Аппаратураның қысқаша техникалық сипаттамасы

72 
 
кернеу  –  10-30 000  мкВ;  кернеуді  өлшеудегі  қателігі  –  3%.  Тасымалды 
генератордың массасы – 6 кг; микровольтметрдің массасы – 3,5 кг. 
 
 
3.11-сурет.  Үш  қабатты  ВЭЗ-дің  типі.  1  –  шынайы  кедергінің  графигі 
(ортаның моделі); 2 – мүмкін болатын кедергінің ρ
к
 графигі. 
 
АНЧ-3 аппаратурасының құрылымдық сұлбасы 3.12 - суретте бейнеленген. 
Өлшеуіш  (И)  қабылдағыш  электродтардағы  потенциалдардың  айырмасын 
анықтайды.  Генератор  (Г)  қоректендіру  электродының  АВ  кірістік  кедергісіне 
өарай ток шамасын тұрақтандыруды қамтамасыз етеді. Ток амплитудасы 1-ден 
100  мА-ге  дейін  өзгереді.  Өлшеу  сұлбасының  негізінде  100%-ға  жуық  теріс 
қайтымды байланыс қабілеті бар күшейткішті пайдаланудағы автокомпенсация 
қағидасына  негізделген.  Бұл  аспап  жұмысының  жоғары  тұрақтандыруын 
қамтамасыз  етеді.  Өлшеуіш  электродтардағы  MN  потенциалдар  айырмасының 
мәні меңзерлік (стрелочным) аспапта көрсетіледі. 

73 
 
 
3.12-сурет. Төменгі жиіліктегі АНЧ-3 аппаратурасының блок-сұлбасы. 1 – 
токтың өлшеуші күшейткіші; 2 – шектің ауыстырып қосқышы; 3 – кернеулілік 
өлшеуіш; 4 – тапсыру мультивибраторы; 5 – қуаттылық күшейткіші; 6 – ток 
көзі; 7 – ток өлшеуіш. 
 
3.6.4. Далалық байқаудың әдістемесі 
«Сырғу  контактісі»  әдісінде  кешенінді  генератор  -  өлшеуші  АНЧ-3 
аппаратурасы  қолданылады.  АВ  сызығындағы  ток  амплитудасы  жерге 
қосылуына  қарай  (заземление)1-ден  100  мА-ге  дейін  өзгереді.  Жұмыстық  ток 
сызығы  қоректендіргіш  және  өлшеуіш  бөліктерден  тұрады.  Бұрымдағы 
қоректендіру  және  қабылдау  бөлігіндегі  гальваникалық  бөгеуді  жою  үшін 
бұрымның қабылдау бөлігін фарфорлы изолятор арқылы қосады. Қоректендіру 
электроды  үшін  ұзындығы  1  м  бұрышты  дюралюминий  пайдаланылады.  Өне 
бойымен  топыраққа  тереңдетілген  әрбір  жерлендіргіш  (жерге  қосу)  үш 
электродтан  тұрады.  Бұрымның  өлшеуіш  бөлігінде  ұзындығы  30  см  бұрышты 
дюралюминийден  жасалған  электродтар  пайдаланылады  және  бұрыштардың 
ұшы  топыраққа  тереңдетіліп  енгізіледі.  Профиль  бойында  осы  әдістеме 
бойынша  қадам  байқауы  10  м-ді,  ал  аномальді  зонада  5  м-ді  құрайды.  Әр 
нүктеде АМ-нің 10 таратылымында өлшеу жүргізіледі. Олар. 6; 9; 14; 20; 30; 40; 
50; 75; 100 және 150 м-ге тең.  
Далалық  байқау  нәтижелері  ІЖТӘ-ін  электрпрофильдеу  журналына» 
енгізіледі. Журналдың формасы 3.6 - кестеде көрсетілген. 
 
 

74 
 
 
ІЖТӘ электрпрофильдеу журналы 
Күні...... 20.... ж. Телім...............   Профиль №........ 
3.6 кесте 
Қозғалыс бағыты 
№ 
ПК, м 
№ 
ПК, м 
№ 
ПК, м 
Ток, mA 
Ток, mA 
Ток, mA 
i 
ΔU, 
mV 
ρ
κ
 
i 
ΔU, 
mV 
ρ
κ
 
i 
ΔU, 
mV 
ρ
κ
 
1 
 
 
1 
 
 
1 
 
 
2 
 
 
2 
 
 
2 
 
 
Оператор:...................... Есептегіш:......................... Тексерді:........................ 
 
3.6.5. Алғашқы өңдеу және байқауды интерпретациялау 
Деректерді бірінші этапта өңдеу бақылау нүктесіндегі көрінерлік кедергіні 
орындайды.  Одан  әрі  далалық  журналдағы  деректерді  дербес  компьютерге 
автоматты  түрде  МІSС-10  бағдарламасының  көмегімен  енгізеді.  Сонымен, 
электрзондтаудың  кері  есебі  шешіледі  және  тереңдігіне  байланысты  меншікті 
электр  кернеулігінің  бірөлшемді  қимасынан  алынған  нәтиже  шығады. 
Есептеуге  қажетті  параметрлер  бағдарламадағы  нұсқауда  көрсетілген.  3.13-
суретте  Мончегорск  рудалық  ауданнан  алынған  деректерді  алғашқы  өңдеудің 
мысалы келтірілген. 
Әр  байқау  нүктелеріндегі  көрінерлік  кедергінің  есептелген  мәні  қисық 
сызық  түрінде  3.13-сурете  (а)  көрсетілген.  Әр  қисық  сызыққа  есептелген 
бірөлшемді  геоэлектрлі  қима  3.13-суретте  (б)  бейнеленген.  Бірөлшемді  қима 
негізінде  құрама  геоэлектрлі  қима  тұрғызылады  және  кешенді  геологиялық-
геофизикалық интерпретация жүргізіледі. 
Көрінерлік ρ
к 
қимасын тұрғызу (3.14 сурет). Тік электрлік зондылау  (ВЭЗ) 
таңдалған сызықтық масштабта абсцисса осінде зондылау нүктелерін белгілеу, 

75 
 
ал ордината осінде АВ/2 (м) сәйкестендірілген көрінерлік кедергі мәндерін салу 
қажет. 
 
                  3.13 сурет. ІЖТӘ деректерін өңдеуге арналған мысал 
 
Ордината  осінде  масштабты  әдетте,  логарифмдік  масштабта  беріледі, 
кейбір  кездерде  сызықтық  масштабты  да  қолдануға  болады.    Әрбір  зондылау 
нүктесінде АВ/2 сәйкес келетін ρ
к 
мәнін белгілеу керек. Сонан соң, бірдей мәнді 
ρ
к  –
ның  изосызығын  жүргізіп  геоэлектрлі  қима  тұрғызымыз.  Изосызықтардық 
өзгерісіне  байланысты  жоғарғы  омды  немесе  өткізгіш  тау  жыныстарын 
байқауға болады.  

76 
 
 
3.14 сурет. Көрінерлік электр қимасы - ρ
к
  
Интерпретацияның соңғы этапында зерттелетін аумақ (профиль бойынша) 
аясында  өткізетін  жыныстардың  тереңдік  жағдайының  қорытындысын 
жинақталуы  тиіс.  Одан  әрі  геологиялық  ақпараттардан  алынған  электрбарлау 
деректерінің интерпретациясы нәтижесімен үйлестіру қажет. 
 
3.7. CЕЙСМОБАРЛАУ ӘДІСІ 
       Сейсмобарлау  барлау  геофизикасының  негізгі  әдісі  болып  саналады. 
Сейсмобарлау  ізденістері  шөгінді  қабаттардың  ерекшеліктерін  және  мұнай  газ 
кен  орындарын  іздеу  және  барлауда  негізгі  әдіс  ретінде  қаралады.  Бұл  әдіс, 
инженерлі-геологиялық  зерттеулерде  және  рудалық  кен  орындарын  іздеуде  де 
елеулі  орын  алады.  Жер  қыртысының    тереңдік  қабаттарын  зерттеуде    аталған 
әдістің  мүмкіншілігі  зор.  Сейсмобарлау  әдісі  өте  қымбат  себебі  барлық 
геофизика  әдістеріне  жұмсалған  шығынның  90%  осы  әдіске  жұмсалады. 
Бірақта,  бұл  әдіс  геологиялық  ұтымдылығы  және  нәтижелігімен  далалық 
сейсмобарлау жұмыстарын жасауға шыққан шығынды  толығымен өтейді. 
3.7.1. Серпінді толқындар 
Егер  қатты  денеге  сыртқы  күш  әсер  етсе,  онда  оның  құрамындағы 
бөлшектердің  орналасуы  өзгереді,  яғни  дене  деформацияланады.  Сыртқы 

77 
 
қүштер әсерінен дененің пішіні, көлемі және мөлшері өзгерсе деформация деп 
аталады.    Бұл  жағдайда  дене  сыртқы  күшке  қарсы  өсер  етіп,  бөлшектерді 
бастапқы қалпына келтіруге тырысады. Міне, дененің деформациялануға қарсы 
жұмсалатын  осы  ішкі  күші  серпінді  күштер  деп  аталады.  Егер  сыртқы  күш 
жойылса,  онда  серпінді  күштер  дененің  бастапқы  мөлшерін  және  пішінін 
қалпына келтіреді. 
  Сыртқы күш пен деформация арасындағы байланыс Гук заңымен 
сипатталады — деформация, оны тудыратын күшке тура пропорционал. Егер 
де деформация шамасы шектен асса, онда деформация мен күш арасындағы 
тура пропорционалдық жойылып, әрі қарай материал бұзылады (қирайды).       
Бұл заңды 1660 жылы ағылшын ғалымы Роберт Гук ашқан.  Гук жіңішке 
өзектің созылуын зерттеген.  Егер өзекке аздап  F күш түсірсе, онда өзекте 
пайда болатын деформация кедергісі F
сер   
деформация шамасына тура 
пропорционал болады (3.15 сурет). 
   
F
сер  
= -kx, 
мұндағы  k  –  заттың  қасиетіне  және  өзектің 
мөлшеріне 
байланысты 
серпінділік 
коэффициенті.Жоғарыдағы 
формуланы 
кез 
келген  жіңішке  өзек  немесе  біркелкі  көлемдік 
дене болсын төмендегідей жазуға болады: 
σ = Εε,            (3.18 ) 
мұндағы  σ=F/S  –  дененің  көлденең  қимасы  S  түсірілген  F  күшпен  қарым 
қатынасын сипаттайтын механикалық кернеу. Кернеу модулі σ паскальмен (Па) 
немесе Н/м
2 
 өлшенеді. Ал ε=x/l  - дененің салыстырмалы деформациясы, ал Е 
дененің  қөлденең  созылу  модулі  немесе  Юнг  модулі.  Юнг  модулі  дененің 
қандай  материалдан  (ағаш,  темір  т.т.б.)  құралғанына  байланысты,  ал  оның 
мөлшері мен пішініне байланысты емес. Жоғарғы өрнектерді еске ала  отырып 
Гук заңын төменгі  өрнекпен көрсетуге болады: 

78 
 
                         (3.19) 
Денеге түсірілетін күште (бірлік бетке түсірілетін кернеу) деформация сияқты 
созылу және қысылу, ығысу және жанжақты сығылу болып бөлінеді. Денеге 
түсірілетін күшпен  деформацияны байланыстыратын коэфициентті 
серпінділік модулі деп атайды. 
Табиғатта дене деформациясының екі түрі кездеседі: көлем бойынша 
деформация және пішіні бойынша деформациялану(3.16  сурет). Көлемдік 
деформация мысалы ретінде кубтың қырына перпендикуляр бағытта түсірілген 
күштердің әсерінен пайда болатын жан-жақты қысылуды айтуға болады. Дене 
бөлшектері бір-біріне бірдей жақындап немесе қашықтап, оның тек қана көлемі 
өзгереді (пішіні өзгермейді). 
 
 
                       а                                                б 
       3.16   сурет. Деформацияға түсінік: а – көлемдік; б - пішіндік деформациялар. 
 
     Пішіні  бойынша  деформация  мысалына,  егер  бір-біріне  қарама-қарсы 
бағытталған  күштер  кубтың  қарсы  қырларына  жанай  түсірілсе,  онда  дененің 
бөлшектері  ығысатынын  жатқызуға  болады.  Қырлары  өзара  жылжып,  тік 

79 
 
бұрышты  куб  қисаяды.  Куб  табанының  ауданы  және  биіктігі  өзгермейді,  яғни 
көлемі өзгермейді де, пішіні ғана өзгеріске ұшырайды. 
Егерде денеге созылатын күш  түсірсек  дене ұзарады да және оның кесіндісі 
азаяды. Бұл ерекшелік Пуассон коэфициентімен ν сипатталады: 
ν = ε
көл
 /ε
бой
 ,        (3.20) 
 мұндағы ε
көл  
=Δr/r  -  көлденең, ε
бой 
=Δl/l- бойлық деформация. 
К=E/3(1-2ν),  μ=E/2(1+ν). 
Е, К және μ модульдарының өлшем бірлігі (Па). 
Ортаны  қоздыру    кезінде  аталған  деформацияның  екі  түрі  де  пайда  болады, 
яғни  жыныстарды  құрайтын  бөлшектер  әр  түрлі  бағытта  жыл  жыйды.  Бүл 
деформация  бөлшектерді  бастапқы  қалпына  келтіру  үшін  ішкі  күштерді 
тудырады. Табиғатта бұл бөлшектер өзара тығыз байланыста болғандықтан, бір 
нүктедегі  бөлшектердің  жылжуы  көршілес  бөлшектерді  қозғап,  олар  да  өз 
орнына  келуге  ұмтылады.  Міне,  осылай  бөлшектердің  бірінен  соң  бірінің 
жылжуы,  сонан  кейін  тыныштануы  деформацияның  сол  ортада  таралуына 
әкеледі.  Деформацияның  осылай  таралуын  серпінді  немесе  сейсмикалық 
толқындар деп атайды. 
 
3.7.2. Геометрикалық сейсмика 
      Кейбір  жағдайда  сейсмикалық  толқындар  таралуын  оптика  заңымен 
сипаттауға  болады.  Яғни,  толқынды    сейсмикалық  сәулелер  түрінде  қарауға 
болады.  Сәуле  бойымен  толқындық  энергия  таралады.    Әртүрлі  серпінділік 
қасиеті  бар  шекараларда  сәуле  сынады  және  шағылады.  Толқындардың  сәуле 
түрінде  таралуын  көрсету  геометрикалық  сейсмика  деп  аталады  және  әрбәр 
ортада толқындардың тарау процесін сипаттауға болады.   
Толқынды сипаттайтын түсінік, бұл толқын шебі.
  
  
Әдетте  жарылыс  ошағынан  таралған  толқындардың  әсерінен  тау 

80 
 
жыныстары  бөлшектерінің  тербелісі  сөл  ортаның  екі  бетімен  шектелген 
кішігірім көлемде аз уақыт аралығында пайда болады (3.17 -сурет). Суретте Q
1
 
таңбасымен  белгіліенген  сыртқы  беткей  зат  бөлшектерінің  бірқалыпты  күйде 
тұрған  бөлігін  (әлі  ауытқу  басталмаған)  қоздырылған,  яғни  тербеліс  басталған 
көлемінен  бөледі.  Мұндай  беткей  толқынның  алғы  шебі  (фронт  волны)  деп 
аталады. Ал, ішкі беткей (Q
2
) тербеліс болып жатқан ортаны зат бөлшектерінің 
ауытқуы  тоқталған  бөлігінен  айырады.  Бұл  беткей  толқынның  артқы  шебі 
(тыл  волны)      деп  аталады.  Толқынның  алғы  және  артқы  шептері  уақыт  өткен 
сайын  оз  орындарын  өзгертіп  отырады,  яғни  тербеліс  болып  жатқан  орта 
белгілі  бір  жылдамдықпен  ығыса  отырып,  бірте-бірте  орын  ауыстырып  
отырады.         
        Егер  t
1
  уақытында  толқынның  алғы  шебі  белгілі  болса,  онда  t
2
  =  t
1
      +  Δt 
уақытындағы  толқынның  алғы  шебін  физика  курсынан  белгілі  сәуле 
толқындары  үшін  Гюйгенс  принципін  қолданып  табуға  болады.  Бүл  принцип 
бойынша,  толқынның  алғы  шебінің  әрбір  нүктесін  негізгі  толқынның 
бағытымен  таралатын  қарапайым  жартылай  сфералық  толқындардың  көзі  деп 
қарастыру қажет. 
 
3.17 сурет. (а) - серпінді толқынның  алғы Q
1 
және Q
2
 артқы шептері; 
(б) – толқын шебінің екі орта арасында арасында өзгеруі V
1
2
 . 
 

81 
 
      Радиусы  r  =  νΔt  ( ν   -  толқынның  таралу  жылдамдығы)  жартылай 
сфераларды  тұрғызып  және  олар  арқылы  қоршай  қисық  сызық  жүргізіп 
(огибающие), толқынның жаңа шебін табуға болады. 
Сонымен,  жарылыс  ошағынан  белгілі  бір  қашықтықта  (r)  жатқан 
таужынысының  М  бөлшегінің  тербелісін  былайша  сипаттауға  болады: 
толқынның  алғы  шебі  бұл  нүктеге  жеткен  уақытт  t
1
  (t
1
/ν ) ,  бүған  дейін  тыныш 
күйін  сақтаған  М  бөлшегі  тербеліске  түсіп,  оның  тербелісі  t
1
  +  Δt    уақытына 
дейін, яғни толқынның артқы шебі өткенге дейін созылады. 
Толқын  беткейіне  перпендикуляр  түзулер  сейсмикалық  сәулелер  деп 
аталады.  Олар  толқынның  таралу  бағытын  көрсетеді.  Қоздыру  нүктесінен 
шамалы қашықтықта толқын шебі сфералы болып келеді, ал қашықтаған сайын 
ол жазықтыққа айналады. 
Сейсмобарлауда,  негізінен,  қума  толқындар  пайдаланылады.  Өйткені, 
оларды  қоздыру  оңайға  түседі,  қарқындылығы  жоғары,  басылу  уақыты 
көлденең толқынға қарағанда әлдеқайда баяу болады. 
 
3.7.3. Серпінді толқындар түрлері 
Осы  деформациялар  әр  түрлі  жылдамдықпен  таралатын  толқындар  түрінде 
бір  бөлшектен  екінші  бөлшекке  беріледі.  Көлемдік  деформациясы  таралу 
барысында сол ортаның бөлшектері толқынның таралу бағытында ығысу және 
ыдырау  белдемдерін  құрап,  жыл  жыйды  (ығысады).  Бұл  толқын  қума  (тура) 
немесе Р – толқын (ағыл. pressure - кысым) деп аталады. 
Дененің  пішіні  бойынша  деформациясының  таралу  барысында  ортаның 
бөлшектері  толқынның  таралу  бағытына  перпендикуляр  бағытта  жыл  жыйды 
(ығысады). 
Бөлшектер 
толқынның 
таралу 
бағытына 
перпендикуляр 
жазықтықта  өзара  бір-бірінен  тайып  түскендей  болады.  Мұндай  толқынды 
көлденең немесе S - толқын (ағыл. Shear –ығысу) деп атайды (3.18 сурет).  

82 
 
 
3.18 сурет. а) – қума, б) – көлденең толқындар 
Қума  толқын  Р  мен  көлденең  толқын  S  пайда  болу  принципі  әртүрлі 
болғандықтан олардың  ортады таралу  жылдамдығыда әртүрлі. Біртекті немесе 
изотропты ортада таралу жылдамдығы төмендегі өрнетермен анықталады: 
                                        
 
                                    
,     
                     (3.21) 
мұндағы ρ – ортаның тығыздығы. μ≥ 0 болғандықтан P толқын S толқынға 
қарағанда таралу жылдамдығы жоғары. 
.  Көптеген тау жыныстарында Vp/ Vs = 1.73. Анизотропты ортада серпінді 
толқындардың жылдамдығы әрбағытта әртүрлі. Біртекті қабатты-жазық орталар  
ішінде толқын жылдамдығы бірқалыпты болады, олар тек ортаны бөліп тұрған 
шекарада өзгереді.Тік градиентті ортада толқынның таралуы тереңтікке 
байланысты өзгеріп тұрады. 

83 
 
 
 
3.19 сурет. Р – толқынның екі орта шекарасында сынуы және шағылуы. 
      Шынайы  геологиялық  ортаны  жазық-қабатты  деп  есептеуге  болады. 
Мұндай  ортада  толқынды  қоздыру  нүктесінен  әртүрлі    серпінді  толқын 
тарайды. Әртүрлі қасиеті бар екі орта шекарасында  серпінді толқынның біразы 
шағылады, ал біразы сынады да келесі қабатқа өтеді (3.19 сурет). 
      Толқынның қүлау, шағылу және сыну  бұрыштар  шама арасындағы 
байланысты Снеллиус заңы сипаттайды. 
 
.              
  (3.22 ) 
 
       Бұл заң бойынша толқынның құлау шағылу бұрыштары тең. Егерде толқын 
екі ортаның бөлу шекарасына критикалық бұрышпен түссе α=α
β
, онда сыну 
бұрышы β=90°  тең болады. Бұл жағдайда екі орта шекарасында сырғи өтетін 
сынған толқын пайда болалы. Міне, осы толқын Гюйгенс приципі бойынша, 
жаңа толқындардың пайда болуына себебші болады. Мұндай толқынды басты 
толқын деп айтады. 
      Егерде тереңдік өскен сайын серпінді толқынның жылдамдығы өссе онда, 
бұл толқын сәулесі қисая жер бетіне қайтып келеді. Бұл толқынды рефрагирлі 
толқын деп атайды. Мұндай толқынның пайда болу себебі мында жатыр. 

84 
 
Тереңдеген сайын сыну бұрышы да өсе түседі, тек β=90° болғанда, бұл 
толқынның жер бетіне қайту нүктесі.  
      Екі  ортаны  бөлу  шекарасында  беткейлік  толқындар  пайда  болады.  Оларды 
Рэлей және Лява беткейлік толқындар деп атайды (3.20 сурет). 
 
Рэлей  толқыны  жартылай 
серпінді 
кеңістікте 
пайда 
болады. 
Толқын 
өткенде, 
ортаның 
бөлшектері 
тік 
кеңістікте 
элиптикалық 
траектория 
бойынша 
қозғалады. 
Лява  толқыны  жартылай 
кеңістікте  жатқан  қатты  қабатта  пайда  болады.  Бұл  толқында  ортаның 
бөлшектері  қабат  бағытымен  және  толқынның  таралу  бағытына  көлденең 
қозғалады. 
                   3.7.4. Сейсмикалық барлау әдісінің мақсаты және мәні. 
         Сейсмобарлау 
әдістері 
геологиялық 
ортада 
тарайтын 
серпінді  
тербелістерді (сейсмикалық толқындар)  зерттеуге негізделген. Егерде ортаның 
акустикалық 
қасиеті 
өзгерсе 
бұл 
толқындар 
шағылады, 
сынады, 
рефракцияланады,  дифракцияланады  және  т.б.  түрлерге  өзгереді.    Серпінді 
толқындарды  қоздыру  үшін  жарылыс,    вибратор  және  басқа  қоздырушы 
кұштерін  пайдаланады.  Қоздырылған  акустикалық  толқындар  тау  жыныстары 
арқылы өтіп бақылау нүктесінде арнайы қабылдағышта тіркеледі.  
         Қоздырылыс  тудыратын  нүктені    жарылыс  пункті  немесе  нүктесі  деп 
атайды,  ал    қабылдау  нүктесінде  орналасқан  қабылдағыш  индикаторды  – 
сейсмоқабылдағыш  дейді  (3.21  сурет).  Геологиялық  ортаның  құрылымдық 
ерекшеліктеріне 
байланысты 
сейсмоқабылдағыш 
әртүрлі 
серпінді 
толқындарды  тіркейді.  Егерде  геологиялық  ортада  толқын  жылдамдығы  күрт 
өзгеретін шекара  болса онда, шағылған және сынған толқындар пайда болады. 

85 
 
Ал толқындар  тік бағытта үздіксіз  өсе беретін болса – рефрагирлі толқындар 
пайда  болады.  Геофизикалық  зерттеулерде  сейсмобарлаудың  шағылған  және 
сынған толқындар модификациясы кең түрде тараған.  
 
3.21  сурет.  Сейсмобарлау  жұмыстарын  жүргізу  схемасы:  1-сейсмикалық 
толқын  көздері;  2-  сейсмоқабылдағыштар;  3-  шағылған  толқындар;  4-сынған 
толқындар; 5- сейсмостанция.
  
 
3.7.5.  Сейсмикалық барлаудың негізгі тәсілдері 
Сейсмикалық барлау тәсілдерін жіктеу әр түрлі тұрғыда жүргізіледі. 
  
Пайдаланылатын  толқындардың  түріне  байланысты:  1)  шағылған  толқындар 
тәсілі; 2) сынған толқындар тәсілі; 3) өткінші толқындар тәсілі. 
Тіркелетін  тербелістің  жиілігіне  байланысты:  1)  жоғары  жиілікті  (тербеліс 
жиілігі  100  Гц-тен  жоғары);  2)  орта  жиілікті  (ондаған  Гц);  3)  төменгі  жиілікті 
(бірнеше Гц). 
     Әдістің  тереңдік  қабілетіне  байланысты:  1)  тереңдік  қабілеті  бірнеше  км-ге 
жететін  әдеттегі  сейсмобарлау;  2)  аз  тереңдікті  сейсмобарлау  тәсілі 
(инженерлік-геологиялық  зерттеулер  үшін);  3)  терең  сейсмикалық  зондылау 
тәсілі (ондаған км тереңдікке дейінге жер қыртысының құрылысын зерттеу). 
Сонымен  қатар,  пайдаланатын  толқындық  өрістің  қасиеттеріне  байланысты 
кинематикалық  (геометриялық  сейсмика  принципіне  негізделген)  және 

86 
 
динамикалық  (толқындардың  динамикалық  ерекшіліктеріне  негізделген) 
тәсілдер деп те бөлінеді. 
Толқындық  өрістің  таралу  көзі  жайлы  толық  мағлұматтар  алу  үшін 
сейсмикалық  тербелістердің  таралу  бағытына  негізделген  тәсілдер  де  бар: 
толқынның  таралу  көзін  (жарылыс)  және  сейсмоқабылдағышты  топтастыру; 
реттеулі бағытталған тіркеу. 
Міне,  бұл  аталған  тәсілдердің  өзіне  тән  ерекшеліктері  бар.  Соларды  іс 
жүзінде дұрыс пайдалана  отырып сейсмобарлау әдісінің  тиімділігін арттыруға 
болады.  Сондықтан  да  барлау  жұмысында  әр  түрлі  сейсмобарлау  тәсілін 
жинақтап кешендеу кеңінен қолданылады. 
Енді сейсмобарлау әдісінің іс жүзінде кеңінен таралған тәсілдеріне қысқаша 
тоқталайық. 
 

жүктеу/скачать 8,01 Mb.

Достарыңызбен бөлісу: