Seismische Wellen sind Wellen der Energie, die durch die Erde reisen, und ein Ergebnis eines Erdbebens, Explosion oder eines Vulkans sind, der niederfrequente akustische Energie gibt. Viele andere natürliche und anthropogene Quellen schaffen niedrige als umgebende Vibrationen allgemein gekennzeichnete Umfang-Wellen. Seismische Wellen werden durch geophysicists genannt Seismologen studiert. Seismische Welle-Felder werden durch einen Seismographen registriert, rufen (in Wasser), oder Beschleunigungsmesser hydroan.

Die Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Wellen hängt von Dichte und Elastizität des Mediums ab. Geschwindigkeit neigt dazu, mit der Tiefe und den Reihen von etwa 2 bis 8 km/s in der Kruste der Erde bis zu 13 km/s im tiefen Mantel zuzunehmen.

Erdbeben schaffen verschiedene Typen von Wellen mit verschiedenen Geschwindigkeiten; wenn man seismische Sternwarten, ihre verschiedenen Fahrzeit-Hilfswissenschaftler erreicht, um die Quelle des Erdbebens hypocenter ausfindig zu machen. In der Geophysik werden die Brechung oder das Nachdenken von seismischen Wellen für die Forschung in die Struktur des Interieurs der Erde und den Mann verwendet gemachte Vibrationen werden häufig erzeugt, um seichte, unterirdische Strukturen zu untersuchen.

Typen von seismischen Wellen

Es gibt zwei Typen von seismischen Wellen, Körperwelle und Oberflächenwellen. Andere Weisen der Welle-Fortpflanzung bestehen als diejenigen, die in diesem Artikel beschrieben sind, aber sie sind von verhältnismäßig geringer Wichtigkeit für erdgeborene Wellen, obwohl sie im Fall von asteroseismology wichtig sind.

Körperwellen

Körperwellen reisen durch das Interieur der Erde. Sie schaffen raypaths, der durch die unterschiedliche Dichte und das Modul (Steifkeit) des Interieurs der Erde gebrochen ist. Die Dichte und das Modul ändern sich abwechselnd gemäß der Temperatur, Zusammensetzung und Phase. Diese Wirkung ist der Brechung von leichten Wellen ähnlich.

Primäre Wellen

Primäre Wellen (P-Wellen) sind compressional Wellen, die in der Natur längs gerichtet sind. P Wellen sind Druck-Wellen, die schneller reisen als andere Wellen durch die Erde, um Seismograf-Stationen zuerst folglich der "Primäre" Name zu erreichen. Diese Wellen können durch jeden Typ des Materials einschließlich Flüssigkeiten reisen, und können an fast zweimal der Geschwindigkeit von S Wellen reisen. In Luft nehmen sie die Form von Schallwellen an, folglich reisen sie mit der Geschwindigkeit des Tons. Typische Geschwindigkeiten sind 330 m/s in Luft, 1450 m/s in Wasser und ungefähr 5000 m/s im Granit.

Sekundäre Wellen

Sekundäre Wellen (S-Wellen) sind scheren Wellen, die in der Natur querlaufend sind. Diese Wellen erreichen Seismograf-Stationen nach dem schnelleren Bewegen P Wellen während eines Erdbebens und versetzen die Boden-Senkrechte zur Richtung der Fortpflanzung. Abhängig von der propagational Richtung kann die Welle verschiedene Oberflächeneigenschaften übernehmen; zum Beispiel, im Fall von horizontal polarisierten S Wellen, bewegt sich der Boden abwechselnd zu einer Seite und dann dem anderen. S Wellen kann nur durch Festkörper reisen, weil Flüssigkeiten (Flüssigkeiten und Benzin) Scherspannungen nicht unterstützen. S Wellen sind langsamer als P Wellen, und Geschwindigkeiten sind normalerweise ungefähr 60 % von dieser von P Wellen in jedem gegebenen Material.

Oberflächenwellen

Oberflächenwellen (L-Wellen) sind Wasserwellen analog und reisen entlang der Oberfläche der Erde. Sie reisen langsamer als Körperwellen. Wegen ihrer niedrigen Frequenz, langer Dauer und großen Umfangs, können sie der zerstörendste Typ der seismischen Welle sein. Sie werden Oberflächenwellen genannt, weil sie sich vermindern, weil sie weiter von der Oberfläche kommen.

Wellen von Rayleigh

Wellen von Rayleigh, auch genannt Boden-Rolle, sind Oberflächenwellen, die als Kräuselungen mit Bewegungen reisen, die denjenigen von Wellen auf der Oberfläche von Wasser ähnlich sind (bemerken Sie jedoch, dass die verbundene Partikel-Bewegung an seichten Tiefen rückläufig ist, und dass die Wiederherstellungskraft in Rayleigh und in anderen seismischen Wellen elastisch, bezüglich Wasserwellen nicht Gravitations-ist). Die Existenz dieser Wellen wurde von John William Strutt, Herrn Rayleigh 1885 vorausgesagt. Sie sind langsamer als Körperwellen, ungefähr 90 % der Geschwindigkeit von S Wellen für typische homogene elastische Medien.

Liebe-Wellen

Wellen von Love werden horizontal polarisiert scheren Wellen (SCH Wellen), vorhanden nur in Gegenwart von einem halbunendlichen durch eine obere Schicht der begrenzten Dicke gelegenen Medium. Sie werden nach A.E.H. Love, einem britischen Mathematiker genannt, der ein mathematisches Modell der Wellen 1911 geschaffen hat. Sie reisen gewöhnlich ein bisschen schneller als Wellen von Rayleigh, ungefähr 90 % der S Welle-Geschwindigkeit, und haben den größten Umfang.

Wellen von Stoneley

Eine Stoneley Welle ist ein Typ des großen Umfangs Welle von Rayleigh, die sich entlang einer fest-flüssigen Grenze fortpflanzt. Sie können entlang den Wänden eines geFlüssigkeitsfüllten Bohrloches erzeugt werden, eine wichtige Quelle des zusammenhängenden Geräusches in VSPs und Zusammenstellung des niedrigen Frequenzbestandteils der Quelle in der Schallprotokollierung seiend.

Die Gleichung für Wellen von Stoneley wurde zuerst von Dr Robert Stoneley (1894 - 1976), Emeritus der Seismologie, Cambridges gegeben.

P und S Wellen im Mantel und Kern der Erde

Wenn ein Erdbeben vorkommt, sind Seismografen in der Nähe vom Epizentrum im Stande, sowohl P als auch S Wellen zu registrieren, aber diejenigen in einer größeren Entfernung entdecken nicht mehr die hohen Frequenzen der ersten S Welle. Seitdem mähen Wellen können Flüssigkeiten nicht durchführen, dieses Phänomen war ursprüngliche Beweise für die jetzt feste Beobachtung, dass die Erde einen flüssigen Außenkern, wie demonstriert, durch Richard Dixon Oldham hat. Diese Art der Beobachtung ist auch verwendet worden, um durch die seismische Prüfung zu behaupten, dass der Mond einen festen Kern hat, obwohl neue geodätische Studien darauf hinweisen, dass der Kern noch geschmolzen ist.

Notation

Der Pfad, den eine Welle zwischen dem Fokus und dem Beobachtungspunkt nimmt, wird häufig als ein Strahl-Diagramm gezogen. Ein Beispiel davon wird in einer Zahl oben gezeigt. Wenn Nachdenken in Betracht gezogen wird, gibt es eine unendliche Zahl von Pfaden, die eine Welle nehmen kann. Jeder Pfad wird durch eine Reihe von Briefen angezeigt, die die Schussbahn und Phase durch die Erde beschreiben. Im Allgemeinen zeigen Großbuchstaben eine übersandte Welle an, und eine untere Umschaltung zeigt eine widerspiegelte Welle an. Die zwei Ausnahmen dazu scheinen, "g" und "n" zu sein. Die Notation wird von genommen und.

Zum Beispiel:

• ScP ist eine Welle, die beginnt, zum Zentrum der Erde als eine S Welle zu reisen. Nach dem Erreichen des Außenkerns denkt die Welle als eine P Welle nach.
• sPKIKP ist ein Welle-Pfad, der beginnt, zur Oberfläche als eine S-Welle zu reisen. An der Oberfläche denkt es als eine P-Welle nach. Die P-Welle reist dann durch den Außenkern, den inneren Kern, den Außenkern und den Mantel.

Nützlichkeit von P und S Wellen im Auffinden eines Ereignisses

Im Fall von lokalen oder nahe gelegenen Erdbeben kann der Unterschied in der Ankunftszeit des P und der S Wellen verwendet werden, um die Entfernung zum Ereignis zu bestimmen. Im Fall von Erdbeben, die in globalen Entfernungen, vier oder mehr geografisch verschiedene Beobachten-Stationen vorgekommen sind (eine allgemeine Uhr verwendend), erlaubt Aufnahme von P-Welle-Ankünften die Berechnung einer einzigartigen Zeit und Position auf dem Planeten für das Ereignis. Gewöhnlich werden Dutzende oder sogar Hunderte von P-Welle-Ankünften verwendet, um hypocenters zu berechnen. Das durch eine hypocenter Berechnung erzeugte Mißverhältnis ist als "das restliche" bekannt. Residuals von 0.5 Sekunde oder weniger sind für entfernte Ereignisse, residuals 0.1-0.2 s typischer für lokale Ereignisse typisch, meinend, dass am meisten berichtete P Ankünfte den geschätzten hypocenter so gut passen. Normalerweise wird ein Positionsprogramm durch das Annehmen anfangen, dass das Ereignis an einer Tiefe von ungefähr 33 km vorgekommen ist; dann minimiert es das restliche durch die Anpassung der Tiefe. Die meisten Ereignisse kommen an Tiefen vor, die seichter sind als ungefähr 40 km, aber einige kommen so tief vor wie 700 km.

Eine schnelle Weise, die Entfernung von einer Position bis den Ursprung einer seismischen Welle zu bestimmen, sollen weniger als 200 km weg den Unterschied in der Ankunftszeit der P Welle und der S Welle in Sekunden nehmen und um 8 Kilometer pro Sekunde multiplizieren. Moderne seismische Reihe verwendet mehr komplizierte Erdbeben-Positionstechniken.

In teleseismic Entfernungen ist das erste Ankommen P Wellen tief in den Mantel notwendigerweise gereist, und hat sogar vielleicht in den Außenkern des Planeten vor dem Reisen zurück bis zur Oberfläche der Erde gebrochen, wo die seismografischen Stationen gelegen werden. Die Wellen reisen schneller, als wenn sie in einer Gerade vom Erdbeben gereist waren. Das ist wegen der merkbar vergrößerten Geschwindigkeiten innerhalb des Planeten, und ist der Grundsatz von genanntem Huygens. Die Dichte im Planeten nimmt mit der Tiefe zu, die die Wellen verlangsamen würde, aber das Modul des Felsens nimmt viel mehr zu, so tiefer bedeutet schneller. Deshalb kann ein längerer Weg eine kürzere Zeit nehmen.

Die Fahrzeit muss sehr genau berechnet werden, um einen genauen hypocenter zu schätzen. Seitdem P Welle-Bewegung an vielen Kilometern pro Sekunde, von auf der Fahrzeit-Berechnung um sogar eine halbe Sekunde seiend, kann einen Fehler von vielen Kilometern in Bezug auf die Entfernung bedeuten. In der Praxis, P Ankünfte von vielen Stationen werden verwendet, und die Fehler heben sich, so das geschätzte Epizentrum auf, um wahrscheinlich, auf der Ordnung 10-50 km oder so um die Welt ziemlich genau zu sein. Die dichte Reihe von nahe gelegenen Sensoren wie diejenigen, die in Kalifornien bestehen, kann Genauigkeit grob eines Kilometers zur Verfügung stellen, und viel größere Genauigkeit ist möglich, wenn Timing direkt durch die Quer-Korrelation von seismogram Wellenformen gemessen wird.

Siehe auch

• Gleichung von Adams-Williamson

Außenverbindungen

• EDT: Ein MATLAB Werkzeugkasten für die seismische Welle-Fortpflanzung