Seismische Welle

Seismische Wellen sind Wellen von Energie, die über der Erde Schichten reisen, und sind eine Folge eines Erdbebens, Explosion oder einem Vulkan, der Niederfrequenz-Schallenergie verleiht. Viele andere natürlichen und anthropogenen Quellen zu erstellen geringer Amplitude Wellen allgemein als Umgebungsschwingungen bezeichnet. Seismische Wellen werden durch Geophysiker namens Seismologen sucht. Seismische Wellenfelder werden von einem Seismometer, Hydrophon oder Beschleunigungsmesser erfasst.

Die Ausbreitungsgeschwindigkeit der Wellen hängt davon ab, Dichte und Elastizität des Mediums. Geschwindigkeit nimmt mit der Tiefe zu erhöhen, und liegt im Bereich von etwa 2 bis 8 km / s in der Erdkruste bis zu 13 km / s in den tiefen Erdmantel.

Erdbeben erzeugen verschiedene Arten von Wellen mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten; bei Erreichen seismischen Beobachtungsstellen, um ihre Reisezeit Wissenschaftlern helfen, die Ursache des Erdbebens Hypozentrum suchen. In der Geophysik die Brechung oder Reflexion von seismischen Wellen ist für die Forschung in die Struktur des Erdinneren genutzt, und von Menschen verursachten Schwingungen werden häufig erzeugt wird, um flache, Untergrundstrukturen zu untersuchen.

Arten von seismischen Wellen

Unter den vielen Arten von seismischen Wellen, kann man eine breite Unterscheidung zwischen Körperwellen und Oberflächenwellen zu machen.

  • Körperwellen durch das Innere der Erde, reisen Oberflächenwellen über die Oberfläche
  • Oberflächenwellen zerfallen langsamer mit Abstand als funktionieren Körperwellen, die in drei Dimensionen zu reisen
  • Teilchenbewegung von Oberflächenwellen ist größer als die der Volumenwellen, so Oberflächenwellen dazu neigen, mehr Schaden anrichten

Andere Arten der Wellenausbreitung bestehen als die in diesem Artikel beschrieben wird; wenn der für die Erde übertragene Wellen vergleichsweise geringer Bedeutung, sind sie im Fall der Asteroseismologie wichtig.

Körperwellen

Körper Wellen durch das Innere der Erde. Sie schaffen Strahlenwege durch die unterschiedliche Dichte und Elastizitätsmodul des Erdinneren gebrochen wird. Die Dichte und der Elastizitätsmodul, die wiederum je nach Temperatur, Zusammensetzung und Phase. Dieser Effekt ähnelt dem Lichtbrechung waves.Includes Primär- und Sekundärwellen.

Primärwellen

Primärwellen Kompressionswellen, die in Längsrichtung in der Natur sind. P-Wellen sind Druckwellen, die schneller als andere Wellen durch die Erde zu reisen, um an Seismograph Stationen ankommen, daher der Name "Primär". Diese Wellen können durch jede Art von Material, einschließlich Fluiden zu reisen, und kann fast die doppelte Geschwindigkeit der S-Wellen reisen. In Luft, nehmen sie die Form von Schallwellen, daher sind sie bei der Schallgeschwindigkeit zu reisen. Typische Geschwindigkeiten sind 330 m / s in der Luft, 1450 m / s in Wasser und etwa 5000 m / s in Granit.

Sekundärwellen

Sekundärwellen Scherwellen, die sich quer in der Natur sind. Infolge eines Erdbebens Falls kommen S-Wellen bei Erdbebenstationen nach den sich schneller bewegenden P-Wellen und verdrängen den Boden senkrecht zu der Ausbreitungsrichtung. Abhängig von der Ausbreitungsrichtung kann die Welle auf unterschiedliche Oberflächeneigenschaften zu ergreifen; beispielsweise im Falle von waagerecht polarisierten Wellen S, bewegt sich der Boden abwechselnd zu einer Seite und dann die andere. S-Wellen nur durch Feststoffe zu reisen, wie Flüssigkeiten unterstützen keine Schubspannungen. S-Wellen sind langsamer als P-Wellen und Geschwindigkeiten sind typischerweise etwa 60% von dem des P-Wellen in einem bestimmten Material.

Oberflächenwellen

Seismischen Oberflächenwellen entlang der Oberfläche der Erde. Sie kann als eine Form von mechanischen Oberflächenwellen zu klassifizieren. Sie Oberflächenwellen genannt, da sie zu verringern, je weiter sie von der Oberfläche zu erhalten. Ihre Geschwindigkeit ist niedriger als die der seismischen Raumwellen. Oberflächenwellen bewegen sich langsamer als die andere Art von seismischen Wellen. In großen Erdbeben, können Oberflächenwellen eine Amplitude von mehreren Zentimetern aufweisen.

Rayleigh-Wellen

Rayleigh-Wellen, die auch als Grundrollen sind Oberflächenwellen, die als Wellen mit Bewegungen, die ähnlich denen der Wellen auf der Wasseroberfläche sind zu reisen. Die Existenz dieser Wellen wurde von John William Strutt, Lord Rayleigh vorhergesagt, im Jahr 1885. Sie sind langsamer als Raumwellen, rund 90% der Geschwindigkeit der S-Wellen für die typischen homogenen elastischen Medien. In dem Schichtmediums die Geschwindigkeit der Rayleigh-Wellen abhängig von ihrer Frequenz und Wellenlänge. Siehe auch Lamb-Wellen.

Love-Wellen

Lovewellen horizontal polarisierte Scherwellen, die nur in Gegenwart eines semi-infiniten Medium durch eine obere Schicht endlicher Dicke überlagert. Sie werden nach dem Namen A.E.H. Liebe, ein britischer Mathematiker, der ein mathematisches Modell der Wellen im Jahre 1911 hergestellt Sie sind meist etwas schneller als Rayleigh-Wellen, etwa 90% der S-Wellengeschwindigkeit, und haben die größte Amplitude.

Stoneley Wellen

Ein Stoneley Welle ist eine Art von großer Amplitude Rayleigh-Welle, die entlang einer Fest-Flüssig-Grenz oder unter bestimmten Bedingungen auch entlang Fest-Fest-Grenz ausbreitet. Sie entlang den Wänden eines mit Fluid gefüllten Bohrloch erzeugt werden, wobei eine wichtige Quelle für kohärentes Rauschen in VSPs betont und die Niederfrequenzkomponente des Quell in Schallprotokollierung. Die Gleichung für Stoneley Wellen wurde zuerst von Dr. Robert Stoneley, emeritierter Professor für Seismologie, Cambridge gegeben.

Eigenschwingungen der Erde

Dieses Phänomen ist ein Ergebnis der Interferenz zwischen zwei Oberflächenwellen in entgegengesetzte Richtungen. In der Tat ist eine Oberfläche stehenden Welle. Interferenz von Rayleigh-Wellen Ergebnisse aus Kugelschwingung S, während Interferenz von Love-Wellen ergibt Ringkernschwingungs T. Die Modi der Schwingungen werden durch drei Zahlen festgelegt, zB NSL, wobei l die Winkel Bestellnummer. Die Zahl m ist die Azimut Bestellnummer. Es kann auf 2l + 1 Werte von -l bis + l zu nehmen. Die Zahl n ist die radiale Bestellnummer. Es bedeutet, die Welle mit n Nulldurchgänge im Umkreis. Das grundlegende mit Kugelmodus 0S2 hat eine Dauer von etwa 54 Minuten. Die Zeit der 0S3 beträgt 36 Minuten und 0S4 beträgt 26 Minuten. Zwei Modi der Natur nicht existieren kann, sind die 0S0 und 0T1. Das kugelModus 0S0 nicht vorhanden ist, weil es eine Veränderung des Schwerpunkts, die nicht passieren kann erfordert. Der Ringkernmodus 0T1 nicht existiert, weil es den gesamten Bereich zu drehen, die die Erhaltung des Drehimpulses gegen erfordert. Die grundlegende Ringkernmodus 0T2 hat eine Dauer von etwa 44 Minuten. Für kugelsymmetrisch Erde die Frist für die gegebenen n und l nicht von m abhängen. Die ersten Beobachtungen von Eigenschwingungen der Erde wurden während der großen 1960 Erdbeben in Chile durchgeführt. Gegenwärtig Perioden Tausende Modi sind bekannt. Diese Daten werden für die Bestimmung einige Großstrukturen der Erde Innenraum verwendet.

P und S-Wellen im Erdmantel und Erdkern

Ein Erdbeben auftritt, Seismographen der Nähe des Epizentrums in der Lage, sowohl die P- und S-Wellen, aber die in einem größeren Abstand aufzeichnen nicht mehr erkennen, die hohen Frequenzen des ersten S-Welle. Da Scherwellen nicht durch Flüssigkeiten passieren, dieses Phänomen ursprünglichen Beweise für die mittlerweile gut etablierten Beobachtung, dass sich die Erde hat einen flüssigen äußeren Kern, wie von Richard Dixon Oldham demonstriert. Diese Art der Betrachtung ist auch verwendet worden, zu argumentieren, durch seismische Tests, dass der Mond hat einen festen Kern, wenngleich die jüngsten Studien legen nahe, geodätische der Kern noch geschmolzen ist.

Notierung

Der Pfad, der eine Welle erfolgt zwischen dem Brennpunkt und der Beobachtungspunkt wird oft als ein Strahlendiagramm gezeichnet. Ein Beispiel dafür ist in einer Figur oben dargestellt. Wenn Reflexionen berücksichtigt es eine unendliche Anzahl von Wegen, die eine Welle zu nehmen. Jeder Pfad ist durch eine Reihe von Buchstaben, die die Flugbahn und die Phase durch die Erde beschreiben bezeichnet. Im allgemeinen ein oberes Gehäuse bezeichnet eine gesendete Welle und ein unteres Gehäuse bezeichnet eine reflektierte Welle. Die beiden Ausnahmen scheinen "g" und "n" ist. Die Notation ist aus genommen und.

Beispielsweise:

  • SCP eine Welle, die in Richtung der Mitte der Erde als ein S-Welle, beginnt. Bei Erreichen des äußeren Kerns die Welle reflektiert als P-Welle.
  • sPKIKP ist ein Wellenpfad, der in Richtung der Oberfläche auf Reisen beginnt, eine S-Welle. An der Oberfläche reflektiert es als P-Welle. Die P-Welle wandert dann durch den äußeren Kern, der innere Kern, der äußere Kern und dem Mantel.

Nützlichkeit der P- und S-Wellen, bei der Suche nach ein Ereignis

Im Fall von lokalen oder in der Nähe von Erdbeben, kann die Differenz in den Ankunftszeiten der P und S-Wellen verwendet werden, um den Abstand zu dem Ereignis zu bestimmen. Im Fall von Erdbeben, die auf globaler Abständen aufgetreten sind, drei oder mehr geografisch vielfältig Beobachtungsstationen der Aufnahme P-Wellenankunftszeiten erlaubt die Berechnung einer einzigartigen Zeit und Ort auf dem Planeten für die Veranstaltung. In der Regel Dutzende oder sogar Hunderte von P-Wellen-Ankunftszeiten werden verwendet, um Hypozentren zu berechnen. Die durch eine Hypozentrums Berechnung generiert Außenseiter als "Rest" bekannt. Residuen von 0,5 Sekunden oder weniger sind typisch für entfernte Ereignisse, Residuen von 0,1-0,2 s für lokale Veranstaltungen typischen, was bedeutet, die meisten berichteten P Ankünfte passen die berechneten Hypozentrum, das gut. Typischerweise eine Lage Programm wird durch die Annahme, das Ereignis beginnen erfolgte bei einer Tiefe von etwa 33 km; dann minimiert den Rest durch Einstellen der Tiefe. Die meisten Ereignisse in Tiefen flacher als etwa 40 km, aber einige treten so tief wie 700 km.

Eine schnelle Möglichkeit, den Abstand von einer Stelle auf die Herkunft einer seismischen Welle weniger als 200 km entfernt zu bestimmen, ist, den Unterschied in der Ankunftszeit der P-Welle und der S-Welle in Sekunden und multiplizieren 8 Kilometern pro Sekunde. Modernen seismischen Arrays verwenden komplizierter Erdbeben Ort Techniken.

Bei tele Distanzen wurden die ersten ankommenden P-Wellen unbedingt reiste tiefer in den Mantel, und vielleicht sogar in den äußeren Kern des Planeten gebrochen, bevor Sie zurück reisen bis zu der Oberfläche der Erde, wo die seismographisches Stationen befinden. Die Wellen schneller, als wenn sie in einer geraden Linie von dem Erdbeben gereist war. Dies ist auf die deutlich erhöhten Geschwindigkeit innerhalb des Planeten, und wird als Huygens 'Prinzip. Dichte in den Planeten mit der Tiefe, die die Wellen verlangsamen würde, aber der Elastizitätsmodul des Gesteins steigt wesentlich, so tiefer mittels schneller. Daher kann eine längere Strecke eine kürzere Zeit.

Die Fahrtzeit sehr genau, um eine genaue Hypozentrum berechnen berechnen. Da P-Wellen bewegen sich mit vielen Kilometern pro Sekunde, kann als aus ein Weg-Zeit-Berechnung durch, auch eine halbe Sekunde einen Fehler von vielen Kilometern in Bezug auf die Entfernung bedeuten. In der Praxis werden P, bevor viele Stationen verwendet und die Fehler aufheben, so dass die berechnete Epizentrum wahrscheinlich ganz genau zu sein, in der Größenordnung von 10 bis 50 km oder so auf der ganzen Welt. Dichte Anordnungen benachbarter Sensoren wie jene, die in Kalifornien existieren kann Genauigkeit etwa einen Kilometer und viel bessere Genauigkeit liefern kann, wenn Zeit direkt durch Kreuzkorrelation Seismogramm Wellenformen gemessen.

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