15-Геофизика: земная кора, океан, атмосфера

15-Геофизика: земная кора, океан, атмосфера
Аджиев Инал Мишевич, магистрант 2 года
Нальчик, Кабардино-Балкарский государственный университет, физический
Моделирование рассеяния электромагнитных волн обводненными частицами сажи
стр. 596
e-mail: inal-ajika@rambler.ru
Алиев Эльдар Хасанович, 6 курс
Нальчик, Кабардино-Балкарский государственный университет, Физический
Исследование содержания дождя и града в мощных конвективных облаках
Абшаев Магомет Тахирович, д.ф.-м.н.
e-mail: admin@staryi-dvor.ru
стр. 597
Бацына Екатерина Константиновна, магистрант 2 года
Нижний Новгород, Нижегородский государственный технический университет, информационных систем и
технологий
Исследование влияния вдольберегового течения на процесс формирования аномально высоких краевых
волн Стокса
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
e-mail: katel@mail.nnov.ru
стр. 599
Борисевич Алексей Николаевич, н.с.
Красноярск, ОПОКИ ФГУ ВНИИ ГОЧС, г. Красноярск, физический
Изучение динамики тропосферных аэрозолей над территорией Сибири по данным спутниковых
спектрометров TOMS
Границкий Лев Васильевич, к.ф.-м.н.
e-mail: alexey@lpoki.akadem.ru
стр. 599
Бурганов Булат Талгатович, 4 курс
Москва, Московский физико-технический институт (МФТИ), общей и прикладной физики
Фурье- и вейвлет-анализ термограмм скважин
Христофоров Анатолий Владиславович, к.ф.-м.н.
e-mail: burganovb@mail.ru
стр. 600
Варламова Евгения Викторовна, м.н.с.
Якутск, Институт космофизических исследований и аэрономии им. Ю. Г. Шафера СО РАН, отдел аэрономии
Оценка состояния растительного покрова по данным дистанционного зондирования
Соловьев Владимир Степанович, к.ф.-м.н
e-mail: Ghenya_VE@rambler.ru
стр. 601
Васильев Михаил Семенович, 4 курс
Якутск, Якутский государственный университет, радиотехнический
Распределение пирогенных событий и облачного покрова в Якутии (1997-2005 гг.) по данным
дистаннционного зондирования
Соловьев Владимир Степанович, к.ф.-м.н
e-mail: m.s.vasiliev@ikfia.ysn.ru
стр. 602
Васильева Сардана Афанасьевна, инженер-программист
Якутск, Институт космофизических исследований и аэрономии им. Ю. Г. Шафера СО РАН, отдел аэрономии
Изменение облачного покрова над Северо-Восточной Азией 1998-2000 г. в зависимости от интенсивности
космических лучей
Соловьев Владимир Степанович, к.ф.м-н.
e-mail: tomskaya@ikfia.ysn.ru
стр. 604
Жданова Анна Ивановна, 5 курс
Новосибирск, Новосибирский Государственный Университет, геолого-геофизический
Магнитные свойства пещерных отложений (пещера Загадай, Прибайкалье)
Казанский Алексей Юрьевич, д.г.-м.н.
e-mail: a_zhdanova@mail.ru
стр. 605
593
Кашаев Камиль Ришатович, 5 курс
Уфа, Башкирский государственный университет, физический
Влияние давления и сдвиговых деформций на термомагнитные кривые минералов
Хасанов Нияз Аязович, к.ф.-м.н.
e-mail: kashaev-lj@yandex.ru
стр. 606
Крупин Илья Викторович, аспирант
Екатеринбург, Институт геофизики УрО РАН, Анализ характеристик спада ЭДС в методе переходных процессов
e-mail: legals@mail.ru
стр. 607
Леканов Антон Константинович, аспирант 2 года
Нижний Новгород, Нижегородский государственный технический университет, информационных систем и
технологий
Цунами вулканического происхождения в Карибском море:анализ и моделирование
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
e-mail: lekanov@pochta.ru
стр. 609
Леканов Антон Константинович, аспирант 2 года
Нижний Новгород, Нижегородский государственный технический университет, информационных систем и
технологий
Оценка цунамиопасности побережья о. Гваделупа на основе численного моделирования
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
e-mail: lekanov@pochta.ru
стр. 610
Литвинова Ирина Сергеевна, 6 курс
Таганрог, Таганрогский государственный радиотехнический университет, электроники и приборостроения
Наблюдение за элементами атмосферного электричества в районе Эльбруса
Куповых Геннадий Владимирович, д.ф.-м.н.
e-mail: Litwinovaira@mail.ru
стр. 612
Малыгин Алексей Павлович, ассистент
Екатеринбург, Уральский государственный университет, математико-механический
Аналитическое описание кристаллизации молодых льдов
Александров Д.В., д.ф.-м.н.
e-mail: Alexey.Malygin@usu.ru
стр. 613
Николкина Ирина Федоровна, 4 курс
Нижний Новгород, Нижегородский государственный технический университет, информационных систем и
технологий
Исследование цунами во Французской Вест Индии, Карибское море
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
e-mail: inikolkina@mail.ru
стр. 614
Пацков Игорь Михайлович, геолог 1 категории
Уфа, ОАО `Башнефтегеофизика`, центр обработки и интерпретации
Трудности при исследованиях методом ВСП в сильнонаклонных скважинах
e-mail: patskov-i-m@yandex.ru
стр. 615
Пацков Игорь Михайлович, геолог 1 категории
Уфа, ОАО `Башнефтегеофизика`, Центр обработки и интерпретации
Целесообразность проведения работ ВСП с одним удаленным ПВ
e-mail: patskov-i-m@yandex.ru
стр. 616
Примаков Сергей Сергеевич, аспирант 3 года
Тюмень, Тюменский государственный университет, Физический
Тепловой расчет подземных коридоров коммуникаций
Даниэлян Ю.С., д.ф.м.н.
e-mail: primakovss@yandex.ru
стр. 617
594
Сербиненко Валерия Олеговна, 2 курс
Казань, Казанский государственный университет, физический
Структура мантийной конвекции: сопоставление природного и лабораторного экспериментов.
Христофорова Наталья Николаевна, д.г.-м.н.
e-mail: valeria.srb@mail.ru
стр. 618
Степанова Ксения Валерьевна, ассистент
Якутск, Якутский государственный университет, физический
Деформационные тензоры дефектов второго порядка
e-mail: Kseniastepanova@rambler.ru
стр. 619
Ткаченко Евгений Иванович, аспирант 3 года
Тюмень, Тюменский государственный университет, физический
Решение задач инженерной геокриологии в ограниченных областях с учетом геотермического градиента
Даниэлян Ю.С., д.ф.-м.н.
e-mail: tkachenko@sibniinp.ru
стр. 620
Токарева Виктория Александровна, 1 курс
Казань, Казанский государственный университет, физический
Тепловое поле литосферы в зонах спрединга
Христофорова Наталья Николаевна, д.г.-м.н.
e-mail: vitokal@mail.ru
стр. 621
Хвостова Ольга Евгеньевна, 4 курс
Нижний Новгород, Нижегородский государственный технический университет, информационных систем и
технологий
Оползневые цунами в Средиземном море: анализ и моделирование.
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
e-mail: nnlo@yandex.ru
стр. 622
Черемисин Александр Николаевич, старший лаборант-исследователь
Новосибирск, Институт гидродинамики им. Лаврентьева СО РАН, Лаборатория
Моделирование неупругой деформации в коллекторах
Пальчиков Евгений иванович, к.т.н
e-mail: ancher@gorodok.net
стр. 623
Чернов Антон Григорьевич, магистрант 1 года
Нижний Новгород, Нижегородский государственный технический университет, информационных систем и
технологий
Динамика внутренних гравитационных волн в трехслойной среде
Полухина Оксана Евгеньевна, к.ф.-м.н.
e-mail: tme-nn@yandex.ru
стр. 624
Чупрова Нюргуяна Семеновна, инженер- программист
Якутск, Институт космофизических исследований и аэрономии им. Ю. Г. Шафера СО РАН, отдел аэрономии
Ориентировочная корреляционная оценка общего содержания озона по спутниковым данным
Соловьев Владимир Степанович, к.ф.-м.н.
e-mail: n.s.chuprova@ikfia.ysn.ru
стр. 624
595
Моделирование рассеяния электромагнитных волн обводненными частицами сажи
Аджиев Инал Мишевич
Андриевская В.Ю.
Кабардино-Балкарский государственный университет
Inal-ajika@rambler.ru
Анализ имеющейся информации показывает, что в области исследования искусственных атмосферных
образований мало работ, содержащих информацию о различных аспектах формирования, времени
существования указанных образований и распространения в них электромагнитного излучения (ЭМИ).
В настоящее время существует ряд различных способов описания распространения аэрозолей в
атмосфере. К ним относятся: статистические модели, гауссовы модели, модели с «замыканиями» различных
порядков, а также модели, основанные на теории подобия [1]. Однако ни один из перечисленных способов не
может претендовать на полную строгость и точность. Нам представляется перспективным исследование
распространения примесей по различным моделям, дополненное радиолокационными измерениями
аэрозольных облаков в различных диапазонах длин волн.
Эксперименты по исследованию характеристик аэрозольного облака, полученного с помощью взрыва, и
состоящего из мелкодисперсных частиц сажи описаны в [2]. На основании теоретических расчетов и
экспериментальных данных были получены значение факторов и коэффициентов рассеяния частицами сажи
[3]. Расчеты для элементарных двухслойных частиц сферической формы проводились по составленным нами
программам. Частицы с размерами много меньше длин волн, со значением дифракционного параметра,
ρ = 2πr / λ <<1, где – радиус частицы, λ – длина волны, имеют релеевскую индикатрису рассеяния. Она
симметрична и рассеяна в направлении вперед и назад одинакова (рис.1). Релеевская индикатриса имеет вид
f (ϑ ) =
1
(1 + cos 2 θ ) ;
16π
где θ – угол рассеяния. В релеевской области рассеяния индикатриса рассеяния не поляризованного излучения
отдельной частицы рассчитывается по формуле Ми [4]. По мере увеличения размера частицы и при больших
значениях m начинается перераспределение рассеянной энергии. Частица начинает рассеивать больше в
заданную полусферу, чем в переднюю.
В этом случае основную роль играет амплитуда парциальной волны электрического диполя и амплитуда
парциальной волны магнитного диполя. Поле рассеянного излучения представляет собой суперпозицию полей
этих диполей. С увеличением размера частиц ρ > 1 постепенно увеличивается рассеяние в переднюю
полусферу. Начинает проявляться эффект Ми – индикатриса вытягиваться вперед. Это связано с тем, что в
пределе, с увеличением размера частицы должен быть удовлетворен принцип прямолинейного
распространения света. В общем случае эти оба эффекта могут конкурировать между собой.
Для двухслойных частиц коэффициент рассеяния вычислялся по следующим формулам (2-8):
2
2n + 1
i1 ( ρ , m, θ ) = S1 (θ ) = ∑
(a nπ n + bnτ n ) ;
n =1 n( n + 1)
2
∞
2
2n + 1
(a nτ n + bnπ n ) ,
i2 ( ρ , m, θ ) = S 2 (θ ) = ∑
n =1 n( n + 1)
2πr
где θ – угол рассеяния; ρ =
– дифракционный параметр; m – показатель преломления; аn и bn –
2
λ
∞
амплитуды парциальных волн; λ – длина волны (в мкм); r – радиус частицы (в мкм);
τ m (θ ) и π m (θ ) – угловые функции от угла рассеяния.
π
– угол, равный 180°;
Список публикаций:
[1] Атмосферная турбулентность и моделирование распространения примесей. -Л: Гидрометеоиздат, 1985. -350 с.
[2] Аджиев А.Х., Андриевская В.К. Оценка влияния метеопараметров на время существования искусственного
аэрозольного облака, созданного с помощью взрыва. Физика экстремальных состояний вещества. Черноголовка, 2005 г.
[3] Автореферат диссертации Андриевской В.Ю. Исследование распространения электромагнитного излучения в
искусственных атмосферных неоднородностях. Нальчик, 2004 г.
[4] Аджиев И.М., Андриевская В.Ю Рассеяние электромагнитного излучения аэрозольными частицами сажи. Сборник
научных трудов молодых ученых. Нальчик 2005г.
[5] Аджиев И.М., Андриевская В.Ю., Индикатрисы рассеяния аэрозольными частицами сажи. //ВНКСФ-11: Сборник
тезисов.- ООО “ИРА УТК”. – Екатеринбург, 2005. -431с.
[6] Шифрин К.С. Черняк М.М. Индикатрисы рассеяния сантиметровой радиации каплями воды. Тр. ГГО. вып. 203. Л.:
Гидрометеоиздат, 1967.
596
Исследование содержания дождя и града в мощных конвективных облаках
Алиев Эльдар Хасанович
Кабардино-Балкарский государственный университет
Абшаев Магомет Тахирович, д.ф.-м.н.
admin@cbnk.ru
В работе [1] были предложены радиолокационные методы измерения водности единичного объема
облака, приведенной водности всей толщи облака и интегральной водности всего объема облака. Проведена
оценка погрешностей таких измерений и изучено пространственное распределение приведенной водности в
мощных градовых облаках, установлены пределы вариации и временной ход интегральной водности градовых
облаков. Было установлено, что интегральная водность мощных градовых конвективных ячеек может достигать
2⋅106 тонн, а скорость осадкообразования может достигать 105 т/мин.
При этом основное водосодержание (около 50 – 80 %) сосредоточено в области выпадения града, хотя
объем этой области не превышает 5 % от всего объема радиоэха конвективной ячейки.
Целью настоящей работы является исследование соотношения водосодержания градовой и дождевой
компонент в градовых облаках.
Исследования проводились с помощью автоматизированной радиолокационной системы «АСУ-МРЛ»
[2], предназначенной для исследования макро- и микроструктуры облаков и осадков и оповещения об опасных
явлениях погоды на основе натурных наблюдений в летние периоды 2004 – 2005 гг. Система «АСУ-МРЛ»
обеспечивала объемное сканирование облачности с цикличностью 3 мин, и запись трехмерной информации о
радиолокационной отражаемости облаков в радиусе 128 км, с разрешением 0,5 км по дальности и высоте.
Обработка данных наблюдений осуществлялась с помощью программы «АСУ-МРЛ». По каждому дню
наблюдений строились анимации карты приведенной q∑ (кг/м2), следующие через 3 мин. В каждом цикле
сканирования измерялся комплекс радиолокационных характеристик облаков, включая значения интегральной
водности облаков QZi (тонн) строились таблицы и графики временного значений:
1. Q15 (тонн) – соответствующего интегральному водосодержанию всего объема облака;
2. Q25 (тонн) – соответствующего интегральному водосодержанию объема облака с отражаемостью более
Z > 25 DBZ;
3. Q35 (тонн) – соответствующего интегральному водосодержанию объема облака с Z > 35 DBZ;
4. Q45 (тонн) – водосодержанию всего объема локализации града включая и водосодержание дождя,
образующегося при таянии мелкого града в теплой части атмосферы;
5. Q55 (тонн) – соответствующего интегральному водосодержанию объема локализации крупного града;
6. Q65 (тонн) – соответствующего интегральному водосодержанию объема локализации наиболее
крупного града.
рис.1
Водосодержание дождевой части градовых облаков рассчитывалось по формуле:
QД = Q15 – Q45.
(1)
597
На рис.1 представлена карта приведенной водности многоячейкового градового процесса,
наблюдавшегося 25 июля 2005 года на территории КБР в районе поселка Кашхатау. На рис.2 приведен
временной ход интегральной водности Q15, а также дождевой QД и градовой компонент (Q45, Q55 и Q65)
водосодержания этих же градовых облаков.
Из рис.1 следует, что первое облако было многоячейковым и состояло из 4 конвективных ячеек, одна из
которых дала катастрофическое градобитие на пути около 50 км шириной около 8 км. Второе облако состоит из
одной сверхмощной ячейки и имеет структуру суперъячейки, которая дала полосу града длиной около 60 км и
шириной 13 км.
интегральное водосодержание, Q (т)
2,5E+6
Qд(т)
Qv15(т)
2,0E+6
Qv45(т)
Qv55(т)
1,5E+6
Qv65(т)
1,0E+6
500,0E+3
18:26
18:16
18:00
17:48
17:34
17:23
17:12
17:02
16:51
16:39
16:26
16:17
16:01
15:51
000,0E+0
время
рис.2
Из рис.2 следует, что доминирующая ячейка первого облако зародилось в 1551 и его интегральное
водосодержание увеличивалось по мере его развития, достигло максимума в 1633 и в дальнейшем уменьшалось
по мере диссипации облака. Водосодержание всего облака составляло 2,2·106 тонн, в том числе водность
дождевой компоненты QД = 6·105 тонн, водность градовой компоненты составляла Q45 = 1,6·106 тонн, водность
более крупного града Q55 = 9,9·105, а водосодержание наиболее крупного града Q65 = 1,8·105 тонн. Из рис.2
видно, что основное водосодержание этой градовой ячейки (73 %) сосредоточено в граде. При этом объемы
дождевой и градовой частей облака составляют V15 = 6·103 км3.
При этом средняя водность единицы объема составляет:
1. в дождевой части облака около 0,13 г/м3;
2. всего объема градового очага около 1,55 г/м3;
3. объема более крупного града 2,51 г/м3;
4. объема локализации наиболее крупного града 5,06 г/м3;
Во временном ходе интегральной водности обнаруживаются несколько максимумов, соответствующих
моменту максимума развития отдельных градовых ячеек.
Список публикаций:
[1] Алиев Э.Х., Абшаев М.Т. Радиолокационные исследования водосодержания градовых облаков // ВНКСФ-11: Сборник
тезисов. – ООО «ИРА УТК» Екатеринбург – 2005. 432-433 с.
[2] Абшаев М.Т. Радиолокационное обнаружение града // Известия АН СССР. Физика атмосферы и океана. – 1982. –Том
18, № 5. – С. 483 - 494.
[3] Атлас Д. Успехи радарной метеорологии. Пер. с англ. Л.: Гидрометеоиздат, 1967. 194 с.
[4] Алиев Э.Х. Водосодержание мощных градовых облаков // Сборник научных трудов молодых ученых – Нальчик – 2005.
123-126 с.
[5] Abshaev M.T. Automated rocket technology for hail suppression // Eighth WMO Sci. Conf. On Weather Modif. – Casablanca,
Marocco. – 2003. P. 335 – 338.
598
Исследование влияния вдольберегового течения на процесс формирования аномально
высоких краевых волн
Бацына Екатерина Константиновна
Куркин Андрей Александрович, Полухина Оксана Евгеньевна
Нижегородский государственный технический университет
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
katya@waise.nntu.sci-nnov.ru
В данной работе рассматривается влияние вдольберегового течения с кусочно-постоянным профилем на
дисперсионные свойства краевых волн, а также на процесс пространственно-временной фокусировки краевых
волн Стокса. Формирование аномально высоких волн, распространяющихся над цилиндрическим шельфом,
изучается в рамках линейной теории мелкой воды. Как и в аналогичных задачах появления аномально больших
волн в поле ветровых волн вдали от зоны генерации, мы будем рассматривать краевые волны Стокса также на
больших расстояниях от очага.
Выбор скоростей вдольберегового течения для исследуемых процессов основан на данных атласов.
Изучение динамики тропосферных аэрозолей над территорией Сибири
по данным спутниковых спектрометров TOMS
Борисевич Алексей Николаевич, капитан МЧС
Никитина Елена Борисовна, Иванов Виктор Владимирович
Отдел приема и обработки космической информации ФГУ ВНИИ ГОЧС г. Красноярск,
Научно-исследовательский физико-технический институт КГУ,
Красноярский государственный университет
Границкий Лев Васильевич, к.ф.-м.н.
alexey@lpoki.akadem.ru
Атмосферные аэрозоли напрямую влияют на радиационный баланс Земной атмосферы, рассеивая и
поглощая солнечную входящую и исходящую тепловую радиацию. Хорошо изучен прямой климатический
эффект аэрозольного охлаждения, производимый рассеиванием части поступающей солнечной радиации
обратно в космос. Эффекты нагревания при аэрозольном поглощении ИК излучения были изучены и описаны
относительно недавно, в 90-х годах XX века. Эффекты аэрозольного нагревания могут приводить к изменениям
в атмосферной циркуляции. Также, в качестве ядер конденсации водяных паров, аэрозоли имеют косвенное
влияние, изменяя оптические свойства и сроки жизни облаков. Результирующее влияние на радиационный
баланс зависит от состава аэрозоля и его физических свойств, отражательной способности подстилающей
поверхности, и высоты аэрозольных образований. Аэрозольное влияние также существенно в процессах не
относящихся к климату, а связанных с местным региональным загрязнением воздуха. При крупномасштабном
горении лесных массивов дымовые шлейфы выносятся на тысячи километров от их источников, порождая
серьезные проблемы качества воздуха и здоровья населения. Результаты спутникового зондирования
атмосферы являются единственными доступными данными распределении атмосферных частиц на обширных
территориях.
В данной работе изучалось содержание атмосферного аэрозоля, получаемое с помощью спектрометров
TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer), которые с 1978 года устанавливаются на различных спутниках.
Большую популярность этот прибор приобрел благодаря измерениям глобального распределения атмосферного
озона, и большому количеству публикаций сделанных на основе этих данных.
Методика восстановления аэрозольных свойств по данным TOMS использует два уникальных
преимущества дистанционного зондирования в ближнем УФ, которые не доступны в видимом и ближнем ИК
диапазонах: 1) низкая отражательная способность всех типов земной поверхности (в т. ч. обычно яркие в
видимом диапазоне пустыни), что делает возможным восстановление свойств аэрозоля над континентами; 2)
большая чувствительность к типам аэрозоля, поглощающим в ультрафиолете, позволяющая точное разделение
углеродсдержащих и минеральных аэрозолей от чисто рассеивающихся частиц типа сульфатов и морских
солевых аэрозолей. Ближне-УФ метод характеризации аэрозоля подтвержден сравнением с наземными
наблюдениями Аэрозольной Автоматизированной Сетью (AERONET).
Информация о распределении аэрозоля, со спектрометра TOMS, представляется ежесуточными
значениями аэрозольного индекса (AI), приведенными к регулярной прямоугольной геодезической сетке с
ячейками 1°х1,25° (51840 значений в сутки). Ежесуточно обеспечивается 85% покрытие Земного шара, за
599
исключением полярных областей, неосвещаемых Солнцем, и экваториальных участков, не полностью
покрываемых последовательными проходами спутников. Значения AI - есть отношение контраста обратно
рассеянного излучения для 340 и 380 нм относительно контраста чистой Релеевской атмосферы.
В ходе работы рассмотрены два ряда наблюдений: IX.1978 – V.1993 (спутник Nimbus-7) и VI.1996 –
ХII.2005 (EarthProbe). Обработка производилась в электронной таблице Exel с помощью набора макросов,
позволяющих оптимально использовать ресурсы вычислительной техники при работе с большими массивами
данных. По 14,5-летнему ряду измерений (Nimbus-7) вычислены и построены следующие карты распределения
значений AI над территорией Сибири: среднемноголетнее значение AI, средний годовой ход суточных
значений AI, параметры межгодовых вариаций, линейные тренды в течение периода наблюдений.
Локализованы ежегодно действующие источники поступления частиц в атмосферу от лесных пожаров.
Рассмотрены межгодовые вариации АI. На основании данных TOMS и спутниковых методов детектирования
лесных пожаров, разработанных и оперативно используемых в ОПОКИ ВНИИ ГОЧС, производится детальное
изучение связи дымовых аэрозолей с горением биомассы на обширных территориях.
Фурье- и вейвлет-анализ термограмм скважин
Бурганов Булат Талгатович
Московский физико-технический институт
Христофоров Анатолий Владиславович, к.ф.-м.н.
burganovb@mail.ru
Термометрия скважин – один из наиболее информативных методов исследования верхних слоев земной
коры. Термограмма любой скважины содержит локальные особенности на фоне более или менее равномерного
возрастания температуры с глубиной. На форму этих особенностей влияют строение разреза и процессы,
происходящие в горных породах [1].
До настоящего времени для интерпретации термограмм использовались простейшие методы обработки
(сглаживание, аппроксимация и т.д.). В большинстве случаев этого оказывается достаточно для получения
необходимой информации. Однако некоторые особенности термограмм остаются за пределами внимания
исследователей.
В данной работе представлен новый подход к обработке термограмм, заключающийся в применении
методов Фурье- и вейвлет-анализа. Приводятся обобщенные результаты обработки более 300 термограмм. Для
изучения были использованы полученные авторами данные геотермических исследований скважин,
расположенных на территории Восточно-Европейской платформы и в других регионах на нефтяных, газовых и
нефтегазовых месторождениях. Техника и методика измерений изложены в работе [2].
Вейвлет-анализ позволил обнаружить на термограммах пространственные колебания температуры малой
амплитуды. Факт их существования не находит отражения в системе сложившихся научных представлений о
тепловом режиме земной коры. Далее эти колебания будут обозначаться термином – температурные волны.
Под температурными волнами здесь подразумеваются именно пространственные колебания температуры в
среде. Закономерное изменение характеристик температурных волн от времени авторам пока обнаружить не
удалось. Волны как бы «вморожены» в горные породы. Анализ большого массива термограмм различных
скважин позволил установить некоторые закономерности, подтверждающие реальность существования волн.
Отметим некоторые общие черты температурных волн всех исследованных скважин. Как правило,
амплитуды волн находятся в пределах от единиц до долей градуса. Амплитуда волны отдельной моды не
остается постоянной на протяжении вскрытого разреза и может варьировать в довольно широких пределах.
Модовая структура волнограммы для каждой скважины индивидуальна, и ее характеристики – длины волн,
амплитуды, фазы – достаточно стабильны во времени.
Удалось установить, что температурные волны присутствуют на термограммах любых скважин. При
этом разрез горных пород может иметь различную сложность строения, вещественный состав, возраст – от
современного до нескольких миллиардов лет, и происхождение: осадочные, метаморфические, магматические
породы. Температурные волны выявляются и в сложных слоистых структурах, и в сравнительно однородных
толщах пород, например: в толщах каменной соли, гранито-гнейсов, бавлинской свиты, майкопских и
сарматских глин и т.д.
Анализ большого массива термограмм разных скважин позволил установить, что почти повсеместно
положение экстремумов и точек перегиба на температурных волнах («особые точки») связано с положением
границ между слоями в разрезе. Это могут быть границы пород с различной теплопроводностью, литолого-
600
фациальные или стратиграфические границы. Иначе говоря, определенное значение фазы колебаний
«привязано» к определенной глубине или границе, разделяющей слои горных пород.
В качестве наглядного примера на рис.1 приведен фрагмент
температурных волн для нескольких скважин, расположенных на
Соколовогорском нефтяном месторождении. По данным
геофизического каротажа, положение литолого-стратиграфических
границ, т.е. границ раздела слоев с различной теплопроводностью
для этих скважин несколько смещается по глубине и обозначено на
рис.1 стрелками. Как видно из рисунка, соответственно смещается
по глубине положение точек экстремума на температурных волнах.
Обнаруженные закономерности позволяют сделать вывод,
что пространственные температурные волны могут быть
использованы для изучения природных сред. Например, для
выявления
источников и стоков тепла в горных породах,
определения границ раздела сред с различной теплопроводностью,
выявления геологических структур и определения их границ,
уточнения литолого-стратиграфического разреза горных пород, а
также при поисках, разведке и разработке полезных ископаемых.
рис.1
Список публикаций:
[1] The Earth’s Thermal Field and Related Research Methods. Proceed. of Int. Conf. Мoscow, 2002.
[2] Khristoforov A.V., Kuvshinov Yu.A. Equipment and Experimental Technique for Temperature Measurements in Boreholes.
Georesources (Int. Journal of Science). Kazan, N 1(4). 2001. 10-11.
[3] Липаев А.А., Хисамов Р.С., Чугунов В.А. Теплофизика горных пород нефтяных месторождений. Москва. Недра. 2003.
[4] Лыков А.В., Михайлов Ю.А. Теория тепло- и массопереноса. Москва. Госэнергоиздат. 1963.
[5] Khristoforov A.V., Khristoforova N.N., Burganov B.T. Temperature waves in the rocks: Wavelet analysis of the boreholes’
temperature distributions. Geophysical Research Abstracts. General Assembly. European Geosciences Union. Vienna, 24-29 April,
2005.
Метод спутникового мониторинга растительного покрова
Варламова Евгения Викторовна
Институт космофизических исследований и аэрономии им. Ю.Г. Шафера
Соловьев Владимир Степанович, к.ф.-м.н.
Ghenya_VE@rambler.ru
Методы дистанционного зондирования позволяют исследовать пространственно-временные
характеристики макропараметров подстилающей поверхности (влажность почвы, состояние и динамику
развития вегетационного слоя и пр.) на больших непрерывных пространственных масштабах, что практически
невозможно осуществить классическими наземными методами.
Спутниковый аппаратно – программный комплекс приема «Сканор» дает возможность проводить
расчеты вегетационных индексов. На спутниках серии NOAA, данные с которых принимаются в ИКФИА,
установлен многоканальный радиометр AVHRR, ширина полосы обзора которого составляет 2800 км, а
разрешение в подспутниковой точке 1 км. В ИКФИА ЛГИ создан архив цифровых данных по наблюдениям в
дневное время за бесснежные периоды 1997-2005 гг., позволяющий рассчитать долгопериодные ряды значений
вегетационного индекса и температуры земной поверхности. О состоянии растительного покрова позволяет
судить индекс вегетации. Вегетационные индексы – это сложные спектральные характеристики, которые
формируются путем комбинирования яркости в отдельных спектральных областях.
В данной работе для изучения изменений растительного покрова на фоне глобального потепления
планируется исследовать, в основном, годовые вариации вегетационного индекса. Будет проведен анализ
динамики пространственно – временного распределения вегетационного индекса северных низменных
территорий Якутии по имеющимся данным.
Известно, что наблюдающееся изменение температуры на протяжении ста последних лет имеет
наибольшую вариацию на высоких широтах, на которых также наблюдается наибольшая доля высыпаний
заряженных частиц, влияющих на метеопараметры.
601
При обработке выбираются безоблачные дни над рассматриваемыми низменными территориями. Оценка
вегетационного индекса (VI) производится по данным радиометров AVHRR видимого (b1) и (БИК) ближнего
инфракрасного (b2) диапазонов:
VI =
( b 2 − b1 ) .
(b 2 + b1 )
(1)
Выбор именно этих двух спектральных диапазонов обусловлен их высокой информативностью о состоянии
растительности: в видимой области – в основном о содержании пигментов, в БИК – диапазоне – о
влагосодержании. Качественно вегетационный индекс отражает тот факт, что растительность хорошо
поглощает излучение в видимом диапазоне и хуже в ближнем инфракрасном. Поэтому альбедо в первом канале
у растительности меньше, чем во втором.
Угнетенная, больная растительность содержит меньше хлорофилла и имеет меньшую, чем нормальная,
отражающую способность в ближнем ИК диапазоне. Разность отражающих способностей в 1-м (видимый) и 2м (ближний инфракрасный) каналах меняется в течение сезона вегетации и зависит от многих факторов, в том
числе от степени изменения площади зеленого листа. Облачность, снежный покров и водная поверхность
имеют большую отражающую способность в видимом диапазоне, чем в ближнем ИК и имеют отрицательные
значения вегетационного индекса. Обнаженная почва без растительности и различные породы примерно
одинаково отражают в 1-м и 2-м каналах, и вегетационный индекс для таких областей лежит вблизи нулевого
значения. Значения вегетационного индекса лежат в диапазоне от -1.0 до 1.0. NDVI отражает меру поглощения
красного света растительным хлорофиллом и отражением инфракрасной радиации заполненными водой
клетками листа. Этот параметр широко используется для определения активности фотосинтеза не повядшей
листвы растения.
Планируется сопоставление вариаций вегетационного индекса с вариациями температур; произвести
накопление обобщенных карт вегетационного индекса для конкретного региона в различные месяцы, сезоны и
годы; исследовать сезонные годичные вариации и корреляционные связи этих вариаций с изменениями
параметров солнечной погоды (солнечная активность, плотность солнечного ветра, вариации солнечных и
галактических космических лучей).
Результаты мониторинга динамики макропараметров природной среды севера Якутии по данным
дистанционного зондирования позволят обнаружить эффекты глобального потепления в динамике
макропараметров геосистем северной Якутии и выявить их возможные связи с явлениями солнечно-земной
физики.
Работа поддержана грантом РФФИ 06-05-96021-р_восток_а и программой президиума РАН №16.
Список публикаций:
[1] Космическое землеведение / Под ред. В.А. Садовничего. – М.: МГУ, 1992.-269с.
[2] http://www.giscenter.ru/Rus/gis_rs/RS/NOAA/channels/default.htm.
Распределение пирогенных событий и облачного покрова в Якутии (1997-2005 гг.) по
данным дистанционного зондирования
Васильев Михаил Семенович
Якутский государственный университет им. М.К. Аммосова
Соловьев Владимир Степанович, к.ф.-м.н.
m.s.vasiliev@ikfia.ysn.ru
С 1995 г. в ИКФИА СО РАН на базе отечественной приемной станции СКАНОР ведутся работы по
тематике ДЗЗ. По данным сканирующего радиометра AVHRR/NOAA [1] организована система оперативного
мониторинга паводковой и лесопожарной обстановки, облачности, зон техногенного загрязнения и т.д. [2–3].
Построены интегральные карты распределения облачного покрова и пирогенных событий (1997-2005) по
данным спутникового мониторинга. Для исследования динамики распределения территория разделена на три
широтные зоны - пожары: 56°-62°, 62°-68°, 68°-74°; облачность: 40°-56°; 56°-66°; 66°-74° с.ш. и 80-175° в.д.
Пожары в Якутии наблюдаются с мая по сентябрь, с максимумом во второй половине лета в июлеавгусте. Сравнение карты распределения лесных пожаров с картой атмосферных осадков показывает хорошее
совпадение участков с высокой концентрацией пожаров с участками со среднегодовым количеством осадков
менее 200-250 мм. Обращает на себя внимание совпадение участков с высокой концентрацией пожаров с
повышенной плотностью распределения населения в этих районах Якутии. Таким образом, при учете
лесопожарной обстановки необходимо учитывать, как используемые показатели температуры и осадков, так и
602
факторы нахождения населения в лесу: плотность населения, созревание ягод, грибов, охотничий сезон,
выходные и праздничные дни.
рис.1
Мониторинг облачности проводился с 8 до 20 ч. Отметим для всех зон наблюдавшиеся минимум для
высокой облачности в 16-17 ч., небольшой минимум в 10-11 ч., и небольшой максимум в 12-15 ч. Низкая
облачность для северной зоны мало меняется в течение суток. Для центральной и южной зон низкая облачность
минимальна в 11-12 ч. и максимальна в 12-16 ч. Процент территории, покрытый облачностью, минимален в
июле для всех трёх выбранных широтных зон. С апреля по июль облачность падает, а с августа по октябрь её
значение возрастает, что приводит к соответствующему изменению влажности лесного покрова и изменению
пожарной опасности. Этим обстоятельством и годовым ходом температуры, достигающим максимума в июле,
объясняется наблюдаемый сезонный ход пожаров. Степень плотности облачного покрова увеличивается с
увеличением широты и уменьшается при продвижении с запада на восток, особенно в центральной зоне.
Наибольшая величина облачного покрова – над морями северо-ледовитого океана, особенно над Карским
морем. Над сушей максимальная плотность облаков – над Среднесибирским плоскогорьем и горными
массивами. Следует отметить понижение облачности в центральной Якутии, в междуречье рек Вилюя и
Алдана, с самыми низкими значениями вокруг г. Якутска.
рис.2
Вариации пирогенных событий и облачного покрова по годам показаны на рис.1. При переходе от фазы
минимума к фазе максимума 23-го цикла солнечной активности в рассматриваемом регионе наблюдается
смещение облачного покрова и пирогенных событий с северных и южных широт к центральным, что может
быть объяснено широтным смещением путей западных циклонов в зависимости от солнечной активности. Это
смещение проиллюстрировано на рис.2.
Работа поддержана грантом РФФИ 06-05-96021-р_восток_а и президиумом РАН №16 “Изменение
окружающей среды и климата: природные катастрофы”.
603
Список публикаций:
[1] The TIROS-N/NOAA A-G satellite Series // NOAA Technical Memorandum NESS’95. Washington D.C., 1978. – 75 p.
[2] Solovyev V.S., Shuts M.M. Remote Sensing Of The Environment In Northern Siberia // Research Reports of IHOS, Nagoya,
Japan, March 1997, N3, p. 82-84.
[3] Solovyev V.S. Vasilyev E.K., Solovyeva N.M. Satellite monitoring of forest fire in the territory of Yakutia and the evaluation of
their consequences // Proceedings of international conference “The role of permafrost ecosystems in global climate change”,
Yakutsk, May 3-5, 2000 – Yakutsk Scientific Center Publishing House, 2001, P. 178-180.
Изменение облачного покрова над Северо-Восточной Азией 1998-2000 г. в зависимости
от интенсивности космических лучей
Васильева Сардана Афанасьевна
Институт космофизических исследований и аэрономии им. Ю.Г. Шафера
Соловьев Владимир Степанович, к.ф.-м.н.
tomskaya@ikfia.ysn.ru
Исследовалось изменение облачного покрова над Северо-восточной Азией в зависимости от
интенсивности космических лучей (КЛ) за летние месяцы 1998-2000 гг. Анализ облачности проводился по
данным спутникового мониторинга приемной станции «Якутск». Система облачного и лесопожарного
мониторинга Института космофизических исследований и аэрономии СО РАН работает в бесснежный период,
в патрульном режиме. Установленная станция «Сканор» приема данных со спутников NOAA позволяет
осуществлять несколько раз в день мониторинг территории Северо-восточной Азии (в режиме реального
времени) одновременно в пяти спектральных каналах с пространственным разрешением 1,1 км.
Рассмотрена относительная площадь покрытия облачностью региона с континентальным климатом: 34°
по широте (40°- 74° с.ш.) и 95° по долготе (80 до 175° в.д.). Данные по облачности интегрировались для трех
широтных зон, определяемых орографическими границами – основными широтными водоразделами: южная
зона от 40° до 56° с.ш.; центральная зона от 56° до 66° с.ш. и северная зона от 66° до 74° с.ш. Из данных
пролетов выделялись площади открытых участков земной поверхности и покрытых облачностью для каждой из
трех зон. Рассмотрено отношение площади, занятой облачностью в одной из зон к общей площади в этой же
зоне. Значения облачности усреднялись за сутки. Интенсивность КЛ взята по данным нейтронного монитора
Института космофизических исследований и аэрономии СО РАН [http://www.ysn.ru/ipm/neutron_ykt.htm] и ст.
Москва [http://helios.izmiran.rssi.ru/cosray/events00.htm].
Выявлена зависимость плотности облачного покрова от интенсивности КЛ. В зависимости от
возрастания солнечной активности для трех широтных зон наблюдаются различные знаки корреляции
плотности облачного покрова и интенсивности КЛ. Значимые значения (p<0.05) корреляции в таблице
отмечены затемненными ячейками. Из приведенной таблицы видна некая зеркальная симметрия поведения
знаков корреляции высокой, низкой и полной облачности от КЛ в северной и южных зонах. Хотя значения этой
корреляции не всегда статистически значимы, обратим внимание на эту симметрию. Для центральной зоны
наблюдается рост корреляции с увеличением солнечной активности, а для северной и южной зон наблюдается
смена знака корреляции через год. Причем, знаки корреляции между северной и южной зон для высокой
облачности находятся в противофазе. Такое же противофазное состояние знаков корреляции для северной и
южной зон мы наблюдаем и для низкой и полной облачности. Отметим, что внутри южной и северной зон
знаки корреляции высокой и низкой облачности с КЛ находятся в противофазе. Полная облачность
определяется суммарной облачностью. Для центральной зоны наблюдается рост полной облачности с ростом
солнечной активности соответствующий росту как нижней, так и высокой облачности. Для южной зоны знак
корреляции полной облачности совпадает со знаком нижней облачности, а для северной зоны – верхней. Это
объясняется тем, что для северной и центральной зон в полную облачность основной вклад вносит высокая
облачность, а для южной зоны – низкая.
604
Наиболее значимая зависимость плотности облачного покрова от КЛ наблюдалось нами в центральной
зоне в 2000 г. Эта зависимость приведена на рис.1, где приведены вариации полной облачности в центральной
зоне, вариации плотности космических лучей и даты Форбуш-понижений КЛ (критические дни). Видно, что
всем Форбуш-понижениям КЛ соответствуют понижения плотности общей облачности. А коэффициент
корреляции между общей облачностью и интенсивностью КЛ для июля – августа составляет 0,39 (p<0.05). Это
объясняется большим количеством мощных Форбуш-понижений, наблюдаемых в эти месяцы.
рис.1
Обработано всего три года, однако этот промежуток содержит ветвь возрастания солнечной активности
23 солнечного цикла. Таким образом, в годы минимума солнечной активности на облачный покров
воздействуют в основном циклоны, тогда как во время максимума солнечной активности возрастает
зависимость от вариаций интенсивности космических лучей и носит различный характер для высокой и низкой
облачности для различных широтных зон. Причем наблюдается некая зеркальная симметрия относительно
центральной зоны, характер которой меняется через год.
Работа поддержана грантом РФФИ 06-05-96021-р_восток_а и программой президиума РАН №16.
Магнитные свойства пещерных отложений (пещера Загадай, Прибайкалье)
Жданова Анна Ивановна
Новосибирский государственный университет
Казанский Алексей Юрьевич, д.г.-м.н.
a_zhdanova@mail.ru
Состав, структура, размер и концентрация магнитных минералов в осадочных горных породах являются
чувствительными к изменению условий их образования и могут служить индикаторами климатических
колебаний. Особый интерес в этом отношении представляют магнитные свойства пещерных отложений,
формировавшиеся при практически постоянных условиях и не подвергавшиеся вторичным преобразованиям.
Проведены петромагнитные исследования разреза отложений пещеры Загадай (Прибайкалье) в
интервале глубин 11-219 см (всего 100 образцов с шагом отбора 3-4 см). Были изучены следующие магнитные
параметры: объемная магнитная восприимчивость (K), фактор частотной зависимости магнитной
восприимчивости (FD), естественная остаточная намагниченность (NRM), остаточная намагниченность
насыщения (SIRM), безгистерезисная остаточная намагниченность (ARM), а также расчетные соотношения:
фактор Кенигсбергера (Q), параметры магнитной жесткости (HIRM и S), параметры относительной оценки
размера магнитного зерна (K/ARM, K/SIRM, SIRM/ARM).
Магнитная восприимчивость зависит главным образом от концентрации ферромагнитных зерен в
породе. Значения K по глубине изменяются в пределах 50-100×10-5 СИ и лишь в нижней части снижаются до
10-20×10-5 СИ. Величина естественной остаточной намагниченности изменяется от 2 до 30 мА/м и в целом
605
повторяет изменения K по разрезу (коэффициент корреляции 0.93). Это свидетельствует, что величина NRM в
данном разрезе также определяется главным образом концентрацией магнитных минералов. Преобладающее
влияние концентрации на формирование магнитных характеристик пещерных отложений подтверждается
также сходным характером изменения по разрезу искусственных видов намагниченности. Коэффициенты
корреляции между K c ARM и K c SIRM составляют 0,91 и 0,72 соответственно. Высокая (0,77) корреляция
между SIRM и ARM позволяет сделать вывод об отсутствии однодоменных зерен в составе магнитной
фракции. Фактор Q, в общем случае позволяет определить природу намагниченности осадков. Значения Q
варьируют от 0,5 до 1,5 и в среднем составляют 1,04, что свидетельствует в пользу преобладающей
ориентационной (осадочной) природы NRM и отсутствии химических преобразований в осадке.
Значение параметра FD относительно высоки (>10%), что не характерно для четвертичных отложений
Сибири. Они встречаются только в современных почвах и ископаемых почвах Китайского лессового плато
(Heller, Evans, 1995). Высокие значения FD указывают на обогащение осадков мелкими (<0.03 мкм) зернами
ферромагнетиков, которые находятся в особом, так называемом суперпарамагнитном (СП) состоянии [Нагата,
1965]. В горизонтах современных и ископаемых почв такие зерна имеют биохимическое происхождение,
связанное с процессами почвообразования. В случае пещерных отложений, где почвообразовательные
процессы отсутствуют, а химические изменения пород, судя по значениям Q, незначительны,
суперпарамагнитные частицы имеют, по-видимому, терригенное происхождение, а их источником являлся
почвенный покров на поверхности. По-видимому, именно с СП-частицами связана бόльшая часть NRM,
поскольку при размагничивании переменным полем, напряженностью 2,5-5 мТл разрушается 85-95% от
первоначальной величины NRM.
Величины и характер изменения концентрационно-зависимых петромагнитных параметров (K и SIRM) и
параметров магнитной жесткости (HIRM, S) показывают, что магнитные свойства пещерных отложений
пещеры Загадай определяются главным образом концентрацией низкокоэрцитивных минералов (магнетита и
маггемита) и только в нижней части разреза (интервал глубин 200-220 см) концентрацией высококоэрцитивных
минералов (гематита и гетита).
Параметры K/SIRM, K/ARM и SIRM/ARM изменяются прямо пропорционально эффективному размеру
магнитных зерен. Значения этих параметров показывают относительное уменьшение размера магнитного зерна
в нижней части разреза (глубина 200-220 см). В этом же интервале снижаются значения FD, указывая на
уменьшение концентрации СП зерен.
Выводы. Поведение магнитных характеристик по разрезу позволяет предполагать, что накопление
осадков в пещере Загадай происходило в различных условиях. Нижняя (ниже глубины 200 см) часть разреза
является более грубозернистой (по размеру магнитного зерна), с малым количеством СП-зерен, и
намагниченность здесь связана с магнитожесткими минералами. Это позволяет, в совокупности с
геологическими признаками (слоистость, наличие железо-марганцевых примазок), предполагать флювиальный
генезис этих отложений, связанный с постоянными или временными водными потоками. Верхняя (выше
глубины 200 см) часть разреза формировалась, по-видимому, в более спокойных условиях. Об этом
свидетельствует малый размер магнитных зерен и сравнительное постоянство магнитных характеристик по
глубине. Источником магнитного материала здесь служили поверхностные почвы вокруг пещеры.
Работа выполнена при финансовой поддержке INTAS, проект SPELEOARCH Nr. 03-51-4152.
Влияние давления и сдвиговых деформаций на термомагнитные кривые минералов
Кашаев Камиль Ришатович
Башкирский государственный университет
Хасанов Нияз Аяович, к.ф.-м.н.
kashaev-lj@yandex.ru
В современной геофизике и геологии широкое распространение получили магнитные методы
исследования земной коры и литосферы. Эти методы основаны на замечательном свойстве ферримагнитных
минералов, входящих в состав горных пород, сохранять в течение длительного геологического времени
«память» о величине и направлении древнего геомагнитного поля, в котором они приобрели естественную
остаточную намагниченность In.
В связи с этим перед мной была поставлена задача исследовать воздействие деформации на образцы
гипербазитов для дальнейшего исследования их особенностей термонамагничивания в слабых магнитных полях
с целью установления закономерностей формирования магнитного состояния базальтов и получения
физических основ для интерпретации геомагнитных аномалий.
606
Целью исследований являлось моделирование силовых условий формирования породы в земной коре в
слабом магнитном поле Земли.
В качестве объекта исследований использовались образцы следующих видов горной породы:
1. Магнетит
2. Порода горы Крака
3. Базальт подводной горы Ампер.
Над образцами были поставлены эксперименты 2 видов:
1. Одноосное сжатие и разгрузка
2. Одноосное сжатие, кручение под постоянным давлением и разгрузка.
Образцы изготавливались в виде цилиндров диаметром 0.8 см.
Все опыты по нагружению образцов проводились на Машине Сложного Нагружения в Институте
сверхпластичности металлов РАН (г.Уфа)
Эта установка позволяет проводить испытания при раздельном и
комбинированном воздействии на образец осевой нагрузки и крутящего
момента.
Схематично
эта
установка
представляет
собой
автоматизированный комплекс, который состоит из силовой рамы и
механизмов нагружения усилия и крутящего момента, системы
автоматического управления и регистрации данных и персонального
компьютера.
Образцы располагались на активной нижней тяге и нагружались
осевым усилием до нужного давления, а затем прикладывался нужный
крутящий момент.
Надо отметить, что все образцы были доведены до разрушения и
обработке подвергались мельчайшие частицы породы.
Для последующего изучения магнитных свойств эти порошки
компактировались канцелярским клеем и алюмодентом.
На вибрационном магнитометре производилось измерение термомагнитных кривых, как для образцов
подвергнутых механическому воздействию, так и для образцов в исходном состоянии.
Список публикаций:
[1] Верещагин Л.Ф., Зубова Е.В., Шапочкин В.А. Аппаратура и методы измерения сдвига в твердых телах при высоких
давлениях. // приборы и техника эксперимента. 1960. N5. С.89-93.
[2] Максимочкин В.И. Термонамагничивание горных пород в условиях высоких давлений // Физика Земли. 1995. N9. С.49-56.
[3] Максимочкин В.И. Особенности магнитных свойств горных пород при повышенных давлении и температуре и модель
магнитоактивного слоя земной коры. Докт. дис., М., 1995.
[4] Нагата Т. Магнетизм горных пород. – М., Иностр. лит., 1956, 226 с.
Анализ характеристик спада ЭДС в методе переходных процессов
Крупин Илья Викторович
Институт Геофизики УрО РАН
legals@mail.ru
Одной из современных задач электроразведки является повышение эффективности поиска локальных
скоплений высокопроводящих руд, в частности таковыми являются рудные тела колчеданных месторождений.
Среди методов эдектроразведки используемых для поиска подобных объектов положительно зарекомендовал
себя метод переходных процессов. МПП основан на измерении неустановившихся полей возбуждаемых
приемно-генераторной петлей прямоугольными импульсами тока в земле, в паузах между подаваемыми
импульсами. Чем больше электропроводность объекта и его размеры, тем меньше тепловые потери и тем
дольше длится переходный процесс. Поэтому по виду переходной характеристики на основе анализа данных
наблюдений можно судить об электропроводности и размерах объекта.
607
Одной из задач совершенствования метода МПП можно поставить задачу оптимизации методов
выделения аномалий соответствующих локальным высокопроводящим объектам, а в случае выделения
подобных объектов повышение качества определения их свойств (таких как размеры и электропроводность)
Для упрощения примем следующую общую модель, она представляет собой проводящее
полупространство (сопротивление порядка 100-10000 ом/м) с содержащейся в нем неоднородностью
повышенной проводимости (сопротивление порядка 0,01-1 ом/м) сферической формы.
Примем, что сигнал индуцируемый в петле, является суммой сигнала от сферы и проводящего
полупространства. Запишем по отдельности формулы описывающие зависимость спада ЭДС от времени для
приемной петли находящейся над сферой в непроводящем полупространстве (сопротивление полупространства
стремится к бесконечности) и для приемной петли находящейся над проводящим полупространством.
Для петли находящейся над сферой в непроводящем полупространстве ЭДС изменяется во времени по
закону, близкому к экспоненциальному.
∞
E1 (t ) / I = P1 ⋅ ∑ e −(πk )
2
αt
,
(1),
k =1
где E1(t)/I – напряжение индуцированное в петле деленное на ток, P1 – параметр соответствующий условиям
наблюдений, α – показатель затухания, t- время.
Показатель α характеризует суммарное качество (электропроводность и размеры) проводников
различной формы. Его определение представляет большой интерес, так как для рудных тел его величина
связанна с запасами руды. Опыт показывает, что в большинстве случаев к средним и крупным по запасам
рудным телам, сложенным массивными сульфидными рудами, относятся такие, для которых α<30~50 с-1.
Для дальнейших вычислений можно ограничится двумя экспонентами в сумме E1(t) (это дает хорошее
приближение для значений t>0.001с при α>20 с-1 ),
E1 (t ) / I = P1 ⋅ (e −9,9αt + e −39,5αt ) .
(2)
Далее запишем вид спада ЭДС для петли находящейся над проводящим полупространством.
Переходный процесс в данном случае можно описать следующей зависимостью от времени (для больших
значений t)
E 2 (t ) / I = P2 ⋅ t −5 / 2 ,
(3),
где P2-параметр соответствующий условиям наблюдений.
Для учета совместного влияния проводящего полупространства и локального объекта предлагается
просуммировать ЭДС от локального проводника и полупространства. Вероятно, что в реальных условиях
между вмещающим полупространством и локальным объектом может возникнуть сложное взаимодействие.
Представляется, что провести точную математическую оценку такого взаимодействия очень сложно. Запишем
E(t)=E1(t)+E2(t) без учета взаимодействия.
E (t ) / I = P1 ⋅ (e −9,9αt + e −39,5αt ) + P2 ⋅ t −5 / 2 .
(4)
На рис.1 приведены результаты расчетов для месторождения Ивановское, для петли расположенной над
рудным телом. Отображена зависимость показателя α от момента времени t в который производится его расчет.
В – соответствует α определяемому следующим образом
α=
Δ[ E (t ) / I ]
π ΔtEср (е) / I
2
(5),
где ∆[E(t)/I] – разность ординат небольшого интервала ∆t переходной характеристики, Eср(t)/I – среднее
значение переходной характеристики в данном интервале (где t, t+∆t– соответственно две соседние точки на
графике)
C – подбор значения α методом наименьших квадратов для функции описывающей сигнал от локального
сферического проводника, на участке времени t, t+∆t
D – подбор значения α методом наименьших квадратов для функции описывающей сигнал от локального
сферического проводника на участке времени t, 46 мсек
E – подбор значения α методом наименьших квадратов для функции описывающей совокупное действие
локального проводника и проводящего полупространства на участке времени t, 46мсек с вычетом влияния
608
проводящего полупространства (сигнал
от полупространства предварительно
рассчитан по петле вдали от рудного
тела)
80
B
C
D
E
F
60
α
F – подбор значения α для
функции описывающей совокупное
действие локального проводника и
проводящего полупространства на
участке
времени
t,
46
мсек.
Одновременно методом наименьших
квадратов
подбираются
значения
параметров для локального проводника
и проводящего полупространства
100
40
20
Для больших значений времени
(t>15 мсек) значение α≈6 с-1 (для всех
методов
расчета).
Анализируя
0
результаты обоих способов, когда мы
0,000
0,005
0,010
0,015
0,020
0,025
проводим
аппроксимацию
кривой
t
спада ЭДС суммой ЭДС от локального
объекта и полупространства, можно
рис.1. зависимость показателя α (с-1) от момента времени t (с)
сделать вывод, что в данном случае
можно получить более достоверную
информацию о потенциальном проводящем локальном объекте на ранних временах, в отличии от способа где
не учитывается сигнал от полупространства. Это немаловажно, так как такая методика позволяет обнаруживать
локальные проводники в том диапазоне значений времени, когда помехи еще не оказывают существенного
влияния на сигнал.
Можно сделать следующие выводы:
Во-первых, наглядно показано, насколько неоднозначно можно интерпретировать данные наблюдений
полученных методом МПП и неоднозначно рассчитывать показатель α.
Во-вторых, предложена методика учета влияния проводящего пространства на значения ЭДС в широком
диапазоне времени измерения. На основании данного учета проведен перерасчет показателя α. Показаны
преимущества такого подхода перед методом без учета влияния полупространства.
В-третьих, показано, что даже без дополнительного расчета влияния полупространства можно проводить
экспресс анализ данных наблюдений аппроксимацией суммой двух ЭДС и делать определенные выводы о
причинах возникновения и формирования тех или иных кривых спада ЭДС.
На данный момент методику расчета показателя α при изучении данных наблюдений с применением
аппроксимации спада ЭДС суммой двух ЭДС можно назвать качественной и рекомендовать ее как одну из
составляющих экспресс-анализа кривых спада ЭДС. при поиске высокопроводящих локальных объектов
совмещенными петлями методом МПП.
Цунами вулканического происхождения в Карибском море: анализ и моделирование
Леканов Антон Константинович
Самарина Наталья Михайловна, Козелков Андрей Сергеевич
Нижегородский государственный технический университет
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
lekanov@pochta.ru
Вулкан Суфриере Хиллс (Soufrière Hills Volcano) расположен в южной части острова Монтсеррат. Его
координаты: 16.72° с.ш., 62.18° з.д.; высота кратера над уровнем моря около 1000 м (она колеблется ввиду
активности вулкана). Этот вулкан представляет собой стратовулкан с нарушенным центральным кратером и
кратерным куполом. Диаметр кратера Инглиш (English) 731 м, глубина 152 м. Активная жизнь вулкана
Суфриере Хиллс началась с извержения 18 июля 1995 года и продолжается до сих пор. Извержения вулкана
привели к катастрофическим последствиям для острова: полностью разрушен и погребен город Плимут; около
8000 человек покинули остров, потеряв жилье и работу; экономика острова находится в кризисном состоянии.
609
В работе приведены результаты полевых исследований следов цунами на островах Монтсеррат,
Гваделупа и Антигуа, вызванных продолжающимся извержением вулкана на острове Монтсеррат в 1997-2003
годах. Главным результатом экспедиции является доказательство того, что вулканическое извержение на
острове Монтсеррат, случившееся в ночь 12-13 июля 2003 года, вызвало волну цунами, зарегистрированную на
островах Монтсеррат и Гваделупа. Высота волны на острове Монтсеррат составляет 4 м, и на острове
Гваделупа 1 м. Дается также хроника вулканических извержений на острове Монтсеррат, особое внимание
уделено извержениям в 1997 и 2003 годах, приведшим к генерации волн цунами.
Для оценки параметров цунами, возникающих при таких извержениях, выполнено математическое
моделирование распространения волн цунами в рамках нелинейно-дисперсионной теории. Полная система
нелинейных уравнений Буссинеска, используемых для моделирования волн цунами имеет вид:
(
)
⎧⎪
⎤⎫⎪
⎡
1
1
⎛
⎞
⎛1
⎞
ηt + ∇⎨(h + η)[⎢u a + ⎜ z a + (h − η) ⎟∇(∇(hua )) + ⎜ z a2 − h 2 − hη + η2 ⎟∇(u a )⎥⎬ = 0,
2
6
⎪⎩
⎝
⎠
⎝2
⎠
⎣
⎦⎪⎭
⎧1
⎫
u at + (u a ∇ ) u a + g∇η + z a ⎨ z a ∇ (∇u at ) + ∇ (∇ ( hu at )) ⎬ +
2
⎩
⎭
1
⎧1 2
⎫
+ ∇ ⎨ ( z a − η2 )(u a ∇ )(∇u a ) + [∇ ( hu a ) + η∇u a ] 2 ⎬ +
2
⎩2
⎭
⎧
⎡1
⎤⎫
+ ∇ ⎨( z a − η)(u a ∇ )(∇ ( hu a )) − η⎢ h∇u at + ∇ ( hu at ) ⎥ ⎬} = 0.
⎣2
⎦⎭
⎩
где η − смещение водной поверхности; t – время; h – невозмущенная глубина бассейна; g – ускорение
свободного падения; иа – горизонтальный вектор скорости на глубине z = za = −0,531h, ∇ = (∂ / ∂x, ∂ / ∂y ) −
горизонтальный оператор градиента. В системе соблюдаются законы сохранения массы и момента импульса
соответственно.
Результаты моделирования используется для предварительных расчетов характеристик цунами на
различных побережьях, необходимых для оптимального планирования экспедиции по обследованию следов
цунами. Данные обследований находятся в согласии с предсказаниями теоретической модели. Распределение
высот волн вдоль побережья Гваделупы также обосновывается выполненными численными расчетами.
Подробное описание результатов экспедиции и моделирования можно найти [1].
Список публикаций:
[1] Пелиновский Е.Н., Заибо Н., Данкли П., Талипова Т.Г., Козелков А.С., Куркин А.А., Николкина И.Ф., Самарина Н.М.
Цунами, вызванные извержениями вулкана на острове Монтсеррат в Карибском море // Известия АИН РФ. Прикладная
математика и механика. 2004. Т.6. С. 31-59.
Оценка цунамиопасности побережья о. Гваделупа на основе численного моделирования
Леканов Антон Константинович
Самарина Наталья Михайловна, Козелков Андрей Сергеевич
Нижегородский государственный технический университет
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
lekanov@pochta.ru
С точки зрения цунамиопасности бассейн Карибского моря является одним из самых опасных мест во
всей Атлантике. Прогноз цунамиопасности этого региона является крайне необходимым не только в связи с
высокой сейсмической активностью данного региона, но и с вероятной возможностью извержения вулканов,
что, в свою очередь, может стать причиной возникновения цунами, и такие случаи отмечались в литературе.
Остров Гваделупа с прилегающими к нему островами Мария Галанта, Десираде и Сайнтес входят в
архипелаг Наветренных островов и находятся в эпицентре очага сильных подводных землетрясений. Остров
Гваделупа расположен в центре одной из самых сейсмически активных зон Атлантики. Цунами на этом острове
регистрировалось каждые десять лет в прошедшем пятидесятилетии, поэтому крайне важно детально
исследовать и оценить опасность волн цунами для его побережья.
610
В представленной работе изучается цунамиопасность острова Гваделупа. Для оценки опасности волн
цунами и цунами районирования применен метод синтетического каталога, опирающийся на численное
моделирование в рамках нелинейной теории мелкой воды, описываемой системой уравнений (1)-(3):
∂M
∂ ⎛M2
+ ⎜
∂t
∂x ⎜ D
⎝
⎞ ∂ ⎛ MN ⎞
∂η
gm 2
⎟+ ⎜
+
M M2 + N2 =0,
⎟ + gD
7
/
3
⎟ ∂y ⎝ D ⎠
∂x 2 D
⎠
∂N
∂ ⎛ MN ⎞ ∂ ⎛⎜ N 2
+
⎜
⎟+
∂t ∂x ⎝ D ⎠ ∂y ⎜ D
⎝
(1)
2
⎞
⎟ + gD ∂η + gm N M 2 + N 2 = 0 ,
⎟
∂y 2 D 7 / 3
⎠
(2)
∂η ∂M ∂N
+
+
=0
(3)
∂t
∂x
∂y
где η – смещение водной поверхности, t – время, x и у горизонтальные координаты широтного и
меридионального направлений соответственно, D = h(x,y) + η – общая глубина воды, h – невозмущенная
глубина бассейна, g – ускорение свободного падения, m – коэффициент шероховатости дна (используется
формула Маннинга для параметризации донного трения, в расчетах волн цунами мы использовали два
значения: 0 или 0.0025; последнее значение типично для волн в открытом океане), M и N – компоненты расхода
воды (интегрированного по глубине) вдоль широтного и меридионального направлений соответственно:
M = u ( h + η) , N = v ( h + η) , где u и v – компоненты горизонтальных скоростей частиц воды. В рамках такой
модели диссипация волновой энергии в придонном турбулентном слое параметризуется квадратичным
трением. Система уравнений (1)-(3) записана в полных потоках, наиболее удобной форме для учета эффектов
обрушения волн цунами. Отметим, также, что приливы и ветровые нагоны в задачах цунами не учитываются,
поскольку их временные масштабы отличаются от характерных периодов цунами.
Для моделирования волн цунами использовалась батиметрия Карибского моря, с шагом в две угловые
минуты по широте и долготе и включающей в себя 1001х568 (568568) точек. Данная батиметрия была
предоставлена Национальным Геофизическим Центром Данных (NGDC) – ETOPE2. Для учета высот волн
цунами, вдоль побережья острова Гваделупа, в каждой последней мористой точке фиксировалась максимальная
высота волны. Исходя из шага сетки расстояние между «опорными» точками, составляло три километра, а
глубина была не более 350 метров. Граничными условиями распространения волны, является стенка на глубине
20 м. Поскольку значения высот волн сильно варьируются для различных источников, вследствие начальных
значений и траектории распространения, пространственное распределение высот волн для каждого случая было
нормировано по максимальному значению заплеска для соответствующего события.
Сопоставляя полученные результаты, можно
выделить единственную область острова Гваделупа, не
опасную с точки зрения волн цунами, – это область от 10
до 20 мареографа (рис.1), т.е. от городов Веукс Бург до
города Санта Роз. Эта область побережья (между
указанными городами вдоль северного побережья
«перешейка») находятся в относительной безопасности
от волн цунами, благодаря большому коралловому рифу,
который охватывает почти всю область залива Гранд Кул
де сак Марин. Волны большой амплитуды, утрачивают
большую часть своей энергии, обрушиваясь на рифы в
порядке 2-3 километрах от береговой линии.
В итоге, результаты расчетов показывают, что
практически все побережье острова Гваделупа
подвержено воздействию цунами за исключением только
одного участка, который, действительно, можно отнести
к классу неопасных – это западная область залива Гранд
Кул де сак Марин.
рис.1. Распределение высот «локальных»
цунами на побережье острова Гваделупа
(Вертикальная ось – H/Hmax ; Горизонтальная
ось – номер мареографа)
611
Наблюдение за элементами атмосферного электричества в районе Эльбруса
Литвинова Ирина Сергеевна
Таганрогский государственный радиотехнический университет
Куповых Геннадий Владимирович, д.ф.-м.н.
Litwinovaira@mail.ru
Суточные вариации электрического поля имеют две компоненты: глобальную и локальную. В роли
глобальной компоненты обычно выступает унитарная вариация, имеющая утренний минимум (03-05) UT и
вечерний максимум (19-20) UT. Унитарная вариация хорошо получается при наблюдениях над океанами.
Максимум проявляется и на суше в областях, где нет местных источников загрязнения (в частности, в
полярных или высокогорных областях).
Экспериментальные исследования атмосферно-электрических величин на станции Пик Терскол были
проведены в июле-августе 2004-2005 гг. Высокогорная станция Пик Терскол (430 16’ северной широты и 420
30’ восточной долготы) расположена на одноименном пике на высоте 3003 м над уровнем моря и представляет
собой более протяженную плоскую поверхность площадью около квадратного километра. На ней расположены
метеорологические станции и снеголавинная экспедиция. Тип подстилающей поверхности на площадке
наблюдений и в окрестностях: растительность редкая травянистая, почва каменистая. Вокруг станций
скалистые отроги. Годовое и сезонное количество осадков – 1350 мм (зима – 640 мм, лето – 710 мм).
Среднегодовая скорость ветра – 3,2 м/с. Отопление станции и ближайших здании – электрическое.
Транспортное сообщение – автомобильная дорога. Длина пути 7-8 км с подъемом на 1000 м.
Внизу располагается долина Азау (2100 м), от которой начинается Баксанское ущелье протяженностью
около 60 км. Зона непосредственно вокруг станции Пик Терскол является заповедной. В ней расположено
ограниченное число туристических баз и небольшой поселок Терскол на расстоянии около 2 км. Наиболее
крупным промышленным центром является город Тырныауз, находящийся на расстоянии 40 км и примерно на
2000 м ниже пункта наблюдения. В нем находится вольфрамово-молибденовый горнообрабатывающий
комбинат в 40 км. Химических предприятий не имеется. Вершины Эльбруса располагаются на расстоянии 3-5
км от Пика Терскол.
Анализ результатов измерений 2004г. показывает, что среднесуточное значение градиента потенциала
составило 285 В/м. В его вариациях можно выделить утренний минимум (00-04) UT, дневной (05-16) UT и
вечерний (19-22) UT максимумы. Суточный ход положительной проводимости воздуха имеет утренний
максимум (04-13) UT и вечерний минимум (14-22) UT. Среднесуточное значение положительной проводимости
воздуха составило 25,2 фСм/м. Отрицательная проводимость воздуха также имеет утренний максимум (05-10)
UT и вечерний минимум (14-22) UT. Среднесуточное значение отрицательной проводимости воздуха составило
8 фСм/м. Коэффициент корреляции между положительной и отрицательной проводимостью составил 0,6. В
вариациях плотности полного тока можно выделить утренний минимум (00-04) UT, дневной (05-13) UT и
вечерний (16-22) UT максимумы. Среднесуточное значение плотности полного тока составило 9,1 пА/м2.
Среднее значение плотности объемного заряда составило 153пКл/м3. Максимумы значений плотности заряда
зафиксированы в периоды (03-06) UT и (09-14) UT, а минимум (15-19) UT.
В 2005г. среднесуточное значение градиента потенциала составило 267 В/м. В его суточном ходе можно
также выделить утренний минимум, дневной и вечерний максимумы, которые хорошо коррелируют с
аналогичными вариациями 2004 г. (коэффициент корреляции равен 0,8). Среднесуточное значение
положительной проводимости воздуха меньше, чем в 2004.г. и составило 12,8 фСм/м. Имеется корреляция
суточного хода с данными наблюдений 2004 г. с коэффициентом 0,5. Среднесуточное значение отрицательной
проводимости воздуха составило 5,8 фСм/м. Коэффициент корреляции с данными 2004.г. составил 0,2.
Различие в абсолютных значениях положительной и отрицательной проводимости воздуха объясняется
различными установками первичного блока, вызванные техническими причинами. В части вариаций это
наиболее сильно сказалось на отрицательной компоненте вследствие электродного эффекта. Среднесуточное
значение плотности полного тока составило 8 пА/м2. В вариациях плотности полного тока также имеются
утренний минимум, дневной и вечерний максимумы.
Коэффициент корреляции с данными 2004 г. составил 0,7. Среднее значение плотности объемного заряда
составило 690 пКл/м3 . Максимумы значений плотности заряда зафиксированы в периоды (03-06) UT и (09-14)
UT, а минимум (15-19) UT.
Коэффициент корреляции между напряженностью электрического поля и плотностью полного тока на
Пике Терскол достаточно высок и равен 0,67. Это свидетельствует о том, что электрические процессы
приземного слоя на этой станции обусловлены в основном глобальными факторами.
612
Коэффициент корреляции между суммарной проводимостью и напряженностью электрического поля
составляет 0,05, т.е. проводимость воздуха практически не зависит от вариаций потенциала ионосферы. При
этом коэффициент корреляции между часовыми значениями напряженности электрического поля и плотностью
объемного заряда наблюдаемым на Пике Терскол составляет 0,36.
Следует отметить, что в часы утреннего минимума (00-04) UT и вечернего максимума (19-22) UT
значение коэффициента корреляции между напряженностью электрического поля и плотностью объемного
заряда незначительно и составляет порядка 0,1, тогда как в часы дневного максимума (05-16) UT это значение
достигает 0,5 и выше. Значения коэффициента корреляции между вариациями напряженности электрического
поля и плотностью полного тока. Здесь наблюдаются часы дневного максимума (05-16) UT (коэффициент
корреляции выше 0,65) и вечернего минимума (19-23) UT, где значение этого коэффициента составляет порядка
0,25. Коэффициент корреляции между плотностью тока проводимости и плотностью полного тока составил
0,75, что позволяет предположить, что электрические процессы на Пике Терскол обусловлены в основном
глобальными факторами и позволяет реализовать её для фоновых наблюдений за атмосферным электричеством.
Сравнение анализа экспериментальных данных с результатами численных экспериментов,
свидетельствуют о том, что вариациями потенциала ионосферы достаточно хорошо объясняется наличие
утреннего минимума и вечернего максимум. Сравнение вариаций напряженности электрического поля и
плотности объемного заряда свидетельствует о том, что объемный заряд играет значительную роль в
формировании электрического поля в приземном слое и является вероятной причиной возникновения дневного
максимума. Это, очевидно, следует учитывать при интерпретации данных наземных атмосферно-электрических
наблюдений, особенно при выделении глобальных кратковременных возмущений электрического поля на фоне
его локальных вариаций. Из результатов корреляционного анализа следует, что объемный заряд является
вероятной причиной возникновения локального максимума в вариациях электрического поля и тока в дневные
часы. Таким образом, на основании экспериментальных и теоретических исследований установлено, что
утренний минимум (00-04) UT и вечерний максимум (19-22) UT обусловлены глобальной унитарной вариацией
потенциала ионосферы.
Аналитическое описание кристаллизации молодых льдов
Малыгин Алексей Павлович
Уральский государственный университет им. А. М. Горького
Александров Дмитрий Валерьевич, д.ф.-м.н.
alexey.malygin@usu.ru
Напряжения, возникающие в вековых льдах Арктики и Антарктики, приводят к появлению трещин,
заполненных морской водой, которые существенным образом изменяют картину теплообмена между
изотермическим океаном и атмосферой. Тепловой поток от океана в атмосферу через быстро замерзающие
трещины в течение зимы может быть во много раз больше, чем через толстый 3-х – 4-х метровый слой льда,
который их окружает [1] (для доминирования теплового потока через трещины достаточным условием является
их однопроцентное покрытие всей площади ледяного массива). Когда один процент океана покрыт трещинами,
объем образующегося в них льда в течение зимы эквивалентен объему льда, образующемуся в остальной части
вековых льдов Арктики. Модельные расчеты работ [2,3] подтверждают сказанное и показывают, что роль
молодого тонкого льда на тепловой баланс является наиболее ярко выраженной в апреле месяце.
Математическое моделирование проблем такого типа основано на нелинейных термодиффузионных
моделях (типа модели Стефана (Stefan)) с подвижными границами фазового перехода [4,5]. Нестационарность и
нелинейность уравнений тепло- и массопереноса, граничных условий к ним и априори неизвестные законы
движения границ фазового перехода очень сильно затрудняют получение решения, тем более, если речь идет об
аналитическом представлении результатов. Явное решение проблемы, как правило, удается получить, если
существует определенное соотношение между пространственной и временной координатами процесса (так,
например, квазистационарный режим кристаллизации с двухфазной зоной аналитически описан в работах
[6,7]). В общем случае, при описании существенно нестационарных процессов, когда такого соотношения
заранее неизвестно, обычно пользуются феноменологическими подходами (см., например, [8,9]),
описывающими лишь основные черты явления. Поэтому изучение процесса формирования молодого льда в
трещинах представляет собой важную задачу, как с практической, так и с теоретической точек зрения.
В настоящем исследовании предложено математическое описание результатов наблюдений (см. [10,11])
по кристаллизации морской воды в трещинах льдов при сильных изменениях атмосферной температуры. В
отличие от работы [11], где сделана попытка математического описания данного эксперимента на основе
феноменологических балансовых соотношений и полиномиальной аппроксимации экспериментальных данных,
613
данное исследование основано на термодиффузионной модели двухфазной зоны и ряде обоснованных гипотез,
позволяющих получить явное аналитическое решение нестационарной и нелинейной проблемы кристаллизации
морской воды в трещинах льда и обеспечивающих новизну данной работы.
Общими выводами работы являются:
1. В работе развита и обоснована математическая модель, описывающая кристаллизацию молодых льдов
(и других систем, практически полностью вытесняющих примесь), на основе представлений о равновесной
двухфазной зоне. Данная модель, существенно отличающаяся от фронтальной модели и известных ранее
подходов, адекватно описывает физическую картину процесса и хорошо согласуется с наблюдениями.
2. В рамках развиваемой модели, впервые получено аналитическое решение нелинейной нестационарной
проблемы кристаллизации морской воды при произвольных изменениях со временем температуры атмосферы
на поверхности льда. Получены выражения, определяющие точный вид законов движения границ фазового
перехода и протяженность двухфазной зоны. Эти выражения также показывают, что сильно нестационарный
режим кристаллизации находится между двумя автомодельными режимами, соответствующими максимальной
и минимальной температурам за период наблюдений.
3. Двухфазная зона представляет собой область с высоким содержанием льда (большая доля твердой
фазы). Граница фазового перехода лед – двухфазная зона сильно отстает от границы фазового перехода
двухфазная зона – океан благодаря практически полному вытеснению льдом соли в окружающую его жидкую
матрицу системы.
4. В рамках рассматриваемой модели получены аналитические выражения для кондуктивного
(исходящего с поверхности льда в атмосферу) потока тепла и потока скрытого тепла (выделяющегося в
процессе кристаллизации), которые оказываются достаточно близкими друг к другу практически на всех
стадиях (за исключением, может быть, лишь самых начальных) процесса. Указанные потоки тепла, исходящие
в атмосферу при образовании молодого льда, намного превосходят потоки, исходящие через вековой лед, и
определяют динамику теплового бюджета планеты во льдах Арктики и Антарктики.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных Исследований
(гранты 05-01-00240, 04-02-96002 Урал и 04-01-96008 Урал), а также в рамках Проекта REC: EK-005-00 [X1],
гранта Y1-PME-05-02 по поддержке молодых ученых Американского Фонда Гражданских Исследований
(CRDF) и Минобрнауки РФ. Авторы работы выражают благодарность Правительству Свердловской области за
финансирование приоритетных научных исследований, выполняемых в интересах Свердловской области
(П-89).
Список публикаций:
[1] Badgley F.I., Heat budget at the surface of the Arctic Ocean. Proceedings of the Symposium on the Arctic Heat Budget and
Atmospheric Circulation. Ed. by J.O. Fletcher. Santa Monica, Calif., Rand Corp., 267-278 (1966).
[2] Maykut G.A., J. Geophys. Res.,83, 3646-3654 (1978).
[3] Maykut G.A., J. Geophys. Res., 87, 7971-7984 (1982).
[4] Buyevich Yu.A., Alexandrov D.V. and Mansurov V.V. Macrokinetics of Crystallization. New York, Begell House Inc. (2001).
[5] Worster M.G., J. Fluid Mech., 167, 481-501 (1986).
[6] Александров Д.В., Доклады АН, 375, 172-176 (2000).
[7] Alexandrov D.V., J. Crystal Growth, 222, 816-821 (2001).
[8] Александров Д.В., Иванов А.О., Доклады АН, 385, 323-327 (2002).
[9] Huppert H.E. and Worster M.G., Nature, 314, 703-707 (1985).
[10] Morison J., McPhee M., Muench R., ei al.: The LeadEx Group, Eos Trans. AGU, 74, 393-397 (1993).
[11] Wettlaufer J.S., Worster M.G. and Huppert H.E., J. Geophys. Res., 105, 1123-1134 (2000).
Исследование цунами во Французской Вест Индии, Карибское море
Николкина Ирина Федоровна
Нижегородский государственный технический университет
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
inikolkina@mail.ru
В последние десять лет стало очевидным, что цунами в Карибском море является достаточно частым
явлением. Самым значительным стихийным бедствием восемнадцатого века является землетрясение в
Лиссабоне 1755 г., которое вызвало 15-метровую волну. Телецунами вызвало значительные разрушения на
противоположном берегу Атлантики: в частности, на Карибских островах. По некоторым оценкам в результате
этого землетрясения и, впоследствии, волны цунами погибло около 20.000 человек.
614
Максимальная высота волны для Французской Вест Индии отмечена во время Виргинского цунами 1867
года, когда высота волны составила 18.3 метра на о. Гваделупа.
Цунами в исследуемом регионе отмечены также для периода 2003-2004, когда волна была вызвана
извержением вулкана и землетрясением.
Первый каталог цунами включал 56 событий с 1530 по 1991 год, к последнему столетию относилось 20
цунами, приблизительно один случай каждые пять лет. Подробное описание событий цунами приведено в [1],
дополнительная информация представлена в каталогах [2], [3].
В данной работе анализируются исторические данные по цунами в период 1690-2005 для Французской
Вест Индии, Антильские острова (см. рис.1). За последние 300 лет произошло более 50 событий, в том числе
17 тектонических цунами, 7 вулканических, 2 телецунами и более 30 метеоцунами.
рис.1. Карта Карибского региона
Список публикаций:
[1] Lander J.F., Whiteside L.S., Lockridge P.A. Two decades of global tsunamis 1982-2002, Science of Tsunami Hazards, 21:1, p.
3-88, 2003.
[2] Natural Geophysical Data Center Tsunami Database http://www.ngdc.noaa.gov/seg/hazard/tsu_db.shtml 2006.
[3] Natural Geophysical Data Center Significant earthquakes http://www.ngdc.noaa.gov/seg/hazard/sig_srch_idb.shtml, 2006.
Трудности при исследованиях методом ВСП в сильнонаклонных скважинах
Пацков Игорь Михайлович
ОАО «Башнефтегеофизика»
patskov-i-m@yandex.ru
Изучение околоскважинного пространства в сильнонаклонных скважинах методом вертикального
сейсмического профилирования (ВСП) является сложной задачей. Кроме того, накладывается ряд ограничений.
Однако накопленный опыт позволяет решать большинство задач поставленных перед исследователями.
Рассмотрим возможные трудности при интерпретации материалов НВСП на примере скважины 900
Сорочинско-Никольская [2]. Смещение скважины на забое составило более 700м. Смещение на перспективном
пласте Т1 – 640м. Схема расположения пунктов возбуждения, профилей НВСП и ствола скважины показано на
рис.1.
Очевидно, что при таком искривлении исследовать область южнее точки вскрытия пласта Т1 не
представляется возможным. Утвержденные же профили будут иметь не прямое направление, как принято
обозначать на структурных картах, а искривленное. Это связано со сменой положения сейсмоприемников в
плане с глубиной. При неверном учете положения точек отражения структурные построения могут быть
выполнены с большими погрешностями.
615
рис.1. Схема расположения ПВ
На структурных картах, выполненных по данным МОГТ-2Д по отражающему горизонту Т (кровля
турнейского яруса) [1] видно, что наибольший интерес представляет территория, расположенная южнее
пробуренной скважины. Именно в этом районе давалась рекомендация на бурение эксплуатационной скважины
по данным МОГТ-2Д [1]. Но ориентировать наш профиль на юг и выяснить перспективы обнаружения
нефтенасыщенных коллекторов по данным НВСП мы не можем. Кроме того, следует отметить, что скважина
900 пробурена после проведения исследований МОГТ-2Д и выявила несоответствия в структурных
построениях. Скорректировать структурные карты и оценить перспективы Бородиновского поднятия
исследованиями НВСП в полной мере не удалось. Южное направление так и осталось неисследованным. Даже
при переобработке и переинтерпретации материалов МОГТ-2Д точность исследований оставляет желать
лучшего.
В подобных случаях следует проводить совместное исследование нескольких скважин. Еще на стадии
проектирования работ следует наметить пункты возбуждения таким образом, чтобы при совместном
исследовании всех скважин была охвачена максимальная площадь, и пробелы в исследованиях можно было бы
восполнить интерполяцией данных со встречных профилей.
Список публикаций:
[1] Гатаулина Л.Н. и др. Сейсморазведочные работы методом ОГТ-2Д на Сорочинско-Никольском месторождении. Уфа,
2004, фонды ОАО «Башнефтегеофизика».
[2] Пацков И.М. и др. «Отчет о результатах работ метдом вертикального сейсмического проилирования в скважине
№900 Сорочинско-Никольская.
Целесообразность проведения работ ВСП с одним удаленным ПВ
Пацков Игорь Михайлович
ОАО «Башнефтегеофизика»
patskov-i-m@yandex.ru
Иногда, в целях экономии средств, исследования методом вертикального сейсмического
профилирования (ВСП) проводятся с одним выносным профилем. Насколько это целесообразно рассмотрим на
примере скважины №9П Сусликовского месторождения [1].
Изучение
кинематических
характеристик
среды
проводится по данным ближнего пункта, отнесенного от устья
скважины на 285 метров (рис.1). Удаленный пункт возбуждения
был отнесен на 1105 метров в западном направлении.
Что удалось получить при такой расстановке? Стандартные
исследования по ближнему пункту проведены в полном объеме:
изучены скоростные характеристики разреза скважины,
выполнена стратиграфическая привязка отражений, изучено
строение основных отражающих горизонтов. Но скорректировать
структурные построения, выполненные по данным МОГТ-3Д
(рис.2), не представляется возможным из-за нехватки данных.
616
рис.1. Схема расположения ПВ
рис.2. Выкопировка со структурной карты по отражающему горизонту “Б”
По данным разреза НВСП подтверждается лишь общее падение на 7 метров на протяжении всего
профиля. Оценить перспективы нефтеносности окрестностей скважины также весьма затруднительно. Так как
пласт ЮВ11, нефтеносный на данной территории, в скважине 9П – водонасыщен. В то же время в скважине 40,
расположенной гипсометрически ниже, вскрыта нефтяная залежь.
Учитывая вышесказанное и то, что пласт Ю11 повторяет контуры отражающего горизонта «Б0», следует
предположить наличие некой границы между скважинами 40 и 9П Сусликовского месторождения. По данным
МОГТ-3Д эта граница не выявилась, а для выделения её по данным ВСП не достаточно данных.
Данный случай наглядно доказывает, что для получения достоверных данных о строении пластов в
окрестности скважины, исследуемой методом ВСП, следует проводить работы не менее чем по четырем
равномерно распределенным удаленным профилям. Кроме того, расположение встречных профилей со
скважин 9П и 40 возможно позволит определить причины отсутствия нефтенасыщенности в скважине 9П
Сусликовская. Можно смело утверждать, что данный вывод справедлив для всех аналогичных случаев.
Список публикаций:
[1] И.М. Пацков и др. «Отчет о результатах работ метдом вертикального сейсмического проилирования в скважине
№9П Сусликовская.
Тепловой расчет подземных коридоров коммуникаций
Примаков Сергей Сергеевич
Тюменский государственный университет
Primakovss@yandex.ru
При проектировании коридоров коммуникаций важную роль играет тепловой расчет трубопроводных
систем. В частности, он необходим для таких задач как расчет прочности грунта и ореола оттаивания, а также
для расчета падения температур энергоносителей по трубопроводам. Такие задачи особенно актуальны для
северных регионов, где здания и сооружения зачастую возводятся на вечномерзлых грунтах или на местах с
глубоким сезонным промерзанием. Сложность решения таких задач состоит в том, что совместная прокладка
трубопроводов требует учета их теплового взаимодействия. Дело в том, что коридоре коммуникаций каждый
трубопровод испытывает тепловое воздействие, как от теплового поля соседних трубопроводов, так и
непосредственно от сезонного профиля температур грунта. Даже при упрощенной постановке задачи в
предположении изотермичности окружностей каждого отдельного трубопровода, аналитическое приближение
наталкивается на значительные математические трудности. В настоящем докладе предложен приближенный
способ решения таких задач, основанный на развитии существующего и описанного в литературе способа.
Так как аналитически точно удовлетворить граничным условиям на всей поверхности трубопровода не
представляется возможным, предлагается решать такую задачу приближенно, удовлетворяя граничным
условиям в некоторых точках. В используемой на сегодняшний день методике (Даниэлян, Яницкий, 1987) для
решения таких тепловых задач используется приближенный метод где, для теплового описания каждого
трубопровода в коридоре записывается один тепловой источник и таким образом граничные условия
удовлетворяются только в одной точке каждого трубопровода.
В предлагаемом в настоящем докладе способе, для увеличения точности тепловых расчетов путем более
полного учета всех взаимодействий, предлагается использовать для теплового описания каждого трубопровода
четыре источника, с целью получить систему линейных уравнений, удовлетворяющую граничным условиям в
617
четырех точках для каждого трубопровода. Очевидно, что наиболее важными в такой постановке задачи
точками являются верхняя, показывающая влияние сезонного профиля температур, левая и правая,
отражающие влияние соседних трубопроводов и нижняя, обуславливающая оттаивание под трубопроводом и
коридором коммуникаций в целом. С целью учета профиля температур в грунте, предполагается ввести в
уравнения добавку, описывающую зависимость температуры грунта от глубины.
Для того, чтобы охарактеризовать точность расчетов для всего коридора коммуникаций в целом,
вводится величина П, которая является удельным среднеквадратичным отклонением расчетной температуры
трубы от заданной.
N
Π=∑
i =1
∫ (T
( Li ) − TTi ) dLi
2
p
Li
2πRi
,
(1)
где N – количество труб, dLi – элемент окружности, описывающий геометрию трубы, Tp(Li) – расчетная
температура в каждой точке трубы, TTi – заданная температура трубы.
В докладе представлены основные расчетные формулы, методика нахождения источников, основанная
на минимизации величины П. Кроме того, в докладе будет показано, что величина П в предложенной методике
принимает значение на порядок ниже чем в традиционной.
Полученные с помощью предложенной методики мощности и координаты источников можно
использовать для решения задач по падению температур энергоносителей, расчету прочности грунта, расчету
теплового поля и ореола оттаивания.
Таким образом, можно констатировать, что использование описанного подхода существенно
увеличивает точность расчетов за счет большего количества контрольных точек и более равномерно
распределенных по трубопроводу источников.
Список публикаций:
[1] Даниэлян Ю.С., Яницкий П.А. Тепловое взаимодействие коридоров коммуникаций с мерзлыми грунтами. Известия АН
СССР, Энергетика и транспорт, 1987, №1. с. 153-159.
Структура мантийной конвекции: сопоставление природного и лабораторного
экспериментов
Сербиненко Валерия Олеговна
Казанский государственный университет
Христофорова Наталья Николаевна, д.г.-м.н.
valeria.srb@mail.ru
Неоднородный разогрев мантии порождает мощные конвективные течения в ее верхнем
вязкопластичном слое, астеносфере. Течения возникают вследствие разницы плотностей, обусловленной
разностью температур в поле массовых сил, в данном случае гравитационных. Они образуют ячейки, в которых
происходит подъем разогретого вещества и опускание холодного.
При исследовании тепловых гравитационных течений в вязких жидкостях чаще всего предметом
изучения является конвекция Релея–Бенара. Она возникает в условиях подогрева снизу плоского
горизонтального слоя жидкости, в котором формируются упорядоченные пространственные структуры [1].
В теоретических моделях, как и в эксперименте, обнаруживается периодическая структура ячеек, в
которых потоки жидкости отделены расстоянием, приблизительно равным толщине конвективного слоя.
Конвективные ячейки являются элементами пространственно – периодической структуры течения, и вопрос
состоит в том, какие планформы, т.е. конфигурации ячеек реально наблюдаются. При различных условиях в
эксперименте формируются три наиболее характерных типа: двумерные валы, трехмерные шестиугольные и
квадратные ячейки [2].
Шестиугольные ячейки возникают, когда верхняя граница слоя свободна. Если слой покрыт твердой
пластиной, предпочтительным типом конвекции является валиковый. Казалось бы, именно этот вариант
подходит для реальных, естественных условий – твердая литосфера перекрывает вязкие слои мантии. Однако
следует учесть, что течение в валиковой структуре зачастую осложняется дефектами. Шестиугольные ячейки
могут формироваться и в закрытом слое при наличии внутренних источников тепла, асимметрии граничных
условий или физических свойств среды, деформации свободной поверхности и т.п.
618
В основе практических подходов лежит экспериментальное изучение следствий конвективных течений в
мантии, проявляемых на поверхности Земли.
Мы изучали структуру мантийной конвекции по распределению теплового потока, идущего из недр
Земли. Для выявления картины конвекционных течений в мантии были использованы экспериментальные
измерения температуры в верхних слоях земной коры и определения глубинного теплового потока,
выполненные сотрудниками кафедры радиоэлектроники Казанского государственного университета [3].
По этим данным были обнаружены аномалии температур и глубинных тепловых потоков ячеистой
формы с ярко выраженными экстремумами. С помощью моделирования была проверена гипотеза, что тепловые
ячейки, фиксируемые вблизи поверхности Земли, являются следствием конвективных течений в верхней
мантии.
По распределению глубинного теплового потока было выявлено, что мантийная конвекция имеет
ячеистый характер. Анализ полученных данных в соответствии с теоретическими выкладками показал нам, что
природные течения в мантии - это сложная суперпозиция трех систем структур устойчивого типа: трехмерных
шестиугольных и квадратных ячеек и двумерных валов. Определенные черты ячеек каждого вида мы можем
"разглядеть" в их отражении на поверхности - полях температуры и теплового потока.
Однако, если принимать во внимание соответствие граничных условий реального явления и
лабораторной модели – твёрдая литосфера перекрывает вязкие слои мантии, то в природном эксперименте
должны наблюдаться течения, напоминающие двумерные валы. Вместо них мы наблюдаем трёхмерные ячейки.
А вместо замкнутой, сплошной зоны нисходящего потока – обособленные экстремумы. Эти факты
свидетельствуют о том, что течения в мантии сильно осложняются дефектами.
Таким образом, изучение геометрии астеносферных течений вносит определенный вклад в развитие
теории тепломассопереноса в стратифицированных жидкостях. Как выяснилось, в природном эксперименте
наблюдается иной тип структур (вместо двумерных валов - трехмерные шестиугольные ячейки; вместо
замкнутой, сплошной зоны нисходящего потока - обособленные экстремумы и т.д.) при, казалось бы, полном
соответствии граничных и внутренних условий реального явления и лабораторной модели.
Список публикаций:
[1] Гебхард Б., Джалурия Й., Махаджан Р., Саммакия Б. Свободноконвективные течения, тепло- и массообмен. Москва,
«Мир», 1991, 678 с.
[2] Гетлинг А.В. Формирование пространственных структур конвекции Рэлея-Бенара. Успехи физических наук. 1991. № 9.
С. 1-80.
[3] Khristoforova M. Thermal regime of the lithosphere and upper mantle of the East European platform. EGU General Assembly.
Vienna, 2005.
Деформационные тензоры дефектов второго порядка
Степанова Ксения Валерьевна
Степанов Валерий Егорович
Институт физико-технических проблем Севера СО РАН,
Якутский государственный университет
Степанов Валерий Егорович
Kseniastepanova@rambler.ru
Условия непрерывности и дифференцируемости основной полевой функции классической теории
упругости – вектора смещения являются условия совместности Сен-Венана
u kl ,mn + u mn ,kl − u km ,ln − u ln,km = 0
(1)
Эти уравнения превращаются в тождества после подстановки значений тензора деформации
ukl =
1
(∂ k ul + ∂ l uk ) .
2
(2)
Если перейти к рассмотрению сплошной среды с дислокациями и дисклинациями, т.е. с дефектами, то
полевые уравнения содержат ковариантные производные относительно общей аффинной связности,
порождающей неевклидову внутреннюю геометрию среды [1]. Во всех выражениях частные производные
заменяются на ковариантные. Для бездефектной среды в случае классической теории упругости теорию можно
сформулировать в криволинейных координатах. Тогда уравнения теории упругости сохраняют тензорный вид,
если в их выражениях в декартовой системе координат частные производные заменить на ковариантные
619
производные относительно символов Кристоффеля. При этом сохраняется свойство коммутативности для
ковариантных производных. Обобщение условий Сен-Венана для криволинейных систем координат получается
заменой частных производных на ковариантные в соотношении (1). Важным следствием такой замены является
тот факт, что в евклидовом пространстве ковариантная комбинация Сен-Венана обращается в нуль.
Следовательно, в теории дефектов, описываемой аффинными связностями, ненулевые комбинации Сен-Венана
являются объективными характеристиками отклонения внутренней геометрии от состояния евклидовости.
Установлено, что существуют четыре типа нетривиальных комбинаций Сен-Венана, являющихся
деформационными тензорами второго порядка. Они получены следующими рассуждениями. Пронумеруем
комбинацию индексов
⎛ mnkl ⎞
⎜
⎟
⎝ 1234 ⎠
Первая комбинация Сен-Венана дает тензор
(1234) = Amnkl = ∇ m∇ nukl − ∇ k ∇ munl + ∇ l ∇ k unm − ∇ l ∇ nukm
(3)
Учет свойства попарной симметрии индексов приводит к тому, что существует еще три линейно
независимых деформационных тензоров типа (1243), (2134), (2143). Учитывая общеизвестные свойства
коммутации ковариантных производных через тензоры кривизны и кручения получаются четыре линейно
независимых значения деформационных тензоров через соотношения, в которых комбинации ковариантных
производных второго порядка тензора деформации выражаются через тензор деформации, тензор вращения,
вектор смещения с коэффициентами из компонент тензоров кривизны и кручения. При этом учитываются
тождества Бианки первого и второго рода.
Список публикаций:
[1] Кадич А., Эделен Д. Калибровочная теория дислокаций и дисклинаций.- М.: Мир, 1987.
Решение задач инженерной геокриологии в ограниченных областях с учетом
геотермического градиента
Ткаченко Евгений Иванович
Тюменский государственный университет
Даниэлян Юрий Саакович, д.ф.-м.н.
tkachenko@sibniinp.ru
При проектировании обустройства нефтяных и газовых месторождений, огромное практическое
значение имеет нахождение температурных полей в вечномерзлых грунтах основании зданий и других
тепловыделяющих сооружений.
В научно-технической литературе достаточно хорошо описана проблема относительно формулировки
краевого условия на нижней границе рассматриваемой области, при решении задач промерзания-оттаивания
грунтов в ограниченных областях. Проблема состоит в том, что задание температуры или теплового потока – не
отвечает никаким реальным физическим процессам на этой границе, и, следовательно, эти условия не являются
точными.
Особый интерес представляет собой изучение влияния геотермического градиента на расчет
температурных полей вечномерзлых грунтов. Необходимо оценить степень влияния геотермического
градиента, чтобы определить границы применения классических методик решения таких задач.
В работах [1,2] излагается новый подход к решению задач инженерной геокриологии в ограниченных
областях. Особенностью данной методики является выбор нижней границы расчетной области ниже слоя
сезонного промерзания протаивания. Следовательно, ниже нее уравнение теплопроводности будет линейным,
так как фазовых превращений, определяющих нелинейность задачи, не происходит. Решение данной задачи
сводится к нахождению функциональной зависимости между функцией, ее производными и, возможно,
интегралами. Для получения такой зависимости достаточно найти связь между этими величинами при решении
двумерного уравнения теплопроводности для полупространства.
Для того чтобы учесть влияние геотермического градиента нужно решить следующую задачу:
620
∂T ( x, t )
∂ 2T ( x, t )
.
=a
∂t
∂x 2
(1)
T(x,0) = T0 (x) + Г * x ,
(2)
T(0, t) = f(t) ,
(3)
T(∞, t ) ~ Г * x ,
(4)
Начальные и граничные условия:
где Г – геотермический градиент
0 ≤ x < ∞.
Способ получения точного выражения для нижнего граничного условия, учитывающего геотермический
градиент, заключается в последовательном выполнении следующих операций:
1. проведем замену переменных: T1(x,t)=T(x,t)-(T0(x)+Г*х), так чтобы начальное условие приняло вид: Т1
(x,0)=0;
2. применяем к уравнению преобразование Лапласа по переменной t, которое сводит исходное уравнение
к неоднородному дифференциальному уравнению второго порядка;
3. в пространстве изображений находим решение данного уравнения;
4. вычисляем производную на границе;
5. совершаем обратный переход из пространства изображений в пространство оригиналов, переходим к
первоначальным переменным задачи (1)-(4).
Полученное соотношение примет вид:
a
t
π∫
(
∂T ( x, τ )
∂x
x=0
0
∂T0 ( x)
∂x
t −τ
−(
x =0
+ Г ))
dτ + T ( x , t ) x = 0 − T 0 ( x )
t ∞
x =0
=∫∫
0 0
2
a ∂ T0 (ξ )
ξ2
exp( −
)dξ .
2
πτ ∂ξ
4 aτ
(5)
Список публикаций:
[1] Даниэлян Ю.С., Ткаченко Е.И. Решение задач инженерной геокриологии в ограниченных областях. Материалы
Третьей конференции геокриологов России. Т.4. М.: Изд-во МГУ, 2005. стр.94 – 100.
[2] Даниэлян Ю.С., Ткаченко Е.И. Значение нижнего граничного условия при решении задач инженерной геокриологии.
Тезисы международной конференции «Приоритетные направления в изучении криосферы земли» 2005 г. Пущино стр. 106107.
Тепловое поле литосферы в зонах спрединга
Токарева Виктория Александровна
Казанский государственный университет
Христофорова Наталья Николаевна, д.г-м.н.
vitokal@mail.ru
Распределение плотности теплового потока в зонах спрединга имеет своеобразный характер. Основной
его особенностью является то, что вблизи осевой линии зон спрединга фиксируются аномально высокие и
аномально низкие значения плотности теплового потока, идущего из недр Земли. Объяснение природы
тепловых аномалий в зонах спрединга, несмотря на множество предложенных гипотез, до сих пор остается
проблематичным [1].
Мы изучали аномалии плотности теплового потока в зонах спрединга и моделировали процессы,
которые могут быть их причиной [2].
В результате проведенных исследований мы пришли к выводу, что причиной наблюдаемых аномалии
плотности теплового потока могут быть конвективные ячейки в мантии. При этом отдельные конвективные
ячейки располагаются вдоль хребта так, что на гребень попадают и восходящие, и нисходящие ветви ячеек. В
области восходящей ветви мантийной ячейки струя горячего материала подходит к жесткой литосфере,
прогревает и приподнимает её. В океанах, на срединно-океанических хребтах тонкая жесткая корка
раскалывается, и в образовавшуюся брешь поступает раскаленный материал. А в зоне нисходящих потоков,
соответственно, вниз. Прогрев масс приводит к тепловому расширению частиц, т.е. уменьшению их плотности
621
и, как следствие, поднятию литосферы. Увеличение плотности частиц в зонах охлаждения должно
сопровождаться их опусканием [1].
Анализируя ячеистый характер аномалий теплового потока, мы пришли к заключению, что с ним хорошо
согласуется модель конвективных течений в мантии, форма которых близка к шестиугольной. Например,
расстояние между восходящим и нисходящими потоками, соразмерное с толщиной конвективного слоя
(характерный размер ячейки), составляет примерно 530 км для зоны спрединга Атлантического срединноокеанического хребта и примерно 670 км для зоны спрединга Тихоокеанического срединно-океанического
хребта.
Наши выводы хорошо согласуются с данными геофизических наблюдений. Они подтверждаются:
топологией хребтов; наличием периодически повторяющихся поперечных трансформных разломов;
прерывистым характером землетрясений; ячеистым распределением по площади на некоторых детально
изученных участках хребтов и др.
Список публикаций:
[1] Сейферт К. Структурная геология и тектоника плит. Москва, Мир. 1990.
[2] Khristoforova N. Thermal regime and mantle convection beneath the mid-ocean ridges. EGS-AGU-EUG Joint Assembly, Nice,
France, 2003.
Оползневые цунами в Средиземном море: анализ и моделирование
Хвостова Ольга Евгеньевна
Куркин Андрей Александрович, Самарина Наталья Михайловна
Нижегородский государственный технический университет
Куркин Андрей Александрович, д.ф.-м.н.
nnlo@yandex.ru
За последнее десятилетие заметно возрос интерес к проблеме возникновения цунами, порожденных
оползнями. По числу жертв за последние полвека цунами занимает пятое место. Цунами, произошедшее 26
декабря 2004 года в Индонезии, унесло по разным оценкам до 300 тысяч жизней и лишило средств к
существованию миллионы людей из 12 стран. Большинство волн цунами (около 85%) генерируется
подводными землетрясениями. Но анализ имеющихся к настоящему времени данных показал, что более чем в
40% случаях важную роль в их появлении играли оползни. Однако до сих пор нет системы предупреждения для
таких цунами, так как даже при цунами, возникающих из-за оползней, вызванных землетрясениями, источник
землетрясения может находиться на суше. Эти цунами могут быть дополнительными к цунами, вызванными
непосредственно подводным землетрясением.
На возможную роль оползней указывают и аномальные цунами, наблюдавшиеся в последнее десятилетие
в тихоокеанском регионе: Никарагуа (02.03.1992) – М = 7.0, R = 6 м; Индонезия (11.12.1998) – М = 7.5, R = 20 м;
Япония (07.12.1993) – М = 6.1, R = 20 м; Папуа Новая Гвинея (07.12.1998) – М = 7.1, R = 15 м (здесь
М – магнитуда землетрясения, R – высота заплеска на берегу). Эти цунами были локальными и возникали
неожиданно, поскольку тревога не объявлялась ввиду умеренного характера землетрясения. Характерным был
также быстрый приход цунами, которому, как правило, предшествовал отход воды от берега. Такие аномально
сильные цунами наблюдались и раньше. Так, в Курило-Камчатской зоне при относительно умеренных
землетрясениях 10.02.1963, 06.10.1975 с магнитудами 7.4, 7.0 величины заплеска были неожиданно велики: 15
м и 5.5 м соответственно.
Во многих случаях разрушительные оползни произведены локальными процессами в отсутствие
сейсмических событий. Волны большой амплитуды, связанные с оползнями, наблюдались на Аляске, в Японии
и во многих фиордах Норвегии. Так, сход лавины, содержащей около 300 млн. кубометров породы со склонов
горы Фейруэзер (Аляска, 10 июля 1958 г.) в бухту Литуя привел к образованию цунами высотой 60 м, при этом
максимальный заплеск в самой бухте достиг рекордной цифры в 524 м. В 1979 г. во Франции в Ницце при
расширении международного аэропорта, построенного на насыпи в прибрежной зоне, часть насыпи сползла в
Средиземное море. Это привело к появлению трех разрушительных волн с высотами около 2 метров вдоль
береговой зоны длиной 60 км и гибели нескольких человек. Отметим также, что в 1994 г. в США в бухте
Скагвэй, Южная Аляска, секция железной дороги при реконструкции сползла в воду, что вызвало образование
цунами, приведшее к экономическому ущербу около 21 миллиона долларов и человеческим жертвам.
Упомянутые выше случаи показывают, что оползневые цунами, могут быть не менее разрушительными, чем
цунами сейсмического происхождения, и поэтому проблема генерированных оползнем волн на воде
представляет большой практический интерес.
622
К настоящему времени оползневые цунами изучены достаточно слабо, по сравнению, например, с
цунами, вызванными подводными землетрясениями. Упомянутые выше случаи показывают, что оползневые
цунами, могут быть не менее разрушительными, чем цунами сейсмического происхождения, и поэтому
необходимо тщательно изучать процессы генерации волн цунами подводными оползнями.
В данной работе приводятся результаты численного моделирования возможных оползневых цунами в
бассейне Средиземного моря. Моделирование распространения цунами проводились в рамках нелинейной
теории двухслойной мелкой воды. При этом верхний водный слой располагался над жидким слоем оползневого
материала. Для вычислений использовался численный код для решения соответствующих уравнений, который
называется Two-layer. Для моделирования использована батиметрия Средиземного моря (GEBCO Digital Atlas),
шаг по пространству составлял 500 м. Рассчитано пространственное распределение высот волн и мареограммы
цунами в фиксированных точках в случаях для различных случаев исторических цунами. Результаты расчетов
сопоставляются с известными описательными данными этих цунами. Получено распределение высот волн
вдоль побережья Средиземного моря. Показано, что логнормальное распределение является хорошей
аппроксимацией распределения высот цунами.
Моделирование неупругой деформации в нефтенасыщенных коллекторах
Черемисин Александр Николаевич
Пальчиков Евгений Иванович
Институт гидродинамики им. Лаврентьева СО РАН
Пальчиков Евгений Иванович
ancher@gorodok.net
Теоретические и экспериментальные исследования показали, что необратимая деформация гранулярных
коллекторов оказывает существенное влияние на процесс разработки залежей и что целенаправленное
использование этого явления на различных стадиях разработки месторождений может являться эффективным
инструментом повышения нефтеотдачи пластов. Поэтому, необходимо не только понять суть этого явления, но
и разработать методы прогнозирования его влияния на процесс и конечный результат разработки
месторождений, т.е. требуется разработка специальных методов описания процессов неупругого
деформирования коллектора в фильтрационной модели.
Для учета неупругой деформации коллектора предлагается разделить общую деформацию коллектора на
упругую и пластическую и ввести в систему уравнений фильтрации многофазной жидкости в пористой среде
дополнительный источник.
Исследования показали, что при фильтрации многофазной и многокомпонентной смеси плотность
внешних источников, связанная с деформацией коллектора, будет определяться выражением:
q неуп ( i )
⎛
⎞
⎜t
⎟
∂
P
τ
(
)
⎛ эфф ⎞
∂⎜
b'
1
⎜
⎟
= −ρi ⋅ Si
dτ ⎟ .
⎟
a
∂t ⎜ ∫0 Pэфф (P,τ )⎜⎝ ∂τ ⎟⎠
1+
⎜
⎟
t − τ − ξ (t ,τ ) ⎠
⎝
(1)
Для решение таких систем уравнений разработаны модифицированный IMPES- метод и способы расчета
дополнительного интегрального члена связанного с необратимой деформацией коллектора, для произвольно
меняющегося давления.
На численных моделях изучен механизм воздействия необратимой деформации на нефтеотдачу пластов
при их разработки с помощью вертикальных и горизонтальных скважин. Полученные результаты хорошо
коррелируют с реальными данными.
623
Динамика внутренних гравитационных волн в трехслойной среде
Чернов Антон Григорьевич
Полухина Оксана Евгеньевна, Куркин Андрей Александрович
Нижегородский государственный технический университет
Полухина Оксана Евгеньевна, к.ф.-м.н.
tme-nn@yandex.ru.
Трехслойная стратификация, хотя и не является типичной, довольно часто служит хорошей
аппроксимацией профиля плотности морской воды в различных акваториях Мирового океана. Такая среда
представляет интерес с точки зрения динамики внутренних волн, поскольку в симметричном случае приводит к
вырождению квадратичной нелинейности при описании в рамках слабонелинейных эволюционных моделей,
выводимых с помощью асимптотического разложения по малым параметрам нелинейности и дисперсии. В этом
случае нелинейная трансформация внутренних волновых возмущений определяется, главным образом,
влиянием следующего, кубического, нелинейного слагаемого в асимптотическом ряду, причем коэффициент
кубической нелинейности может быть положительным при определенных сочетаниях толщины слоев (в
отличие от традиционной двухслойной аппроксимации, когда кубическая нелинейность отрицательна). При
этом наблюдаются новые эффекты в волновой динамике.
В настоящей работе представлено исследование динамики внутренних гравитационных волн в
трехслойной среде, удовлетворяющей приближению Буссинеска, в рамках усовершенствованной
математической модели, описывающей трансформацию внутренних волновых полей. Модель представляет
собой программный комплекс для численного решения полной двумерной (вертикальная плоскость) системы
уравнений гидродинамики невязкой несжимаемой стратифицированной жидкости, включающей нелинейность,
эффекты вращения Земли и учитывающей профиль рельефа дна, а также генерирующее воздействие
баротропного прилива.
Одной из задач настоящей работы является модернизация вычислительных алгоритмов для
использования программного комплекса на многопроцессорных кластерных системах. Для решения данной
задачи используется комбинированный подход: данные распределяются между узлами кластера (технология
MPI), на каждом многопроцессорном (SMP) вычислительном узле фрагмент данных обрабатывается
параллельно (технология OpenMP).
В рамках модифицированного программного комплекса изучена эволюция начальных возмущений
гидрофизических полей (одно- и разнополярных), приводящая к качественно различным нелинейным волновым
режимам. Продемонстрированы процессы формирования долгоживущих нелинейных локализованных
стационарных (солитонов) и нестационарных (бризеров, или осциллирующих пакетов) волновых форм.
Результаты сопоставлены с рассчитанными в рамках слабонелинейных эволюционных моделей (уравнения
Кортевега – де Вриза и Гарднера).
Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант 05-05-64333) и гранта Президента РФ для молодых
кандидатов наук и их руководителей (МК-1358.2005.1).
Ориентировочная корреляционная оценка общего содержания озона
по спутниковым данным
Чупрова Нюргуяна Семеновна
Козлов Владимир Ильич
Якутский государственный университет им. М. К. Аммосова
Соловьев Владимир Степанович, к.ф.-м.н
n.s.chuprova@ikfia.ysn.ru
Проблема глобального распределения атмосферного озона и высотно-временных вариаций его
содержания для отдельных регионов находится в центре внимания исследователей в виду той важной роли,
которую играет озон в проблемах глобального изменения климата, охраны окружающей среды при изучении
химии и динамики верхней атмосферы. Особенно остро стоит вопрос о локальных понижениях общего
содержания озона, обнаруживаемых экспериментально в отдельных регионах [1, 2].
С 1995 г. в ИКФИА СО РАН на базе отечественной приемной станции СКАНОР ведутся работы по
тематике ДЗЗ. По данным сканирующего радиометра AVHRR/NOAA [3] организована система оперативного
мониторинга паводковой и лесопожарной обстановки, облачности, зон техногенного загрязнения и т.д. C
624
использованием данных системы ATOVS/NOAA, ведется работа по исследованию общего содержания озона
(ОСО) на территории Северо-Восточной Азии.
Система вертикального зондирования ATOVS снабжает данными, необходимыми для разработки
профилей температуры, водяного пара и общего содержания озона. Полоса обзора приборов системы
составляет 1120 км. по обе стороны от подспутниковой точки, разрешающей способностью 17.4 км. в надире и
эллипс 29.9×58.5 км. на краю полосы обзора.
Целью данной работы является корреляционная оценка данных общего содержания озона по данным
полярно-орбитальных спутников NOAA и TOMS с разными подходами в методиках получения данных ОСО.
В работе использованы архивные данные спутников NOAA15 и NOAA16 за 2001 год комплексной
системы ATOVS/NOAA, из базы данных ИКФИА СО РАН. Система ATOVS получает данные ОСО, с
использованием алгоритма на базе измерений потоков излучения в ИК диапазонах спектра в области
поглощения О3 (9.7 мкм) и в соседних областях (8 и 11 мкм). Усредненные за данные прибора TOMS получены
из всемирной базы данных NASA, http://toms.gsfc.nasa.gov. ОСО прибора TOMS вычисляется из разницы
поглощения рассеянного солнечного света в УФ области на длинах волн 0.312 мкм и 0.331 мкм, погрешность
измерений составляет не более 2-4% [4].
рис.1.
Для обработки использовались свободно распространяемые программные пакеты, разработанные
European meteorological organization IAPP (International ATOVS Processing Package) и AAPP(ATOVS and
AVHRR Processing Package).
Проанализировано всего 12 массивов данных, спутников NOAA15 и NOAA16. Наблюдается постоянное
положительное смещение в данных NOAA по отношению к данным прибора TOMS для обоих спутников в
37±1.75 DU. Детальное рассмотрение отдельных спутников обнаруживает смещение для NOAA15 в 13±0.58
DU, для NOAA16 в 43±2.52 DU. Со среднеквадратичным отклонением этих смещений соответственно 8.74 DU,
(7.19 и 11.67 DU). Пример данных NOAA15 и TOMS за один пролет представлен на рис.1. Как видно из
рисунка, наблюдается хорошее соответствие между данными обеих приборов. Таким образом, необходимо
рассматривать данные спутников NOAA с различными номерами отдельно, что позволяет лучше учесть
систематическое различие в данных получаемых с использованием разных спутниковых приборов.
Настоящая работа является предварительным этапом в изучении озонового слоя над ВосточноСибирским регионом с использованием данных аппаратуры ATOVS/NOAA. Из выше изложенного можно
сделать следующие предварительные выводы:
625
1. Данные прибора ATOVS/NOAA15 более соответствуют данным прибора TOMS, чем данные прибора
ATOVS/NOAA16.
2. Для рассмотрения различий между соседними областями в 1 DU требуется усреднения по ~50-ти
точкам, что соответствует минимальным размерам областей более 7°×7°.
Работа поддержана грантом РФФИ 06-05-96021-р_восток_а и программой президиума РАН №16.
Список публикаций:
[1] Старков Г.В., Пудовкин М.И. Влияние вечной мерзлоты на характер вариаций общего содержание озона в цикле
солнечной активности // Геомагнетизм и аэрономия. Т.43, №6, С. 846-850, 2003.
[2] Пудовкин М.И., Анохин С.Г.,Старков Г.В. Влияние вечной мерзлоты на общее содержание озона в атмосфере //
Геомагнетизм и аэрономия. Т.44, №1, С. 97- 102, 2004.
[3] TIROS-N/NOAA A-G satellite Series // NOAA Technical Memorandum NESS’95. Washington D.C., 1978. – 75 p.
http://tornado.badc.rl.ac.uk/data/toms/tomshelp.html.
626