Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Исследование ультранизкочастотных электротеллурических сигналов с крутыми фронтами

ВАК РФ 25.00.10, Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Содержание диссертации, кандидата физико-математических наук, Чирков, Евгений Борисович

Введение

Глава 1. Вариации электрического поля при изменении напряженно-деформированного состояния среды.

1.1. Специфические вариации электрического поля после взрывного воздействия.

1.2 Вариации электрического поля в период афтершоковой последовательности.

Глава 2. Информационные параметры для исследования вариаций электрического поля.

2.1. Модель процесса измерения.

2.2. Информационные параметры для оценки характеристик источников сигналов.

Глава 3. Исследование эффективности информационных параметров методами имитационного и математического моделирования.

3.1. Имитационное моделирование ИП для оценки характеристик источников.

3.2. Поля - помехи удаленных источников.

3.3. Анализ поля вертикального диполя в среде с вертикальным градиентом.

Глава 4. Независимый мониторинг параметров геоэлектрического разреза.

4.1. Наблюдение ЭП при вибровоздействии.

4.2. Методика синхронной регистрации ЭП.

4.3. Гибридная оценка характеристик геоэлектрического разреза.

Глава 5. Методы повышения надежности геодинамического мониторинга

5.1. Снижение влияния шума измерительных электродов на результаты наблюдения.

5.2. Эталонирование измерительной установки.

5.3. Аппаратура и методика мониторинга.

5.4. Специфика мониторинга локальных источников УНЧ сигналов.

5.5. Пример мониторинга локального источника электрического поля

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Исследование ультранизкочастотных электротеллурических сигналов с крутыми фронтами"

Актуальность проблемы.

Человеческие жертвы и значительный материальный ущерб, приносимый землетрясениями, горными ударами и экологическими катастрофами делают актуальной задачу изучения предшествующих этим событиям геодинамических процессов. Изучение и контроль геодинамических процессов с помощью геофизических методов с целью поиска и исследования предвестников является одной из важнейших компонент работ, проводимых в этом направлении. Мониторинг естественного электрического поля является одним из наиболее перспективных геофизических методов для изучения и контроля геодинамических процессов, вследствие того, что:

1. Экспериментально получено большое число аномальных сигналов, предполагаемых по результатам предыдущих работ предвестниковыми. Первые обзоры экспериментальных свидетельств связи аномалий земных токов с землетрясениями появились еще в 19 веке в работах Shida; Miln, Бахметьева, (Пономарев, 1987). Эти сигналы получены разными исследователями в разных регионах в ряде случаев на основе этих сигналов был осуществлен успешный прогноз (Noritomi, 1978). Последние достижения в этой области отражены в следующих обзорах и монографиях (Пономарев,. 1987; Гохберг и др. 1988; Соболев, 1993; Parrot, and Johnston, 1989; Park et al, 1993; Hayakawa and Fujinawa, 1994; Park, 1996; Hayakawa, 1999; Hayakawa and Molchanov, 2002). Величина и морфология аномальных сигналов (Corwin and Morrison, 1977) достаточно хорошо согласуется с данными лабораторных экспериментов по нагружению образцов горных пород и может быть легко объяснена теоретически на основе известных физических механизмов (Добровольский, 1991; Gershenzon and Bambakidis, 2001). Все это позволяет считать существование связанных с геодинамическими процессами предвестниковых сигналов в естественном электрическом поле установленным фактом.

2. В естественном электрическом поле отражаются также такие широко известные предвестниковые явления как изменение уровня или режима подземных вод, изменение электросопротивления массива горных пород и изменения химических условий в окрестности измерительных электродов.

3. Метод является удобным для организации сетей наблюдений в силу своей дешевизны, интегрального характера регистрируемого сигнала, благодаря которому мы получаем информацию не только о близлежащих, но и об удаленных источниках электрического сигнала. Измерения ЭТП (электротеллурического поля) и электросопротивления с целью мониторинга напряженно-деформированного состояния среды привлекательны интегральным характером получаемой при этом информации, значительным числом потенциальных эффектов и отсутствием требований дорогостоящего оборудования наблюдательных пунктов (штольни, скважины).

Однако это многообразие явлений и процессов, отражающихся в естественном электрическом поле, влечет за собой значительные трудности в определении природы аномального сигнала, оценке характеристик генерирующего сигнал процесса и вынесении заключения о наличии или отсутствии связи аномального сигнала с процессом подготовки землетрясения. Сложившаяся ситуация, в той или иной форме находит отражение в работах, касающихся данной тематики. Так, Мидзутани (Acada и др., 1984) отмечает важность результатов измерений земных токов и потенциалов для понимания процесса подготовки землетрясения и значительные трудности, связанные не с использованием приборов, а с учетом влияния на земные токи геомагнитного поля и различных физических и химических условий и обращает внимание на то, что за последние годы в методике наблюдений земных токов не появилось никаких существенных улучшений. Таким образом, изучение процессов, оказывающих влияние на результаты измерений при мониторинге естественного электрического поля, и разработка методики измерений разделения наблюдаемого сигнала на отдельные компоненты, является актуальной задачей.

Сигналы с крутыми фронтами с точки зрения мониторинга обладают несколькими существенными преимуществами. Здесь упрощается процедура выделения сигнала и определения его амплитуды - сигнал заметен благодаря крутому фронту, по которому определяется его амплитуда, поскольку из-за крутизны фронта вероятность наложения сигналов мала. Это дает хорошие перспективы для разработки процедуры автоматического выделения сигнала, аналогичной используемой в сейсмологии, в первую очередь для этого типа сигналов. Более того, для выделения сигнала можно обойтись без знания сезонного хода. Снижены также требования к стабильности нуля измерительно-регистрирующего устройства и стабильности потенциалов измерительных электродов. Последние два обстоятельства делают возможным использование мониторинга электротеллурических сигналов с крутыми фронтами для сетей динамического развертывания и эпицентральных экспедиций наряду с измерением магнитного поля и ЭМИ. Дополнительным преимуществом является относительно большой интервал времени между проявлением предвестника и землетрясением (до нескольких недель). Осложняющим обстоятельством при мониторинге таких сигналов является необходимость регистрации с несколько большей, чем принято, частотой опроса, что в настоящее время является решаемой технической задачей.

Хотя в литературных данных имеются упоминания о регистрации короткопериодных сигналов (Noto, 1933; Yoshimatsu, 1957; Kato et aL> 1950, Тихонов и др., 1954), однако достоверность их выделения была невысокой, они появлялись, как правило, на одной линии и были неразличимы со скачками потенциала измерительного электрода. С достаточной степенью надежности сигналы с крутыми фронтами были обнаружены впервые на Камчатке группой Г.А.Соболева, где функционировала сеть станций и применялись основные и дублирующие измерительные линии (Соболев., Морозов., 1970). Сигналы не удалось синхронно зарегистрировать на нескольких, разнесенных на несколько десятков километров, станциях. На основании этого был сделан вывод об их локальной природе (под локальностью источника здесь и далее мы будем понимать расположение источника в окрестности измерительной установки). После того, как подобные сигналы не были обнаружены перед сильным Усть-Камчатским землетрясением(1971, М=7) интерес к ним в нашей стране пропал (Соболев, 1993). Затем на эти сигналы обратил внимание профессор Varotsos. Сигналы получили название SES (seismic electric signals), и уже более двадцати лет используются группой VAN для прогноза землетрясений в Греции. В связи с успехами практического прогноза эти работы вызвали живейший интерес научной общественности. В 1989 году, по инициативе проф. Варотсоса, была проведена международная конференция с участием ведущих специалистов в этой области из СССР, США, Японии, Италии, Франции и ряда других стран. Материалам этой конференции был посвящен отдельный выпуск Tectonophysics (224, N1/3, 1993). В 1996-1998 годах развиваемый группой VAN способ прогноза землетрясений на основе мониторинга электрических сигналов с крутыми фронтами подвергся многостороннему критическому анализу в значительном количестве публикаций, включая специально посвященный этой теме выпуск Geophysical Research Letters. Дискуссия вышла за рамки специальных журналов, и отдельные статьи были опубликованы в Science и Nature. Критика затронула практически все стороны и аспекты прогнозных исследований, проводимых группой VAN: достоверность и естественный характер наблюдаемых сигналов, эффективность методики выделения сигналов на фоне помех, используемые магнитудные шкалы и каталоги для оценки сейсмических событий, объясняющие природу сигналов физические модели, технологию прогноза, точность прогноза, достоверность документов, подтверждающих прогнозные заявления, статистическую значимость и эффективность прогноза.

Критику прогноза группы VAN можно разделить на несколько направлений:

1) Критика возможности краткосрочного прогноза вообще.

2) Критика, касающаяся феноменологии сигналов и методики их выделения на фоне помех.

3) Критика эффективности прогноза, неприятие установленных погрешностей схемы, предположения о наличии апостериорной подгонке значений допусков, подозрения в использовании сейсмологических данных и предложение альтернативных методов прогноза на основе только сейсмологических данных.

4) Критика касающаяся интерпретации природы наблюдаемых сигналов.

Что касается возможности краткосрочного прогноза вообще, то она определяется существованием геодинамического процесса подготовки землетрясения. Это в настоящее время не вызывает сомнений у большинства исследователей и подтверждается многократным наблюдением процессов деформации и поднятия областей над будущим очагом землетрясения (Tsubokawa, 1964; Mescherikov, 1968;: Castle et al, 1974; Wyss et al, 1997), результатами совместного анализа региональных тектонических напряжений и механизмов очагов землетрясения (Касахара, 1985); наблюдением картин закономерного распределения предвестников вокруг будущего эпицентра (Добровольский, 1991) и многих других косвенных признаков (Рикитаке, 1979; Асада и др. 1984, Sobolev, 1993). Косвенным свидетельством наличия процесса подготовки является также существование форшоков для 10-30% крупных землетрясений в период от дней до первых месяцев (Wyss et al., 1997).

В последней работе также дан краткий обзор доказательств существования процесса подготовки землетрясения на основе результатов реальных геофизических исследований.

Физические основания возможности прогноза достаточно подробно рассмотрены в известной работе (Scholz et al, 1973).

При этом, у разных исследователей (Добровольский, 1991; Gufeld et al., 1999; Iudin and Kas'yanov, 1999; Freund et al., 1999; Rokityansky, 2002) могут быть совершенно разные точки зрения на механизм накопления напряжений и время, необходимое для подготовки магистрального разрыва, но необходимость такого накопления и существование отражения этого процесса в деформационных и геофизических полях, не вызывают серьезных возражений. Заметим также, что модная сейчас теория, объявляющая землетрясение объектом типа SOC (self OTganized critical) вызывает резкую критику авторитетных этой области ученых, таких как M.Wyss, S. Park, С. Scholz, and L. Sykes (Wyss et al., 1997; Sykes et al., 1999).

В настоящее время имеется серьезная научная база для разработки методов краткосрочного прогноза. Достаточно хорошо изучены теоретически и проверены экспериментально механизмы генерации многих предвестников, в частности для электромагнитных предвестников (Иванов, 1940; Френкель, 1944; Пархоменко, 1968; Добровольский, 1991; Fitterman, 1979; Dobrovolsky et al, 1989; Gershenzon and Bambakidis, 2001); достигнуты значительные успехи в физическом моделировании процесса разрушения для изучения эффектов в различных геофизических полях [Yoshida et al, 1998; Jouniaux,. and Pozzi, 1997; Ueda, 2000), в том числе, на крупных неоднородных блоках (Соболев и др., 1982; Пономарев, 1987;Соболев и Кольцов, 1988). Накоплен колоссальный экспериментальный материал по предвестникам всех видов, практически во всех регионах International Frontier Research Group on Earthquakes (RIKEN IFREQ), (Hayakawa and Fujinawa, 1994; Hayakawa and Molchanov, 2002); многие полевые наблюдения предвестников могут быть объяснены теоретически на основе достаточно правдоподобных предположений, основанных на результатах лабораторных экспериментов (Пономарев, 1987; Соболев, 1993; Jouniaux and Pozzi, 1997; Ueda, 2000). На специализированных, хорошо оснащенных полигонах, на плотных сетях проводятся многолетние комплексные наблюдения (Авагимов,1991; Брагин, 2001; Park, and Fitterman, 1990; Park, 1991).

Что же касается современного состояния дел в области краткосрочного прогноза то, по мнению ряда специалистов, проблема практического прогноза почти также далека от решения, как и несколько десятилетий назад (Соболев, 1993; Geller, 1996а; Geller et al, 1997; Kagan and Jackson, 1996; Брагин, 2001; Hayakawa and Molchanov, 2002), и оптимизм, также как и многолетний опыт практического прогноза группы VAN, является здесь редким исключением.

К следующему кругу вопросов относится собственно схема прогноза группы VAN (Varotsos and Alexopoulos, 1984 a, b) Этот круг может быть рассмотрен изолировано.

Evison and Rhoades (1996) выделяют также два этапа в тестировании возможного кандидата в предвестники: установление значимости связи между предвестниковым сигналом и сейсмичностью, и тестирование собственно прогнозной модели. При этом Evison and Rhoades (1996) утверждают, что успех первого этапа может свидетельствовать не о наличии связи, а об изобретательности исследователя.

Evison and Rhoades (1996) предлагают разделить период обучения и период тестирования полностью сформулированной прогнозной модели. Заметим, что этот подход может применяться и при апостериорном анализе к данным, не используемым при обучении, поскольку прогнозная модель полностью формализована. Этот подход наиболее удобен для проверки, но оставляет без внимания трудности формализации прогнозной модели и неизбежные ошибки, возникающие на стадии формализации. Действительно, интуиция исследователя, как правило, значительно богаче его способности к формализации, и неуклюжая формализация может быть причиной отбраковки реального предвестника и выделения ложного предвестника.

Geller (1996b, 1997), Jackson (1996) и Evison and Rhoades (1996) выразили мнение, что прогноз VAN недостаточно формализован для его проверки. С этим можно согласиться, принимая внимание то, что прогноз состоит из двух независимых частей -первая из которых - выделение предвестникового сигнала и составление официального прогноза на основе его параметров, а вторая - установление допустимых погрешностей в предсказании по магнитуде, пространству и BpeMeHH(Varotsos et al, 1993). Первая часть -выделение предвестникового сигнала, как будет показано ниже, является параметризованой, то есть, результат выделения также будет меняться в зависимости от принимаемых величин допустимых погрешностей выполнения критериев выделения сигнала. Поэтому, при апостериорном использовании этих правил выделения предвестникового сигнала возникает возможность подгонки параметров из-за наличия степеней свободы. Однако, поскольку прогноз VAN априорен и документирован, апостериорная подгонка исключается и может быть проведена формальная проверка.

По сути дела здесь идет проверка не всей методики прогноза, а лишь результатов прогноза. Недостатком такого подхода является то, что мы не знаем в точности, что проверяем и не можем быть уверены, что в разных случаях проверяем одну и ту же стратегию прогноза. Поэтому, следует согласиться с Evison and Rhoades (1996), что для сторонних наблюдателей речь идет о установлении значимости связи между предвестниковым сигналом и сейсмичностью, поскольку технологии выделения предвестникового сигнала и оценки параметров будущего землетрясения не полностью формализованы.

Однако нельзя согласиться с (Evison and Rhoades, 1996), что при такой формальной проверке мы оцениваем изобретательность членов группы VAN. Идет проверка реально сделанных и документированных прогнозов. Как справедливо отмечено в работе (Utada, 1996), при формальной проверке статистической гипотезы проверяются не только экспериментальные данные, но и целый комплекс наших дополнительных предположений и построений и, вследствие несовершенства наших знаний, это увеличивает вероятность отвержения работающей прогнозной схемы. При этом эффекты всех ошибок, которые сделаны при выделении сигнала, оценке характера его связи с будущим событием, уже отражены в документированном прогнозе. Поэтому, при непредвзятом рассмотрении результатов документированного прогноза не должны подниматься вопросы, касающиеся методики выделения сигналов его природы, столь необходимые при рассмотрении апостериорного прогноза.

С другой стороны, существует вероятность принять в качестве эффективной методику, основанную на непригодных для прогноза данных, за счет сознательного или несознательного использования автором не описанных в методике данных и сведений, удачно подобранных величин возможных погрешностей и допусков и, наконец, просто в результате удачного совпадения, вследствие малой длины ряда. Именно с этими опасениями связаны подозрения VAN в использовании для прогноза сейсмологических данных, вызвавшие смещение темы к обсуждению статистической значимости предсказаний, основанных только на сейсмологических данных.

Honkura and Ташка (1996) указывают на странность постановки проблемы, когда предметом обсуждения делается не природа сигнала, а статистическая значимость сделанного на его основе прогноза и отмечают, что тема обсуждения по сути дела сместилась к обсуждению статистической значимости предсказаний, основанных только на сейсмологических данных. В своей работе (Honkura and Tanaka, 1996) детально исследуют возможность предсказания появления сильного землетрясения в некоторой области на основе количества малых землетрясений в этой области за некоторый период. После обучения логистической модели с 1.01.1986 -30.09.1992 для четырех точек, (которые выбирались и в зонах максимальной сейсмичности и в зонах прогноза VAN) для зон радиусом 30 и 120 км и временных интервалов 11 и 22 дня были сделаны попытки предсказания. При использовании технологии очистки от афтершоков, описанной в (Keilis-Borok et all, 1982), во всех точках вероятность предсказания землетрясения с магнитудой 5 оказалась меньше 0.25. При рассмотрении каталога с афтершоками и предсказании землетрясения с М>4.3 была получена вероятность 0.75 для одной из точек, при этом большинство предсказанных событий были афтершоками и после их исключения эффект пропал. Поиск пар землетрясений с М>5, происходящих последовательно в пределах окна с радиусом 120 км, ничего не дал. Авторы, на основании проделанной работы, отмечают высокую пространственную неоднородность сейсмичности Греции и необходимость ее учета.

Mulargia and Gasperini (1996) предложили метод прогноза, основанный только на сейсмологических данных (использующий такие же величины для неопределенностей в предсказании места времени и магнитуды землетрясения как метод VAN) на основе метода распознавания образов. Однако, практическая проверка обоих методов с помощью методики, предложенной в работе (Keilis-Borok, 1996) показала значимость прогноза VAN для всех временных интервалов (87-89, 87-95. 93-95) и полную неэффективность предложенной Mulargia and Gasperini (1996) прогнозной схемы вне периода обучения.

Более эффективный альтернативный метод прогноза на основе сейсмологических данных) предложен в работе (Kagan, 1996), основанный на выпуске прогнозного заявления после каждого землетрясения с магнитудой больше 5, с временными и пространственными неопределенностями, зависящими от магнитуды произошедшего события (временные и пространственные окна для М- 5, 6, 7 составляют соответственно 16, 72, 333 дня и 29, 73, 183 км). Этот метод позволил предсказать 7 землетрясений (1 главный толчок и 6 афтершоков) для каталога SI-NOA с М > 5. Для этого же каталога метод VAN предсказывает 9 землетрясений (5 главных толчков, 1 форшок и 2 афтершока). С учетом замечания (Evison and Rhoades, 1996) о большей ценности предсказания события с большей магнитудой, как более редкого, эти результаты несопоставимы, не говоря о том, что тревог по методу (Kagan, 1996) было 46 против 28 (VAN). Таким образом, в ходе дискуссии не удалось предложить метод прогноза, основанный исключительно на сейсмологических данных, сравнимый по эффективности с методом VAN.

Что же является причиной разногласий между отдельными исследователями при рассмотрении значимости результатов прогноза группы VAN?

Формулировка места, времени и магнитуды землетрясения недостаточно определенна и дана не в вероятностных терминах. Так, расстояние ограничено 120 км, но направление на землетрясение дается в лучшем случае с точностью до 45 градусов (Burton, 1996), при этом чуть ли не 50% составляют двойные прогнозы, когда дается два альтернативных предсказания места и магнитуды. Время предсказания имеет разное значение для каждого из трех типов предвестникового электротеллурического сигнала и указано недостаточно определенно (порядка одного месяца, не больше нескольких недель (например, 22 дня). Причем, для одного из них (последовательности SES, «электрической активности») оно установлено во время тестирования. Несколько лучше дело обстоит с магнитудой, здесь четко указан порог М> 5 и возможная погрешность ±0.7. Однако и здесь не обошлось без разногласий, поскольку подход с использованием погрешности приводит к тому, что землетрясения с М>4.3 при пороге предсказания М>5 в случае предсказания рассматриваются как успех, а в случае пропуска не рассматриваются как неудача. В пользу позиции VAN здесь свидетельствует то, что количество отклонений от предсказанной магнитуды в ту и другую сторону примерно одинаково, несмотря на то, что в регионе происходит примерно в шесть раз больше землетрясений с М =4.3, чем с М=5.0 (Varotsos et al, 1996 а, с).

Вызвал споры вопрос о необходимости и способе учета известной пространственной и временной неоднородности сейсмического процесса для исследуемого региона и это вызывает значительные отклонения в результатах тестирования модели прогноза VAN (Mulargia and Gasperini, 1992) и (Takayama, 1993). Utada (1996) попытался оправдать неучет Mulargia and Gasperini (1992) неопределенности в месте появления будущего события, для этого ему пришлось ввести три предположения: землетрясения всегда происходят в одной и той же области; предсказания всегда относятся к одной и той -же области; неопределенность в положении землетрясения той же величины, что и область повышенной сейсмичности. Первое и третье из этих предположений, очевидно, неверны, для этого достаточно посмотреть на карту сейсмичности региона и вспомнить, что неопределенность предсказания VAN -120 км. Второе предположение скрыто опирается на свойство селективности (один из принципов полностью отвергаемой Mulargia and Gasperini (1996) методики VAN), но также является неверным, потому, что одна станция, как правило, чувствительна к событиям из нескольких регионов. Таким образом, учитывать неопределенность в месте появления будущего землетрясения остается необходимым.

Впоследствии, при учете пространственного распределения землетрясений, Mulargia and Gasperini, использовали равномерное распределение, Hamada (1993) сделал попытку использовать неравномерное распределение, задавая более высокую вероятность для некоторых регионов. И, наконец, Aceves et al (1996) использовал оценку плотности вероятности, полученную за период в 25 лет, предшествовавших тестовому периоду.

Возник также вопрос относительной частоты появления землетрясений в зависимости от магнитуды, здесь большинство исследователей (Hamada, 1993; Shnirman, 1993) использовали несколько оценок с разными порогами магнитуды и лишь Aceves et al (1996) использовал при создании синтетического каталога закон Гутенберга-Рихтера, константы которого были получены за период в 25 лет, предшествовавших тестовому периоду.

Дискутировался вопрос и о наличии или отсутствии подгонки параметров предсказания. Заметим, что при учете документированности подавляющего числа прогнозов становится ясно, что этот вопрос не имеет кардинального значения. Здесь следует различать два аспекта. Во-первых, все эмпирические закономерности по определению были получены группой на основе экспериментальных данных. Поэтому естественно, что эти параметры, например, карты селективности, не могли быть разработаны сразу и постепенно уточнялись. Вторым, отличным от этого моментом является изменение параметров во время контрольного периода. Здесь следует заметить, что параметры, касающиеся неопределенности пространственного предсказания (120км.) и временных неопределенностей для двух из трех типов регистрируемых предвестниковых сигналов (одиночные SES GVEF), были установлены как 11 дней и приблизительно 1 месяц задолго до начала контрольного периода в работах 1986 года (Varotsos et al, 1996b). И новое значение временной неопределенности было введено только для одного сигнала, относящегося к новому типу последовательности сигналов SES (электрической активности), время предсказания для которого было оценено только в сентябрю 1988 года.

Что касается возможного влияния подгонки, здесь следует обратить внимание на результат, полученный Aceves et all. (1996), свидетельствующий о том, что успешность предсказания VAN систематически превосходит случайную для произвольного времени предсказания в интервале от 5 до 22 дней.

В ряде работ (Honkura and Tanaka, 1996; Mulargia and Gasperini, 1996; Kagan, 1996; Aceves et all. 1996) красной нитью прошел вопрос о технологии очистки каталога от афтершоков. Наиболее радикальный подход предложен в работе (Kagan, 1996), где очистка каталога от афтершоков проводилась параллельно с очисткой списка предвестников и приводила к отрицанию значимости прогноза VAN. Однако, подробное рассмотрение процедуры, выявило неадекватность технологии де-кластеризации предвестникового ряда, основанной на простом исключении предвестников, временной интервал между которыми меньше 11 дней, без рассмотрения различия областей предсказания.

Если отвлечься от недоразумений (например: оценок результата прогноза на основе шкалы магнитуд, отличной от той, на основе которой делался прогноз и пожеланий использования для оперативного прогноза окончательной версии бюллетеня, выходящего примерно через год (Wyss, 1996), то в том виде, в котором авторы описывают свою прогнозную схему, она подтверждается. Hamada (1993), Shnirman et al (1993), Takayama (1993) подтверждают, что существует значимая корреляция между выделяемыми сигналами и последующими землетрясениями. Mulargia and Gasperini (1996) придерживаются противоположной точки зрения. Но в их подходе было отмечено несколько серьезных погрешностей. Они не принимали во внимания наличие пространственной неопределенности в месте появления события, использовали для каталога с афтершоками распределения Пуассона, предполагающего независимость событий и независимость вероятности от времени; использовали первое приближение аппроксимации экспоненты для произвольного показателя, что приводило к значениям вероятности значительно больше 1 (11); не принимали во внимания заявленную VAN величину экспериментальной погрешности в определении магнитуды ± 0.7 и учитывали только М>5 вместо 4.3 < М>5.7. Был проведен численный эксперимент по проверке их технологии применительно к идеальному методу предсказания, предсказывающему все землетрясения и не дающему ложных тревог; эта проверка показала, что по подходу Mulargia and Gasperini (1996) идеальный метод может быть отнесен к случайному совпадению. Внимания заслуживает содержательная гипотеза о обусловленности SES постсейсмическими явлениями, высказанная Mulargia and Gasperini (1996), однако в работе Varotsos at all (1996b), показано, что этот эффект вызван неотфильтрованным от афтершоков каталогом и дает такую же связь с пост -эффектами для уже описанного идеального метода прогноза. Кроме того, здесь Mulargia and Gasperini (1996) игнорируют разные времена предсказания для разных типов предвестников и произвольно уменьшают радиус пространственной ошибки с 120 до 100 км. Особо следует отметить, что при увеличении порога предсказания (и, тем самым, устранения влияния афтершоков) эффективность предсказания (alarm rate) VAN заметно растет М>5 - 22%, М>5.5 - 50%,

М>5.8 - 60%, что является косвенным свидетельством наличия физической связи между сигналами и землетрясениями.

Адекватностью рассмотрения статистической значимости выделяется работа Aceves et all (1996), в которой временной ряд предвестников сопоставляется с синтетическим рядом землетрясений, сформированным на основе анализа пространственного распределения землетрясений разной магнитуды за предыдущие 25 лет. Функция плотности вероятности пространственного распределения была рассчитана на основе 1270 землетрясений (М>4.3) за 1960-1985. Сходство синтетической пространственной функции распределения, рассчитанной на основе данных за 25 лет предшествующих исследуемому интервалу, с эмпирической пространственной функцией распределения за 1987-1989 годы было оценено в соответствии с общепринятыми статистическими процедурами. Сравнение показало, что для землетрясения 1987-1989 годов вероятность попадания в ячейку 5*5 километров, уже содержащую землетрясения за период 1960-1985 годы, в 25.6 раз больше, чем вероятность попадания в «пустую» ячейку. Такая степень сходства пространственного распределения землетрясений за эти два периода свидетельствует о правомочности предложенного подхода. Распределение количества землетрясений по энергии учитывалось на основе закона Гутенберга-Рихтера. Несмотря на то, что землетрясения неоднородно распределены во времени, здесь не было обнаружено общих закономерностей, кроме увеличения афтершоков после основного толчка, и было использовано равномерное распределение. Для имитации использовался метод Монте-Карло, оценка необходимого количества прогонов модели была сделана на основе проверки результатов, полученных на основе тысячи прогонов, и на основе ста тысяч прогонов. Проверка не показала различий, и были использованы результаты 10000 прогонов. Несмотря на то, что использовался каталог NEIC, были сделаны необходимые преобразования магнитуд для приведения к магнитудной шкале, для которой выполнялся прогноз группой VAN. Была принята также ошибка в предсказании магнитуды ±0.7. Была проведена ревизия 32 двух предсказаний, три из которых были исключены из-за отсутствия предсказания магнитуд, было также исключено одно предсказание события с магнитудой меньше 5. В результате осталось 14 простых и 14 двойных предсказаний (двойными считаются предсказания, в которых при общем времени даются две альтернативы относительно возможного места и магнитуды). Таким образом, было получено, что успешность предсказания VAN систематически превосходит случайную для произвольного времени предсказания в интервале от 5 до 22 дней. Причем для 5 дней отношение предсказанных землетрясений к их общему числу 35.7% при р<0.06, а для 22 дней - 67.9% при р<0.07.

Влияние афтершоков было рассмотрено с помощью двух алгоритмов (Reasenberg, and Jones, 1989; Kagan, 1996). Второй алгоритм был использован с двумя значениями параметра Тс =1, и Тс =0 (длина временного окна для землетрясения с М-6.0-15 дней и 72 дня, соответственно). Для первого алгоритма и второго алгоритма при значении временного окна в 15 дней было получено, что только одно из 28 предсказанных событий является афтершоком. Для второго алгоритма с Тс =0, три землетрясения были классифицированы как афтершоки. Заметим, что адекватность работы этого алгоритма с данной величиной параметра Тс вызывает большие сомнения Хотя это показало чувствительность метода VAN к способу очистки каталога от афтершоков, прогноз с его помощью формально остался значимым для обоих алгоритмов (66.7%, р=0.1% , 48%, р=7.96%).

Если немного расширить временной интервал, и посмотреть на результаты публичных тревог, то окажется, что из четырех публичных заявлений, сделанных VAN за период с 1987 по 1993г., три сопровождались землетрясениями разрушительной силы (сентябрь-октябрь 1988, апрель-май 1990, февраль- март 1993), причем в первом и третьем случае, были полностью разрушены тысячи домов, но, благодаря своевременно принятым мерам, обошлось без человеческих жертв (Yoshii, 1993).

В обзоре (Park, 1996) дан анализ 16 предсказаний, сделанных за период последующий тестовому (10 августа 1989 года по 31 мая 1992 года), и получено, что предсказания выполняются в 69% (11из 16), что по величине сходно с 79% полученными за тестовый период. Отсюда (Park, 1996) заключает, что метод прогноза VAN имеет лучшее отношение оправдавшихся прогнозов по отношению к общему числу предсказаний, чем это можно ожидать на основе экспериментов с синтезированными каталогами.

Таким образом, в ходе обсуждения значимости прогноза методом VAN были подняты фундаментальные вопросы, касающиеся возможности краткосрочного прогноза, целесообразности ведения работ в этом направлении, обоснованности критериев для выделения сигнала в качестве предвестникового, критериев оценки эффективности прогноза. Дискуссия показала, что для строго обоснованной формальной оценки статистической значимости документированного прогноза имеющихся в настоящее время сведений о характере сейсмического процесса недостаточно. Так, кроме некоторых чисто формальных затруднений, связанных с небольшим размером выборок произошедших и предсказанных событий, существенным образом недостает сведений о законе распределения сейсмических событий, отсутствует надежная технология выделения афтершоков, отсутствуют модели описывающие связь места, времени и магнитуды в конкретном регионе. Обсуждение позволило уточнить и прояснить позиции обеих сторон, но не привело к согласию по основному предмету спора, поскольку, в силу приведенных выше причин, на формальной основе не удалось получить однозначного ответа. Отсутствие согласия по поводу значимости документально подтвержденного прогноза группы VAN является свидетельством кризиса прогностической идеологии. Таким образом, опыт проверки прогноза VAN заставил усомниться в возможности объективной проверки значимости результатов прогноза с помощью только статистических методов на современном уровне развития теории сейсмогенеза и теории подготовки тектонического землетрясения. Если для относительно- длинного ряда документально подтвержденных событий мы не можем принять однозначного решения о значимости, то, что же можно сказать о более сомнительных случаях? Однако, даже завзятые противники метода (Kagan, 1996) не могут отвергнуть вероятность наличия связи между сигналами и готовящимися землетрясениями. Большинство проведенных статистических исследований не опровергло наличие этой связи. Впечатляет также повышение эффективности прогноза с повышением порога магнитуды предсказываемых землетрясений. Все эти факты свидетельствуют о том, что с высокой степенью вероятности в результате проведенного анализа установлена значимость связи между предвестниковым сигналами в ЭТП и сейсмичностью.

При неизменной методике эксперимента следующие десять - пятнадцать лет прогноза здесь ничего существенным образом не добавят, если не будут независимо получены необходимые сведения о характере сейсмического процесса, но и тогда относительно небольшой размер выборки не позволит добиться достаточной мощности критерия при высоком уровне значимости и, тем самым, однозначно формально разрешить этот вопрос. Таким образом, ничего другого не остается, как подойти к проблеме с содержательной стороны, и постараться из полевых наблюдений получить более определенные свидетельства предвестникового характера выделяемых сигналов.

Evison and Rhoades (1996), обращая внимание на необходимость рассмотрения содержательной стороны вопроса, указывают, что будет или нет доказана значимость прогноза VAN, в настоящей постановке вопроса это не будет свидетельствовать о прогрессе в нашем понимании феномена землетрясения; никак не увеличит объема научных знаний по этому вопросу; никто не сможет толком ответить на вопрос, как они это делают. Поэтому Evison and Rhoades (1996) призывают сторонников VAN призвать их к такой формулировке прогнозных предположений, которая способствовала бы прогрессу в понимании феномена землетрясения и была прозрачна и воспроизводима.

Это же направление рассмотрения проблемы поддерживают Honkura and Tanaka (1996), указывающие важный скрытый аспект дискуссии, заключающийся в том, что отсутствует понимание того, как делается прогноз, и в качестве примера приводят непонятность объяснения феномена селективности неоднородностью земной коры, исходя из модели источника в очаге землетрясения. Honkura and Tanaka (1996) также отмечают необходимость рассмотрения самого феномена SES, процедуры выделения предвестниковых сигналов, процедуры определения места будущего землетрясения на основе предвестниковых сигналов.

Пристального внимания заслуживают замечания (Utada, 1996) касающиеся физической картины явления, которые проливают свет на причины негативного отношения ряда геофизиков к прогнозу VAN. Так, он отмечает большое число степеней свободы в методике прогноза, в частности, что неопределенности в магнитуде, времени и положении землетрясений не следуют ни из каких теоретических или статистических оснований. Это совершенно справедливое замечание, потому, что не приводятся первичные данные, на основе которых получены значения этих неопределенностей и эмпирические зависимости для оценки параметров землетрясения по предвестниковому сигналу. Utada (1996) сетует, что рассматриваются не вопросы методики выделения сигнала и оценки на его основе параметров будущего события, а формальные результаты сделанных прогнозов. Он указывает на опасность формально статистического подхода, поскольку здесь проверяются не только результаты полевых наблюдений, но полностью сформулированные гипотезы, в формулировку которых могут закрасться ошибки. Вместе со (Stark, 1996) он говорит о том, что на малых выборках, которыми являются результаты предсказаний, мы не можем получить надежного ответа (с малой вероятностью ошибки первого и второго рода одновременно) на наши вопросы, и призывает сконцентрироваться на физике явления: Почему разные времена предсказания для трех типов предвестника, почему они не зависят от магнитуды, почему они порядка нескольких дней или недель. Почему границы неопределенности выбраны жестко - ведь ступенчатые функции не физичны, должны ли все землетрясения предваряться предвестниками? В заключении Utada (1996), ссылаясь на работу (Bernard, 1992), подчеркивает, что мы еще не имеем ответа на простейший вопрос — где расположен источник сигнала (в очаге или в непосредственной близости от измерительных электродов).

К следующему кругу вопросов относятся собственно сигналы SES, их феноменологические особенности и способы выделения на фоне помехи. Сформулированные группой VAN критерии выделения предвестникового сигнала работоспособны в случае удаленного источника и однородной вмещающей среды. В реальной среде критерии выполняться не должны, и, по сути, становятся параметризованными, так как при их применении мы должны задаться допустимыми интервалами отклонения от заданной величины для каждого критерия. Так, из правил выделения аномального сигнала, данных профессором Варотсосом, только первое правило - отбраковки ионосферно-магнитосферных возмущений по одновременности проявления на всех станциях, не вызывает возражений, если речь идет об аномальных сигналах с крутыми фронтами хорошо заметных по морфологии. Второе правило -требование одновременного проявления на всех коротких и длинных диполях одной станции теоретически не обязано выполняться (некоторые электроды могут оказаться на эквипотенциальной линии неизвестного источника, другими словами, направление некоторых линий может оказаться перпендикулярным направлению поля). Практически это также не выполняется, что можно видеть по предоставленным группой VAN первичным записям. Заметим, что формально всегда можно добиться выполнения этого условия, выбрав электрод с аномальным сигналом в качестве общего электрода для всех линий. Третье правило - постоянство отношения разности потенциалов аномального сигнала к длине линии для коротких линий теоретически может не выполняться даже для удаленного источника из-за неоднородности среды и практически строго никогда не выполняется. Четвертое правило - требование одинаковой полярности и соразмерных напряженностей поля на коротких и длинных линиях одного направления тоже не обязано выполняться даже для удаленного источника из-за неоднородности среды. Все это приводит к тому, что правила выделения аномального сигнала оказываются параметризованы, то есть исследователь должен выбрать, в каких пределах он может пренебрегать различием величин, которые по правилу должны быть равны. При этом реальные отклонения для некоторых критериев могут достигать нескольких сотен процентов (Nagao et al, 1996). Поскольку параметры среды, на неоднородность которой списываются эти различия, независимо не измеряются, в выборе пределов царит произвол, а интерпретация результатов неоднозначна. Кто-то может относить полученные различия за счет неоднородности среды, кто-то за счет близости источника, а степень влияния этих факторов по экспериментальным данным оценить нельзя.

Техника выделения сигнала на фоне помех тоже страдает из-за отсутствия учета неоднородности среды и ориентации на удаленные источники сигнала. В работах (Chouliaras. and. Rasmussen, 1988; Gruszow et al., 1996) на основе результатов параллельных наблюдений показано, что методика группы VAN не позволяет выделить и исключить помеху естественного и искусственного происхождения и выводы о связи измеренного сигнала с готовящимся землетрясением необоснованны. В работе (Chouliaras. and. Rasmussen, 1988 ) бракуется два предвестниковых сигнала, выделенных VAN, а в работе (Gruszow et al., 1996) проводится анализ зарегистрированной параллельно группы сигналов SES и делается вывод о большей вероятности их искусственного происхождения, хотя лоцировать их источники не удается. Большинство исследователей, вне зависимости от их мнения по поводу значимости прогноза VAN считают методику применяемую группой VAN для выделения сигнала на фоне помехи неадекватной (Chouliaras and Rasmussen, 1988; Gershenzon and Gokhberg, 1993; Pham et al, 1998, 1999; Uyeda et al, 2000). В работе (Pham et al, 1999) приводятся примеры сигналов сходной с SES морфологии, полученных при регистрации низкочастотной аппаратурой сигналов от цифровых радиопередатичков военного назначения.

В работе (Aceves et al., 1996) отмечают необходимость разработки метода объективного выделения аномального сигнала, включая выделения его на фоне помех разного происхождения, определения физического механизма генерации сигнала и представлении данных, пригодных для статистического анализа. Tzanis at al. (2000) для определения природы источника сигнала предлагают проводить расчеты на основе конкретных механизмов генерации сигнала и оценивать их применимость на основе сравнения с данными эксперимента. На основе рассмотрения четырех записей предвестников, выделенных группой VAN, они заключают, что два из них в принципе, исходя из анализа формы, могут быть объяснены моделью распространяющейся трещины. В этой же работе для анализа аномальных сигналов привлекаются результаты измерения магнитного поля и для двух других предвестников, и делается однозначный вывод о невозможности их генерации моделью распространяющейся трещины или на основе электрокинетики, обусловленной фильтрацией жидкости в области очага. К сходным выводам для других предвестниковых сигналов, выделенных группой VAN, приходят в работе (Pinettes et al., 1998).

К следующему кругу относятся вопросы, связанные с интерпретацией природы сигналов и природы их возможной связи с процессом подготовки землетрясения. Бедный информацией образ аномального сигнала (отсутствие амплитуды в источнике, отсутствие картины пространственного затухания сигнала, не изученность строения вмещающей среды) делает возможным построение достаточно произвольных теоретических моделей, связь которых с результатами эксперимента представляется неопределенной. По сути дела оценивается только возможность генерации сигнала с помощью того или иного механизма и никак не доказывается, что такая генерация действительно имела место. Отсюда истоки споров о том, есть ли теория, объясняющая SES, или она отсутствует. Теория есть (Varotsos and Alexopoulos, 1986), есть и описание результатов ее обсуждения на конференции (Park et al, 1993), но нет доказательства того, что она описывает именно SES из-за малой информативности образа аномалии. Здесь сложилась несколько парадоксальная ситуация, связанная с тем, что относительно строения геоэлектрического разреза на больших масштабах, группой VAN выдвигаются гипотезы, позволяющие объяснять аномалии распространения сигналов из очаговой зоны. Эти предположения о системе каналов, соединяющих некоторые станции VAN с рядом сейсмоактивных областей, не имеют независимых экспериментальных подтверждений, но формально, в силу малой размерности образа аномального сигнала, могут быть использованы для объяснения выделенных сигналов. Эти, достаточно искусственные, модели, большей частью, предлагаемые без конкретных расчетов, не приносят ничего нового ни в методику прогноза, ни в методику наблюдений и существуют как бы только для формального объяснения феноменологических особенностей сигналов. Такого рода построения вызывают обоснованное недоверие научной общественности. Заметим, что отечественные исследователи традиционно уделяли значительно большее внимание изучению строения исследуемого региона и комплексированию геофизических методов, что обеспечивало базу для более обоснованной интерпретации наблюдаемых эффектов. Так еще в работе (Авагимов, 1991) была предложена методика совмещенной системы наблюдений комплекса электрических и магнитных методов и метод крупно масштабной диагностики геоэлектрических неоднородностей и показана высокая эффективность их применения.

По нашему мнению, вторая основная причина недоверия к результатам ЭТП мониторинга VAN связана с наличием противоречия между развиваемой группой VAN моделью источника SES, расположенного в окрестности будущего эпицентра (Varotsos and Sarlis, 2002) и их собственными экспериментально полученными феноменологическими особенностями проявления предвестниковых сигналов, гораздо проще объясняемыми при принятии гипотезы о локальной природе источников.

Имеется ряд наблюдений, свидетельствующих о неадекватности модели источника SES, расположенного в окрестности будущего очага.

К экспериментальным фактам, противоречащим модели источника в очаге будущего землетрясения можно отнести:

Отсутствие большого числа случаев одновременной регистрации SES на нескольких станциях, при более чем двадцатилетнем наблюдении сетью станций и практической регистрации сотен SES от землетрясений из разных регионов Греции, что было бы естественно ожидать для источника большой мощности, расположенного в очаге будущего землетрясения. Так, например, на станции Ioannina было зарегистрировано много сигналов от землетрясений, расположенных под разными азимутами на разных расстояниях, однако для большинства случаев ни на одной другой станции не было зарегистрировано одновременных сигналов.

Отсутствие сигналов в момент землетрясения, когда происходят наиболее динамические явления в эпицентральной зоне.

Случаи отсутствия сигналов на станциях, расположенных близко к будущему эпицентру, и случаи отсутствия аномалий наклонов или деформаций, превышающих уровень фона на станциях, расположенной в 30 км от будущего эпицентра (Pinettes et al., 1998) или в 20 км от будущего эпицентра (Bernard et al, 1997).

Трудности теоретического обоснования наблюдаемых сигналов на основе модели источника, расположенного в будущем очаге землетрясения, связанные с большой величиной токов и фантастически сложной структурой геологического строения региона. Например, для станции Ioannina необходимо предположить целую группу проводящих каналов к разным частям Греции, что не подтверждается данными независимых исследований (Bernard et al, 1997). В тоже время, существует целый ряд признаков, косвенно свидетельствующих о высокой вероятности генерации SES источниками, расположенными в окрестности станции: существование чувствительных точек и случаи присутствия сигналов на удаленных станциях, при их отсутствии на ближних к эпицентру, объясняется требованием особых условий для генерации сигнала под действием изменения напряженно- деформированного состояния; постоянство отношения сигналов на разных линиях для землетрясений из одного региона свидетельствует о постоянстве геометрии локального источника сигнала; присутствие сигнала не на всех измерительных линиях станции также может быть объяснено высокой степенью локальности его источника; существование случаев не одновременного появления сигналов на разных линиях легко объясняется срабатыванием разных источников высокой степени локальности; обнаруженное А.В. Пономаревым (1987) сходство, выявленной группой VAN феноменологической зависимости lg(AJ7 • R) = (0.3-0.4) -М + Ак (амплитуды сигнала /Ш от расстояния R до очага землетрясения с магнитудой М, где Ак -коэффициент для данной станции), с находящимся в хорошем соответствии с экспериментальными данными выражением Lg(sU3 ■ R) = 0.43 • М -2.73 для теоретической оценки радиуса проявления деформационных предвестников (Добровольский, 1983); существование предвестников в виде резких изменений напряженно-деформированного состояния сходной морфологии (Асада и др., 1984) и косейсмических сбросов деформаций в окрестности эпицентра (Wideman. and Major, 1967; Рикитаке, 1979), и наличие механизмов, объясняющих возможность генерации электрических сигналов при таких изменениях (Gershenzon and Bambakidis, 2001); существование других предвестников этого же морфологического типа определенно локальной природы (Rikitake and Yamazaki, 1970; Yamazaki, 1974), чья связь с землетрясениями более достоверна из-за наличия эффектов в момент главного толчка (Yamazaki, 1975; Rikitake, 1977).

Таким образом, имеется значительное число косвенных свидетельств локальности источников предвестниковых сигналов типа SES.

Что касается интерпретации возможной природы SES, то (Varotsos et al, 1993) утверждает, что сигналы с крутыми фронтами не могут возникнуть благодаря электрокинетическому эффекту потому, что вариации давления, вызывающие электрокинетический, эффект не могут быть такими быстрыми. Хотя, по нашему мнению, говорить о механизме генерации сигнала несколько преждевременно и реальный вопрос, на который сейчас нужно получить ответ, это вопрос расположения источника в очаге или в окрестности пункта измерения, заметим, что на практике, при измерении эффектов закачки в скважину, потенциалы на расстоянии нескольких сотен метров от скважины менялись в течение немногих минут после изменения режима закачки (Ishido et al., 1983). Вызван ли этот экспериментальный факт влиянием трещиноватости массива или какой либо другой причиной неизвестно, но, тем не менее, он позволяет оставлять электрокинетический механизм в качестве возможной причины возникновения такого рода сигналов в окрестности пункта наблюдения. Вторым аргументом выдвигаемым (Varotsos et al, 1993) против электрокинетического механизма является то, что начало и длительность сигнала должны варьировать в зависимости от места расположения. Здесь можно заметить, что случаи неодновременного появления сигнала имеют место, а также что при высокой степени локальности источника сигнал может регистрироваться только одним электродом. С другой стороны, крутизна фронта SES вовсе не является аргументом в пользу прихода сигнала с расстояния в сотню километров.

Подводя итоги сделанному обзору, приходим к тому, что сложилась парадоксальная ситуация: после 20 лет документированного прогноза мы не только не можем с уверенностью сказать о природе наблюдаемых сигналов, но и не знаем, где находится их источник, в окрестности пункта наблюдения или в эпицентре готовящегося землетрясения, и не имеем надежной методологии для выделения этого сигнала на фоне помех. Более того, некоторые исследователи (Gruszow et al., 1996; Pham et al, 1999) оспаривают связь SES с процессом подготовки землетрясения и утверждают, что наблюдаемые сигналы имеют искусственное происхождение. Однако, используемая ими методика регистрации, не позволяет лоцировать источники сигналов и сделать обоснованное заключение по этому вопросу. Малая информативность образа аномального сигнала и неопределенность положения источника являются непреодолимым препятствием (Kawase et al, 1993) для проведения обоснованных теоретических оценок механизма генерации и не позволяют сопоставить результаты полевых измерений с результатами лабораторных экспериментов.

Таким образом, является очевидным, что разработка методики и техники полевого эксперимента, а также системы информационных параметров, позволяющих повысить надежность выделения и информативность образа электротеллурических сигналов с крутыми фронтами, является актуальной задачей и необходимым шагом для понимания связи этих сигналов с геодинамическими процессами.

24 Выводы

Результаты формально статистического анализа свидетельствуют о высокой вероятности наличия связи между электротеллурическими сигналами и процессом подготовки землетрясения.

Методика выделения сигнала на фоне помех группы VAN пригодна для однородной среды и удаленных источников и при применении в реальных условиях, по существу, параметризована.

Модель источника сигналов расположенного в окрестности очага, противоречит феноменологическим особенностям проявления этих сигналов, более адекватно объясняемым с помощью модели локального источника.

Образ аномального сигнала недостаточно информативен (Светов, 1992) для определения природы его источника и не позволяет объединить усилия теории, полевого и лабораторного эксперимента.

Разработка методики и техники полевого эксперимента, а также системы информационных параметров, позволяющих повысить надежность выделения и информативность образа электротеллурических сигналов с крутыми фронтами, является актуальной задачей и необходимым шагом для понимания связи этих сигналов с геодинамическими процессами.

Заключение Диссертация по теме "Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых", Чирков, Евгений Борисович

Выводы по аппаратуре: разработан аппаратно-программный комплекс, позволяющий регистрировать первые и вторые производные потенциала сигнала с крутым фронтом на фоне значительной низкочастотной составляющей при высоком уровне промышлеппой помехи.

Методика мониторинга

Методика мониторинга включает в себя: технологии выбора и оборудования пунктов наблюдения, технологии проведения наблюдений и обработки результатов измерения, и технологию интерпретации. Технология оснащения пунктов наблюдения рассмотрена нами в пункте 4.1, а обработка результатов наблюдения проводится с помощью системы имитационного моделирования, описанной в разделах 3.1 и 4.1. В данном параграфе мы более подробно остановимся на технологии выбора пунктов наблюдения и технологии проведения наблюдений. По нашему мнению, интерпретация результатов наблюдений может быть проведена только на комплексной основе, что выводит этот вопрос за рамки настоящей работы, однако мы опишем подходы к представлению данных данного метода для комплексной интерпретации.

В вопросе выбора пунктов наблюдения можно выделить стратегическую и тактическую сторону. Со стратегической точки зрения мы должны располагать точки наблюдения вблизи вероятного расположения источников аномальных сигналов, с тактической точки зрения расположение пунктов наблюдения должно обеспечивать надежную оценку параметров источников сигнала. Со стратегической точки зрения следует иметь в виду два аспекта. Во первых, в области мониторинга должны быть расположены ослабленные разрывными нарушениями зоны, в которых можно ожидать генерацию электрических сигналов при изменении папряжеппо-деформированпого состояния. Во- вторых, желательно, чтобы эти изменения напряженно-деформированного состояния пе могли быть вызваны локальными причинами, не являющимися объектами мониторинга (оползнями, колебаниями уровня заполнения водохранилища и т.п.).

С тактической точки зрения, как видно из анализа данных имитационного моделирования и результатов методических работ по эталонированию измерительной установки, горизонтальные неоднородности, расположенные непосредственно в месте расположения измерительной установки, существенно затрудняют оценку характеристик любых источников сигнала. Более того, как видно из результатов имитационного моделирования, даже для измерительной установки, расположенной на поверхности однородного полупространства, при расположении источников сигнала па расстоянии от центра установки меньше ее двух трех диаметров возникают значительные погрешности в оценках характеристик источников, особенно дипольпых источников конечного размера. Наличие источников полезного сигнала, внутри измерительной установки и в окрестности измерительных электродов, также сильно затруднит работу алгоритма отбраковки электродных сигналов, описанного в разделе 4.1. Все это делает нежелательным присутствие в пределах измерительной установки сильно неоднородных зон и разрывных нарушений. Поэтому в целях оптимизации технологии мониторинга целесообразно проведение предварительной съемки участка для выбора положения пунктов наблюдения. Съемку целесообразно проводить с помощью предложенной в разделе 2.4 установки, так как это позволит всесторонне оцепить строение участка мониторинга в параметрах анизотропной, градиентной моделей и модели вертикального контакта. Следующим важным моментом является учет расположения местных источников помехи: особенностей рельефа, наличия строений, водоемов, свалок и других, трудно предсказуемых заранее факторов, затрудняющих проведение измерений или обнаружение полезного сигнала на определенным образом ориентированных лилиях па отдельных участках контролируемой зоны. Ввиду необходимости учета такого большого числа факторов ясно, что далеко пе всегда местные условия могут позволить разместить измерительную установку удовлетворив всем требованиям и обеспечить надежное выделепие источников сигнала. В связи с этим представляется целесообразным использовать две измерительные установки, расположенные на расстоянии не менее трех радиусов установки и пе более 300 - 500 метров. Задание нижней границы связано с обеспечением надежного выделения источников сигнала, расположенных внутри одной установки с помощью другой установки. Верхняя граница связана с обеспечением совместной регистрации источников сигналов обеими регистрирующими системами. Величина верхней границы оценена на основе опыта мониторинга сигналов во время афтершоковой последовательности Рача-Джавского землетрясения, показавшего возможность регистрации сигналов от источников, находящихся гга расстоянии в 100-200 метров. Следует также отметить, что нижняя граница для расстояния между центрами установок менее критична по сравнению с верхней, так как процедура эталоиировки может позволить добиться эффективного определения параметров источников сигналов, расположенных к центру установки ближе двух ее радиусов (для точечных источников и дщюльных источников малого размера даже внутри измерительной установки). В то же время, увеличение расстояния между центрами установок ведет к уменьшению числа совместно регистрируемых источников и снижает эффективность мониторинга в плане надежности определения характеристик источников.

Существенным моментом методики является выбор размера измерительной установки, который следует учитывать при выборе расстояния между установками. Размер измерительной установки зависит от размера контролируемой области, так как вряд ли следует ожидать эффективного определения параметров локальных источников при их расстоянии от центра установки меньше двух (по причине погрешностей, определения параметров) и больше десяти-пятпадцати диаметров измерительной установки (по причине затухания вторых производных потенциала). С другой стороны, при фиксированном размере контролируемой области мы заинтересованы в уменьшении размера установки для снижения погрешностей, связанных с конечно-разностной аппроксимацией дифференциальных операторов, уменьшения вклада магнитосферноионосферной помехи и увеличения области эффективного контроля. Однако, при уменьшении размера измерительной линии уменьшается величина полезного сигнала и растет относительный вклад шума электродов. Таким образом, выбор размера измерительной установки определяется многими факторами, из которых, к уже перечисленным, можно добавить уровень промышленной помехи и характеристики применяемой аппаратуры, и здесь можно дать лишь общие рекомендации. Исходя из качества современных пеполяризующихся электродов представляется нецелесообразным выбор размера измерительной установки меньше нескольких метров, с другой стороны, исходя из опыта регистрации сигналов во время афтершоковой последовательности Рача-Джавского землетрясения, вряд ли стоит выбирать размер измерительной установки, превышающий 100-150 метров.

После расположения измерительной системы в пункте измерения, целесообразно провести грубое эталонирование измерительной системы для установления общего характера искажений поля в окрестности измерительной системы. При использовании двух измерительных систем, каждая эталонируется отдельно по системе радиальных профилей. Поскольку электрические сигналы вызваны, по всей видимости, мелкомасштабными процессами разрушения, возникает задача оценки масштаба происходящих в среде процессов. Здесь, безусловно, может помочь анализ совместной динамики всех выделенных источников сигналов. Однако, как показали лабораторные эксперименты, динамика локальных источников обладает относительной независимостью от динамики внешних сил, и для более надежных заключений о характере изменения НДС, целесообразно контролировать дополнительные параметры, характеризующие более масштабные процессы в среде. Контроль электросопротивления представляется наиболее целесообразным дополнением измерений естественного электрического поля. Как показали результаты лабораторных наблюдений, вариации электрического поля и электросопротивления оказываются коррелированными при пагружепии образцов самого разного состава. Методика совместной регистрации естественного электрического поля и электросопротивления, предложенная в разделе 4.4, позволяет проводить регистрацию этих параметров с помощью одной и той же измерительной системы. Единственным необходимым дополнением является генератор, который необходим также для проведения эталоиировочпых работ. При наличии электрической сети такой генератор может быть построен на основе стандартного источника тока, поскольку из-за малости разносов могут быть использованы напряжения

5.4= Специфика мониторинга локальных источников УНЧ сигналов.

Что же следует из локальной природы источника сигнала с крутым фронтом? Во-первых, объяснение всех вышеприведенных фактов, противоречащих модели источника в очаге будущего землетрясения. Этот факт делает понятным также постепенное изменение сроков предсказания будущего землетрясения группой VAN, и снимает требование соответствия числа сигналов числу землетрясений, также вступившего в некоторое противоречие с экспериментальными данными. Модель локального источника легко объясняет присутствие сигнала не на всех линиях одной станции и не синхронность появления сигналов на разных линиях в некоторых случаях.

Во-вторых, менее непосредственная связь предвестника сигнала с будущим землетрясением. Пожалуй, это наиболее уязвимое место любого способа прогноза землетрясений, и способов на основе контроля локальных характеристик среды в особенности. Стандартная схема мониторинга приведена на рис.5.4.1, А. При таком подходе устанавливается связь между двумя событиями, произошедшими в разное время и в разных местах. Здесь возможно только статистическое обоснование, поскольку пропущены материальные носители этой физической связи - источник сигнала, вызвавшее его локальное изменение НДС и региональное изменение НДС, обусловленное процессом подготовки землетрясения. Теоретическая схема прогноза, приведенная на рис.5.4Л .С , предусматривает нескольких последовательных шагов. Это доказательство надежности выделения сигнала на фоне помехи, доказательство его связи с локальным изменением НДС, доказательство связи локального изменения НДС с региональным изменением НДС, обусловленным процессом подготовки землетрясения. Таким образом, теоретический прогноз включает определение параметров источника во многих точках региона, расчет на основе его характеристик величин локальных ИНДС, оценку динамики регионального ИНДС и суждение о вероятных параметрах готовящегося землетрясения (месте, времени, магнитуде). Теоретический прогноз в настоящее время невозможен из-за неизвестности механизма источника и недостаточной степени разработки теории подготовки землетрясения. Однако, стандартная схема прогноза может быть улучшена (рис.5.4.1, В). Включение в схему рассмотрения причины сигнала - его источника дает материальный объект исследования, переводя исследования по прогнозу с уровня статистических сопоставлений на уровень исследования физических закономерностей. Дополнительным плюсом является повышение требований к качеству выделения прсдвсстникового сигнала.

А)

Электрическое поле

Пункты измерения и измеряемые величины

Выделенный сигнал

Землетрясение (время, место, магннтуда)

В)

Электрическое поле

Пункты измерения и измеряемые величины

Выделенный сигнал

Источники „ сигналов *

Землетрясение (время, место, магннтуда)

Электрическое поле

Пункты измерения и измеряемые величины

Выделенный сигнал

Землетрясение ( время, место, магннтуда) Источники s сигнала

Локальные изменения НДС

Швш i's; землетрясения

ЧЬ a^asgs.

Рис. 5.4.1. Стандартная феноменологическая (А), предлагаемая феноменологическая (В) и теоретическая (С) схемы прогноза. Первый второй и третий блоки во всех схемах соответствуют выбору измеряемой величины, выбору пунктов измерения и измеряемых компонент и выделению предвестникового сигнала. Последний блок каждой схемы соответствует определению параметров готовящегося события. Более темным цветом отмечены добавляемые блоки, соответствующие определению параметров источников сигналов, определению динамики локального изменения НДС, определению динамики процесса подготовки.

165

Таким образом, принятие модели локального источника не означает, что мониторинг сигналов с крутыми фронтами бесперспективен. Более чем двадцатилетний опыт группы VAN свидетельствует о его эффективности. Успех предсказаний можно объяснить исходя из модели локального источника сигнала. Постоянство структуры

Ijr\Tj XT ПОСТОЯНСТВО ттпт^ппфрригтт^ Р! J T[ I тх "йК^яЖС^ИК О"Ч !Я -О"! УТЛ сценариев процесса подготовки землетрясений в определенных регионах. Постоянство сценария вариаций НДС при подготовке землетрясения приводит к регулярному срабатыванию определенных структур малого масштаба на определенной стадии процесса гул TTrAfQDi/T^ QjTficiirfj Г7Г4Е"Я ЗТГ* tt^tjtjx гипотезы - v ^Ь v ^^ШС^О рттлттттдгг^илг^

ТО\7ТТ{^ IJT.T О

5=5= Пример мониторинга локального источника электрического поля,

Оценка пространственного расположения источника сигнала позволяет организовать наблюдения в его непосредственной окрестности, что дает возможность получить более высокие величины отношения сигнал/шум. Расположением измерительных линий в непосредственной близости от источника и уменьшением их размера можно добиться сокращения влияния всех видов помехи, кроме шума электродов. Для иллюстрации того, что этот подход при надлежащем выборе неполяризующихся электродов может оказаться перспективным, приведем пример результатов мониторинга электротеллурического поля электрокинетической природы, поставленного для проверки гипотезы о электрокинетическом механизме генерации аномальных сигналов.

Естественным шагом для проверки гипотезы о электрокинеткческом механизме генерации аномальных сигналов является постановка эксперимента с наблюдением в окрестности одной точки ЭТП и параметра, характеризующего деформацию земной поверхности. (Gershenzon et al, 1990; Гершензон и др., 1991) При этом для успешного проведения эксперимента необходимо решить три методические задачи:

1) Необходимо в точке измерения иметь или создать условия необходимые для возможности появления электрокинетического эффекта при изменении объемной деформации. Здесь можно исходить из теоретически предсказанной возможности получения уверенно измеряемых величин ЭТП электрокинетического происхождения при изменении объемной деформации между точками, расположенными на разном расстоянии от поверхности однородного полупространства (Dobrovolsky et al., 1989). При расположении одного из электродов на поверхности, а другого на такой глубине, чтобы характерное время диффузии жидкости к поверхности (время, за которое разность давлений жидкости в точке расположения электрода и на дневной поверхности, образовавшаяся в результате ступенчатого изменения деформации, изменится в фиксированное число раз, например, в е раз) превышало, по крайней мере, в несколько раз характерное время изменения деформации (время, за которое деформация изменится в тоже фиксированное число раз, например в е раз), измеряемая разность потенциалов будет определяться формулой

3) Необходимость снижения влияния помехообразующих факторов, вследствие относительно небольших величин ожидаемых ЭТП и относительно больших периодов их изменения, предъявляет к измерительным электродам значительно более высокие требования, чем в стандартных методиках, то есть, должны использоваться только высококачественные неполяризуюгциеся электроды, изготовленные из одного куска материала по идентичной технологии и подобранные по парам на основе длительных лабораторных наблюдений. Ввиду сильного влияния колебаний температуры на собственные потенциалы электродов необходимо обеспечить стабильность температуры в точке расположения электродов. На основе вышеприведенных соображений была разработана методика эксперимента, проведенного в Молдавии вблизи Кишинева. В штольне по выработке известняка в точке, находящейся на расстоянии более 2 км от входа и на глубине 75 метров от дневной поверхности, была пробурена скважина глубиной 5 метров, вскрывшая водоносный горизонт. В водоносном горизонте была размещена пара измерительных электродов с базой в 1 м. Использовались электроды "Траверс", разработанные М. М. Богородским и представляющие собой высокостабильные неполяризующиеся электроды на основе свинца, подвергнутого специальной обработке. Нижний электрод, расположенный в водоносном слое на дне пробуренной скважины, был присыпан одно-метровым слоем мелкодисперсного материала, образовавшегося при бурении плотного известняка, затем в водоносный слой был помещен верхний измерительный электрод который, в свою очередь, был присыпан 30 сантиметрами того же материала. Измерительная аппаратура состояла из дифференциального усилителя (коэффициент усиления 200, входное сопротивление порядка 1 Мом, полоса пропускания 0-0.2 Гц), сопряженного с измерительной системой К-484. Регистрация велась в цифровом виде на перфоленту каждые 20 минут с чувствительностью 10 мкВ. В той же штольне в 100 метрах от места расположения электродов была установлена аппаратура для измерения наклонов земной поверхности (описание аппаратуры можно найти в (Шляховый и др., 1987).

На рис.5.5.1 представлены изменения ЭТП, полученные с помощью описанной выше установки (а), и наклонов земной поверхности -компонента север-юг (б) и компонента запад -восток (в) за период времени с 21.09.88 по 16.12.88. Эти данные по ЭТП и наклонам получены из первичных в результате одинаковой предварительной обработки результатов измерений. Они представляют собой результат вычисления скользящего среднего по 24 часам с шагом 20 минут (для исключения высокочастотных

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата физико-математических наук, Чирков, Евгений Борисович, Москва

1. Авагимов АЛ. Динамика электромагнитных процессов в Конетдагском сейсмоактивном региоие. Автореф. дис. д-ра физ.-мат. паук. М.: 1991. с. 52

2. Асада Т., Исибаси К., Матсуда Т. и др. Методы прогноза землетрясений. Их применение в Японии. М,: Недра, 1984, с.312

3. Барсуков О.М. Изменение pt во времени возможный критерий прогноза землетрясений //Изв. АН СССР Физика Земли, 1968, №7, С. 86-88.

4. Барсуков О.М. О связи электрического сопротивления горных пород с тектоническими процессами. // Изв. АН СССР Физика Земли, 1970, №1, С. 84-87.

5. Барсуков О.М. Чирков Е.Б. Авторское свидетельство СССР N1434998 Способ измерения азимута вектора напряженности электрического поля и устройство для его осуществления.

6. Бобровпиков Б.Л. Аппаратурио-методические основы извлечения геологической информации из случайных электромагнитных полей индустриального происхождения. Диссертация па соискание ученой степепи канд. тех. паук. М.: 1986. с. 229.

7. Бобгюзников Л.З. Кадыгюв И.Н. Попов Б.А. Злекгоотэазвелочная аппаратура их л. ' х л. • • 1 f Гоборудование. М., Недра, 1979, с. 336.

8. Богородский В.М, Богородский М.М., Чирков Е.Б. (а) Методы измерения квазипостояпиого электрического поля на суше.-Тезисы Всесоюзной конференции" Геолого-геофизические исследования при решении экологических задач", г. вепигород, М., 1991, С. 43.

9. Богородский В.М, Богородский М.М., Чирков Е.Б. (б)Способ установки измерительных электродов в грунт.-Тезисы Всесоюзной конференции" Геолого-геофизические исследования при решении экологических задач". г.Звенигород, М., 1991, С. 87-88.

10. Богородский В.М., Богородский М.М, Чирков Е.Б. Авторское свидетельство СССР 1824613 Способ измерения электрического поля в Земле. Бюл, N 24, 1993.

11. Богородский В.М. Богородский М.М., Зимин Е.Ф.,Чирков Е.Б. Авторское свидетельство СССР 1778730 Способ измерения электрического поля в проводящих средах. Бюл. N 13, 1993.

12. Богородский В.М., Богородский М.М. Чирков Е.Б. Авторское свидетельство СССР 1778730 Способ измерения электрического поля в Земле. Бюл. N 44, 1992.

13. Богородский М.М. Методы повышенна помехозащищенности контактных преооразоватслен электрического поля при решении задач морской геофизики Диссертация па соискание ученой степени капд. физ.-мат. наук. М., 1984, с .267.

14. Богородский М.М., Чирков Е.Б. (б)Способ режимных наблюдений естественного электрического поля.-Тезисы Всесоюзной конференции" Геолого-геофизические исследования при решении экологических задач", г. Звенигород, М., 1991, С. 44.

15. Бра: ин В. Д. Активный электромагнитный мониторинг территории Бишкеке ко го прогностического полигона. Диссертация на соискание ученой степени капд. физ.-мат. паук. М.: 2001. с. 128.

16. Булошников A.M., Чирков Е.Б. Авторское свидетельство СССР 1821782 Способ определения параметров точечного и диполыюго источников квазистациопарпого электрического поля. Бюл. N 22, 1993.

17. Волкова Е.Н., Камшилин А.Н., Кравченко В.Б. В кн.: Аппаратурные разрабо тки для геофизических исследований. М.: Наука, 1986, с. 28-35.

18. Гохберг М.Б., Моргунов В. А., Похотелов О. А. Сейсмоэлектроыагнитные явления. М: Наука, 1988.

19. Гульельми А.В., Камшилин A.IF.,Волкова Е.Н., Чирков Е.Б. Сейсмовибрационное возбуждение геоэлектрических сигналов комбинационных частот //.Докл. АН СССР 1989, т. 309, N3, С. 575-578.

20. Гульельми А.В., Левшснко В.Т., Чирков Е.Б. Влияние неоднородности вмещающей среды па электрическое поле рудного тела // Докл. АН СССР, 1998, т.358, N4, С. 531-533.

21. Гуяьтяев А. Матяаб 5.2. Имитационное моделирование в среде Windows. СПб., 1999, с. 288.

22. Дахнов В.Н. Электрические и магнитные методы исследования скважин ;о М., Недра, 1981, с. 344.

23. Дещеревский А.Н, Фильтрация сезонных компонент вариаций геозлектринеских параметров на 1 армеком полигоне. Автореф. дне. канд. физ.-мат. наук. М.: 1996,

24. Добровольский И. П. Теория подготовим тектонического землетрясения, М, ОИФЗ1. ЮЛТГ 1001 НС

25. А /111, 1 <" <" 1 , V. ^ I и.

26. Добровольский ИЛ L Подготовка землетрясения. Деформации и размер зоны

27. ТТПЛОПТТаИНП nft&TTTDPPTUTIVrtD U VU «QvOnPnTIVl^PT^TTT. иоа оомощлплгмал \/1 I4awa iijjvflnjiviiu'i tijJV^i»vvi urmviu. и KII> \Wnviiv^>iltivntWiriiiUl> ^jwnuivlvjiitvi ii"//. . ivu,1GC3 n П1. J. /UJ, V^. 1 /

28. IkcrvntJAp U П Qimiilmlr 4 ('ттатдотиттй лттповл'»»1ч«^ f г» S^ft

29. Jv/. ^ ^u/invnivu ij.i uii*>uiiui\ —r • v^uviy vi>Uu>iv' niti v^i iv'j ^vv^j v<* x<U*31 '^а^лпли^гитт A TА ^паггтплпоовйтп/о TT Г( ^TIT'M 1047 л 4441.» vJUVf I JVH\ f« f I /\» * 1 . I pVIUU^HV,/ ^(XUt 1 **. mt ■. * V./ ■ ■ t r «? I < j v. ^-т^г»

30. Иванов I '.Я. Сейемоэлектрический эффект второго рода //Изв. АН CCCi1, Сер.гялгп тя r^nrKwo ^ 1 ОДА л AGO

31. VV I р, И » VVJ vjj ti.J,, Щ 1 /t VI Щ V. \J .

32. Камшилмн А.Н. Метод изучения электрического коэффициента передачи применительно к задачам геодинамики. Антореф. дис. канд. физ.-мат. наук. М.:1 о*м л ОЛi^u4?, V.

33. MI^Qpovonci k* \/tavoiiTii/Q пртпплачгтт \/t \/1т*п 1 QS^ г» "У/\£i VUWUAU^fM IV» lV Mt\vt- .JVlfUtV * pnvvn r»f»j Itl.j I*» Hp} I ./U^J V», t-V/T,

34. Лукк А. А., Дещеревский А.Б., Сидорин А.Я., Сидорин И.А. Вариации геофизических полей как проявление детерминированного хаоса во фрактальной среде. М. ОИФЗ РАН 1996, с. 210.

35. ОеовекиМ С. Нейронные сете для обработки информации, М. Финансы и

36. Ста'ртглттхт^о О НПО г» Л1 1 UiWVilllVU, V". ^ITJ1.

37. Пархоменко Э. И* Япдения электризации в горных породах, М.? Наука, 1968, с. 255.

38. Пономарей А.В. Изучение вариаций электрического состояний горных породrrnm*АиптАтп. ил v плмлггоид ттччатголлтимь'лв олтц ттртт»ярррий I IriPPArvrciTTTi'a тто

39. J IprllVlVl I VI A V.» 1» ** IV! П t IUHVI\UI»I ii pV^DVV » « » rit4Ull .>Vl«l<liv * p«vvfl hrl. f! ^IIVVV^J i №|MM HWллилггошгА \тттАтхлм лтйПАии troii тт /hif) .имт uavv V/! 1 ОЙ7 г» ООО

40. VV flVUUI lf<V j -|VMV«rj v« VI IVIHI 1ЧиП/Д» \pTtJ, . MUjr Uit) t.S к* I уpTiirwr^vA T ПЛР ттлгоооииа ом* ТТАТПСТЛАСТШЯ \/1 \Лтт 10*70 л '^ftV-i -J • I Г К IWI » UIVV » • V Ipv/ I4U.JU-I inv » pAVVUII f »5 I » » . 1 * I I ^ , V» UVI •

41. Сапужак >i. С. Высшие производные электрического потенциала » геофмзическойnootxani/A i^TIPC TJOТТ Wuаврь-пгп ГЛР vu.to 1 OA7 lVTtV«ln rt.J/l\f«VI»V«VJ1 U I VV. J«« IM.J « ./ v / .

42. Crctor Б,С- Теоретико-информационные основы геофизических методов разведки. \л tooo плivx. V* / 1 .

43. А"У ( Чдутлптго Л П^А ттр АЛТИТ* VU О А» / ТТ АТПСГР ATIWI* \/f М о\гго 1 ООО Л 1

44. Vj-rty * < » < П Г11\Г1 ^IVfVI Jt V « t ft fl , !•*«»«» 1 luj 1\V4>, « ./ V> « ^J Лш

45. Сидорин А.Я. Электрические зондирования земной коры в целях прогноза

46. А** ТТАГГПЯЛА11МЙ ПиЛЛАтЧаттС! НО Ллилуонир- \Л1С»Т1Г\и ЛТАТТАИТ1 VOUTT jKlZ'J -MQT ujavv \/f IVIII^IV> 1 hrl. f yr » i/VVp I Ul ^ri/l IIU MtlllUIVUH IIV/ у W Линд. I»iui . » lU^Jl . I41.J1980,. c. 222.

47. Соболев Г. А. Оскояы прогноза землетрясений. М Наука, 1993, с. 313.

48. Соболев Г.А., Кольцов А.В. Крупномасштжжое моделирование процесса подготовки к предвестников землетрясения, М., Наука, 1988, с. 203.

49. Соболев Г.А., Морозов В.Н, Локальные возмущения электрического поля на Камчатке и их связь с землетрясениями // Физические основания поисков методов прогноза землетрясений. М., Наука, 1970. С. 110-121.

50. Соболев Г.А., Семерчан АЛ., Садов Б,Г. и др. Предвестники разрушения большого образца горной породы // Изв. АН СССР, Физика Земли, 1982, М., С. 29-43.

51. Тихонов А.Н., Иванов А.Г., Троицкая В.А., Дьяконов Б.П.К вопросу о связиземных токов и землетрясений. Тр. Геофиз. Ик-та Al I СССР, № 25(152), 1954,1 01 1Л10.1О1-1У1»

52. Kt\ Vпттт ТТ-мл Р ! алTTAvmn*fагилтпо** АД • ЦРППО 1 ОЙ7 г* О^П•/ .««« < j/ I . t wv<viiJ<v<v i j<\nttu< tiv ifiviivi, («1., t tw/^Kij i r it < ^ v<

53. Френкель Я.И., К теории сейсмическими сейсмометрических явлений во влахной почве //Изв. АН СССР, Сер. геогр. и геофиз., 8, 1944, С. 133-150.

54. Френкель Я.И. Теория явлений атмосферного электричества, Л,; М.: Гостехиздат,1 ОАО р 1 <<

55. Чирков Е.Б., Кондоре кая Н.В., Лагова Н.А. О параметризации кинематики процессов в очаге землетрясения // Физика Земли, №5, 2003 с. 47-59.

56. ШаубЮ.о., Ходзевич А.В. Бионическая модель пассивной электролокации рыб.// ДАН, т. 306, Ks6,1989, С Л 482= 1485

57. Шауб Ю.Б., Ходзевич А.В. Определение параметров точечных и динольных источников в тонком слое с помощью пятизлектродпой измерительной установки.// АН СССР Дальневосг. отд-ние Тихоокеанский океанологический ин-т,

58. Нттяттт:ГОУ-./^0гг 1 Питт п ШЦМ'Ш (Л*) fY7 «« W"„ 11У7 1 . UVV р 1 А

59. J-1 лйДгдоиV1 l.'UO. ^Wll. и l »r Ii it I i t 1 J <- lit 1эиии5 W. • 4 .

60. Шляховый BXJL Островский A.E., Сковичея А.И., Черный В.Й. О наблюденияхvsnirттлилр хто г^тоиттт'И итппттАт?\\ /ft orv^^'^triiLте грлmJuo**miA/*VTia ттлттрллт.7 и

61. Jiu,i^J>\<riViu Пи w I ut11Ц111 \M\hbiriilvii>'/ It v-'\«i»iivivtwi*iiuiv i wvj^f11iu(tt ri ivwivtv iipui^vvwni ftпрогноз землетрясений. Сб. науч.тр. Киев, Наухова думка, 1987, С. 67-70.

62. Электроразведка: Справочник геофизика. —М. Недра, 1979, с. 518.

63. ЧQ Т G V nv*A ТЛ Т a-trnlifn^i/>n ^^ ^ХТ waiU/л^

64. Jo. /lVVVCb AV. Jl сил и, IV, шш UllUUDd л-*. J, uiaiioiivdi CVaiUttll^ll \JX tlic- V ГИ1 lllVlliUUusing the historic earthquake catalog in Greece // Geophys. Res. Lett., V.23, N 11,1996, P. 1425-1428.

65. Bernard P. et al. From precursor to prediction: a few recent cases from Greece. Geophys.1. T men P A At AJT

66. J. JUit«, i Jl, iy'^ij Г. ~T\> / t ! .

67. Bernard P: Plausibility of fong distance electrotelfeiric precursors to earthquakes // J. ri»0T>hVc Pec 07 010 tooo p 11 Sll-17 ЧАЙ

68. V «wtlifl ИИ. * Wvl.j 7 * J tJ * I / У А. « * * I# j^TVii

69. Brace W.F., Orange A. 8., Electrical resistivity changes in saturated rock under stress,i о^л о t пол.

70. Oviwiivv, 1 V'V. x . 1 * .'

71. Burton P.W. Dicing with earthquakes // Geophys, Res. T^tt., V.23, Nil, 1996, P. 13791382

72. Castle И.О., Ail jf,N.s Savage J.C., BalazsE.!., Elevation changes preceding the San-Fernando earthquake of February 9, 1971, Geology, 2, 61, 1974,

73. Chouliaras, G. and T. Rasmussen. The Application of the Magnetoteliuiic Impedance

74. Трпрлг frt KarttviMpV» PrA/^intiAp ЙРОАОГПЬ in // Tfl^trttiAnhvci^c V/il 1 S'7 1 GS}V

75. Oil.». I,\J . 1L.I .> IvjViUlM^ 1 IWUlV.l.lll . \.l MLu .1 ■ WlAitnjIpll^lHV.I, . ill. ■ >1. P1 1 Л 1 ir

76. Corwin R.F., Morrison fL Self-potential variations preceding earthquakes in CentralроКбмтоо (>A„)ivc r \i л 1077 о М\.\'1Лv^ui»i\<it»(uj iVvo. S JWti.j 4 * ^ / 1, » . 1 i 1 i 1 ^

77. Dobrovolsky I. P., Gersfaenzon N. L and Gokhberg M. B. Theoiy of electrokinetie effects occuring at the final stage in the preparation of a tectonic earthquake. Physics of the Earth and Planetary Interiors» 57, 1989, P. 144-156.

78. EvisonF. F. and Rhoades D, A. The VAN earthquake predictions // Geophys, Res. Lett, V.23, N 11, 1996, P. 1371-1377,

79. Fitterman D.V., Calculations of self-potential anomalies near vertical contacts, Geophysics, 44, 1979, P. 1995-2005.71. fitterman D.V., Theory of eiectpjkmetic-magnetic anomalies in a faulted haifspaee, J. Geophys. Res., 84, (B12), 1979, P. 6031 -6040.

80. Geiler R, J. VAN: A critical evaluation, in A Critical Review of VAN, J. Lighthill, ed., World Scientific, Singapore, 1996a, P. 155-238.

81. Geiler R.J. Debate on evaluation of the VAN method: Editor's introduction // Geophys.

82. Do^ Г ЛГ 91 Л.Т 11 ЮОЛЦ P 1Ю1 noл1VVJ, У .Z.J, 1 1, 1 J./VU, 1 . ibV l-ii^T.

83. Geiler, R. i. VAN cannot predict earthquakes nor can anyone else, INCEDE Newsletter, 5(4), 1997, P. 5-7.

84. Geiler, R. J., D. D Jackson, Y. Y. Kagan, and F. Mulargia,, Earthquakes cannot be predicted, Science, 275, 1997, P. 1616-1617,

85. Gershenzon, N. and Barnbakidis Ст. Modeling of seismo-electromagnetic phenomena, Russian Journal of Earth Sciences, 3, 4, 2001, P. 247-275.

86. Gershenzon, N. L, and Gokhberg M. B. On Origin of the EieetroleJluric held Disturbances Prior to an Earthquake in Kalamata, Greece. Tectonophysics, 224, 1993, P. 169-174.

87. Gxuszow S.„ Rmsignoi J.C., Tzams A., Le Moui J.L. Identification and analysis of electromagnetic signals in Greece; the case of the Kozara eathquake VAN prediction, Geophys. Res. Lett., 23, 16, i996, P. 2025-2028.

88. Hamada. K. Statistical evaluationofthe VAN prediction issued in Greece: alarm and Success rates //Tectonophysics,V.224 N 1/3, 1993, P. 203-210.

89. Hayakawa M. (Ed.), Atmospheric and ionospheric electromagnetic phenomena associated with earthquakes. Tokyo TERRAPI JB, 1999, p. 996.

90. Hayakawa M. and fujmawa Y. (Eds.) Electromagnetic phenomena related to Earthquake prediction. Tokyo, TERRAPIJB, 1994, p.677,

91. Hayakawa M. and Moichanov O. A. (Eds.), Seismo Electromagnetics: Lithosphere-Avtmosphere-ionosphere Coupling. Tokyo, TERRAPIJB, 2003, p.4?5.

92. Honkura Y. and Tanaka N. Probability of earthquake occurrence in Greece with special reference to the VAN predictions // Geophys. Res. Lett, V.23, Ntt, 1996, P. 1417-1420.

93. Jackson D. i>. Earthquake prediction evaluation standards applied to the VAN method // Geophys. Res. Lett., V.23, N 11, 1996, P. 1363-1366.

94. Jouniaux, L. and J. P. Pozzi, Laboratory measurements anomalous 0.1-0.5 Hz streaming potential under geochernical changes ; Implications for electrotelluric precursors to earthquakes, J: Geophys. Res., 102, 1997, 15,335-15,343.

95. Kagan Y. Y, VAN earthquake predictions: An attempt at statistical evaluation }f Geophys. Res. Lett., V.23, N11,1996, P. 1315-1318.

96. V V апЛ ТQ/*Vcrirk Тл П T'^rtci nf \7A1\T PorfKnuo^ Т'^дИ^^лпо1

97. Г . » vu^ui *, 1 . t . m • | X J , \ J . « WxHtl Ml f 1 \« 1 •itilWII^UUIVW 1 I VVltULIUUctt^лттдп^о опИ fit Wnbv^ t?f»4 T aft v T\ tQOft p 14^4-144.01.»»« llttl U.t I Wt < ( » NV~». I * .Ai.J^ * ' / Wj I . I -r.J.i I TTM.

98. ТлК/Ол» 1 TfMir S 1 Wn 1 IQSfi T>94* Kawase T, Uyeda S., Uyeshima M, Kinoshita Possible correlation betweennAtAntiol лЬопла in Tti bbirn;» IcIonH aorfknnplrp очтагт л+У +Ь'1 pact

99. U j'MlWHUiil VllUltgV 111 KiU V /vniunu «AllWt «vi ЧЛ1Ю MtV VUf ЧИ \АЛ ЧЛ \Mt V» VLhH1.u Peninsula, Japan // Tectonophysics, 224, Nl/3, 1993, P. 89-93.

100. Q^k l^atltn Л7 T T nWA»<aniiv T? ТОКПРАП P ПМЛ mnm nV>/\Vii iviv x^mii\;i.vuiaA JUiiiiSv»ii v—-» tuiu iviiiioivi » и уушанэ^л tuv/ шщи biiOjvj iii

101. Southern California//Earthq, Predict. Res., 1, 1982, P. 135-151.

102. Mulargia F. and Gasperim P. VAN: Candidacy and validation with the latest laws of the game // Geophys, Res. Lett., V.23, N 11, 1996, p. 1327-1330,

103. Mulargia F., and Gasperini P. Evaluating the statistical validity beyond chance of "VAN" precursors it Geophys* J. Int., Ш,. 1992, P. 32-44.

104. Nagao Т., Uyeshima M,, and Uyeda S. An independent check of VAN's criteria tor signal recognition It Geophys. Res. Lett., V.23, N11,1996, P. 1441 -1444.

105. Nagata Т., Variation in earth-current in the vicinity of the Sikano fault //BulL Earthquake Res^nst, Tokyo Imp.lIniv.,V. 22, 1944, P.72-82."

106. Noritomi К», Application of precursor}' geoelectric and geomagnetic phenomena to earthquake prediction in China // Chinese Geophys., V. 1, N 2, 1978, P.377-39!.

107. No to, H., Some experiments on earth current (П) // Jap. J. Astron. Geophys., X, (2), 1933, P. 263-303.

108. Park S. К, Johnston M. .1. S., Madden, T. R., Morgan, V. TX, and Morrison, H. F. Electromagnetic Precursors to Earthquakes in the ULF Band: A Review of Observations and Mechanisms // Rev. Geophys. 31,1993, P. 117-132.

109. Park S, K. and Fhtenuaii, D, V. Sensitivity of the Telluric Monitoring Array in Parkfield, California, To Changes of Resistivity /(J. Geophys. Res. 95, 1990, P. 1 5,557-15,571.

110. Parrot M. and Johnston M. j, S. (eds.): Seismoelectromagnetic Effects if Physics of the Earth and Planetary Interiors, 57, 1989, P. 1-177.

111. Pham V. N. et al Characteristics of electromagnetic noise in the loaimina region (Greece); a possible origin for so called "Seismic Electric Signal" (SES), Geophys. Res. Lett., 25, 1998, P. 2229-2232.

112. Pham V.N et al. Electromagnetic signals generated in the solid Earth by digital transmission of radio-waves as a plausible source tor some so-called "Seismic Electric Signal", Phys. Earth Planet. Inter., 114, 1999, P. 141-163.

113. IS.Pinettes P. et al Strain constraint on the source of the alleged Varotsos-Aiexopoulos-Nomicos (VAN) precursor of the 1995 Aigion earthquake (Greece), Geophys. Res., 103, B7, 1998, P. 15,145-15,155.

114. Reasenbcrg P. A. and Jones L.M. Earthquake hazard after main shock m California, Science, 243,1989, P.l 173-1376.

115. Rikitake 'I'. Precursory and eoseismie changes in ground resistivity // J. Phys. Earth,,, 25 , SuppL, 1977, P. 161-173

116. HB.Kikitake Т., УашшУ Y.„ Strain steps as observed by a resistivity variometer //Tectonophys., 9, 1970, P. 197-203.1 l9.Rokityansky 1J. On the physical nature of remote precursors //Journal of Atmospheric Electricity. V.22, N5, 2002," P. 165-182.

117. Schote С. H., Sykes L. R., Aggarwa! Y. P. Earthquake prediction: A physical basis. Science, Vol. 181, 1973, P. 803-810.

118. Shnmnan M.,Schreider S,,and Dmitrieva U. Statistical evaluation of VAN prediction issuedduringthe period 1987-1989//Tectonophysics.V .224 N 1/3, 1993, P. 211-222.

119. Stark F, B. A lew considerations for ascribing statistical significance to earthquake predictions // Geophys. Res. Eett, V.23, "Mil, 1996, P, 1399-1402.

120. U tada H. 'Difficulty of statistical evaluation of an earthquake prediction method // Geophys. Res. Lett, V.23, N 11, 1996, P. 1391-1394.

121. Uyeda S. et al. Geoelecirie potential changes: Possible precursors to earthquakes in Japan, Proc. NatL Acad. Sci, USA, 97, 9, 2000, P, 456 1 -4566.

122. Varotsos P., Alexopoubs K., Lazaridou M., Latest aspects of earthquake prediction in Greece based on seismic electric signals //Tectonophysics, 224, N1/3, 1993, P. 1 -37.

123. V arotsc-s P., Alexopoubs K., Physical properties of the variations of the electric field of the earth preceding earthquakes I //Tectonophysics, 110, 1984a, P. 73-98.

124. Varotsos P., Alexopoubs K., Physical properties of the variations of the electric field of the earth preceding earthquakes Determination of epicenter and magnitude II // Tectonophysics, 110, 1984b, P. 99=125.

125. Varotsos P., Eftaxias K. Vallianatos F., and Lazaridou M. Basic principles for evaluating an earthquake prediction method If Geophys. Res. Lett., V.23, N 11,1996a, P. 1295-1298.

126. Varotsos, P. andN. Ssrlis A review of recent VAN efforts: The explanation of the SES physical properties, in Seismo Electromagnetics, edited by M, Hayakawa and O. Molchanov, TERRAPUB, Tokio, 2002, P. 131-140.

127. Wideman С. J., Major M. W. Strain steps associated with earthquakes //Bull. Seismo!, Soc. Am., 57, 1967, P. 1429-1444.

128. Yoshii H. Social impact of earthquake prediction in GreeceZ/Tectonophysics, V.224, N 1/3, 1993, P. 251-256.

129. Yoshida, S., Clint 0. C., and Saramonds P. R., Electric potential changes prior to shear fracture in dry and saturated rocks, Geophys. Res, Lett., 25, 1998, P, 1577-1580.

130. Yoshimatsu T. The measurements of earth-current potentials and its reliability.// Mem. Kakioka Magn. Obs. SuppI.,V. 1, 1957, p. 29.