Сейсмическая волна — это механическая волна акустической энергии , которая проходит через Землю или другое планетарное тело . Она может возникнуть в результате землетрясения (или, как правило, землетрясения ), извержения вулкана , движения магмы , крупного оползня и крупного искусственного взрыва , который производит низкочастотную акустическую энергию. Сейсмические волны изучаются сейсмологами , которые регистрируют волны с помощью сейсмометров , гидрофонов (в воде) или акселерометров . Сейсмические волны отличаются от сейсмического шума (окружающей вибрации), который представляет собой постоянную низкоамплитудную вибрацию, возникающую из различных природных и антропогенных источников.
Скорость распространения сейсмической волны зависит от плотности и упругости среды, а также от типа волны. Скорость имеет тенденцию увеличиваться с глубиной через земную кору и мантию , но резко падает при переходе от мантии к внешнему ядру Земли . [2]
Землетрясения создают различные типы волн с разными скоростями. При регистрации сейсмической обсерваторией их разное время пробега помогает ученым определить гипоцентр землетрясения . В геофизике преломление или отражение сейсмических волн используется для исследования внутренней структуры Земли . Иногда ученые генерируют и измеряют вибрации для исследования неглубокой, подповерхностной структуры.
Среди множества типов сейсмических волн можно провести широкое различие между объемными волнами , которые распространяются через Землю, и поверхностными волнами , которые распространяются по поверхности Земли. [3] : 48–50 [4] : 56–57
Существуют и другие способы распространения волн, помимо описанных в этой статье; хотя они и имеют сравнительно небольшое значение для земных волн, они важны в случае астросейсмологии .
Объемные волны распространяются внутри Земли по траекториям, контролируемым материальными свойствами с точки зрения плотности и модуля (жесткости). Плотность и модуль, в свою очередь, изменяются в зависимости от температуры, состава и материальной фазы. Этот эффект напоминает преломление световых волн . Два типа движения частиц приводят к двум типам объемных волн: первичным и вторичным волнам. Это различие было признано в 1830 году французским математиком Симеоном Дени Пуассоном . [5]
Первичные волны (P-волны) — это продольные волны сжатия . P-волны — это волны давления, которые распространяются быстрее других волн по земле, чтобы первыми достичь сейсмических станций, отсюда и название «первичные». Эти волны могут проходить через любой тип материала, включая жидкости, и могут проходить почти в 1,7 раза быстрее, чем S-волны . В воздухе они принимают форму звуковых волн, поэтому распространяются со скоростью звука . Типичные скорости составляют 330 м/с в воздухе, 1450 м/с в воде и около 5000 м/с в граните .
Вторичные волны (S-волны) — это сдвиговые волны, которые по своей природе поперечны . После землетрясения S-волны приходят на сейсмографические станции после более быстро движущихся P-волн и смещают землю перпендикулярно направлению распространения. В зависимости от направления распространения волна может приобретать различные поверхностные характеристики; например, в случае горизонтально поляризованных S-волн земля попеременно перемещается в одну сторону, а затем в другую. S-волны могут распространяться только через твердые тела, поскольку жидкости (жидкости и газы) не поддерживают касательные напряжения . S-волны медленнее P-волн, и их скорость обычно составляет около 60% от скорости P-волн в любом данном материале. Сдвиговые волны не могут распространяться через какую-либо жидкую среду, [6], поэтому отсутствие S-волн во внешнем ядре Земли предполагает жидкое состояние.
Сейсмические поверхностные волны распространяются вдоль поверхности Земли. Их можно классифицировать как форму механических поверхностных волн . Поверхностные волны уменьшаются в амплитуде по мере удаления от поверхности и распространяются медленнее, чем сейсмические объемные волны (P и S). Поверхностные волны от очень крупных землетрясений могут иметь глобально наблюдаемую амплитуду в несколько сантиметров. [7]
Волны Рэлея, также называемые поверхностными волнами, представляют собой поверхностные волны, которые распространяются с движениями, аналогичными движениям волн на поверхности воды (однако следует отметить, что связанное с ними движение сейсмических частиц на небольших глубинах обычно является ретроградным, и что восстанавливающая сила в волнах Рэлея и других сейсмических волнах является упругой, а не гравитационной, как для волн на воде). Существование этих волн было предсказано Джоном Уильямом Страттом, лордом Рэлеем , в 1885 году. [8] Они медленнее, чем объемные волны, например, примерно на 90% скорости S-волн для типичных однородных упругих сред. В слоистой среде (например, коре и верхней мантии ) скорость волн Рэлея зависит от их частоты и длины волны. См. также волны Лэмба .
Волны Лява — это горизонтально поляризованные сдвиговые волны (SH-волны), существующие только в присутствии слоистой среды. [9] Они названы в честь Августа Эдварда Хоу Лава , британского математика, создавшего математическую модель волн в 1911 году. [10] Обычно они распространяются немного быстрее волн Рэлея, со скоростью около 90% скорости S-волны.
Волна Стоунли — это тип пограничной волны (или интерфейсной волны), которая распространяется вдоль границы твердое тело-жидкость или, при определенных условиях, также вдоль границы твердое тело-твердое тело. Амплитуды волн Стоунли имеют максимальные значения на границе между двумя контактирующими средами и экспоненциально затухают по направлению от контакта. Эти волны также могут генерироваться вдоль стенок заполненной жидкостью скважины , являясь важным источником когерентного шума в вертикальных сейсмических профилях (ВСП) и составляя низкочастотную составляющую источника в акустическом каротаже . [11] Уравнение для волн Стоунли было впервые дано доктором Робертом Стоунли (1894–1976), заслуженным профессором сейсмологии в Кембридже. [12] [13]
Свободные колебания Земли представляют собой стоячие волны , результат интерференции двух поверхностных волн, распространяющихся в противоположных направлениях. Интерференция волн Рэлея приводит к сфероидальным колебаниям S , в то время как интерференция волн Лява дает тороидальные колебания T. Режимы колебаний определяются тремя числами, например, n S l m , где l — угловой порядковый номер (или сферическая гармоническая степень , см. Сферические гармоники для получения более подробной информации). Число m — азимутальный порядковый номер. Он может принимать 2 l +1 значений от − l до + l . Число n — радиальный порядковый номер . Это означает волну с n нулевыми пересечениями по радиусу. Для сферически симметричной Земли период при заданных n и l не зависит от m .
Некоторые примеры сфероидальных колебаний - это "дыхательный" режим 0 S 0 , который включает расширение и сжатие всей Земли и имеет период около 20 минут; и "регбийный" режим 0 S 2 , который включает расширение вдоль двух чередующихся направлений и имеет период около 54 минут. Режим 0 S 1 не существует, поскольку он потребовал бы изменения центра тяжести, что потребовало бы внешней силы. [3]
Из основных тороидальных мод 0 T 1 представляет изменения скорости вращения Земли; хотя это и происходит, это слишком медленно, чтобы быть полезным в сейсмологии. Мода 0 T 2 описывает скручивание северного и южного полушарий относительно друг друга; она имеет период около 44 минут. [3]
Первые наблюдения свободных колебаний Земли были сделаны во время великого землетрясения 1960 года в Чили . В настоящее время наблюдаются периоды тысяч мод. Эти данные используются для ограничения крупномасштабных структур недр Земли.
Когда происходит землетрясение, сейсмографы вблизи эпицентра способны регистрировать как P-, так и S-волны, но те, что находятся на большем расстоянии, больше не обнаруживают высокие частоты первой S-волны. Поскольку сдвиговые волны не могут проходить через жидкости, это явление было оригинальным доказательством теперь уже общепризнанного наблюдения, что Земля имеет жидкое внешнее ядро , как продемонстрировал Ричард Диксон Олдхэм . Этот вид наблюдения также использовался для доказательства, с помощью сейсмического тестирования , что Луна имеет твердое ядро, хотя недавние геодезические исследования показывают, что ядро все еще расплавлено [ требуется ссылка ] .
Наименование сейсмических волн обычно основано на типе волны и ее пути; из-за теоретически бесконечных возможностей путей перемещения и различных областей применения исторически возникло большое разнообразие номенклатур, стандартизация которых - например, в Стандартном списке сейсмических фаз IASPEI - все еще является продолжающимся процессом. [14] Путь, который проходит волна между фокусом и точкой наблюдения, часто изображается в виде лучевой диаграммы. Каждый путь обозначается набором букв, которые описывают траекторию и фазу через Землю. В общем, верхний регистр обозначает прошедшую волну, а нижний регистр обозначает отраженную волну. Двумя исключениями из этого, по-видимому, являются «g» и «n». [14] [15]
Например:
В случае локальных или близких землетрясений разница во времени прибытия волн P и S может быть использована для определения расстояния до события. В случае землетрясений, произошедших на глобальных расстояниях, три или более географически разнесенных станций наблюдения (использующих общие часы ) , регистрирующих прибытия волн P, позволяют вычислить уникальное время и местоположение на планете для события. Обычно для вычисления гипоцентров используются десятки или даже сотни прибытий волн P. Несоответствие, полученное при вычислении гипоцентра, известно как «остаток». Остатки в 0,5 секунды или меньше типичны для удаленных событий, остатки в 0,1–0,2 секунды типичны для локальных событий, что означает, что большинство зарегистрированных прибытий волн P хорошо соответствуют вычисленному гипоцентру. Обычно программа определения местоположения начинается с предположения, что событие произошло на глубине около 33 км; затем она минимизирует остаток, регулируя глубину. Большинство событий происходят на глубине менее 40 км, но некоторые происходят на глубине до 700 км.
Быстрый способ определить расстояние от места до источника сейсмической волны, находящегося менее чем в 200 км, — взять разницу во времени прибытия волны P и волны S в секундах и умножить на 8 километров в секунду. Современные сейсмические массивы используют более сложные методы определения местоположения землетрясений .
На телесейсмических расстояниях первые прибывающие P-волны обязательно проникают глубоко в мантию и, возможно, даже преломляются во внешнем ядре планеты, прежде чем вернуться обратно к поверхности Земли, где расположены сейсмографические станции. Волны распространяются быстрее, чем если бы они двигались по прямой от места землетрясения. Это происходит из-за значительно возросших скоростей внутри планеты и называется принципом Гюйгенса . Плотность на планете увеличивается с глубиной, что замедляет волны, но модуль упругости породы увеличивается гораздо больше, поэтому глубже значит быстрее. Поэтому более длинный путь может занять меньше времени.
Время прохождения должно быть рассчитано очень точно, чтобы вычислить точный гипоцентр. Поскольку P-волны движутся со скоростью многих километров в секунду, ошибка в расчете времени прохождения даже на полсекунды может означать ошибку в много километров с точки зрения расстояния. На практике используются прибытия P со многих станций, и ошибки аннулируются, поэтому вычисленный эпицентр, вероятно, будет довольно точным, порядка 10–50 км или около того по всему миру. Плотные массивы близлежащих датчиков, такие как те, что существуют в Калифорнии, могут обеспечить точность примерно в километр, и гораздо большая точность возможна, когда время измеряется напрямую путем кросс-корреляции волновых форм сейсмограммы .
