Реферат. Сейсморазведка как метод разведочной геофизики
 Скачать 0.72 Mb.
|
Министерство науки и высшего образования РФФедеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего образования «Уфимский государственный нефтяной технический университет» Архитектурно-строительный институт Кафедра «Прикладные и естественнонаучные дисциплины» Реферат Тема: Сейсморазведка как метод разведочной геофизики Учебный предмет: Физика Выполнили: Зарипова Д.А. Иванаевская Е.С. Курс 1 Группа БГС-20-01 Преподаватель: А.Р. Маскова Дата сдачи «30» апреля 2021г. Оценка ____________________________ Подпись преподавателя_______________ Уфа 2021 СОДЕРЖАНИЕ Введение……………………………………………...……………………….… 3 Глава 1 Физические основы сейсморазведки….……………...……………… 6 1.1Основные положения теории упругости……………………….…... 6 1.2 Типы сейсмических волн..........…..……………………….….…….. 8 1.3 Сферические волны…………………..…...………….……………... 9 1.4 Амплитудный спектр периодических колебаний...…………….…11 1.5 Принципы (постулаты) и законы теории распространения сейсмических волн………………………………………………………12 1.6 Распространение сейсмических волн в неидеально упругих средах…………………………………………………………………….13 1.7 Коэффициенты отражения (нормальное падение)………………..13 Глава 2 Сейсмические волны и их кинематические характеристики. ...…...15 2.1 Сейсмограмма и ее элементы……………………………………….15 2.2 Прямые, поверхностные и дифрагированные волны и их годографы ОПВ……………………………………………………….....17 Заключение ………………………………………………………………….….19 Библиографический список ………………………………..…………….……20 ВВЕДЕНИЕ Сейсморазведка –это один из геофизических методов, который преследует задачу получения изображения геологической среды с помощью дистанционных методов. Это могут быть задачи строительства для малоглубинных исследований, задачи поиска полезных ископаемых, в первую очередь нефти и газа, а также задачи исследования глубинного строения Земли, вплоть до ядра. Основной способ получения изображения среды – это бурение скважин. Однако проблема состоит в том, что бурение скважин – это, во-первых, дискретный метод, а во-вторых, очень дорогой способ исследования земных недр. Поэтому еще со времен братьев Шлюмберже (начало ХХ века) было предложено использование геофизики, в частности сейсморазведки, как более дешевого и детального метода, для исследования недр Земли. Изначально ставилась задача исследования межскважинного пространства с целью уточнения положения слоев. Легко провести аналогию с медициной: УЗИ и МРТ позволяют также получить изображение внутренних органов с помощью дистанционных методов, то есть без участия хирурга. Поскольку любой геофизический метод имеет свои преимущества и недостатки, то чаще всего применяется комплекс методов. Так, например, электроразведка специализируется на поиске рудных месторождений, тогда как сейсморазведка используется для поиска углеводородов в горизонтально слоистых средах. Получение изображения геологической среды сейсмическими методами заключается в возбуждении сейсмических волн и их последующей регистрации с помощью специальных источников, и приемников. Сейсмические волны распространяются в недрах Земли, за счет того, что породы обладают свойствами упругости, которые проявляются при появлении возмущений. Эти возмущения и называются сейсмическими или упругими волнами. Например, звук голоса является упругой волной – его скорость в воздухе известна и составляет 330 м\с. В вакууме упругая среда не распространяется, поскольку частицы отсутствуют. Сейсмические волны, распространяясь в среде достигают границ раздела слоев и на них претерпевают явления отражения, преломления, и в какой-то момент возвращаются на поверхность земли, где регистрируются с помощью геофонов (сейсмоприемников). Аналогом в электроразведке являют питающие и приемные электроды. Заметим, что следует различать понятия сейсморазведки и сейсмологии. Сейсмология – это метод геофизики, изучающий землетрясения, то есть источник волн естественный, тогда как в сейсморазведке источник всегда искусственный (вибрационные источники, удар кувалдой). Сейсморазведка происходит от греческого слова «сейсмо» – трясти, сотрясать. Выделяется три основных вида использования сейсморазведки: поиск полезных ископаемых (в основном нефти и газа), определение прочностных свойств грунтов при строительстве, изучение геологического строения Земли в целом. Принципиальная возможность применения сейсморазведки основывается на неоднородности Земли, которая состоит из слоев разной плотности, имеющих разные физические свойства, имеет неоднородности в виде штоков, даек, антиклиналей, синклиналей и др. Основным параметром неоднородности в сейсморазведке является плотность и, как следствие, скорость распространения сейсмических волн в горных породах. Так, определяя скорость распространения волн в том или ином слое, мы можем определить его свойства. А далее, зная время и скорость волны, мы можем определить мощность слоя, и глубину его залегания. В зависимости от того отразилась или преломилась волна на границе, она называется соответственно отраженной или преломленной. Волны определяют названия методов, применяемых в сейсморазведке: метод отраженных волн (МОВ), метод преломленных волн (МПВ) и метод поверхностных волн. Все эти волны регистрируются с помощью сейсмоприёмников на поверхности Земли и благодаря специфическим кинематическим и динамическим характеристикам определяются в дальнейшем. Под кинематическими характеристиками подразумеваются траектория, скорость и время волны, под динамическими – форма и амплитуда сигнала. Во время измерений регистрируется время пробега волны от источника до приемника. Далее при помощи специальных математических измерений мы переходим к скорости распространения волны. То есть, время есть измеряемый параметр, а скорость – вычисляемый. Таким образом, мы получаем определенную скорость сейсмической волны на определенной глубине. Однако мы не можем уверенно сказать, какие породы слагают данный слой, поскольку на это влияет множество параметров: пористость, трещиноватость, литология, температура, плотность, давление и тип флюида. Все эти параметры приводят к тому, что одна и та же порода может обладать разной скоростью. Глава 1 Физические основы сейсморазведки 1.1 Основные положения теории упругости Распространение сейсмических волн в геологической среде есть следствие механических свойств твердых тел. При увеличении расстояния между частицами среды возникают силы притяжения, а при уменьшении – силы отталкивания. Само свойство среды сопротивляться внешним воздействиям называется упругостью. В основе сейсморазведки лежит теория упругости, поскольку все породы обладают упругими свойствами. Все тела в сейсморазведке можно считать абсолютно упругими, поскольку воздействия сейсмических волн на породы мало. Исключение составляет небольшая часть пород, находящихся в непосредственной близости от источника, где они могут быть существенно изменены. Напряжение, которое создается с помощью искусственных источников – это сила, действующая на единицу площади деформируемого тела: σ =  . Измеряется напряжение в Н/м2. Напряжение вызывает в горной породе деформацию – изменение взаимного положения частиц тела. Деформация определяется формулой: ε =  , где ∆𝑙– абсолютное удлинение, а l – длина деформируемого тела. Эта величина безразмерная. Все деформации делятся на два типа: упругие (обратимые) и пластичные (необратимые). В случае упругих деформаций тело после снятия напряжения восстанавливает полностью свой объем и форму. В случае пластичных деформаций тело после снятия напряжения полностью или частично деформируется, то есть изменяется и форма, и объем или изменяется только форма с сохранением объема. Есть более сложные деформации, такие как: кручение, срез, изгиб. Они используются в физики твердого тела, но нас в дальнейшем касаться не будут. В сейсморазведке работают с деформациями растяжения, сдвига и всестороннего сжатия. Связь между напряжением и деформацией обеспечивается с помощью закона Гука через коэффициент пропорциональности (Е): σ = εЕ. Коэффициент пропорциональности Е называется модулем Юнга. Также можно записать закон Гука для деформации сдвига:  ; и деформации всестороннего сжатия: . Здесь G – модуль сдвига (Н/м2), К – модуль всестороннего сжатия (Н/м2), р – давление (Па). Зависимость деформаций материала от приложенного напряжения показана на рис. 1. Голубая область соответствует упругим деформациям – здесь выполняется закон Гука. Желтая область соответствует пластичным деформациям. Причем есть область, где изменяется только форма, и есть промежуток, где изменяется и форма, и объем. При достижении некоторого εmax тело разрушается. Сейсморазведчики имеют дело только с зоной упругих деформаций (голубая область). В сейсморазведке, измеряя скорости продольных и поперечных волн, можно вычислять упругие модули: модуль Юнга, модуль сдвига, модуль всестороннего сжатия, коэффициент Пуассона и др. Модуль Юнга (Е), сдвига (G), всестороннего сжатия (K), которые характеризуют способность вещества сопротивляться соответственно растяжению/сжатию, сдвигу при упругой деформации и всестороннему сжатию. Коэффициент Пуассона (σ) характеризует упругие свойства материала: показывает, во сколько раз изменяется поперечное сечение деформируемого тела при его растяжении или сжатии. Значения коэффициентов для воздуха, воды и стали приведены в табл. 1. Рисунок 1. Зависимость деформаций материала от приложенного напряжения
Таблица 1. Значения модулей упругости для воздуха, воды и стали 1.2 Типы сейсмических волн Для того, чтобы описать свойства изотропной среды достаточно знать два упругих параметра λ и μ – коэффициенты Ламе, отвечающие за деформации сжатия/растяжения и сдвига соответственно. Все упругие модули, рассмотренные ранее, вычисляются при помощи этих коэффициентов. Распространение сейсмической волны в однородной изотропной среде представляет собой поле смещений частиц среды. Такой процесс распространения сейсмической волны в идеально упругой среде описывается уравнением динамического равновесия Ламе:  где  (x,y,z,t)- вектор смещения частиц под действием проходящей волны во времени t и в пространстве, ρ – плотность среды.Из этого уравнения следует, что при распространении сейсмической волны в упругом теле выделяют деформации, при которых меняется объем тела – потенциальная составляющая поля смещений  , или меняется его форма – вихревая составляющая поля смещений  . Учитывая существование двух типов деформаций – полей смещений, можно говорить, что в твердой однородной изотропной среде могут независимо друг от друга распространятся два вида упругих волн – продольная волна, вызывающая деформации объема (объемная или Р-волна) и поперечная волна, вызывающая изменения формы тела (сдвиговая или S-волна). На самом деле при распространении поля смещений имеют некоторую суперпозицию продольных и поперечных волн. Скорости продольных и поперечных волн выражаются через плотность среды и коэффициенты Ламе по формулам: , . Скорость продольной волны всегда больше скорости поперечной волны. Это свойство легко проверяется делением одной скорости на другую. Скорости сейсмических волн возрастают с увеличением плотности, несмотря на то, что последняя стоит в знаменателе. Это происходит вследствие увеличения коэффициентов Ламе. Другим следствием из уравнения динамического равновесия Ламе является то, что в жидких и газообразных средах поперечные волны существовать не могут. Итак, все волны делятся на три типа: продольные, поперечные и поверхностные. При распространении продольной волны мы будем наблюдать поочередные участки сжатия и растяжения: частицы колеблются в направлении распространении волны. Для случая поперечной волны – частицы колеблются перпендикулярно направлению распространения волны. Поверхностные волны также имеют аналоги продольных и поперечных волн – это волны Релея и Лява. В случае поверхностной волны Релея частицы колеблются по эллиптическим орбитам. В случае волны Лява частицы смещаются перпендикулярно распространению волны. Главное отличие волн Лява Релея от поперечной и продольной волны в том, что поверхностные волны образуются на границе свободной поверхности (воздух и грунт, т.е. когда плотность одной среды много меньше плотности другой). Поверхностные волны быстро затухают с глубиной.1.3 Сферические волны Если поместить источник волн в землю (например, в скважину) и осуществить механическое воздействие, то на достаточно большом удалении от источника можно получить распространение напряжений равномерно во все стороны, что будет образовывать сферу, в каждой точке которой наблюдаются возмущения. В идеальном случае выделяются следующие области: область, где колебания прекратились, область, в которой колебания существуют в данный момент и область, куда волна еще не дошла. Это и есть сферическая волна. Область, где колебания уже прекратились, называется тылом волны. А область, куда колебания дошли, называются фронтом волны. Возьмем некоторое расстояние от источника и посмотрим, как будет выглядеть график колебания частиц в области, где распространяются колебания (рис.2а). Амплитуда частиц на профиле волны называется видимой амплитудой волны. Расстояние между соседними экстремумами называется видимой длиной волны (  ). Перейдя в масштаб времен (рис.2б), получим аналог видимой длины волны – видимый период волны ( ). Зная период волны, можно узнать ее частоту:  . Первое отклонение частиц среды от нулевого значения называется временем первого вступления волны. Рисунок 2. Профиль (а) и график (б) продольной волны По мере распространения сферической волны плотность энергии постепенно уменьшается с увеличением расстояния от источника, что приводит к уменьшению амплитуды. Плотность энергии обратно пропорциональна квадрату расстояния от источника, а амплитуда волны обратно пропорциональна расстоянию от источника. Процесс уменьшения амплитуды с расстоянием в сейсморазведке получил название сферического расхождения волны. 1.4 Амплитудный спектр периодических колебаний Периодическим называется сигнал x(t), для которого выполняется соотношение: x(t)=x(t+nT), где t – длительность сигнала, n - любое целое число, Т – период функции, описывающей заданный периодический сигнал. Периодическими являются все гармонические сигналы. Любой периодический сигнал можно разложить в ряд Фурье:  . В данном случае A0 – постоянная составляющая функции,  𝑠in(𝑘wt − 𝜑) – k-я гармоника  , φ – амплитуда, частота и начальная фаза соответствующей гармоники. Амплитудным спектром называется зависимость амплитуды гармоники от их частоты. Амплитудный спектр периодического сигнала является дискретным.Поскольку сейсмический сигнал вообще говоря не является периодическим, то его амплитудный спектр не может быть дискретным. В сейсморазведке считается, что сигнал обладает бесконечным периодом и в этом случае можно подобрать бесконечное число синусов. Очевидно, это означает то, что спектр перестанет быть дискретным и станет непрерывным. В этом случае ряд Фурье заменяется на интеграл Фурье. То есть для реальных сигналов применяется прямое преобразование Фурье, позволяющее перейти из временной области в частотную: x(t)=  , где  обратное преобразование Фурье. Частотный анализ сигнала всегда используется при обработке данных, поскольку всегда есть полезные волны, и есть помехи. Использование амплитудного спектра широко применяется в частотной фильтрации, которая позволяет оставить сигналы определенной частоты. Таким образом, применение фильтров позволяет бороться с помехами в случае, если частота помехи отличается от частоты полезного сигнала, то есть, если они разделены в спектре. Если отдалиться на большое (бесконечность) расстояние от источника, то фронт сферической волны станет практически плоским. В этом случае сейсмическая волна будет иметь название плоской. В какой-то момент все сферические волны становятся плоскими. Если провести линию ортогональную фронту волны, то мы получим луч волны. В аналогии с геометрической оптикой в сейсморазведке очень часто применяют лучевое моделирование, то есть волны распространяются вдоль некоторых лучей. Это лишь приближение, поскольку в этом случае мы считаем длину волны бесконечно малой, а частоту – бесконечно большой. Однако на большом расстоянии от источника мы можем пользоваться этой моделью, изображая волны в виде лучей. 1.5 Принципы (постулаты) и законы теории распространения сейсмических волн При распространении сейсмических волн в среде мы руководствуемся тремя основными принципами сейсморазведки. Первый из них это принцип Ферма, который определяет форму лучей. Он утверждает, что время распространения от источника до любой точки среды происходит по экстремальному (в нашем случае по минимальному) времени. Как следствие лучевые траектории сейсмической волны в однородном изотропном пространстве представляют собой прямые линии. Если же среда неоднородная, то форма лучей – кривые линии (это называется рефракцией – искривлением луча). Принцип Гюйгенса определяет положение фронтов. Этот принцип утверждает, что каждая точка фронта волны является источником вторичных колебаний, а положение фронта в следующий момент времени является огибающей всех этих фронтов. В случае однородной среды будем иметь положение фронта в виде сферы в любой момент времени. Если же среда неоднородная и лучи криволинейные, то это будет приводить к искажению фронта волны, и вообще говоря фронт будет произвольной формы. Третий принцип – кинематический принцип взаимности. Он утверждает, что время пробега сейсмической волны от источника возмущения до пункта приема, где регистрируется сейсмический сигнал, будет тем же самым, если источник и приемник поменять местами. Такой же принцип есть и в электроразведке, только он касается уже токовых линий. 1.6 Распространение сейсмических волн в неидеально упругих средах Свойством неидеально упругих сред является поглощение энергии сейсмической волны. Поглощением называется уменьшение энергии (амплитуды) сейсмической волны за счет перехода ее в другой вид, в первую очередь в тепло. Следствием поглощения является затухание сейсмической волны (уменьшение амплитуды сигнала). Чем более рыхлая порода, тем сильнее поглощение. Уменьшение амплитуды сейсмической волны при прохождении через поглощающую среду подчиняется следующей зависимости:  , где A(r) – амплитуда волны в искомой точке на расстоянии r от источника возмущения; A(r0) – амплитуда волны в опорной точке на расстоянии r0 от источника возмущения (r>r0); w – круговая частота колебаний, α(w) – амплитудный коэффициент поглощения. Многочисленные эксперименты показывают, что с увеличением частоты коэффициент поглощения возрастает. Таким образом, мы пришли к выводу, что не можем получить одну и ту же разрешающую способность при одной длине волны на разных глубинах, потому что чем больше глубина, тем больше «давятся» высокие частоты из-за увеличения коэффициента поглощения. Поглощение сейсмических волн вызывает изменение амплитудного спектра и изменение формы сигнала. Таким образом, мы выделили две причины уменьшения амплитуды сигнала: сферическое расхождение и поглощение. Существуют и другие причины этого явления: при падении волны на сейсмическую границу одна часть энергии расходуется на образование отраженной волны, другая – на образование преломленной волны; еще существует рассеяние сигнала на неровностях границы и локальных неоднородностях среды. Поэтому доля энергии, фиксируемой на поверхности составляет первые проценты от ее начального количества.1.7 Коэффициенты отражения (нормальное падение) Понятие коэффициентов отражения широко применяется при интерпретации данных. Коэффициентов отражение называется отношение:  , где в числителе стоит разность акустических импедансов, а в знаменателе – их сумма. Очевидно, что коэффициент отражения может меняться от -1 до 1. То есть, если акустические жесткости равны, то и коэффициент отражения равен нулю, и мы не можем разделить эти две границы. Другой вариант – если одна среда является очень неплотной, а другая очень плотной. Тогда одна из акустических жесткостей равна нулю по сравнению с другой, и коэффициент отражения равен 1 или -1. Отрицательный коэффициент отражения означает изменение фазы сигнала. Все границы в зависимости от коэффициента отражения могут быть: слабоконтрастными (kГлава 2 Сейсмические волны и их кинематические характеристики 2.1 Сейсмограмма и ее элементы Путем размещения пунктов приема на профиле мы можем регистрировать время прихода сейсмической волны. Годограф – зависимость времени прихода сейсмической волны от координат пунктов приема (удаления). Построив годограф, мы можем переходить к вычислению скоростей при помощи математических уравнений, о чем мы будем говорить позже. Если в какой-то точке разместить геофон, который будет регистрировать колебания грунта, то на выходе мы получим полевую запись – сейсмическую трассу. Сейсмотрасса – это зависимость амплитуды (В или мВ) сейсмических событий от времени их регистрации (с или мс). Схематически сейсмотрасса показана на рис.3.  Рисунок 3. Схематическое изображение сейсмотрассы Быстрее всего до сейсмоприемника доходит продольная волна, первое вступление которой отчетливо видно на сейсмотрассе (резкое отклонение от нуля частиц грунта). Через некоторое время продольная волна затухнет и придет следующая – поперечная волна. Далее придет огромный по амплитуде цуг поверхностных волн, которые отличаются высокой амплитудой, низкой частотой и небольшой скоростью. Такое сейсмическое событие, отраженное на графике и есть сейсмическая трасса или сейсмотрасса. Очевидно, что каждый пункт приема будет записывать свою сейсмическую трассу. Амплитуды импульсов будут определяться коэффициентами отражения. В реальной сейсморазведке используется не один пункт приема, а много. Расставив определенное количество геофонов и возбудив сигнал, мы получим для каждого геофона свою сейсмотрассу. Совокупность (ансамбль) сейсмотрасс, полученных для одного пункта возбуждения, называется сейсмограммой. На сейсмограмме по оси абсцисс отложены номера пунктов приема, как правило с одинаковым шагом, а по другой оси время записи, которое задается человеком. Согласно принятому стандарту SEG первое вступление продольной волны на сейсмических записях представляется в виде минимума, что соответствует движению частиц грунта вверх. Это было сделано для того, чтобы все производители аппаратуры работали в одном ключе. На сейсмограмме мы видим положительные и отрицательные амплитуды сигналов. Положительные амплитуды принято закрашивать в черный цвет, а отрицательные оставлять не закрашенными. Некоторые фазы выстраиваются в линию, что хорошо видно на сейсмограмме. Это говорит нам о том, что это регулярная волна, т.е. волна, которую можно проследить от трассы к трассе. Все регулярные волны выражаются на сейсмограмме в виде положительных и отрицательных фаз. Как только мы получили сейсмограмму – результат полевых работ, геофизик начинает ее истолковывать с целью выделения регулярных сейсмических волн: отраженных, преломленных и т.д. Он осуществляет это на основе кинематических и динамических характеристик. Динамическими характеристиками мы называем частоту, форму, период, а кинематическими – время и траекторию. По сейсмограмме мы можем рассчитать кажущуюся скорость волны, поскольку мы знаем расстояние между геофонами и время регистрации волны. Зная видимую амплитуду, форму сигнала, видимую частоту, кажущуюся скорость и время прихода волны, мы можем определить тип волны и построить их годографы. На сейсмограмме в отличие от годографа принято направлять ось времен вниз. Рассмотрим граф обработки. После работ в поле мы получаем сейсмические записи в виде сейсмограмм общего пункта возбуждения. Они состоят из некоторого количества сейсмотрасс, число которых зависит от количества геофонов, а длительность – от установленного времени записи. В начале по сейсмограммам проводят анализ волнового поля, с точки зрения выделения регулярных волн, которые можно проследить на каждой трассе, в отличие от хаотических наборов фаз, которые называются микросейсмами. Регулярные волны — это не только полезный сигнал, но и волны-помехи. После выделения регулярных волн мы можем строить годографы, т.е. снимать значения х в м или км и время прихода на каждую трассу в с и мс. Далее при помощи специальных математических алгоритмов и методов мы можем переходить от годографа к определению скорости сейсмических волн путем обработки и дальнейшей интерпретации. В итоге получаем сейсмический разрез. 2.2 Прямые, поверхностные и дифрагированные волны и их годографы ОПВ Разберем самую простую регулярную сейсмическую волну, которая называется прямой волной. Прямая волна – это волна, которая распространяется от источника возмущения до некоторого пункта приема. Будем считать, что скорость прямой волны постоянная. Зависимость времени прихода прямой волны выражается по формуле: t(x) =  . Годограф прямой волны показан на рис.4. Фронтом прямой волны будет являться цилиндр.В зависимости от того, каким образом мы возбуждаем сигнал, прямая волна может быть, как продольной, так и поперечной. Годографы прямых продольной и поперечной волны будут разные. Продольная прямая волна будет сильнее наклонена к оси абсцисс, потому что у нее больше скорость.  Рисунок 5. Лучевые траектории (показаны стрелками) и годограф прямой волны ЗАКЛЮЧЕНИЕ В понятие “сейсморазведка” входят геофизические методы исследования земной коры, основанные на изучении искусственно возбуждаемых упругих волн. При помощи сейсморазведки изучается глубинное строение Земли, выделяются месторождения полезных ископаемых (в основном нефти и газа), решаются задачи гидрогеологии и инженерной геологии. Сейсморазведка отличается надежностью, высокой разрешающей способностью, технологичностью и колоссальным объемом получаемой информации. В основе сейсмических методов лежит возбуждение упругих волн при помощи специального технического комплекса – источника. В результате геологическая среда реагирует возникновением периодического колебательного процесса и образованием упругой волны. Распространяясь в объеме горных пород, упругая волна попадает на границы раздела, изменяет направление и динамические свойства, образуются новые волны. На пути следования волн размещаются точки наблюдения, где при помощи специальных приборов – сейсмоприемников – определяются свойства колебательных процессов. Из полученных данных извлекается полезная информация о строении и составе изучаемой среды. Наиболее эффективна сейсморазведка при изучении осадочного чехла древних платформ, поскольку его горизонтально-слоистое строение наиболее просто интерпретируется по сейсмических данным. С увеличением наклона целевых геологических границ надежность получаемой сейсморазведкой информации резко падает. БИБЛИОГРАФИЧЕКИЙ СПИСОК Аксанов А. А. Применение пассивной спектральной сейсморазведки для поиска локальных неоднородностей верхней части литосферы - www.tpu.ru/files/nu/ignd/sec6-09.pdf / Материалы XIII международного научного симпозиума "Проблемы геологии и освоения недр". — Томск: Томский гос. ун-т, 2009. Садовский М. А., Николаев А. В. Новые методы сейсмической разведки. Перспективы развития. — Москва: Вестник АН СССР, 1982. https://teach-in.ru/file/synopsis/pdf/seismic-tomography-M.pdf Бондаренко В.М., Демура Г.В., Савенко Е.И. Общий курс разведочной геофизики – М.:Норма, 1998. |
)
