Единое окно доступа к образовательным ресурсам

Морская сейсмоакустика. Учебное пособие

Голосов: 3

Излагаются основы волновой теории и лучевого приближения распространения звука в океане и мелком море. Рассмотрены различные задачи отражения и преломления сейсмических и звуковых волн в реальных геологических средах, имеющие большое прикладное значение. Критически проанализированы сейсмические данные о структуре земной коры под океанами и показана дискуссионность существующих представлений о ее принципиальном отличии от структуры коры континентов. Теоретически обосновываются дистанционно-акустические методы определения скорости звука и акустического импеданса в морских осадках на ходу судна. Это позволяет получать оперативную информацию о физических свойствах грунтов без остановки судна и отбора проб. Приведены материалы их экспедиционной проверки в Атлантическом океане и модельных исследованиях. Рассмотрены комплексные петрофизические модели морей и океана, полученные Калининградским университетом за последние 25 лет. Книга рекомендуется в качестве учебного пособия студентам географических и геологических факультетов и может быть полезна океанологам и геофизикам.

Приведенный ниже текст получен путем автоматического извлечения из оригинального PDF-документа и предназначен для предварительного просмотра.
Изображения (картинки, формулы, графики) отсутствуют.
    Отсюда уравнение годографа будет:
                               x
                                     dx
                          t=∫                                                  (IV.56)
                               0
                                   c(z max )
Поскольку c(zmax) как нам известно (IV.52), то:
                               x
                                           dx
                          t=∫                                                  (IV.57)
                                           ⎛ xβ ⎞
                                                     2
                               0
                                   c0   1+ ⎜ ⎟
                                           ⎝ 2⎠
                                                du
Это табличный интеграл вида: ∫                           = ln u + u 2 + a + c . Поэтому:
                                           u +a 2    2


                      2    ⎛ xβ   ⎛ xβ ⎞
                                         2 ⎞
                  t=       ⎜
                         ln⎜    + ⎜ ⎟ + 1⎟
                     c0 β ⎝ 2     ⎝ 2⎠     ⎟
                                           ⎠
Но натуральный логарифм полученного выражения есть гиперболи-
ческий синус:
                    ⎛ xβ    ⎛ xβ ⎞
                                   2    ⎞   xβ
                    ⎜
                  ln⎜    + ⎜ ⎟ + 1⎟ = arsh     .
                            ⎝ 2⎠        ⎟
                    ⎝ 2                 ⎠    2
                               2         xβ
Следовательно:            t=       arsh                                        (IV.58)
                              c0 β        2
Это и есть уравнение годографа рефрагированной волны для линей-
ного закона изменения скорости. Лучи и годографы показаны на рис.
10. При других законах изменения скорости с глубиной годограф
будет иметь иной вид.

    Каждую точку годографа рефрагированной волны можно рас-
сматривать как точку вступления фиктивной головной волны. По-
этому О. К. Кондратьев предложил рассчитать глубину проникнове-
ния луча по формуле:
                                t 0c0
                          h=           ,                                       (IV.59)
                               2 cos i
где t0 - время, определяемое по годографу (рис. 27), с0 - средняя ско-
рость в толще, где проходит луч.
                                        c0
                          i = arcsin
                                        c*
В соответствии с этим c0 можно определить по точке излома годо-
                                                     x            x
графа или по начальной точке c0изл = ; c0н =                        c * или как среднее
                                                     t            t
арифметическое из этих выражений:
                                   1⎛x  x ⎞
                          с0 =      ⎜ +  c *⎟                                  (IV.60)
                                   2⎝t  t ⎠


Скорость в точке максимального проникновения луча как было по-
казано выше равна кажущейся скорости, т.е.
                      c max = c 0 .                   (IV.61)
Глубина H определяется по формуле:
                                                c0 t 0
                            H=                                      .                 (IV.62)
                                         ⎛       c0 ⎞
                                    2 cos⎜ arcsin ⎟
                                         ⎝       c *⎠
Более точная оценка глубины проникновения рефрагированной вол-
ны может быть проведена по формуле Гертглотца-Вихерта, преобра-
зованной в 1934 г. С. В. Чибисовым для целей сейсморазведки:
                                            x
                                        1                c * (x )
                                      π∫
                            z max =      arch          dξ .                           (IV.63)
                                            0
                                              c * (ξ )
где xнач < ξ <x - точки разбиения профиля x на участки ξ, в пределах
которых функция с*(x) минимальна. Для определения кажущейся
скорости с* годограф рефрагированной волны осредняется плавной
кривой и затем графически дифференцируется.

      Вычисления можно проводить по формуле прямоугольников
                      z max (x ) = Δx ∑ ui ,          (IV.64)
                               Δt i (ξ )
                                    1
где                          ui =       arch                                          (IV.65)
                          π    Δt (x )
Для случая линейной зависимости c = c0 (1 + βz )
                                      x         c *(x ) − c
                            z max =                          ,                        (IV.66)
                                      2         c * (x ) + c
            x
где c =          , c ≈ c до границы раздела c * ( x ) = c( z max ) . Годограф рас-
          t (x )
сматривается как интегральная функция. Формула (IV.66) позволяет
оценить длину годографа (x), необходимую, например, чтобы дос-
тичь границы Мохоровичича (подошвы земной коры).

                                                         1,5 + 2 ,0 + 5,0 + 6,5
      При zmax = 40 км, c = 3,75км / с =                                        ; с*(x)=8,1 км/с ,
                                                                    4
x= 132 км.

     Таким образом, для определения мощности земной коры в
океане, включающем слой воды, осадков, базальтов и низов коры с
соответствующими скоростями упругих продольных волн c1=1,5
км/с, с2=2,0 км/с, с3=5,0 км/с, с4=6,5 км/с и на границе Мохоровичича
c*(x)=8,1 км/с. Длина годографа, при которой начинается регистра-
ция рефрагированных волн от подошвы земной коры должна быть
не менее 132 км.


§5. Критическая оценка данных о сейсмической структуре земной коры
океанов

     Современные представления о “принципиальных” различиях в
строении земной коры под континентальными блоками и океаниче-
скими впадинами окончательно утвердились к середине 50-х годов
XX в. и были основаны исключительно на геофизических данных
(Юинг М., Пресс Ф.,1957). Согласно этим (преимущественно сейс-
мическим) данным мощность “океанической” коры оказалась в 3—5
раз меньше мощности “континентальной”. Подошва коры распола-
галась на глубине 3,5-6 км от уровня дна и подстилалась субстратом
со скоростью 7,2-8,1 км/c, который в известных моделях Рейта, Гил-
лули и других был назван “верхней мантией”(табл. IV.1). Таким об-
разом, в первых моделях “океаническая” кора состояла из 5-
километрового слоя воды, 1 км осадков, 1—2 км осадочно-
вулканогенных пород, отождествляемых ныне с поверхностью аку-
стического фундамента, и 3—4 км так называемого “океанического
слоя”, характеризующегося скоростями сейсмических волн 6,5—6,8
км/с. В более поздних работах полученные выводы уточнялись, но
принципиально не изменялись (табл. IV.2).

    Построенная таким образом модель “океанической коры” суще-
ственно отличалась от известной к тому времени модели континен-
тальной коры значительно меньшей мощностью и отсутствием “гра-
нитного “ слоя. В дальнейшем эти результаты как будто нашли под-
тверждение в резком возрастании (до 400·10-5 м·с-2) “насыпных”
аномалий Буге над океаническими котловинами и “выявлении” осо-
бого типа знакопеременных полосовых аномалий магнитного поля,
будто бы присущих только океанам.

                                                           Таблица IV.1

      Обобщенные сейсмические модели твердой земной коры океа-
                             нов

                       Модель Рейта         Модель Петерсона, Фокса и
 № и название                                      Шрайбера
     слоя
                 Скорость P-   Мощность,     Скорость p-    Мощность,
                  волн, км/с      км          волн, км/с       км
1 - осадочный      1,5-3,0        0-1,0       1,7-2,0           0,5
2 - переходный   5,07 ± 0,63   1,71 ± 0,75 2A 2,5-3,8         0,5-1,5


                                                2Б 4,0-6,0          0,5-1,5
3-                  6,89 ± 0,26     4,86 ± 1,42 3А 6,5-6,2          2,0-3,0
океанический
                                                  3Б 7,0-7,7        2,0-5,0
Верхняя ман-        8,13 ± 0,24         -               8,1            -
тия
Средняя тол-             -             7,0               -           8,5
щина твердой
коры

                                                                 Таблица IV.2
       Обобщение сейсмической модели верхней литосферы Тихого
                            океана

                      Модель Косминской и Ка-        Модель Мюро и Шеффле-
                                пустян                           ра
№ и название слоя     Скорость P-    Мощность,       Скорость p- Мощность,
                       волн, км/с       км            волн, км/с    км
1 - осадочный                2,15           0,3        1,5-5,4       0-2,0
2 - переходный               5,15           1,2        5,0-7,0      0,5-1,5
(верхний базаль-
товый)
3 - океанический             6,8        2,0-3,5        6,2-7,0      1,0-4,5
(промежуточный)
4 - высокоскоро-             7,55       1,0-2,5        7,1-7,7      7,0-5,3
стной (низкий ба-
зальтовый)
Верхняя мантия
граница М1                   8,15           5,0          7,9           -
граница М2                   8,6             -            -            -
Примечание. В скобках даны названия слоев по А. Мюро и И. Шеффлеру.

     Все это повлекло за собой радикальный пересмотр материалов
континентальной геологии и геофизики и создание новых геотекто-
нических концепций, способных объяснить вскрывшийся “феномен”
в структуре каменной оболочки Земли континентов и океанов. Не-
смотря на совершенствование аппаратурных комплексов и повыше-
ние детальности сейсмических исследований, в 70-х годах принци-
пиально новых данных в частности о мощности коры и структуре
верхней мантии в океане, не было получено. Причина этого заклю-
чается в том, что длина годографов не только не увеличивалась, но
и, наоборот, с введением в массовую эксплуатацию сейсмоакустиче-
ских радиобуев и невзрывных источников возбуждения сейсмиче-
ских колебаний (спаркеры, бумеры, пневмопушки) уменьшилась,


что было обусловлено также ограниченностью дистанции взрыв—
прибор дальностью УКВ-связи (до 25—50) км.

     Однако, с 60-х годов стали появляться критические работы Г.
Ф. Афанасьева, в которых на основании данных геохимии и отчасти
физики пород при высоких давлениях ставились под сомнение по-
стулируемые сейсмикой различие в строении и составе коры под
океанами и континентами. Впоследствии эти идеи были развиты А.
А. Прониным (1977), продемонстрировавшим на обширном факти-
ческом материале широкую распространенность кислых пород и их
дериватов на дне современных океанов. Принципы изоморфизма ко-
ры в континентальных и океанических областях развиваются также в
работах В. В. Орленка, В.А. Соловьева, Н.К. Булина и др. В частно-
сти, Н.К. Булиным в 1979 г. на основании рассмотрения новейших
данных ГСЗ выдвинуто предположение, что граница со скоростью
8,1 км/с в океанах не является подошвой коры. В качестве таковой
он предложил рассматривать нижележащую границу (8,2—8,4 км/с),
что должно было, по его мнению, уравнять мощности коры в океа-
нах и на континентах. Истоки же представлений об одинаковой
структуре коры в континентальной и океанической областях восхо-
дят к Э. Зюссу, и до 50-х годов нашего столетия они практически ос-
тавались незыблемыми.

    Таким образом, проблема выделения различных типов коры не
только не была решена, но и , наоборот, в свете поступающей новой
геолого-геофизической информации приобретала все более острый
дискуссионный характер, а от ее решения во многом зависели выбор
перспективных направлений дальнейшего развития практической
геологии и геофизики, крушение или утверждение современных гео-
тектонических воззрений на эволюцию континентальных и океани-
ческих областей Земли (Резанов, 1987).

    Как же возникли современные представления о “континенталь-
ном” и “океаническом” типах строения земной коры?

    Как уже говорилось, впервые граница со скоростью прохожде-
ния сейсмических волн 8,1 км/с была выделена Мохоровичечем в
1909 г. по годографу первых вступлений от Загребского землетрясе-
ния на эпицентральном расстоянии 200 км, что соответствовало глу-
бине проникания волны 50 км. В дальнейшем существование этой
границы было подтверждено многочисленными измерениями на ма-
териалах отраженных, преломленных, обменных и поверхностных
волн повсеместно в пределах континентальной суши (Буллен, 1978;


Гутенберг, 1963). При этом уверенная регистрация кровли сейсмиче-
ской границы, характеризующейся скоростями 7,9-8,2 км/с и полу-
чившей название “границы М”, осуществлялась на протяженных
системах наблюдения в интервале 170-200 км. Однако в первых
океанических наблюдениях ГСЗ скорость 7,4-8,1 км/с чаще всего ре-
гистрировалась, начиная с расстояния 25-30 км (Юинг, Пресс, 1957;
Ewing, Ewing, 1959). В целом же системы наблюдения и годографы
здесь, как правило, не превышали длины 35-70 км и редко продол-
жались за пределы этой базы (Зверев, 1970; Непрочнов, 1976; Юинг,
Пресс, 1957), что было вызвано несовершенством первых аппара-
турных комплексов, высоким уровнем шумов, мешающих дальней
регистрации волн, малой мощностью и ограниченностью видимым
горизонтом УКВ-передатчиков автономных сейсмоакустических ра-
диобуев. Интерпретация велась исходя из предположения о регист-
рации в первых вступлениях головных волн часто по одиночным го-
дографам, не обеспечивающим контроль за наклоном границ разде-
ла.

     В конце 50-х и начале 60-х годов благодаря работам А. С. Алек-
сеева, Л. М. Бреховских, Б. Я. Гельчинского, Т. И. Облогиной и др.
было доказано, что в реальных средах с положительным градиентом
скорости образуют не головные, идущие вдоль границы, а рефраги-
рованные волны, проходящие под границу . Тем не менее годографы
головных и рефрагированных волн сходны и начинаются в общей
точке выхода критического луча.

     Кажущиеся скорости в начальной точке для обоих типов волн
определяются по идентичным формулам (Авербух А. Г., 1975). По-
скольку глубина рефракции зависит от вертикального градиента
скорости, интерпретация рефрагированной волны как головной ве-
дет к существенным погрешностям в определении глубины залега-
ния границ, в том числе и границы М, в сторону ее завышения, кото-
рая при глубине залегания границы в 10—12 км от уровня моря мо-
жет быть фиктивно заглублена на 1—2 км. Кроме того при наличии
сильных поглощающих слоев с отрицательным градиентом скоро-
сти, высоком уровне помех, большой дискретности пунктов возбуж-
дения (5—9 км и более), допускающих возможность пропуска мо-
мента смены волн, слабой интенсивности самих исходных сигналов,
проходящая через слой 8,1 км/c волна вследствии отрицательного
градиента скорости испытывает отрицательную рефракцию в толще
6,5 км/с, отчего может не вернуться к поверхности наблюдения, рас-
сеявшись на глубине. Однако при наличии положительного градиен-


та в низкоскоростном слое 3 и отсутствии в нем промежуточных
границ волна постепенно испытает рефракцию и вернется к поверх-
ности наблюдения, но на значительном удалении от пункта возбуж-
дения в закритической области. При этом будет наблюдаться протя-
женная (до 25 км) зона сейсмической тени, наличие которой создает
видимость отсутствия границ ниже горизонта 7,6—8,1 км/с. Учиты-
вая, что рефрагируемая в слое 3 волна подходит к границе слоя 2 под
углом, близким к вертикали или полного внктреннего отражения,
она будет значительно ослаблена за счет высокого коэффициента
отражения на границе 3—2 (своеобразный подэкранный эффект).
Все сказанное, особенно при наблюдениях на коротких базах и со
слабыми невзрывными источниками возбуждения, могло исключить
всякую возможность регистрации волн от слоя 3, особенно при на-
личии в среде промежуточного высокоскоростного слоя. Лишь при
отстреле длинных баз наблюдений с применением мощных взрывов
волны могут пройти слой 3 и достигнуть очередной границы раздела
со скоростью 8,2—8,4 км/с и регистрироваться на поверхности в
первых вступлениях на дистанциях более 100 км от пункта взрыва
(рис.)

     Исследования в 1975—1977 гг. на длинных профилях (200—600
км) с применением мощных взрывов, использование волн от земле-
трясений во многом убеждают нас в справедливости сделанного
предложения.

     Так, Е. А. Старшинова в 1976 г. на материалах ГСЗ юго-
восточнее Курильских островов установила, что скорость 8,1 км/с
здесь регистрируется в тонком (около 2 км) слое, ниже которого до
глубин 15—20 км скорость существенно понижается. Н. К. Булин
приводит подробную сводку данных, свидетельствующих о широ-
ком распространении в разрезе океанических областей по крайней
мере трех зон пониженных скоростей на глубинах от 2 до 15 км ни-
же дна. Например, в пределах Восточно-Тихоокеанской возвышен-
ности (21 0 с. ш.) на глубине 2-4 км наблюдается чередование скоро-
стей — 7,0—4,8—6,7 км/с; на Срединно-Атлантическом хребте —
5,4—3,2—6,3 км/с; на хребте Горда — 6,3—5,65—7,56 км/с. В Коко-
совой котловине, по данным 40 профилей, установлен второй волно-
вод — 6,8—6,5—8,0 км/с; в котловинах восточнее Тихоокеанского
рифта под слоем 7,9—8,3 км/с мощностью 1,0—1,6 км обнаружен
слой со скоростью 6,5 км/с.


     Более того на всех известных базах наблюдения с длиной годо-
графа, превышающей 100—150 км, на глубине 25—45 км обнаруже-
на граница с кажущейся скоростью 8,2—8,4—8,6 км/с. В частности,
в западной части глубоководной Черноморской впадины автор еще
в 1966 году на судне “Академик Обручев” получил годограф длиной
более 180 км, на котором скорость 8,2 км/с прослеживалась с дис-
танции 42 км, а скорость 8,4 км/с (глубина границы 49 км) — с дис-
танции 110 км. На годографах, полученных при участии автора в
Японском море в 1964 г. и на Срединно-Атлантическом хребте в зо-
не разлома Атлантис, начало регистрации волны с кажущейся скоро-
стью 9,0 км/с составило 43 и 47 км соответственно. В Тихом океане
в котловине близ Курильских островов, по данным С. М. Зверева
(Зверев М. С., 1970), скорость 8,8 км/с (глубина границы 40 км) ре-
гистрировалась, начиная со 100 км от пункта взрыва. Однако эти
данные не привлекли первоначально особого внимания исследовате-
лей.

     В целом увеличение базы до 150—200 км и более обеспечивает
,как правило, регистрацию границы, залегающей на глубине 25—30
км, т.е. значительно глубже так называемой границы М. Аналогич-
ные данные имеются по другим районам и для континентов, где под
горизонтом М регистрируются границы со скоростями 8,2—8,4 км/с.
Такой разрез установлен в Южно-Каспийской впадине, западной
части Средиземного моря, на Канадском щите в районе озера Верх-
него, под Андами, под Рейнским грабеном, в предгорьях Судет, на
Балтийском щите, под Японскими островами, Туранской плитой,
Уралом, Памиром и т.д.

     Таким образом, приведенные данные показывают, что регист-
рация волн с высокими кажущимися скоростями в океанических об-
ластях начинается над подводными возвышенностями на расстоянии
45-50 км от пункта взрыва, в котловинах — на 100—110 км, что со-
ответствует глубине залегания преломляющих границ 12—15÷23—
50 км. Это подтверждается данными эксперимента (Long shot) с ис-
пользованием записей волн от удаленных взрывов и землетрясений,
согласно которым скорость 8,2—8,4 и даже 8,6 км/с в океанических
областях обнаруживается на границах, расположенных на глубине
40—50 км. И хотя эти наблюдения еще не сопоставимы по детально-
сти с сухопутными (они в значительной мере носят пока рекогнос-
цировочный характер), тем не менее полученные данные указывают
на стратифицированное строение перисферы глубже традиционной
“границы” М в океанах.


     Следовательно, для решения вопроса о различных типах коры
необходимо было с самого начала вести сопоставления по годогра-
фам, длина которых была бы соизмерима как на континентальных,
так и на океанических трассах. Первые же сравнения таких годогра-
фов стали свидетельством несостоятельности сложившихся пред-
ставлений о двух типах коры - “континентальной” и “океанической”.
Регистрируемая в некоторых районах океанических котловин на глу-
бине 4—6 км под уровнем дна граница со скоростью 7,6—8,1 км/с
может соответствовать тонкому высокоскоростному слою метамор-
фических, интрузивных или магматических пород, имеющих огра-
ниченное по площади распространение. Дискретные, подобно буро-
вым скважинам, данные ГСЗ не дают основания к заключению о
сплошном распространении этого слоя на обширных пространствах
океанических котловин. Анализ спектрального состава волновых
полей закритической части годографов показывает, что волны от
границы М в первых вступлениях на многокилометровых трассах
имеют двойной или более сложный спектр с максимумами 5—6 и
16—20 Гц. Подобная картина характерна для тонких (по отношению
к длине волны) слоев (Авербух А. Г., 1975; Непрочнов Ю. П., 1976).
В связи с эим следует отметить тот немаловажный факт, что и на
континентах довольно часто регистрируются высокие скорости реф-
рагированных, отраженных и преломленных волн от неглубоко
расположенных интрузивных магматических и эвапоритовых
комплексов, превышающие значения 7,2—8,2 км/с. Однако здесь
никому не приходит мысль принимать такие сейсмические
горизонты за подошву земной коры, залегающую ниже земной
поверхности от сотен до нескольких тысяч метров.

     Сейсмическая граница с преобладающими значениями скоро-
стей 7,6—8,1 км/с, залегающая на глубине 3—6 км ниже дна и уста-
новленная в большинстве районов глубоководных котловин, в ряде
случаев соответствует кровле маломощного (1—2 км) слоя и поэто-
му не может быть отождествлена с подошвой земной коры, анало-
гичной той, что регистрируется на глубине 35—40 км под континен-
тальными блоками. В других случаях скорость определена ошибоч-
но, т.е ее значение завышено вследствие неполноты системы наблю-
дения и недостаточной обеспеченности годографа. Поэтому в случае
наличия в разрезе высокоскоростного слоя 7,2—8,1 км/с, подстилае-
мого толщей 6,5—6,7 км/с в закритической области, вследствие от-
рицательной рефракции возможно образование протяженной зоны
тени (рис. 30). А при определенных соотношениях мощности и гра-


диента скорости годограф от этого слоя будет вырождаться в точку
или в лучшем случае иметь весьма непротяженный интервал слеже-
ния. Его легко можно пропустить при той большой дискретности
наблюдения, которая была свойственна морским сейсмическим из-
мерениям, когда расстояние между пунктами взрыва достигают 10—
20 км и более.

     Кроме того, при наблюдениях на коротких базах, не превы-
шающих обычно 30—50 км, и со слабыми невзрывными источника-
ми (особенно при работах с радиобуями) вследствие отражения и
рассеивания от подошвы высокоскоростного слоя рефрагированные
и отраженные волны от низкоскоростного слоя вообще регистриро-
ваться не будут. Это подтверждают многочисленные примеры силь-
ного затухания волн на дистанциях свыше 30—60 км в океанах. Не
исключено , что именно такая модель среды при отмеченных усло-
виях наблюдения послужила причиной появления “океанических”
разрезов земной коры.

     Для проверки этого предположения нами был проанализирован
сейсмический материал по 268 годографам преломленных волн, по-
лученных на всех крупнейших морфоструктурах дна океана за пери-
од 1950—1978 гг. и положенных в основу построения современной
сейсмической модели “океанической” коры (Орленок, 1985). Анализ
показал, что 60% годографов имеет длину 5—20 км, 30% — 20—50
км, 8% — 50—100 км и лишь 2% — 100—180 км. Таким образом,
более 98% всех наблюдений, согласно расчетам по формуле Гертг-
лотца-Вихерта, обеспечивают глубину исследований не более 5—12
км, что исключает удовлетворительное решение вопроса о сейсми-
ческой структуре океанических областей на глубину, соизмеримую с
известной мощностью континентальной коры, составляющей в сред-
нем 33—40 км. Как видно из графика (рис. 31), в градиентных сре-
дах рефрагированные от границ на такой глубине волны придут в
первых вступлениях в океанах на дистанции 130—145 км от пункта
взрыва. В связи с этим уместно отметить, что на континентах по-
дошва коры обычно регистрируется на протяженных базах наблю-
дения, превышающих 180—200 км. Полученный вывод полностью
согласуется с выявленной по данным непосредственных измерений
зависимостью между глубиной сейсмических зондирований и дли-
ной годографа. Таким образом, для однозначного решения вопроса о
мощности коры необходимо было с самого начала вести сравнение
морских сейсмических разрезов с континентальными на одинаковых
и достаточно протяженных базах наблюдения и, во всяком случае,



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика