Способ обнаружения возможности наступления катастрофических явлений

Способ обнаружения возможности наступления катастрофических явлений

Иллюстрации

Показать все

Реферат

Изобретение относится к геофизике, а более конкретно к способам обнаружения возможности наступления катастрофических явлений преимущественно на море и может быть использовано при решении следующих фундаментальных задач:

изучение строения земной коры в акваториях мирового океана, исследование совокупности проявления геофизических полей в зонах тектонических разломов непосредственно на дне океана, исследование состояния морской среды в придонной зоне и ее взаимодействие с тектоническими процессами, геофизический мониторинг сложных гидротехнических сооружений, оперативная оценка сейсмического и гидродинамического состояния районов и прогноза возможных сейсмических и экологических последствий, а также при заблаговременным оповещении о землетрясениях и цунами.

Известно, что вследствие тектонических особенностей Земли свыше 80% всех землетрясений происходит под дном морей и океанов [1, 2]. В то же время сейсмологическая сеть расположена практически полностью на континентах и некоторых островах. Регистрация удаленных сильных морских землетрясений наземными сейсмографами приводит к большим погрешностям в определении магнитуды и координат гипоцентров, слабые морские землетрясения практически не регистрируются. Самые сильные землетрясения с магнитудой 8 и более, вызывающие в основном катастрофические волны цунами, концентрируются под океаническим дном вблизи сейсмически активных континентальных окраин. В России такими районами являются побережье Камчатки, Курильские острова и остров Сахалин. В настоящее время путем долгосрочного сейсмологического прогноза выявлены места ожидаемых сильнейших землетрясений в этом регионе. Это Авачинский залив Камчатки и пролив Буссоль между островами Урупом и Симуширом Южных Курил. Однако время наступления таких землетрясений на основе долгосрочных прогнозов определяется с погрешностью в десятки - сотни лет.

Известны способы, основанные на использовании глубоководных регистраторов волны цунами, установленных вдоль защищаемого побережья [3, 4]. Такие регистраторы производят измерение давления или толщины водного слоя и должны иметь очень высокую чувствительность. Высота волны цунами в открытом океане в 10 см может многократно увеличиваться на мелководье и представлять существенную опасность. Поэтому при постановке на глубину, например, 3 км регистраторы должны иметь чувствительность не хуже 3×10.

Такую чувствительность обеспечивают кварцевые измерители давления. Для измерения толщины водного слоя используют донные эхолоты. Наиболее развитые системы наблюдения и предупреждения цунами, содержащие сотни наземных сейсмографов и глубоководных регистраторов имеются в США (DART, NOAA) и Японии (JAMSTEC). Данные системы имеют высокую стоимость и сложный программно-математический аппарат для обработки зарегистрированных сигналов.

Имеется также принципиальная возможность обнаружения волн цунами с помощью спутниковых наблюдений [1, 2]. Однако для обеспечения требуемого разрешения по высоте и времени последовательного сканирования земной поверхности не хуже 10-15 минут необходимо запустить на орбиты несколько десятков спутников. Кроме того, для выделения волн цунами, которые в открытом океане имеют высоту в несколько сантиметров, требуется сложная математическая обработка для исключения помех в виде ветровых и приливных волн, ветровых нагонов.

Известен способ обнаружения возможности наступления катастрофических явлений [5], включающий измерение параметра геофизического поля в контролируемом районе и суждение по полученным данным о возможности наступления катастрофических явлений, в котором измерения проводят непрерывно, выявляют колебания измеряемого параметра и при обнаружении синусоидальных колебаний возрастающей частоты, имеющих амплитуду, статистически достоверно отличающуюся от фоновой для контролируемого района и период от 100 до 1000000 с, судят о наличии возможности наступления катастрофических явлений.

Недостатком способа является то, что он имеет низкую достоверность прогноза, так как измеряют только один параметр геофизического поля.

Кроме того, синусоидальные колебания измеряемого параметра при наложении на них акустических и гидродинамических шумов техногенного характера, могут быть как периодическими, так и апериодическими, что требует получения многочисленных массивов измеряемого параметра для выявления амплитуды, статистически достоверно отличающейся от фоновой для достижения положительного технического результата.

Известен способ сейсмического микрорайонирования [6], включающий размещение исследуемых и опорных пунктов наблюдений на участках с различными инженерно-геологическими условиями, регистрацию в них сейсмических колебаний от землетрясений из потенциально опасных и других очаговых зон, определение динамических параметров сейсмических колебаний и их вариаций в каждом исследуемом пункте наблюдений относительно опорных в заданном частотном диапазоне исследований, в котором с целью повышения достоверности за счет учета влияния латеральной неоднородности скального основания и более глубоких горизонтов геологического разреза, дополнительно проводят трехкомпонентную регистрацию сейсмических колебаний по ортогональной ориентированной на потенциально опасные очаговые зоны сети профилей, при этом расстояние между пунктами наблюдений не превышает 1/3-1/4 длины волны наиболее высокочастотных сейсмических колебаний, образующих информативные вариации амплитуд, а расстояние между профилями составляет 1/3-1/4 минимального пространственного периода информативных амплитудных вариаций высокочастотного диапазона сейсмических колебаний.

Выполнение трехкомпонентной регистрации сейсмических колебаний по ортогональной ориентированной на потенциально опасные очаговые зоны сети профилей действительно повышает достоверность классификации возможного землетрясения. Однако ввиду того, что в известном способе определение динамических параметров осуществляется путем анализа только наиболее высокочастотных сейсмических колебаний, то достижение технического результата, заключающегося в повышении достоверности прогноза, возможно только при стабильных во времени колебательных процессов и при отсутствии помех, обусловленных акустическими и гидродинамическими шумами природного и техногенного характера. И если в наземных условиях с некоторыми допущениями использование данного способа имеет положительный технический эффект, то в морских условиях для прогноза возможности возникновения цунами он практически не применим ввиду того, что на значительных расстояниях (больших размера очага) невозможно определить характер деформации дна, а существенная волна цунами возникает только при вертикальных или наклонных его движениях. Ложные же тревоги приводят к большим материальным потерям.

Кроме того, существенную роль в повышении точности измерения сигналов, по которым устанавливают предвестники катастрофических явлений, играет база измерений и ориентация средств измерения относительно источника. Так, например, разнос измерителей в высоких и экваториальных широтах на более чем на 10 километров при измерении электрических и магнитных компонент приводит к большим (до 50%) погрешностям измерений импеданса.

Аналогичные недостатки имеют также известные способы и устройства, предназначенные для регистрации сигналов сейсмического происхождения в морских условиях [7-23]. В известных способах существенное значение погрешности обусловлено тем, что при обработке зарегистрированных сигналов используют среднее поле распространения сигналов. В то время как максимальные отклонения реального поля от среднего отличаются именно на горизонтах максимальных градиентов. При этом реальное поле резко отличается от идеальной модели. При влиянии внешних факторов с использованием акустических средств регистрации сигналов образуется зона тени, расположенная в полосе от 5 до 16 км от источника. Причем ее протяженность в разных направлениях неодинакова и может отличаться в 5 раз и более, а с увеличением дистанции между приемником и источником сигналов погрешности возрастают. Для морских условий до 15 км они находятся в пределах 2 дБ, далее в промежутке от 15 до 30 километров наблюдается их резкий рост до 6 дБ. В дальнейшем в промежутке от 30 до 60 километров величина погрешности монотонно увеличивается до 7,5 дБ.

Кроме того, отрицательное воздействие на достоверность прогноза оказывает появление микросейсмических штормов (резких и относительно кратковременных увеличений уровня микросейсм на дне), вызываемых сильными морскими штормами, придонными течениями и сейсмической активностью от удаленных землетрясений или сейсмоакустических колебаний от группы местных землетрясений и сейшевыми колебаниями поверхности воды, возникающими при приливах и вызванных при этом приливных течениях. При этом на очень низких частотах (ниже 0,01 Гц) вследствие пренебрежительно малой толщины слоя океана по сравнению с длиной волны колебания, вызванные микросейсмами, могут продолжаться несколько часов (10 и более).

Известен также способ обнаружения возможности наступления катастрофических явлений [24], который включает микрорайонирование с размещением исследуемых и опорных пунктов наблюдений па участках с различными инженерно-геологическими условиями, измерение параметров геофизического поля в контролируемом районе и суждение по полученным данным о возможности наступления катастрофических явлений путем непрерывных измерений с выявлением колебаний измеряемого параметра с обнаружением синусоидальных колебаний возрастающей частоты, имеющих амплитуду, статистически достоверно отличающуюся от фоновой для контролируемого района, по которым судят о наличии возможности наступления катастрофических явлений, с получением временной зависимости для каждого поля; в котором измеряют вариации магнитного поля на частотах 0,01-1,0 Гц, магнитную индукцию электромагнитного поля на частотах 1-200 Гц, электрическую составляющую электромагнитного поля на частотах 1-500 Гц, акустические шумы на частотах 5-50000 Гц, сейсмические шумы на частотах 0,01-20 Гц, гидродинамический шум моря на частотах 0,01-100 Гц в зонах тектонических разломов, по измеренным параметрам выполняют факторный анализ на уровнях естественного геофизического фона и геофизического фона в период фазы нахождения солнца и луны на одной небесной линии, путем построения графика амплитуд градиентов сейсмических, геодеформационных, геохимических, гидрофизических предвестников катастрофических явлений при базе измерений, не превышающей 50-100 км, в средних широтах и 8-10 км в высоких и экваториальных широтах соответственно, с ориентацией средств измерения по восьми румбам, в котором для исключения выявленных недостатков известных способов регистрируют давление волн цунами на дно на частотах 0,003-0,01 Гц посредством донных сейсмографов с широкополосными сейсмическими каналами 0,003-20 Гц, транслируют зарегистрированные сигналы по гидроакустическому каналу связи на дрейфующие буи, размещенные в исследуемых пунктах, зарегистрированные сигналы с которых по спутниковому каналу связи транслируют на береговые опорные пункты, дополнительно регистрируют сейсмические шумы на частотах 0,008-20 Гц на границе вода-грунт, при этом выделяют из спектра горизонтальных составляющих нечетные гармоники 0,003 и 0,005 Гц, а из спектра вертикальной составляющей выделяют четные гармоники 0,002, 0,004, 0,006 и 0,008 Гц, а на береговых сейсмических станциях измеряют уровень прилива.

Новые отличительные признаки известного способа [24], заключающиеся в регистрации давления волн цунами на дно на частотах 0,003-0,01 Гц посредством донных сейсмографов с широкополосными сейсмическими каналами 0,003-20 Гц, транслировании зарегистрированных сигналов по гидроакустическому каналу связи на дрейфующие буи, размещенные в исследуемых пунктах, зарегистрированные сигналы с которых по спутниковому каналу связи транслируют на береговые опорные пункты, в дополнительной регистрации сейсмических шумов на частотах 0,008-20 Гц на границе вода-грунт, с выделением из спектра горизонтальных составляющих нечетных гармоник 0,003 и 0,005 Гц, а из спектра вертикальной составляющей четных гармоник 0,002, 0,004, 0,006 и 0,008 Гц, измерении уровня прилива в зоне размещения береговых опорных пунктов позволяют получить оперативную оценку сейсмического состояния исследуемых районов с более достоверным прогнозом возможных сейсмических явлений, а также осуществить более раннее оповещение о приближающихся землетрясениях и цунами.

Известные способы [1-23] позволяют достичь технического результата, заключающегося в повышении достоверности, только в условиях изотропного поля, так как характер убывания интенсивности звукового сигнала по мере удаления от источника в горизонтально неоднородном поле (особенно в океане) резко отличается от той же зависимости в условиях изотропного поля. Мезомасштабные неоднородности океана (фронты, ринги) резко перестраивают звуковое поле, вызывая колебания интенсивности сигнала до 5 дБ при прогнозе дальности их действия (Д) до 10 км. Поэтому для эффективного прогноза гидрологоакустических условий в аномальных районах необходимо четкое установление центров и границ, а также определение параметров возмущающих образований. Неопределенность в расчете звукового поля по климатическим данным или опорному полю выражается в стандартных отклонениях реального уровня от опорного в 4-9 дБ, при Д=90 км, что соответствует погрешности в прогнозе ожидаемой дальности действия гидроакустических систем на 60-90%. Использование единственной кривой вертикального распределения скорости звука для акустических расчетов допустимо лишь на малых дистанциях (до 10 км); что крайне редко встречается в реальных условиях. По величине и направлению (знаку) горизонтального градиента вдоль трассы распространения сигнала можно судить о степени изменчивости интенсивности звукового поля на горизонте приема относительно фиксированного источника. Для расчетов акустического поля параметром является профиль скорости звука, точно совпадающий с фактическим профилем в месте расположения источника. Однако при использовании режимной информации среднеквадратический профиль, как правило, не совпадает с фактическим, что приводит к дополнительным случайным погрешностям в конечном результате, что исключается при использовании известного способа [24].

Однако в практике регистрации приливных колебаний особое место занимает процедура выявления (фильтрации) собственно приливных колебаний из временных рядов наблюдений за колебаниями уровня моря на береговых станциях. Качество фильтрации определяет устойчивость и точность оценки гармонических постоянных.

В настоящее время применяются различные фильтры от простейших (Альтшулер В.М. Практические вопросы анализа и расчета морских приливов. Л.: ГИМИЗ, 1960, 311 с.) до сложных (Ле Блон П., Майсек Л. Волны в океане. М.: Мир, 1981, т.2, 365 с.). Выполненные исследования показывают, что для целей гармонического анализа приливов наиболее эффективным способом фильтрации приливных колебаний по временным эквидистантным рядам наблюдений является способ дискретного вейвлет-преобразования. Заметим, что для выявления нестационарности, скачков во временном ходе процесса при анализе разнообразных гидрометеорологических рядов (Астафьева Н.М. Вейвлет-анализ: основы теории и примеры применения. УФН. 1998, т.166, №11, с. 1145-1170), в том числе и в анализе наблюдений за приливами (Jay, D.A. and E.Р. Flinchem, 1995, Wavelet transform analyses of non-stationary tidal currents. Proceedings of The IEEE Fifth Working Conference on Current Meassurement, S. Andersen, J.R., Appel, and A. E. Williams, eds., pp.101-106. Jay, D.A. and E.P. Flinchem, 1997, Interaction of fluctuating river flow with a barotropic tide: a test of wavelet tidal analysis methods, J. Geophys. Res. 102: 5705-5720), применяется непрерывное вейвлет-преобразование, которое не предназначено для фильтрации.

В принятой технологии гармонического анализа исходными данными служат ряды наблюдений, включающие весь спектр частот фиктивных светил. Оценка гармонических постоянных по таким рядам осуществляется сразу для всего набора частот. В этом отношении основной нерешенной задачей остается задача разделения приливных колебаний от неприливных. Для решения этой задачи предлагается процедура разложения всего спектра колебаний на не пересекающиеся интервалы и декомпозиции исходного ряда на составляющие для каждого интервала частот.

Задачей заявляемого технического решения является расширение функциональных возможностей известных способов с повышением достоверности прогноза. Поставленная задача решается за счет того, что в способе обнаружения возможности наступления катастрофических явлений, включающем микрорайонирование с размещением исследуемых и опорных пунктов наблюдений на участках с различными инженерно-геологическими условиями, измерение параметров геофизического поля в контролируемом районе и суждение по полученным данным о возможности наступления катастрофических явлений путем непрерывных измерений с выявлением колебаний измеряемого параметра с обнаружением синусоидальных колебаний возрастающей частоты, имеющих амплитуду, статистически достоверно отличающуюся от фоновой для контролируемого района, по которым судят о наличии возможности наступления катастрофических явлений, регистрируют давление волн цунами на дно на частотах 0,003-0,01 Гц посредством донных сейсмографов с широкополосными сейсмическими каналами 0,003-20 Гц, транслируют зарегистрированные сигналы по гидроакустическому каналу связи на дрейфующие буи, размещенные в исследуемых пунктах, зарегистрированные сигналы с которых по спутниковому каналу связи транслируют на опорные пункты, дополнительно регистрируют сейсмические шумы на частотах 0,008-20 Гц на границе вода-грунт, при этом выделяют из спектра горизонтальных составляющих нечетные гармоники 0,003 и 0,005 Гц, а из спектра вертикальной составляющей выделяют четные гармоники 0,002, 0,004, 0,006 и 0,008 Гц, а на береговых сейсмических станциях измеряют уровень прилива, в котором в отличие от прототипа [24] дополнительно измеряют уровень прилива на акватории установки измерительных средств сейсмических сигналов, анализ приливных колебаний выполняют путем дискретного вейвлет-преобразования Мейера, путем фильтрации и анализа временных эквидистантных рядов наблюдения за уровнем моря на береговых постах и на акватории, при этом из полученных рядов наблюдений, со всех средств измерения, расположенных в открытом море (океане) и в прибрежной зоне, выделяют синхронные интервалы наблюдений, по которым определяют тип прилива.

Исследования приливных колебаний в каждом интервале в отдельности позволят отнести их либо к приливным, либо к неприливным колебаниям. При таком подходе возможна оценка гармонических постоянных для отдельного фиктивного светила, оценка устойчивости гармонических постоянных, выявление приливных колебаний не только квази-периодического характера, но и существенно непериодического, а соответственно и приливных колебаний, обусловленных цунамигенными землетрясениями.

Заявляемый способ, как и в прототипе [24], может быть реализован посредством устройства, блок-схема которого приведена на чертеже (фиг.1) прототипа, которая включает донный сейсмограф, состоящий из датчиков слабых сейсмических сигналов, датчиков сильных движений дна, цифрового многоканального накопителя информации, буферной памяти, устройства управления, канала гидроакустической связи, источника питания, дрейфующих буев, размещенных на поверхности моря и снабженных каналами гидроакустической и спутниковой связи, а также опорные пункты, которые снабжены широкополосными сейсмическими преобразователями типа «G.Streckeisen Messgeratebau» (Швейцария) и «Guralp» (Англия) и датчиками для измерения приливов типа AANDERAA Data Instruments» (Норвегия).

Суть способа поясняется чертежами.

Фиг.1. Дискретное вейвлет-преобразование иерархической декомпозиции временного ряда наблюдений за уровнем в виде h(t) (высоты прилива). На фиг.1 показаны: D - компоненты декомпозиции, описывающие детализирующие, «высокочастотные» составляющие временного ряда, А - компоненты декомпозиции, описывающие аппроксимирующие, «сглаженные» составляющие временного ряда. Индексы указывают на уровень декомпозиции.

Фиг.2. Графики функций, используемые при декомпозиции наблюдений за уровнем моря (а - масштабирующая функция непрерывного вейвлета Мейера, b - непрерывный вейвлет Мейера; с, d, e, f - импульсные характеристики фильтров Lo_D, Hi_D, Lo_R, Hi_R соответственно; g, h - амплитудно-частотные характеристики для узкополосных и широкополосных фильтров соответственно.

Фиг.3. Интервалы частот при декомпозиции ежечасных наблюдений за уровнем. N - границы интервалов частот. Цифры вверху соответствуют значениям периодов границ (верхние в сутках, нижние в часах). F - центральные псевдочастоты, номера над ними соответствуют номерам уровня декомпозиции.

Фиг.4. Фрагменты декомпозиции экспериментальных наблюдений для станции Awasima в Японском море (фиг.3а сигнал первого уровня, фиг.3б сигнал пятого уровня, фиг.3в сигнал 12 уровня).

Фиг.5. Ход разности фазы суточного движения Луны и фазы колебаний сигнала на уровне 3 в течение месяца (01.01.01-31.01.01, дискретность наблюдений 30 секунд) для станции Awasima в Японском море.

Сущность способа заключается в следующем.

Аналогично, как и в прототипе [24], посредством датчиков слабых сейсмических сигналов, измеряющих три компоненты (горизонтальная, вертикальная и наклонная составляющие) в диапазоне 0,008-0,1 Гц, и датчиков сильных движений дна в диапазоне 0,01-20 Гц, измеряющих также три компоненты, регистрируют сигналы на границе раздела морская вода - морской грунт.

В качестве измерительных датчиков могут быть использованы акустические сейсмические датчики для регистрации акустических сигналов, протонные или квантовые вариометры и магнитометры для измерения электрической и магнитной компоненты естественного электромагнитного поля земли с выделением магнитотеллурической составляющей на фоне помех с разносом электрических и магнитных датчиков на величину Δr≤(0,013…0,025)r, (где r - расстояние между приемником и источником), а также широкополосные многоканальные сейсмические преобразователи типа ЭХП-20, представляющие собой электрохимические преобразователи. При этом выделение магнитотеллурической составляющей на фоне помех существенно упрощается, так как помехи по электрическому и магнитному каналам вызваны различными источниками (являются некоррелированными) ввиду разноса датчиков на величину Δr. При этом магнитные составляющие естественного магнитного поля меньше, чем электрические зависят от характера геоэлектрического разреза вдали от горизонтальных неоднородностей.

Использование электрохимических преобразователей является наиболее предпочтительным вариантом. В конкретном исполнении электрохимический преобразователь представляет собой герметичный цилиндрический сосуд, разделенный толстой перегородкой на два отсека, заполненных специальной электропроводящей жидкостью (водный раствор йодистого калия и йода). Для того, чтобы жидкость могла протекать из одного отсека в другой, в центре перегородки выполнено тонкое отверстие, а торцы цилиндра выполнены в виде упругих мембран (также вместо мембран могут быть использованы полости, заполненные инертным газом). В середине и по бокам отверстия расположены сетчатые электроды, на которые подается слабое постоянное напряжение: плюс на центральный анод и минус на катоды. В результате происходит равновесная окислительно-восстановительная реакция. При этом при увеличении прямого напряжения ток через ячейку растет вначале быстро, затем при достижении равновесного состояния ионов при напряжении насыщения наступает ток насыщения, который меняется достаточно медленно. При достижении напряжения пробоя ток через ячейку увеличивается. При достижении напряжения пробоя ток через ячейку резко увеличивается. При напряжении обратной полярности протекает малый обратный ток. Рабочая область лежит в пределах от напряжения насыщения до напряжения пробоя. В конкретном исполнении рабочая точка установлена в средней части этой области при рабочем напряжении, равном приблизительно 0,5 В. Для компенсации начального тока использованы две электролитические ячейки в одном корпусе, которые включены встречно, а с помощью дифференциальной схемы устанавливается нулевое напряжение на выходе. При приложении механических колебаний вдоль оси цилиндра происходит перетекание инерционной жидкости через отверстие в такт колебаниям. За счет механического переноса ионов равновесное состояние нарушается, и между электродами появляется ток, пропорциональный механическому воздействию.

Основные преимущества этих сейсмических датчиков заключаются в малой чувствительности к ударам (до 30g), возможности работы как в вертикальном, так в горизонтальном положении, малых габарите и массе, экономичном питании, что позволяет размещать несколько таких датчиков на одной сейсмической станции.

В качестве датчика магнитного поля, предназначенного для измерения абсолютного значения магнитной индукции поля земли в морских акваториях до глубин 6000 метров, применен датчик с диапазоном измеряемой величины магнитной индукции 20000-100000 нТ.

В качестве сейсмических датчиков для реализации заявляемого способа применены акустический сейсмодатчик, представляющий собой трехкомпонентный сейсмоакустический датчик, который предназначен для преобразования третьей производной колебания грунта в электрический сигнал в частотном диапазоне 20-1000 Гц, динамический диапазон которого в полосе 1/3 октавы и центральной частотой 30 Гц составляет не менее 60 дБ, а также сейсмоприемник типа СМ-5 (велосиметр), включающий три сейсмических датчика с частотным диапазоном регистрации сейсмических сигналов 0.003-20 Гц, полный динамический диапазон не менее 120 дБ, а также широкополосные электрохимические датчики, что позволяет осуществить комплексную обработку всех зарегистрированных сигналов. В качестве донного датчика давления применен датчик с диапазоном до 600 атм с погрешностью измерений 0,03%.

Зарегистрированные сигналы подвергаются обработке для каждого конкретного момента времени для получения временной зависимости в границах, характеризующих уровни состояния естественного геофизического поля и гидрофизических полей.

Устройство управления анализирует уровень сигналов, поступающих от датчиков слабых сейсмических сигналов, и в случае повышения порогового уровня включает датчики сильных движений, и в случае существенных вертикальных или наклонных скоростей смещения элементов движения дна формирует пакет сообщений, который по гидроакустическому каналу связи передается на дрейфующий буй.

Поскольку устройство управления работает с инерцией, то для исключения потери первых вступительных сильных движений дна сигналы с выходов датчиков слабых сигналов непрерывно регистрируют в буферную память, которые затем используются для определения элементов движения дна и регистрируются в цифровом многоканальном накопителе информации. При этом пороговый уровень определяется путем усреднения за длительный период времени сейсмических шумов, поступающих с выходов датчиков слабых сейсмических сигналов.

Принятые приемной антенной гидроакустического канала связи дрейфующего буя сигналы формируются в информационные пакеты для передачи на опорные пункты через искусственные спутники Земли. Аналогами алгоритма преобразования данных являются методы преобразования данных, описанные в источнике: Ильин А.А., Маринич А.Н. и др. Цифровые терминалы спутниковых систем связи. СПб. Dean. 2005, с.77-78, 89.

В качестве антенны спутниковой связи на дрейфующем буе установлена антенна линейной поляризации в виде несимметричного полуволнового штыревого вибратора, обеспечивающая наилучшие энергетические характеристики в области малых углов места спутниковых аппаратов.

Гидроакустический канал связи обеспечивает дальность до 8000 м с диапазоном частот сигналов переносчиков команд 7-10 кГц.

При обработке сигналов в качестве решающей статистики используется сумма квадратов амплитуд, имеющая максимальное значение для сигнала ожидаемой структуры. Вычисления выполняются для каждого момента времени для получения временной зависимости для каждого поля. Присутствие в ней максимума означает наличие в источнике ожидаемой структуры возбуждения того или иного поля. Глобальный максимум соответствует времени прихода совокупного принятого сигнала. При достижении величины глобального максимума, равного среднему значению между амплитудами, характеризующими уровни состояния естественного геофизического и гидрофизического полей, судят о возможности наступления катастрофического явления.

Выделение из спектра горизонтальных составляющих нечетных гармоник 0,003 и 0,005 Гц, а из спектра вертикальных составляющих четных гармоник 0,002, 0.004, 0.006 и 0,008 Гц с регистрацией уровня моря на береговых станциях позволяет исключить влияние микросейшивых составляющих, обусловленных в основном влиянием приливных колебаний и колебаний гравитационных волн.

Анализ приливных колебаний выполняют посредством дискретного вейвлет-преобразования, путем фильтрации и анализа. Исходными данными служат временные эквидистантные ряды наблюдения за уровнем моря на береговых постах и на дрейфующих буях, установленных на акватории в районе расположения донных сейсмографов. Полученные спектры измеренных сигналов, полученные со всех средств измерения, расположенных в открытом море (океане) и в прибрежной зоне, разделяют на интервалы. Деление спектра на интервалы определяется свойствами фильтрующего аппарата. В конкретной реализации таким аппаратом служит дискретное вейвлет-преобразование, точнее дискретный вейвлет Мейера. Приведем лишь схематичное описание декомпозиции временных рядов. Точное описание требует введения большого числа математических понятий. К тому же существует большое количество публикаций, посвященных подробному применению вейвлетов (Jay, D.A. and E.P. Flinchem, 1997, Interaction of fluctuating river flow with a barotropic tide: a test of wavelet tidal analysis methods. J. Geophys. Res. 102: 5705-5720. Добеши И. Десять лекций по вейвлетам. Ижевск, НИЦ «Регулярная и хаотическая динамика», 2001, 464 с. Чуи К. Введение в вейвлеты. М.: Мир, 2001, 412 с.).

Дискретное вейвлет-преобразование позволяет получить иерархическую декомпозицию временного ряда наблюдений за уровнем в виде h(t) (фиг.1).

Иерархическая декомпозиция осуществляется двумя функциями - вейвлетом и связанной с ним так называемой масштабирующей функцией. На первом уровне декомпозиции компоненты А₁ получают «скользящим осреднением» h(t) с помощью масштабирующей функции, а компоненты D₁ - «скользящим осреднением» h(t) вейвлетом. На втором уровне декомпозиции масштаб по оси абсцисс обеих функций уменьшается в два раза. Полученные перемасштабированные функции применяются для «скользящего осреднения» А₁ для получения А₂ и D₂. На следующих уровнях декомпозиции эта процедура повторяется. Причем на каждом уровне обе функции перемасштабируются в два раза относительно предыдущего уровня.

Дискретное представление данных требует соответствующей модификации этой процедуры декомпозиции. Для вейвлета получают два широкополосных фильтра разложения Hi_D и восстановления Hi_R, а для масштабирующей функции - два узкополосных фильтра разложения Lo_D и восстановления Lo_R. Теперь для получения компоненты A_i+1 сначала применяют к A_i фильтр Lo_D, а к полученному множеству коэффициентов разложения применяют фильтр Lo_R. Для получения компоненты D_i+1 сначала применяют к A_i фильтр Hi_D, а к полученному множеству коэффициентов разложения применяют фильтр Hi_R.

На фиг.2 представлены графики функций, используемых при декомпозиции наблюдений за уровнем моря, где а - масштабирующая функция непрерывного вейвлета Мейера, b - непрерывный вейвлет Мейера; с, d, е, f - импульсные характеристики фильтров Lo_D, Hi_D, Lo_R, Hi_R соответственно; g, h - амплитудно-частотные характеристики для узкополосных и широкополосных фильтров соответственно.

В общем случае в основу процедуры декомпозиции можно положить любой ортогональный вейвлет. В конкретном исполнении для поставленной задачи использован дискретный вейвлет Мейера, в основе которого лежит непрерывный вейвлет Мейера (Strang G., Nguyen Т. Wavelets and filter banks. Wellesley-Cambridge Press, 1996, 490 p.). Этот выбор обусловлен его симметричностью и гладкостью. На фиг.2 представлены графики функций, используемых в процедуре декомпозиции наблюдений за уровнем моря. Графики амплитудно-частотных характеристик свидетельствуют о высоком качестве фильтрации с помощью этих фильтров.

При использовании ежечасных наблюдений за уровнем изложенный алгоритм разбивает диапазон частот на интервалы, представленные на фиг.3. На фиг.3 также даны частоты гармонических составляющих (146 составляющих), используемых в гармоническом анализе приливов (Foreman M.G.G. Manual for tidal heights analysis and prediction. Institute of Ocean Sciences. Victoria. 1996, 58 p.). Из фиг.3 следует, что уровни 1 и 2 включают так называемые мелководные составляющие (первый уровень - 31 составляющая, второй уровень - 41 составляющая). Третий уровень включает полусуточные составляющие (44 составляющие). Четвертый уровень - суточные составляющие (22 составляющие). Восьмой уровень - две составляющие MSF и MF. Двенадцатый уровень включает составляющую SSA, а тринадцатый - составляющую SA.

Применение предложенного способа в части декомпозиции к наблюдениям за 13 лет (1978-1991 г.г.) было использовано на нескольких станциях в Японском море. Анализ результатов декомпозиции показал, что только на уровнях 3 и 4 сигнал имеет квазипериодический вид. На уровнях 1, 2 и 5 сигнал имеет вид шума, а на остальных уровнях сигнал имеет сложный апериодический ход. Иллюстрации временного хода на различных уровнях декомпозиции для станции Awasima даны на фиг.4. В таблице 1 приведены значения частот максимумов спектральной плотности для тех уровней декомпозиции, для которых дискретность и длительность наблюдений позволяет провести спектральный анализ. Из таблицы 1 следует, что на уровне 2 присутствуют слабые лунные четвертьсуточные колебания, на уровнях 6, 7 и 8 - колебания, связанные с периодом лунного месяца, на уровне 5 - смешанные колебания, связанные с периодом как лунных суток, так и с периодом лунного месяца, возмущенными влиянием изменчивости давления воздуха.

Таблица 1
Значения периодов для максимумов спектральной плотности различных уровней декомпозиции
Уровень	Awasima	Fukaura	Izuhara	Находка	Saigo
2	6.6928 час	7.6418 час	6.1687 час	6.0952 час	6.1687 час
3	12.4878 час	12.4878 час	12.4878 час	12.4878 час	12.4878 час
4	23.8140 час	23.8141 час	23.8141 час	23.8141 час	23.8141 час
5	2.3704 сут	2.2456 сут	2.2456 сут	2.3704 сут	2.3704 сут
6	3.5556 сут	3.5555 сут	3.5556 сут	3.5555 сут	3.5555 сут
7	7.1111 сут	6.0952 сут	7.1111 сут	7.1111 сут	7.1111 сут
8	14.2222 сут	14.2222 сут	14.2222 сут	14.2222 сут	14.2222 сут

Декомпозиция временных рядов наблюдений может служить основой для детального анализа как пространственно-временной изменчивости в точке наблюдений, так и пространственно-временной синхронизации колебаний в различных частотных интервалах.

Например, можно оценить изменчивость фаз колебаний на уровнях с квазипериодическими колебаниями. На фиг.5 представлен график разности фазы суточного движения Луны и фазы колебаний сигнала на уровне 3. Ход графика свидетельствует о зависимости изменения фазы полусуточного прилива от лунного месяца.

Анализ приливных колебаний, измеренных одновременно на нескольких станциях в Японском море, показал, что декомпозицию рядов наблюдений можно использовать для анализа синхронизации колебаний между различными станциями для низкочастотных уровней декомпозиции.

Кроме того, можно исследовать синхронизацию между уровнем моря и давлением воздуха.

Приведенные примеры декомпози