Войти
Объемные волны и поверхностные волны 
p-волна и s-волна от сейсмографа 
Скорость сейсмических волн на Земле в зависимости от глубины. Незначительная скорость поперечных волн во внешнем ядре возникает из-за того, что оно жидкое, тогда как во внутреннем твердом ядре скорость поперечных волн не равна нулю. Сейсмические волны - это волны с энергией которые проходят через слои Земли и являются результатом землетрясений, извержений вулканов, движения магмы, крупных оползней и крупных искусственные взрывы, излучающие низкочастотную акустическую энергию. Многие другие природные и антропогенные источники создают волны малой амплитуды, обычно называемые колебаниями окружающей среды. Сейсмические волны изучаются геофизиками, называемыми сейсмологами. Поля сейсмических волн регистрируются сейсмометром , гидрофоном (в воде) или акселерометром.
. Скорость распространения сейсмических волн зависит от плотность и упругость среды, а также тип волны. Скорость имеет тенденцию увеличиваться с глубиной через земную кору и и мантию, но резко падает от мантии к внешнему ядру.
Землетрясения создают различные типы волн с разной скоростью ; когда они достигают сейсмических обсерваторий, их различное время прохождения помогает ученым определить местонахождение источника гипоцентра. В геофизике преломление или отражение сейсмических волн используется для исследования структуры недр Земли, а искусственные колебания часто генерируются для исследования неглубоких подземных структур.
Среди множества типов сейсмических волн можно провести широкое различие между объемными волнами, которые проходят через Землю, и поверхностные волны, которые распространяются по поверхности Земли.
Существуют другие способы распространения волн, кроме тех, которые описаны в этой статье; хотя они имеют сравнительно небольшое значение для волн, переносимых землей, они важны в случае астерсейсмологии.
Объемные волны проходят через недра Земли по траекториям, 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 двум типам объемных волн: Первичная и Вторичная волны.
Первичные волны (P-волны) - это волны сжатия, которые имеют продольную природу. P-волны - это волны давления, которые распространяются по земле быстрее, чем другие волны, чтобы первыми достичь 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, 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, которые поперечный в природе. После землетрясения S-волны приходят к сейсмографическим станциям вслед за более быстро движущимися P-волнами и смещают землю перпендикулярно направлению распространения. В зависимости от направления распространения волна может принимать разные поверхностные характеристики; например, в случае горизонтально поляризованных S-волн земля поочередно перемещается в одну сторону, а затем в другую. S-волны могут проходить только через твердые тела, поскольку жидкости (жидкости и газы) не поддерживают напряжения сдвига. S-волны медленнее, чем P-волны, а скорости обычно составляют около 60% от скорости P-волн в любом данном материале. Сдвиговые волны не могут проходить через жидкую среду, поэтому отсутствие S-волны во внешнем ядре Земли предполагает жидкое состояние.
Сейсмические поверхностные волны распространяются по поверхности Земли. Их можно классифицировать как форму механических поверхностных волн. Их называют поверхностными волнами, поскольку они уменьшаются по мере удаления от поверхности. Они распространяются медленнее, чем объемные сейсмические волны (P и S). При сильных землетрясениях поверхностные волны могут иметь амплитуду в несколько сантиметров.
Волны Рэлея, также называемые поверхностными волнами, представляют собой поверхностные волны, которые распространяются в виде ряби с движениями, аналогичными тем волн на поверхности воды (обратите внимание, однако, что связанное с этим движение частиц на небольшой глубине является ретроградным и что восстанавливающая сила в Рэлеевских 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. Они медленнее, чем объемные волны, примерно 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 поперечные волны (волны SH), существующие только при наличии полубесконечная среда перекрывается верхним слоем конечной толщины. Они названы в честь A.E.H. Лав, британский математик, который создал математическую модель волн в 1911 году. Обычно они движутся немного быстрее, чем волны Рэлея, около 90% скорости S-волн и имеют наибольшую амплитуду.
Волны Стоунли - это тип граничной волны (или межфазной 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 в глубину каждой из них. Эти волны могут генерироваться вдоль стенок заполненной жидкостью скважины, являясь важным источником когерентного шума в вертикальных сейсмических профилях (ВСП) и составляя низкочастотную составляющую источник в звуковой каротаж. Уравнение для волн Стоунли было впервые дано доктором Робертом Стоунли (1894–1976), заслуженным профессором сейсмологии, Кембридж.
Смысл движения тороидальных 0T1колебаний в течение двух моментов времени. 
Схема движения для сфероидальных колебаний 0S2. Пунктирные линии обозначают узловые (нулевые) линии. Стрелки придают ощущение движения. Свободные колебания Земли - это 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. Виды колебаний обозначаются тремя числами, например, nSl, где l - порядковый номер углового порядка (или степень сферической гармоники, см. Сферические гармоники подробнее). Число m - это азимутальный порядковый номер. Может принимать 2l + 1 значений от −l до + l. Число n - это радиальный порядковый номер. Это волна с n пересечениями нуля радиуса. Для сферически симметричной Земли период для данных n и l не зависит от m.
Некоторыми примерами сфероидальных колебаний являются режим «дыхания» 0S0, который включает расширение и сжатие всей Земли и имеет период около 20 минут; и режим «регби» 0S2, который включает расширение в двух чередующихся направлениях и имеет период около 54 минут. Режим 0S1не существует, потому что он потребовал бы изменения центра тяжести, что потребовало бы внешней силы.
Из основных тороидальных мод 0T1представляет изменения в скорости вращения Земли; хотя это происходит, это слишком медленно, чтобы быть полезным в сейсмологии. Режим 0T2описывает закручивание северного и южного полушарий относительно друг друга; его период составляет около 44 минут.
Первые наблюдения свободных колебаний Земли были сделаны во время сильного землетрясения 1960 года в Чили. В настоящее время известны периоды тысяч мод. Эти данные используются для определения некоторых крупномасштабных структур недр Земли.
Когда происходит землетрясение, сейсмографы вблизи эпицентра могут регистрировать как P-, так и S-волны, но большее расстояние больше не обнаруживает высокие частоты первой волны S. Поскольку поперечные волны не могут проходить через жидкости, это явление было оригинальным доказательством хорошо установленного наблюдения, что Земля имеет жидкое внешнее ядро , как продемонстрировал Ричард Диксон Олдхэм. Этот вид наблюдения также использовался для доказательства сейсмических испытаний, что Луна имеет твердое ядро, хотя недавние геодезические исследования показывают, что ядро все еще расплавлено.
Пути сейсмических волн Путь, по которому волна проходит между фокусом и точкой наблюдения, часто изображается в виде лучевой диаграммы. Пример этого показан на рисунке выше. Когда учитываются отражения, волна может пройти бесконечное количество путей. 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 кажутся "g" и "n".
| c | волна отражается от внешнего ядра |
| d | волна, которая отражена от неоднородности на глубине d |
| g | волна, которая проходит только через кора |
| i | волна, которая отражается от внутреннего ядра |
| I | P-волна во внутреннем ядре |
| h | отражение от неоднородности во внутреннем ядре |
| J | S-волна во внутреннем ядре |
| K | a P-волна во внешнем ядре |
| L | волна Лява, иногда называемая LT-волной (обе шапки, а Lt отличается) |
| n | волна, которая движется по границе между корой и мантией |
| P | P-волна в мантия |
| p | волна P, восходящая к поверхности из фокуса |
| R | волна Рэлея |
| S | волна S в мантии |
| s | волна S, восходящая к поверхности из фокуса |
| w | волна отражается от дно океана |
| Никакая буква не используется, когда волна отражается от поверхностей |
Например:
Гипоцентр / эпицентр землетрясения рассчитывается с использованием сейсмические данные этого землетрясения, по крайней мере, из трех разных мест. Гипоцентр / эпицентр находится на пересечении трех кругов с центром на трех наблюдательных станциях, показанных здесь в Японии, Австралии и Соединенных Штатах. Радиус каждого круга рассчитывается из разницы во времени прихода продольных и поперечных волн на соответствующую станцию. В случае местных или близлежащих землетрясений разница во времени прихода волн P и S можно использовать для определения расстояния до события. В случае землетрясений, произошедших на глобальных расстояниях, три или более географически разнесенных наблюдательных станции (с использованием общих часов ), регистрирующих приход P-волн, позволяют вычислить уникальное время и местоположение на планете для событие. Обычно для расчета гипоцентров используются десятки или даже сотни приходов P-волн. Несоответствие, генерируемое вычислением гипоцентра, известно как «остаток». Невязки 0,5 секунды или меньше типичны для удаленных событий, остатки 0,1–0,2 с типичны для локальных событий, что означает, что большинство зарегистрированных прибытий P хорошо соответствуют вычисленному гипоцентру. Обычно программа локации начинается с предположения, что событие произошло на глубине около 33 км; затем он сводит к минимуму остаточное количество за счет регулировки глубины. Большинство событий происходит на глубине менее 40 км, но некоторые происходят на глубине до 700 км.
P- и S-волны совместно с распространением Быстрый способ определить расстояние от местоположения до источника сейсмической волны на расстоянии менее 200 км - это определить разницу во времени прибытия P-волны и волна S за секунд и умножьте на 8 километров в секунду. Современные сейсмические группы используют более сложные методы определения местоположения землетрясений.
На телесейсмических расстояниях первые прибывающие P-волны обязательно прошли глубоко в мантию и, возможно, даже преломились во внешнее ядро планеты, прежде чем вернуться на поверхность Земли, где расположены сейсмографические станции.. Волны распространяются быстрее, чем если бы они двигались по прямой от землетрясения. Это происходит из-за значительного увеличения скоростей внутри планеты и называется принципом Гюйгенса. Плотность на планете увеличивается с глубиной, что замедлит волны, но модуль скальной породы увеличивается намного больше, поэтому чем глубже, тем быстрее. Следовательно, более длинный маршрут может занять меньше времени.
Время прохождения должно быть рассчитано очень точно, чтобы вычислить точный гипоцентр. Поскольку P-волны движутся со скоростью многие километры в секунду, отклонение от расчета времени пробега даже на полсекунды может означать ошибку в несколько километров с точки зрения расстояния. На практике используются P прибытия со многих станций, и ошибки нейтрализуются, поэтому вычисленный эпицентр, вероятно, будет довольно точным, порядка 10–50 км или около того во всем мире. Плотные массивы близлежащих датчиков, таких как те, что существуют в Калифорнии, могут обеспечить точность примерно до километра, и гораздо более высокая точность возможна, когда время измеряется напрямую с помощью взаимной корреляции сигналов сейсмограммы.
 | Wikibook Историческая геология имеет страницу по теме: Сейсмические волны |
