Особливості розповсюдження хвиль у гірських породах.

Гірські породи дуже різноманітні за петрографічним і літологічним складом і характеризуються значною неоднорідністю, яка нерідко у вигляді шаруватості. Вони відрізняються умовами формування і розвитку, особливостями сучасного характеру їхнього залягання. Відповідно до цього гірські породи суттєво різняться за пружними властивостями. Одні з них, типу вивержених та сильно та сильно ущільнених осадових відкладів, близькі за своїми властивостями до ідеально пружних середовищ. Інші, типу рихлих осадів і тріщинуватих порід, сильно відрізняються від однорідних, ізотропних, ідеально пружних твердих тіл.

Швидкості розповсюдження пружних хвиль у гірських породах визначаються трьома параметрами: r, E та m. Густина r гірських порід змінюється від1.5 до 3.1г/см³. Коефіцієнт Пуасона у межах від 0.2 до 0.35 та лише у пластинчатих вологих породах досягає 0.5. У значно більших межах змінюється модуль Юнга E. У порід різного літологічного складу він може розрізнятись у сотні разів. Він значно більший у щільних гірських породах і менший у нещільних.

Швидкості розповсюдження пружних хвиль у гірських породах залежить від багатьох причин. До основних відносяться: літологічний склад і вік гірської породи; ступінь її зміни під дією тиску, який, температури і гідрохімічних процесів; тиску, який впливає на гірську породу та флюїди, що у ній знаходяться; пружних властивостей скелету (матриці) гірської породи та флюїдів у її породах.

Внаслідок цих факторів змінюється ступінь консолідації зерен у гірській породі і швидкість розповсюдження пружних хвиль у її скелеті, пористість і проникність гірської породи, її густина.

Швидкість розповсюдження пружних хвиль буде вищою у гірських породах, якщо більшою буде швидкість розповсюдження пружних хвиль у матриці та флюїдах, що заповнюють поровий простір, і навпаки. Швидкість буде зменшуватись у більш пористих гірських породах з великим об’ємним вмістом флюїдів, тому що швидкості пружних хвиль у флюїдах менше у тих випадках, коли вона буде меншою у флюїді, що заповнює поровий простір гірської породи і навпаки. У разі збільшення мінералізації пластової води швидкість повздовжної пружної хвилі зростає (до 15%). У разі заміщення води нафтою швидкість зменшується. Розчинений у воді та нафті газ знижує швидкість розповсюдження пружних хвиль у породах-колекторах.

Внаслідок викладеного раніше і ряду інших причин швидкості розповсюдження пружних хвиль у гірських породах як одного, так і різного складу не залишаються постійними і можуть змінюватись у значних межах. Найменші швидкості мають вивітрені слабко сцементовані та сухі породи, що складають верхню частину розрізу. У тих випадках, коли пори цих рихлих середовищ заповнені повітрям, швидкості розповсюдження повздовжніх пружних хвиль у них не перевищують 1км/с. Вологі рихлі породи мають швидкості більше 1.5км/с, а мерзлі - більше 3.2км/с (швидкості пружних хвиль у повітрі, у воді та у льоді складають 0.33; 1.5 та 3.2км/с відповідно).

У породах однакового літологічного складу внаслідок підвищення тиску густина і швидкість розповсюдження пружних хвиль зростають з глибиною їхнього залягання. Особливо значного збільшення набуває швидкість пружних хвиль у самій верхній частині розрізу, де спостерігається найбільш швидка відносна зміна тиску і водонасиченості гірських порід.

На рисунку наведені криві залежності швидкості V_P від густини r для різних осадових гірських порід, які показують одночасно найбільш часті межі зміни цих параметрів.

Рисунок .Криві залежності швидкості V_P від густини r для різних осадових гірських порід (по Г. Гарднеру).

1 – глини та глинисті сланці; 2 – піски та пісковики; 3 – вапняки; 4 – доломіти; 5 – ангідрити ; 6 – кам’яна сіль.

З рисунку видно, що найбільш широкий діапазон зміни швидкостей розповсюдження пружних хвиль є характерним для теригенних, пісково-глинистих відкладів. У цих породах швидкості лише зрідка перевищують 4.0-5.0км/с. Глини можуть являти собою неконсолідований матеріал високої пористості, незначної проникненості та з низькою швидкістю. Сильно ущільнені глинисті сланці мають дуже малу пористість є майже непроникненими і володіють підвищеною швидкістю. Піски являють собою неконсолідовані зерна з дуже високою пористістю, проникненістю і дуже низьку швидкість. Окванцовані пісковики у деяких випадках мають дуже малу пористість, іноді майже непроникнені і характеризуються високими швидкостями розповсюдження пружних хвиль. З рисунка видно, що за однієї і тієї ж густини піски і пісковики характеризуються більш високими швидкостями, ніж глини та глинисті сланці. За однакових швидкостях глини і глинисті сланці мають більш високу густину, ніж піски та пісковики. Вплив зміни швидкостей розповсюдження пружних хвиль у флюїдах, що заповнюють поровий простір, на швидкість розповсюдження у них пружних хвиль найбільш помітно у випадках, коли порода має високу пористість, проникність і низького значення швидкості, тобто у пісках і у слабко сцементованих пісковиках. Найбільш низькими швидкостями пружних хвиль характеризуються газоносні та нафтоносні піски і пісковики порівняно з пісками і пісковиками, насиченими мінералізованою водою. Тому газоносні, високопористі та проникнені піски та пісковики можуть мати менші швидкості, ніж глини, що їх підстеляють і покривають, а також нафтонасичені або водонасичені пласти, що їх підстилають. У сильно ущільнених пісковиках і глинистих сланцях, коли переважаючим фактором стає матриця, швидкості розповсюдження пружних хвиль можуть бути тотожні або з слабою різницею між собою.

Найбільш детально вивчена залежність швидкостей розповсюдження повздовжніх пружних хвиль від характеру флюїдів, що насичують поровий простір, для слабоконсолідованих піскових відкладів найбільш молодого геологічного віку (кайнозою та мезозою). Так, для молодих третинних пісково-глинистих відкладів глинисті пласти мають швидкості 2.3 – 2.9км/с і густину 2.20 – 2.5г/см³.

Водонасичені піски і пісковики мають швидкості 2.4 – 3.7км/с і густину 2.0 – 2.3г/см³. Коли пористість k_n=40% швидкості пружних хвиль у водонасичених пісках стають нижче швидкості хвиль у глинистих породах. Коли пористість k_n=20% швидкості у водонасичених пісках перевищують швидкості у глинистих породах майже на 30%.

Швидкості повздовжніх хвиль у газонасичених пісках і пісковиках змінюються від 1.25 до 2.65км/с і густини від 1.55 до 2.2г/см³. Коли пористість k_n=30% швидкість хвиль у газонасичених пісках і пісковиках на 40% нижче, ніж у глинах, і на 50% нижче, ніж у водонасичених пісках. Коли пористість k_n=20% швидкість хвиль у газонасичених пісках на 25% нижче, ніж у глинах, і на 40% нище, ніж у водонасичених пісках.

Швидкості розповсюдження пружних хвиль у нафтонасичених пісковиках близькі до швидкостей розповсюдження пружних хвиль у газонасичених пісковиках.

У значних межах змінюються швидкості розповсюдження пружних хвиль у карбонатних відкладах. Межі цих змін вищі у вапняків та нижчі у доломітів. Швидкості залежать від доломітизації та окремніювання вапняків і зменшуються у тріщинувантих, кавернозних і пористих різновидах. У кам’яній солі, у якої менша густина порівняно з іншими гідрохімічними осадами, швидкість розповсюдження пружних хвиль нижче і змінюється у незначних межах. Найбільш високою швидкістю з гідрохімічних осадів характеризуються ангідрити. У гідрохімічних та карбонатних відкладах швидкості досягають 6.0-6.5км/с.

У вивержених ефузивних та інтрузивних гірських породах швидкості хвиль можуть бути більшими або меншими, ніж швидкості хвиль у карбонатних і гідрохімічних осадах. У метаморфічних та вивержених породах швидкості хвиль у карбонатних і гідрохімічних осадах. У метаморфічних та вивержених породах швидкості можуть досягати 6,5–7,0 км/с. Вони більші в основних інтрузивних породах і нижчі в ефузивних та кислих. В ультраосновних породах базальтового шару земної кори, який залягає на глибинах у декілька десятків кілометрів, швидкість розповсюдження пружних хвиль перевищує 8км/с. Для більшості гірських порід швидкості розповсюдження поперечних пружних хвиль на 40-60% нижче швидкості розповсюдження повздовжніх пружних хвиль.

Вивчення пружних хвиль, які пройшли значні відстані через гірські породи, показано, що спостерігається сильніше послаблення їхньої інтенсивності, ніж те, що передбачене теорією розповсюдження хвиль у ідеально пружних тілах. Спостерігаються також зміни форми коливань частинок за фронтом пружних хвиль. Тому висновок, що у реальних середовищах, до яких належать і гірські породи, у процесі розповсюдження хвилі відбувається незворотний процес переходу енергії пружних коливань у інші її види та, зокрема, у теплову енергію, яка розсіюється та поглинається середовищем. Тому реальні середовища є поглинальними.

Поглинальні властивості середовища за звичаєм характеризуються коефіцієнтом поглинання a, впровадження якого відображує швидкість спаду у часі (або ж з відстанню) амплітуди коливань частинок за фронтом хвилі. У теорії поглинання показано, що на відміну від абсолютно пружних тіл у реальних середовищах хвилі з різною частотою поглинаються з різним ступенем і швидкості їхнього розповсюдження не залишаються постійними. Це явище отримало назву дисперсії швидкостей. Внаслідок дисперсії швидкості і залежності коефіцієнта поглинання a від частоти у процесі розповсюдження хвиль дещо змінюється їхня форма. Найбільше коливання припадає на більш високочастотні складові спектру. Ці складові розповсюджуються у поглинальному середовищі з дещо більшою швидкістю, ніж низькочастотні. Внаслідок відбувається розтягнення профілю і графіку коливань хвилі з її розповсюдженням та зростання її видимих періодів з часом. Найбільш різкі зміни інтенсивності і форми графіка коливань хвилі відбуваються поблизу джерела, коли у їхньому спектрі ще достатньо сильно представлені високочастотні складові.

Ступінь поглинання сейсмічних хвиль у гірських породах змінюється у широких межах залежно від їхнього літологічного складу і фізичного стану. У деяких випадках поглинання хвиль викликає більш сильне їхнє послаблення, ніж те, яке зумовлене розходженням їхнього фронту у процесі розповсюдження.

Послаблення інтенсивності пружних хвиль, що спостерігається у процесі їхнього розповсюдження, та особливо їхніх високочастотних складових може бути пов’язано також з тонкою шаруватістю осадових гірських порід. У разі проходження через таке середовище пружних хвиль може відбуватись їхнє розсіювання за рахунок утворення дуже слабких відбитих хвиль. При цьому найбільш інтенсивно будуть розсіюватись високочастотні складові спектру (з меншою довжиною хвилі), оскільки для низькочастотних складових тонка шаруватість не створює границь відбиття. Дуже слабкі, але багаточисельні розсіяні хвилі створюють фон нерегулярних завад, який ускладнює виділення та простеження відбитих та заломлених хвиль, що являють собою розвідувальний інтерес. Розсіювальне середовище нерідко називають мутним або матовим, аналогічно до середовищ, що розсіюють світлові хвилі, а нерегулярні хвилі, що ним створюються та заважають, називають ревербераційними.

Сама верхня частина розрізу гірських порід за звичаєм представлена крихкими, слабкосцементованими відкладами. Це шар грунту та підстилаючі його вивітрені, слабоущільнені породи. Вони володіють низькими швидкостями розповсюдження хвилі і мають назву зони вивітрювання або зони низьких швидкостей (ЗНШ). Швидкості у цій зоні можуть швидко змінюватись як у вертикальному, так і у горизонтальному напрямках. Вони збільшуються по глибині за рахунок зменшення ступеню вивітрювання порід, зростання тиску і вологості. Іноді нижню частину ЗНШ виділяють у зону зниження швидкостей (прийнявши у цьому випадку ЗНС як двохмарову). У цю зону відносять шари зі швидкостями U_R, що змінюються від 600-800 до 1200-1500м/с.

Потужність ЗНШ може змінюватись у великих межах: від одиниць до декількох десятків метрів, рідко більше 100м. Нерідко підніжжя ЗНШ співпадає з рівнем грунтових вод. У районах, складених сухими пісками та галечниками, у разі глибокого залягання грунтових вод потужність ЗНШ може перевищувати 100м. Така потужна зона іноді зустрічається у міжгірських западинах. Звичайна потужність ЗНШ змінюється від 10до 20м.

Підошва ЗНШ є достатньо різкою границею. Об’ємні хвилі, що повертаються до вільної поверхні після відбиття та заломлення на глибинних границях розділу, зустрічаються підніжжя ЗНС і з ними відбуваються інтенсивні відбиття, які сильніші від відбиття від земної поверхні. Тому підніжжя ЗНС приймає активну участь в утворенні кратних і інших типів хвиль, що ускладнюють реєстрацію і простеження хвиль однократно-відбитих від глибинних границь розділу. Промені ж хвиль, що пройшли через ЗНШ до земної поверхні, за рахунок заломлення намагаються зайняти нормальне (перпендикулярне) до підніжжя ЗНС та земної поверхні положення. Тому з незначною похибкою можна рахувати, що поблизу земної поверхні промені усіх об’ємних хвиль займають вертикальне положення.

Породи, що складають ЗНШ, мають найбільш високі коефіцієнти поглинання пружних хвиль. Внаслідок цього замітно зменшується амплітуда коливань, змінюється їхній спектральний склад і графік коливань (за рахунок більш інтенсивного поглинання високочастотних складових спектру). Особливо різко змінюються інтенсивність і форми коливань прямої хвилі, що розповсюджується від джерела по породам ЗНШ, коли джерело розташоване поблизу порід або у породах, що складають ЗНШ. Інтенсивність поверхневих хвиль Релея , що розповсюджуються від джерела, також сильно залежить від поглинальних властивостей ЗНШ, через те що поверхневі хвилі увесь свій шлях проходять усередині цієї зони. ЗНШ призводить до значного послаблення поверхневих хвиль і зниженню їхньої видимої частоти за рахунок більш інтенсивного поглинання високочастотних складових їхнього спектру.

Раніше зазначалось, що осадкові гірські породи мають тонкошарувату структуру, що характеризує мінливість умов їхнього осадконакопичення. Швидкість розповсюдження пружних хвиль у цих прошарках не залишається постійною. Внаслідок вивітрювання швидкостей розповсюдження пружних хвиль на невеликих базах (1м) у свердловинах отримують дуже нерівні криві залежності рутинної швидкості від глибини залягання шарів (швидкісні колонки). Інтервал порід, в межах якого істинні швидкості у прошарках не дуже сильно змінюються, приймають за один сейсмічний пласт, що характеризується декотрою середньою пластовою швидкістю V_пл. Це та швидкість, з якою розповсюджується хвиля між його покрівлею і підніжжям навхрест нашарування. Якщо потужності окремих тонких прошарків позначити через Dh_i, а істинну швидкість розповсюдження по ним пружних хвиль через V_i та число таких прошарків у шарі дорівнює m, то можна написати наступний вираз:

(1.2.9),

де - сумарна потужність шару, - сума часу пробігу хвилі вздовж променів, що складають шар, для якого визначається V_пл; Dt_i=Dh_i/V_i – час пробігу хвилі від покрівлі до підніжжя і-го прошарку.

Нерідко товщу гірських порід, що складена з ряду пластів, рахують еквівалентною однорідній з потужністю. Що дорівнює сумарній потужності пластів, з яких з яких вона складена, і зі швидкістю, що дорівнює середній швидкості розповсюдження у ній пружних хвиль і порахованій за тією ж формулою, що і для визначення середньої пластової швидкості. Для шаруватого середовища можна розрахувати або визначити експериментально залежність середньої швидкості від сумарної потужності H або від часу t пробігу хвилі через це середовище. Постільки в осадових гірських породах швидкості розповсюдження пружних хвиль зростають зі збільшенням глибини їхнього залягання нерідко вводять припущення про те, що швидкість в них безперервно змінюється (збільшується) з глибиною. Такі середовища називають градієнтними. Найчастіше реальні середовища апроксимують (наближають, осереднюють) безперервним середовищем з лінійним законом зростання швидкості з глибиною:

(1.2.10),

де V_H – швидкість на глибині H; V₀ – швидкість на земній поверхні (H=0); b - коефіцієнт зростання швидкостей з глибиною.

У такому середовищі фронти хвиль у різні моменти часу t будуть являти собою сферичні поверхні з розташуванням центру і радіусом, залежними від t, а сейсмічні промені у вертикальній площині, що проходить через джерело, - дуги кола з розташуванням центра і радіусом, залежним від кута виходу променя з джерела.

Пружні хвилі, що мають криволінійні промені, називають рефрагованими хвилями. Якщо джерело хвилі розташоване на поверхні градієнтного середовища, швидкість у якій збільшується з глибиною, тоді рефраговані хвилі з джерела повернуться знову до земної поверхні та її прихід можна на ній спостерігати. Якщо градієнтне середовище перекривається однорідним середовищем зі швидкістю меншою, ніж у покрівлі градієнтного середовища, то в цих середовищах будуть розповсюджуватись і повертатись до земної поверхні прохідні рефраговані хвилі, подібні до розглянутих раніше головних хвиль.

На рисунку , у лівій його частині, наведена швидкісна колонка розрізу осадових гірських порід і різноманітні засоби її апроксимації.

Рисунок . Швидкості у шаруватих середовищах та способи їх осереднення.

1 – істинні швидкості; 2 – середні пластові швидкості; 3 – середня швидкість пачки пластів; 4 – лінійний закон зростання швидкості з глибиною.

Таке середовище можна уявити як складене з ряду однорідних пластів з різними середніми пластовими швидкостями V_пл, або як однорідне середовище з середньою швидкістю V_ср, або як безперервне середовище з лінійним законом зростання швидкості з глибиною. У правій частині рисунку зображено промені хвилі, що падає, і хвилі відбитої від підніжжя п’ятого шару, для різних способів апроксимації розглянутого середовища. У пластовій моделі промені являють собою ламані лінії з-за їхнього заломлення на границях пластів. В моделі безперервного середовища промені є криволінійними. Узявши середовище як однорідне з відповідними значенням середньої швидкості, робиться припущення про прямолінійність променів.

Швидкісні колонки, складені за результатами вивітрювань швидкостей у свердловинах, дозволяють виділити у розрізі основні пласти, визначити їх середні пластові швидкості, розрахувати криві зміни середніх швидкостей для товщ різної потужності, визначити закон зміни швидкості з глибиною і виділити у розрізі основні границі відбиття та заломлення розділу. Поведінка останніх у межах дослідних площ є однією з головних задач сейсморозвідки, постільки вони у більшості випадків лежать узгоджено, а нерідко і співпадають з літологічними і стратиграфічними границями розділу. Найбільш значні відхилення сейсмічних границь від стратиграфічних спостерігаються у випадках різкої фаціальної мінливості порід, які складають той чи інший віковий горизонт, а також у випадках, коли літологічна та сейсмічна границі належать до дуже еродованої поверхні, вздовж якої можуть контактувати породи подібного літологічного складу, але різні за віком.

З великого числа границь розділу осадових гірських порід сейсморозвідкою можна вивчити лишень ті, які добре витримані по площі і породжують достатньо інтенсивні відбиті та головні хвилі. Найбільш інтенсивні відбиті хвилі утворюються на границях, де різко змінюються пружні властивості гірських порід, або поступова зміна пружних властивостей відбувається у межах інтервалу, значно меншою за довжину хвилі пружних хвиль. Такі границі та горизонти, що їх утворюють, називають опорними або шаркувальними. До сильних границь відбиття (умовно) відносяться ті, на яких коефіцієнти відбиття A<0,1. Границі з проміжними значеннями А (від 0,5 до 0,1) відносять до середніх. До сильно відбивальних границь зараховується земна поверхня (поверхня грунту або води у випадку морської розвідки), дзеркало грунтових вод, яке нерідко співпадає з підніжжям ЗНШ, морське дно, контакти теригенних порід з карбонатними або виверженими і т. п. Число сильних границь розділу є невеликим. Найбільша кількість сильних та середніх відбивальних границь приурочена до верхніх ділянок розрізу осадових гірських порід. З цими границями у багатьох районах пов’язано утворення основних кратних відбиттів з різними шляхами і часом їхнього розповсюдження, що ускладнюють виділення та простеження однократних відбиттів від глибоких границь розділу. У випадку, коли декотрі кратні відбиті хвилі сприймались як однократні, робились великі похибки та викривлення у істинний характер залягання гірських порід у дослідних районах.

Серед пластів розрізу можуть бути і такі, швидкість розповсюдження пружних хвиль у яких більша за будь-який розташований вище. На границях з таким пластом або поблизу неї можуть виникати головні або рефраговані хвилі. Таку границю називають заломлюючою, а швидкість у пласті, що під нею, називають граничною швидкістю. Якщо швидкість у цьому пласті вище, ніж у нижніх високошвидкісних пластах, то такий пласт називають екрануючим, постільки його наявність не дозволяє утворюватись на нижніх пластах головним хвилям. Для цих хвиль такий пласт грає роль пружного екрану. Таким, що заломлює та екранує, може бути пласт достатньо великої потужності (співвимірний з довжиною хвилі). У випадку незначної потужності такі пласти утворюють слабкої інтенсивності головні хвилі: не створюють екранного ефекту. Найчастіше зустрічаються границі, що заломлюють, такі, як підніжжя ЗНШ або зони низьких швидкостей, покрівля карбонатних, галогенних та кристалічних порід, перекритих теригенними відкладами, поверхня кристалічного або метаморфічного фундаменту і ряд більш глибоких границь розділу у земній корі.

Серед сейсмічних границь розрізняють границі стійкі що розділяють середовища з незначною мінливістю пружних властивостей по обидва боки від границі. Інтенсивність відбитих хвиль, що виникають на не стійких границях розділу, не залишається постійною вздовж фронту, що ускладнює їхнє виділення та простеження. Стійкість границі може бути різною для хвиль різної довжини. До не стійких, але порівняно різких границь відносять границі перерв в осадконакопиченні, які підпали у свій час під ерозію та розмив. Внаслідок кутових неузгоджень тут можуть контактувати породи різного літологічного складу, що утворюють нестійку границю.

Сейсмічну границю називають витриманою, якщо вона спостерігається у межах всієї площі досліджень. Їх називають гладкими, якщо радіуси кривизни їхніх згинів перевищують довжину пружних хвиль. Коли радіуси границі співрозмірні з довжиною хвилі, то границю називають шорсткою або розсіювальною пружних хвиль.

Сукупність геологічних і фізичних особливостей товщ осадових гірських порід, що полегшують або утруднюють їх вивчення сейсморозвідкою, називають сейсмогеологічними умовами району робіт. Нерідко їх поділяють на поверхневі та глибинні. До поверхневих відносять ті, що пов’язані та залежать від розказаних раніше особливостей будови верхньої частини розрізу, сильно впливають на збудження, розповсюдження та прийом пружних хвиль. Глибинні сейсмогеологічні умови пов’язані з товщею гірських порід, у межах якої знаходяться відбивальні, або заломлювані границі розділу, що являють найбільший розвідувальний інтерес. До числа глибинних сейсмогеологічних умов відносяться:

1) наявність у розрізі відбивальних границь, що узгоджено лежать з стратиграфічними (віковими) границями, а також відбивальних границь усередині або поблизу (вище, нижче) продуктивних горизонтів;

2) витриманість та гладкість відбивальних границь, наявність або відсутність опорних або маркувальних границь, наявність і характер приурочених до них диз’юнктивних порушень;

3) характер плікативних дислокацій у районах робіт і залягання відбивальних границь розділу.

Відмітимо, що круті границі розділу гірських порід (з кутами нахилу більше 40-50^°) малосприйнятливі для МВХ. Більш сприятливими для вивчення методом відбитих хвиль кути нахилу у одиниці та перші десятки градусів (до 15^°). Значні труднощі у МВХ виникають у разі виявлення та вивчення незначних за розмірами (перші одиниці кілометрів у довжину та по ширині ), мало амплітудних (до 30-40м), пологих платформенних структур (в умовах високо швидкісного розрізу), для яких характерними є кути падіння порід на крилах у хвилинах або перших одиницях градусу.

Пружні хвилі у процесі розповсюдження усередині товщі гірських порід зустрічають на своєму шляху границі розділу, утворюють на них багато чисельні вторинні (відбиті, прохідні, головні, рефраговані, кратно-відбиті та інші) – повздовжні та поперечні хвилі. Значна частина цих хвиль повертається назад до земної поверхні, на якій вони реєструються спеціальною апаратурою. Утворені на різних границях розділу і пройшовши товщу гірських порід, що покривають границі, ці хвилі несуть у собі інформацію про конфігурацію границь розділу, а також про пружні властивості середовищ, розташовані по обидва боки цих границь. Оскільки пружні границі розділу нерідко співпадають зі стратиграфічними границями розділу, а пружні властивості середовищ залежать від складу і стану гірських порід, інформація, яку несуть у собі пружні хвилі, може бути використана для вивчення дуже важливих у пошуку та розвідці корисних копалин даних про глибинну будову осадових гірських порід.

Сейсмічні методи ділять на групи, що визначаються типом або іншими особливостями використаних для розвідки пружних хвиль. Розрізняють методи відбитих, заломлених, прохідних, повздовжніх, поперечних і обмінних хвиль. Залежно від області застосування іноді сейсморозвідку поділяють на нафтову, вугільну, рудничну та інженерну, і т. п. Відповідно до частоти пружних коливань методи сейсморозвідки є низькочастотні (20-30Гц), середньочастотні (30-80Гц) і високочастотні (вище 80Гц).

У реальних умовах земна поверхня не плоска і горизонтальна. У розрізі осадових гірських порід спостерігається до декілька десятків горизонтів відбиття різної інтенсивності, стійкості, витриманості, гладкості. Прихід відбитих від цих горизонтів хвиль, які називаються корисними, часто співпадає або майже співпадає за часом з приходом хвиль іншого типу, які є перепоною виділенню та простеженню корисних хвиль і які звуться хвилі-завади.

До хвиль-завад належать:

а) мікросейсмічні коливання грунту, що викликані зміщенням кореневих систем дерев та чагарників під дією вітру, а також роботою різних механізмів і транспортних засобів;

б) інтенсивні звукові хвилі, що розповсюджуються поблизу земної поверхні;

в) поверхневі хвилі Релея, прямі повздовжні та поперечні хвилі, що розповсюджуються вздовж земної поверхні;

г) поперечні та обмінні, звичайні та кратні, відбиті хвилі, якщо з метою розвідки використовуються тільки повздовжні відбиті хвилі;

д) кратні повздовжні відбиті, відбито-заломлені або заломлено-відбиті і хвилі та хвилі-супутники цього типу;

е) розсіяні хвилі, що утворюються на дрібних включеннях і неоднорідностях у рихлих середовищах і не створюють протягнених фронтів. До їх числа можуть бути віднесені високочастотні багатократні хвилі, що утворюються відбиттям від дна та поверхні води, коли виробництво робіт у шарі, завади цього типу називають ревербераціями (післязвучанням) і вони (особливо у морських роботах) можуть бути високої інтенсивності.

Хвилі-завади можуть бути регулярними і нерегулярними (випадковими). Регулярними завадами є достатньо інтенсивні об’ємні кратні і поверхневі, а також поперечні і обмінні хвилі з довгими фронтами. Нерегулярними або випадковими буде значна кількість порівняно слабких регулярних хвиль-завад, що інтерферують між собою і утворюють складне сейсмічне поле. Роз’єднати ці хвилі на їхні складові не можливо. Ці сумарні хвилі не мають довгих стійких фронтів і мають випадковий характер. До випадкових хвиль відносять також мікросейсми, що вносять додаткові ускладнення у поля хвиль-завад, що спостерігаються.

Якщо хвилі-завади мають значну інтенсивність співвимірну або вищу за інтенсивність корисних хвиль та на фоні хвиль-завад буває складно, а іноді й неможливо виділити та прослідкувати корисну хвилю.