Продолжение таблицы 2.3

Магнитуда землетрясения характеризует общую энергию сейсмических колебаний земной поверхности. Магнитуда определяется как «логарифм отношения максимальных амплитуд волн данного землетрясения к амплитудам таких же волн некоторого стандартного землетрясения» (магнитуда «стандартного землетрясения» принимается за ноль). Впервые шкала магнитуд была предложена в 1935 году Ч. Рихтером, поэтому до сих пор очень часто говорят о «магнитуде по шкале Рихтера», что неточно. Шкала Рихтера приближенно соответствует современным формулам для расчёта магнитуды, но в настоящее время не используется.

Изменение магнитуды на единицу означает рост амплитуды колебаний в 10 раз и рост количества выделившейся энергии в 32 раза.

В отличие от интенсивности, магнитуда не имеет единицы измерения — она обозначается целым числом или десятичной дробью, так что сказать «магнитуда 6,9 баллов» — неправильно. Интенсивность определяется по субъективным показателям: ощущениям людей, повреждениям сооружений, изменениям рельефа, в то время как определение магнитуды основано на строгих физико-математических расчётах. Можно провести такую аналогию: бальность землетрясения — это навскидку оцененная сила взрыва (определяемая по внешним проявлениям), а магнитуда — мощность взрывного устройства. Однако следует помнить, что магнитуда не является абсолютным значением энергии землетрясения, это всего лишь относительная характеристика.

2.7 Физический принцип регистрации землетрясений. Сейсмограф Голицина

В 1906 Борис Борисович Голицин сконструировал первый в мире электромагнетический сейсмограф. Большинство сейсмографов, работающих сегодня работают по принципу разработанным Б.Б. Голициным, с тем лишь исключением, что сегодня используется цифровая форма записи.

Сейсмограф Голицына представляет собой: тяжёлый металлический груз, прикрепленный закрепленный на раме, которая в свою очередь висит на пружине. Колебания груза происходят вверх и вниз. На конце рамы закреплены проводящие катушки, помещенные между сильными магнитами. Вся система неподвижна при отсутствии землетрясения. Во время землетрясения начинает двигаться подставка к тяжелому грузу, который из-за большого веса отстает в движении от подставки. При этом дальний конец рамы с катушкой движется между магнитами, тем самым вызывая в катушках электрический ток. После этого ток поступает в зеркальный гальванометр с закрепленным на нем маленьким зеркальцем, которое отражает луч света на фотобумагу, оставляя после прохождения рисунок сейсмограммы.

3 физическая модель анизотропной среды по параметрам затухания сейсмических волн и спектрам микросейсм

3.1 Результаты измерений

За время научной экспедиции на озере Удыль было зарегистрировано 22 сейсмических события. Магнитуда этих событий варьируется от 0.7 до 4. Все эти землетрясения нанесены на карту (рисунок 3.1). Более подробно данный мониторинг в нашей ранней работе /27/

Рисунок 3.1 – Положение эпицентров зарегистрированных землетрясений и основные тектонические нарушения района работ

3.2 Исследование шумов

Для примера взяты два землетрясения № 7(27.07.2014 02:58). На рисунках 3.2 и 3.3 показаны записи шума до и после этих землетрясений (полоса частот 2-20 Гц)

Рисунок 3.2 – Запись сейсмического шума до землетрясения

Рисунок 3.3 – Запись сейсмического шума после землетрясения

На рисках 3.4 и 3.5 показаны спектры шума до и после землетрясения.

Цифрами 1, 2, 3, 4 на рисунке 3.5 обозначены разные окна после землетрясения, числа минус один и минус два на рисунке 3.4 – до землетрясения.

Рисунок 3.4 – Спектры сейсмических шумов до землетрясения

Рисунок 3.5 – Спектр шумов после землетрясения

Из сейсмограмм и спектров сейсмических шумов видно, что соотношение сигнал/шум для данного землетрясения составил 3.2. Шум после землетрясения не изменился.

3.3 Регистрация микро землетрясений

3.3.1 Регистрация слабых землетрясений магнитудой 3-4

Землетрясения данной магнитуды являются достаточно мощными, чтобы быть зарегистрированными другими региональными сейсмостанциями, что позволяет провести локацию по двум или более станциям. Всего зарегистрировано 3 события: это 3, 4, 13 по представленной таблице (Приложение А). Пример записи землетрясений в данном диапазоне магнитуд представлен на рисунке 3.6.

Рисунок 3.6 – Сейсмограмма записи землетрясения

После расчета координат землетрясения по методам одной станции оно было отмечено на карте и соотнесено с данными полученными со станций в Горном и Ванино (рисунок 3.7). Погрешность метода одной станции относительно метода трех станций составила порядка 40 км, что является допустимым для данного метода.

Рисунок 3.7 – Определение эпицентра землетрясения по данным трех станций

3.3.2 Регистрация микро землетрясений магнитудой 1-3

Землетрясения данной магнитуды являются не достаточно мощными, чтобы быть зарегистрированными другими региональными сейсмостанциями, поэтому в большинстве случаев они регистрируются только отдельной станцией, что снижает эффективность локации. Всего зарегистрировано 17 событий в данном диапазоне магнитуд (Приложение А). Пример записи землетрясений в данном диапазоне магнитуд представлен на рисунок 3.8.

Рисунок 3.8 – Сейсмограмма записи землетрясения с магнитудой 1-3

После расчета координат землетрясения по методам одной станции оно было отмечено на карте и соотнесено с данными полученными со станции в Горном (рисунок 3.9). Погрешность метода одной станции относительно метода трех станций составила порядка 45 км, что является допустимым для данного метода.

Метод нескольких станций являет наиболее точным и удобным, но чтобы его успешно применять в нашем регионе необходимо наращивать сеть станций, на сегодняшний день при малой численности станций и высоком уровне промышленных помех на многих станциях, при малой мощности события почти невозможно качественно записать его несколькими станциями одновременно.

Рисунок 3.9 – Определение эпицентра землетрясения по двум станциям.

3.3.3 Регистрация землетрясений магнитудой меньше 1

Данные землетрясения уверенно фиксируются только на малых расстояниях меньше 100 км и проводить анализ по ним крайне затруднительно. Тем не менее, для расчета анизотропии к расчеты приняты все землетрясения (Приложение А). Пример записи землетрясений в данном диапазоне магнитуд представлен на рисунок 3.10.

Рисунок 3.10 – Сейсмограмма записи землетрясения с магнитудой меньше1

3.4 Разработка алгоритма определения параметров землетрясений для решения прямой задачи сейсмического мониторинга вертикально-слоистых анизотропных сред

3.4.1 Общие допущения и предположения

Интерпретация материалов сейсморазведки с применением стандартных автоматизированных систем обработки проводится обычно на основе пространственной слоисто-изотропной модели среды. Но сопоставление результатов интерпретации с данными поискового и разведочного бурения часто обнаруживает наличие систематических расхождений в результатах структурных построений, достигающих иногда нескольких десятков, а то и сотен метров. Это означает, очевидно, что слоисто-изотропная модель неадекватна реальной среде и, следовательно, требуется выбор или построение иной модели, учитывающей сейсмологические особенности изучаемого разреза и с помощью которой можно было бы объяснить упомянутые систематические расхождения.

Но более эффективный подход состоит в том, что уже на этапе проектирования полевых работ, а тем более в процессе интерпретации полевых данных, необходимо использовать более общие интерпретационные модели по сравнению с идеализированной слоисто-изотропной моделью. Именно такая тенденция превалирует в современной трехмерной сейсморазведке, с внедрением которой в практику геологоразведочных работ создались благоприятные условия для решения весьма широкого круга фундаментальных и прикладных задач. К числу таких задач относится построение, анализ и применение при интерпретации сейсмических данных особого класса пространственных скоростных и поглощающих моделей среды, которые в самом широком смысле принято называть анизотропными моделями.

Необходимо подчеркнуть, что указанной задаче в последнее время уделяется все большее внимание, что объясняется это двумя основными причинами. Первая из них связана с тем почти очевидным фактом, что информация об анизотропии скоростей позволяет увеличить точность структурных построений: от единиц до нескольких десятков процентов.

Вторая причина состоит в том, что обнаружение анизотропии скоростных и поглощающих свойств среды и корректная интерпретация этого явления позволяет в благоприятных обстоятельствах решать как генетические задачи, связанные с объяснением природы так называемых носителей анизотропии (трещин, разломов, тонкой слоистости и др. объектов), так и чисто прикладные задачи, такие как, например, структурно-формационные, либо литофациальные задачи. Как показывает анализ литературы /1-20/, при всем многообразии моделей, используемых при изучении сейсмической анизотропии, в сейсморазведке наибольший практический ин­терес вызывают модели сред, где анизотропия обусловлена либо субгоризонтальной слоистостью, либо субвертикальнойтре-щиноватостью осадочных отложений, либо одновременным действием этих факторов. Именно такие модели являются основным объектом исследований, результаты которых из­лагаются в настоящей работе.

Круговые сейсмические наблюдения уже давно используются в практике сейсморазведочных работ для решения различных геологических задач. Одна из таких задач, которой в последнее время уделяется все большее внимание в виду ее практической значимости, состоит в изучении анизотропии осадочных пород, обусловленной вертикальной (субвертикальной) трещиноватостью среды. В работах как отечественных, так и зарубежных авторов при изучении этого типа анизотропии обычно предполагается, что размеры носителей анизотропии намного меньше по сравнению с длинами зондирующих сейсмических волн. Такое предположение часто оправдано и подтверждается как при физическом моделировании, так и при полевых наблюдениях. Вместе с тем вполне реальна и такая ситуация, когда поперечные размеры трещин или разломов в земной коре сопоставимы, а иногда намного больше длины используемых сейсмических волн. В этих условиях теория трансверсально-изотропных сред уже не подходит и требуется иной подход.

В данной работе рассматриваются простейшие математические модели распространения сейсмических волн в таких средах с целью изучения влия­ния различных параметров трещиноватости на сейсмическую анизотропию и их (моделей) последующего использования при количественной интерпрета­ции результатов наблюдений прямых, отраженных и преломленных волн в различных модификациях с данными электроразведки. При этом предполагается, что азимутальная сейсмическая анизотро­пия среды обусловлена системой вертикальных или почти вертикальных и параллельных между собой пластов со средней мощностью d и с равномерным распределением в пространстве. Предполагается также, что их пространственная плотность ρ такова, что межпластовые расстояния не меньше мощности тонкого слоя. С другой стороны предполагается, что мощность отдельных пластов d больше длины зондирующей сейсмической волны. Последнее допущение позволяет использовать при решении прямой задачи законы геометрической сейсмики и фактически является основным в последующих выкладках и рассуждениях. Иными словами, в данной главе нами рассматривается простейшая лучевая схема распространения волн в неоднородных средах, существенно упрощающая решение задачи.

Геологическим аналогом рассматриваемой модели могут служить системы субвертикальных разломов или зон субвертикальнойтре-щиноватости горных пород, которые далее - достаточно условно - мы будем называть тонкими вертикальными пластами. Полагая, что такие пласты насыщены флюидами (например, водой), в дополнение к сделанным допущениям примем также, что скорость волн в основной породе V₀ больше скорости волн V₁ в тонких пластах, которые к тому же принимаются изотропным.

3.4.2 Годограф прямой волны

Поместим общий источник возбуждения сейсмических волн в центр кругового профиля наблюдений радиуса R и выберем такую систему полярных координат (R,Θ), чтобы полярная ось проходила вдоль простирания вертикальной слоистости, а полюс совпадал с точкой возбуждения, предполагая при этом в целях симметрии результатов, что последняя находится в центре межпластового пространства. Очевидно, что при такой системе наблюдений искомая функция - азимутальное время наблюдений t_R0-будет контролироваться числом пересечений пластов по выбранному азимуту, который в среднем равен 26⁰. В рамках принятых выше допущений можно заменить эту совокупность пластов одним толстым пластом с эквивалентной мощностью H_e=R<ρdsinΘ и расположить его в центре линии, соединяющей точку возбуждения О и точку приема Р с полярными координатами R и Θ (рисунок 3.11).

Рисунок. 3.11 – Модель тонкого пласта для расчета времени первых вступлений

С учетом того, что скорости волн в основной породе и в тонких пластах равны V_oи V_iсоответственно, можно сразу же получить общее выражение для искомого азимутального времени прохождения прямой волны из точки О в точку P:

t_R,Θ = t_op = t_oA + t_AB + t_BP= OA / V_o + AB / V_i + BP / V_o (3.1)

При этом очевидно, что

AB=H_e/cosα₁,

а из центральной симметрии рисунка следует, что

OA=BP и OA + BP = 2S/sine = 2S/cosα,

где 2S = PP'-H_e = RsinΘ-RρdsinΘ;

e- угол выхода прямой волны из очки возбуждения;

α- угол падения волны на эквивалентный пласт;

αα₁–угол преломления на тонком пласте, определяемого из известного закона преломления.

3.5 Механическая модель волноводов по данным инструментальных наблюдений

3.5.1 Пространственное распределение землетрясений относительно пункта наблюдений

В процессе моделирования на ЭВМ рассматривалась возможность ис­пользования полученных выше формул для изучения влияния на сейсмическую анизотропию различных физических и пространственных характери­стик трещиноватых сред, таких как азимут простирания трещин, угол паде­ния и мощность, пространственная плотность и относительная скорость волн. Отрабатывалась также оптимальная схема наблюдений, методика обработки полевых данных и представления результатов.

Выяснилось, что при изучении анизотропии проходящими, волнами вопрос, связанный с выбором землетрясений, играет заметную роль.

Очевидно, что это наиболее естественная система выбора связана с группированием сейсмических событий вдоль и поперек структур. В процессе обработки выяснилось, что отношения амплитуд продольных и поперечных волн от землетрясений, пришедших с разных азимутов, отличаются в 1,5-2 раза (рисунок 3.12).

Рисунок 3.12 - Отношение амплитуд продольных и поперечных волн в азимутах 0-360⁰

Из общих соображений ясно, что при изучении азимутальной сейсмической анизотропии информация о параметрах анизотропии содержится в разностном поле времен At = t_a - t_n, где t_a- наблюдаемое поле времен при наличии анизотропии, t_n - нормальное поле времен, в отсутствие анизотропии. Отличие отношений амплитуд в 1,5-2 раза не может быть случайным, а отражает общие свойства неоднородностей земной коры. Для первого квадранта в азимутах от 0⁰ до 90⁰ отношение амплитуд P и S волн составляет порядка 6. Для второго квадранта это отношение равно в среднем 4. Для третьего это отношение равно в среднем 4. Для четвертого – 3.5

Это означает, что видимые времена пробега S волн отличаются от фактических вдоль и поперек тектонических структур.

Это соответствует строению земной коры вблизи пункта наблюдений (рисунок 3.13), тектонические нарушения которой представлены меридиональными (Лимурчанскими) разломами, а также разломами северо-восточного простирания (Удыльский разлом).

Рисунок 3.13 – Схема тектонических нарушений вблизи пункта наблюдений /28/

3.5.2 Механическая модель анизотропной среды

В соответствие с моделью (рисунок 3.11) уменьшение амплитуд сейсмических волн практически на одинаковом расстоянии эпицентров может быть связано только с пространственной неоднородностью земной коры. Поперечная волна S является волной сдвига и она распространяется вдоль разломов как в волноводе. Этим объясняется увеличение отношения амплитуд P и S волн вдоль основных тектонических структур в районе озера Удыль (рисунок 3.13).

По данным регионального каталога гипоцентры землетрясений концентрируются в интервалах 10-25 и 40-60 км. По данным электроразведки горизонтальные неоднородности (рисунок 3.14) чередующихся зон повышенного и пониженного сопротивления также концентрируются в области 10-15 км и 50 км.

Такое пространственное соотношение электроразведочных и сейсморазведочных данных может быть в случае, если реальная геологическая среда обладает свойствами неоднородности, выдержанного простирания. Как правило, зоны пониженных скоростей и зоны пониженных сопротивлений находятся в хорошем согласии друг с другом в разломных зонах.

Рисунок 3.14 – Вертикальный разрез электросопротивлений горных пород. Геоэлектрическая модель по субмериодиальному профилю п. Многовершинный - р. Мухты /28/

По результатам моделирования геофизических полей геологическая среда представлена в виде блоков, размерами порядка 120-150 км с признаками самоподобия 1:2 /29/.

Учитывая результаты соотношений амплитуд продольных и поперечных волн (рисунок 3.12) данную геофизическую модель можно представить в виде систем связанных блоков, с различными коэффициентами связи между блоками вдоль и поперек структур (рисунок 3.15).

Рисунок 3.15 – Механическая модель связанных блоков. Обозначения. Квадраты - самоподобные блоки зсемной коры с коэффициентом подобия 1:2. Стрелки - направления сдвиговых деформаций. Длина стрелки определяет величину сдвига. Пружинки - упругие связи между блоками. Отсутствие стрелок означает меньшую по отношению к остальным блокам степень взаимодействия.

На представленной схеме механической модели земной коры направления больших стрелок совпадает с преобладающим азимутом разломов северо-восточного простирания. На рисунке показаны смещения для блоков второго порядка (все 4 блока находятся в одном блоке 1-го порядка). Аналогичная схема справедлива для блоков третьего порядка и т.д. То есть для данной самоподобной системы блоков динамические жесткости вдоль структур намного меньше им ортогональных. Этим определяется величина относительного горизонтального смещения блоков (длина стрелок вдоль и поперек структур). Данная механическая модель позволяет объяснить прохождение сейсмических волн вдоль тектонических структур в виде волноводов на большие расстояния, даже при незначительной магнитуде землетрясений.

3.6 Физическая модель микросейсмических проявлений до и после землетрясений

3.6.1 Закономерности в спектрах микросейсм и их проявлении до и после землетрясений

На рисунках 3.16 - 3.18 представлены типичные волновые формы спектрограммы землетрясений и микросейсм до и после землетрясений, которые были получены в результате разработанной программы (Приложение Б)

Рисунок 3.16 - Спектр Х - компоненты землетрясения магнитудой М=1.7 и микросейсм до и после землетрясения

Рисунок 3.17 - Спектр Y - компоненты землетрясения магнитудой М=2.1 и микросейсм до и после землетрясения

Рисунок 3.18 – Спектр Y - компоненты землетрясения магнитудой М=1.4

Наиболее значимые проявления микросейсм для всех землетрясений проявляются за 30-60 с до землетрясения практически во всем спектре мощности самого сейсмического события в интервале частот от 1 до 10–15 Гц. Непосредственно перед землетрясением наблюдается относительное затухание. После землетрясения в течение 30–50 с наблюдается повышенная интенсивность проявления микросейсм в том же интервале спектра. Однако в отличие и синхронного возбуждения геосреды во всем интервале частот до землетрясения, после землетрясения наиболее длительное проявление микросейсм выделяется в интервале частот 5–6 Гц.

Для все событий характерен микросейсмический шум в интервале частот от 0 до 1 Гц. Данные закономерности позволили применить для моделирования слабых землетрясений теорию термодинамики.

3.6.2 Физическая модель на основе законов термодинамики

На рисунке 3.19 представлена спектрограмма с выделенными периодами проявления интенсивности микросейсм. На рисунке обозначены:

зона 1 – период сейсмического затишья до землетрясения;

зона 2 – период действия штормовых;

зона 3 – период микросейсмического затишья перед землетрясением;

зона 4 – спектрограмма периода проявления землетрясения;

зона 5 – область затухания штормовых микросейсм;

зоны 6, 8 – области с фрагментами спектров штормовых микросейсм;

зона 7 – период сейсмического затишья после землетрясения;

зона 9 – область квазипериодического микросейсмического шума.

Рисунок 3.19 - Спектр Y - компоненты землетрясения магнитудой М=1.8 и микросейсм до и после землетрясения (пояснения в тексте).

Данные закономерности вписываются в термодинамическую модель землетрясения, разрабатываемую на основе фазовых переходов "жидкость-газ-жидкость" /30, 31/ при различной динамике изменения температуры, давления и объема замкнутого и открытого включения.

На рисунке 3.20 представлены различные типы термодинамической системы.

На рисунке 3.20 обозначены:

А - переход жидкости в газ водонасыщенного включения при увеличении объема вмещающих пород и уменьшении давления при постоянной температуре;

Б - переход жидкости в газ при уменьшении температуры вмещающих пород и уменьшении давления водонасыщенного включения при постоянном объеме;

В - переход жидкости в газ при увеличении температуры вмещающих пород и увеличении температуры водонасыщенного включения при постоянном давлении;

Г - переход жидкости в газ при уменьшении давления вмещающих пород и уменьшении давления вследствие диффузии из области водонасыщенного включения при постоянной температуре.

Рисунок 3.20 – Термическая модель слабых землетрясений (пояснения .в тексте)

Данная модель описывает все динамические условия вскипания жидкости. В отличие от динамики кипения жидкости при атмосферном давлении, при котором 1 литр волы испаряется в среднем за 40 мин, в нашем случае фазовый переход носит практически взрывной характер. Время фазового перехода не превосходит 50 с. При этом объем жидкой фракции флюида может меняться в широких пределах, что и определяет магнитуду землетрясения. Это теоретическая модель позволяет представить еще одну интерпретацию появления штормовых микросейсм. Экспериментальные данные при регистрации микроземлетрясений соответствуют данной термодинамической модели, что может послужить основанием для проведения дальнейших исследований и подтверждении модели.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

По результатам выполненных исследований можно сделать следующие выводы.

В результате детальных высокоточных сейсмологических исследований зарегистрировано 22 сейсмических события.

- определены азимуты всех событий и произведена коррекция азимутов при использовании данных ближайших сейсмических станций.

- произведен расчет коэффициентов затухания в различных азимутах;

- выделено два направления эпицентров землетрясений с различными коэффициентами затухания;

- с использованием модели геометрической оптики определены параметры затухания сейсмических волн вдоль основных тектонических структур вблизи озера Удыль.

- проведено сопоставление результатов сейсмических наблюдений с данными неоднородности земной коры, выделенными по электроразведочным данным. Установлено качественное пространственное согласие двух методов.

- построена механическая модель геосреды, которая позволяет интерпретировать выявленные закономерности зарегистрированных сейсмических событий, как распространение волны в волноводе. Эта модель на основе законов геометрической оптики, которая успешно применяется при поисках залежей нефти и газа. Применение данной модели для водонасыщенных сред (разломных зон) позволило существенно расширить ее возможности и применить ее для изучения анизотропии геологической среды.

- рассмотрены основные закономерности в динамике микросейсмического шума, на основе которых построена физическая модель генерации микросейсм и их распространения на основе законов термодинамик

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ

1. Клем-Мусатов К.Д. Теория краевых волн и ее применение в сейсмике / К.Д.Клем-Мусатов // Новосибирск: Наука – 1980 - №2 –С.295-296.

2. Тимошин Ю.В. Импульсная сейсмическая голография / Ю.В.Тимошин // Недра – 1978 С. 280-288.

3. ГузьА.Н.Дифракция упругих волн /А.Н Грузь, В.Д. Кубенко, М.А.Черевко. –1-е изд. Киев: Наукова думка – 1978.- 308 с.

4. Гурвича И.И. Сейсморазведка: Справочник геофизика / И.И. Гурвич, В.П.Номоконов - М.: Недра, 1981. - 464 c.

5. Стародуб Ю.П. Исследование особенностей распространения сейсмических волн в соисто-неоднородном полупространстве. : дис. … кд-рафиз-мат. наук : 01.04.12 / Ю.П.Стародуб - 1984. – 156 с.

6. Thomson W.T. Computationofelasticwavesthroughstratifiedsolidmedium / W.T.Thomson //J. Apll. Phys -1950 -№2, P. 89-93.

7. Haskell N. A. The dispersion of waves in multilayered media / N. A.Haskell // Bull. Seism. Soc. Amer –1953 - №1, P. 17-34.

8. МолотковJI.A. О распространении упругих волн в средах, содер­жащих тонкие плоскопараллельные слои / Л.А. Молотков // Вопросы динамической теории распространения сейсмических волн – 1961- №.5, С. 240-­280.

9. Молотков JI.A. К вопросу о колебаниях пачки тон­ких слоев между двумя упругими полупространствами /Л.А. Молотков, Н.С.Смирнова // Вопросы динамической теории распространения сейсмических волн –1971 - №11, С. 4-26.

10. Молотков Л.А. Об интерференционных волнах в свободном неодно­родном упругом слое / Л.А. Молотков // Записки научных семинаров ЛОМИ – 1973, С. 117-141.

11. Ратникова Л.И. Расчет спектральных характеристик тонкослоистых сред / Л.И. Ратникова, А.Л. Левшин // АН COOP. Физ. Земли – 1967 - № 2, С. 41-53.

12. Ратникова Л.И. Методы расчета сейсмических волн в тонкослоис­тых средах / Л.И.Ратникова // - М.: Наука - 1973. - 124 с.

13. KennetB.L.N. Theoreticalreflectionseismogramsforelasticmedia/ B.L.N.Kennet//Geophys. Prospect -1979 №. 2, P. 301-321.

14. Kennet B.L.N. Seismic waves in a stratified half space/ B.L.NKennet, N.J.Kerry //- Geophys. J. B. Astr. Soc –1979 - №3,P.557- 583.

15. БабичB.M. РаспространениеволнЛявавупругомполупространстве, неоднородномвнаправлениидвухкоординат / В.М. Бабич, Л.ИМолотков // АН СССР. Физ. Земли – 1966 -№6, С. 34-38.

16. Мухина И.В.О распространении волн Рэлея в уп­ругом полупространстве, неоднородном по двум координатам / И.В. Мухина, Молотков И.А // АН СССР. Физ. Земли – 1967, № 4, С. 3-8.

17. Гантмахер Ф.Р. Терия матриц / Ф.Р. Гантмахер // М.: Наука -1966.– 576 с.

18. Николаев Б.Г. О распространении нестационарных возмущений в неидеально-упругих средах / Б.Г. Николаев // Вопросы динамической теории распространения сейсмических волн – 1959 - №3, С. 293-­319.

19. Рудшкий В.П. Про запасание в Земле продольных волн / Рудшкий В.П. // Доп. АН УРСР – 1980 -№ 7, С. 30-39.

20. Stacey F.D.Anelastic damping of acoustical and seismic pulces/ F.D.Stacey // Geophys. Surveys – 1979 - №2, P. 155-151

21. Futterman W.I. Dispersive body waves / W.I. Futterman // J. Geophys. Res -1962 -№13, P. 278-291.

22. ГуревичГ.И. Деформируемостьсреди распространение сейсми­ческих волн / И.Г. Гурьевич // М.: Наука – 1974. 484 с.

23. Левшин А.Л.О дисперсии и погло­щении упругих волн в горных породах / А.Л. Левшин, Л.И. Ратникова, М.В. Сакс // Вычислительная сей­смология – 1980 -№13, С. 134-142.

24. Buchen P.W. Planewavesinlinearviscoelasticmedia/ P.W.Buchen // Geophys. J. B. astr. Soc -1971, v. 23, n. 4, p. 531-542.

25. МедюковА.К.Техника безопасности при работе с компьюьтером [Электронный ресурс] :учебное пособие / А.К Медюков // С компьютером на ты-Режим доступа : http://www.kompikav.ru/index.php?option=com_content&view=article&id=68:2011-10-23-19-47-08&catid=34:2011-10-19-17-42-40&Itemid=54 (дата обращения 24.04.2015).

26. Семенин П.А. Магнитуда и бальность [Электронный ресурс]: : учебное пособие / П.А. Семенин // Ураловед – Режим доступа : https://www.google.ru/url?sa=t&rct=j&q=&esrc=s&source=web&cd=4&ved=0CC8QFjAD&url=http%3A%2F%2Furaloved.ru%2Fgeologiya%2Fgeologiya%2Fmagnituda-balnost-zemletryaseniy&ei=h0pQVfTFFczWUcrsgOgK&usg=AFQjCNEm49-6S0w0eoRnptblhEzyY_zBIw&sig2=ukNzoa0TuS516kRI38Q16w&bvm=bv.92885102,d.dGc&cad=rjt(дата обращения 25.04.2015).

27. Моя статья

28. Каплун В.Б Глубинное строение уникальной Нижнеамурской структуры / В.Б. Каплун, Ю.Ф Манилов // Проблемы сейсмичности и современной геодинамики Дальнего Востока и Восточной Сибири – Хабаровск :ИТиГ им. Ю.А. Косыгина ДВО РАН – 2010, 312 с.

29. Трофименко С.В.Тектоническая интерпретация статистической модели распределений азимутов аномалий гравимагнитных полей Алданского щита / С.В. Трофименко // Тихоокеанская геология – 2009 - № 3. С. 64-77.

30. Трофименко С.В. Термодинамическая модель Южно-Якутского очага землетрясения / С.В. Трофименко // Материалы всероссийской научно-практической конференции 24-27 октября 2005 г. «Сейсмичность Южно-Якутского региона и прилегающих территорий» - Нерюнгри: ЯГУ – 2005, С.163-165

31. Трофименко С.В. Термическая модель Южно-Якутского землетрясения / С.В. Трофименко //«Физика геосфер», материалы Шестого всероссийского симпозиума, Владивосток.- ТОИ ДВО РАН – 2009, С.250-255

ПРИЛОЖЕНИЕ А

(обязательное)

Параметры зарегистрированных землетрясений