кантрольная работа по полевой геофизике. Контрольная работа по дисциплине Полевая геофизика Выполнил Студент группы пг17 Муратов В. А. Ухта, 2020 г. Оглавление
 Скачать 109.27 Kb.
|
|
МИНОБРНАУКИ РОССИИ Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего образования «Ухтинский государственный технический университет» Кафедра поисков и разведки месторождений полезных ископаемых Контрольная работа по дисциплине: «Полевая геофизика» Выполнил Студент группы ПГ-17 Муратов В.А. Ухта, 2020 г. Оглавление 1. Распределение силы тяжести на поверхности Земли. Нормальное значение силы тяжести. 2. Магниторазведка. Сущность метода. Применение. 3. Интерпретация данных электроразведки методом вертикального электрического зондирования (ВЭЗ). 4. Сейсморазведка методом МОГТ-3D. Системы наблюдений. 1. Распределение силы тяжести на поверхности Земли. Нормальное значение силы тяжести Сила тяжести обусловлена общей массой Земли. Поэтому все колебания в распределении масс в вертикальных разрезах должны отражаться на величине силы тяжести. В связи с этим естественно было бы ожидать более или менее значительного влияния рельефа на распределение силы тяжести на земной поверхности. В частности, на материках, сложенных отчетливо выраженными в рельефе нагромождениями горных пород, сила тяжести должна бы быть больше, чем на океанах, поверхность которых лежит на более низком гипсометрическом уровне и верхние горизонты сложены 4-километровым слоем воды, значительно менее плотным, чем горные породы материков. Однако из сопоставления полей силы тяжести океанов и материков следует, что по абсолютной величине аномалии силы тяжести на тех и других почти равны. Некоторые более значительные, но вполне понятные и закономерные изменения силы тяжести на Земле вызваны полярным сжатием и центробежной силой, развивающейся при вращении планеты и направленной на экваторе в сторону, противоположную силе тяжести (величина силы тяжести увеличивается от экватора к полюсам на 0,5%). Сила тяжести меняется также под воздействием притяжения Луны и Солнца («лунно-солнечные вариации силы тяжести»), которое влияет не только на любое тело на земной поверхности, но и на всю Землю, вызывая приливные деформации, изменяющие форму не только жидкой, но и твердой земной оболочки. Деформации твердой оболочки составляют около 1/3 величины деформации гидросферы и проявляются в изменении высоты и наклона земной поверхности. Под действием небесного тела поверхность Земли приподнимается и наклоняется таким образом, что нормаль к поверхности приближается к направлению на центр небесного тела. Расположение масс Земли меняется и вызывает изменение величины потенциала силы тяжести. Эти изменения достигают максимума, когда небесное тело находится в зените или надире места наблюдения. Максимальная величина Dg может достигать 0,15 мгал, т. е. хорошо фиксируется современными гравиметрами, а величина отклонения отвеса достигает 0,02" и уверенно отмечается горизонтальными маятниками. Притяжение небесного тела вызывает появление пары сил, направленных против вращения Земли. Эти силы действуют постоянно и замедляют вращение Земли, период которого снижается примерно на 0,002 сек в столетие. Соответственно уменьшается и полярное сжатие геоида. Угловая скорость вращения Земли 15,041"/сек. Кинетическая энергия вращения 2,160 • 1036 эрг. Скорость вращения точки на экваторе 167,4 км/ч. Скорость вращения Земли скачкообразно меняется по несколько раз в год (флуктуации). По подсчетам А. Д. Сытинского, при этом освобождается энергии 1,17-1027 эрг/год, что на 3 порядка больше энергии, освобождающейся за то же время при землетрясениях (П. С. Воронов, 1968 г.). Поэтому в настоящее время с вращением Земли (с «ротационными силами») связывают многие тектонические процессы. Строение земной коры более или менее отчетливо выражается в аномалиях силы тяжести (гравитационных). Эти аномалии соответствуют разности между наблюдаемой силой тяжести и ее теоретическим значением в тех же точках земной поверхности, т. е. отражают различия в строении идеальной и реальной Земли. При этом гравитационные аномалии отличаются не только по величине, но и по направлению силы тяжести (вызывают отклонения отвеса от вертикали). Поскольку определения силы тяжести производятся на поверхности Земли, не совпадающей, за исключением поверхности Мирового океана, с уровнем геоида, гравитационные аномалии обычно приводятся к поверхности геоида и выражаются в так называемых аномалиях Буге, вычисленных с поправками за высоту точки наблюдения и за притяжение промежуточного слоя. Выделяют региональные и местные аномалии. Первые распространяются на десятки и сотни тысяч квадратных километров и отличаются большой интенсивностью (многие десятки и сотни миллигалов Миллигал (мгал) - тысячная часть гала. Гал - единица измерения ускорения силы тяжести (ё), 1 гал = 1 см/сек2.). На фоне региональных аномалий проявляются местные аномалии разного масштаба и характера, связанные с особенностями строения самых верхних горизонтов земной коры. Местные аномалии широко используются в поисково-разведочной практике (при поисках нефти, газа и других полезных ископаемых). При изучении земного поля силы тяжести установлена закономерная связь региональных аномалий Буге с наиболее крупными формами рельефа земной поверхности. Причем связь эта имеет обратный характер: над высокогорными областями материков аномалии обычно отрицательные, т. е. неожиданно фиксируют «недостаток масс» и достигают почти 500 мгал, а над глубоководными океаническими впадинами - положительные, т. е. фиксируют «избыток масс» и достигают также почти 500 мгал. Для объяснения этого явления в середине XIX в. английскими астрономами Дж. Эри и Ф. Праттом была предложена оригинальная гипотеза строения земной коры, впоследствии (1889 г.) названная американским геологом Е. Диттоном изостазией (от греч. 18081азюз - равновесящий). Дж. Эри предположил (1855 г.), что земная кора состоит из блоков, имеющих одинаковую плотность, но разную толщину. Блоки плавают в более плотном и вязком подкоровом субстрате, подчиняясь закону Архимеда. Толщина блоков и глубина их погружения наиболее велики в горных районах и минимальны в океанических впадинах. При этом материал субстрата перетекает от погружающихся частей к поднимающимся. Гипотеза Ф. Пратта предполагала, что разности высот рельефа обусловлены разной плотностью земной коры: возвышенностям соответствует меньшая плотность, низменностям - большая. Нижняя поверхность коры при этом считалась горизонтальной. «В первоначальном виде эта гипотеза так противоречила всему развитию Земли (при эрозии на месте гор должны были бы получаться колоссальные отрицательные аномалии, а на месте впадин такие же положительные), что вскоре последователи Ф. Пратта привлекли идею плавления коры на субстрате и соответственно идею о компенсирующих перетеканиях вещества под земной корой», - пишет В. А. Магницкий (1953 г.). Гипотезы Дж. Эри и Ф. Пратта впоследствии были развиты зарубежными учеными (Ф. Венинг-Мейнесом, Д. Хейфордом) и претерпели весьма значительные изменения. Причем было выяснено, что принцип изостазии полностью подтверждается данными геодезии, полученными на основании угловых измерений и определений силы тяжести, по которым с точностью до малых первого порядка Земля находится в состоянии гидростатического равновесия и в первом приближении состоит из однородных концентрических слоев, плотность которых увеличивается к центру Земли. «В основе приведенных гипотез лежит представление об одном уровне изостатической компенсации. В настоящее время такое представление является неполным. Все больше пробивают себе дорогу взгляды о множественности изо статических уровней, лежащих в интервале от верхних частей земной коры до верхних горизонтов мантии» (Ф. С. Моисеенко и др.). Однако если принцип изостазии более или менее правильно отражает распределение силы тяжести в масштабе наиболее крупных частей земной поверхности - океанов и материков, то он оказывается вовсе несостоятельным для объяснения более мелких и практически более важных деталей строения земной коры, фиксируемых относительно небольшими, но широко распространенными отклонениями от изостатического равновесия - местными аномалиями. Эти аномалии с большой точностью отражают особенности геологического строения верхних слоев земной коры и в некоторых случаях могут быть использованы при поисках и разведке полезных ископаемых. Для этого карты гравитационных аномалий сопоставляют с геологическими картами, что позволяет делать выводы об особенностях геологического строения больших глубин, недоступных непосредственному изучению. Таким путем были, например, обнаружены в районе Эмбы соляные купола, скрытые под мощными наносами, в Донецком бассейне были прослежены залегающие на глубине угленосные толщи и т.п. В геодезии и геофизике основной характеристикой гравитационного поля являются гравитационные аномалии, полученные как разность между наблюденным значением удельной силы тяжести и предвычисленным. Однако сравнивать эти значения можно только, в случае когда наблюденное и нормальное значения относятся к одной и той же точке пространства. В действительности же нормальную силу тяжести относят к общему земному эллипсоиду, а наблюденное к физической поверхности Земли. Такие аномалии в геодезии именуют смешанными аномалиями. Иногда наблюденное значение редуцируют, то есть вносят поправки, позволяющие вычислить значение силы тяжести в другой точке или на другой поверхности. При этом используют ту или иную гипотезу о строении верхних слоев Земли. В этом случае понятие гравитационные аномалии уточняют, например гравитационные аномалии в редукции Фая или гравитационные аномалии в редукции Гленни. 2. Магниторазведка. Сущность метода. Применение Магниторазведка - это геофизический метод решения геологических задач, основанный на изучении магнитного поля Земли. Магнитные явления и наличие у Земли магнитного поля были известны человечеству еще в глубокой древности. Так же давно эти явления использовались людьми для практической деятельности (например, применение компаса). Со второй половины ХIX в. измерение напряженности магнитного поля проводилось для поисков магнитных руд. Основными параметрами геомагнитного поля являются полный вектор напряженности и его составляющие по осям координат. Значения параметров магнитного поля Земли зависят, с одной стороны, от намагниченности всей Земли как космического тела (нормальное поле), а с другой стороны, разной интенсивности намагничения геологических формаций, обусловленной различием магнитных свойств пород и напряженности магнитного поля Земли как в настоящее время, так и в прошедшие геологические эпохи (аномальное поле). От других методов разведочной геофизики магниторазведка отличается наибольшей производительностью (особенно аэромагниторазведка). Магниторазведка является наиболее эффективным методом поисков и разведки железорудных месторождений. Она широко применяется и при геологическом картировании, структурных исследованиях, поисках полезных ископаемых, изучении геологической среды. Магнитные методы применяются не только для разведки, но и для глобальных исследований геомагнетизма и палеомагнетизма. Глубинность магниторазведки не превышает 50 км. До сих пор природа как геомагнитного, так и гравитационного поля не выяснена. Принято считать, что магнитное поле Земли обусловлено электрическими токами в жидком внешнем ядре, его напряженность изменяется с периодичностью от 100 до 10 000 лет, а полярность подвержена обращениям (инверсиям). Измерения интенсивности и направления намагниченности горных пород позволяют изучать происхождение и изменения во времени геомагнитного поля и служат ключевой информацией для развития теории тектоники плит и дрейфа материков. Исследования магнитных вариаций, создаваемых породами фундамента, позволяют изучать строение вышележащих слоев земной коры. При поисках нефтегазоносных толщ методами магниторазведки определяются глубина залегания, площадь и строение осадочных бассейнов. Магнитные вариации, обусловленные магнитными минералами, используются для поиска месторождений железных руд и пирротина, а также связанных с ними сульфидных руд. Самой высокой магнитной восприимчивостью характеризуется магнетит. Магнитная восприимчивость - физическая величина, характеризующая связь между магнитным моментом (намагниченностью) вещества и магнитным полем в этом веществе. Поскольку магнетит имеет довольно широкое распространение, изменение геомагнитного поля обычно связывают с присутствием этого минерала в составе горных пород. Породы часто сохраняют остаточную намагниченность, соответствующую геомагнитному полю времени их формирования. Таким образом, остаточная намагниченность представляет собой своеобразную «запись» изменений магнитного поля Земли на протяжении ее истории. На основе магнитных исследований подтверждено, что по мере того, как наращивались срединно-океанические хребты, происходило расширение океанических бассейнов. Измерения магнитного поля Земли и его вариаций проводят как на стационарных пунктах - магнитных обсерваториях, которых насчитывается на Земле около 150, так и при магниторазведочных работах. Абсолютные определения полного вектора напряженности геомагнитного поля сводятся к измерению, как правило, трех его элементов (например,  ). Для этого применяют сложные трехкомпонентные магнитные приборы, которые называются магнитными теодолитами и вариационными станциями.В первых аэромагнитных приборах использовались измерительные средства, разработанные во время Второй мировой войны для обнаружения подводных лодок. Современные приборы для магнитной разведки (магнитометры) характеризуются разнообразием принципов устройства. В основном используются четыре типа магнитометров - оптико-механические, феррозондовые, протонные и квантовые. Чувствительная магнитная система оптико-механических магнитометров состоит из магнита, который может вращаться либо вокруг вертикальной оси (подобно магнитной стрелке в компасе) для измерений приращений горизонтальной составляющей в двух точках (  ), либо вокруг горизонтальной оси для измерения приращений вертикальной составляющей ( ). Сняв отсчеты по магнитометру в двух точках (  и  ), можно определить приращение. На этом принципе был построен магнитометр, названный весами Шмидта, применявшийся в магниторазведке для измерения свыше 50 лет.Измерителем поля в феррозондовом магнитометре является феррозонд (или магнитомодулярный датчик), представляющий собой катушку с ферромагнитным сердечником. Первичная обмотка сердечника возбуждается от вспомогательного звукового генератора частотой 200 гц. Под его воздействием меняется магнитная проницаемость материала сердечника, а это, вследствие законов индукции, приводит к тому, что во вторичной обмотке катушки возникает электродвижущая сила, пропорциональная вектору напряженности магнитного поля Земли, направленному вдоль оси сердечника. Чувствительным элементом протонного магнитометра является жидкость, богатая протонами (вода, спирт). Сосуд с этой жидкостью помещается внутри питающей (поляризационной) катушки, в которой с помощью постоянного тока от батарейки создается магнитное поле. Его надо направить перпендикулярно полному вектору магнитного поля Земли в данной точке (  ). Жидкость "намагничивается" в течение примерно двух секунд, и все протоны, которые можно считать элементарными магнитиками, устанавливаются вдоль намагничивающего поля. Затем намагничивающее поле быстро выключается. Протоны, стремясь установиться вдоль вектора , колеблются (прецессируют) вокруг него и индуцируют в измерительной катушке очень слабую ЭДС, частота которой пропорциональна величине напряженности поля .В квантовых магнитометрах, предназначенных для измерения абсолютных значений модуля индукции магнитного поля (  ), используют так называемый эффект Зеемана. Атомы, обладающие магнитным моментом, при попадании в магнитное поле приобретают дополнительную энергию, частота излучения которой пропорциональна полному вектору магнитной индукции этого поля в точке наблюдения. Чувствительным элементом магнитометра является сосуд, в котором имеются пары цезия, рубидия или гелия. В результате вспышки монохроматического света (метод оптической накачки) электроны паров переводятся с одного энергетического подуровня на другой. Возвращение их на прежний уровень после окончания накачки сопровождается излучением энергии с частотой, пропорциональной величине магнитного поля.Наземная полевая магнитная съемка проводится с помощью пешеходных магнитометров. На каждой точке измеряются или абсолютные значения полного вектора геомагнитного поля ( ), точнее магнитной индукции ( ), или относительные значения  . При снятии отсчетов записывается время (  ). Полевая съемка отличается высокой производительностью: отряд из двух человек отрабатывает от нескольких десятков до двухсот точек в день.Методика, т.е. способ проведения магниторазведочных работ, сводится к выбору вида съемок, их масштаба, направления профилей, густоты точек наблюдения, точности измерений и способа изображения результатов. Различают три вида наземных магнитных съемок: 1) картировочно-поисковые, 2) поисково-разведочные, 3) разведочные (или детальные). Целью картировочно-поисковых магнитных съемок является решение задач крупномасштабного геологического картирования (масштабы 1:50 000, 1:25 000, 1:10 000), а также непосредственные поиски железосодержащих руд. Съемка ведется по системам профилей, маршрутов, расстояния между которыми меняются от 200 до 500 м. Расстояния между точками не менее 50 м. Целью поисково-разведочных магнитных съемок является детализация аномалий картировочно-поисковых съемок: выявление тектонических нарушений, оценка размеров, формы и положения рудных тел. Поисково-разведочные съемки выполняются в масштабах 1:10 000, 1:5 000, 1:2 000, 1:1 000. Съемка осуществляется по системам профилей, удаленных на расстояния 50 - 200 м, с шагом наблюдений от 10 до 50 м. Целью детальных разведочных магнитных съемок является выяснение размеров, формы и положения включений пород с различными магнитными свойствами, разведка рудных месторождений, детальное геологическое картирование. Масштабы съемок от 1:2 000 и крупнее, а расстояния между профилями могут изменяться от 10 до 100 м. Расстояния между точками наблюдений меняются от 5 до 20 м в зависимости от размеров рудных тел, их глубины и интенсивности намагничения. Полевые магнитные съемки бывают профильными и площадными. Подходы к выбору сети наблюдений такие же, как и в гравиразведке. Однако при магнитной съемке менее жесткие требования к топопривязке, отсутствует опорная сеть, а густота рядовых пунктов наблюдения несколько больше. Требования к точности наблюдений при наземной съемке устанавливаются в зависимости от масштаба съемок и напряженности магнитного поля. Аэромагнитная съемка проводится по системе профилей при непрерывной записи или  на каждом профиле (маршруте). Направления профилей выбираются вкрест предполагаемого простирания структур или тектонических нарушений.Гидромагнитная съемка в океанах, морях и на озерах ведется как на специальных судах, так и попутно на кораблях любого назначения. Для исключения влияния металлического корпуса судна применяются специальные приемы, а датчик поля буксируется за ним на кабеле длиной свыше 100 м в специальном немагнитном корпусе либо вблизи дна, либо на некоторой глубине. 3. Интерпретация данных электроразведки методом вертикального электрического зондирования (ВЭЗ) Interpretatio (лат.) - толкование, раскрытие смысла чего-либо. Под интерпретацией кривых ВЭЗ обычно понимается комплекс работ, цель которых состоит на наиболее полном и достоверном геологическом истолковании наблюдённых кривых ВЭЗ. Под этим понимают привязку слоёв геоэлектрического разреза с различным удельным электрическим сопротивлением к стратиграфическим горизонтам и выяснение глубины и условий их залегания. Интерпретационная работа, после окончания полевых исследований, может быть схематически подразделена на три этапа: 1)изучение геоэлектрического разреза; 2)качественная интерпретация кривых ВЭЗ; 3)количественная интерпретация кривых ВЭЗ. Качественной интерпретацией называют весьма важный этап работы, обычно предшествующий количественному истолкованию кривых ВЭЗ. В продолжение этапа тщательно анализируют весь материал электроразведки с точки зрения отражения видом кривых ВЭЗ особенностей геоэлектрического разреза и закономерностей его изменения. Изучают всю имеющуюся по данному участку геологическую информацию, результаты интерпретации ГИС и кривые ГИС скважин. Информация о геоэлектрическом разрезе, получаемая с помощью электрозондирования, весьма разнообразна. В задачу интерпретатора входит максимальное её извлечение и использование. Это можно осуществить уже на этапе её качественного анализа всего количества кривых ρk, полученных на участке исследований за полевой период. Самое общее представление о характере геологического строения конкретного участка даёт схема типов кривых ρk.Определяют параметры электрических слоёв и изменение этих параметров на площади разведки. Составляют карты типов кривых ВЭЗ и карты кажущихся сопротивлений, карты проводимостей, карты изменения положения экстремальных точек кривых ВЭЗ и другие профили и карты, дающие общее качественное представление о геологическом строении участка исследования. В результате такого анализа кривых ВЭЗ вместе с изучением всех имеющихся геологических и других материалов по участку намечают приёмы количественного истолкования, принимают исходные параметры для количественной интерпретации.Результатами количественного истолкования кривых ВЭЗ служат карты рельефа поверхностей опорных электрических горизонтов и геоэлектрические разрезы. Переход от разреза представленного (аппроксимированного) некоторой моделью к кривой зондирования называется решением прямой задачи ВЭЗ. Решение прямой задачи выполняется с помощью палеток или специальных компьютерных программ. Обратная процедура, т.е. переход от кривой зондирования к соответствующей ей модели разреза называется обратной задачей ВЭЗ. В основу методов количественной интерпретации положена интерпретационная модель геоэлектрического разреза в виде горизонтально-слоистой кусочно-однородной среды. Отклонения реальных разрезов от этой модели обычно приводит к уменьшению точности интерпретации. В настоящее время существует множество приёмов интерпретации для горизонтально-неоднородных сред, а также для горизонтально-слоистых разрезов, в которых отдельные горизонты сложены породами с удельным электрическим сопротивлением, меняющимся в вертикальном направлении (градиентные зоны). Количественные методы дают возможность получить численные характеристики геоэлектрического разреза (мощность горизонтов, угол падения и др.) с некоторой погрешностью, которая в общем случае может быть оценена. Наиболее распространённым способом интерпретации является палеточный. Палеточный способ интерпретации кривых ВЭЗ основан на сравнении интерпретируемых полевых кривых и кривых, рассчитанных теоретически. Приёмы такой интерпретации определяются, прежде всего, числом горизонтов в разрезе и соотношением их сопротивлений. 4. Сейсморазведка методом МОГТ-3D. Системы наблюдений В 1980-1990-х годах был разработан метод трехмерной сейсморазведки (см. рис. 14.23), позволяющий получать трехмерные картины земных недр. На суше трехмерную разведку проводят с помощью полосового взрыва, когда кабели приемников прокладывают по параллельным линиям, а пункты взрыва располагают по линиям, перпендикулярным им. В океане трехмерную сейсморазведку проводят в виде линейного взрыва с использованием близко расположенных параллельных линий, когда одно судно буксирует несколько групп пневмопушек и сейсмоприемных кос.Существует множество различных типов размещения сейсмоисточников и геофонов, которые могут быть применены для трехмерной сейсморазведки. В одном из вариантов источники и геофоны не располагают на изучаемой территории: источник находится по одну сторону от нее, а геофоны - по другую.  При проведении трехмерной сейсморазведки область разведки делят на горизонтальные квадраты, называемые общими глубинными площадками. Все отражения, средняя точка которых оказывается на определенной площадке, учитываются при суммировании методом общей средней точки. Их сумма - это количество средних точек на каждой площадке. Размеры площадок обычно составляют 55х55 или 110x110 фут. (20х20 или 30х30 м). После компьютерной обработки получают трехмерное изображение недр. В данном случае миграция слоев пород дает значительно более точные результаты и детали видны значительно лучше, чем на двухмерной диаграмме. Очень распространена кубическая форма изображения (см, рис. 14.24б). Куб можно сделать прозрачным, так чтобы видны были только отражающие пласты с максимальными амплитудами. Трехмерную сейсмограмму на экране компьютера можно вращать и рассматривать с разных сторон. Временной, или горизонтальный, срез (см. рис. 14,23 и 14.24в) подземных пород - это плоская сейсмограмма, сделанная на определенной глубине (выраженной в миллисекундах). На ней показаны различные пересекающие срез отражения. Одно отражение сигнала можно изобразить в виде пластового среза, а  поверхность сброса - в виде сбросового среза.  Для демонстрации трехмерных сейсмограмм в трех измерениях существуют специальные помещения, называемые центрами визуализации (имеется еще несколько других названий). В одном из вариантов зал визуализации оснащен экранами, которые размещены на стенах. Зрители надевают стереоскопические очки и садятся в кресла. Оператор проецирует изображение на экраны и может его перемещать. Другой тип залов подразумевает наличие экранов как на трех стенах, так и на полу. Зритель как бы попадает внутрь трехмерного изображения и может пройти по нему. Когда он поворачивает голову или движется, вся структура поворачивается вместе с ним в соответствии с перспективой. Затраты на проведение трехмерной сейсморазведки очень велики из-за стоимости оборудования и компьютерной обработки. Данные только одной разведки могут содержать 500 Гбайт информации. Однако в настоящее время трехмерная сейсморазведка используется чаще, чем двухмерная, как на суше, так и в океане. Она снижает затраты на бурение, уменьшая число сухих скважин, и затраты на разработочное бурение, так как точно известно местоположение подземного коллектора. Теперь оптимальный набор опытных скважин можно бурить в конкретных местах, для того чтобы разработка коллектора была эффективной. Список литературы и использованных источников 1. Кривко Н.Н. Аппаратура геофизических исследований скважин: Учеб. для вузов.- М.: Недра, 1991. 2. Ляховицкий Ф.М., Хмелевской В.К., Ященко З.Г. Инженерная геофизика.- М.: Недра, 1989. 3. Магниторазведка: Справочник геофизика/Под ред. В.Е.Никитского, Ю.С.Глебовского.- 2-е изд.- М.: Недра, 1990. 4. Скважинная и шахтная рудная геофизика: Справочник геофизика. В двух книгах/Под ред. В.В.Бродового.- М.: Недра, 1989. 5. Словарь терминов разведочной геофизики/В.Н.Боганик и др.; Под ред. А.И.Богданова.- М.: Недра, 1989. 6. Хаттон Л., Уэрдингтон М., Мейкин Дж. Обработка сейсмических данных. Теория и практика: Пер. с англ.- М.: Мир, 1989. 7.Электроразведка: Справочник геофизика. В двух книгах/Под ред. В.К.Хмелевского и В.М.Бондаренко.- 2-е изд.- М.: Недра, 1989. |