plus le contenu fréquentiel est bas. Les deux paramètres dépendent des caractéristiques techniques de la source. L’immersion de la source influe également sur la présence et la position de coupures au niveau du contenu fréquentiel du signal sismique : elles sont produites par interférences entre le signal se propageant directement de la source vers le fond, et le fantôme, réfléchi par la surface de la mer (cf. §2.2.3.2 d). La profondeur d’immersion D détermine le décalage entre les deux types d’onde, et est reliée à la fréquence de coupure

F

_C par la relation :

sin

2

C

c

F

D θ

=

(2.14)

avec θ l’incidence.

Une attention spéciale doit également être accordée à la cadence de tir de la source, qui détermine la couverture du milieu. Dans le cas du travail par petits fonds, elle est définie de manière à éviter une gêne par les multiples de la réflexion du fond, produits par les tirs précédents (Figure 2.12). Très énergétiques, ces derniers se caractérisent par des temps d’arrivée t définis par :

2

2

fond _n

z

t

c

= ×

en s (2.15)

avec n l’ordre du multiple.

Figure 2.12. Perturbation de la mesure de sismique par le multiple du fond d’un tir précédent. Le cas d’un multiple d’ordre 1 est représenté.

Exemples de source et stratégies

Le canon à air. En sismique marine, la méthode la plus classique de production d’une onde acoustique est la libération d’air sous pression dans l’eau, au moyen d’un canon alimenté par un compresseur embarqué (Figure 2.13 – a). La bulle d’air ainsi produite crée un pic de pression acoustique puis une dépression, qui constituent la partie impulsionnelle du signal. Ce dernier est prolongé par un train de pulses secondaires, crées par les cycles d’expansion et d’effondrement de la bulle jusqu’à ce qu’elle parvienne en surface. Ce type de source permet de disposer d’un signal relativement constant d’un tir à l’autre, en forme et en amplitude. La puissance et le contenu fréquentiel du signal produit sont fonction notamment de la pression et du volume de la chambre du canon (Parkes and Hatton, 1986). Le niveau d’émission est ainsi proportionnel au cube du volume : plus le volume/la pression est important(e), plus le niveau d’émission est fort, et, d’autre part, plus le contenu fréquentiel est bas. La gamme typique des volumes de canons à air est comprise entre 25 et 500 ci (cubic inch), et les niveaux fournis varient d’une manière générale entre 220 et 240 dB re 1 μPa @ 1 m. Les fréquences du signal sont relativement basses, de 5 à 200 Hz. La cadence de tir est fonction des caractéristiques du canon et du compresseur ; avec le dispositif Genavir, elle est supérieure à 3 s. Par ailleurs, un hydrophone placé sur le canon (trace auxiliaire) permet de contrôler le signal émis et de déterminer le

t

₀ de l’acquisition (cf. §2.3.3.1b).

Le réseau de canons à air. Une technique courante est l’association de plusieurs canons en un réseau ou en une combinaison de plusieurs réseaux : les sources sont disposées sur une ou plusieurs lignes, et utilisées de manière synchronisée. La mise en œuvre se fait au moyen de navires de taille conséquente, adaptée à la mise à l’eau et au remorquage d’un tel matériel, et de capacité suffisante pour le compresseur alimentant les différents canons. Cette stratégie permet d’augmenter le niveau d’émission de manière efficace. Certaines configurations permettent également d’améliorer la forme

du signal. Les réseaux les plus puissants peuvent atteindre des niveaux de 255 – 260 dB re 1 μPa @ 1 m. Le développement de ce type de source a été effectué en géologie pour les études du milieu de sub-surface profond, nécessitant une bonne capacité de pénétration.

Le GI gun. Le GI gun (pour Génération – Injection) est une évolution du canon à air (Figure 2.13 – b). Comprenant deux chambres, ce type de canon se particularise par l’émission de deux tirs : au cours du premier une bulle d’air est crée sur le même principe que le canon à air. Quand elle atteint son maximum d’expansion, un second tir permet d’injecter de l’air directement dans la bulle, ce qui empêche son effondrement violent, et réduit son oscillation. Le signal obtenu est ainsi plus compact. Le GI est une source légère, qui peut être utilisée, comme le canon à air, seule ou en réseau pour augmenter la puissance de tir. Les volumes de génération et d’injection sont respectivement compris entre 15 et 150 ci et 15 et 105 ci ; le niveau d’émission est proportionnel au cube du volume. Pour un mini GI 24/24 ci, le niveau d’émission est de l’ordre de 210 dB re 1 μPa @ 1 m à la fréquence centrale de 120 – 150 Hz. Le contenu fréquentiel associé au GI peut atteindre de hautes fréquences (300 – 450 Hz ), ce qui en fait un outil couramment utilisé pour la sismique HR. Ce type de système a été jusqu’à présent peu utilisé pour les études d’océanographie sismique, à l’exception du projet GO.

Le Sparker. Ce type de source repose sur un principe totalement différent de celui des canons à air présentés plus haut. Un condensateur embarqué, de haut voltage, produit de manière périodique une décharge brutale entre les différentes électrodes qui constituent la source – appelée peigne (Figure 2.13 – c). L’arc électrique ainsi formé vaporise l’eau de mer, et crée une bulle, dont l’effondrement produit une onde acoustique. Ce type de source permet une bonne couverture, avec des cadences de tir inférieures à celles d’un canon à air. Néanmoins le signal est peu reproductible d’un tir à l’autre : l’état d’usure des électrodes et la géométrie du peigne dans l’eau sont très variables, et peu connus. Les niveaux d’émission varient entre 190 et plus de 210 dB re 1 μPa @ 1 m selon la puissance délivrée par le condensateur, le nombre de brins et la taille des électrodes du peigne, comme l’ont montré des tests en bassin (cf. § 4.1.2.1). Le contenu fréquentiel associé est compris entre 50 et 1200 Hz, et la source est ainsi couramment utilisée pour les études de sismique HR et THR. Léger, facile à mettre en œuvre, et de faible encombrement, ce système est un outil classique d’étude des domaines côtiers, réalisée à bord de petits navires.

Figure 2.13. Exemples de sources sismiques. (a) Canon à air. (b) MiniGI (SERCEL). (c) Sparker. Sources Bolt Technology Corporation, SERCEL, et IFREMER.

b. Modèle convolutif

Le modèle de la convolution des données sismiques ((Yilmaz, 1987)), utilisé de manière classique pour simuler une mesure sismique, montre que l’amplitude des réflexions s(t) d’une onde sismique sur un interface physique dépend non seulement des contrastes d’impédance R(t) (dus à la structure thermohaline, en océanographie sismique), mais est directement fonction des

caractéristiques de l’ondelette w(t) représentant le signal sismique. Dans un milieu idéal, ce modèle s’exprime sous la forme :

ω

= ∗

( ) ( ) ( )

s t R t t (2.16)

L’hypothèse de base sur laquelle repose cette approche est que le milieu de propagation est discrétisé: il est supposé constitué de couches horizontales, de propriétés physiques uniformes, séparées par des interfaces plats d’épaisseur nulle matérialisant un changement instantanée de propriétés. Il se pose alors le problème suivant: dans un tel milieu, et en considérant un signal acoustique de contenu fréquentiel donné, se propageant verticalement vers le fond, quelle est la dimension verticale caractéristique des structures océanographiques réellement détectable par la technique ? Selon le critère de Rayleigh, deux interfaces doivent être distants d’au moins /4 pour pouvoir être distingués par une ondelette de longueur d’onde . A la gamme de fréquence de la sismique, la résolution verticale varie ainsi entre le mètre et plusieurs dizaines de mètres. Elle est typiquement de 12.5 m pour la sismique conventionnelle (5 – 60 Hz), 1.5 m pour la sismique HR (100 – 300 Hz), et 0.4 m pour la sismique THR (400 – 1000 Hz). Par conséquent, avec une échelle verticale de l’ordre de 10 m, la structure thermohaline fine, responsable de la réflectivité de l’océan, apparaît à la portée de la sismique réflexion.

A partir des acquisitions de différentes résolutions menées lors de la campagne GO, (Hobbs et al., 2009) ont mis en évidence qu’un profil sismique, obtenu au moyen d’un signal de bande passante donnée, c’est – à – dire un contenu fréquentiel borné, ne peut fournir qu’une image incomplète de la structure de la colonne d’eau. Par ailleurs, dans l’océan, les transitions entre masses d’eau de propriétés physiques différentes se font de manière progressive au niveau de couches pouvant atteindre plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur. Cette frontière en gradient, d’épaisseur significative, induit ainsi une dépendance de la réflectivité à la fréquence. En fonction de la longueur d’onde de la source sismique, les gradients de la colonne d’eau seront décomposés en couches de dimensions verticales variables, produisant des contrastes d’impédance plus ou moins forts, et ainsi des réflecteurs plus ou moins visibles. D’où l’implication suivante : plus la fréquence du signal est haute, moins la structure thermohaline est réflective.

Les travaux menés par (Géli et al., 2009) suggèrent que la structure en gradient des propriétés physiques de l’eau de mer est à l’origine d’un effet de filtre sur le signal sismique. Afin de tester cette hypothèse, deux sismogrammes synthétiques ont été générés à partir de l’équation 2.16, en prenant comme ondelette le signal de la source mise en oeuvre pour l’acquisition Carambar (cf. § 3.1.2.4). Les spectres associés ont été calculés au moyen de la méthode présentée en section 2.3.3.2a. Deux modèles simples de milieu, à deux couches homogènes, sont considérés (Figure 2.14 – a et b). Dans le premier cas, la transition entre les deux couches se caractérise par un interface infiniment plat, et le profil de réflectivité associé présente une impulsion (spike). Dans le second cas, elle est effectuée selon un gradient progressif, avec un profil de réflectivité en forme de créneau. Les spectre générés pour chaque expérience sont présentés en figure 2.14 – c. Au niveau de la courbe « gradient », les lobes secondaires observés au delà de 50 Hz sont liés au calcul du spectre d’une fonction créneau. La comparaison des deux spectres montre clairement, que, comme observé sur les données sismiques par Géli et al. (2009), le contenu fréquentiel du signal sismique est décalé vers les basses fréquences en présence d’un gradient.

Cette observation peut être expliquée de la manière suivante. Soient g(t) un gradient local et

( )

Π t

la fonction créneau. On a :

( )

( )

dg t

t

dt = Π

Soit dans le domaine fréquentiel :

( ) ( )

avec G(f) la transformée de Fourier de g(t). La convolution entre le signal de la source

w t( )

et un gradient g(t)

w t( )∗g t( )

devient dans le domaine fréquentiel :

( )

( ) ( ) ( ) ^f

W f G f W f

if

Π

× = ×

(2.18)

où

Π( )f

est un sinus cardinal

La transformée de Fourier d’une fonction créneau correspondant à un sinus cardinal, on introduit ainsi un terme passe – bas dans la définition du signal sismique produit par réflexion par un gradient.

Figure 2.14. Etude de l’influence d’un milieu de type gradient sur le signal sismique. (a) Profils verticaux de température et réflectivité pour un milieu de type « interface », et sismogramme synthétique associé. (b) Profils verticaux de température et réflectivité pour un milieu de type « gradient », et sismogramme synthétique associé. (c) Contenus fréquentiels des sismogrammes synthétiques obtenus pour un milieu « interface » (courbe noire) et « gradient » (courbe rouge).

c. Calcul de la réflectivité des structures océanographiques

Comme introduit dans la section précédente, la réflectivité des structures océanographiques est dépendante de la fréquence. Afin d’introduire cet effet de la résolution verticale de la source dans le calcul du coefficient de réflexion, le profil vertical d’impédance acoustique est lissé au moyen d’une moyenne glissante, de fenêtre de longueur

L=λ 4=c F4

où λ est la longueur d’onde du signal sismique, F sa fréquence centrale, et c la vitesse du son dans l’eau de mer. Le profil de réflectivité est ensuite calculé au moyen de l’équation 2.7.

2.3.2.2 La réception a. L’hydrophone

L’hydrophone est le capteur de la mesure de sismique. Ce transducteur détecte les variations de pression produites par l’arrivée d’ondes acoustiques, et les convertit en signaux électriques. La technologie exploite les propriétés de matériaux piézo-électriques, qui se polarisent sous l’effet de contraintes mécaniques.

La sensibilité de l’hydrophone joue un rôle déterminant dans la mesure de signaux de faibles amplitudes. La tension en sortie de l’hydrophone est ainsi définie par la relation :

1 6 20

10 10

+

=

^{N Sh}

×

trace

U

en μV (2.19)

avec

N

₁le niveau sonore à l’hydrophone (dB), défini à partir de l’équation du sonar (Equation 2.12), et

S

_hla sensibilité de l’hydrophone (dB re 1 V/1 μPa).

Une caractéristique importante de l’hydrophone utilisé en sismique marine est sa sensibilité omnidirectionnelle. Pour cette raison, afin d’introduire une directivité, une antenne est utilisée pour la réception.

b. L’antenne

Une antenne – ou trace sismique – correspond à un groupe d’hydrophones montés en parallèle. La tension en sortie de trace est ainsi la même qu’à la sortie d’un hydrophone (Equation 2.19). L’utilisation d’une antenne permet d’introduire une directivité : par exemple, pour une incidence rasante, les signaux d’une même arrivée aux différents hydrophones de l’antenne sont déphasés, et leur sommation est destructive. A l’inverse, les signaux d’incidence verticale se somment bien (Figure 2.15). Ainsi, le signal résultant des contributions de tous les capteurs de l’antenne est atténué aux hautes fréquences aux incidences éloignées de la verticale. Cet effet de filtre d’antenne permet de diminuer le bruit horizontal lié au navire, à conditions de travailler avec des incidences sub – verticales.

L’effet de filtre d’antenne peut devenir problématique lors de l’imagerie de structures superficielles, pour lesquelles les forts angles d’incidence sont rapidement atteints. Par conséquent, une attention spéciale doit être accordée aux offsets lors de la conception du dispositif d’acquisition, de même qu’aux caractéristiques de la trace sismique. En effet, l’atténuation par filtre d’antenne est proportionnelle à l’espacement inter – hydrophone et au nombre de capteurs. Elle est définie par la relation : ( ) ( ) 2 2 sin sin 2 = 20 log 2 sin sin 2 π θ π θ ⎡ ⎛ × × Δ ⎞⎤ ⎢ ⎜ ⎟⎥ ⎝ ⎠ ⎢ ⎥ × _{⎢ ⎥} ⎛ × Δ ⎞ ⎢ _{⎜ ⎟} ⎥ ⎢ _{⎝ ⎠} ⎥ ⎣ ⎦ n f v Att f v (2.20)

avec n le demi - nombre d’hydrophones, Δ la distance entre deux hydrophones (m), f la fréquence du signal, et θ l’angle d’incidence.

c. La pré-amplification

D’une manière générale, la tension électrique à la sortie de la trace sismique est faible. Afin de fournir au convertisseur des signaux d’amplitude adaptée à ses caractéristiques, un gain peut être ajouté, au niveau d’un système de pré-amplification. Un filtre passe-haut est également appliqué par le système, afin d’éliminer les signaux très énergétiques à des fréquences inférieures à 5 Hz, produits par la propagation d’ondes de pression à l’intérieur de la flûte (cf. §2.3.2.3).

d. La conversion A/N

Réalisée soit au niveau de la trace sismique, dans le cas des flûtes numériques, soit à bord, dans le cas de la technologie plus ancienne des flûtes analogiques, la conversion analogique/ numérique (A/N) correspond à la discrétisation sur le temps et l’amplitude du signal continu fourni par le système de pré-amplification. La conversion comprend deux étapes, dont les paramètres sont définis en fonction de la cible étudiée.

i – l’échantillonnage. Afin d’éviter un phénomène de repliement du spectre du signal (aliasing), c’est à dire une mauvaise restitution de ses fréquences les plus élevées, la fréquence d’échantillonnage

F

_E

doit être définie selon la condition de Nyquist :

F

_E

≥2F

_max avec

F

_max la fréquence maximum du signal à échantillonner.

ii – la numérisation. Lors de cette étape, une valeur de tension est affectée à chaque échantillon prélevé selon l’intervalle de tension dans lequel il se trouve, et ensuite codée en langage binaire. La résolution numérique est définie comme la variation d’une unité du code binaire :

max 1

e

2

N

V

R s₌ Δ

₋ (2.21)

où

ΔV

_max est la gamme de tensions analogiques d’entrée (plage de conversion), et N le nombre de bits. Afin de restituer de manière appropriée les faibles signaux, il est important de privilégier une résolution la plus fine possible. Par ailleurs, afin de pouvoir représenter correctement à la fois de faibles signaux et les tensions importantes de l’arrivée directe sans les écrêter, le convertisseur doit présenter une dynamique large.

2.3.2.3 L’environnement acoustique

Jusqu’à présent dans cette partie, la mesure de sismique a été considérée dans un environnement idéal, dépourvu de bruit. En réalité, tout enregistrement sismique se caractérise par du bruit, généré par une variété de processus. L’équation de l’enregistrement sismique – ou trace sismique - devient ainsi :

( ) ( ) ( ) ( )

s t =R t ∗w t +b t

(2.22)

avec b(t) le bruit.

A la gamme de fréquences de la sismique, le bruit propre – lié à l’acquisition sismique elle – même – est dominant. Il correspond à la somme de deux effets : i – majoritairement le bruit associé au système d’acquisition remorqué à la surface de l’océan ; ii – dans une moindre mesure, le bruit rayonné par le navire porteur, le système acoustique étant remorqué à proximité (moins de plusieurs centaines de mètres).

i. Bruit associé au système d’acquisition remorqué. L’écoulement de l’eau le long des transducteurs est turbulent, et produit des variations de pression acoustique à l’origine d’un bruit dépendant de la vitesse du navire, de la fréquence, et des caractéristiques des capteurs (Lurton, 2002). Par ailleurs, les vagues qui déferlent sur le système créent du bruit qui se propage mécaniquement le long de la flûte, fonction des conditions de mer et de vent. En ce qui concerne les contrôleurs d’immersion, ils constituent une source de bruit cohérent important pour les traces à proximité desquelles ils sont situés.

ii. Bruit rayonné par le navire. Une petite contribution au bruit propre est apporté par le navire porteur. La rotation des hélices représente la principale source de bruit, via le phénomène de cavitation : l’écoulement de l’eau à forte vitesse induit des dépressions sur les faces des pales, à l’origine de la formation de bulles de vapeur, qui oscillent. Ce type de bruit est fonction de la vitesse de rotation et des caractéristiques mécaniques de l’hélice, ainsi que de la fréquence (Lurton, 2002). Les multiples machines du navire produisent d’autre part des vibrations mécaniques qui sont transmises au milieu aquatique par la coque et par voie aérienne ; et l’écoulement le long de la coque produit un bruit hydrodynamique.

Les niveaux de bruit associés au déplacement du navire porteur peuvent être importants. La figure 2.16 correspond aux spectres du bruit rayonné par deux navires Ifremer – le N/O Thalassa (74 m de long) et le N/O Thalia (25 m de long). Ils ont été calculés à partir de mesures effectuées au moyen d’hydrophones, par 112 m de fond dans le cas de la Thalassa, et 25 m dans le cas de la Thalia. Le spectre du bruit associé à la Thalassa (Figure 2.16 – a) à un régime moteur de 57 tours/min et une vitesse de 10 noeuds se caractérise, entre 10 et 1000 Hz, par une pente globalement décroissante, et des niveaux importants compris 145 et 115 dB re 1 μPa/ Hz @ 1m. Pour la Thalia se déplaçant à 4 nœuds dans une mer formée, les amplitudes de bruit sont du même ordre de grandeur (Figure 2.16 – b): de 115 dB re 1 μPa/ Hz @ 1m environ à 1000 Hz, le niveau de bruit atteint plus de 130 dB re

1 μPa/ Hz @ 1m à 10 Hz.

Dans certains cas particuliers, le bruit ambiant généré par le trafic maritime, local ou distant (cf. §2.2.2.4), peut aussi contribuer au bruit à la gamme de fréquences de la sismique. (Chapman and Price, 2011) ont estimé des niveaux de bruit de 90 dB re

1 μPa / Hz

² environ à 40 Hz, pour des sites isolés de l’Océan Pacifique Nord, en 1986. A l’inverse, au niveau du rail d’Ouessant, l’une des voies maritimes les plus fréquentées au monde, les niveaux de bruit peuvent atteindre 100 dB re

2

1 μPa / Hz

à 100 Hz (Y. Stephan, 2010, Communication personnelle). Le niveau de bruit ambiant lié au trafic maritime est donc très important dans la zone d’étude, du fait de la proximité du rail, de la

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