คลื่นไหวสะเทือน

ในบรรดาคลื่นไหวสะเทือนหลายประเภทเราสามารถสร้างความแตกต่างได้อย่างกว้างขวางระหว่างคลื่นร่างกายซึ่งเดินทางผ่านโลกและคลื่นผิวน้ำซึ่งเดินทางที่พื้นผิวโลก ^{[3] : 48–50 [4] : 56–57}

โหมดอื่น ๆ ของการแพร่กระจายคลื่นมีอยู่นอกเหนือจากที่อธิบายไว้ในบทความนี้ แม้ว่าเมื่อเทียบกับความสำคัญรองลงมาสำหรับคลื่นแผ่นดินเป็นพาหะที่พวกเขามีความสำคัญในกรณีของasteroseismology

• คลื่นร่างกายเดินทางผ่านภายในของโลก
• คลื่นผิวน้ำเดินทางข้ามผิวน้ำ คลื่นผิวน้ำสลายตัวช้ากว่าด้วยระยะทางมากกว่าคลื่นร่างกายซึ่งเดินทางเป็นสามมิติ
• การเคลื่อนที่ของอนุภาคของคลื่นผิวน้ำมีขนาดใหญ่กว่าคลื่นของร่างกายดังนั้นคลื่นผิวน้ำจึงมีแนวโน้มที่จะก่อให้เกิดความเสียหายมากกว่า

คลื่นร่างกาย

คลื่นของร่างกายเดินทางผ่านภายในของโลกไปตามเส้นทางที่ควบคุมโดยคุณสมบัติของวัสดุในแง่ของความหนาแน่นและโมดูลัส (ความแข็ง) ในทางกลับกันความหนาแน่นและโมดูลัสจะแตกต่างกันไปตามอุณหภูมิองค์ประกอบและเฟสของวัสดุ ผลกระทบนี้จะคล้ายกับการหักเหของคลื่นแสง การเคลื่อนที่ของอนุภาคสองประเภทส่งผลให้เกิดคลื่นร่างกาย 2 ประเภท ได้แก่ คลื่นปฐมภูมิและคลื่นทุติยภูมิ

คลื่นปฐมภูมิ

คลื่นปฐมภูมิ (P-Waves) เป็นคลื่นอัดที่มีความยาวตามธรรมชาติ คลื่น P เป็นคลื่นความดันที่เดินทางเร็วกว่าคลื่นอื่น ๆ ผ่านพื้นโลกเพื่อมาถึงสถานีตรวจวัดแผ่นดินไหวก่อนจึงเรียกว่า "ปฐมภูมิ" คลื่นเหล่านี้สามารถเดินทางผ่านชนิดของวัสดุรวมทั้งของเหลวใด ๆ และสามารถเดินทางเกือบ 1.7 ครั้งเร็วกว่าS-คลื่น ในอากาศที่พวกเขาใช้รูปแบบของคลื่นเสียงเพราะฉะนั้นพวกเขาเดินทางที่ความเร็วของเสียง ความเร็วทั่วไปเป็น 330 m / s ในอากาศ 1,450 m / s ในน้ำและประมาณ 5000 m / s ในหินแกรนิต

คลื่นทุติยภูมิ

คลื่นทุติยภูมิ (S-wave) คือคลื่นเฉือนที่อยู่ตามขวางในธรรมชาติ หลังจากเหตุการณ์แผ่นดินไหวคลื่น S จะมาถึงสถานีตรวจวัดแผ่นดินไหวหลังจากที่คลื่น P เคลื่อนที่เร็วขึ้นและเคลื่อนตัวออกจากพื้นดินในแนวตั้งฉากกับทิศทางการแพร่กระจาย คลื่นอาจมีลักษณะพื้นผิวที่แตกต่างกันขึ้นอยู่กับทิศทางการแพร่กระจาย ตัวอย่างเช่นในกรณีของคลื่น S ที่มีขั้วในแนวนอนพื้นจะเคลื่อนที่สลับกันไปด้านใดด้านหนึ่งจากนั้นอีกด้านหนึ่ง คลื่น S สามารถเดินทางผ่านของแข็งเท่านั้นเนื่องจากของเหลว (ของเหลวและก๊าซ) ไม่รองรับแรงเฉือน คลื่น S ช้ากว่าคลื่น P และโดยทั่วไปความเร็วประมาณ 60% ของคลื่น P ในวัสดุใด ๆ คลื่นเฉือนไม่สามารถเดินทางผ่านตัวกลางที่เป็นของเหลวได้^[5]ดังนั้นการไม่มี S-wave ในแกนนอกของโลกจึงบ่งบอกถึงสถานะของเหลว

คลื่นผิวน้ำ

คลื่นพื้นผิวแผ่นดินไหวเดินทางไปตามพื้นผิวโลก สามารถจำแนกได้ว่าเป็นคลื่นพื้นผิวรูปแบบหนึ่ง เรียกว่าคลื่นผิวน้ำเมื่อลดน้อยลงเมื่ออยู่ห่างจากผิวน้ำมากขึ้น พวกมันเดินทางช้ากว่าคลื่นแผ่นดินไหว (P และ S) ในแผ่นดินไหวขนาดใหญ่คลื่นผิวน้ำอาจมีความกว้างหลายเซนติเมตร ^[6]

คลื่นเรย์ลี

คลื่นเรย์ลีเรียกอีกอย่างว่ากราวด์โรลเป็นคลื่นผิวน้ำที่เคลื่อนที่เป็นระลอกที่มีการเคลื่อนไหวคล้ายกับคลื่นบนผิวน้ำ (อย่างไรก็ตามโปรดทราบว่าการเคลื่อนที่ของอนุภาคที่เกี่ยวข้องที่ระดับความลึกตื้นเป็นการถอยหลังเข้าคลองและกำลังฟื้นฟู ในเรย์ลีห์และในคลื่นไหวสะเทือนอื่น ๆ นั้นยืดหยุ่นได้ไม่ใช่แรงโน้มถ่วงเหมือนคลื่นน้ำ) การมีอยู่ของคลื่นเหล่านี้ถูกทำนายโดย John William Strutt, Lord Rayleighในปีพ. ศ. 2428 คลื่นเหล่านี้ช้ากว่าคลื่นร่างกายประมาณ 90% ของความเร็วของคลื่น S สำหรับสื่อยืดหยุ่นที่เป็นเนื้อเดียวกันทั่วไป ในตัวกลางที่เป็นชั้น ๆ (เช่นเปลือกโลกและเสื้อคลุมด้านบน ) ความเร็วของคลื่น Rayleigh ขึ้นอยู่กับความถี่และความยาวคลื่น ดูคลื่นลูกแกะด้วย

คลื่นความรัก

คลื่นความรักเป็นคลื่น เฉือนแบบโพลาไรซ์ในแนวนอน( คลื่น SH) ซึ่งมีอยู่เฉพาะเมื่อมีตัวกลางกึ่งไม่มีที่สิ้นสุดซ้อนทับกันโดยชั้นบนของความหนา จำกัด ^[7]พวกมันได้รับการตั้งชื่อตามAEH Loveนักคณิตศาสตร์ชาวอังกฤษผู้สร้างแบบจำลองทางคณิตศาสตร์ของคลื่นในปี 2454 โดยปกติพวกมันจะเดินทางเร็วกว่าคลื่นเรย์ลีเล็กน้อยประมาณ 90% ของความเร็วคลื่น S และมีแอมพลิจูดที่ใหญ่ที่สุด

คลื่นสโตนลีย์

คลื่นสโตนลีย์เป็นคลื่นขอบเขตชนิดหนึ่ง (หรือคลื่นเชื่อมต่อ) ที่แพร่กระจายไปตามขอบเขตของแข็งและของเหลวหรือภายใต้เงื่อนไขที่เฉพาะเจาะจงเช่นกันตามขอบเขตของแข็งและของแข็ง แอมพลิจูดของคลื่นสโตนลีย์มีค่าสูงสุดที่ขอบเขตระหว่างสื่อสัมผัสทั้งสองและสลายตัวแบบทวีคูณต่อความลึกของแต่ละคลื่น คลื่นเหล่านี้สามารถสร้างขึ้นตามแนวผนังของของเหลวที่เต็มไปด้วยหลุมเจาะเป็นแหล่งสำคัญของเสียงที่สอดคล้องกันในโปรไฟล์แผ่นดินไหวในแนวตั้ง (VSP) และทำขึ้นองค์ประกอบความถี่ต่ำของแหล่งที่มาในการเข้าสู่ระบบเกี่ยวกับเสียง ^[8]สมการของคลื่นสโตนลีย์เป็นครั้งแรกโดยดร. โรเบิร์ตสโตนลีย์ (พ.ศ. 2437-2519) ศาสตราจารย์กิตติคุณแห่งแผ่นดินไหวเคมบริดจ์ ^[9]

โหมดปกติ

ความรู้สึกของการเคลื่อนที่สำหรับการสั่นของ toroidal ₀ T ₁เป็นเวลาสองช่วงเวลา

โครงร่างของการเคลื่อนที่สำหรับการสั่นแบบspheroidal ₀ S ₂เส้นประให้เส้นที่เป็นปม (ศูนย์) ลูกศรให้ความรู้สึกเคลื่อนไหว

การสั่นของโลกอย่างอิสระคือคลื่นนิ่งซึ่งเป็นผลมาจากการรบกวนระหว่างคลื่นพื้นผิวสองคลื่นที่เคลื่อนที่ไปในทิศทางตรงกันข้ามกัน การแทรกสอดของคลื่นเรย์ลีผลลัพธ์ในการสั่น spheroidal Sในขณะที่การรบกวนของคลื่นความรักให้toroidal สั่น T โหมดของการสั่นถูกระบุโดยตัวเลขสามตัวเช่น_n S _l ^mโดยที่lคือหมายเลขลำดับเชิงมุม (หรือองศาฮาร์มอนิกทรงกลมโปรดดูที่ฮาร์มอนิกทรงกลมสำหรับรายละเอียดเพิ่มเติม) หมายเลขmคือหมายเลขคำสั่ง azimuthal มันอาจใช้เวลา 2 ลิตร +1 ค่าจาก - ลิตรถึง + L จำนวนnเป็นจำนวนการสั่งซื้อรัศมี หมายถึงคลื่นที่มีรัศมีตัดกันnศูนย์ สำหรับโลกสมมาตรทรงกลมระยะเวลาสำหรับnและl ที่กำหนดไม่ขึ้นอยู่กับม .

ตัวอย่างบางส่วนของการสั่นของทรงกลมคือโหมด "การหายใจ" ₀ S ₀ซึ่งเกี่ยวข้องกับการขยายตัวและการหดตัวของโลกทั้งใบและมีระยะเวลาประมาณ 20 นาที และโหมด "รักบี้" ₀ S ₂ซึ่งเกี่ยวข้องกับการขยายไปตามทิศทางที่สลับกันสองทิศทางและมีช่วงเวลาประมาณ 54 นาที ไม่มีโหมด₀ S ₁เนื่องจากจะต้องมีการเปลี่ยนแปลงจุดศูนย์ถ่วงซึ่งจะต้องใช้แรงภายนอก ^[3]

ในโหมด toroidal พื้นฐาน₀ T ₁แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงของอัตราการหมุนของโลก แม้ว่าเหตุการณ์นี้จะเกิดขึ้น แต่ก็ช้าเกินไปที่จะเป็นประโยชน์ในการเกิดแผ่นดินไหว โหมด₀ T ₂อธิบายการบิดของซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้ที่สัมพันธ์กัน มีช่วงเวลาประมาณ 44 นาที ^[3]

การสำรวจครั้งแรกของการแกว่งฟรีของโลกได้ทำในช่วงที่ดี1960 แผ่นดินไหวในชิลี ปัจจุบันรู้จักกันเป็นระยะเวลาหลายพันโหมด ข้อมูลเหล่านี้ใช้เพื่อกำหนดโครงสร้างขนาดใหญ่บางส่วนของการตกแต่งภายในของโลก

คลื่น P และ S ในเสื้อคลุมและแกนกลางของโลก

เมื่อเกิดแผ่นดินไหวเครื่องวัดแผ่นดินไหวที่อยู่ใกล้กับศูนย์กลางของศูนย์กลางจะสามารถบันทึกได้ทั้งคลื่น P และ S แต่คลื่นที่อยู่ในระยะไกลกว่าจะตรวจจับความถี่สูงของคลื่น S แรกไม่ได้อีกต่อไป เนื่องจากคลื่นเฉือนไม่สามารถผ่านของเหลวปรากฏการณ์นี้เป็นหลักฐานต้นฉบับสำหรับการสังเกตในขณะนี้ดีขึ้นว่าโลกมีของเหลวหลักด้านนอกที่แสดงโดยริชาร์ดดิกสันดัม ชนิดของข้อสังเกตนี้ยังได้รับการใช้ในการยืนยันโดยการทดสอบการสั่นสะเทือนที่ดวงจันทร์มีแกนของแข็งแม้ว่าการศึกษาล่าสุดชี้ให้เห็น Geodetic หลักยังคงหล่อ^{[ ต้องการอ้างอิง} ]

เส้นทางคลื่นแผ่นดินไหว

เส้นทางที่คลื่นใช้ระหว่างโฟกัสและจุดสังเกตมักจะวาดเป็นแผนภาพเรย์ ตัวอย่างนี้แสดงในรูปด้านบน เมื่อคำนึงถึงการสะท้อนจะมีเส้นทางจำนวนไม่ จำกัด ที่คลื่นสามารถนำไปใช้ได้ แต่ละเส้นทางจะแสดงด้วยชุดของตัวอักษรที่อธิบายวิถีและระยะผ่านโลก โดยทั่วไปตัวพิมพ์ใหญ่หมายถึงคลื่นที่ส่งและตัวพิมพ์เล็กหมายถึงคลื่นสะท้อน ข้อยกเว้นสองข้อนี้ดูเหมือนจะเป็น "g" และ "n" ^{[10] [11]}

ตัวอย่างเช่น:

• ScPเป็นคลื่นที่เริ่มเดินทางไปยังใจกลางโลกเป็นคลื่น S เมื่อถึงแกนกลางด้านนอกคลื่นจะสะท้อนเป็นคลื่น P
• sPKIKPเป็นเส้นทางคลื่นที่เริ่มเดินทางสู่ผิวน้ำเป็นคลื่น S ที่ผิวน้ำสะท้อนเป็นคลื่น P จากนั้นคลื่น P จะเดินทางผ่านแกนนอกแกนในแกนนอกและแมนเทิล

ศูนย์กลางของแผ่นดินไหว / ศูนย์กลางของแผ่นดินไหวคำนวณโดยใช้ข้อมูลแผ่นดินไหวของแผ่นดินไหวครั้งนั้นจากสถานที่ต่างๆอย่างน้อยสามแห่ง จุดศูนย์กลาง / จุดศูนย์กลางอยู่ที่จุดตัดของวงกลมสามวงซึ่งมีศูนย์กลางอยู่ที่สถานีสังเกตการณ์ 3 แห่งซึ่งแสดงในญี่ปุ่นออสเตรเลียและสหรัฐอเมริกา รัศมีของแต่ละวงกลมคำนวณจากความแตกต่างของเวลามาถึงของคลื่น P- และ S ที่สถานีที่เกี่ยวข้อง

ในกรณีของการเกิดแผ่นดินไหวในพื้นที่หรือบริเวณใกล้เคียงสามารถใช้ความแตกต่างของเวลามาถึงของคลื่น P และ S เพื่อกำหนดระยะทางไปยังเหตุการณ์ได้ ในกรณีของแผ่นดินไหวที่เกิดขึ้นในระยะทางทั่วโลกสถานีสังเกตการณ์ที่มีความหลากหลายทางภูมิศาสตร์สามแห่งขึ้นไป (โดยใช้นาฬิกาทั่วไป) ที่บันทึกการมาถึงของคลื่น P จะอนุญาตให้คำนวณเวลาและสถานที่ที่ไม่ซ้ำกันบนโลกสำหรับเหตุการณ์นั้นได้ โดยปกติแล้วหลายสิบหรือหลายร้อยของผู้โดยสารขาเข้า P-คลื่นที่ใช้ในการคำนวณhypocenters ข้อผิดพลาดที่เกิดจากการคำนวณของ hypocenter เรียกว่า "ส่วนที่เหลือ" ส่วนที่เหลือ 0.5 วินาทีหรือน้อยกว่านั้นเป็นเรื่องปกติสำหรับเหตุการณ์ที่อยู่ห่างไกลส่วนที่เหลือ 0.1–0.2 วินาทีโดยทั่วไปสำหรับเหตุการณ์ในท้องถิ่นซึ่งหมายความว่าการมาถึง P ที่รายงานส่วนใหญ่จะพอดีกับศูนย์กลางที่คำนวณได้ดี โดยทั่วไปโปรแกรมระบุตำแหน่งจะเริ่มต้นโดยสมมติว่าเหตุการณ์เกิดขึ้นที่ความลึกประมาณ 33 กม. จากนั้นจะลดส่วนที่เหลือให้น้อยที่สุดโดยการปรับความลึก เหตุการณ์ส่วนใหญ่เกิดขึ้นที่ระดับความลึกตื้นกว่าประมาณ 40 กม. แต่บางเหตุการณ์เกิดขึ้นลึกถึง 700 กม.

P- และ S-wave ใช้ร่วมกันกับการแพร่กระจาย

วิธีที่รวดเร็วในการกำหนดระยะทางจากตำแหน่งไปยังจุดกำเนิดของคลื่นไหวสะเทือนที่อยู่ห่างออกไปน้อยกว่า 200 กม. คือการใช้เวลาที่แตกต่างกันของเวลามาถึงของคลื่น P และคลื่น S เป็นวินาทีและคูณด้วย 8 กิโลเมตรต่อวินาที อาร์เรย์แผ่นดินไหวสมัยใหม่ใช้เทคนิคตำแหน่งแผ่นดินไหวที่ซับซ้อนมากขึ้น

ในระยะไกลเทเลซิสมิกคลื่น P ที่มาถึงครั้งแรกจำเป็นต้องเดินทางลึกเข้าไปในเสื้อคลุมและอาจหักเหเข้าสู่แกนกลางด้านนอกของดาวเคราะห์ก่อนที่จะเดินทางกลับขึ้นสู่พื้นผิวโลกซึ่งเป็นที่ตั้งของสถานีแผ่นดินไหว คลื่นเดินทางเร็วกว่าถ้าพวกมันเดินทางเป็นเส้นตรงจากแผ่นดินไหว นี่คือสาเหตุที่เพิ่มขึ้นประเมินความเร็วภายในโลกและจะเรียกว่าHuygens' หลักการ ความหนาแน่นของดาวเคราะห์จะเพิ่มขึ้นตามความลึกซึ่งจะทำให้คลื่นช้าลง แต่โมดูลัสของหินจะเพิ่มขึ้นมากดังนั้นความลึกจึงเร็วขึ้น ดังนั้นเส้นทางที่ยาวกว่าอาจใช้เวลาสั้นลง

ต้องคำนวณเวลาในการเดินทางอย่างแม่นยำเพื่อที่จะคำนวณ hypocenter ที่แม่นยำ เนื่องจากคลื่น P เคลื่อนที่ด้วยความเร็วหลายกิโลเมตรต่อวินาทีการไม่คำนวณเวลาเดินทางแม้แต่ครึ่งวินาทีอาจหมายถึงความผิดพลาดหลายกิโลเมตรในแง่ของระยะทาง ในทางปฏิบัติจะใช้ P ขาเข้าจากหลายสถานีและข้อผิดพลาดจะถูกตัดออกไปดังนั้นศูนย์กลางที่คำนวณได้จึงมีความแม่นยำมากโดยเรียงลำดับจาก 10-50 กม. หรือมากกว่านั้นทั่วโลก อาร์เรย์หนาแน่นของเซ็นเซอร์อยู่บริเวณใกล้เคียงเช่นผู้ที่อยู่ในรัฐแคลิฟอร์เนียสามารถให้ความถูกต้องของประมาณกิโลเมตรและความถูกต้องมากขึ้นเป็นไปได้เมื่อระยะเวลาเป็นวัดโดยตรงข้ามความสัมพันธ์ของseismogramรูปคลื่น

• สมการของอดัมส์ - วิลเลียมสัน
• Helioseismology
• แผ่นดินไหวสะท้อน

• EDT: เว็บไซต์ MATLAB สำหรับการแพร่กระจายคลื่นไหวสะเทือน