Seismiska vågor är vågor som bär energin från elastiska (mekaniska) vibrationer i bergarter. Källan till en seismisk våg kan vara vilken mekanisk effekt som helst på stenar som orsakar uppkomsten av elastiska vibrationer i dem - en jordbävning, en explosion [1] , vibrationer, stötar, etc. Seismiska vågor som genereras av jordbävningar studeras inom seismologi, i seismisk utforskning skapas vågor av artificiella källor. En av de viktigaste egenskaperna hos en seismisk våg är dess hastighet, som beror på de elastiska egenskaperna och densiteten hos de bergarter där den utbreder sig. Vågutbredningshastigheten tenderar att öka med djupet, i den övre delen av jordskorpan är den 2–8 km/s, och när den sänks ner till mantelns nivå når den 13 km/s. Frekvensen av seismiska vågor ligger inom ljud- och infraljudsområdet.
Nära källorna till starka jordbävningar har seismiska vågor en destruktiv kraft med en dominerande period på tiondels sekund . På avsevärda avstånd från epicentra är seismiska vågor elastiska vågor. [2]
Det finns två huvudtyper: kroppsvågor och ytvågor. Utöver de som beskrivs nedan finns det andra, mindre signifikanta typer av vågor som sannolikt inte finns på jorden, men de är viktiga inom astroseismologi .
Kroppsvågor passerar genom jordens tarmar. Vågornas väg är krökt på grund av den olika densiteten och styvheten hos underjordiska stenar.
P-vågorP-vågor (primära vågor) är longitudinella eller kompressionsvågor. I likhet med ljudvågor - upplever partiklar vibrationer fram och tillbaka längs vågutbredningslinjen [3] . Vanligtvis är deras hastighet dubbelt så hög som S-vågor, de kan passera genom vilket material som helst. I luft tar de formen av ljudvågor, och följaktligen blir deras hastighet lika med ljudets hastighet i luft. Typiska P-vågshastigheter är 330 m/s i luft, 1 450 m/s i vatten och 5 000 m/s i granit. På den nedre sidan av Mohorovichic-gränsen är P-våghastigheten cirka 8100 m/s, och i området för mantel-kärngränsen når den 13600 m/s [4] .
S-vågorS-vågor (sekundära vågor) är tvärgående vågor. Partiklar i mediet upplever svängningar vinkelrätt mot vågutbredningslinjen [3] . Vätskor överför inte S-vågor [5] , detta är en av anledningarna till att en jordbävning på ett fartyg till havs känns som en vertikal stöt, som om fartyget träffade ett undervattensobjekt [6] . På den nedre sidan av Mohorovichic-gränsen är S-vågshastigheten cirka 4400 m/s, och i området för mantel-kärngränsen når den 7300 m/s [4] .
Ytvågor liknar en del vågor på vatten, men till skillnad från dem färdas de på jordens yta. Deras vanliga hastighet är mycket lägre än hastigheten på kroppsvågor. På grund av sin låga frekvens, varaktighet och höga amplitud är de de mest destruktiva av alla typer av seismiska vågor.
Ytvågor är av två typer: Rayleigh- vågor och Love-vågor . I Love-vågor oscillerar partiklar i ett horisontellt plan vinkelrätt mot vågens utbredningsriktning. I Rayleigh-vågor rör sig partiklar i ellipser framåt-upp-bakåt-ner i förhållande till vågens utbredningsriktning. Ytvågen fortplantar sig långsammare än S-vågen, medan Love-vågen är snabbare än Rayleigh-vågen [7] .
När en jordbävning inträffar registrerar seismografer nära epicentret S- och P-vågor. Men på stora avstånd är det omöjligt att upptäcka den första S-vågens höga frekvenser. Eftersom tvärgående vågor inte kan färdas genom vätskor, föreslog Richard Dixon Oldham från detta fenomen att jorden har en flytande yttre kärna. Från denna typ av studier föreslogs det vidare att månen har en solid kärna, men nyligen genomförda geofysiska studier visar att den fortfarande är smält.
Vid lokala eller närliggande jordbävningar kan skillnaden i P- och S-vågankomster användas för att bestämma avståndet från händelsen. Vid globala jordbävningar registrerar fyra eller flera observationsstationer, synkroniserade i tid, ankomsttiden för P-vågorna. Baserat på dessa data är det möjligt att beräkna epicentret var som helst på planeten. För att bestämma hypocentret används en större mängd data (tiotals eller hundratals P-vågankomstposter från seismiska stationer).
Det enklaste sättet att ta reda på platsen för en jordbävning inom en radie av 200 km är att beräkna skillnaden i ankomster av P- och S-vågor i sekunder och multiplicera den med 8. Men på teleseismik[ okänd term ] avstånd [8] denna metod är inte lämplig, eftersom det finns en hög sannolikhet att seismiska vågor fördjupades till jordens mantel och bryts, vilket ändrar deras hastighet .
Amplituden för en seismisk elastisk våg är det maximala värdet av förskjutningen av en oscillerande stenpartikel i förhållande till jämviktstillståndet. Beroende på typen av seismisk vibrationsmottagare kan amplituden vara lika med den maximala hastigheten eller accelerationen för de oscillerande partiklarna. Efter konvertering i mottagarna blir den seismiska signalen elektrisk, så amplituden uttrycks redan i mV eller i ADC- enheter . Det finns för närvarande ingen standard seismisk våg, så frågan om enheten för amplitudmätning förblir öppen och den antas vara dimensionslös.
Beroende på polariteten hos den seismiska impulsen kan vågamplituden vara positiv eller negativ. En puls med positiv amplitud har samma polaritet (fassekvens) som den för en våg som skapas direkt av källan, och en puls med negativ amplitud är den motsatta.
Amplituden för en seismisk våg beror på energitätheten i utrymmet mellan den främre och bakre delen, därför, på grund av omfördelningen av konstant elastisk energi till en allt större volym, minskar vågamplituden med vågfrontens avstånd från källan . Dessutom påverkas amplitudvärdet av akustisk styvhet (vågimpedans), som bestämmer graden av amplitudreduktion. I akustiskt hårda medier minskar den elastiska vågens amplitud, medan den ökar i akustiskt mjuka medier. Dessutom beror den elastiska vågens amplitud direkt på den kinetiska energin som vågkällan kommunicerar med mediet [10] .