СПОСОБ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ПРЕДВЕСТНИКА ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
METHOD OF DETERMINING EARTHQUAKE PRECURSOR

Изобретение относится к геофизике в части исследования физических явлений, происходящих в земной коре, на ее поверхности и в околоземном пространстве, и может быть использовано для оценки возможности наступления неблагоприятных, в том числе катастрофических, природных и техногенных явлений.
Заявлен способ определения предвестника землетрясения. Способ включает измерение сигналов электрических аномалий сетью сейсмических станций с выделением контрольных зон, определение их энергетических и пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса, выявление миграции локальных областей сейсмической активности, по изменению параметров которой судят о местоположении и величине готовящегося землетрясения в сейсмоактивной зоне. Измерение сигналов электрических аномалий производят с учетом амплитуд частоты резонанса в волноводе Земля-ионосфера на фиксированных частотах с размещением по крайней мере одной из сейсмических станций на космической орбите. Определение энергетических и пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса производят в моменты, когда частота временного хода синусоидального периодического процесса будет соизмерима с частотой циклического времени измерения. Миграцию локальных областей сейсмической активности выявляют с учетом концентрации содержания радона в подземных водах и водорода над линией разлома в выделенных контрольных зонах. Технический результат: повышение достоверности прогноза землетрясений.
Изобретение относится к области геофизики, а более конкретно к сейсмологии, а именно к способам прогнозирования землетрясений.
Известные способы прогнозирования землетрясений (SU №1444688, SU №1444689 [1, 2]) включают наблюдения за распространением в горных породах искусственно возбуждаемых взрывами или ударными и вибрационными генераторами упругих волн с помощью сейсмографов (SU №1300093, SU №1469481 [3, 4]), с регистрацией упругих колебаний по нескольким каналам, состоящим из группы сейсмоприемников, соединенных проводами с центральным пунктом регистрации, на котором размещаются усилители, частотные фильтры, регистратор (магнитный или оптический) и пульт управления.
Недостатком известных способов является ограничение географии контролируемых зон, обусловленное местом размещения сейсмографа и его дальностью действия.
Для увеличения охвата контролируемых зон сейсмографы, как правило, устанавливают на автомобили, что также имеет ограничения в географии контролируемых зон, обусловленных рельефом местности.
Известен также способ регистрации электрического предвестника землетрясения (SU №1300394 [5]), при котором измеряют компоненты напряженности электрического поля питающего диполя постоянного тока приемными диполями, в котором для расширения динамического диапазона измерения питающий и приемные диполи располагают на участке местности, где величина вертикального коэффициента анизотропности «m» удовлетворяет соотношению 1<m<3. При этом питающий диполь располагают таким образом, чтобы его ось была ориентирована под углом 45 градусов к направлению вкрест простирания анизотропных пород, азимутальные приемные диполи располагают по азимутам 90, 30 и -60 градусов относительно оси питающего диполя, а радиальный приемный диполь располагают по азимуту -120 градусов, осуществляя одновременные регулярные измерения компонент напряженности, и по одновременному изменению всех измеряемых величин более чем на 50% или по одновременному изменению их знаков судят о наличии предвестника землетрясения.
При реализации данного способа имеется возможность расширения динамического диапазона путем соответствующего расположения диполей. Однако данный способ применим только на ограниченных участках местности, где величина анизотропности «m» удовлетворяет условию 1<m<3. Удовлетворение этого условия требует проведения дополнительных предварительных работ по выявлению таких зон. Кроме того, данный способ отягощен субъективными ошибками и имеет достоверность прогноза не более 50%.
Известен также способ прогнозирования землетрясений, заключающийся в том, что в контролируемом регионе, в разнесенных пунктах измеряют временные вариации горизонтальных компонент вектора геофизического поля, фильтруют их, выделяя вариацию, обусловленную очагом готовящегося землетрясения, диагностируют появление возмущений длительностью 2-10 мин как предвестник землетрясений, по амплитуде предвестника определяют энергетический класс предстоящего землетрясения, по соотношению амплитуд компонент предвестника определяют пеленг на эпицентр предстоящего землетрясения, по пеленгам в различных пунктах определяют место эпицентра, дают временной прогноз землетрясения от 1 часа до 7 дней, в котором для повышения надежности и эффективности прогнозирования измеряют вариации горизонтальных компонент геомагнитного поля, фильтруют низкочастотные вариации с периодами большими 1 часа, в качестве предвестника диагностируют появление серии возмущений в виде синусоидальных колебаний с паузами от 1 минуты до 1 часа с периодом колебаний, возрастающим от 0,3-0,5 до 3,5-4,0 в середине возмущения и снова уменьшающимся к концу до 0,3-0,5 с (SU №1721563 [6]).
В данном способе измерение временных интервалов вариаций горизонтальных компонент вектора геомагнитного поля повышает надежность прогноза по сравнению со способами [1-4]. Однако данный способ также имеет ограничения по географии контролируемых областей, обусловленные местом расположения измерительных пунктов в контролируемом регионе, и отягощен трудоемкими вычислениями по привязке временных интервалов.
Кроме того, для повышения эффективности сейсмических исследований известными способами для получения достоверного прогноза требуется строгое соблюдение отношения сигнал/помеха и повышение разрешенности сейсмических записей, что достигается посредством способа, включающего возбуждение сейсмических колебаний в частотном диапазоне с верхней частотой Fmax1, их приеме линейными группами сейсмоприемников с базой L и расстоянием между сейсмоприемниками X, регистрацию с помощью сейсмостанции с максимальной частотой тракта записи Fmax2, в котором шаг Х между сейсмоприемниками в группе выбирают из соотношения X*<V*min1/Fmax2, где V*min1 - минимальная кажущаяся скорость принимаемых сейсмических волн, а базу L выбирают из соотношения L<=V*min2/2Fmax2, где V*min2 - минимальная кажущаяся скорость полезных волн, а для сохранения статистического эффекта группы верхнюю частоту диапазона возбуждаемых колебаний Fmax и максимальную частоту тракта записи сейсмостанции Fmax1 выбирают из соотношения Fmax1<=Fmax2<V*min/2Rсл.ш, где Rсл.ш - радиус корреляции случайных шумов (SU №1712920 [7]).
Данный способ также имеет ограничение географии контролируемых областей и отягощен выполнением условий по строгому соблюдению геометрических величин. В способе вибросейсмической разведки, основанном на возбуждении вибрационным источником сейсмических колебаний с помощью сигналов развертки, в котором задают максимальную частоту Fmax, приеме колебаний и их цифровой регистрации на магнитный носитель со скоростью протяжки, определяемой частотой fкв. квантования, в котором для повышения разрешающей способности максимальную частоту сигнала развертки устанавливают из условия Fmax<=0,36 fкв (SU №1712919 [8]).
Благодаря исключению строгих соблюдений геометрических величин и исключению ряда условий, данный способ повышает надежность прогноза по сравнению со способом [7], но он также имеет ограничения географии контролируемых зон, обусловленное местом расположения измерительных пунктов в контролируемом регионе.
Отмеченных недостатков лишен способ прогнозирования землетрясений (SU №1171737 [9]), включающий ряд разнесенных во времени последовательных серий измерений напряженности электромагнитного поля, в котором производятся одновременные измерения магнитной и электрической компонент поля низкочастотных излучений околоземной плазмы в движении на высотах верхней ионосферы, затем исключается из рассмотрения область внутренней границы внешнего радиационного пояса и примыкающей к нему части зазора между радиационными поясами, а также искусственные излучения, а о существовании сейсмоопасных источников судят по наличию зон устойчивого наблюдения индуцированных излучений ионосферной плазмы, превышающих не менее чем на 12-20 дБ уровень фона естественных излучений, обычно наблюдаемых в данной области пространства.
Точность данного способа и его помехоустойчивость отягощены необходимостью исключения из результатов измерений влияния потоков заряженных частиц, вторгающихся в околоземное пространство, обусловленного выбрасываниями активными областями солнца, а также необходимостью привязки временных интервалов измерений. Известны также способы прогнозирования землетрясения по электромагнитному излучению (SU №1376766, SU №1454103 [10-11]). В способе [10] измеряют параметры электромагнитного поля, определяют время наступления землетрясения по аномальному изменению и скорости изменения измеряемого прогнозирующего параметра, для чего производят излучение и прием электромагнитной волны, проходящей через район предполагаемого землетрясения, а в качестве прогнозирующего параметра используют разность частот и фаз излученного и принятого сигнала.
В отличие от способа [10] в способе [11], включающем излучение электромагнитных монохроматических СВЧ-колебаний, осуществляют прием прошедшего через исследуемый район электромагнитного излучения, измеряют его параметры, по которым судят о времени наступления землетрясения, в котором для повышения точности производят излучение монохроматического СВЧ-колебания, модулированного импульса прямоугольной формы в виде последовательности радиоимпульсов заданной длительности, измеряют длительность принятого радиоимпульса и по разности длительности излучаемого и принятого радиоимпульсов судят о времени наступления землетрясения.
Использование электромагнитного излучения позволяет повысить точность измеряемых параметров, по которым прогнозируют время наступления землетрясения. Однако помехоустойчивость во многом определяется расстоянием от эпицентра до эпицентра до базовой точки и рельефом местности.
Для прогноза землетрясений также известны и другие способы, основанные на использовании электромагнитных явлений, предшествующих и сопровождающих землетрясения (SU №499543 [12], SU №913311 [13], SU №1080099 [14], SU 1171737 [15], SU №1193620 [16]; RU №1806394 [17], RU 2037162 [18]). Среди этих явлений - аномально высокочастотное электромагнитное излучение, обусловленное изменением структуры трещиноватости деформируемого вещества литосферы на стадии начавшегося разрушения. Однако надежные измерения и идентификация сейсмогенных возмущений электромагнитного поля Земли затруднены высоким уровнем его естественных и техногенных вариаций, обусловленных грозовой активностью, возмущениями ионосферы, радиотехническими средствами коммуникации и другими факторами. Кроме того, указанные методы относятся к краткосрочным методам, и поэтому для их эффективного использования и выделения прогностического сигнала важно заранее выделить сейсмоопасные периоды времени, что проблематично.
Известны также способы прогнозирования землетрясения по измерению мощности низкочастотных флуктуации вертикальной и горизонтальной составляющих напряженности электростатического поля Земли (SU №1290889, SU №1182462, SU №1331284, SU №1347741, SU №1347742 [19-23]) или по измерению мощности инфранизкочастотной составляющей тока в земной коре (SU №1349595 [24]) с последующей их обработкой путем сравнения отношений мощности флуктуации горизонтальной составляющей электрического поля Земли к мощности флуктуации вертикальной составляющей в эпицентре землетрясения и в базовой точке или путем вычисления радиуса взаимной корреляции, по которым судят об интенсивности в предполагаемом эпицентре землетрясения.
Данные способы отягощены сложностью обработки низкочастотных (5-600 Гц) осцилляций длительностью 100 мс и менее, которые должны быть выделены на фоне высокочастотных тональных компонентов в частотном диапазоне 1,5-5 кГц, что требует набора существенных по объему массивов статистических данных и их обработки для получения необходимой степени достоверности прогноза.
Известен также способ обнаружения возможности наступления катастрофических явлений (RU №2030769 [25]), в котором проводят непрерывный контроль изменяющегося во времени параметра геофизического поля, определяют значения периода и частоты его колебаний, измеряют амплитуду контролируемого параметра, а вывод о возможности наступления катастрофических явлений делают в случае обнаружения в изменении параметра геофизического поля синусоидального колебательного процесса с периодом от 100 до 1000000, имеющего амплитуду колебаний, статистически достоверно отличающуюся от фонового значения для данной местности. Надежные измерения и идентификация сейсмических возмущений затруднены высоким уровнем его естественных и техногенных вариаций, обусловленных грозовой активностью, возмущениями ионосферы, радиотехническими средствами коммуникации и другими факторами. Кроме того, указанный метод относится к краткосрочным методам, и поэтому для его эффективного использования и выделения прогностического сигнала важно заранее выделить сейсмоопасные периоды времени, что проблематично.
Известен также способ прогнозирования землетрясений, включающий одновременную регистрацию в атмосфере давления и температуры, определение в каждой выбранной точке суммы приращений амплитуд функции давления и температуры от времени, выявление зоны со значениями указанного параметра, не равного нулю, суждение о времени возникновения землетрясения по времени появления этих зон, о месте землетрясения - по пространственному положению таких зон, в котором, в одном из пунктов сейсмоопасного региона дополнительно диагностируют изменения волнового режима атмосферы по данным регулярных измерений общего содержания озона в атмосфере в скользящем временном окне методом Фурье-анализа, сравнивают характер изменения сейсмогенных диапазонов частот в данных оперативной озонометрии, заранее определенных по архивным данным, с эталонными сейсмогенными тенденциями активизации высоких частот на фоне спада низких частот, что позволяет выделить сейсмоопасные периоды времени и уточнить время возникновения землетрясения, а по четкости проявления этих эффектов и их длительности - примерную силу землетрясения, по особенностям пространственной структуры спектральных эффектов - положение эпицентральной зоны (RU №2170448 [26]). Способ отягощен существенными погрешностями, обусловленными использованием метода Фурье-анализа на фоне влияния метеорологических факторов. При использовании Фурье-анализа, т.е. исследуемые процессы представляют как суперпозицию гармонических колебаний в виде ряда Фурье, что, например, при определении колебания сейсмических волн может вносить дополнительную погрешность, так как сумма двух периодических колебаний может быть непериодической функцией, например, при сложении двух синусоидальных колебаний с несоизмеримыми частотами, когда в результате их сложения может быть получено сложное непериодическое колебание.
Известен также способ долгосрочного прогноза землетрясений сетью сейсмических станций в сейсмоактивной зоне, определения их энергетических и пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса, в котором для повышения надежности и точности долгосрочного прогноза регистрацию осуществляют по крайней мере четырьмя сейсмическими станциями, равномерно располагаемыми вдоль соседних контрольных зон, в которых определяют направленность развития сейсмического процесса, выявляют миграцию локальных областей сейсмической активности и по изменению скорости и направления миграций этих областей судят о местоположении и величине готовящегося крупного землетрясения в сейсмоактивной зоне (SU №1628026 [27]).
В данном способе определение направленности развития сейсмического процесса с обработкой сигналов, полученных по четырем станциям, способствует повышению достоверности прогноза. Однако точность и достоверность данного способа отягощены возмущениями от переотражения сигналов, обусловленных рельефом местности. В качестве прототипа выбран способ прогноза землетрясений, включающий измерение сигналов электрических аномалий сетью сейсмических станций с выделением контрольных зон, определение их энергетических и пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса, выявления миграции локальных областей сейсмической активности, по изменению параметров которой судят о местоположении и величине готовящегося землетрясения в сейсмоактивной зоне, в котором измерение сигналов электрических аномалий производят с учетом амплитуд частоты резонанса в волноводе Земля-ионосфера на фиксированных частотах, с размещением по крайней мере одной из сейсмических станций на космической орбите, определение энергетических и пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса производят в моменты, когда частота временного хода синусоидального периодического процесса будет соизмерима с частотой циклического времени измерения, а миграцию локальных областей сейсмической активности выявляют с учетом концентрации содержания радона в подземных водах и водорода над линией излома в выделенных контрольных зонах (RU №2269145 [28]).
Измерение сигналов электрических аномалий по изменению амплитуд частоты резонанса в волноводе Земля-ионосфера на фиксированных частотах с размещением по крайней мере одной из сейсмических станций на космической орбите, определение энергетических и пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса в моменты, когда частота временного хода синусоидального процесса соизмерима с частотой циклического времени измерения, а миграцию локальных областей сейсмической активности выявляют с учетом концентрации содержания радона в подземных водах и водорода над линией излома в выделенных контрольных зонах позволяет повысить достоверность прогноза.
В данном способе измерение сигналов электрических аномалий наземными станциями производят с учетом амплитуд частоты резонанса в волноводе Земля-ионосфера на фиксированных частотах 7,8; 14,4 и 20,3 Гц, которые имеют значительное увеличение по амплитуде по сравнению с другими частотами, а станцией, находящейся на космической орбите измерения, регистрируют в инфранизкочастотном диапазоне с характерным максимумом в области первой резонансной частоты 6-8 Гц.
При этом максимальные значения амплитуды определяют по гармонической составляющей электромагнитной волны, ограниченной по контуру поверхности, которая задается амплитудой А, углом положения q, периодом Т на основании зависимости Amax(t)=Acos(qt-g),
где g - угловая скорость гармонической волны, t - фиксированный момент времени.
Причем значения Amax(t) определяют для нескольких точек с вещественными плановыми координатами, направленными на восток и север, ограниченной по контуру поверхности местности с учетом высоты уровня моря для каждой точки.
По максимальным значениям амплитуды для последовательного набора дискретных значений времени определяют амплитуды колебаний гармонической составляющей электромагнитной волны на фиксированных частотах, по которым определяют время наступления землетрясения.
После установления времени возникновения землетрясения выявляют миграцию локальных областей (зон) сейсмической активности путем замеров концентрации содержания радона в подземных водах, так как разрывам подземных пород может предшествовать ломка их кристаллической структуры, когда через образовавшиеся щели в подземные воды попадает газ радон, а также путем замеров концентрации водорода, так как над линией разлома может выделяться газообразный водород, превышающий в 10 раз концентрацию для нормальных условий.
Анализ измеренных энергетических и пространственно-временных параметров производят в моменты, когда частота временного хода синусоидального периодического процесса соизмерима с частотой циклического времени измерения, так как характер периодичности реального и измеренного процессов различны. Причина различия - циклический характер времени измерения. Один и тот же процесс может быть и периодическим и непериодическим в разных временных циклических временах измерения. Так как временной ход даже синусоидального периодического процесса является периодическим только в случае соизмеримости его частоты с частотой циклической системы времени измерения, а во всех остальных случаях измерения дают непериодический процесс, то для повышения точности прогноза анализ измеренных параметров производят для случаев, когда частота временного хода синусоидального периодического процесса соизмерима с частотой циклического времени измерения. Время наступления землетрясения определяется методом сеток. Так как анализ измеренных параметров выполняется для последовательного набора дискретных значений времени, то полученные максимальные значения амплитуд позволяют определить в узлах сетки амплитуды колебаний гармонической составляющей электромагнитной волны. Существенным преимуществом предлагаемого технического решения является то, что при его реализации осуществляется разложение анализируемых параметров на составляющие их физические элементы, что позволяет установить границы аналогии, формализовать исходную информацию для составления прогноза в форму, удобную для обработки ее на ЭВМ, на основе заданных значений гармонических постоянных для местности с любым рельефом.
Однако важным аспектом при прогнозе землетрясений является возможность как можно более раннего предсказания возможности наступления потенциального землетрясения, что известными способами обеспечивается в неполной мере.
Кроме того, вследствие геотектонических особенностей Земли большинство землетрясений происходит под дном морей и океанов (Геоэкологический мониторинг морских нефтегазоносных акваторий / Л.И.Лобковский, Д.Г.Левченко, А.В.Леонов, А.К.Амбросимов // М.: Наука, 2005, с.82-83 [29]). При этом донная сейсмическая активность концентрируется в прибрежных зонах континентальных окраин, островных дуг и срединных океанических хребтов. Регистрация удаленных морских землетрясений наземными сейсмометрами производится с большими погрешностями при определении глубин гипоцентров, плановых координат и магнитуды, а слабые землетрясения практически не регистрируются. При этом проявления сейсмической активности на дне акваторий существенно отличаются от наземных. Большинство из них происходит незаметно для постороннего наблюдателя. Вместе с тем они приводят к большим изменениям в водной среде на дне. Даже относительно слабые донные землетрясения вызывают так называемое «разжижение грунта», что приводит в движение большие массы донных осадков при сравнительно малых наклонах дна (2-3 градуса). Высокая сейсмичность вызывает под действием гравитации лавинный сход осадочных масс с верхней части материкового склона. В некоторых районах подножья склонов оползневые массы составляют 50-80%. Процессы лавинной седиментации могут сопровождаться крупными оползнями большой разрушительной силы. Так, сход подводного землетрясения вследствие землетрясения в 1929 г. в районе Большой Ньюфаундлендской банки вызвал смещение донных масс на площади более 100 тысяч квадратных километров.
На дне океанов происходит непрерывный обмен водных масс с корой Земли. При повышении внутрикорового давления, что может происходить, например, при подготовке сильного землетрясения, флюиды, содержащиеся в порах коры, «выдавливаются» в придонный слой, вызывая существенное изменение его свойств. На суше это явление приводит к повышению уровня подземных вод в скважинах и служит одним из признаков для прогноза землетрясений.
Морские землетрясения приводят к локальным изменениям температуры водной толщи, что отмечалось при проведении наблюдений за водной поверхностью.
Для регистрации геофизических и гидрохимических параметров в придонном слое мирового океана используют донные станции, которые содержат следующие основные приборы: трехкомпонентный цифровой сейсмограф с частотами регистрации 0,03-40 Гц, акустооптический спектрометр видимого диапазона волн (415-800 нм), измеритель скорости и направления течений, измеритель температуры воды. измеритель давления, измеритель электропроводности воды, магнитометр постоянного магнитного поля, гамма-спектрометр и гидроакустический модуль для связи с обеспечивающим судном и позиционирования на дне (Геоэкологический мониторинг морских нефтегазоносных акваторий / Л.И.Лобковский, Д.Г.Левченко, А.В.Леонов, А.К.Амбросимов // М.: Наука, 2005, с.97-100 [29]). При этом посредством донной станции измеряют температуру воды, скорость звука в воде, давления на дне, скорости придонных течений и концентрации водородных ионов pH. Полученные результаты измерений подвергают обработке и выносят суждение о возможности готовящегося землетрясения.
Задачей настоящего предложения является повышение достоверности вероятностного прогноза землетрясения.
Поставленная задача решается за счет того, что в способе определения предвестника землетрясения, включающем измерение сигналов электростатических аномалий сетью сейсмических станций с выделением контрольных зон, определение их энергетических и пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса, выявление миграции локальных областей сейсмической активности, по изменению параметров которой судят о местоположении и величине готовящегося землетрясения в сейсмоактивной зоне, при этом определение электромагнитных предвестников землетрясения выполняют с учетом амплитуд частоты резонанса в волноводе Земля-ионосфера на фиксированных частотах с размещением по крайней мере одной из сейсмических станций на космической орбите, определение в качестве предвестника землетрясения повышенного содержания радона в подземных водах, определение в качестве предвестника землетрясения повышенного содержания водорода на линиях разлома, в котором определение энергетических и пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса производят в моменты, когда частота временного хода синусоидального периодического процесса будет соизмерима с частотой циклического времени измерения, измерение сигналов электрических аномалий наземными станциями производят на фиксированных частотах 7,8; 14,4; 20,3 Гц, а станцией, находящейся на космической орбите, измерения регистрируют в инфранизкочастотном диапазоне в области первой резонансной частоты, при этом максимальные значения амплитуды определяют по гармонической составляющей электромагнитной волны, ограниченной по контуру поверхности, причем максимальные значения амплитуд определяют для нескольких точек с вещественными или плановыми координатами с учетом высоты уровня моря для каждой точки, при этом в регионах, омываемыми морями, на морском дне устанавливают донные станции для измерения температуры, скорости придонных течений, давления на дне, скорости звука в воде, концентрации водородных ионов pH и постоянного магнитного поля, в отличие от известных способов, наземные станции дополнительно снабжены средством зондирования земной коры в частотном диапазоне 0,01-1000 Гц, которое установлено на заданном горизонте по глубине земной коры, сеть наземных сейсмических станций устанавливают по трансконтинентальной системе разломов, в регионах, омываемых морями, донные станции устанавливают в прибрежных зонах континентальных окраин, островных дуг, срединных океанических хребтов и подножий грязевых вулканов, определение пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса выполняют путем взаимного корреляционного анализа.
Предлагаемый способ определения предвестника землетрясения основывается на анализе результатов измерений, зарегистрированных на дне Авачинской бухты, перед землетрясением и в момент землетрясения 07.08.1999 (Геоэкологический мониторинг морских нефтегазоносных акваторий / Л.И.Лобковский, Д.Г.Левченко, А.В.Леонов, А.К.Амбросимов // М.: Наука, 2005, с.22-24 [29]).
Анализ результатов зарегистрированных подводных землетрясений с магнитудой 4-5 с глубиной гипоцентра 35-40 км показал следующее.
За 8 суток до землетрясения увеличивается скорость течения и за семь суток достигает максимума (с 0,05 м/с до 0,15 м/с). При этом показатель pH изменяется скачкообразно, но стабильно относительно среднего уровня, температура воды, скорость звука и давление на дне начинают медленно и синхронно повышаться.
За пять суток до землетрясения скорость придонного течения резко уменьшается (с 0,15 м/с до 0,05 м/с и менее), а показатель pH резко возрастает (с 7,2 до 7,6), при этом температура воды, скорость звука и давление на дне продолжают монотонно и синхронно повышаться (Геоэкологический мониторинг морских нефтегазоносных акваторий / Л.И.Лобковский, Д.Г.Левченко, А.В.Леонов, А.К.Амбросимов // М.: Наука, 2005, с.22-24 [29]). За трое суток до землетрясения показатель рН резко падает, при этом температура воды, скорость звука и давление на дне продолжают монотонно и синхронно увеличиваться.
Техническая сущность способа заключается в следующем.
Измерение сигналов электрических аномалий наземными станциями производят, как и в прототипе [28], с учетом амплитуд частоты резонанса в волноводе Земля-ионосфера на фиксированных частотах 7,8; 14,4 и 20,3 Гц, которые имеют значительное увеличение по амплитуде по сравнению с другими частотами, а станцией, находящейся на космической орбите измерения, регистрируют в инфранизкочастотном диапазоне с характерным максимумом в области первой резонансной частоты 6-8 Гц.
При этом максимальные значения амплитуды определяют по гармонической составляющей электромагнитной волны, ограниченной по контуру поверхности, которая задается амплитудой А, углом положения q, периодом Т на основании зависимости Amax(t)=Acos(qt-g), где g - угловая скорость гармонической волны, t - фиксированный момент времени. Причем значения Amax(t) определяют для нескольких точек с вещественными плановыми координатами, направленными на восток и север, ограниченной по контуру поверхности местности с учетом высоты уровня моря для каждой точки.
В отличие от прототипа [28] наземные станции дополнительно снабжены средством зондирования земной коры с частотным диапазоном 0,01-1000 Гц, установленным на заданную глубину земной коры.
Средство зондирования земной коры с частотным диапазоном 0,01-1000 Гц представляет собой сейсмический комплекс, включающий датчики-велосиметры с диапазоном регистрируемых частот 0,01-20 Гц, 05,-40 Гц, 1,0-150 Гц для регистрации микросейсмического волнового поля и датчики сейсмоакустических измерений с диапазоном регистрируемых частот 1,0-1000 Гц, которые устанавливают в скважину на разных горизонтах по глубине земной коры, что позволяет получить более широкий спектр сейсмических сигналов.
По максимальным значениям амплитуды для последовательного набора дискретных значений времени определяют амплитуды колебаний гармонической составляющей электромагнитной волны на фиксированных частотах, по которым определяют время наступления землетрясения.
После установления времени возникновения землетрясения выявляют миграцию локальных областей (зон) сейсмической активности путем замеров концентрации содержания радона в подземных водах, так как разрывам подземных пород может предшествовать ломка их кристаллической структуры, когда через образовавшиеся щели в подземные воды попадает газ радон, а также путем замеров концентрации водорода, так как над линией разлома может выделяться газообразный водород, превышающий в 10 раз концентрацию для нормальных условий.
Анализ измеренных энергетических и пространственно-временных параметров производят в моменты, когда частота временного хода синусоидального периодического процесса соизмерима с частотой циклического времени измерения, так как характер периодичности реального и измеренного процессов различны. Причина различия - циклический характер времени измерения. Один и тот же процесс может быть и периодическим и непериодическим в разных временных циклических временах измерения. Так как временной ход даже синусоидального периодического процесса является периодическим только в случае соизмеримости его частоты с частотой циклической системы времени измерения, а во всех остальных случаях измерения дают непериодический процесс, то для повышения точности прогноза анализ измеренных параметров производят для случаев, когда частота временного хода синусоидального периодического процесса соизмерима с частотой циклического времени измерения. Время наступления землетрясения определяется методом сеток. Так как анализ измеренных параметров выполняется для последовательного набора дискретных значений времени, то полученные максимальные значения амплитуд позволяют определить в узлах сетки амплитуды колебаний гармонической составляющей электромагнитной волны.
Сеть сейсмических станций устанавливают по трансконтинентальной системе разломов, что позволяет контролировать прохождение колебаний гармонической составляющей электромагнитной волны, например в направлениях удаленных регионов с городами мегаполисами, и соответственно принять заблаговременные меры для предотвращения возможных негативных последствий, при неблагоприятном развитие событий.
Преимуществом предлагаемого технического решения является то, что при его реализации регистрируют более широкий спектр сейсмических сигналов. Установка средства зондирования земной коры с частотным диапазоном 0,01-1000 Гц, установленным на заданную глубину земной коры от 15 до 150 м в режиме зондирования земной коры низкочастотными акустическим сигналами, позволяет проникнуть на большую глубину в недра Земли и исследовать ее строение вплоть до внутреннего ядра, и соответственно, более ранее выявить появление аномалий, включая появление наведенной сейсмичности при извлечении больших объемов нефти и газа из земных недр в регионах добычи углеводородов.
Как и в прототипе, осуществляется разложение анализируемых параметров на составляющие их физические элементы, что позволяет установить границы аналогии, формализовать исходную информацию для составления прогноза в форму, удобную для обработки ее на ЭВМ, на основе заданных значений гармонических постоянных для местности с любым рельефом.
При этом в качестве контролируемого параметра геофизических полей могут быть приняты уровень естественной радиоактивности, микросейсмической активности, напряженность электромагнитного поля, температура и давление воздуха, температура приповерхностных слоев литосферы и гидросферы, а также, как и в известных способах [25, 26] содержание озона в атмосфере и содержание гелия в подземных флюидах тектонического происхождения, изменение силы тяжести, деформации земной поверхности. Контролировать можно параметры либо одного из перечисленных полей, либо, что повышает достоверность контроля, определенного их комплекса. При этом по вариациям содержания гелия, во время сильных землетрясений, которые проявляются в течение 1,0-1,5 месяцев до события можно предварительно установить момент возможного начала землетрясения, с последующим его уточнением по остальным анализируемым параметрам.
Одновременно с регистрацией сигналов наземной сейсмической станцией, в регионах, омываемыми морями, посредством установленных донных станций на морском дне, измеряют температуру придонного слоя морской воды, скорость придонных течений, давление на морском дне, скорость звука в воде, концентрацию водородных ионов pH и вариации магнитного поля.
При этом в регионах, омываемых морями, донные станции устанавливают в прибрежных зонах континентальных окраин, островных дуг, срединных океанических хребтов, и подножий грязевых вулканов, определение пространственно-временных параметров и направленности развития сейсмического процесса выполняют путем взаимного корреляционного анализа.
*
*
*
*
*
*
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
Определение взаимной статистической связи между скоростными составляющими z'(t) и z'(x), описывающими динамику движущейся волновой поверхности z'(x,t) в пространственно-временном представлении, связано с использованием взаимокорреляционного и взаимоспектрального анализа. При этом z'(t) и z'(x) являются стационарньми случайными функциями, характеризующими соответственно скорость изменения ординат движущейся волновой поверхности во времени и в направлении оси ox. В свою очередь, функция z'(x), где x(t) - стационарная случайная функция, описывающая смещение волновой поверхности вдоль оси ox*, представляется как функция времени
, что позволяет в полной мере использовать взаимокорреляционный и взаимоспектральный анализ.
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
В результате взаимокорреляционная функция между
и
определяется как:
<mrow><mrow><mrow><mtable><mtr><mtd><mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><msup><mi>x</mi><mo>*</mo></msup></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac><mn>1</mn><mrow><mi>T</mi><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow></mfrac><mstyle displaystyle="true"><mrow><msubsup><mo>∫</mo><mn>0</mn><mrow><mi>T</mi><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow></msubsup><mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mrow><mi>t</mi><mo>+</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mi>d</mi><mi>t</mi></mrow></mrow></mstyle></mrow></mtd></mtr><mtr><mtd><mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><msup><mi>x</mi><mo>*</mo></msup></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mrow><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>z</mi><mrow><msup><mi>x</mi><mo>*</mo></msup></mrow><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac><mn>1</mn><mrow><mi>T</mi><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow></mfrac><mstyle displaystyle="true"><mrow><msubsup><mo>∫</mo><mn>0</mn><mrow><mi>T</mi><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow></msubsup><mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup></mrow></mrow></mstyle><mrow><mo>(</mo><mrow><mi>t</mi><mo>+</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mi>d</mi><mi>t</mi></mrow></mtd></mtr></mtable></mrow><mo>}</mo></mrow><mtext> </mtext><mrow><mo>(</mo><mn>1</mn><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><mover accent="true"><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow><mo stretchy="true">¯</mo></mover><mo>=</mo><mn>0</mn></mrow>
<mrow><mover accent="true"><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow><mo stretchy="true">¯</mo></mover></mrow>
<mrow><msubsup><mi>σ</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup></mrow><mn>2</mn></msubsup></mrow>
<mrow><msubsup><mi>σ</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow><mn>2</mn></msubsup></mrow>
где Т - временной интервал квазистационарности случайных функций
и
с нулевыми средними значениями
,
, и дисперсиями
,
;
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>≠</mo><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mrow><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow></mrow>
τ - временной сдвиг между значениями (ординатами) функций
и
. В общем случае функция взаимной корреляции является несимметричной, т.е.
.
<mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mrow><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
При этом функция
характеризует степень статистической связи при упреждении
относительно
, а функция
- при запаздывании
относительно
.
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
Взаимокорреляционная функция позволяет произвести оценку статистической связи и определить среднюю разность фаз изменения функций
и
относительно друг друга. При этом выделяются два характерных случая:
<mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mrow><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow></mrow>
1. Когда
- функция взаимной корреляции симметрична относительно временного сдвига τ=0.
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>≠</mo><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mrow><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow></mrow>
2
1
2. Максимум функции достигается при τ=0, разность фаз функций
и
, (φ-φ)=0, что свидетельствует о синхронности протекания процессов. Когда
- функция взаимной корреляции ассиметрична относительно временного сдвига φ=0.
с
c
2
1
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
Максимум функции достигается при временном сдвиге τ=τ≠0, разность фаз, соответствующая временному сдвигу τ, (φ-φ)≠0, что свидетельствует об асинхронном протекании процессов
и
.
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
Оценка степени и характера взаимной статистической связи функций
и
производится на основе коэффициента взаимной корреляции, определяемого как:
<mrow><mrow><mrow><mtable><mtr><mtd><mrow><msub><mi>r</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac><mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow><mrow><msub><mi>σ</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>'</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><msub><mi>σ</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub></mrow></mfrac></mrow></mtd></mtr><mtr><mtd><mrow><msub><mi>r</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mrow><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><msub><mi>r</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac><mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow><mrow><msub><mi>σ</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><msub><mi>σ</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub></mrow></mfrac></mrow></mtd></mtr></mtable></mrow><mo>}</mo></mrow><mtext> </mtext><mrow><mo>(</mo><mn>2</mn><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
- взаимная дисперсия функций
и
при временном сдвиге τ, отвечающем максимуму функции взаимной корреляции;
<mrow><msub><mi>r</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><msub><mi>r</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mrow><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
- коэффициенты взаимной корреляции функций
и
при временном сдвиге τ, соответствующем максимуму функции взаимной корреляции;
<mrow><mn>0</mn><mo>≤</mo><mrow><mo>|</mo><mrow><msub><mi>r</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow><mo>|</mo></mrow><mo>≤</mo><mn>1</mn></mrow>
<mrow><mrow><mo>|</mo><mrow><msub><mi>r</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow><mo>|</mo></mrow></mrow>
При этом модуль коэффициента взаимной корреляции
определяет степень статистической связи функции, а его знак свидетельствует о прямой или обратной зависимости функций.
В случае прямой зависимости r(τ)>0, - имеет место одинаково направленные отклонения функций от среднего значения, а в случае r(τ)<0 - взаимно-обратное направление отклонений функций.
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
Для выделения свойств симметрии и асимметрии взаимной связи функции
и
, относительно временного сдвига τ=0, используется представление функции взаимной корреляции в виде:
<mrow><mrow><mrow><mtable><mtr><mtd><mrow><msub><mi>R</mi><mi>ч</mi></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac><mn>1</mn><mn>2</mn></mfrac><mrow><mo>[</mo><mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mrow><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>+</mo><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow><mo>]</mo></mrow></mrow></mtd></mtr><mtr><mtd><mrow><msub><mi>R</mi><mrow><mi>н</mi><mi>ч</mi></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac><mn>1</mn><mn>2</mn></mfrac><mrow><mo>[</mo><mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mrow><mo>−</mo><mi>τ</mi></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>+</mo><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow><mo>]</mo></mrow></mrow></mtd></mtr></mtable></mrow><mo>}</mo></mrow></mrow>
ч
где R(τ) - четная часть функции взаимной корреляции;
нч
R(τ) - нечетная часть функции взаимной корреляции.
ч
Функция R(τ) - четная относительно временного сдвига τ=0,
ч
ч
2
1
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
т.е. R(τ)=R(-τ), что свидетельствует о разности фаз (φ-φ)=0 между функциями
и
и их синхронными изменениями.
нч
нч
нч
<mrow><msub><mi>R</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
Функция R(τ) отражает свойство асимметрии взаимнокорреляционной функции
, является нечетной функцией R(τ)≠R(-τ).
нч
Асимметрия функции R(τ) выражается в смещении ее максимума на временной сдвиг τ≠0.
нч
2
1
При этом R(τ)≠0 свидетельствует о разности фаз (φ-φ)≠0 и соответственно об асинхронности протекающих процессов.
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
Как следует из представления функции взаимной корреляции в виде, степень статистической связи и разность фаз колебаний процессов
и
непосредственно зависят от соотношения взаимной дисперсии синхронного и асинхронного их взаимодействия.
Это позволяет перейти к спектральному представлению взаимной связи функций на основе определения функции взаимной спектральной плотности, представляющей собой преобразование Фурье взаимной корреляционной функции.
В этом случае функция взаимной спектральной плотности выражается в виде:
<mrow><msub><mi>S</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><msub><mi>S</mi><mi>В</mi></msub><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow><mo>+</mo><mi>j</mi><msub><mi>S</mi><mrow><mi>К</mi><mi>В</mi></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
;
<mrow><msub><mi>S</mi><mi>В</mi></msub><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac><mn>1</mn><mn>2</mn></mfrac><mstyle displaystyle="true"><mrow><msubsup><mo>∫</mo><mn>0</mn><mi>T</mi></msubsup><mrow><msub><mi>R</mi><mi>Ч</mi></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mi>cos</mi><mi>ω</mi><mi>τ</mi><mtext> </mtext><mi>d</mi><mi>τ</mi></mrow></mrow></mstyle></mrow>
где
- вещественная часть взаимного спектра функции;
<mrow><msub><mi>S</mi><mrow><mi>К</mi><mi>В</mi></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac><mn>1</mn><mn>2</mn></mfrac><mstyle displaystyle="true"><mrow><msubsup><mo>∫</mo><mn>0</mn><mi>T</mi></msubsup><mrow><msub><mi>R</mi><mrow><mi>Н</mi><mi>Ч</mi></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>τ</mi><mo>)</mo></mrow><mi>sin</mi><mi>ω</mi><mi>τ</mi><mtext> </mtext><mi>d</mi><mi>τ</mi></mrow></mrow></mstyle></mrow>
- квадратурная часть взаимного спектра функций.
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
Вещественная часть взаимного спектра определяет вклад энергии частот спектра функции в общую взаимную дисперсию при временном сдвиге τ=0, т.е. является мерой взаимной энергии при синхронном взаимодействии процессов
и
.
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
<mrow><mi>τ</mi><mo>=</mo><mfrac bevelled="true"><mi>T</mi><mn>4</mn></mfrac></mrow>
Квадратурная часть взаимного спектра определяет вклад энергии частот спектра функций в общую взаимную дисперсию при временном сдвиге частот спектра функции
относительно
на
.
В результате коэффициент взаимной корреляции функций в частотном представлении определяется как
<mrow><mi>r</mi><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac><mrow><msqrt><mrow><msubsup><mi>S</mi><mi>В</mi><mn>2</mn></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow><mo>+</mo><msubsup><mi>S</mi><mrow><mi>к</mi><mi>в</mi></mrow><mn>2</mn></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow></mrow></msqrt></mrow><mrow><msqrt><mrow><msub><mi>S</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow></mrow></msqrt><msqrt><mrow><msub><mi>S</mi><mrow><msubsup><mi>Z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow></mrow></msqrt></mrow></mfrac><mo>;</mo><mtext> </mtext><mrow><mo>(</mo><mn>3</mn><mo>)</mo></mrow></mrow>
где 0≤r(ω)≤1
Согласно определению r(ω) можно выделить следующие характерные случаи:
кв
В
1. Когда S(ω)=0, S(ω)≠0 - разность фаз колебаний на частоте
2
1
ω(φ-φ)=0, т.к. взаимосвязь процессов осуществляется только за счет синхронного их взаимодействия.
В
кв
<mrow><mi>ω</mi><mrow><mo>(</mo><mrow><msub><mi>ϕ</mi><mn>2</mn></msub><mo>−</mo><msub><mi>ϕ</mi><mn>1</mn></msub></mrow><mo>)</mo></mrow><mo>=</mo><mfrac bevelled="true"><mi>π</mi><mn>2</mn></mfrac></mrow>
2. Когда S(ω)=0, S(ω)≠0 - разность фаз спектральных компонент на частоте
, т.к. взаимосвязь между колебаниями с частотой со осуществляется только за счет энергии асинхронного их взаимодействия.
В
КВ
3. Когда S(ω)≠0, S(ω)≠0, разность фаз спектральных компонент на частоте ω определяется как
<mrow><mi>Δ</mi><mi>ϕ</mi><mo>=</mo><msub><mi>ϕ</mi><mn>2</mn></msub><mo>−</mo><msub><mi>ϕ</mi><mn>1</mn></msub><mo>=</mo><mi>a</mi><mi>r</mi><mi>c</mi><mi>t</mi><mi>g</mi><mfrac><mrow><msub><mi>S</mi><mi>в</mi></msub><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow></mrow><mrow><msub><mi>S</mi><mrow><mi>к</mi><mi>в</mi></mrow></msub><mrow><mo>(</mo><mi>ω</mi><mo>)</mo></mrow></mrow></mfrac></mrow>
;
2
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mrow><mi>x</mi><mo>*</mo></mrow><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
где φ - начальная фаза процесса
;
1
<mrow><msubsup><mi>z</mi><mi>t</mi><mo>'</mo></msubsup><mrow><mo>(</mo><mi>t</mi><mo>)</mo></mrow></mrow>
φ - начальная фаза процесса
.
При этом следует отметить, что определяемый коэффициент взаимной корреляции r(ω) позволяет произвести не только оценку линейной статистической связи спектральных компонент процессов на общей частоте ω, но и оценить устойчивость разности фаз. В случае когда разность фаз процессов Δφ=const, r(ω)=1, при неустойчивости разности фаз r(ω)→0.
Предвестники землетрясения могут устанавливаться в следующей последовательности. При повышении внутрикорового давления, что может происходить, например, при подготовке сильного землетрясения, через жерла подводных грязевых вулканов и расщелины тектонических разломов, флюиды, содержащиеся в порах коры «выдавливаются» в придонный слой, вызывая существенное изменение его свойств, посредством донной станции измеряют температуру придонного слоя морской воды, скорость придонных течений, давление на дне, скорость звука в воде, концентрацию водородного показателя pH. При этом, за 8 суток до землетрясения увеличивается скорость течения и за семь суток достигает максимума (с 0,05 м/с до 0,15 м/с). При этом показатель pH изменяется скачкообразно, но стабильно относительно среднего уровня, температура воды, скорость звука и давление на дне начинают медленно и синхронно повышаться.
За пять суток до землетрясения, скорость придонного течения резко уменьшается (с 0,15 м/с до 0,05 м/с и менее), а показатель pH резко возрастает (с 7,2 до 7,6), при этом температура воды, скорость звука и давление на дне продолжают монотонно и синхронно повышаться. За трое суток до землетрясения показатель pH резко падает, при этом температура воды, скорость звука и давление на дне продолжают монотонно и синхронно увеличиваться.
В качестве донной станции может быть применена донная станция разработки ОКБ ОТ РАН (Геоэкологический мониторинг морских нефтегазоносных акваторий / Л.И.Лобковский, Д.Г.Левченко, А.В.Леонов, А.К.Амбросимов // М.: Наука, 2005, с.97-100 [29]).
Реализация заявляемого способа технической сложности не представляет, что позволяет сделать вывод о соответствии заявляемого технического решения условию патентоспособности "промышленная применимость".
Источники информации
1. Авторское свидетельство SU №1444688.
2. Авторское свидетельство SU №1444689.
3. Авторское свидетельство SU №1300093.
4. Авторское свидетельство SU №1469481.
5. Авторское свидетельство SU №1300394.
6. Авторское свидетельство SU №1721563.
7. Авторское свидетельство SU №1712920.
8. Авторское свидетельство SU №1712919.
9. Авторское свидетельство SU №1171737.
10. Авторское свидетельство SU №1376766.
11. Авторское свидетельство SU №1454103.
12. Авторское свидетельство SU №499543.
13. Авторское свидетельство SU №913311.
14. Авторское свидетельство SU №1080099.
15. Авторское свидетельство SU №1171737.
16. Авторское свидетельство SU №1193620.
17. Патент RU №1806394.
18. Патент RU №2037162.
19. Авторское свидетельство SU №1290889.
20. Авторское свидетельство SU №1182462.
21. Авторское свидетельство SU №1331284.
22. Авторское свидетельство SU №1347741.
23. Авторское свидетельство SU №1347742.
24. Авторское свидетельство SU №1349535.
25. Патент RU №2030769.
26. Патент RU №2170448.
27. Авторское свидетельство SU №1628026.
28. Патент RU №2269145.
29. Геоэкологический мониторинг морских нефтегазоносных акваторий / Л.И.Лобковский, Д.Г.Левченко, А.В.Леонов, А.К.Амбросимов // М.: Наука, 2005, с.97-100 [29].