Napjaink általánosan alkalmazott geofizikai módszereinek egyik nagy csoportját az ún. erőtérgeofizikai vizsgálatok alkotják. Célterületük a Föld természetes gravitációs és mágneseses terének meghatározása és az eredmények interpretációja, egyrészt a Föld globális folyamatainak megértése, másrészt regionális és lokális inhomogenitások kimutatása és lehatárolása céljából. Az erőtér-geofizikai mérések egy része relatív mérés, tehát nem abszolút térerősséget, hanem egyes mérési pontok között jelentkező térerő-különbségeket észlelünk, ezért az eredményeket általában ún. anomália (eltérés) térképek illetve szelvények formájában ábrázoljuk. Egy relatív mérési adatbázisból (abszolút értékek előállítását megcélzó kalibráció ill. modellalkotási folyamat részeként) a mért értékek és egy-egy elméleti (modellből számított, pl. homogén testre vonatkozó) érték közötti eltérések vizsgálatával juthatunk. A mért adatok értelmezése mindig matematikai modellezés útján történik, azaz egy olyan egyszerűsített földtani környezet matematikai leírásával, amelynek megfelelő fizikai paraméterei a fizikai törvények alapján végzett számításokkal a mérési pontokban a mért adatokhoz lehető legközelebbi értékeket szolgáltatnak.
Külön csoportba soroljuk a geoelektromos mérések szerteágazó módszeregyüttesét, amelyek a természetes eredetű elektromágneses hullámok, a geokémiai okokra visszavezethető természetes potenciálkülönbségek, az egyenáramú gerjesztéssel létrehozott feszültségkülönbségek és a legkülönbözőbb váltóáramú gerjesztés hatására a felszínen kialakuló elektromágneses tér mérései fedik le. A geoelektromos eredmények az alkalmazott módszer függvényében különböző jellegű szelvények és anomália térképek formájában kerülnek ábrázolásra, és a kőzetek eltérő elektromos paramétereit, a fajlagos ellenállás és a dielektromos állandó különbségeit tükrözik.
A geofizikai kutatómódszerek másik nagy csoportjába a Föld belsejében terjedő, különböző kőzettestek határfelületén megtörő illetve visszaverődő hullámok vizsgálata tartozik. A természetes eredetű és a mesterségesen gerjesztett rugalmas hullámokkal, a visszavert hullámkép vizsgálatával a szeizmológia illetve a szeizmika foglalkozik. A felszínen mért szeizmikus szelvényeken kirajzolódnak az eltérő jellegű kőzettestek határfelületei és a vetők, törések nyomvonalai. Hasonló eredményeket ad igen kis mélységekre a nagyfrekvenciás elektromágneses hullámok gerjesztésén és mérésén alapuló földradar módszer.
A következő pontokban sorra vesszük a legfontosabb geofizikai kutatómódszereket az értelmezés legfőbb szempontjait, valamint a legjellemzőbb alkalmazási területeket.
A különböző mágneses módszerek a Föld mágneses terének nagy pontosságú mérésén alapulnak. Alkalmazásukkal azoknak a felszín alatti objektumoknak, földtani szerkezeteknek a jellemzőire vonhatunk le következtetéseket, amelyek mágnesezettsége környezetük mágnesezettségétől, eltér. Az eltérés az adott területre jellemző átlagos mágneses térerősséghez képest anomáliaként jelentkezik.
A kutatás alapeszköze a (protonprecessziós vagy telítettmagos) magnetométer. A méréseket a keresett objektumok horizontális kiterjedésének figyelembevételével megtervezett rácsháló mentén, annak csomópontjaiban végzik.
A módszer alkalmazása többek közt nagy mélységű földtani viszonyok megismerését, vasérctelepek, eltemetett mágneses vagy mágnesezhető anyagok (pl. vashordók) felkutatását (173. ábra) teheti eredményessé. Az általában nT (nanotesla) felbontású mértékegységgel megjelenített mágneses anomália adatokat izovonalas térképek, vagy mágneses szelvények formájában ábrázoljuk.
A mágneses tér korábbi földtörténeti korokban uralkodó jellemzőire paleomágneses vizsgálatok segítségével következtethetünk. A kőzetek keletkezésükkor remanens mágnesezettséget nyerhettek, és a mágnesezhető ásványok (pl. magnetitszemcsék) pólusainak irányítottsága a korabeli erővonalak irányát őrzi. A különböző korú különböző helyekről gyűjtött kőzetmintákon végzett paleomágneses laboratóriumi mérések a Föld mágneses pólusainak mozgásaira utalnak, és a földmágneses tér irányának gyakori átfordulását is tanúsítják. Nagyobb számú paleomágneses adat birtokában rekonstruálható a litoszféra lemezek múltbeli mozgása, a kőzetek abszolút kora.
 |
173 . ábra . Eltemetett fémtárgyak kimutatása sűrű hálózatban végzett földmágneses mérésekkel.
A Föld felszínén mérhető nehézségi gyorsulás (g) nagysága pontról-pontra változik:
-
értékét döntően a földbelső tömegeinek integrált vonzása határozza meg a földfelszín egy adott pontján, kisebb mértékben azonban a közeli égitestek (elsősorban a Hold) tömegvonzása és a Föld forgásából következő (centrifugális) gyorsulás is befolyásolja;
-
területi változása globális léptékben a mesterséges holdak pályaadataiból határozható meg, regionális és lokális léptékben pedig gravitációs ponthálózatok terepi mérésével térképezhető.
A XX. század első felében Eötvös-féle torziós ingával végezték terepi méréseket, újabban az egyre pontosabb gravimétereket alkalmazzák. A nehézségi gyorsulás mértékegysége, Galilei tiszteletére, a gal (1 gal = 10-² m sec-²). A korszerű graviméterek mérési pontossága ~0,01 mgal, a földi nehézségi gyorsulás százmilliomoda. A regionális és főképpen a lokális földtani szerkezeteket az ún. Bouguer-anomália térképek tükrözik (174. ábra), amelyet úgy kapunk, hogy az adott helyen mért értékekből rendre kivonjuk a széles (végtelen) környezet tengerszint feletti tömegeinek egy alkalmasan választott átlagsűrűséggel számolt, elméleti hatását, így az értékeket egy közös szintfelületre (a tengerszintre) vonatkoztatjuk. A választott átlagértéknél nagyobb sűrűségű kőzettestek („hatók”) pozitív, míg a kisebb sűrűségűek negatív anomáliát okoznak. Az anomáliák amplitúdója a hatók vastagságával nő, mélységével csökken, kiterjedése a ható kiterjedésével nő.
 |
174 . ábra . A Dél-Dunántúl Bouguer-anomália térképe. A térképen lehatárolhatók a fiatal, kis sűrűségű üledékekkel feltöltött árkok és medencék, az azokat elválasztó, idősebb kőzetekből felépülő kiemelt hátságok és kijelölhetők a fő törésvonalak, melyek közül legmarkánsabb a területet DNy-ÉK irányban átszelő Közép-magyarországi vonal.
A geoelektromos kutatómódszerekkel az elektromágneses erőtér természetes vagy mesterséges úton létrejött, elektromos komponenseit határozhatjuk meg, rendszerint a felszínen. A mérések eredményeként meghatározható a felszínközeli kőzetek elektromos fajlagos ellenállása, és a hozzátartozó mélység, amelyekből következtethetünk a földtani felépítésre is. Az eredmények értelmezésével különböző elektromos tulajdonságú kőzettesteket tudunk lehatárolni a mélyben. A kőzetek eltérő elektromos tulajdonságai a ρ (fajlagos ellenállás), az ε (dielektromos állandó) és a κ (mágneses szuszceptibilitás) anyagi paraméterek különbözőségéből következnek. Mivel ezen paramétereket a póruskitöltő fluidumok, és azokban sok esetben a talajba, illetve a talajvízbe jutott szennyező anyagok megváltoztatják, a módszer lehetőséget nyújt egyes szennyezések felkutatására és lehatárolására is. A kutatások során vizsgálható erőtér egyen- és váltóáramú lehet.
Az alapvetően felszíni (de felszín alatt is alkalmazott) egyenáramú (hatását illetően kisfrekvenciás váltóáramú) fajlagos ellenállást mérő módszerek közé a vertikális elektromos szondázás (VESZ), a horizontális elektromos szelvényezés (HESZ), és a természetes potenciál módszer (SP) tartozik. (Ez utóbbi módszer jellemzőit a Mélyfúrási geofizika (fúrólyukszelvényezés) fejezetrészben mutatjuk be.) E módszerek közös jellemzője, hogy a mérés helyét és geometriáját változtatva ugyanazon a frekvencián mérünk.
A VESZ mérés során, a tápelektródákon (A és B) keresztül áramot (I) vezetünk a talajba. Ennek hatására egyenáramú áramtér jön létre, az így kialakuló feszültségkülönbség (U) pedig két mérőelektróda (M és N) között megmérhető (175. ábra). A mért értékekből kiszámíthatjuk a rétegződés és az elektródaelrendezés K [m] geometriai állandóval jellemzett hatását is magán viselő ún. látszólagos fajlagos ellenállást: a= K(U/I) [Ωm]
 |
175. ábra. Az egyenáramú geoelektromos ellenállásmérések elvi vázlata az áramvonalak (folytonos) és az ekvipotenciális (szaggatott) vonalak feltüntetésével
A VESZ mérést többféle elektróda-elrendezéssel is végre lehet hajtani. Egy vastagabb rétegösszlet átlagos fajlagos ellenállását úgy mérhetjük meg, hogy az áram- és feszültségelektródák távolságát növeljük. Az AB távolság növelésekor ugyanis az áramelektródák egymáshoz viszonyított távolságával az áram behatolásának mélysége is nő. (A behatolási mélység az a mélység, ahol az áramsűrűség még elegendően nagy ahhoz, hogy a földtani felépítésről a felszínen információt kaphassunk.) A mérés során a célszerűen megválasztott elektródatávolságok függvényében egy látszólagos fajlagos ellenállás sorozatot kapunk. A leggyakrabban alkalmazott Schlumberger elrendezésnél az AB távolságot mértani sor szerint növeljük, miközben MN nem változik. A módszert leggyakrabban a rétegzett féltér geometriai (rétegvastagság) és geofizikai (fajlagos ellenállás) paramétereinek meghatározására használjuk. Tekintve, hogy a különböző típusú kőzetek fajlagos ellenállása (anyagi minőségük különbözősége-, vagy valamely azt befolyásoló külső hatás miatt) általában eltérő, a VESZ alkalmas a földtani felépítés meghatározására, de akár egy szennyezési góc, vagy egyéb hulladéktest mélységi lehatárolására is, mivel általában a hulladék, ill. a szennyezés és környezetének fajlagos ellenállása is jól elkülöníthető egymástól.
Ha egy adott VESZ paramétert állandó behatolási mélységre lefixálva határozzuk meg a látszólagos fajlagos ellenállás horizontális irányú változását egy szelvényvonal vagy felszíni ponthálózat mentén, akkor HESZ mérést végzünk. A módszernél az A MN B elektródaelrendezés méretei (azaz az elektródatávolságok) állandóak, a mérési középpont helyét változtatjuk. Alkalmazásával egy adott mélységben térképezzük fel a látszólagos fajlagos ellenállás vízszintes eloszlását. A VESZ és a HESZ egyidejű alkalmazásával egy komplexebb földtani szerkezet (pl. agyaglencse), vagy más objektum (pl. hulladéktest) 3D kiterjedését lehatárolhatjuk. (176. ábra).
 |
176. ábra. A VESZ és a HESZ egyidejű alkalmazásával, a 3D eredmények különböző horizontális (a) és vertikális (b) síkokra vonatkozó térképsorozatának megjelenítésével tomografikus képet alkothatunk a földtani képződményekről (MECSEKÉRC Zrt., KBFI Triász Kft. mérések, 2004)
Ha áramelektródákon (AB) keresztül áramot táplálunk a talajba, amelyet a gerjesztési idő elteltével kikapcsolunk az árammal átjárt kőzetekben polarizációs jelenségek játszódnak le. A stacionárius elektromos tér csak a gerjesztő egyenáram bekapcsolása után bizonyos idő elteltével, a polarizáció telítésbe jutásával áll be. A gerjesztés megszűnésekor pedig csak a polarizáció véges időtartamú lecsengése után válik a tér nullává (177. ábra). A módszer idő-tartománybeli változatánál a lecsengő feszültséget mérik, míg a frekvencia-tartománybeli méréseknél, alacsony frekvenciáknál (néhány Hz) a látszólagos fajlagos ellenállás frekvenciafüggését határozzák meg. Alkalmazásával elsősorban szulfidos érctestek, színesfém érctelepek, evaporitok, valamint víztároló rétegek kutathatók, de szennyezett térrészek is lehatárolhatók, és a szennyezés típusok is minősíthetők.
 |
177. ábra. A GP jelenség szemléltetése: a gerjesztő áram be-, majd kikapcsolásával kiváltott polarizációs feszültség lecsengését T1,T2,…Tn időpontokban mérjük.
A módszer alacsony frekvenciás (10-30 kHz) távoli, katonai rádiójelek talajban történő elnyelődésének vizsgálatán alapul, amelynek során a kutatási területen az adóállomások elektromágneses térösszetevőinek nagyságát és a talajfelszínhez viszonyított dőlésszögét tudjuk meghatározni. A térerősség-komponensek relatív amplitúdójának és fázisszögének területi eloszlásából, vagy egy-egy állomáshoz tartozóan a komponensek egymáshoz viszonyított amplitúdói és fázisszögei alapján nyerhetünk földtani információkat. Az alapvetően hosszú hullámú elektromágneses hullámok behatolási mélysége a felszín alatti kőzetek elektromos ellenállásától függ. (Ez agyagok esetén például mindössze néhány méter.) A módszer kis mélységben elhelyezkedő érctelérek, agyagos zónák kimutatására, talajösszlet integrált fajlagos ellenállás-eloszlásának meghatározására (horizontális szelvényezésre és térképezésre) alkalmas.
A mélyfúrási geofizika (másként: fúrólyukszelvényezés, fúrólyukgeofizika, karotázs) a fúrásokkal harántolt formációk jellemzőinek, és/vagy a fúrólyukak állapotának meghatározásával foglalkozó módszer-csoport. Alkalmazható a már kicsövezett kút vizsgálatára is, de a mérés történhet közvetlenül a fúrás lemélyítése után is, Ekkor többnyire a harántolt rétegsor meghatározása a feladat. Csövezett kút esetén a kúthibák (csövezési hibák, szűrő eltömődése stb.) megkeresése-, elveszett fúrási napló esetén pedig a produktív réteg beazonosítása lehet a fő cél. Legkiterjedtebb alkalmazási területei az olajiparban és a vízkutatásban vannak.
A mérés a fúrólyukban a jeltovábbítást végző kábelre rögzített szonda, vagy több szondából álló szondavonat (mérőkocsiból vezérelt, csörlős) felfelé vontatásával történik (178. ábra (a.) (b.)). A mért szelvényekből legtöbbször az érintetlen képződmény földtani adatait kell meghatározni. Tekintve, hogy a szondák a fúrás által többnyire lényegesen megváltoztatott környezetben (természetes állapot megzavarása, a fúróiszap-infiltráció), a beavatkozás által módosított mennyiségeket érzékelik, ezért a nyers szelvényadatokat korrigálni kell a módosító hatásokkal. A vizsgált térfogat alakja és nagysága magától a mérési módszertől, és a közegtől egyaránt függ. E mérési módszerek főbb fajtái: nukleáris-, természetes potenciál-, fajlagos ellenállás-, és hőmérséklet szelvényezés.
 |
178. ábra. A mélyfúrási geofizikai mérések kivitelezése (a.), a szondamozgatást és regisztrálást végző mérőkocsi (b.)
A T-γ szonda detektora a szondát körülvevő térrészben végbemenő radioaktív bomlásokat kísérő gamma-sugárzás intenzitását (impulzus/időegység) detektálja. A K40-es izotópja, és az uránium ill. tórium leányelemei emittálnak gamma-sugárzást természetes földtani közegben. A legintenzívebb sugárzó kőzetek - amelyek ezeket az izotópokat tartalmazzák - a következők: Agyag, agyagmárga, agyagpala, savanyú vulkanikus kőzetek, földpátok, csillámok kálisók, foszfátok, szenek. A T-γ szelvényezést alapvetően az agyagosság meghatározására használják. Egy agyagréteg magas intenzitásértékkel jelentkezik a szelvényen, míg egy homok alacsonnyal.
A Γ-γ szelvényezés során a szondába beépített gamma sugárforrásból (rendszerint Cs137-es, vagy Co60-as) kilépő fotonok a környező közeg atomjaival kölcsönhatásba lépnek (Compton-szórás), így a detektort (általában szcintillációs számláló) az atomok elektronjain szóródást szenvedett gamma-fotonok érik. Ezek mért intenzitása, (amely függvénye a lyukátmérőnek, a fúróiszap, cement, szűrő sűrűségének, a kialakult iszappogácsa vastagságának is) annál kisebb, minél nagyobb az ütközések száma, azaz minél nagyobb az elektronsűrűség, ami viszont arányos a kőzet sűrűségével, többfázisú közeg esetén a halmazsűrűségével. A Γ-γ szelvényezést ezért sűrűség szelvényezésnek is hívják, amely egyben lehetőséget ad a porozitás meghatározására is. A sűrűség alapvető adat nem porózus kőzetek ásványi összetételének meghatározására is, porózus kőzeteknél pedig más szelvényekkel kombinálva (neutron, gamma-spektrum) a tömörség vizsgálható. A sűrűség, neutron és fajlagos szelvényekből együtt azonosítható a tároló-folyadék, és a fázishatárok (olaj-víz).
A n-módszerek a neutronok és a formációk atomjainak sokféle kölcsönhatásán alapulnak, amely kölcsönhatás típusa attól függ, hogy mekkora a neutron energiája és melyik atom melyik izotópjával történik. A szondák neutron forrást és egy vagy két detektort tartalmaznak, amelyek a neutron forrásból a kőzetbe hatoló neutronok és a kőzet atomjai kölcsönhatásából keletkezett neutronokat vagy gamma fotonokat számlálják. Forrásként leggyakrabban α-részecskéket kibocsátó izotóp (pl. Am) és berillium összepréselt keverékét használják, ugyanis a berillium hélium atommal ütközve neutront bocsát ki. A forrásból kilépő nagyenergiájú neutronokra a detektor érzéketlen, csak a környező közegben termikus energiaszintre lelassult neutronokat számlálja. A formáció egységnyi térfogatában lévő atomok száma befolyásolja leginkább az ütközések valószínűségét, továbbá a rugalmas ütközés mechanizmusa szerint akkor maximális az energiaveszteség, ha az atommag a beeső neutronokkal azonos tömegű. Ezért a lassítás szempontjából a hidrogén-atomok legnagyobb hatásfokúak. Mivel ezek jelenléte víztartalomhoz köthető, a mért neutron-aktivitás és a víz térfogataránya között szoros a kapcsolat. (Minél kisebb az aktivitás, annál nagyobb víztartalom valószínűsíthető.).
A neutronok sokkal messzebbre jutnak el a forrástól és a detektorokhoz is nagyobb számú termikus, epitermikus neutron ill. gamma foton érkezik időegységenként kis porozitású, tömör kőzetekben, mint a nagy porozitású, sok H atomot tartalmazó kőzetben. Lemezes szerkezetük miatt az agyagok nagy mennyiségű vizet tartanak vissza, nagy neutron porozitást indikálva. A neutron szelvényeken a gipsz, és a szénhidrogének szintén magas telített pórustartalommal jelentkeznek.
A fúrólyukban létrejövő SP (self potential) annak az eredménye, hogy az ionok a töményebb oldat felől (a sós fúróiszap) a hígabb felé (pórusfolyadék) áramolnak. A porózus rétegben jelen lévő rétegvíz és az iszapfiltrátum találkozásakor tehát ionvándorlás indul meg, a kisebb koncentrációjú oldat válik negatívvá, mivel a Cl- ion mozgékonysága sokkal nagyobb, mint a Na+ ioné. Az agyagréteg ugyanakkor csökkenti az ionok mobilitását. A felszínen lévő egyik elektródát a szelvényezésnél a fúrólyukban felfelé vontatott másik elektródával összekötjük, és az így kapott áramkörben áram, ill. feszültségváltozásokat regisztrálhatunk (179. ábra). Az SP jel különböző irányú (pozitív, vagy negatív) lesz, attól függően, hogy a rétegvíz és a fúróiszap fajlagos ellenállása hogyan viszonyul egymáshoz. Az SP görbéken az inflexiós pontok tehát mindig az agyagok és porózus rétegek (homokkövek és karbonátok) közötti határt jelölik ki.
 |
179. ábra. Az SP áramok eloszlása és a kialakuló sztatikus és a tényleges SP jel
A fúrólyukgeofizikai fajlagos ellenállás szelvényezés elméleti alapjai hasonlóak a felszíni VESZ-hez, de a határfeltételek sokkal bonyolultabbak. Minimum 4 elektróda kell a méréshez két mérő (M, N) és két áram (A, B). A négy szükséges elektródból egy vagy kettő a felszínen földelt, három vagy kettő a fúrólyukban mozog. A fajlagos ellenállás szelvényezésnél döntő tényező a fúrólyuk környezete, amelyet a réteg permeabilitása és telítettsége valamint a fúróiszap és a rétegfolyadék kölcsönhatása alapvetően meghatároz. A módszert elsősorban a porózus permeábilis, és a vízzáró rétegek egymástól való elkülönítésére, illetve a harántolt rétegsor felvételére alkalmazzák.
Az 19.2.7.1 - 19.2.10.2-ban foglaltak komplex alkalmazására (vízadó rétegek meghatározása: alacsony term. gamma, n-sűrűség és ellenállás, inflexiók az SP görbéken) mutat példát a 180. ábra.
 |
180 . ábra . Vízadó rétegek (barna) meghatározása fúrás kivitelezése közben a nukleáris-, az SP- és az ellenállás szelvényezés adataiból Szongoth (2009) nyomán
Tekintve, hogy ezzel a felszíni módszerrel lehet legnagyobb felbontóképességgel (ugyanakkor az előzőekben bemutatott felszíni módszereknél nagyobb költséggel) leképezni a földkéreg belső szerkezetét a talajrétegektől kezdődően egészen a néhányszor tíz kilométeres mélységekig, szeizmikát sokszor a „geofizika királynőjének” is nevezik. Szeizmikus méréseknél mesterségesen keltett rezgések hatására, a mélyből visszaérkező rugalmas hullámokat regisztráljuk, a 181. ábra (a) vázolt módon. Szárazföldön, mélyszerkezeti kutatásoknál, több tonnás hidraulikus rázószerkezetekkel (ún. vibrátorokkal), fúrásokban végzett robbantásokkal, sekély kutatásoknál pedig néhány kg tömegű kalapáccsal gerjesztünk akusztikus hullámokat, vízen végzett méréseknél pedig sűrített levegőt vagy hidraulikus puskát (air-gun, water-gun), elektromos ívkisülést létrehozó (sparker) vagy indukciós elven működtetett cintányérszerű eszközt (boomer) alkalmazunk. A beérkező jelek észlelését többnyire a talajba szúrható geofonokkal végezzük. Vízi méréseknél ezt a funkciót műanyag csőben elhelyezett piezoelektromos nyomásérzékelők, (ún. hidrofonok) töltik be.
 |
181 . ábra . Többcsatornás reflexiós szeizmikus szelvényezés elvi vázlata (balra) és reflexiós és refrakciós hullámutak és menetidőgörbék (h a réteghatár mélysége, V 1 < V 2 a terjedési sebesség a felső ill. alsó közegben, α k a kritikus szög) jobbra
Többcsatornás mérések esetén két fő típust különböztethetünk meg: a reflexiós és a refrakciós szeizmikát. A határfelületekről visszaverődött síkhullámok beérkezésének detektálásakor reflexiós szeizmikát alkalmazunk. Refrakció jelensége pedig akkor alakul ki, ha egy felső, kisebb terjedési sebességű közegből a határfelületre αk kritikus szögnél (a teljes visszaverődés határszögénél) nagyobb szög alatt érkezik síkhullám (sinαk = V1/V2), amely ekkor az nem hatol be az alsó közegbe, hanem a határfelület mentén halad tovább az alsó rétegre jellemző terjedési sebességgel, és a felszín felé a kritikus szögben kiinduló hullámok forrásává válik. (181. ábra (b).
A többcsatornás reflexiós mérések feldolgozásának legfontosabb lépése az ún. dinamikus korrekció. Ennek lényege, hogy alkalmazásakor úgy transzformáljuk a csatornákat, hogy azonos vízszintes felületről visszavert hullámok beérkezései a csatornák kezdetétől azonos (a 181. ábra (b) ábrán t0-lal jelölt, a vertikális hullámterjedési időnek megfelelő) távolságra kerüljenek, tehát a menetidő hiperbolák „kiegyenesedjenek”. A nagy amplitúdójú reflexiós horizontok az egymást követő felvételek szomszédos, függőleges tengelyei mentén ábrázolva rajzolódnak ki. Mivel az egyes regisztrátumok a réteghatárokat a robbantópont – geofon felezőmerőlegesekkel való metszéspontokban (mélységpontokban) képezik le, minden csatornát e felezőmerőleges vonalán ábrázolunk. Mivel egy felezőmerőlegeshez általában több szimmetrikus robbantópont –geofon pár is tartozik, az ily módon összetartozó csatornák összeadása, (az ún. közös mélységponti összegzés), a szeizmikus feldolgozás következő jelentős lépése. Az egyazon összegzési ponthoz tartozó csatornák számát fedéspontszámnak nevezzük, amely korszerű méréseknél elérheti a több százat is. A fedéspontszám növelése alapvetően javítja a jel/zaj viszonyt és jelentős mértékben erősíti a koherens reflexiós horizontokat az összegzett szeizmikus időszelvényeken (182. ábra.)
A szeizmikus módszereket fúrólyukak között alkalmazva mintegy átvilágítható a kőzettest. A szeizmikus tomográfia segítségével a térben ábrázolható a sűrűség változása, ami alapján a különböző kőzetek és a szerkezeti zónák elkülöníthetők (183. ábra).
 |
182. ábra. Reflexiós(összegzett) időszelvény az idős (sárga, fehér) valamint a fiatal (kék) vetők, a pannóniai üledékeket felosztó réteghatárok (piros, zöld) és a mezozoos aljzat (pink), kijelölésével.
183. ábra. Az üveghutai fúrások között alkalmazott szeizmikus tomográfia a hullámelnyelődés mértéke alapján láttatja a laza fedőképződmények (kék) és a nagy sűrűségű gránit (barna) térbeli helyzetét.