Сейсмическая волна — это механическая волна акустической энергии , которая проходит через Землю или другое планетарное тело . Это может быть результатом землетрясения ( или вообще землетрясения ), извержения вулкана , движения магмы , большого оползня и большого техногенного взрыва , который производит низкочастотную акустическую энергию. Сейсмические волны изучают сейсмологи , которые записывают волны с помощью сейсмометров , гидрофонов (в воде) или акселерометров . Сейсмические волны отличаются от сейсмического шума (внешней вибрации), который представляет собой постоянную вибрацию малой амплитуды, 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. Различное время их прохождения, зафиксированное сейсмической обсерваторией, помогает ученым определить местонахождение гипоцентра землетрясения . В геофизике; преломление или отражение сейсмических волн используется для исследования внутреннего строения Земли . Ученые иногда генерируют и измеряют вибрации, чтобы исследовать неглубокие подземные структуры.
Среди многих 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, кроме описанных в этой статье; хотя они имеют сравнительно небольшое значение для земных волн, они важны в случае астеросейсмологии .
Объемные волны распространяются через недра Земли по путям, контролируемым свойствами материала с точки зрения плотности и модуля (жесткости). Плотность и модуль, в свою очередь, изменяются в зависимости от температуры, состава и фазы материала. Этот эффект напоминает преломление световых волн . Два типа движения частиц приводят к образованию двух типов объемных волн: первичных и вторичных волн. Это различие было признано в 1830 году французским математиком Симеоном Дени Пуассоном . [5]
Первичные волны (P-волны) представляют собой волны сжатия, имеющие продольный характер. P-волны — это волны давления, которые движутся через землю быстрее, чем другие волны, и первыми достигают сейсмографических станций, отсюда и название «первичные». Эти волны могут проходить через любой тип материала, включая жидкости, и могут распространяться почти в 1,7 раза быстрее, чем S-волны . В воздухе они принимают форму звуковых волн и поэтому движутся 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) представляют собой поперечные волны поперечного характера . После землетрясения S-волны достигают сейсмографических станций вслед за более быстродвижущимися P-волнами и смещают землю перпендикулярно направлению распространения. В зависимости от направления распространения волна может приобретать разные характеристики поверхности; например, в случае горизонтально поляризованных S-волн земля движется поочередно то в одну сторону, то в другую. S-волны могут распространяться только через твердые тела, поскольку жидкости (жидкости и газы) не выдерживают напряжения сдвига . S-волны медленнее, чем P-волны, и их скорость обычно составляет около 60% от скорости P-волн в любом данном материале. Поперечные волны не могут проходить через любую жидкую среду, [6] поэтому отсутствие S-волн во внешнем ядре Земли предполагает жидкое состояние.
Поверхностные сейсмические волны распространяются по поверхности Земли. Их можно классифицировать как разновидность механических поверхностных волн . Амплитуда поверхностных волн уменьшается по мере удаления от поверхности и распространяется медленнее, чем объемные сейсмические волны (P и S). Поверхностные волны от очень сильных землетрясений могут иметь наблюдаемую во всем мире амплитуду в несколько сантиметров. [7]
Волны Рэлея, также называемые земными волнами, представляют собой поверхностные волны, которые распространяются с движениями, подобными движениям волн на поверхности воды (обратите внимание, однако, что связанное с ними движение сейсмических частиц на малых глубинах обычно является ретроградным и что восстанавливающая сила в Рэлее и других сейсмических волнах упругая, а не гравитационная, как волны на воде). Существование этих волн было предсказано Джоном Уильямом Стрэттом, лордом Рэлеем , в 1885 году . [8] Они медленнее объемных волн, например, составляют примерно 90% скорости S-волн для типичных однородных упругих сред. В слоистой среде (например, земной коре и верхней мантии ) скорость волн Рэлея зависит от их частоты и длины волны. См. также волны Лэмба .
Волны Лява — это горизонтально поляризованные поперечные волны (SH-волны), существующие только при наличии слоистой среды. [9] Они названы в честь Огастеса Эдварда Хаф Лава , британского математика, создавшего математическую модель волн в 1911 году. [10] Обычно они движутся немного быстрее, чем волны Рэлея, со скоростью около 90% от скорости S-волны.
Волна Стоунли — это тип граничной волны (или волны на границе раздела), 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 двух контактирующих сред и экспоненциально затухают по направлению от контакта. Эти волны также могут генерироваться вдоль стенок скважины, заполненной жидкостью , являясь важным источником когерентного шума в вертикальных сейсмических профилях (ВСП) и составляя низкочастотную составляющую источника при акустическом каротаже . [11] Уравнение волн Стоунли было впервые предложено доктором Робертом Стоунли (1894–1976), почетным профессором сейсмологии в Кембридже. [12] [13]
Свободные колебания Земли — это стоячие волны , возникающие в результате интерференции двух поверхностных волн, движущихся в противоположных направлениях. Интерференция волн Рэлея приводит к сфероидальным колебаниям S , а интерференция волн Лява — к тороидальным колебаниям T. Моды колебаний задаются тремя числами, например, n S l m , где l - номер углового порядка (или степень сферической гармоники , подробнее см. Сферические гармоники ). Число m является номером азимутального порядка. Он может принимать 2 l +1 значений от − l до + l . Число n является радиальным порядковым номером . Это означает волну с n пересечениями нуля по радиусу. Для сферически-симметричной Земли период при данных n и l не зависит от m .
Некоторыми примерами сфероидальных колебаний являются «дыхательный» режим 0 S 0 , который включает расширение и сжатие всей Земли и имеет период около 20 минут; и режим «регби» 0 S 2 , который включает расширение в двух чередующихся направлениях и имеет период около 54 минут. Режима 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, но слишком медленно, чтобы быть полезным в сейсмологии. Мода 0 Т 2 описывает закручивание северного и южного полушарий относительно друг друга; его период составляет 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 определения крупномасштабных структур недр Земли.
Когда происходит землетрясение, сейсмографы вблизи эпицентра могут регистрировать как P-, так и S-волны, но те, кто находится на большем расстоянии, больше не обнаруживают высокие частоты первой S-волны. Поскольку поперечные волны не могут проходить через жидкости, это явление стало оригинальным доказательством ныне устоявшегося наблюдения о том, что Земля имеет жидкое внешнее ядро , как продемонстрировал Ричард Диксон Олдхэм . Этот вид наблюдений также использовался с помощью сейсмических испытаний , чтобы доказать, что Луна имеет твердое ядро, хотя недавние геодезические исследования предполагают , что ядро все еще расплавлено .
Именование 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 продолжается. [14] Путь, который проходит волна между фокусом и точкой наблюдения, часто изображается в виде лучевой диаграммы. Каждый путь обозначается набором букв, описывающих траекторию и фазу прохождения через Землю. Обычно верхний регистр обозначает прошедшую волну, а нижний регистр — отраженную волну. Двумя исключениями из этого правила являются «g» и «n». [14] [15]
Например:
В случае локальных или близлежащих землетрясений разницу во времени прихода волн P и S можно использовать для определения расстояния до события. В случае землетрясений, которые произошли на глобальных расстояниях, три или более географически разнесенных наблюдательных станций (с использованием общих часов ), регистрирующих приход P-волн, позволяют вычислить уникальное время и место на планете для этого события. Обычно для расчета гипоцентров используются десятки или даже сотни вступлений P-волн . Несоответствие, возникающее в результате расчета гипоцентра, известно как «остаток». Остатки 0,5 секунды или меньше типичны для отдаленных событий, остаточные значения 0,1–0,2 секунды типичны для локальных событий, что означает, что большинство сообщаемых вступлений P настолько хорошо соответствуют вычисленному гипоцентру. Обычно программа определения местоположения начинается с предположения, что событие произошло на глубине около 33 км; затем он минимизирует остаток, регулируя глубину. Большинство событий происходит на глубинах менее 40 км, но некоторые происходят на глубине до 700 км.
Быстрый способ определить расстояние от места до источника сейсмической волны на расстоянии менее 200 км — это взять разницу во времени прихода волны P и волны S в секундах и умножить на 8 километров в секунду. Современные сейсмические группы используют более сложные методы определения местоположения землетрясений .
На телесейсмических расстояниях первые пришедшие P-волны обязательно прошли глубоко в мантию и, возможно, даже преломились во внешнем ядре планеты, прежде чем вернуться обратно на поверхность Земли, где расположены сейсмографические станции. Волны движутся быстрее, чем если бы они двигались по прямой линии от землетрясения. Это происходит из-за значительно увеличенных скоростей внутри планеты и называется принципом Гюйгенса . Плотность планеты увеличивается с глубиной, что замедляет волны, но модуль породы увеличивается гораздо больше, поэтому глубже означает быстрее. Поэтому более длинный маршрут может занять меньше времени.
Время прохождения должно быть рассчитано очень точно, чтобы вычислить точный гипоцентр. Поскольку Р-волны движутся со скоростью много километров в секунду, отклонение от расчета времени прохождения даже на полсекунды может означать ошибку на многие километры с точки зрения расстояния. На практике используются поступления P со многих станций, и ошибки компенсируются, поэтому вычисленный эпицентр, вероятно, будет довольно точным, порядка 10–50 км или около того по всему миру. Плотные массивы близлежащих датчиков, таких как те, что существуют в Калифорнии, могут обеспечить точность примерно до километра, а гораздо большая точность возможна, когда время измеряется напрямую путем взаимной корреляции форм сигналов сейсмограммы .
