Sejsmika  opracowanie
By Adam J�
Badania geofizyczne metodą sejsmiczną oparte są na pomiarze i analizie sztucznie
wygenerowanych fal sejsmicznych w ośrodku skalnym. Za pomocą takich badań można
określać budowę i właściwości ośrodka. Każda zmiana w budowie ośrodka oraz jego
właściwościach (np. spękania, zwietrzenie, uskok, zmiana gęstości i parametrów sprężystych:
moduł Younga, wsp. Poissona) wpływa na zmianę parametrów fal sejsmicznych. Podczas
pomiarów w ośrodku skalnym powstaje wiele rodzajów fal. Niektóre z nich mogą być
wykorzystane do oceny właściwości badanego ośrodka. Z punktu widzenia fizycznego fale
można podzielić na: podłużne P, poprzeczne S należące do grupy fal objętościowych, a także
fale powierzchniowe: Rayleigha R i Love a Q. Ze względu na sposób rozchodzenia się fal
rozróżnia się fale na: bezpośrednie, refrakcyjne, odbite (refleksyjne), refragowane. Rysunek
poniżej przedstawia podstawowe rodzaje fal.
Fale sejsmiczne są falami sprężystymi przenoszącymi drgania poprzez ośrodek geologiczny.
Podczas pomiarów drgania te wytwarzane są przez z
ródła energii np. udar młotem, kafar
,iskrownik, eksplozja materiałów wybuchowych, użycie wibratorów lub inne z
ródła. Do
rejestracji drgań powierzchni ziemi wykorzystywane są odbiorniki - najczęściej są to geofony.
Rozmieszczenie czujników zależy od stosowanej techniki pomiaru. Rodzaj i ilość czujników
oraz ich wzajemne odstępy a także rodzaj i położenie z
ródła sejsmicznego są uzależnione od
przyjętej techniki pomiarowej, warunków terenowych pomiaru oraz od oczekiwanej
głębokości i dokładności wynikowego obrazu.
Poniższy schemat pokazuje z kolei główne zastosowania badań sejsmicznych:
y
ródło części wstępnej:
Geospectrum.pl
Wykłady i ćwiczenia wraz z uzupełnieniem:
Zastosowanie badań sejsmicznych zostało omówione wyżej.
Ogólnie rzecz biorąc sejsmikę można podzielić na morską oraz lądową.
Można gromadzić i analizować informację w formie 2D, 3D, 4D oraz w tzw. wielowymiarze.
Metody sejsmiczne wykorzystują niejednorodności sprężystych własności ośrodków skalnych
w celu ich badania i rozpoznania na podstawie analizy czasu rozchodzenia się fal sprężystych
(sejsmicznych) w tych ośrodkach. W sejsmice wykorzystuje się fale przechodzące, odbite i
refrakcyjne (czołowe).
Podstawowym parametrem mierzonym w sejsmice jest czas przyjścia fali. Czas ten zależy od
drogi, jaką przebyła fala i od prędkości rozchodzenia się fali. Prędkość propagacji fali
sprężystej jest funkcją własności sprężystych ośrodka opisanych przez moduły sprężystości.
Znając prędkość i czas można określić drogę a zatem własności geometryczne ośrodka.
Ośrodek geologiczny stanowi ośrodek warstwowany. W sejsmice warstwa oznacza obiekt,
który posiada takie same  identyczne właściwości (np. gęstość). Dla każdej warstwy
zazwyczaj podaje się też jej miąższość h oraz prędkość propagacji (czyli przenikania) fali
sprężystej V.
Dla każdej z warstw można również obliczyć prędkość średnią oraz prędkość podniesioną do
kwadratu RMS (refleksja):
Fale sejsmiczne:
Fala sprężysta ą� cząstki ośrodka sprężystego są przemieszczane dzięki przyłożonemu
naprężeniu. Fale sprężyste rozchodzą się promieniście od punktu, stąd promień fali wyznacza
jej kierunek rozchodzenia się.
Czoło fali - powierzchnia, do której dochodzą drgania cząstek ośrodka związane z ruchem
falowym.
Cechy charakterystyczne fal sejsmicznych to m.in.:
- prędkość v,
- częstotliwość f lub okres drgań T, długość fali 
- amplituda drgań A
 =
Rodzaje fal sejsmicznych:
A) Ze względu na kierunek drgań cząstek ośrodka w stosunku do kierunku propagacji fali
rozróżniamy:
1) Fale podłużne (P)
Są to fale kompresyjne, w których drgania cząstek są równoległe do kierunku rozchodzenia
się (propagacji) fali. Są to fale dylatacyjne. Fale P rozchodzą się w ciałach stałych jak i w
płynach. Przykładem takiej fali jest fala akustyczna rozchodząca się zarówno w powietrzu jak
i w ciałach stałych.
Działają jak gigantyczna sprężyna, która się spręża, a potem rozpręża w 1 kierunku.
Odbiorniki rejestrują pionowy ruch drgań, a prędkość fal podłużnych jest zależna od gęstości
objętościowej, modelu odkształcenia objętościowego (czyli od tzw. nieściśliwości) oraz od
sprężystości poprzecznej  modułu Kirchhoffa, sztywności skał.
Sygnał tej fali jest silny oraz dodatkowo jej z
ródło może znajdować się w środowisku
wodnym  jak też pisałem wyżej. Prędkość fali podłużnej (P) jest w przybliżeniu równa
propagacji w dół, jak też z powrotem, więc położenie granic refleksyjnych jest łatwe do
wyznaczenia. Poprzez propagację można rozumieć właściwie nie tylko rozchodzenie się fali,
ale także wytwarzanie pewnych zaburzeń w ośrodku. Pole falowe nie jest tutaj
spolaryzowane. Na prędkość fali V wpływa zarówno litologia jak i wypełnienie przestrzeni
porowych, a zatem w złożu zawierającym gaz inna prędkość fali niż no, w przypadku
zbiornika wodnego.
2) Fale poprzeczne (S)
Drgania cząstek są prostopadłe do kierunku rozchodzenia się fali (podobnie jak wąż który
musi przesuwać się na boki aby poruszać się do przodu). Fale tego typu nazywane są
skręceniowymi lub torsyjnymi i nie rozchodzą się w płynach (nie podlegają odkształceniom
postaci). Odbiorniki w tym przypadku muszą być zdolne odczytać poziomy ruch drgań
cząsteczek gruntu. Prędkość fali S zależy gęstości objętościowej (tak jak P) oraz od modułu
sztywności Kirchhoffa (również jak P), natomiast nie zależy od litologii oraz wypełnienia
przestrzeni porowych, ponieważ ciecze nie posiadają modułu sprężystości poprzecznej. Fale
poprzeczne mogą być spolaryzowane poziomo (SH) lub pionowo (SV).
B) Ze względu na przestrzeń, w której rozchodzą się fale sejsmiczne - wyróżniamy:
1) Fale przestrzenne (objętościowe)
- fale P i S rozchodzące się w całej przestrzeni ośrodka - promieniście od punktu wzbudzenia,
ich amplituda maleje proporcjonalnie do kwadratu odległości od z
ródła.
2) Fale powierzchniowe
- fale sprężyste rozchodzące się wzdłuż granicy między dwoma ośrodkami, a w szczególności
wzdłuż powierzchni Ziemi. Charakteryzują się one znacznie większą energią niż fale
przestrzenne (amplituda maleje liniowo z odległością od z
ródła). Fale powierzchniowe są
wynikiem nakładania się dwóch rodzajów fal: Rayleigha i Love'a.
Można również wyróżnić chociażby takie fale jak:
A) Fala refrakcyjna  Zmieniająca kierunek rozchodzenia się (następuje bowiem
załamanie fali) związane ze zmianą jej prędkości, gdy przechodzi do innego ośrodka.
Zmiana prędkości wiąże się ze zmianą długości fali, podczas gdy częstotliwość
pozostaje stała. Fala refrakcyjna pojawia się najwcześniej. W przypadku modelu
płaskorównoległego, tzw. kąt krytyczny nie pozwala przejść fali dalej. O kącie
krytycznym będzie dalej.
B) Fala refleksyjna  Zwana także odbiciową - pomiar polega na emisji fali sejsmicznej
przez z
ródło fali sejsmicznej w punkcie wzbudzenia (PS), a następnie rejestracji
sygnałów przez czujniki drgań umieszczone na powierzchni ziemi w punktach
odbioru. Drgania docierające do punktów odbioru (geofon) są wynikiem propagacji i
odbić fali sejsmicznej w głębi ziemi.
(patrz rysunek na początku  podstawowe rodzaje fal)
Kolejnym omawianym problemem jest tzw. rozstaw sejsmiczny = rozkład sejsmiczny =
offset. Jest to odległość pomiędzy punktem strzałowym (z
ródłem fali), a odbiornikiem
(skrajnym geofonem).
Wyróżniamy kilka podstawowych, najczęściej stosowanych w praktyce geofizycznej
rozstawów sejsmicznych przedstawionych poniżej:
Nadrzędną wartością w sejsmice jest iloczyn � * V, gdzie:
V - prędkość rozchodzenia się fali sprężystej
�  gęstość ośrodka
Jeżeli iloczyn ten (jest to impedancja ą� � * V) jest zmienny, to mamy do czynienia z
ośrodkiem sejsmicznie niejednorodnym.
Pojęcie różni się nieco od niejednorodności pod względem geologicznym  gdzie chodzi o
zmiany litologiczne, a nie � * V.
Niejednorodność sejsmiczna przyczynia się do wyróżnienia tzw. granic sejsmicznych, tj. po
prostu powierzchni rozdzielających warstwy o różnych impedancjach akustycznych [� * V],
pokrywających się z granicami lito  facjalnymi.
Wyróżnienie granic sejsmicznych umożliwia wnioskowanie o budowie geologicznej ośrodka
skalnego za pomocą śledzenia rozchodzenia się fal sprężystych w tymże ośrodku.
Jeśli mówimy o rozchodzeniu się fal w ośrodkach jednorodnych to należy mieć na uwadze że:
�� Fale w takich ośrodkach rozchodzą się prostoliniowo
�� Tracą one swoją energię w miarę oddalani się od z
ródła (PS), wskutek nieidealnej
sprężystości ośrodka
�� Czoła fali tworzą powierzchnie koncentryczne
�� Promienie fal są zawsze prostopadłe do czoła fali
Co pokazuje rysunek:
PS  Punkt strzałowy
Pn  promień fali n
Utrata energii związana jest z procesem tłumienia, który nieuchronnie zachodzi wskutek
wymienionej wyżej nieidealnej sprężystości ośrodka, występowania zgęstnień gruntu, itp.
Dochodzi do zmniejszania się amplitudy fali w czasie t mierzonym w [s].
Poniżej napisany jest wzór na tłumienie spowodowane właśnie nieidealną sprężystością
ośrodka skalnego (z uwzględnieniem dywergencji sferycznej):
Tłumienie = Ax  A0 *e-a*x
a  współczynnik tłumienia
X  droga fali
Ax  amplituda fali po przejściu drogi X
A0  początkowa amplituda fali (w z
ródle)
- z kolei sam współczynnik tłumienia aH"c*f
- po uwzględnieniu dywergencji sferycznej, równanie przyjmuje postać:
Teraz nieco wzorów powiązanych z samym mechanizmem rozchodzenia się fal:
1) Padanie normalne na granicę rozdziału ośrodków:
Część energii fali sejsmicznej ulegnie odbiciu a część przejdzie do drugiego ośrodka.
Wielkość amplitudy fali odbitej i przechodzącej określona jest przez współczynniki odbicia i
przechodzenia, które wyrażają się następującymi zależnościami:
ą� Patrz współczynnik T.
Warunkiem powstania fali odbitej na granicy dwóch ośrodków jest różnica twardości
akustycznych ośrodków po obu stronach granicy!
Twardość akustyczna właściwie zastępuje impedancje (skrócona wersja zapisu). Bardzo jest
tutaj ważna wartość tzw. impedancji akustycznej/oporu akustycznego (wspominanej
wcześniej) oraz po prostu prędkości propagacji fali. Wówczas wzory na współczynnik odbicia
R i załamania (oznaczanego jako T lub Z)  niech będzie Z  przyjmują następującą postać:
Przypominam, że równanie dotyczy promienia padającego normalnie, czyli pionowo
(normalna  pionowa prosta). Warto zaznaczyć, że wartość współczynnika odbicia R mieści
się w przedziale <-1;1>.
Wartość współczynnika  zarówno odbicia R jak i załamania Z zależy więc od kontrastu
impedancji akustycznej ń*v między sąsiednimi warstwami.
2) Padanie na granicę między ośrodkami sprężystymi pod kątem różnym od normalnego:
Tutaj zaczyna działać prawo Snelliusa:
Jeżeli twardości akustyczne (impedancje) przyległych ośrodków są różne to na granicy
między ośrodkami następuje odbicie i załamanie fali sprężystej:
- kąt padania jest równy kątowi odbicia,
- iloraz sinusa kąta padania (1) i prędkości propagacji w ośrodku (V1) , z którego fala pada na
granicę jest równy ilorazowi kąta załamania (2) i prędkości propagacji w ośrodku do którego
fala przechodzi (V2):
Tak więc, jeśli np. kąt (2)  załamania - będzie mniejszy od kąta padania, to aby spełnić
prawo Snelliusa  V1 > V2
Hodograf:
Hodograf jest krzywą opisującą zależność czasu dojścia fali od z
ródła do odbiornika w
funkcji poziomej odległości z
ródło  odbiornik (offset). Tak więc przedstawia zależność t(x).
Jest to zobrazowanie przedstawionego poniżej procesu pomiarowego:
Wzory na hodograf refleksyjny:
 dla granicy nachylonej
 dla granicy poziomej �=0
x=0
Przykładowy hodograf przedstawiony jest tutaj:
Co należy pamiętać z wykresu hodografu?
�� Minimum hodografu zawsze obniża się w miarę wzrostu prędkości propagacji fali V.
�� Jeśli granica pomiędzy warstwami jest pozioma i kąt Ć=0o, to krzywa hodografu
pozostaje symetryczna.
�� Jeśli granica pomiędzy warstwami jest nachylona (kąt Ć`"0o) wówczas krzywa zostaje
przesunięta w kierunku przeciwnym do rzeczywistego nachylenia warstw.
Ważna jest również odpowiednia interpretacja następującego wykresu:
Na osi pionowej mamy amplitudę fali A, natomiast na osi poziomej czas rozchodzenia się fali
t.
T  okres
  długość fali
f  częstotliwość
V- prędkość rozchodzenia się fali w ośrodku
f = 1/T
 = V * f
WARUNEK: h e" 
Drgania wywołane rozchodzeniem się fali sprężystej mają też określony czas trwania t=mT,
gdzie m jest pewnym, podawanym współczynnikiem. Zazwyczaj md"3, ale często również
mH"2. Jeżeli przesunięcie fazowe "t (częściej jednak oznaczane nieco inaczej, nieważne ;D)
wyniesie między falami odbitymi od stropu i od spągu warstwy i jest większe od t, to fale
takie nie interferują i każdą można rozpatrywać oddzielnie.
Metodyka profilowań wielokrotnych oraz przetwarzanie danych sejsmicznych:
Profilowania wielokrotne stanowią specyficzny sposób badania ośrodka skalnego, ponieważ
skupiamy się wówczas na przesuwania jednego układu pomiarowego  tj. offset pozostaje
niezmienny  na różne konfiguracje, tak aby zbadać jeden punkt głębokościowy z różnych
perspektyw. Metoda ta pozwala na tłumienie tzw. refleksów wielokrotnych, które są
refleksami, które zostają odbite od powierzchni Ziemi i ponownie trafiają w głąb ośrodka, co
stanowi poważne zakłócenie odbiorcze. Istota refleksów wielokrotnych jest zobrazowana
poniżej J�:
Tu pokazany został refleks podwójny.
Wyróżnia się również refleksy niepełne, kiedy to refleks zamiast odbijać się tak jak jest
pokazane powyżej, przeszedłby do ostatniej narysowanej warstwy, a potem odbiłby się od
spągu warstwy wyższej i dopiero potem przeszedłby ku górze do powierzchni ziemi.
Tak więc głównym celem metody profilowań wielokrotnych jest eliminacja refleksów
wielokrotnych.
Schemat poniżej przedstawia istotę metody profilować (pokryć) wielokrotnych:
Uzyskuje się różne wersje sygnału odbitego od tego samego punktu głębokościowego, co
zapewnia dokładność i pozbycie się refleksów wielokrotnych. Offset pozostaje stały,
natomiast cały system pomiarowy przesuwa się wzdłuż linii profilowania sejsmicznego.
Metoda różni się od metody profilowania pojedynczego głównie tym, że tam wykonuje się 1
pomiar dla 1 punktu głębokościowego. Tutaj wiele pomiarów dla 1 punktu
głębokościowego.
Zawsze wykonuje się minimum 3 pomiary (zazwyczaj jednak dokładnie 3) 1 punktu w
różnych ułożeniach rozstawu (offsetu). Póz
niej tworzy się specyficzny hodograf zwany
hodografem wspólnego punktu. Refleksy są tak dobrane, że odbicie zawsze następuje w 1,
konkretnym punkcie głębokościowym.
Omówienie schematu przetwarzania danych sejsmicznych:
Etapy są zaprezentowane poniżej:
Omówienie ważniejszych etapów:
1) Demultipleksacja: Jest to zebranie zapisów danych z geofonów co najmniej co 2ms
odstępu t.
podetap - WZMOCNIENIA:
W rzeczywistości w miarę upływu czasu pomiaru, amplituda fali staje się coraz słabsza, aż w
końcu prawie całkowicie stłumiona. Celem wzmocnień jest uwydatnienie tych amplitud aby
można było prawidłowo odczytać pomiar. Jedna próbka t(A) z reguły odpowiada kilku tzw.
trasom sejsmicznych (traces). Idea jest przedstawiona poniżej:
2) Składowe, grupowanie wg wspólnego punktu odbicia: Należy dobrać ilość kanałów
(tzw. channel number CHN) tak aby można było wykonać pomiar. Pomiar wykonuje się
przykładowo 12-krotnie w 1 punkcie głębokościowym. Następnie opisuje się trasy dla 1
punktu głębokościowego (wspólnego).
3) Poprawki statyczne, dynamiczne, mutting: Poprawki kinematyczne polegają na
sprowadzeniu czasu pomiaru t do tzw. t0  czasu, który byłby zarejestrowany gdyby
odbiorniki i nadajniki (PS y) były usytuowane w 1 miejscu. Poprawki kinematyczne
prostują hodograf!
Poprawki statyczne natomiast dotyczą problemu nieidealnej płaskości Ziemi. Wszelkie
bowiem wzniesienia czy zagłębienia powodują wydłużenie/skrócenie drogi ą� zmianę czasu
dojścia fali.
CEL ą� Pomiar sprowadza się do jednego, wspólnego poziomu odniesienia, ponieważ nie
wnioskujemy o morfologii terenu, a o jego budowie wgłębnej.
Poprawki stosuje się zatem na:
a) punkty strzałowe
b) geofony jako odbiorniki
Chodzi głównie o wyłapanie różnic w czasie, który pozwoli nam wnioskować o tym, co jest
pod nami a nie na powierzchni terenu:
4) Złożenie, suma: Razem ze  złożeniem uzyskujemy po prostu wyraz
niejszą krzywiznę.
Dodaje się bowiem amplitudy poszczególnych fal. Sekcje sejsmiczne natomiast to złożenia
dla danych punktów głębokościowych.
Refrakcja, refleksja:
Refrakcja
Dla ośrodków, dla których zachodzi V1 < V2 między kątami padania i załamania, zgodnie z
prawem Snelliusa, zachodzi relacja a� 1 < a� 2. Przy pewnym kącie padania, zwanym kątem
krytycznym a� k, kąt załamania a� 2 = 90o:
W tym przypadku promień fali załamanej ślizga się wzdłuż granicy z prędkością V2 zwaną
prędkością graniczną i wzbudza w ośrodku pierwszym płaską falę rozchodzącą się z
prędkością V1. Jest to tak zwana fala czołowa lub refrakcyjna. Gdy granica załamująca jest
płaska i pozioma to ślad fali czołowej wzdłuż powierzchni Ziemi rozchodzi się z prędkością
równą prędkości granicznej V2.
W przypadku refleksji  kąt padania zawsze jest równy kątowi odbicia.
Ćwiczenia:
Na podstawie znajomości czasu podwójnego t  dojścia i powrotu fali do odbiornika i
rozstawu (offsetu) x - można sporządzić wykres zależności t(x). Czas t z reguły podawany jest
w [ms]. Z zależności opisanej podanym niżej wzorem, czyli po prostu z fizycznego wzoru na
prędkość, można obliczyć średnią prędkość rozchodzenia się fali w ośrodku:
V oznacza średnią prędkość rozchodzenia się fali w ośrodku, a odpowiednio x oraz t
oznaczają przyrosty rozstawu oraz czasu podwójnego.
Na wykresie może pojawić się tzw. strefa przejściowa/pośrednia  która związana jest ze
zgęstnieniami gruntu oraz zakłóceniami powstającymi w geofonach.
Omawialiśmy również falę powierzchniową, której prędkość wzrastała wraz z nachyleniem
warstwy.
Fale równoległe do siebie mają takie same prędkości. Pojęcie prędkości fazowej wyjaśnia
rycina poniżej.
Istnieje również wykres zależności ampitudy od częstotliwości A(f). Można z niego odczytać
chociażby wspomaniną częstotliwość f. Należy również pamiętać, że im fala posiada wyższą
częstotliwość tym jest mniej rozdzielcza.
Mając daną średnią prędkość fali i obliczoną jej długość ( , można obliczyć
rozdzielczość metody: res= /4. Jest to najmniejsza miąższościowo wartwa, możliwa do
wykrycia przy danych v oraz f.
Dla niskich częstotliwości, fala dochodzi dalej, ponieważ jest słabiej tłumiona (przy małych
amplitudach) ą� z reguły zakres [15-45 Hz].
Grunt działa jak filtr dolnoprzepustowy  wysokie częstotliwości przy małych offsetach są
tłumione dużo silniej niż te niskie. Warto również wspomnieć, że fala w miarę oddalania się
od z
ródła (punktu strzałowego) zmniejsza swoją energię. Stąd przy tego typu badaniach
ważne jest dobranie odpowiedniego interwału punktów strzałowych. Na takie decyzje
wpływają np. zakłócenia koherentne i niekoherentne.
Jeśli zaś chodzi o liczbę geofonów pełniących tu rolę odbiorników, możemy ją oszacować ze
wzoru:
Gdzie: S oznacza sygnały (ich natężenie), N szumy, n liczbę geofonów.
Przy analizie tzw. tras sejsmicznych należy zwrócić uwagę na różnicę pomiędzy wartościami
parametrów "t  omówionego wcześniej i "T, którego istotę można zrozumieć na podstawie
rysunku poniżej.
Jeżeli przyjmiemy, że przedstawiona na rycinie poniżej linia oznacza jedną z tras fali
sejsmicznej, to wartość "T oznacza cały czas podwójny, o którym była już niejednokrotnie
mowa powyżej, natomiast "t dotyczy tylko pewnego odcinka tej trasy.
Kolejnym ważnym zjawiskiem, jest alliasing  czyli nakładanie się fal powyżej tzw.
częstotliwości maksymalnej fmax. Są to zazwyczaj częstotliwości z zakresu [10  150 Hz].
Należy też dobrać odpowiedni krok próbkowania. Jeśli chodzi o interwał prób geofonowych,
to definiujemy go w następujący sposób:
Należy też dobrać odpowiedni krok próbkowania. Jeśli chodzi o interwał prób geofonowych,
to definiujemy go w następujący sposób:
Gdzie:
fmax - częstotliwość maksymalna
V  prędkość fali
- sinus kąta pochylenia warstwy
Spektra, po analizie mogą dać nam informację również na temat Hmax  maksymalnej
głębokości badań.
Gdzie:
Z  głębokość
Vs  prędkość fali w strefie przypowierzchniowej.
Istotne są również parametry takie jak:
- interwał geofonów (II oraz III wzór)
-  Fault  pokrycie
W II: ó
Jest to iloraz długości i liczby odpowiadającej numerowi kanału (channel number).
Jest to iloraz numeru kanału i podwojonej wartości  fault  pokrycia.
Z kolei samo pokrycie=fault wyraża się wzorem:
F = Sn * CHn * b2 [DLA 2D]
Gdzie:
Sn  ilość punktów strzałowych
CHn  channel number / numer kanału
b  rozmiar binu?
Ważną wartością jest jeszcze omówiona już wcześniej rozdzielczość  resolution metody (np.
fale o wysokich częstotliwościach nie są rozdzielcze).
Warto jeszcze wspomnieć o strefie Ferreta, stanowiącej odwrotność dywergencji sferycznej.
Można tu stosować twierdzenie pitagorasa. Całą zależność przedstawia rycina:
Z2 + R2 ( + /4)2
Opracowanie testu wg mnie:
1) A  ponieważ fala sejsmiczna rozchodzi się dzięki wykorzystaniu właściwości sprężystych
ciała. Bada się naprężenie z wykorzystaniem m.in. prawa Hooke a.
2) A  Wystarczy przeanalizować prawo Snelliusa. Kąt załamania na prezentowanym rysunku
wydaje się być znacznie większy (mierzymy od  lewej ) niż kąt padania. Wówczas sinus kąta
załamania będzie liczbą większą od sinusa kąta padanie, tak więc np:
ą� =>
V13) A  Jest to pewny kąt padania przy którym kąt załamania wynosi 90o.
4) B  Ponieważ gradient prędkości musi wzrastać wraz z głębokością. Musi również powstać
różnica impedancji akustycznej, która  uruchamia prawo Snelliusa.
5) B  Tzw. offset, a więc rozstaw został opisany powyżej.
6) B  Ponieważ hodograf fali odbitej nigdy nie jest symetryczny
7) Na pewno A, patrz wzór na R ą� choć reszta odpowiedzi też wydaje się być OK..
8) C  Metoda profilowań wielokrotnych polega na pomiarze tego samego punktu
głębokościowego przy różnych konfiguracjach PS  G.
9) A  patrz wyżej ą� poprawki kinematyczne (etapy interpretacji badań)
10) C ?
11) A,C - http://pl.wikipedia.org/wiki/Przetwarzanie_danych_georadarowych - wprawdzie to
metody georadarowe, ale może jest podobnie :D
12) B, być może też A http://student.agh.edu.pl/~leith/pobierz/SIP_1_opracowanie.doc
13) B  Na pewno, a czy więcej odpowiedzi to nie wiem. Flat spot zawsze lokalizuje bowiem
złoże węglowodorów. Dokładnie flat-spot tyczy się odbicia od granicy woda  gaz.
14) D  Sejsmika to podstawowa metoda lokalizacji i monitoringu złóż węglowodorów (patrz.
schemat w tekście).
15) Głębokie sondowania sejsmiczne wg tego co wyczytałem związane są z rozpoznawaniem
skorupy ziemskiej i płaszcza Ziemi, zatem wnioskuję, że B,D.
W opracowaniu wykorzystano
również strony należące do AGH.