WIERTNICZA.

1. Czynniki wpływające na oporność własną skał. Bezpośrednimi czynnikami wpływającymi na oporność własną skał są ich własności elektryczne tzn.: oporność, przewodność, przenikalność właściwa, podatność elektryczna oraz naturalna aktywność elektrochemiczna : a) oporność właściwa skał (R) - to zdolność skały do przewodzenia prądu elektrycznego: opór elektryczny R jaki stawia kostka ścienna skały o długości l i przekroju S przy przepływie prądu: ρ  R(S/l); b) przewodność właściwa: Wyróżnia się dwie przewodności: jonowa przewodność (typ elektrolityczny), czyli ruch jonów w mediach; elektronowa przenikalność (typ metaliczny), czyli ruch elektronów.

Skały osadowe mają głównie przewodność jonową, tzn. nośnikami prądu są jony znajdujące się w wodach złożowych, nasycających przestrzenie porowe skał. Przestrzenie te muszą być połączone ze sobą (porowatość efektywna). Duży wpływa na oporność ma zawartość minerałów ilastych. Wody złożowe mając różną mineralizację charakteryzują się zmienną R. Oporność elektryczna właściwa skał można być anizotropowa co wiąże się z niejednorodną budową skał. Oporność wzdłużna R_H mierzona jest w kierunku zgodnym z uwarstwieniem, oporność poprzeczna R_V, która jest mierzona prostopadła do R_H. Większa jest oporność poprzeczna, ponieważ prąd płynie szybciej wzdłuż warstw niż prostopadle do nich. Niejednorodność skał otaczających, badany poziom oraz obecność otworu i strefy filtracji sprawia, że pomierzona oporność to oporność pozorna. Rzeczywistą oporność warstwy uzyskuje się na podstawie ilościowej interpretacji (celem jej jest eliminacja wpływu otworu oraz warstw sąsiednich) krzywych pomiarowych. c) naturalna aktywność elektrochemiczna  określa zdolność skał do tworzenia własnych pól elektrycznych. Pola te powstają w skałach zawierających minerały, które przewodzą wskutek reakcji redox. Mogą być również wynikiem procesów filtracyjnych i dyfuzyjno - adsorpcyjnych, które zachodzą w skałach porowatych w wyniku ruchu wód.

2. Wymień profilowania oporności. Profilowania oporności wiążą się bezpośrednio z działem geofizyki wiertniczej - elektrometrią. Przedmiotem obserwacji są właściwości pola elektrycznego wytworzonego sztucznie w ośrodku skalnym przez system elektrod na którym utrzymywana jest stała różnica potencjałów. Metodą tą wykonuje się pomiary oporu właściwego skał znajdujących się w obrębie wytwarzanego pola i na ich podstawie bada się ułożenie skał różniących się zdolnością do przewodzenia prądu elektrycznego. Obejmuje pomiary wykonywane z użyciem stałych pól elektrycznych lub pól elektromagnetycznych o zmiennych częstotliwościach. Opierają się na zmianie elektrycznych własności skał: elektryczna oporność właściwa, elektryczne przewodnictwo lub przenikalność dielektryczna czy zdolność skał do polaryzacji. Profilowanie oporności (PO) - to podstawa do określenia porowatości efektywnej oraz rodzaju i wielkości nasycenia przestrzeni porowej skał. Niestety wpływ środowiska na rejestracją oporności skały jest duży (w przypadku użycia sond klasycznych).

Pomiary oporności można podzielić na kilka zasadniczych grup: a) klasyczne (sondowanie SO), potencjałowe (polaryzacji naturalnej PS, polaryzacji wzbudzonej PW), gradientowe, indukcyjne (PI) profilowania oporności; b) sterowane profilowania oporności - laterologi (POst) i mikroprofilowania (mPOst); c) mikrop. oporności (mPO); d) profilowanie dielektryczne (PD); e) elektryczne obrazowanie ścianki otworu;

3. Fizyczne podstawy PG. Profilowanie gamma (PG) - podstawy fizyczne. Idea. Prom γ jest to prom elektromagnetyczne analogiczne do prom. rentgenowskiego lub świetlnego. Promieniowanie γ jest wysyłane przez jądra atomów w postaci wiązki kwantów (kwantów γ), które są wysyłane przez skały i pochodzą z rozpadu potasu ⁴⁰K oraz pierwiastków promieniotwórczych z szeregu uran - tor. W celu określenia zawartości pierwiastków promieniotwórczych w skale stosuje się jednostkę 1bekerela (który równa się aktywności ciała promieniotwórczego, w którym jedna samoistna przemiana jądrowa zachodzi w czasie 1s): 1Bq = 1/(1s). Zgodnie z powyższym cały proces profilowania gamma polega na pomiarze wzdłuż otworu natężenia naturalnego promieniowania γ, którego wielkość zależy od zawartości pierwiastków promieniotwórczych w skałach. Pomiar. Pomiary można przeprowadzać w otworach za-rurowanych (rury nie stanowią przeszkody dla γ Wartość rejestrowanego natężenia promieniowania w dużym stopniu zależy od: rodzajów sondy, średnicy otworu, parametrów płuczki a także materiału ilastego i minerałów zaburzających związek promieniotwórczości z zaileniem: skalenie (K), miki (K), substancja organiczna (uran), cyrkon, monacyt. W wyniku profilowania przeprowadzonego w otworze otrzymujemy krzywą zmian natężenia naturalnego promieniowania skał. Statyczna amplituda anomalii krzywej PG jest symetryczna względem osi warstwy a dynamiczna amplituda przesunięta do góry w kierunku ruchu sondy. Przesunięcie to jest większe im większa jest wartość iloczynu v, gdzie v - to prędkość ruchu sondy w otworze a  - stała czasowa integratora.

Wniosek: Profilowanie gamma nie rozróżnia poszczególnych emiterów naturalnej promieniotwórczości, stąd służy tylko do wstępnej oceny litologii, a zwłaszcza do wydzielenia poziomów zailonych. PG wymaga wprowadzenia poprawek na wpływ otworu i warstw cienkich. Źródła promieniowania gamma - ²⁴Na, ⁶⁰C, ⁶⁵Zn, ¹³⁷Cs.

Uzupełnienie: Oddziaływanie promieniowania gamma z materią.

a) Absorbcja fotoelektryczna - oddziaływanie kwantu promieniowania z atomem w wyniku czego po pochłonięciu kwantu z atomu emitowany jest elektron o energii padającego kwantu pomniejszonej o energię jego wiązania w powłoce elektronowej. b) Zjawisko Comptona - polega na elastycznym zderzeniu kwantu promieniowania z pojedynczym elektronem, w wyniku czego następuje zmiana kierunku kwantu połączona ze zmniejszeniem jego energii, której część przekazywana jest elektronowi. c) Tworzenie par - padający kwant promieniowania oddziałując z polem jądra jest całkowicie absorbowany a na jego miejsce tworzy się para elektronowo - pozytonowa.

Na bazie prof. gamma wyróżniono profilowania: spektrometryczne prof. naturalnej promieniotwórczości (sPG), prof. gamma - gamma (PGG) oraz gęstościowe (PGGg) i selektywne (PGGS) profilowania gamma - g.

4. Na czym polega profilowanie akustyczne (PA). Profilowanie akustyczne (PA) polega na wzbudzaniu i rejestracji wzdłuż otworu fal prostych, załamanych, odbitych lub innych. Ogólnie PA wykorzystuje prędkość rozchodzenia się fal sprężystych w skale, która zależy od: porowatości, obecności szczelin, nasycenia porów mediami, gęstości, struktury i tekstury, składu mineralnego, i innych. Wyróżnia się tu dwa rodzaje PA: 1. PAP - profilowanie akustyczne prędkości (badanie prędkości rozchodz. się fal w skale); 2. PAT - profilowanie akustyczne tłumienia (badanie zjawiska tłumienia fal). Wzór ogólny. _og = (T^PA - T_ma)/(T_f - T_ma) - V_sh  (T_sh - T_ma)/(T_f - T_ma), gdzie T - czas interwałowy. Dalej. ^PGG = (δ_ma- δ^PGG)/ (δ_ma- δ_f) dla PGG oraz ^PA = (T^PA - T_ma)/(T_f - T_ma).

Pomiar PA. Pomiar sprowadza się do pomierzenia czasu przejścia fali akustycznej od źródła do odbiornika. Sonda ma nadajnik magnetostrykcyjny wysyłający fale akustyczną. Czas trwania impulsu jest krótki i powtarza się z pewną częstotliwością. Fale rozchodzą się w płuczce i padają pod różnymi kątami na granicę dwóch ośrodków - płuczki i skały. Doznają załamania i odbicia. Przy kącie granicznym padania fal kąt załamania wynosi 90', fala doznaje refrakcji (ślizga się) po granicy dwóch ośrodków z prędkością graniczną równą prędkości w formacji V_p. Po pewnym czasie fala jest rejestrowana przez odbiornik ,,piezometryczny'' (lub kilka odbiorników w sondzie). Podczas pomiaru rejestrowane są czasy przebiegu fal od nadajnika do: najbliższego odbiornika O₁: T₁ = (NA/V_f ) + (AB/V_p ) + (BO₁/V_f); dalszego odbiornika O₂: T₂ = (NA/V_f ) + (AC/V_p ) + (CO₁/V_f); czas interwałowy T to: T = (T₂-T₁)(s/m) więc T = (AC-AB)/V_p=BC/V_p=O₁O₂/V_p.

Rejestruje się czas pierwszego wystąpienia fali podłużnej, biegnącej od nadajników przez płuczkę. Pomiar zakłóca nachylenie sondy w otworze - stosuje się więc centralizatory. Wpływ otworu eliminuje się stosując sondy kompensacyjne zawierające kilka nadajników i kilka odbiorników. Stosuje się poza tym sondy rejestrujące fale S i P oraz inne typy - sondy długie LSS. Sondy do pomiarów akustycznych obrazów falowych zawierające 12 odbiorników i 4 nadajniki - sondy EVA. Podczas rejestracji musi być w otworze płuczka bo inaczej sygnał będzie całkowicie tłumiony.

MAGNETOMETRIA

5. Co to jest wieloznaczność zadania odwrotnego w graw. i magnetom.

Zgodnie z teorią potencjałów, czyli określaniem parametrów ciała zaburzającego na podstawie anomalii grawimetrycznej prowadzić może do wieloznacznych rozwiązań. Tak też czynnikiem decydującym o ograniczeniu wieloznaczności jest dokładność oceny gęstości ciała zaburzającego, jego kształtu (grawimetria) i np. namagnesowania (magnetometria). Rozwiązanie zadania odwrotnego w grawimetrii i magnetometrii ma ścisły związek z interpretacją ilościową. Trzeba jednak przypomnieć definicję zadania prostego, jest to wyliczenie rozkładu pola dla ciała posiadającego parametr fizyczny określający np. namagnesowanie. Jego rozwiązanie jest jednoznaczne. Zadanie odwrotne polega na tym, że znamy rozkład pola dla ciała ale chcemy określić ciało (bryłę). Rozwiązanie zadania odwrotnego jest trudne, ponieważ ten sam rozkład pola (zarówno siły ciężkości jak i pola magnetycznego) może wywoływać wiele ciał lub grup ciał, dlatego wprowadza się pewne warunki w celu poprawnego rozwiązania zadania: 1. Odrzucamy rozwiązania sprzeczne z podstawowymi prawami fizyki; 2. odrzucamy część rozwiązań ze względu na przyjęcie narzuconych parametrów geometrycznych (kształt ciała zbliżony do kuli); 3. odrzucamy szereg rozwiązań sprzecznych z parametrami, faktami geologicznymi. Rozwiązując zadanie odwrotne określamy bryłę tzn. im będzie bardziej skomplikowana tym trudniej będzie ją opisać matematycznie, dlatego nie jesteśmy w stanie wyliczyć rozkładu pola dla danego ciała (w przeciwieństwie do zadania prostego, gdzie było to możliwe). W związku z czym liczymy rozkład pola dla brył prostych geometrycznie ale ta metoda przysparza wiele pomyłek w interpretacji. Bryły proste w magnetometrii to: kula, walec, warstwa nieskończenie cienka, warstwa o skończonej miąższości, płyty poziome i uskoki. Dla tych brył możemy dojść do rozwiązania, bo suma warstw nieskończenie cienkich daje warstwę o skończonej miąższości. Przed przystąpieniem do identyfikacji musimy określić jaką bryłę interpretujemy w celu obrania odpowiedniej metody. Lepiej jest interpretować bryłę (anomalię) ku bardziej owalnej, bo jeśli będzie to walec to dojdzie do sumowania anomalii - superpozycji (w geofizyce brak jest takich wyizolowanych ciał).

Cały proces modelowania magnetycznego, czy grawimetrycznego oparte jest na rozwiązaniu zadania odwrotnego na drodze 3 aspektów: 1. Poprzez weryfikację koncentracji geologicznej i wskazania ewentualnych braków tej koncepcji na podstawie analizy niezgodności krzywych - modelowej i pomiarowej. 2. Poprzez tworzenie modelu fizycznego ośrodka dającego efekt magnetyczny zgodny z pomierzonym, składającego się z części opartej na koncepcji geologicznej i części stanowiącej wynik interpretacji geofizycznej. 3. Poprzez tworzenie struktur (powierzchni ekwipotencjalnych) dających efekt magnetyczny zgodny z pomierzonym, a następnie interpretacją ich sensu geologicznego.

6. Redukcja Bouguer'a w grawimetrii. g = g_o+ δ_F - δ_m + δ_T - γ_o, gdzie:

g - poprawka Bouguer'a, i δ_F - δ_m + δ_T - redukcja Bouguer'a; δ_F = 0,3081*H. Anomalią siły ciężkości Bouguer'a nazywamy różnicę między wartością pomierzoną i zredukowaną (do poziomu odniesienia) a wartością normalną w tym punkcie. Anomalia ta jest dopiero podstawą interpretacji geofizycznej.

7. Schemat pola magnetycznego Ziemi.

Rzeczywisty obraz pola magnetycznego ziemi (zwane również polem geomagnetycznym) odbiega nieco od podstawowego modelu. Punkty przecięcia osi magnetycznej dipola z powierzchnią ziemi nazywane są biegunami geomagnetycznymi, w odróżnieniu od rzeczywistych biegunów magnetycznych ziemi, które to nie pokrywają się ani z biegunami geomagnetycznymi ani z biegunami geograficznymi. Linie sił pola magnetycznego ziemi biegną z S na N, a następnie wewnątrz ziemi w kierunku odwrotnym. Na półkuli N wektor natężenia T skierowany jest ku N i ku powierzchni ziemi. Wektor T rozpatrywany jest w kartezjańskim układzie współrzędnych, którego dodatnia oś x jest na N w płaszczyźnie południka geograficznego, dodatnia oś y na E w płaszczyźnie równoleżnika geograficznego, dodatnia oś z skierowana jest ku powierzchni ziemi. W tak przyjętym układzie współrzędnych wektor natężenia T ma w płaszczyźnie południka magnetycznego składową pionową Z i składową poziomą H. Z kolei składowa pozioma H ma w płaszczyźnie poziomej składową północną X i składową wschodnią Y. Kąt dwuścienny między płaszczyzną południka geograficznego a płaszczyzną południka magnetycznego nosi nazwę deklinacji magnetycznej - D. Mówimy o odchyleniu wschodnim, gdy igła magnetyczna odchyla się na E od geograficznego kierunku północy a zachodnim gdy na W. Kąt I zawarty między kierunkiem wektora T (między podłużną osią igły magnetycznej) a płaszczyzną poziomą nosi nazwę inklinacji magnetycznej. Na biegunach magnetycznych ziemi inklinacja wynosi 90' (igła magnetyczna ustawia się tam pionowo), w obszarach przyrównikowych inklinacja jest bliska lub równa zeru. Otaczające ziemię koło O - I nazywa się równika magnetycz.

SEJSMIKA

8 . Sposób rozchodzenia się fal w ośrodkach warstwowanych.

Typy fal sprężystych : podłużna (P - kompresyjna), to fala której kierunek drgania cząstek ośrodka jest zgodny z kierunkiem przemieszczania się (rozchodzenia się fali); poprzeczna (S), to fala będąca w różnym stopniu spolaryzowana np. pionowo i poziomo; kierunek drgań cząstek ośrodka jest prostopadły do kierunku rozchodzenia się fali; typu Rayleigh'a, powstaje na granicy dwóch typów (P i S) fal. Izochrona to linia łącząca punkty, do których fale sejsmiczne docierają w tym samym czasie. Granice sejsmiczne to powierzchnie rozdzielające warstwy o różnych twardościach akustycznych, pokrywają się z granicami litologiczno - facjalnymi. Umożliwia to uzyskanie informacji o budowie geologicznej za dzięki śledzeniu drogi fal sprężystych. Jeżeli przestrzeń, w której rozchodzą się fale sejsmiczne, składa się z dwu różnych ośrodków sprężystych, to granica rozdzielająca te ośrodki jest granicą odbijającą lub załamującą dla fal sejsmicznych. Własności sprężyste ośrodków sprężystych charakteryzują się oporem akustycznym (twardością akustyczną) Z_a. Wielkości ta zależy od prędkości rozchodzenia się fali sprężystej i gęstości ośrodka, w którym fala się rozchodzi. Wzór:

Z_a = ρ  V, gdzie V - prędkość fali [m/s]; ρ - gęstość [kg/m³]. Fala odbita może powstawać wtedy, gdy opory akustyczne obu ośrodków są różne.

Odbicie i załamanie promienia fali sejsmicznej

1 - fala padająca; 2 - fala odbita; 3 - fala załamana: V₂>V₁, _  _ ,  >_  Fala sejsmiczna przechodząca z jednej warstwy do drugiej ulega na ich granicy odbiciu i załamaniu. Według prawa Fermata czas przebiegu fali sejsmicznej od źródła drgań do odbiornika wynosi: Wzór: t = całka (A po I) z ds/V(x,y,z) =min, gdzie ds. - to droga po której biegnie promień fali. Prawo odbicia: Powyższy warunek jest spełniony, gdy kąt padania fali sejsm. _ na powierzchnię graniczną między ośrodkami V₁ i V₂ jest równy kątowi odbicia _. Prawo załamania: Stosunek sinusów kąta padania _ i kąta załamania  promienia fali sejsmicznej na płaszczyźnie rozdzielającej dwa ośrodki równy jest stosunkowi prędkości rozchodzenia się fali w obu ośrodkach. Wzór:

Promień padający i odbity leżą w jednej płaszczyźnie, prostopadłej w danym punkcie do granicy rozdzielającej ośrodki.

Rozchodzenie się fal sprężystych w ośrodkach warstwowanych.

W przypadku układu dwuwarstwowego, gdy prędkość w ośrodku pierwszym V₁ była mniejsza niż w drugim V₂ po wzbudzeniu drgań powstają fale odbite, ślizgające się po granicy obu ośrodków z prędkością V₂ i wywołujące fale czołowe oraz załamane przechodzące w głąb ośrodka drugiego. Gdy prędkość w ośrodku drugim jest mniejsza od prędkości w pierwszym, wtedy powstają fale odbite i w każdym punkcie granicy powstają fale załamane przechodzące do ośrodka drugiego. Na granicy nie może powstać ślizgająca się fala (f. czołowa). Wzdłuż prostopadłej do granicy powstaje f. odbita i bezpośrednio przechodząca w dół (_ ,_ ,   ). Wartość współczynników odbicia i załamania zależy od kontrastu falowego ρV między sąsiadującymi warstwami. Współczynnik odbicia określ a stosunek amplitudy fali odbitej do fali padającej. Wzór: R = A₁₁/A₁ = (ρ₂V₂  ρ₁ V₁)/(ρ₁V₁  ρ₂V₂ ) = (V₂  V₁(V₁  V₂

Współczynnik załamania określ a stosunek amplitudy fali załamanej do fali padającej. Wzór: Z = A₁₂/A₁ = (2ρ₁V₁)/(ρ₁V₁  ρ₂V₂ ) = (2V₁(V₁  V₂

9. Równanie hodografu fali czołowej dla układu wielowarstwowego, składającego się z m poziomo leżących warstw, ma postać: Wzór ogólny (dla jednej granicy odbijającej): t = 1/V*sqr(4h²+x²). Wzór właściwy: t = x/V_g+2*suma (z k=m po k=1)*(h_k*cos*i_m,k)/V_k, gdzie: V_g - prędkość graniczna w warstwie załamującej [m/s]; V_k - prędkość w warstwie k nadległej w stosunku do granicy załamującej [m/s]; h_k - miąższość warstwy k w m; i_m,k - kąt krytyczny przy przejściu fali z warstwy k do warstwy m.Zależność kształtu hodografu od parametrów nadkładu granicy odbijającej. Hodograf refleksyjny to krzywa opisująca zależność czasu dojścia fali odbitej od poziomej odległości źródła i punktu rejestracji. Rys str.247.

Powyższe rysunki przedstawiają hodografy w zależności od głębokości granicy odbijającej i od prędkości fali odbitej w nadkładzie. Z rycin łatwo zauważyć, że im granica odbijająca występuje głębiej przy stałej prędkości w nadkładzie, tym czas t_o (czas zarejestrowany na powierzchni ziemi w punkcie wzbudzania fali, wynosi: t_o=2h/m) jest dłuższy i odwrotnie, im większa prędkość w nadkładzie, a granica jest na stałej głębokości, tym czas jest krótszy. Jednocześnie widać, że zmieniający się gradient hiperboli określany jako przyrost czasu t jest na równej odległości x od minimum hodografu.

10. Podstawowe etapy profilowania niezbędne do powstania sejsmicznej sesji czasowej.

11. Scharakteryzować dowolnie wybrany etap z punktu 3.

Demultipleksacja - do realizacji demultipleksacji niezbędna jest informacja o formacie, objętości danych na taśmie i o liczbie błędów taśmowych. Jest to proces przejścia do sekwencyjnego zapisu tras sejsmicznych, czyli zapisu na taśmie kolejno w każdej chwili próbki sygnałów z poszczególnych geofonów. Zatem informacje z różnych grup geofonów są bardzo ,,wymieszane'' dlatego dla celów przetwarzania bardzo istotny jest czas zapisu sekwencyjnego, w którym dla każdego punktu wzbudzenia mamy zapisane kolejno próbki trasy sejsmicznej od pierwszej do ostatniej. Udogodnieniem przetwarzania danych w elektronicznej maszynie cyfrowej (EMC) jest zgrupowanie próbek w bloki odpowiadające kolejnym kanałom. Systemy przetwarzania danych sejsmicznych są wyposażone przeważnie w programy umożliwiające demultipleksację rejestracji terenowych zapisanych w dowolnym formacie stosowanych aparatur cyfrowych.

Muting - w początkowej części rejestracji sejsmicznej w obrębie impulsów fali bezpośredniej występuje strefa rejestracji intensywnych fal szkodliwych. W przypadku pozostawienia tych fal zostałyby one zsumowane z falami odbitymi i zakłócałyby przebieg opracowania. W związku z tym zeruje się początkowe części tras zgodnie z programem mutingiem ustalonym przez osobę interpretującą. Po tych operacjach wprowadza się poprawki statyczne.

Odtwarzanie wzmocnienia (amplitud) - w rejestracji terenowej amplitudy drgań sejsmicznych są zapisywane za pomocą kodu (dwóch liczb). Jedna z nich określa wielkość amplitudy a druga współczynnik wzmocnienia konwertera w czasie konwersji. W celu określenia rzeczywistej wielkości amplitud konieczne jest przemnożenie wielkości próbek przez odpowiadające im współczynniki wzmocnienia. Reasumując w procesie tym istotny jest wpływ kodu wzmocnienia na zapis próbek oraz przywrócony zakres dynamiczny oryginalnego sygnału geofonowego.

Poprawka statyczna - to poprawka mająca zastosowanie do danych sejsmicznych w celu eliminacji wpływu zmian elewacji i miąższości lub prędkości w strefie przy powierzchniowej (strefa zwietrzała wywierający jedynie wpływ na czasy przejścia fal sejsmicznych): poprawki statyczne ,,umieszczają'' źródło i odbiornik na stałej płaszczyźnie odniesienia; ,,pomagają'' rozpoznać wiązania refleksów na przecinających się profilach; poprawiają efektywność pozostałych kroków przetwarzania jak np. analizy prędkości i migracji; zabezpieczają powtarzalność zapisu sejsmicznego przez odniesienie danych do wspólnego poziomu odniesienia dzięki czemu łatwo można dowiązać nowe dane do uzyskanych poprzednio; mają za zadanie sprowadzanie obserwacji sejsmicznych do ustalonego poziomu odniesienia. Na poprawki statyczne składają się: poprawka topograficzna, poprawka na strefę małych prędkości oraz poprawka na głębokość wzbudzania drgań.

Poprawka dynamiczna (wprowadza się ją przy odtwarzaniu rejestracji sejsmicznych). Sprowadzają one czas przejścia fal odbitych do geofonu odległego o x od punktu strzałowego. Czyli wielkość tej poprawki jest różnicą między czasem refleksu t zarejestrowanym w pewnej odległości od punktu strz a czasem t_o fali, która ten refleks wywołała: T_d = t - t_o.

---