У сейсморазведке геологічне середовище характеризується такими пружними константами, як модуль поздовжнього розтягування (модуль Юнга), модуль поперечного стиснення (модуль Пуассона), а також швидкістю поширення пружних коливань, хвильовим опором, рівним добутку швидкості сейсмічних хвиль на щільність середовища. У теорії пружних хвиль розглядають хвилі, що падають на будь-яку поверхню розділу середовищ з різними пружними властивостями, відбиті від неї хвилі, які проходять в нижню середу хвилі. На рис. 3.3 показано співвідношення сейсмічних променів і фронтів цих хвиль.
В теорії сейсморозвідки доводиться, що умовою виникнення відбитих хвиль є: межа повинна розділяти середовища з різним хвильовим опором; при цьому кут падіння хвилі дорівнює куту відбиття. Це випливає з принципу Ферма: точка відображення хвилі від кордону повинна бути розташована так, щоб час пробігу променя від точки збудження до точки прийому було б мінімальним.
Для виникнення заломлених хвиль необхідно, щоб в нижній середовищі швидкість поширення пружних коливань V Н була б більше, ніж у верхній - V В. В цьому випадку при падінні хвилі на кордон під кутом i. підпорядковується закону sin i = V В / V Н. фронт проходить хвилі буде перпендикулярний до межі поділу середовищ. В оптиці такий кут називають критичним кутом або кутом повного внутрішнього відображення. У сейсморазведке така хвиля називається преломленной, її промінь «біжить» уздовж кордону розділу середовищ.
Співвідношення різних типів сейсмічних хвиль
Володіючи викладеними вище поняттями про сейсмічних хвилях та умови їх виникнення, розглянемо співвідношення різних типів хвиль на простому прикладі: геологічне середовище розділена однією плоскою горизонтальною кордоном на однорідні області з різним хвильовим опором (щоб могли утворитися відбиті хвилі) і різними значеннями швидкостей поширення сейсмічних хвиль: швидкість у верхній області V в менше, ніж в нижній V Н (щоб могли виникнути заломлені хвилі). Нехай в точці O на земній поверхні знаходиться джерело сейсмічних коливань (пункт вибуху), а на іншій частині профілю (уздовж осі абсцис) розставлені сейсмічні приймачі: теоретично нескінченно близько один до одного - континуально, рис. 3.4.
Мал. 3.3. Освіта відображених і заломлених хвиль
Після вибуху у верхній середовищі з точки вибуху на всі боки будуть поширюватися сейсмічні промені (хвилі). Один з променів (P п) буде «бігти» уздовж земної поверхні зі швидкістю V В і приходити в сейсмопріемнікі в моменти часу, пропорційні відстані сейсмоприемников від пункту вибуху О (при цьому, очевидно, коефіцієнт пропорційності дорівнює V В). Годограф цієї хвилі, званий в сейсморазведке прямий хвилею, являє собою пряму лінію (рис. 3.4).
Інші промені стануть послідовно досягати глибинної кордону в точках А, В, С, D. E. .... і, відбиваючись в них від кордону, приходити в сейсмопріемнікі відповідно в точки О, ВСП. ССП. ... Нижче буде показано, що час приходу відбитої хвилі в сейсмопріемнікі (tO. TB,) збільшується нелінійно, тому годограф буде криволінійним (рис. 3.4).
Мал. 3.4. Фронти і годографи прямий, відображеної і преломленной хвиль для двошарової середовища
C ейсміческіе промені, падаючи на кордон розділу середовищ, будуть відображатися з поступово зростаючим кутом. Нехай в точці С кут відображення стане рівним критичному куті i. відповідному співвідношенню V В / V Н = sin i. Тоді в точці С виникне заломлена хвиля, промінь P г якої далі буде рухатися уздовж кордону рівномірно, як і пряма хвиля, але зі швидкістю V Н> V В (див. Рис. 3.4). При цьому перша інформація про преломленной хвилі зафіксується Сейсмоприймачі в точці С і час її приходу дорівнюватиме часу приходу в цій же точці відбитої хвилі (див. Точку F). Але далі за профілем вже в Сейсмоприймачі D і наступних за ним заломлена хвиля буде приходити раніше відображеної, так як швидкість її поширення V Н більше, ніж швидкість поширення відбитої хвилі V В. Більш того, починаючи з деякої точки, заломлена хвиля буде реєструватися раніше і відбитої і прямої хвилі.
Освічена подібним чином заломлена хвиля в сейсморазведке називається головний. Кордон, на якій вона виникає, називається заломлюючої. Але в геологічному середовищі крім заломлюючих кордонів можуть існувати малопотужні пласти з більшою швидкістю, ніж у вміщає середовищі. Такі пласти також можуть створювати заломлені хвилі, але з істотно меншою інтенсивністю. Нерідко важко дізнатися, заломлена хвиля ковзає уздовж заломлюючої кордону або уздовж пласта невеликої потужності. У цій ситуації швидкість ковзної преломленной хвилі називають граничною швидкістю і позначають V Г.
Не всі відображають кордону є заломлюючими і навпаки (у них різні умови освіти). Прямі поздовжні хвилі, що поширюються уздовж земної поверхні, в сейсморазведке, як правило, не становлять практичного інтересу.
Аналізуючи співвідношення годографов, наведених на рис. 3.4, чітко бачимо, що від Сейсмоприймачі ССП і далі до точки D СП годографи відображених і заломлених хвиль близько розташовані один до одного і практично виділити на цій ділянці профілю відбиті хвилі важко. Зате вони дуже добре простежуються на початковій ділянці профілю від пункту вибуху Про до Сейсмоприймачі ССП. У тому випадку, коли швидкість сейсмічних хвиль змінюється з глибиною градиентно, виникають криволінійні промені: хвилі, що володіють криволінійними сейсмічними променями, називають рефрагірованних.
Крім розглянутих корисних типів сейсмічних хвиль сейсмоприемниками реєструються і хвилі-перешкоди, які не мають відношення до структури сейсмогеологічних середовища. Це - поверхнева хвиля, що розповсюджується вздовж поверхні ґрунтів з невеликою швидкістю; мікросейсми, викликані різними техногенними причинами і такими природними явищами, як вітер, дощ, морський прибій і ін .; звукові хвилі, що виникають під час вибуху; нерегулярні хвилі, пов'язані з розсіюванням пружної енергії через дрібних неоднорідностей в геологічному середовищі і т. п.
Хвилі ж, відображені і заломлені, чітко простежуються в середовищі на великих відстанях, називаються опорними (маркованими), а відповідні кордони - опорними сейсмічними горизонтами.