Выпуск 11

В работе показано, что подавляющему большинству сильных землетрясений Италии предшествуют аномальные рои слабых землетрясений, возникающих, как правило, близ того линеамента, с которым связано сильное землетрясение.

Средние невязки времен пробега волн P за период 1964–1970  гг. на станциях Северной Америки и Европы хорошо разделяются на большие области положительных и отрицательных величин. Пространственное распределение невязок в Северной Америке находится в хорошем соответствии с горизонтальными неоднородностями верхней мантии, полученными по дисперсии волн Релея, с аномалиями магнитуд и измерениями теплового потока. Систематические измерения невязок во времени чувствительны к сильным изменениям распределения источников волн P, как, например, появление большого роя афтершоков, а также к изменению методов выделения первых вступлений. Невязки на соседних станциях коррелированы до расстояний порядка 2°. Полугодовые средние невязки на станциях в 2°-радиусе от эпицентров сильных землетрясений имеют скачок за полтора года до землетрясения. Формальный алгоритм, основанный на этой особенности, позволяет предсказать время всех 16 землетрясений с магнитудой М ≥ 7.5, происшедших за период 1966–1972  гг. Хотя средняя длительность времени тревог составляет около половины общего времени, рассмотренного на разных станциях, и алгоритм в его настоящем виде не представляет практической ценности, этот результат является статистически значимым на 99%-ном уровне.

Описывается метод локальных статистик и рандомизации каталога. С помощью этого метода оцениваются параметры положительного влияния исходного землетрясения на последующие (повышения их вероятности) в каталоге Дуды землетрясений мира с М ≥ 7. После исключения из каталога групп взаимосвязанных землетрясений и фор- и афтершоков изучается отрицательное влияние, т. е. понижение вероятности последующих землетрясений в некоторой окрестности исходного. Существование отрицательного влияния доказано при следующих ограничениях: исходные землетрясения имеют М ≥ 8, последующие М ≥ 7 и происходят в круге радиуса d = 1°. Продолжительность отрицательного влияния – около 32% от нормального уровня сейсмичности. Не исключены региональные вариации параметров положительного и отрицательного влияния, которые должны сильно уменьшить средние показатели отрицательного влияния по сравнению с экстремальными. С другой стороны, полученные показатели, возможно, завышены из-за неполной регистрации землетрясений с М ≥ 7 в начале каталога.

В работе вновь решается задача распознавания мест, где возможны землетрясения с магнитудой М ≥ 6.5, на территории Востока Средней Азии. Объектами распознавания служат пересечения линеаментов. Достоверность результатов проверена серией экспериментов и сравнением с ранее полученным распознаванием по дизъюнктивным узлам той же территории.

Проведено определение механизма очага на ЭВМ по программе, предложенной в [1]. Результаты сравнивались с независимыми данными о положении плоскости разрыва, полученными путем анализа пространственного распределения афтершоков и макросейсмики. В случае хорошего разделения знаков все данные согласуются. В сложных случаях алгоритм позволяет найти решение, близкое к полученному, по независимым данным. Высказывается предположение, что эти и подобные случаи могут быть удовлетворительно описаны только более общей моделью очага, содержащей отрыв (три диполя).

В статье рассмотрен новый способ выделения собственных колебаний Земли, использующий представление корреляционной функции в виде суммы гармоник. Метод позволяет сократить длительность анализируемой записи приблизительно в 2 раза по сравнению с обычным спектральным анализом. Применение нового метода проиллюстрировано на примере выделения обертона, замаскированного основным тоном.

В работе приводятся асимптотические формулы для вычисления собственных частот крутильных колебаний Земли. Путем сравнения частот, найденных по асимптотическим формулам, с частотами, рассчитанными с высокой точностью для хорошо аппроксимирующей реальную ситуацию модели Земли, дается информация о тех номерах n и k (k – номер обертона при фиксированном номере сферической гармоники колебания n), для которых асимптотические формулы дают хорошее приближение собственных частот. Результаты сравнения приведены в таблице.

Разбираются вопросы измерения дисперсионных кривых и эллиптической поляризации поверхностных волн. Приведены критерии применимости приближения стационарной фазы к записям поверхностных волн. Даны соотношения, связывающие спектральные характеристики интерферирующих волн со спектрами сейсмограмм на различных компонентах. Выделены величины, которые могут быть реально измерены при интерференции двух произвольных поверхностных волн. Предложена линейная комбинация фазовой и групповой скорости, в которой нагляднее выражены некоторые элементы скоростного разреза среды.

Исследуется устойчивость решения обратной задачи геометрической сейсмики для горизонтально-однородной плоской среды. Под устойчивостью решения обратной задачи, когда имеется много решений, понимается устойчивость границ множества всех решений. Показывается, что верхняя граница устойчива, а нижняя неустойчива. Для нижней границы строятся оценки и показывается, что одна из оценок устойчива.

Рассмотрена возможность применения теории Френкеля–Био для изучения волновых процессов в тонкослоистой пористой среде. Показана целесообразность применения алгоритма Хаскелла–Ратниковой для составления программ расчета на ЭВМ.

Рассмотрены вопросы применения емкостных преобразователей линейных перемещений в сейсмометрии. Проведен сравнительный анализ современных методов преобразования механических перемещений в электрические сигналы с помощью емкостных преобразователей. Рассмотрены физические основы и теория элементов емкостных сейсмометров.
Приведено описание некоторых практических схем, в которых реализованы принципы рассмотренной теории. Поставлена задача создания цифровых сейсмометров с частотными датчиками.