Сейсмическая волна — Seismic wave. Что такое сейсмические волны.

Слайд 11 (Вторичные волны) — Поперечные волны. Они показывают, что земля движется перпендикулярно направлению распространения. При горизонтально поляризованных S-волнах земля движется попеременно то в одну, то в другую сторону. Волны этого типа могут воздействовать только на твердые тела. S-волны

Сейсмические явления

Землетрясения — это кратковременные колебания и сотрясения земной поверхности, вызванные движением масс земной коры. Типы землетрясений:

1. тектонические. Предполагается, что за счет медленных тек­тонических перемещений, идущих в недрах земли, происходит на­копление напряжений в жестких блоках земной коры, которое время от времени приводит к мгновенным смещениям, сопровож­дающимся ударом и землетрясением на поверхности;
2. наведенные (искусственно вызванные). Это тектонические зем­летрясения, вызванные деятельностью человека. Считается, что сейсмическая активность повышается на площадях интенсивной добычи нефти и газа, а вблизи крупных горных водохранилищ общая сейсмическая активность возрастает на 1 балл. Беспокойство вызывают огромные (выше 100 м) горы отходов, строительного и бытового мусора, грунта. Их масса больше массы сооружений. Не хотелось бы, чтобы вызванное ими перераспределение напря­жений в земной коре когда-либо привело к усилению сейсмической активности или появлению ее там, где раньше не было;
3. вулканические. Случаются вблизи вулканов, во время их из­вержений;
4. обвальные. Это сотрясения за счет ударов масс грунта при па­дении со склонов;
5. искусственные. Происходят при взрывах или при прохож­дении тяжелого транспорта.

Землетрясения, перечисленные в (3-5), не являются сильными и происходят на небольших территориях.

Схема землетрясения

Субцентр — подземный очаг землетрясения, точка, где происходят столкновения и смещения. Эпицентр — это проекция субцентра на земную поверхность.

Субцентр может располагаться на глубине от 10 до 800 км, но в большинстве случаев он находится не глубже 50-60 км. Чем глубже очаг землетрясения, тем больше площадь поражения. Ежегодно приборы регистрируют на Земле несколько сотен тысяч землетрясений, из которых около 1000 сопровождаются катастрофами; сильных землетрясений с человеческими жертвами происходит всего несколько. Известно, что число погибших от землетрясений исчисляется десятками тысяч. Приборы, используемые для оценки магнитуды землетрясений, называются сейсмографами и сейсмометрами, их схематическое изображение приведено ниже.

Схемы сейсмометра и сейсмографа

a — сейсмограф; b — сейсмометр.

Эти приборы состоят из записывающего устройства с огромным грузом, прикрепленным с помощью пружины, которая остается неподвижной, и пленки, на которой производится запись. Пленка закреплена таким образом, что на нее передаются движения землетрясения. Сейсмографы — это точные инженерные приборы, которые сложны в изготовлении и ремонте и нуждаются в регулярной проверке и настройке. Современные ученые работают над сейсмографами, которые работают по другому принципу и не имеют этих недостатков. Во время землетрясения измеряется смещение регистрирующей стрелки и ускорение, ощущаемое на поверхности земли. Рассчитывается энергия землетрясения, оцениваются визуальные наблюдения и повреждения. По комбинации всех параметров оценивается магнитуда землетрясения в баллах.

Землетрясение магнитудой 1-4 едва заметно, землетрясение магнитудой 5 заметно, но почти не разрушительно, землетрясение магнитудой 6 сильно и разрушительно, а территория под ним называется зоной землетрясения. Сейсмичность местности всегда учитывается строителями и инженерами-геотехниками. Строители изменяют и укрепляют фундаменты и конструкции

Основная задача геологов — оценить возможную максимальную интенсивность землетрясений. С этой целью на территории России и бывшего СССР создана и действует сеть сейсмических станций, а также изучаются исторические источники о землетрясениях в прошлом. В результате составляются сейсмические, детальные карты и карты микросейсмических зон в разных масштабах. На карте сейсмических зон сначала показаны сейсмические и асейсмические зоны. Затем сейсмическая зона делится на регионы с возможными максимальными магнитудами 6, 7, 8, 9 и 10 градусов, с градацией в 1 градус. В 1978 году была составлена карта сейсмических зон на территории СССР, но в последующие 20 лет во многих местах произошли землетрясения, превышающие магнитуду, указанную на этой карте. В середине 1990-х годов карта была перерисована. В настоящее время ведется работа над созданием вероятностной карты, показывающей магнитуду землетрясений с многолетней повторяемостью.

Карты микросейсмических зон составляются в крупном масштабе только для жилых районов. Учитываются местные условия, которые усиливают или ослабляют сейсмические толчки. В основном это почвенные, гидрогеологические, геокриологические и геоморфологические условия.

Технические условия СНиП II-7-81 и строительные нормы относятся к инженерно-геологическим условиям в плотных глинистых слоях, поэтому ожидаемый уклон может быть уменьшен в скальных грунтах и увеличен на единицу в рыхлых, обводненных грунтах. Различные авторы предлагают свои схемы масштабирования с широким диапазоном увеличения и уменьшения.

При возникновении землетрясения в жилом районе, помимо измерений, обследуются участки поврежденных и неповрежденных зданий и анализируется характер повреждений, что также служит материалом для составления карты микросейсмического оконтуривания. Рекомендуется с осторожностью относиться к районам, где был нанесен наибольший ущерб, и по возможности меньше использовать их для строительства высотных зданий в будущем. Пример использования карты микросейсмических зон приведен ниже.

Среди многих типов сейсмических волн можно провести грубое различие между объемными волнами, которые движутся сквозь землю, и поверхностными волнами, которые движутся по поверхности земли. 3 : 48-50 4 : 56-57

Помимо описанных здесь режимов распространения волн, существуют и другие, которые, хотя и являются относительно незначительными в случае земных волн, важны для астросейсмологии.

• Объемные волны проходят через недра Земли.
• Поверхностные волны распространяются по поверхности. Поверхностные волны затухают с расстоянием медленнее, чем объемные волны, распространяющиеся в трех измерениях.
• Движение частиц поверхностных волн больше, чем у объемных волн, поэтому поверхностные волны, как правило, вызывают больший ущерб.

Объемные волны

Объемные волны распространяются в недрах Земли по траекториям, контролируемым свойствами материала в виде плотности и модуля жесткости. Плотность и модуль Юнга, в свою очередь, зависят от температуры, состава и фазы материала. Это явление можно сравнить с преломлением световых волн. Два типа движения частиц приводят к двум типам объемных волн: Первичные и вторичные волны.

Первичные волны

Первичные волны (P-волны) — это волны сжатия, которые распространяются в продольном направлении. P-волны — это волны сжатия, которые проникают в землю быстрее других волн и первыми достигают сейсмографических станций, отсюда и название «первичные». Эти волны могут распространяться через любой тип материала, включая жидкости, и почти в 1,7 раза быстрее S-волн. Типичные скорости составляют 330 м/с в воздухе, 1450 м/с в воде и около 5000 м/с в граните.

Вторичные волны

Вторичные волны (S-волны) по своей природе являются поперечными волнами. После землетрясения S-волны приходят на сейсмографические станции позже более быстро движущихся P-волн и смещают грунт перпендикулярно направлению распространения. В зависимости от направления распространения волна может принимать различные свойства поверхности; например, для горизонтально поляризованных S-волн земля попеременно перемещается то в одну, то в другую сторону. S-волны могут распространяться только в твердых телах, поскольку жидкости (жидкости и газы) не могут выдерживать напряжение сдвига. S-волны медленнее P-волн, и их скорость обычно составляет около 60% от скорости P-волн в любом материале. Сдвиговые волны не могут распространяться через жидкую среду, 5 поэтому отсутствие S-волн во внешнем ядре Земли указывает на жидкое состояние.

Поверхностные волны

Сейсмические поверхностные волны распространяются вдоль поверхности Земли. Их можно классифицировать как разновидность механических поверхностных волн. Они называются поверхностными волнами, потому что их величина уменьшается тем больше, чем дальше они удаляются от поверхности. Они распространяются медленнее, чем сейсмические объемные волны (P и S). При сильных землетрясениях ширина поверхностных волн может достигать нескольких сантиметров. 6

Волны Рэлея

Волны Рэлея, также называемые поверхностными волнами, — это поверхностные волны, которые распространяются в виде ряби и демонстрируют движение, сходное с движением волн на поверхности воды (отметим, однако, что относительное движение частиц на небольшой глубине является ретроградным и что восстанавливающая сила волн Рэлея и других сейсмических волн является упругой, а не гравитационной, как в волнах на воде). Существование этих волн было предсказано Джоном Уильямом Страттом, лордом Рэлеем, в 1885 году. Они медленнее объемных волн, примерно на 90% от скорости S-волн в типичных однородных упругих средах. В слоистых средах (например, в земной коре и верхней мантии) скорость волн Рэлея зависит от частоты и длины волны. См. также волны Лэмба.

Обозначение

Путь, который проходит волна между фокальной точкой и точкой наблюдения, часто представляют в виде лучевой диаграммы. Пример этого показан на рисунке выше. Если учесть отражения, волна может пройти бесконечное число путей. Каждый путь представлен серией линий, описывающих траекторию и фазу движения через землю. Как правило, заглавная буква обозначает распространяющуюся волну, а строчная — отраженную. Двумя исключениями из этого правила являются «g» и «n». 10 11

• ScP представляет собой волну, которая начинает двигаться к центру Земли в виде S-волны. Достигнув внешнего ядра, волна отражается как P-волна.
• СПКИКП представляет собой волновой путь, который начинает движение к поверхности в виде S-волны. На поверхности он отражается в виде P-волны. Затем P-волна проходит через внешнее ядро, внутреннее ядро, внешнее ядро ​​и мантию.

Полезность P и S волн для определения места события

Субцентр/центр землетрясения рассчитывается по сейсмическим данным о землетрясении, полученным как минимум из трех разных мест. Субцентр/центр находится на пересечении трех окружностей, совмещенных с тремя показанными здесь измерительными станциями в Японии, Австралии и США. Радиус каждого круга рассчитывается из разницы между временем прихода продольных и поперечных волн на соответствующей станции.

Для местных или близлежащих землетрясений разница во времени прихода P и S волн может быть использована для определения расстояния до события. Для глобально удаленных землетрясений можно использовать три или более географически удаленных станций наблюдения (с общими часами) для расчета уникального времени и местоположения события на планете. Обычно для расчета используются десятки или даже сотни вступлений продольных волн. Отклонение, полученное в результате расчета субцентра, называется «остатком». Отклонения в 0,5 секунды и менее характерны для удаленных событий, в то время как остатки в 0,1-0,2 секунды характерны для локальных событий, что означает, что большинство зарегистрированных вступлений P хорошо согласуются с рассчитанным субцентром. Программа локализации обычно предполагает, что событие произошло на глубине около 33 км, а затем минимизирует остаток путем корректировки глубины. Большинство событий происходит на глубине менее 40 км, но некоторые — на глубине до 700 км.

Быстрый метод определения расстояния между площадкой и источником сейсмической волны на расстоянии менее 200 км заключается в определении разницы во времени прихода P-волны и S-волны в секундах и умножении этого значения на 8 км в секунду. Современные сейсмические команды используют более сложные методы обнаружения землетрясений.

На телесейсмических расстояниях первые входящие P-волны должны были проникнуть глубоко в мантию Земли и, возможно, даже преломиться во внешнем ядре планеты, прежде чем вернуться на поверхность Земли, где расположены сейсмические станции. Волны распространялись быстрее, чем если бы они шли по прямой линии от землетрясения. Это происходит из-за значительного увеличения скорости внутри планеты и известно как принцип Гюйгенса. Плотность на планете увеличивается с глубиной, что замедляет волны, но модуль упругости породы увеличивается гораздо больше, поэтому большая глубина означает большую скорость. Таким образом, более длительное путешествие может занять меньше времени.

Чтобы точно вычислить субцентр, необходимо очень точно рассчитать транзитное время. Поскольку P-волны распространяются со скоростью несколько километров в секунду, даже отклонение в полсекунды от расчетного времени прохождения может означать ошибку в расстоянии в несколько километров. На практике P-прибытия используются многими станциями, и ошибки компенсируются, поэтому рассчитанный эпицентр, вероятно, достаточно точен, порядка 10-50 км по всему миру. Плотные массивы расположенных рядом датчиков, как, например, в Калифорнии, могут дать точность около одного километра, и гораздо более высокая точность возможна, если время измеряется непосредственно путем кросс-корреляции волновых форм сейсмограмм.

Обозначение

Пути сейсмических волн

Путь, который проходит волна между фокальной точкой и точкой наблюдения, часто показывают в виде диаграммы луча. Пример этого показан на рисунке выше. Если учесть отражения, волна может пройти бесконечное число путей. Каждый путь представлен серией линий, описывающих траекторию и фазу движения через землю. Как правило, заглавная буква обозначает прошедшую волну, а строчная — отраженную. Двумя исключениями являются «g» и «n».

• ScP — это волна, которая начинает двигаться к центру Земли в виде S-волны. Достигнув внешнего ядра, волна отражается в виде волны P.
• sPKIKP — это путь волны, который начинает двигаться к поверхности в виде S-волны. На поверхности он отражается как P-волна. Затем P-волна проходит через внешнее ядро, внутреннее ядро, внешнее ядро ​​и мантию.

Полезность P- и S-волн для определения местоположения события

Для местных или близлежащих землетрясений разница во времени прихода P и S волн может быть использована для определения расстояния до события. Для землетрясений, разбросанных по всему миру, три или более географически разнесенных станций наблюдения (с общими часами), регистрирующих приход P-волн, позволяют вычислить уникальное время и место на планете для данного события. Обычно для расчета субцентров используются десятки или даже сотни вступлений Р-волн. Отклонение, полученное в результате расчета субцентра, называется «остатком». Отклонения в 0,5 секунды и менее характерны для удаленных событий, в то время как остатки в 0,1-0,2 секунды характерны для локальных событий, что означает, что большинство зарегистрированных вступлений P хорошо согласуются с рассчитанным субцентром. Обычно программа слежения предполагает, что событие произошло на глубине около 33 км; затем остатки минимизируются путем корректировки глубины. Большинство событий происходит на глубине менее 40 км, но некоторые — на глубине до 700 км.

P- и S-волны вместе с дисперсией.

Быстрый метод определения расстояния между площадкой и источником сейсмической волны на расстоянии менее 200 километров заключается в определении разницы во времени прихода P-волны и S-волны в секундах и умножении этого значения на 8 километров в секунду. Современные сейсмические команды используют более сложные методы для определения местоположения землетрясений.

На телесейсмических расстояниях первые входящие P-волны должны были проникнуть глубоко в мантию Земли и, возможно, даже преломиться во внешнем ядре планеты, прежде чем вернуться к поверхности Земли, где расположены сейсмические станции. Волны распространяются быстрее, чем если бы они шли по прямой линии от землетрясения. Это происходит из-за резкого увеличения скоростей внутри планеты и известно как принцип Гюйгенса. Плотность на планете увеличивается с глубиной, что замедляет волны, но модуль упругости породы увеличивается гораздо больше, поэтому чем глубже, тем быстрее. Таким образом, более длительное путешествие может занять меньше времени.

Для точного определения подцентра необходимо очень точно рассчитать время в пути. Поскольку P-волны распространяются со скоростью несколько километров в секунду, даже отклонение в полсекунды при расчете времени прохождения может означать ошибку в расстоянии в несколько километров. На практике используются поступления P от многих станций и устраняются ошибки, поэтому рассчитанный эпицентр, вероятно, будет достаточно точным, порядка 10-50 км по всему миру. Плотные массивы датчиков, расположенных в непосредственной близости друг от друга, как, например, в Калифорнии, позволяют достичь точности около одного километра, а еще большая точность возможна при непосредственном измерении времени путем перекрестной корреляции сигналов сейсмограмм.

Зачем ведется наблюдение сейсмических волн?

Сейсмология занимается изучением возникновения землетрясений. Сейсмологи изучают природу сейсмических волн. Для этого они используют следующие приборы: сейсмометры, гидрофоны, акселерометры и сейсмографы. С их помощью можно определить местонахождение эпицентра землетрясения. Если он находится рядом, то по разнице между приходом P-волны и S-волны можно определить расстояние, на котором находится разлом в земной коре. Если эпицентр находится далеко, то для более точных измерений используются записи различных приборов на станции наблюдения. Для этого они должны быть синхронизированы по времени для точной регистрации прихода Р-волн.

Анализируя отраженные и преломленные волны, ученые узнают о различных свойствах слоев Земли.

Структура среды может быть изучена по временному ходу волн, а амплитуда волн дает информацию о процессах в источнике взрыва. Эти данные используются в сейсморазведке.

Сейсмология не только определяет силу землетрясения и расстояние до эпицентра. С помощью волновых данных можно изучать состав недр Земли и ее внутреннюю структуру.