Понимание основ генерации сейсмических волн

Сейсмические волны начинаются как механические колебания, испускаемые наружу от внезапного выброса энергии внутри Земли. Наиболее знакомым источником является землетрясение, при котором накопленное напряжение вдоль линии разлома преодолевает сопротивление трения, в результате чего камни разрываются и скользят. Это быстрое смещение преобразует накопленную энергию упругого деформирования в кинетическую энергию, которая распространяется во всех направлениях от гипоцентра, точки первоначального разрыва под поверхностью. Эпицентр — это расположение непосредственно над поверхностью.

Помимо землетрясений, сейсмические волны могут генерироваться извержениями вулканов, оползнями, взрывами (как преднамеренными, так и случайными), и даже океаническими бурями, которые производят микросейсмы. Деятельность человека, такая как взрывы горных пород, строительные работы и движение транспортных средств, также генерирует более слабые, высокочастотные волны. Понимание полного спектра источников помогает сейсмологам отличать природные сейсмические события от антропогенных сигналов, критическая задача для мониторинга и оценки опасности.

Энергия, выделяемая во время землетрясения или взрыва, распространяется по Земле как две широкие категории волновых поездов: волны тела, которые проходят через внутреннюю часть планеты, и поверхностные волны, которые проходят вдоль самых внешних слоев.Каждая категория включает в себя различные типы волн, которые ведут себя по-разному в зависимости от физических свойств материалов, с которыми они сталкиваются.

Волны тела: компрессионное и стригущее движение

Волны тела — самые быстрые сейсмические сигналы и первые, которые прибывают на любую станцию записи. Они проходят через недра Земли по путям, определяемым плотностью и эластичностью проходимых ими пород и жидкостей. Существует два основных типа волн тела, каждый из которых определяется направлением движения частиц относительно направления распространения волны.

P-волны (первичные или компрессионные волны)

Р-волны — продольные волны, где частицы движутся в том же направлении, что и волна, в воздухе, подобно звуковым волнам. Это чередующееся сжатие и разрежение материала позволяет Р-волнам проходить сквозь твердые тела, жидкости и газы. Их скорость зависит от объемного модуля (сопротивление сжатию) и плотности среды. В типичных корковых породах Р-волны движутся со скоростью от 5 до 7 километров в секунду, но они могут превышать 13 километров в секунду в плотной среде высокого давления нижней мантии.

Поскольку Р-волны движутся быстрее всего, они являются первыми волнами, обнаруженными сейсмографами после землетрясения. Их время прибытия обеспечивает начальное ограничение для определения местоположения эпицентра землетрясения. Сейсмологи анализируют время прибытия Р-волн от нескольких станций до триангуляции местоположения источника. Кроме того, амплитуда и частота содержания Р-волн несут информацию о величине землетрясения и свойствах породы, через которую они прошли.

S-волны (вторичные или стригущие волны)

S-волны — поперечные волны, где движение частиц перпендикулярно направлению распространения волны. Это движение сдвига требует, чтобы материал имел жесткость, или силу сдвига. Поскольку жидкости, такие как вода и расплавленная порода, не имеют жесткости, S-волны не могут проходить через жидкости или газы. Это фундаментальное свойство является одним из важнейших инструментов для исследования глубины Земли, так как оно непосредственно обнаруживает присутствие жидких слоев.

S-волны движутся медленнее, чем P-волны, обычно со скоростью от 60 до 70 процентов от скорости P-волн в том же материале. В земной коре скорости S-волн обычно составляют от 3 до 4 километров в секунду. Разница во времени между приходом P-волн и S-волн на станции сейсмографа является ключевым параметром для расчета расстояния до эпицентра землетрясения. Этот интервал P-S увеличивается с расстоянием, позволяя одной станции оценивать расстояние до источника без необходимости других станций.

S-волны также демонстрируют два компонента поляризации: волны SH, где движение частиц горизонтально и поперечно направлению распространения, и волны SV, где движение частиц вертикально и в плоскости распространения. Эти поляризации по-разному взаимодействуют с границами слоев и имеют решающее значение для передовых методов сейсмической визуализации.

Поверхностные волны: направляемая энергия вдоль земной коры

Поверхностные волны генерируются, когда волны тела взаимодействуют со свободной поверхностью Земли. Они движутся медленнее, чем волны тела, но обычно имеют большие амплитуды и вызывают большую часть встряхивания и повреждения, наблюдаемые во время землетрясений. Есть два основных типа поверхностных волн: волны любви и волны Рэлея.

Волны любви

Волны любви — это горизонтально поляризованные волны сдвига, которые направляются поверхностью Земли. Они существуют только тогда, когда низкоскоростной слой налегает на более высокоскоростной слой, состояние, распространенное в земной коре. Волны любви вызывают горизонтальное сдвигательное движение параллельно поверхности земли, которое может оказывать сильные боковые силы на здания и инфраструктуру. Скорость их обычно немного больше, чем у волн Рэлея, и зависит от толщины и свойств поверхностного слоя.

Рэйли Уэйвс

Волны Рэлея производят эллиптические ретроградные движения частиц на поверхности, сочетая как вертикальное, так и горизонтальное смещение в направлении распространения волны. Это движение аналогично волнам океана, но происходит в твердой породе. Волны Рэлея являются самыми медленными из основных типов сейсмических волн, но часто имеют наибольшие амплитуды, особенно на частотах между 0,1 и 1 герц, которые могут резонировать с высокими структурами и сильно повреждать их. Сейсмологи используют амплитуду волны Рэлея для оценки магнитуды землетрясения для отдаленных событий, метод, обычно применяемый в расчетах шкалы магнитуды момента.

Поверхностные волны являются дисперсными, то есть их скорость зависит от частоты (или длины волны). Более высокочастотные компоненты движутся медленнее и более чувствительны к мелкой структуре, в то время как низкочастотные компоненты движутся быстрее и пробуют более глубокие слои. Это свойство дисперсии используется в томографии поверхностных волн для отображения структуры коры и верхней мантии.

Как сейсмические волны проходят через слои Земли

Путешествие сейсмических волн от гипоцентра до станции дальнего сейсмографа — сложный путь, управляемый принципами волновой физики.По мере перемещения волн по материалам различной плотности, температуры и состава их скорость и направление систематически меняются.Понимание этих изменений позволяет сейсмологам создавать детальные модели внутренней структуры Земли.

Скорость распространения волн и свойства материалов

Скорость сейсмических волн определяется упругим модулем и плотностью материала. Для Р-волн скорость определяется объемным модулем и модулем сдвига; для S-волн только модуль сдвига и плотность вещества. В целом скорость волны увеличивается с глубиной по мере повышения давления плотности и упругих модулей, но эта тенденция прерывается композиционными границами и фазовыми изменениями. Например, на границе между корой и мантией, известной как Мохоровичская разрывность (Moho), скорость Р-волн резко скачет от примерно 6 до 7 километров в секунду в коре до примерно 8 километров в секунду в верхней мантии.

Температура также влияет на скорость волны. Более горячие, менее жесткие материалы замедляют сейсмические волны, в то время как более холодные, более жесткие материалы ускоряют их. Эта температурная зависимость является основой для сейсмической томографии, которая отображает горячие апвеллинги и холодные субдукционные плиты в мантии.

Рефракция и отражение на границах

Когда сейсмическая волна сталкивается с границей между слоями с различными физическими свойствами, часть её энергии отражается обратно в исходную среду и часть передается, или преломляется, в новую среду.Угол преломления следует закону Снелла, точно так же, как свет через стекло.Это изгиб волновых путей создаёт теневые зоны, где определённые волны не обнаруживаются, обеспечивая мощные ограничения на глубинную структуру Земли.

Наиболее ярким примером является зона тени Р-волн между 103° и 142° от эпицентра землетрясения. Сейсмические волны, которые обычно проходят через внешнее ядро, изгибаются так сильно, что не достигают поверхности в этом диапазоне. Существование этой зоны тени в сочетании с наблюдением, что S-волны полностью отсутствуют за 103°, предоставило ранние доказательства того, что внешнее ядро является жидким. Внутреннее ядро было позже обнаружено путем обнаружения слабых P-волн, которые отражались от его границы около 180° от источника.

Волновые пути через внутренние слои Земли

Сейсмические волновые пути изогнуты, поскольку скорость обычно увеличивается с глубиной из-за увеличения давления, заставляя волны постепенно преломляться обратно к поверхности. Точная форма лучевого пути зависит от градиента скорости. В областях, где скорость уменьшается с глубиной, например, при переходе коры-мантии при определенных тектонических настройках, волны могут отклоняться вниз, создавая зону низкой скорости, которая приводит к теневой зоне для прямых волн.

Время перемещения волны по данному пути зависит от структуры скорости по этому пути. Сейсмологи составляют кривые времени прохождения, которые выстраивают время прибытия по отношению к эпицентральному расстоянию для каждого типа волны. Эти кривые получены из эмпирических наблюдений и теоретических расчетов и используются для определения местоположения землетрясений и инвертирования структуры Земли. Современные глобальные модели времени перемещения, такие как Предварительная эталонная модель Земли (PREM), обеспечивают стандартные профили скорости для коры, мантии и ядра, которые используются сейсмологами во всем мире.

Слои Земли и сейсмическое поведение волн

Внутренняя структура Земли разделена на концентрические слои по составу и механическим свойствам.Каждый слой обладает уникальными сейсмическими характеристиками, которые были обнаружены и уточнены путем анализа сейсмических волновых прибытий от землетрясений и взрывов.

Кора

Кора Земли — самая внешняя твёрдая оболочка, толщиной от около 5 километров под океанами до 70 километров под континентальными горными хребтами. Она состоит в основном из силикатных пород, которые менее плотны, чем подстилающая мантия. Сейсмические скорости волн в коре относительно низки, при этом P-волны имеют скорость от 5 до 7 километров в секунду. Прерывистость Мохо знаменует собой основание коры, где скорости волн резко возрастают по мере того, как материал становится более мафиозным и плотным.

Кора далее подразделяется на океанический и континентальный типы.Океаническая кора тоньше, плотнее и однороднее, состоит в основном из базальта и габбро.Континентальная кора толще, более фельсовая и сильно разнородная, со сложной структурой скорости, отражающей ее долгую тектоническую историю.Сейсмические исследования отражения и преломления используются для картирования толщины коры, зон разломов и осадочных бассейнов для разведки ресурсов и оценки опасности землетрясений.

Мантия

Мантия простирается от Мохо на глубину примерно 2900 км и содержит основную массу Земли, состоит из сверхмассивной породы, преимущественно перидотитовой, с минеральными фазами высокого давления, такими как оливин, вадслейит, рингвудит, и в конечном итоге перовскит и постперовскит у её основания.Сейсмические скорости волн в мантии неуклонно возрастают с около 8 км в секунду наверху до более 13 км в секунду чуть выше границы ядра-мантии.

Мантия неоднородна. Верхняя мантия содержит астеносферу, зону низкой скорости, где частичное плавление снижает скорости волн и обеспечивает слой разъединения для тектоники плит. Ниже астеносферы переходная зона между 410 и 660 километрами глубины содержит фазовые изменения, где оливин превращается в более плотные полиморфы, вызывая резкое увеличение скорости волны. Нижняя мантия от 660 до 2900 километров более однородна по составу, но показывает крупномасштабные аномалии скорости из-за изменений температуры, включая африканские и тихоокеанские большие низкосдвигающиеся области (LLSVPs).

Внешний ядро

Внешнее ядро представляет собой жидкий слой, состоящий в основном из железа и никеля с примерно 10-процентными более легкими элементами, такими как сера, кислород, кремний и углерод. Оно простирается от глубины около 2900 до 5150 км. Его жидкое состояние подтверждается полным отсутствием прибытий S-волн, которые прошли бы через него, и точной формой зоны тени P-волн. Скорость P-волн во внешнем ядре резко падает примерно до 8 километров в секунду чуть ниже границы ядра-мантлы, затем постепенно увеличивается примерно до 10 километров в секунду вблизи границы внутреннего ядра. Поток проводящего жидкого железа во внешнем ядре генерирует магнитное поле Земли через геодинамический процесс.

Внутреннее ядро

Внутреннее ядро представляет собой сплошную сферу радиусом примерно 1220 километров, состоящую в основном из железа и никеля при температурах, превышающих 5000 градусов Цельсия, но сохраняющуюся твердостью при огромных давлениях, превышающих 3,6 млн атмосфер. Оно было обнаружено в 1936 году Инге Леманн путём обнаружения слабых P-волн в теневой зоне, которые она правильно интерпретировала как отражения от твёрдой внутренней границы ядра. Сейсмические волны, проходящие через внутреннее ядро, включая фазы PKP и PKJKP, показывают, что оно анизотропное, то есть скорости различаются в зависимости от направления распространения волны относительно оси вращения Земли, что указывает на выровненные кристаллы железа.

Сейсмические волновые приложения и современное оборудование

Изучение сейсмических волн выходит далеко за рамки обнаружения землетрясений.Современная сейсмология применяет теорию распространения волн к широкому кругу научных и практических проблем, от картирования глубины недр до мониторинга договоров о запрещении ядерных испытаний.

Сейсмическая томография

Сейсмическая томография — это вычислительная техника, которая использует сотни тысяч раз сейсмических волн для создания трехмерных изображений недр Земли. Подобно компьютерной томографии в медицине, техника использует тот факт, что волны, проходящие через разные регионы, имеют разное время прибытия. Инвертируя эти времена путешествия, сейсмологи могут отображать аномалии скорости, которые соответствуют субдукционным плитам, мантийным плюмам, континентальным корням и другим крупномасштабным структурам. Модели глобальной томографии выявили два LLSVP под Африкой и Тихим океаном, которые могут быть древними, химически отличными резервуарами, связанными с ранней дифференциацией Земли.

Землетрясение раннего предупреждения

Сейсмическая волновая физика лежит в основе систем раннего предупреждения о землетрясениях. Эти системы обнаруживают быстро движущиеся Р-волны, которые прибывают за секунды до десятков секунд до разрушительных S-волн и поверхностных волн. Автоматизированные алгоритмы оценивают местоположение землетрясения и величину от исходных данных Р-волн, а затем передают оповещения в населенные районы. Японская система, которая работает с 2007 года, предоставляет предупреждения, которые позволили поездам замедляться, лифтам останавливаться и промышленным процессам отключаться до того, как прибывает сильнейшее встряхивание. Подобные системы развернуты в Соединенных Штатах, Мексике и других сейсмически активных регионах.

Разведка ресурсов

Нефтегазовая промышленность использует сейсмологию контролируемого источника, генерируя сейсмические волны с помощью вибраторов или взрывных зарядов и записывая отраженные волны массивами геофонов. Анализ времени отражения и амплитуды показывает геометрию подземных осадочных слоев и может идентифицировать структурные ловушки и стратиграфические особенности, которые могут содержать углеводороды. Достижения в полноволновой инверсии теперь позволяют извлекать подробную информацию о свойствах пород, включая пористость, содержание жидкости и механическую прочность, непосредственно из сейсмических данных.

Мониторинг ядерных испытаний

Организация Договора о всеобъемлющем запрещении ядерных испытаний управляет глобальной сетью сейсмических станций, которые могут обнаруживать, находить и различать подземные ядерные взрывы от естественных землетрясений. Отношение амплитуды Р-волны к амплитуде S-волны, глубина источника и наличие характерных поверхностных волновых паттернов являются ключевыми дискриминантами. Взрывы генерируют более крупные амплитуды Р-волны по сравнению с S-волнами по сравнению с землетрясениями, разница, которая используется автоматизированными алгоритмами классификации событий.

Понимание распространения сейсмических волн через слои Земли было одним из самых успешных научных начинаний прошлого века. От открытия границы ядра-мантии Ричардом Олдхэмом в 1906 году до современных томографических изображений глубоких мантийных шлейфов информация, передаваемая сейсмическими волнами, продолжает совершенствовать наши знания о планетарной структуре и динамике. С каждым новым развертыванием сейсмических массивов и каждым улучшением вычислительного моделирования ученые получают более четкое разрешение скрытых процессов, которые формируют нашу планету.

Для дальнейшего чтения см. Программа геологической службы США по опасности землетрясений , Инкорпорированные исследовательские институты сейсмологии и Всеобъемлющая организация договора о запрещении ядерных испытаний .