Сейсмическая волна (Vywvbncyvtgx fklug)

Сейсмические волны — волны, переносящие энергию упругих (механических) колебаний в горных породах. Источником сейсмической волны может быть землетрясение, взрыв, вибрация, удар, как и любое воздействие на горные породы, вызывающие в них появление упругих колебаний. Сейсмические волны изучаются в сейсмологии и разведочной геофизике. Для записи колебаний, вызываемых сейсмическими волнами, применяются автономные сейсморегистраторы или приёмники, подключённые к сейсмостанциям. Скорость распространения волн зависит от плотности и упругих модулей среды, в которой распространяется волна. Скорость сейсмических волн обычно убывает с уменьшением глубины; на уровне мантии — 13 км/с, в верхних слоях земной коры она составляет 1—8 км/с,. Частота сейсмических волн изменяется в диапазоне от долей до первых сотен герц (т.е. от инфразвука до ≈первой октавы).

Типы сейсмических волн

Сейсмические волны подразделяются на объёмные и поверхностные.

Объёмные волны

Объёмные волны без ограничений распространяются во всём объёме геологической среды. Они делятся на продольные и поперечные.

P-волны

P-волны (первичные) — продольные, волны сжатия-растяжения. Создают колебания, ориентированные вдоль луча волны^[1]. Обычно их скорость в два раза быстрее S-волн, проходить они могут через любые материалы. На нижней стороне границы Мохоровичича скорость P-волн приблизительно равна 8100 м/с, а в районе границы мантия-ядро достигает 13600 м/с^[2].

S-волны

S-волны (вторичные волны) — поперечные волны. Частицы среды испытывают колебания перпендикулярно линии распространения волны^[1]. Жидкости не пропускают S-волны^[3], это является одной из причин того, что землетрясение на корабле в море ощущается в виде вертикального толчка, словно корабль натолкнулся на подводный объект^[4]. На нижней стороне границы Мохоровичича скорость S-волн приблизительно равна 4400 м/с, а в районе границы мантия-ядро достигает 7300 м/с^[2].

Поверхностные волны

Поверхностные волны несколько похожи на волны воды, но в отличие от них они путешествуют по земной поверхности. Их обычная скорость значительно ниже скорости волн тела. Из-за своей низкой частоты, времени действия и большой амплитуды они являются самыми разрушительными изо всех типов сейсмических волн.

Поверхностные волны бывают двух типов: волны Рэлея и волны Лява. В волнах Лява частицы колеблются в горизонтальной плоскости перпендикулярно направлению распространения волны. В волнах Рэлея частицы движутся по эллипсам вперед-вверх-назад-вниз относительно направления распространения волны. Поверхностная волна распространяется медленнее S-волны, при этом волна Лява быстрее волны Рэлея^[5].

P- и S-волны в мантии и ядре

Когда происходит землетрясение, сейсмографы вблизи эпицентра записывают S- и P-волны. Но на больших расстояниях обнаружить высокие частоты первой S-волны невозможно. Поскольку поперечные волны не могут проходить через жидкости, на основании этого явления Ричард Диксон Олдхэм выдвинул предположение, что Земля имеет жидкое внешнее ядро. По этому виду исследования в дальнейшем было выдвинуто предположение, что у Луны твёрдое ядро, но недавние геофизические исследования показывают, что оно ещё расплавлено.

Использование P- и S- волн для локации землетрясения

В случае локальных или близлежащих землетрясений разница прибытия P- и S- волн может использоваться для обнаружения дистанции от события. В случае глобальных землетрясений четыре или более наблюдательных станций, синхронизированных по времени, записывают время прибытия P-волн. На основе этих данных можно вычислить эпицентр в любой точке планеты. Для определения гипоцентра используется больший объём данных (десятки или сотни записей прибытия P-волн с сейсмических станций).

Самый простой способ узнать место землетрясения в радиусе 200 км — это высчитать разницу в прибытии P- и S- волн в секундах и умножить её на 8. Но на телесейсмических^{[неизвестный термин]} дистанциях этот способ не подходит, потому что высока вероятность того, что сейсмические волны углубились до мантии Земли и преломились, изменив свою скорость.

Амплитуда сейсмической волны^[6]

Амплитудой сейсмической упругой волны является максимальное значение смещения колеблющейся частицы горной породы относительно равновесного состояния. В зависимости от типа приёмника сейсмических колебаний амплитуда может быть равна максимальной скорости или ускорению колеблющихся частиц. После преобразования в приёмниках сейсмический сигнал становится электрическим, поэтому амплитуда выражается уже в мВ или в единицах АЦП. Эталона сейсмической волны в настоящее время не существует, поэтому вопрос об единице измерения амплитуды остаётся открытым и она полагается безразмерной.

В зависимости от полярности сейсмического импульса амплитуда волны может иметь положительное или отрицательное значение. Импульс с положительной амплитудой имеет полярность (порядок следования фаз) такой же как и у волны, создаваемой непосредственно источником, а импульс с отрицательной амплитудой — противоположный.

Амплитуда сейсмической волны зависит от плотности энергии в пространстве между фронтом и тылом, поэтому из-за перераспределения неизменной упругой энергии на всё больший объём, амплитуда волны уменьшается с удалением фронта волны от источника. Кроме того, на значение амплитуды влияет акустическая жёсткость (волновой импеданс), определяющий степень уменьшения амплитуды. В акустически жёстких средах амплитуда упругой волны падает, в акустически мягких — возрастает. Также амплитуда упругой волны прямо зависит от кинетической энергии, которые источник волны сообщает среде^[7].

Примечания

↑ ¹ ² Эйби, 1982, с. 31.
↑ ¹ ² Эйби, 1982, с. 78.
↑ Эйби, 1982, с. 82.
↑ Эйби, 1982, с. 16.
↑ Эйби, 1982, с. 42.
↑ Бармасов А. В. Курс общей физики для природопользователей. Колебания и волны.. — БХВ-Петербург, 2009.
↑ Гурвич И. И., Боганик Г. Н. Сейсмическая разведка. — М.: Недра, 1980.

Литература

Физика сейсмических волн и внутреннее строение Земли / Академия наук СССР; Междуведомственный совет по сейсмологии и сейсмостойкому строительству (Москва); отв. ред. Е. Ф. Саваренский. — М.: Наука, 1983. — 223 с.
Эйби Дж. А. Землетрясения = Earthquakes. — М.: Недра, 1982. — 50 000 экз.

Ссылки

[dic.academic.ru/dic.nsf/enc3p/267306 Статья в БЭс]
http://eqseis.geosc.psu.edu/~cammon/HTML/Classes/IntroQuakes/Notes/waves_and_interior.html

[_8c49671912b42802-1] ¹ ² Эйби, 1982, с. 31.

[_8c496b1912b42ec7-2] ¹ ² Эйби, 1982, с. 78.

[_8c49701912b4374c-3] Эйби, 1982, с. 82.

[_8c49691912b42baf-4] Эйби, 1982, с. 16.

[_8c496c1912b43080-5] Эйби, 1982, с. 42.

[6] Бармасов А. В. Курс общей физики для природопользователей. Колебания и волны.. — БХВ-Петербург, 2009.

[7] Гурвич И. И., Боганик Г. Н. Сейсмическая разведка. — М.: Недра, 1980.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]