ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПРИЛИВНОЙ МОДУЛЯЦИИ СЕЙСМИЧЕСКИХ ШУМОВ В ЦЕЛЯХ ПРОГНОЗА ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ

В.А. Салтыков

Камчатский филиал Геофизической службы РАН

Сейсмический шум (фоновое микросейсмическое поле), регистрируемый на поверхности Земли, представляет собой суперпозицию компонент, обусловленных воздействием факторов различной природы. Составная часть сейсмического шума, имеющая глубинное происхождение, – сейсмическая эмиссия. Согласно концепции активной геофизической среды [Николаев, 1991; Садовский, 2004], сейсмическая эмиссия рассматривается как интегральный отклик на все одновременно воздействующие на регион деформационные процессы, что и допускает возможность использования сейсмических шумов для мониторинга напряженно-деформированного состояния среды и прогноза землетрясений. Открытие в 1983 г. Л.Н. Рыкуновым с соавторами [Рыкунов, 1984] модуляции сейсмических шумов в диапазоне 10 – 60 Гц естественными деформирующими процессами (собственными колебаниями Земли, земными приливами и пр.) имело принципиальное значение, так как обнаруженная модуляция означала наличие в сейсмическом шуме упомянутых эндогенных компонент, что выводило его из разряда помех и позволяло рассматривать как самостоятельное информативное геофизическое явление.

Как показали публикации, связанные с проблемой модуляции сейсмических шумов длиннопериодными деформационными процессами, [Рыкунов, 1980; Гальперин, 1987, 1989; Аксенович, 1988; Diakonov, 1990; Galperin, 1990; и др.], короткие ряды наблюдений не обеспечивают убедительность выводов о наличии/отсутствии подобных слабых эффектов. Поэтому начатые на Камчатке в конце 80-х годов ХХ века исследования высокочастотного сейсмического шума (ВСШ, амплитуда 10^-9-10^-12м^, частотный диапазон – первые десятки Гц) изначально были ориентированы на проведение многолетней регистрации исходя из основной цели – изучение характеристик ВСШ, его подверженности внешним воздействиям и установление связи ВСШ с длиннопериодными деформационными процессами, в том числе с земными приливами. В основе исследований лежат специально организованные долговременные наблюдения [Салтыков, 2006], которые ведутся в пунктах, достаточно удаленных от районов индустриальной и транспортной активности. В представленной работе анализируются материалы непрерывной регистрация ВСШ в специализированном пункте наблюдений ”Начики” (южная часть п-ва Камчатка, 53.12°с.ш., 157.76°в.д.) [Салтыков, 2009] (Рис. 1).

В качестве датчика сигналов ВСШ применяется резонансный узкополосный вертикальный пьезокерамической сейсмометр (чувствительность с учетом предварительного усиления – не хуже 10⁹ В/м; частота собственных колебаний – 30 Гц) [Рыкунов, 1978; Смирнов, 1990; Салтыков, 2009]. Высокая добротность (Q~100) позволяет добиться необходимой чувствительности и одновременно обеспечивает частотную фильтрацию сигнала.

Рис. 1. – Схема Камчатки с отмеченным пунктом регистрации ВСШ ”Начики”.

Анализ данных, полученных в течение последних 20 лет, выявил ряд особенностей, которые свидетельствуют о модуляции ВСШ приливами и связи ВСШ с различными геофизическими процессами, в том числе с изменением напряженного состояния среды в процессе подготовки землетрясений [Рыкунов, 1998, Салтыков, 1995, 1997а, 1997б, 2007, 2008]. Эти работы носят не только фундаментальный, но и прикладной характер, что связано с актуальностью проблемы сейсмического прогноза. Обнаружено важное свойство отклика ВСШ на приливное воздействие: эффект не является стабильным во времени. В 90-х годах по результатам исследований ВСШ на Камчатке выдвинута гипотеза о связи вариаций фазы приливной компоненты ВСШ с геодинамическими процессами в регионе. Позднее, на основе многолетних натурных наблюдений было показано, что приливная чувствительность ВСШ наиболее стабильна и статистически значима в период подготовки сильных локальных землетрясений.

Обнаруженный эффект синхронизации процессов лег в основу методики прогноза сильных локальных землетрясений по изменению характера отклика ВСШ на приливное воздействие. Оригинальным в данной методике является использование земных приливов, обусловленных лунно-солнечным гравитационным воздействием, в качестве калибровочного (эталонного) сигнала с известными характеристиками при изучении закономерностей микросейсмического излучения.

Базовым элементом методики является экспериментально выявленный в 1992–1995 гг. эффект стабилизации фазового сдвига Δφ между выбранной волной приливного гравитационного потенциала и выделенной из рядов огибающей ВСШ гармоникой с соответствующим приливным периодом. Этот параметр рассчитывается через временное рассогласование между определенной приливной волной и компонентой огибающей ВСШ с тем же периодом. Синхронизация ВСШ с внешним приливным воздействием, проявляющаяся в виде стабилизации фазового сдвига, рассматривается как прогностический признак и является новым, ранее не обнаруженным предвестником землетрясений [Пат. 2105332…, 1998] (Рис. 2). В первоначальном варианте данный предвестник соответствовал подготовке сейсмических событий с магнитудой М ≥ 6.0 на эпицентральном расстоянии Δ до 250 км от пункта регистрации. Теоретические аспекты, связанные с механизмом приливной модуляции ВСШ рассмотрены в работах [Зайцев, 2008, 2011].

Рис. 2 – Схематическое изображение рассматриваемого предвестника землетрясения. Начало стабилизации фазового
сдвига φ₀ определяет начало проявления предвестника t₀. Тревога подается в случае продолжительности стабилизации (t_тр - t₀) ≥ 3 недель.

Для вычисления теоретических значений амплитуды и фазы приливных волн в произвольный момент времени используется пакет программ анализа земных приливов ETERNA [Wenzel, 1994]. В качестве опорного (пилот-) сигнала выбрана волна О₁, так как компонента огибающей ВСШ с периодом именно этой волны имеет наибольшую помехозащищенность (в условиях существования экзогенных помех с периодом T = 24.00 час.) и относительно большую амплитуду [Салтыков, 1997б]. В скользящем временном окне шириной 28 суток с шагом 1 сутки методом наименьших квадратов из огибающей ВСШ выделяются гармоническая компонента с периодом T = 25.82 часа и определяются ее параметры: амплитуда и начальная фаза, из которой может быть получена величина фазового сдвига Δφ.

По мере накопления новых эмпирических данных, возникла потребность модификации прогностической методики. Формулировка предвестника, определяющая время подачи тревоги t_тр, при этом остается прежней: наличие участка стабилизации Δφ продолжительностью не менее 3 недель. В первую очередь речь идет о корректировке магнитудного порога и радиуса чувствительности предвестника. Кроме этого, к настоящему времени получен ряд примеров, когда ожидаемое землетрясение произошло вскоре после завершения участка стабилизации фазы. В этом случае возникает вопрос о продолжительности интервала тревоги. Предлагается распространить время тревоги не только на участок стабилизации фазы, но и включить в него последующие 2 недели.

Кроме этого, в соответствии с современными требованиями, необходима оценка эффективности выявленного предвестника и вероятности реализации прогноза. Решению этих задач посвящена предлагаемая статья.

ОПРЕДЕЛЕНИЕ  НИЖНЕГО  ПОРОГА  МАГНИТУДЫ  ОЖИДАЕМЫХ  ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ  КАК  ФУНКЦИИ  ЭПИЦЕНТРАЛЬНОГО  РАССТОЯНИЯ

Согласно принципу масштабного соответствия [Гольдин, 2005], для любого землетрясения существует некоторая пространственная область с линейными размерами D и расположенная в ней сеть наблюдений, для которых изменение характеристик среды, связанное с подготовкой землетрясения с магнитудой М, не может остаться незамеченным. В соответствии с этим принципом на основе достаточно большого объема данных может быть получена зависимость, связывающая пространственные и энергетические характеристики прогнозируемого события. Обобщение данных многолетних работ по выявлению предвестников по результатам мониторинга ВСШ позволило уточнить зависимость ”магнитуда–расстояние” для Камчатки.

Были рассмотрены все участки стабилизации фазы Δφ, выявленные при анализе данных цифровой регистрации ВСШ в течение 1996-2013 гг. и имеющие продолжительность более 3 недель. Все землетрясения с магнитудойМ ≥ 5.0, произошедшие за это время разделены по трем категориям (см. рис. 3):

– на момент землетрясения длительность стабилизации Δφ превысила 3 недели;

– землетрясение произошло не позднее 2 недель после завершения стабилизации;

– землетрясению не ставится в соответствие предвестник, то есть либо 1) землетрясение произошло на участке стабилизации фазы Δφ, когда ее длительность не достигла 3 недель, либо 2) землетрясение произошло более чем через 2 недели после ближайшей по времени стабилизации фазы.

Рис. 3 – Примеры временного хода параметра Δφ на станции "Начики"и взаиморасположения предвестника (участка стабилизации фазы) и связываемого
с ним землетрясения: а) землетрясение произошло на участке стабилизации фазы, б) землетрясение произошло после завершения участка стабилизации фазы,
в) землетрясение не произошло в течение 2 недель после завершения участка стабилизации фазы. Стрелками отмечены t₀ – время начала участка стабилизации фазы,
t_тр– время тревоги (t_тр– t₀ = 3 недели), t_{землетрясения}– момент землетрясения, соответствующего прогнозу, t_тр*– время снятия тревоги.

Нижний порог в виде логарифмической функции проводился неформализованно, принимая во внимание изменение соотношения между числом землетрясений с предвестником и без такового (Рис. 4). Предлагается следующая зависимость нижнего магнитудного порога от эпицентрального расстояния R([R] = км): M = -3.64 + 4.06×lg R, которая используется во всех последующих расчетах.

Рис. 4 – Эмпирическая зависимость нижнего порога магнитуды прогнозируемого события от эпицентрального расстояния по данным станции «Начики».
1- землетрясения, произошедшие на участке стабилизации фазы Δφ; 2 - землетрясения, произошедшие в течение двух недель после завершения участка
стабилизации фазы; 3 - землетрясения, перед которыми предвестник по рассматриваемой методике выделен не был; 4 – предлагаемая зависимость «магнитуда-расстояние».

ОЦЕНКА ЭФФЕКТИВНОСТИ ПРЕДВЕСТНИКА

Для анализа эффективности рассматриваемого предвестника использован каталог землетрясений Камчатского филиала Геофизической службы РАН за 1996–2013 гг., имеющих глубину до 300 км, с учетом определенной выше зависимости:

М ≥ 5.0,  M ≥ -3.64 + 4.06×lg R   (таблица 1, рис. 5).

Полученная выборка состоит из 68 землетрясений (из них 46 – имеют предвестник), что позволяет при анализе использовать статистический подход.

Рис. 5 – Эпицентры землетрясений 1996–2013 гг., связываемых с предвестником (а) и землетрясений, перед которыми предвестник по рассматриваемой
методике выделен не был (б). Окружности отмечают нижний порог чувствительности предвестника по магнитуде M в зависимости от эпицентрального расстояния R

Надежность предвестника R определяется как отношение числа землетрясений N(E_A), для которых было выделен предвестник, к числу всех землетрясений N(E):

.

Меняя порог используемых магнитуд M и посчитав для него соответствующие N(E_A) и N(E) (Рис. 6а), была получена зависимость надежности R от магнитуды M. Согласно рис. 6а надежность предвестника существенно выше для землетрясений больших магнитуд, чем меньших. Для землетрясений с магнитудой М ≥ 6.0 надежность R составила 0.8.

Рис. 6 –Зависимость надежности предвестника R (а) и достоверности предвестника V(б) от нижнего порога рассматриваемых магнитуд землетрясения M.

Определена достоверность предвестника V как отношение числа предвестниковых аномалий N(A_E) (то есть, в нашем случае, продолжительных стабилизаций фазы, сопровождавшихся землетрясением) к общему числу выделенных аномалий N(A):

.

Согласно рис. 6б каждая вторая аномалия может рассматриваться как реализовавшийся предвестник землетрясения с М ≥ 5.0, и лишь каждая пятая - землетрясения с М ≥ 6.0.

Здесь следует обратить особое внимание на следующую ситуацию: при общем числе выделенных аномалий (участков стабилизации фазы) – 75, число землетрясений с магнитудой М ≥ 5.0 – 68, при том, что, лишь каждая вторая аномалия может рассматриваться как предвестник. То есть нередки случаи, когда одному предвестнику могут быть поставлены в соответствие несколько землетрясений (группа), и их необходимо учитывать при решении вопроса о реализации прогноза и оценке времени тревоги. В этом случае использовался следующий алгоритм: 1) прогноз считается реализовавшимся первым землетрясением соответствующего прогнозу магнитудного интервала, 2) тревога снимается, 3) следующее (следующие) землетрясения, которые могли быть формально соответствовать этой же предвестниковой аномалии, объявляются пропущенными («пропуск цели»).

Для оценки эффективности рассматриваемого предвестника были использованы два подхода А.А. Гусева [Гусев, 1974] и Г.М. Молчана [Molchan, 1990].

Эффективность по методике А.А. Гусева

Эффективность методики J_G определяется для конкретной пространственной области и определенного энергетического диапазона землетрясений по формуле

   ,   где

T – общее время мониторинга сейсмической обстановки по рассматриваемой методике;

N₊ - количество землетрясений, соответствующих успешному прогнозу за время Т;

N – общее количество землетрясений (имеющих пространственно-энергетические параметры, аналогичные прогнозируемым), произошедших за время Т;

T_{тревоги} – общее время тревоги (суммарная длительность всех промежутков времени, в которых действовал прогноз по оцениваемому методу в течение общего времени мониторинга).

Числитель дроби определяет среднюю скорость потока землетрясений, имеющих предвестник, в течение интервала тревоги T_{тревоги}. Знаменатель дроби определяет аналогичный параметр в случае отсутствия связи предвестника с землетрясениями. Соответственно, эффективность J_G  показывает, во сколько раз скорость потока спрогнозированных землетрясений превышает среднюю за все время наблюдений T, то есть является отношением вероятности землетрясения во время тревоги к их средней вероятности. Статистическая значимость aопределяется вероятностью получения значений эффективности ≥ J_G в отсутствие связи “землетрясение – предвестник” исходя из гипергеометрического распределения N₊. В отсутствие такой связи, то есть при случайном угадывании, эффективность J_G равна 1.

Для рассматриваемых данных эффективность J_G с учетом величины стандартного отклонения не меняется (Таблица 2) при изменении магнитудного порога прогнозируемых землетрясений и составляет » 2 – 3. При этом статистическая значимость aдемонстрирует очень низкую вероятность случайного получения таких значений в отсутствие связи землетрясений с обсуждаемым предвестником.

Эффективность по методике Г.М Молчана

На рис. 7 представлены диаграммы Молчана для четырех величин пороговой магнитуды используемых землетрясений: М ≥ 5.0, М ≥ 5.5, М ≥ 6.0, М ≥ 6.5. На диаграмме Молчана абсцисса точки определяется как мера тревоги τ: , а ордината – как доля пропусков цели ν : . Диагональ диаграммы Молчана τ + ν = 1, соединяющая точки (0; 1) (точка «оптимиста») и (1;0) (точка «пессимиста») соответствует случайному прогнозу. Для этой диагонали можно построить доверительный интервал с заданной значимостью α. В нашем случае представляет интерес только нижняя ветвь этого доверительного интервала. Как следует из рис. 7 для всех четырех случаев экспериментальные точки (τ, ν) лежат ниже этой ветви, что интерпретируется как высокая степень надежности выявленной связи аномалий (стабилизации фазы) с происходящими землетрясениями.

Рис. 7 – Диаграммы Молчана для различных порогов магнитуды M . Отмечены нижние границы доверительного
интервала случайного прогноза с уровнем значимости α=0.01.

Эффективность предвестника J_M определяется как J_M = 1 - ν - τ. Для случайного прогноза J_M = 0, а для идеального (без пропуска цели и с нулевым временем тревоги) – J_M = 1. Для рассматриваемых вариантов значения эффективности приведены в таблице 3. Отмечается, что для высокого порога магнитуд (М ≥ 6.5) эффективность существенно (почти в 2 раза) выше, чем для низкого (М ≥ 5.0), что в основном определяется изменением надежности предвестника (Рис. 6).

ОЦЕНКА ВЕРОЯТНОСТИ ПРОГНОЗА

Полученные выше оценки эффективности рассматриваемого предвестника позволяют получить оценки вероятности его реализации. Для этого предлагается следующий алгоритм:

1. Исходя из пуассоновского характера распределения землетрясений оценивается вероятность хотя бы одного землетрясения в течение заданного времени t:

,

где l – интенсивность пуассоновского потока. Предварительно была сделана проверка на соответствие распределения землетрясений (используется каталог, очищенный от афтершоков) распределению Пуассона. Учитывая, что временные интервалы между событиями пуассоновского потока имеют экспоненциальное распределение, для используемого каталога проверялась экспоненциальность распределения временных интервалов между землетрясениями по критерию Фроцини [Кобзарь, 2006]. Гипотеза об экспоненциальном законе распределения временных интервалов и, соответственно, пуассоновском распределении потока рассматриваемыхземлетрясений с M ≥ 5.0 может быть принята с уровнем значимости 0.5.

2. Исходя из смысла параметра эффективности J_G по методике Гусева (см. выше), ожидаемая вероятность появления хотя бы одного землетрясения за время t после идентификации предвестника будет равна

Номограмма вероятностей реализации прогноза землетрясением для предвестника ”стабилизация фазового сдвига между приливной волной O₁ и соответствующей периодической компонентой огибающей ВСШ продолжительностью не менее 3 недель” для различного времени тревоги и различного магнитудного уровня представлена на рис. 8а.

Рис. 8.  а) Номограмма вероятности p₊ реализации прогноза в зависимости от длительности тревоги;
б) Номограмма вероятности p_–“пропуска цели” (землетрясения прогнозируемого класса в отсутствие предвестника) в зависимости
от длительности временного интервала; в) Номограмма контрастности  в зависимости от длительности временного интервала

3.Учитывая, что при анализе обнаружены землетрясения, не имеющие рассматриваемого предвестника (в таких случаях используется термин “пропуск цели“), представляется возможным оценить вероятность землетрясения прогнозируемого класса в отсутствие предвестника. Предлагается использовать распределение Пуассона, основываясь на том, что за известное время мониторинга сейсмичности в отсутствие предвестника произошло известное число землетрясений N₋ (в используемых выше обозначениях: N₋ = N − N₊ за время T₋ = T − T_{тревоги}):

   .

Пропорция между p₊ (n > 0) и p₋ (n > 0), назовем ее контрастностью C, показывает насколько увеличивается вероятность землетрясения при наличии предвестника по сравнению с ситуацией в отсутствие предвестника. В этом принципиальное отличие контрастности от эффективности предвестника J_G, которая отражает сравнение со средней вероятностью, игнорируя существенное снижение вероятности землетрясения в отсутствие предвестника. Номограммы для p₋ (n > 0) и контрастности C приведены на рисунках 8б, в.

ХАРАКТЕРИСТИКА ПРОГНОСТИЧЕСКОЙ МЕТОДИКИ

В этом разделе приводится характеристика разработанной методики прогнозирования в терминах общей прогностики [Прогностика…, 1978]. Методика являетсяпоисковой и направлена на определение возможного положения явления (сильного регионального землетрясения) в будущем. Разрабатываемый прогноз рассматривается как вероятностный. Объектом прогнозирования являются региональные землетрясения в указанном диапазоне эпицентральных расстояний от станции регистрации ВСШ. При прогнозировании применяется метод экстраполяции: распространение выявленных закономерностей развития объекта прогнозирования на будущее в предположении, что выявленная закономерность, выступающая в качестве базы прогнозирования, сохраняется и в дальнейшем.

1.            Предвестник: стабилизацияфазового сдвига между выбранной волной приливного гравитационного потенциала и выделенной из рядов огибающей ВСШ гармоникой с соответствующим приливным периодом продолжительностью 3 недели;

2.            Момент подачи тревоги (прогнозного заключения): достижение стабилизацией продолжительности (t_тр – t₀) = 3 недели;

3.            Параметры ожидаемого землетрясения: прогнозируются землетрясения с магнитудой М ≥ M₀ = 5.0 на глубине до 300 км. Предельное эпицентральное расстояние R связано с ожидаемой магнитудой M и определяется соотношением ;

4.            Период упреждения прогноза (промежуток времени, на который разрабатывается прогноз):прогноз дается первоначально на 2 недели, с возможной пролонгацией.

5.            Снятие тревоги при отсутствии ожидаемого землетрясения (ложная тревога): тревога снимается через 2 недели после окончания стабилизации фазы;

6.            Успешный (оправдавшийся) прогноз: землетрясение с магнитудой М ≥ M₀ = 5.0, произошедшее на глубине до 300 км и на эпицентральном расстоянии R:  вовременном интервале, объявленном тревогой;

7.            Снятие тревоги после оправдавшегося прогноза: произошедшее землетрясение с магнитудой M₁, удовлетворяющее условиям п. 3, снимает прогноз землетрясения с магнитудой в диапазоне [M₀; M₁] досрочно. Время тревоги составляет (t_{землетрясения} – t_тр). Прогноз относительно М ≥ (M₁ + 0.1) остается в силе с соблюдением условий п. 3 (диапазон глубин и соотношение ”эпицентральное расстояние – магнитуда”) и п. 5 (снятие тревоги).

8.            Вероятность прогноза: прогноз носит вероятностный характер, определяемый номограммой (Рис. 8а)Вероятность пропуска цели определяется соответствующей номограммой (Рис. 8б).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В рамках разработки технологии среднесрочного прогноза землетрясенийна основании ретроспективного анализа результатов регистрации высокочастотного сейсмического шума (ВСШ) в 1996-2013 гг. на специализированном пункте наблюдений “Начики” (Камчатка) проведена модификация прогностической методики, основанной на мониторинге синхронизации приливной волны O₁ приливного потенциала с соответствующей периодической компонентой огибающей ВСШ.

Модификация включила в себя следующие аспекты:

·         Получена новая пороговая зависимость ”магнитуда - эпицентральное расстояние” для класса прогнозируемых землетрясений.

·         Методика дополнена параметром вероятности реализации прогноза. Создана номограмма вероятности в зависимости от времени прогноза и магнитуды ожидаемого землетрясения.

·         Формализована процедура снятия состояния тревоги.

На основе проведенной в 1996-2013 гг. регистрации ВСШ оценена надежность и достоверность предвестника. Показано, что надежность предвестника растет с увеличением магнитуды прогнозируемого землетрясения. При прогнозировании землетрясений с магнитудой M ≥ 6.0 надежность составляет 0.8 (т.е. 80% землетрясений имели предвестник), а достоверность – 0.2 (т.е. реализованы 20% выявленных предвестников).

Проведена оценка эффективности предвестника двумя способами. Показано, что результаты применения прогностической методики статистически значимо отличаются от случайного угадывания и дают по сравнению с ним выигрыш в 2.8 раза (для M ≥ 6.0). Представленные оценки получены, используя каталог Камчатского филиала Геофизической службы РАН 1996-2013 гг., содержащий 68 землетрясений прогнозируемого диапазона магнитуд M ≥ 5.0 на эпицентральных расстояниях, связанных с  магнитудой функциональной зависимостью .

Таблица 1. Каталог рассматриваемых землетрясений

Примечание.

1. В качестве магнитуды приведено максимальное значение из локальной магнитуды по каталогу КФ ГС РАН (www.emsd.ru/sdis) и магнитуды по каталога NEIC (http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/search).
2. Эпицентральное расстояние R рассчитывалось относительно станции ”Начики”.
3. Знак «+» в столбце ”Предвестник” означает, что либо 1) землетрясение произошло во время наблюдающейся фазовой стабилизации продолжительностью более 3 недель, либо 2) землетрясение произошло не позже, чем через 2 недели после завершения стабилизации Δφ, продолжительность которой превысила 3 недели. В остальных случаях ставится знак «–».
4. Рассматриваются только главные события (мэйншоки). Афтершоки не рассматриваются, даже если они соответствуют всем условиям, в частности – по магнитуде.

Таблица 2. Оценка эффективности предвестника по методике А.А. Гусева

Примечания.1. Время тревоги рассчитывалось для каждой аномалии (стабилизации фазы) как временной интервал между сигналом тревоги (по достижению длительности стабилизации 3 недель) и моментом землетрясения (для реализовавшегося предвестника) или моментом t (через 2 недели после окончания стабилизации).
2. В графе J_G приведены оценки эффективности и их среднеквадратичное отклонение.
3. Параметр α соответствует вероятности получения приведенных значений J_G в отсутствие связи землетрясение–предвестник (статистическая значимость принятия гипотезы об отсутствии связи землетрясение–предвестник).

Таблица 3. Оценка эффективности предвестника по Молчану

Список литературы

Аксенович Г.И., Нерсесов И.Л., Овсянников A.M., Кветинский С.И. Наблюдения за высокочастотными микросейсмами // Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли. 1988. № 8. С.106–109.

Гальперин Е.И., Винник Л.П., Петерсен Н.В. О модуляции высокочастотного сейсмического шума приливными деформациями литосферы // Изв. АН  СССР. Сер. Физика Земли. 1987. № 12. С. 102–109.

Гальперин Е.И., Ситников А.В., Кветинский С.И., Иванов A.M., Чесноков А.И. Опыт и результаты экспериментального изучения высокочастотных сейсмических шумов // Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли. 1989. № 10. С. 99–109.

Гольдин С.В. Принципы мониторинга сейсмоактивных областей // Активный геофизический мониторинг литосферы Земли. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. С.9-11

Гусев А.А. Прогноз землетрясений по статистике сейсмичности // Сейсмичность и сейсмический прогноз, свойства верхней мантии и их связь с вулканизмом на Камчатке. Новосибирск: Наука, 1974. С.109-119.

Зайцев В.Ю., Салтыков В.А., Матвеев Л.А. Модуляция высокочастотных сейсмических шумов приливными деформациями: особенности эффекта перед сильными землетрясениями и предлагаемый физический механизм // Физика Земли. 2011. № 11. С.3-17.

Зайцев В.Ю., Салтыков В.А., Матвеев Л.А. О связи приливной модуляции сейсмических шумов с амплитудно-зависимыми потерями в горных породах // Акустический журнал. 2008. Т. 54. С. 621-628.

Кобзарь А.И. Прикладная математическая статистика. Для инженеров и научных работников. М.: ФИЗМАТЛИТ, 2006. 816 с

Николаев А.В. Развитие нетрадиционных методов в геофизике. // Физические основы сейсмического метода.  М.: Наука, 1991. C. 5-17.

Пат. 2105332 Российская Федерация. Способ контроля напряженного состояния земной коры для прогноза сильных землетрясений / Салтыков В.А., Синицын В.И., Чебров В.Н.№ 94042027/25 Заявл. 23.11.94. Опубл. 20.02.98. Бюл. № 5.

Прогностика. Терминология, вып. 92. М., "Наука", 1978. 32 с.

Рыкунов Л.Н., Хаврошкин О.Б., Цыплаков В.В. Аппаратура и методы для исследования слабых сейсмических эффектов // Деп. В ВИНИТИ 28.08.78, № 2919-78. Москва. 1978. 31 с.

Рыкунов Л.Н., Хаврошкин О.Б., Цыплаков В.В. Лунно-солнечная приливная периодичность в линиях спектров временных вариаций высокочастотных микросейсм // Докл. АН СССР. 1980. Т. 252, № 3. С.577–579.

Рыкунов Л.Н., Хаврошкин О.Б., Цыплаков В.В. Явление модуляции высокочастотных сейсмических шумов Земли // Открытия в СССР в 1983 г. М.: ВНИИПИ, 1984. С.46.

Рыкунов Л.Н., Салтыков В.А., Синицын В.И., Чебров В.Н. Характерные параметры высокочастотного сейсмического шума перед сильными камчатскими землетрясениями 1996 г. // Докл. РАН. 1998. Т. 361. № 3. С. 402-404.

Садовский М.А. Избранные труды: Геофизика и физика взрыва. М.: Наука, 2004. 440 с.

Салтыков В.А. Особенности связи высокочастотного сейсмического шума и лунно-солнечных приливов // Докл. РАН. 1995. Т. 341. № 3. С. 406-407.

Салтыков В.А., Синицын В.И., Чебров В.Н. Вариации приливной компоненты высокочастотного сейсмического шума в результате изменений напряженного состояния среды // Вулканология и сейсмология. 1997а. № 4. С. 73-83.

Салтыков В.А., Синицын В.И., Чебров В.Н. Изучение высокочастотного сейсмического шума по данным режимных наблюдений на Камчатке // Изв. РАН. Физика Земли. 1997б. № 3. С.39–47.

Салтыков В.А., Чебров В.Н., Синицын В.И., Кугаенко Ю.А., Касахара М.Организация наблюдений сейсмических шумов вблизи сейсмофокальной зоны Курило-Камчатской островной дуги // Вулканология и сейсмология. 2006. № 3. С. 43-53.

Салтыков В. А., Кугаенко Ю.А. Особенности пространственной связи приливной компоненты сейсмических шумов с областями подготовки сильных землетрясений (по материалам долговременных режимных наблюдений на Камчатке) // Физика Земли. 2007. № 9. С. 48-60.

Салтыков В.А., Кугаенко Ю.А., Синицын В.И., Чебров В.Н. Предвестники  сильных  землетрясений на Камчатке по данным мониторинга сейсмических шумов // Вулканология и сейсмология. 2008. № 2. С. 110-124.

Салтыков В.А., Синицын В.И., Чебров В.Н., Кугаенко Ю.А. Специализированная станция регистрации сейсмических шумов «Начики» в системе геофизического мониторинга Камчатки // Сейсмические приборы. 2009. Т.45. № 2. С. 24-41.

Смирнов В.Б., Черепанцев А.С., Сергеев В.В.Аппаратурно-методические аспекты регистрации высокочастотного сейсмического шума // Вулканология и сейсмология. 1990. № 2. С.88–100

DiakonovB.P., Karryev, B. S.; Khavroshkin, O. B.; Nikolaev, A. V.; Rykunov, L. N.; Seroglasov, R. R.; Trojanov, A. K.; Tsyplakov, V. V. Manifestationofearthdeformationprocessesbyhigh-frequencyseismicnoisecharacteristics // Phys. Earth and Planet. Inter. 1990. Vol. 63, N 3/4. P.151–162.

Galperin E.I., Petersen N.V., Sitnikov A.V., Vinnik L.P.On the properties of short-period seismic noise // Phys. Earth and Planet. Inter. 1990. Vol. 63, N 3/4. P.163–171.

Molchan G.M. Strategies in strong earthquake prediction // Phys. Earth and Planet. Inter. 1990. V. 61. P. 84-98.

Wenzel H.G.Earth tide analysis package ETERNA 3.0 // BIM. 1994. V.118. P. 8719-8721.