Фізико-геологічні основи сейсморозвідки

Теорія розповсюдження сейсмічних хвиль базується на хвильовому рівнянні, яке є наслідком лінійної теорії пружності, оскільки геологічні середовища при першому наближенні можна вважати як лінійно-пружними.Пружним є тіло, яке після закінчення дії прикладених до нього сил відновлює свою початкову форму і об’єм. Сила тіла, можуть бути перпендикулярними чи паралельними. У першому випадку – це напруження стискання (чи розтягнення), у другому – зсуву. Напруження стискання змінюють об’єм, зсувні – форму тіла. Якщо до вільного кінця циліндричного брусу 1 (рис. 4.1) довжиною L і діаметром D, з площею периметру S і закріпленого до основи 2, прикласти розтягуючу силу, то брус зазнає витягування на величину DL і зміниться в діаметрі на DD. Відношення і називається відповідно відносним повздовжнім розтягненням і відносним поперечним стисканням.

За законом Гука, напруження P= E , де Е коефіцієнт, який називається модулем повздовжнього розтягу (модулем Юнга), Н/м², чи в СГС - . Крім того, , коефіцієнт який називається модулем поперечного стискання (коефіцієнтом Пуассона). Для рідини m=0.

Рисунок 4.1 – Деформація розтягу

Коефіцієнти Е і m не залежать один від одного, розмірів і форми тіла. Вони залежать тільки від пружних властивостей речовини. Пружні властивості будь-якої ізотропної речовини на макрорівні повністю визначаються його модулями Е і m, тобто реальні геологічні середовища вважаються суцільними. При цьому абстрагуються від молекулярної будови речовини і її структурних особливостей, незначних в порівнянні з довжинами сейсмічних хвиль.

Деформація, при якій всі елементи тіла, не викривляючись і не змінюючись у розмірах, зміщуються паралельно один до одного, називається зсувом. Відношення величини зсуву Dх до величини відповідної сторони деформуючого тіла х називається відносним зсувом, а кут Q - кутом зсуву (рис. 4.2).

При невеликих деформаціях

Згідно закону Гука, дотичне напруження Т=GQ, де G — модуль зсуву, розмірність якого Н/м².

Якщо зразку об’ємом V надати всебічне розтягнення або стискання під дією тиску Р, його об’єм зменшиться на величину DV, згідно формули:

KPV, або Р= К

де К – модуль об’ємного розширення (всебічного стискання), який дорівнює .

Рисунок 4.2 – Деформація зсуву

Вибух чи удар викликає деформацію гірських порід, в них виникають пружні сили. Під їх дією зміщення одних часточок викликає зміщення сусідніх частинок і т.д. Завдяки цьому деформація передається по всьому об’єму середовища. По середовищу проходить так звана пружна хвиля, яка переміщується із швидкістю, що залежить від пружних властивостей середовища. Особливістю сейсмічних хвиль є їх порівняно невелика тривалість (при вибухах, ударах і землетрусах).

Поверхня, яка поділяє область, де часточки середовища в результаті деформацій, викликаних пружною хвилею, зміщуються з положення рівноваги і область, куди хвиля ще не дійшла, називається фронтом хвилі.

Виникнення коливань на фоні відносного спокою називається вступом хвилі.

Тверді середовища, в яких розповсюджуються пружні (сейсмічні) хвилі, чинять спротив змінам об’єму чи розміру елементів середовища і їх формам. Рідини і гази в діапазоні частот сейсмічних коливань чинять спротив тільки змінам їх об’єму. При цьому розповсюдження пружних коливань зводиться до передачі об’ємних деформацій через середовище. Цей процес називають проходженням акустичних (звукових), чи повздовжніх хвиль (Р–хвилі). У повздовжній хвилі часточки середовища зміщуються вздовж напрямку розповсюдження хвилі, тобто вздовж променів, утворюючи хвилі стискання і розтягнення (деформація об’єму). Швидкість розповсюдження повздовжніх хвиль – V_p.

Якщо зміщення часточок відбувається перпендикулярно напрямку розповсюдження хвилі за рахунок деформації форми (зсуву), то така хвиля називається зсувною, чи поперечною(S-хвилі). Швидкість розповсюдження поперечних хвиль в середовищі – V_p.

Швидкості розповсюдження повздовжніх V_p і поперечних V_s хвиль залежать від пружних властивостей і густини середовища ơ:

; V_s= ;

з відношення:

виходить, що повздовжні хвилі розповсюджуються швидше поперечних. Оскільки для більшості порід m=0,2¸0,4, то звичайно змінюється у межах 1,6¸2,4. При , .

Важливою характеристикою пружних властивостей середовищ є акустична жорсткість, або хвильовий опір, Для ґрунтів g=0,2¸1,6, для кристалічних порід - 10¸20.

Повздовжні і поперечні хвилі розповсюджуються по всьому об’єму середовища. В зв’язку із цим вони називаються об’ємними. Поряд з цим спостерігаються поверхневі хвилі, які розповсюджуються вздовж поверхні поділу середовищ.

Процес розповсюдження коливань в твердих середовищах ускладнюється явищем трансформації хвиль, яке полягає в тому, що при падінні, наприклад, повздовжніх хвиль (Р) на границю шарів в Землі у загальному випадку на кожній з них виникає по чотири хвилі: дві відбиті – повздовжня (Р) і поперечна (S), а також дві прохідні (Р і S).

Якщо у середовищі зустрічається неоднорідність (із відмінними від вміщуючого середовища властивостями і розміром порядку довжини хвиль), то у середовищі спостерігається збурення у вигляді дифрагованої хвилі.

Характерними параметрами сейсмічних хвильових процесів, як і хвильових процесів взагалі, є довжина хвиль l і частота f коливань, які пов’язані між собою відомим співвідношенням:

,

де V – швидкість розповсюдження сейсмічних хвиль у середовищі;

- період коливань.

Ці параметри визначають здатність сейсморозвідки розділяти хвилі по вертикалі і горизонталі, а також численні особливості розповсюдження хвиль у неоднорідних і шаруватих середовищах. Зокрема, за відношенням потужностей шарів і довжини хвилі шаруваті середовища розділяються на тонкошаруваті, для яких , і товстошаруваті ( >> ). Аналогічно класифікуються неоднорідності середовища.

Закони розповсюдження пружних хвиль в геологічних середовищах можуть бути описані рівняннями динамічної теорії пружності, частковим випадком яких є хвильове рівняння (зі змінними коефіцієнтами). На практиці з метою спрощення задачі часто обмежуються розглядом кінематичної сторони законів розповсюдження пружних хвиль в променевому наближенні, на основі принципів геометричної сейсміки, аналогічних принципам, що закладені в основі геометричної оптики. У рамках геометричної сейсміки, обмежуються вивченням розповсюдження хвильових фронтів і променів, які характеризують напрямок розповсюдження хвилі. У кожній точці фронту промені є нормалями до фронту.

Основними принципами геометричної сейсміки є принципи Гюйгенса і Ферма. Відповідно до принципу Ферма, хвиля поширюється між точками неоднорідного середовища за шляхом, який потребує мінімального часу. За принципом Гюйгенса, який визначає кінематику процесу поширення сейсмічних (пружних) хвиль, будь-яку точку фронту хвилі можна розглядати як самостійне (вторинне) джерело коливань.

Принцип Гюйгенса дозволяє побудувати розподіл фронтів хвилі в середовищі, якщо задано положення фронту, в будь-який момент часу t₀ і відомі швидкості V_p і V_s поширення хвиль в середовищі. При збудженні коливань в будь-якій точці простору навколо неї утворюється сейсмічна (пружна) хвиля, яка розповсюджується в усі сторони від джерела. При цьому в кожній точці середовища навколо джерела можливо визначити час прибуття хвилі, а сукупність часів утворює скалярне поле часів хвилі, в якому можна виділити рівневі поверхні. При поширенні хвилі в середовищі рівнева поверхня, яка відповідає його фронту, переміщується в просторі.

Рівневі поверхні, з якими співпадає фронт хвилі в різні моменти часу, називається ізохронами. В однорідному середовищі навколо точкового джерела ізохрони утворюють концентричні сферичні поверхні.

Розповсюдження хвиль в сейсморозвідці спостерігають на земній поверхні вздовж заданої лінії профілів чи на деякий площині (апертурі). При цьому визначають час прибуття хвилі в кожну точку апертури – профілю і будують поверхні (графіки) часу прибуття хвилі в різні точки поверхні спостережень (рис. 4.3).

Початок координат при цьому звичайно співпадає з джерелом. Ця поверхня (графік) називається сейсмічним годографом.

Якщо хвиля розповсюджується вздовж осі Х з постійною швидкістю, то знаючи час t₁ i t₂ прибуття хвилі у дві точки х₁ і х₂, можна визначити швидкість поширення хвилі.

Тоді t₁= i t₂= , а t₂-t₁= (х₂–х₁). Це рівняння лінійного годографу хвилі, з якого слідує що, .

Рисунок 4.3 – Пряма хвиля від точкового джерела і її лінійний годограф

У випадку неоднорідного середовища, коли швидкість непостійна чи годограф має нелінійну форму, .

Таким чином, кут нахилу годографу цієї чи іншої хвилі, який визначається його похідною за даним напрямком (профілем), характеризує швидкість поширення цієї хвилі вздовж відповідного напрямку (профілю).

Коли фронт хвилі перпендикулярний до профілю, то ми реєструємо дійсну швидкість поширення хвилі в середовищі – V. Якщо хвиля приходить до профілю під деяким кутом a, то ми маємо справу не з дійсною, а з позірною швидкістю V* чи V_к (причому V_k³V). Якщо фронт хвилі паралельний профілю (a=0, тобто промінь перпендикулярний профілю), уявна швидкість стає нескінченно великою величиною.

У загальному вигляді закон позірної швидкості має вигляд:

.

Годограф будь-якої хвилі, побудований за спостереженнями у точках, які розташовані вздовж деякої прямої (профілю), називається лінійним. Якщо при цьому джерело коливань розташоване на лінії спостережень, то годограф називається повздовжнім (рис. 4.4).

Якщо профіль не проходить через джерело, то годографи, розташовані на площині, дозволяють побудувати поверхневі годографи різних хвиль. Сукупність повздовжніх годографів прямої хвилі, отриманих вздовж ліній спостереження, які проходять через джерело і мають різні азимути, утворюючи конічну поверхню з вершиною в джерелі, називається поверхневим годографом прямої хвилі.

Рисунок 4.4 – Годографи заломленої (Г₁), відбитої (Г₂) і прямої (Г₃) хвиль

У сейсморозвідці велике значення мають прямі хвилі, які поширюються вздовж поверхні спостереження за коротшим шляхом від джерела до точок спостереження.

Прямі хвилі використовуються для вивчення властивостей порід, які залягають на поверхні землі. Швидкість їх поширення залежить від типу хвилі, яка збуджується джерелом, і складом порід. Величини швидкостей визначаються нахилом годографу прямої хвилі. Повздовжній годограф прямої хвилі є прямою лінією, а неповздовжній - гіперболою. Неповздовжній поверхневий годограф прямої хвилі, коли джерело хвиль знаходиться не на поверхні спостережень, має форму гіперболи.

Якщо швидкість поширення прямої хвилі V, то час її пробігу від джерела (точки вибуху) до довільної точки поверхні спостережень визначається виразом:

.

Цей вираз являє собою рівняння поверхневого годографу прямої хвилі.

Ми розглядали особливості поширення пружної хвилі в однорідному середовищі. Однак, земна кора досить неоднорідна, містить велике число геологічних об’єктів з різними пружними характеристиками. У зв’язку з цим, розглянемо найпростіший випадок неоднорідності середовищ, коли є одна плоска горизонтальна границя поділу, вище якої залягає середовище зі швидкістю V₁ і густиною s₁, а нижче зі швидкістю V₂ і густиною s₂. Причому, для спрощення, будемо вважати, що при вибуху виникає тільки повздовжня хвиля Р. Вона поширюється в усі сторони і падає на границю розділу в різних її точках під різними кутами. Її називають падаючою чи прямою хвилею. Там, де вона перпендикулярна до границі поділу, напрямок її променів на границі не змінюється. Вона частково проникає у друге середовище і поширюється в ньому як повздовжня хвиля, яка проходить, частково відбивається і повертається до джерела у вигляді відбитих хвиль. У всіх інших точках границі хвиля падає на неї під різними кутами і утворює вторинні відбиті, і заломлені (які проходять в друге середовище) хвилі. Якщо хвилі, які утворюються на границі, належать до того ж типу, що і падаюча хвиля (повздовжні РР і поперечні SS) то вони називаються монотипними, а якщо до різних типів – то обмінними (відповідно PS i SP).

При падінні на границю двох середовищ з різними пружними властивостями сейсмічні хвилі відбиваються. Відбиття сейсмічної хвилі на плоскій границі поділу двох середовищ з різними пружними властивостями підкоряється закону геометричної сейсміки, який називають законом відбиття (закон Снелліуса):

,

де a₁ – кут падіння хвилі на границю;

- кут відбиття хвилі від границі;

V₁ – швидкість поширення хвиль у першому середовищі, а V₂ - швидкість поширення хвиль в другому середовищі.

При V₁=V₂ тобто, у випадку монотипної хвилі, кут падіння на границю дорівнює куту відбиття a₁= . Для обмінних хвиль (V₁¹V₂) кут падіння не дорівнює куту відбиття, тобто a₁¹ . При цьому кут відбиття хвилі дорівнює

.

При переході через границю поділу двох середовищ з різними швидкостями поширення в них пружних хвиль (V₁¹V₂) хвиля змінює напрямок свого поширення. При цьому синуси кутів падіння і заломлення також пов’язані між собою законом Снелліуса:

,

де a - кут падіння хвилі на границю поділу, b - кут заломлення.

В міру збільшення кута падіння a збільшується і кут заломлення b хвилі, що проходить. І при куті падіння a=і, який називається критичним, чи кутом повного внутрішнього відбиття, кут заломлення b стає рівним 90°. При цьому виконується умова повного внутрішнього відбиття:

,

а хвиля ковзає вздовж границі поділу зі швидкістю V₂=V_г (V_г – гранична швидкість – рис. 4.4). Звідси випливає положення, що ковзаюча хвиля може утворюватися тільки при V₂>V_1, тобто, коли на заломлюючому шарі більшої потужності залягає шар порід із меншою швидкістю поширення пружних хвиль. Утворюючись в критичній точці К, ковзаюча хвиля поширюється вздовж заломлюючої границі і, згідно закону Гюйгенса, в кожній точці границі утворює центри коливання хвиль, від яких вони будуть поширюватися у середовищі зі швидкістю V₁. Можна взяти декілька точок віддалених одна від одної інтервалом часу

.

За час прибуття хвилю в точку 4 елементарної хвилі з точки 1-3 пройдуть відстань:

Огинаюча елементарних хвиль у вказаних точках представляє собою фронт заломленої хвилі L. Кут її виходу заломлюючої границі буде дорівнювати критичному куту і.

Таким чином, на поверхні поряд з прямими, поверхневими і відбитими хвилями спостерігаються заломлені хвилі, які часто називають головними хвилями. При горизонтальному заляганні заломлюючої границі вони з’являються на поверхні на віддалі: x_поч від пункту вибуху x_поч=2htgi.

За точкою x_поч можуть спостерігатися також так звані закритичні відбиті хвилі. Це визначає вибір методики спостережень. Недалеко від пункту вибуху спостерігаються відбиті хвилі, починаючи із x_поч – заломлені, а також закритичні відбиті хвилі.

В неоднорідних середовищах, які характеризуються поступовим збільшенням швидкості з глибиною, на деякій віддалі від джерела можуть спостерігатися рефраговані хвилі, які утворюються за рахунок збільшення кута заломлення променя майже до 90° і повернення падаючої хвилі в протилежний бік. Тобто до денної поверхні, у багатьох випадках, рефраговані хвилі важко відрізнити від заломлених і навпаки.

Амплітуди відбитої від границі поділу двох середовищ хвилі і хвилі, що проходять скрізь нього, визначаються у відповідності з вирішенням хвильового рівняння для випадку поширення пружних хвиль у середовищі з границями поділу за допомогою коефіцієнтів відбиття і заломлення (проходження), дорівнюючи відповідно

де А – амплітуда падаючої на границю хвилі;

А₀ – амплітуда відбитої хвилі;

А_зл – амплітуда заломленої (прохідної) хвилі;

g₁ і g₂ – акустичні жорсткості контактуючих середовищ;

к – коефіцієнт відбиття на границі;

П – коефіцієнт заломлення (проходження) хвилі.

Вирази для коефіцієнтів відбиття і проходження хвиль через границі поділу середовища дозволяють не тільки знаходити амплітуди відбитих хвиль від різних границь, але і оцінити за амплітудами сейсмічних хвиль, що спостерігаються, швидкості поширення їх у середовищі густини порід (згідно g=sV), а також їх пружні модулі (Е і m), згідно незалежно визначених швидкостей.

Розглянемо годографи різних хвиль.

Рівняння лінійного годографу відбитих хвиль у випадку горизонтальної границі має вигляд:

,

де х – точки спостереження; h - глибина залягання границі; V₁ – швидкість у першому середовищі. Годограф має форму гіперболи Г, вісь симетрії якої співпадає з віссю часу t. Асимптоти гіперболи є лінії годографу прямої хвилі (Г₃), причому, чим глибше залягання відбиваючої границі, тим менша кривизна годографу. При х=0, коли відбита хвиля разом з падаючою проходять мінімальний шлях, час пробігу t₀ буде мінімальним: . Величина t₀ називається вертикальним часом. Знаючи швидкість V₁ за часом прибуття відбитої хвилі можна визначити глибину залягання відбиваючого горизонту h.

Рівняння лінійного годографу відбитої хвилі від похилої границі має вигляд:

,

знак + береться по падінню шару, знак – береться по підйому границі, h – ехо-глибина, тобто глибина границі по нормалі до неї.

У випадку похилої відбиваючої границі форма годографу не змінюється, але мінімум гіперболи зміщується у бік підйому границі на величину x₀, яка залежить від глибини залягання границі по нормалі і кута її падіння j. З рівняння годографу знаходять його характерні точки: час відбиття хвилі по нормалі від границі (при х=0) і координати мінімуму годографа.

, x_min=x₀=2hsinj;

В окремому випадку горизонтальної відбиваючої (j=0) границі отримує раніше наведене рівняння лінійногогодографу для плоскої відбиваючої границі.

Поверхневий годограф відбитої хвилі являє собою гіперболоїд обертання з вертикальною віссю, яка проходить через мінімум годографа. Позірна швидкість відбитих хвиль в точках профілю – різна. Вона нескінченно велика в точці мінімуму годографа, але в міру віддалення від неї зменшується на нескінченній відстані, і наближається до швидкості прямої хвилі у даному середовищі. У залежності від швидкості поширення відбитих хвиль наведені формули описують рівняння годографів повздовжніх (при V₁=V_p) чи поперечних ( при V=V_s) хвиль. Відомі рівняння годографів відбиття хвиль для криволінійних границь, які мають складну форму, а також для обмінних відбитих хвиль типів PS i SP.

Годограф заломленої хвилі від плоскої границі поділу має вигляд прямої. Тому що всі заломлені промені виходять на поверхню під однаковим кутом і (рис. 4.4). Біля джерела відбиті хвилі відсутні, оскільки пряма хвиля падає на границю другого середовища під кутом меншим за критичний. У зв’язку з цим утворюється т.з. “мертва зона” (АА^/). Вона буде тим більша, чим більша глибина залягання границь поділу h і чим більший критичний кут і:

.

Оскільки, в точці К границі відбита і заломлена хвилі виникають одночасно і поширюються вздовж одного променя КА з однаковою швидкістю V₁, то час їх прибуття в початкову точку А годографа заломленої хвилі буде однаковий. Тому годографи відбитої і заломленої хвилі мають спільну точку М. В наступний момент часу t₂ заломлена хвиля утворюється в точці В і під кутом і досягає земної поверхні в точці Б. Часу прибуття заломленої хвилі в точку В відповідає точка М₂ на годографі заломленої хвилі.

Рівняння годографу заломленої хвилі для горизонтальної границі (j=0) має вигляд:

,

де V_г – гранична швидкість (Vг=V₂);

.

Оскільки , а , то вираз для годографа заломленої хвилі при j=0 можна записати як , де .

У випадку похилої границі рівняння годографу заломленої хвилі має вигляд:

,

де j - кут нахилу границі. Знак – береться для годографу у випадку підйому границі, + - при падінні. При х=0 (в джерелі) t=t₀ і дорівнює .

Треба відзначити, що t₀ для заломленої хвилі є умовною величиною, т.я. заломлені хвилі в області джерела (у межах “мертвої зони”) відсутні і не реєструються.

Для похилої заломлюючої границя гілки годографа мають різний нахил (рис. 4.5). Гілка, яка спрямована у бік падіння границі більш крута, а спрямована у бік підйому – більш полога.

Рисунок 4.5 – Годографи заломлених хвиль від похилої границі поділу

Що стосується віддалі до початкової точки (“мертвої зони”), то при похилій границі вона визначається виразом:

.

Знак мінус – у випадку підйому границі, знак + - при паданні. Як видно з виразу, у сторону падіння віддаль до початкової точки більша, ніж в сторону підйому. Із збільшенням кута нахилу границі віддаль до початкової точки в сторону падіння збільшується і при j=90 вона збільшується до безмежності, тобто при таких і більших кутах заломлені хвилі спостерігатись не будуть.

У випадку криволінійної границі годограф заломленої хвилі також має криволінійну форму. Заломлені хвилі, як і відбиті, можуть бути повздовжніми РРР, поперечними SSS і обмінними PPS, РSS і ін.

Якщо в розрізі не одна, а багато границь поділу, що характерно для товщ осадових порід, то від кожної з них можливо отримати годографи відбитої і заломленої хвилі. Сукупність годографів різних хвиль, отриманих при одному положенні джерела, називають серією годографів. Крім того, в багатошарових середовищах утворюються багатократні відбиті і багатократно відбито-заломлені, і заломлено-відбиті та рефраговані хвилі, які відносять до завад. Всі розглянуті вище хвилі можуть бути, як повздовжніми, так і поперченими, а у низці випадків, і обмінним.

Таким чином, до точок спостереження на денній поверхні послідовно може прибувати цілий ряд хвиль. Біля джерела першими прибувають прямі хвилі, потім відбиті. Далі від джерела першими прибувають заломлені хвилі, потім прямі і відбиті. Одночасно з корисними хвилями реєструються численні (в залежності від структури і властивостей середовища) хвилі-завади з різними амплітудами, а також випадкові коливання (шуми).

Корисними вважаються хвилі, що відповідають границям, які визначаються у середовищі і можуть бути використані для вивчення геологічної будови. В деяких випадках сейсмічні хвилі утворюються поверхнями розломів. Корисні хвилі, які чітко спостерігаються на значних інтервалах профілів, називаються опорними чи маркуючими, а границі шарів, на яких вони виникають – опорними горизонтами.

При поширенні в геологічних середовищах сейсмічні хвилі зазнають істотного поглинання і розсіювання. Ці ефекти швидко зростають зі збільшенням частоти коливань (зменшенням довжини хвилі) і шляху, який пройшла хвиля. У зв’язку з цим, при вивченні великих глибин (порядку десятків і сотень км) у сейсморозвідці методом ГСЗ використовують низькі частоти порядку 5¸15 Гц. При вивченні глибин до 5¸7 км методом відбитих хвиль використовуються середні частоти - 20¸80 Гц (середньочастотна сейсміка). При дослідженні ж малих глибин (порядку 1 км) використовують високі частоти порядку 70¸600 Гц (високочастотна сейсміка). Високочастотні коливання швидко затухають, але мають більш високу роздільну здатність.

Знання швидкостей поширення сейсмічних хвиль у гірських породах необхіднє для інтерпретації сейсмічних даних (побудова границь, розрізів, структурних карт тощо). Тому вивчення швидкісної характеристики середовища є важливим завданням сейсморозвідки. Крім того, вважається, що відбиваючі і заломлюючі границі співпадають з геологічними границями. Це дозволяє використовувати дані сейсморозвідки для розв’язування стратиграфічних задач і виконання структурних побудов.

Встановлено, що різні породи можуть характеризуватися близькими значеннями швидкостей пружних хвиль. При геологічній інтерпретації даних потрібно враховувати не абстрактні, а конкретні значення швидкостей і приділяти їх вивченню серйозну увагу.

В горизонтально-шаруватих середовищах, які складаються з великої кількості шарів і характеризуються різними швидкостями поширення сейсмічних хвиль частіше застосовують т.з. середню швидкість, яка визначається наступними чином:

,

де h_i – потужність окремих шарів; V_i – швидкість поширення сейсмічних хвиль у них.

Середні швидкості мають досить важливе значення у сейсморозвідці і використовуються при побудові сейсмічних границь.

Одним із завдань сейсморозвідки є вирішення задач структурної геології (знаходження і вивчення різних форм складчастості, розломів, кутових неузгоджень, взаємовідношень різних структур тощо) і прогнозування геологічного розрізу, а також корисних копалин. В області регіональної геології дані сейсморозвідки дозволяють проводити районування великих територій, виявляти і вивчати поведінку поверхні фундаменту кристалічних порід і т.і. В інженерній геології оцінюють глибину залягання корінних порід, вивчають гіпсометрію їх поверхні, виявляють обводнені і тріщинуваті зони тощо.

Можливість успішного застосування сейсморозвідки для вирішення геологічних задач визначається так званими сейсмогеологічними умовами (поверхневими і глибинними). Найважливішими факторами, які визначають поверхневі сейсмологічні умови є: рельєф денної поверхні, зона малих швидкостей, наявність у верхній частині розрізу водоносних горизонтів, наявність сильновідбиваючих і сильнозаломлюючих границь, на яких може відбуватися різке послаблення хвиль і утворення хвиль-завад.

Найбільш значну роль, звичайно, має поверхневий рельєф Землі і зона малих швидкостей (ЗМШ), які представляють собою гетерогенне середовище утворене у результаті дії на породи процесів вивітрювання і денудації, які сприяли дезінтеграції речовини порід, утворенню пор, тріщин, заповнених водою, повітрям та ін. У пониженнях рельєфу ЗМШ може бути представлена наносами. ЗМШ сильно впливає на швидкість поширення хвиль як у вертикальному, так і у горизонтальному напрямках. Велика потужність ЗМШ і її сильна площинна змінність несприятлива для використання сейсморозвідки, тому що при проходженні хвиль через неї спотворюються амплітуди, час пробігу, частотний склад і форма запису пружних хвиль.

Глибинні сейсмогеологічні умови також мають істотний вплив на ефективність сейсмічних робіт. До них відноситься: якість сейсмічних границь (форма, витриманість за площею, ступінь зміни пружних характеристик), ступінь співпадання сейсмічних границь із стратиграфічними горизонтами, рудоконтролюючими зонами, інтенсивність хвиль-завад різних типів тощо.

Все це значною мірою передбачає необхідність правильного вибору методики сейсмічних досліджень, а також результативність сейсморозвідувальних робіт.