Жер қабаттары арқылы таралатын сейсмик толқындар

Кіріспе

Жер сілкінісі, жанартау немесе жарылыс энергиясы Жердің қабаттары арқылы жүретін толқындар – Жер арқылы жүретін толқындар.

Сейсмикалық толқын – Жер немесе басқа планеталық дене арқылы жүретін акустикалық энергияның механикалық толқыны. Ол жер сілкінісінен (немесе жалпы алғанда, дірілден), жанартаудың атқылауынан, магманың қозғалысынан, үлкен көшкіндіден және төмен жиілікті акустикалық энергия тудыратын үлкен жасанды жарылыстан пайда болуы мүмкін. Сейсмологтар сейсмикалық толқындарды сейсмометрлер, гидрофондар (суда) немесе акселерометрлер арқылы жазады. Сейсмикалық толқындар сейсмикалық шудан (қоршаған діріл) ерекшеленеді, ол әртүрлі табиғи және антропогендік көздерден туындайтын тұрақты, төмен амплитудалы діріл. Сейсмикалық толқынның таралу жылдамдығы ортаның тығыздығы мен серпімділігіне, сондай-ақ толқынның түріне байланысты. Жылдамдық Жер қыртысы мен мантиясының тереңдігіне қарай көбейеді, бірақ мантиядан Жердің сыртқы қабығына өткенде күрт төмендейді. Жер сілкінісі әртүрлі жылдамдықпен қозғалатын толқындардың түрлерін тудырады. Сейсмологиялық обсерваторияда тіркелгенде, олардың әртүрлі жүру уақыты ғалымдарға жер сілкінісінің гипоцентрін анықтауға көмектеседі. Геофизикада сейсмикалық толқындардың сынуы немесе шағылысуы Жердің ішкі құрылымын зерттеу үшін қолданылады. Ғалымдар кейде жер астындағы құрылымдарды зерттеу үшін дірілдерді тудырып, өлшейді.

Түрлері

Сейсмикалық толқындардың көптеген түрлерінің ішінде, дене толқындары – Жердің ішінде тарайтын, және жер беттік толқындар – Жер бетімен тарайтын толқындарды ерекше атауға болады. Осы мақалада сипатталғандардан өзге де толқын таралу түрлері бар; олар Жердегі толқындар үшін салыстырмалы түрде маңызсыз болғанымен, астеросейсмологияда маңызды рөл атқарады. Дене толқындары Жердің ішкі қабаттары арқылы өтеді. Жер беттік толқындар Жер бетімен қозғалады. Жер беттік толқындар үш өлшемді дене толқындарына қарағанда қашықтыққа сай кешірек әлсірейді. Жер беттік толқындардың бөлшектерінің қозғалысы дене толқындарына қарағанда күштірек, сондықтан жер беттік толқындар көбірек қиратуға бейім.

Дене толқындары

Дененің толқындары Жердің ішкі бөлігі арқылы, тығыздық және модуль (қатырлық) сипаттамаларымен анықталатын жолдармен өтеді. Тығыздық пен модуль өз кезегінде температураға, құрамға және материалдың күйіне байланысты өзгереді. Бұл құбылыс жарық толқындарының сынға ұқсайды. Бөлшектердің қозғалысының екі түрі екі түрлі дененің толқындарын тудырады: Бірінші және Екінші толқындар. Осы айырмашылықты 1830 жылы француз математигі Симеон Денис Пуассон анықтаған.

Негізгі толқындар

Бастапқы толқындар (P толқындары) – табиғаты бойынша бойлық қысылу толқындары. P толқындары – жердің ішінде басқа толқындарға қарағанда жылдам қозғалатын қысым толқындары, сондықтан сейсмограф станцияларына ең бірінші жетеді, осы себепті оларды "бастапқы" деп атайды. Бұл толқындар кез келген ортада, тіпті сұйықтарда да таралуы мүмкін, ал жылдамдығы S толқындарынан шамамен 1,7 есе жоғары. Ауада олар дыбыс толқындары түрінде тарайды, демек, дыбыс жылдамдығымен қозғалады. Типик жылдамдықтары: ауада – 330 м/с, суда – 1450 м/с және гранитте – шамамен 5000 м/с.

Екінші реттік толқындар

Екіншілік толқындар (S толқындары) – табиғаты бойынша көлденең болатын серпімді толқындар. Жер сілкінісі болған кезде S толқындары сейсмограф станцияларына P толқындарынан кейін жетеді, ал P толқындары жылдамырақ қозғалады. S толқындары жерді таралу бағытына перпендикуляр бағытта қоздырады. Толқынның таралу бағытына қарай, оның беттік қасиеттері әртүрлі болуы мүмкін; мысалы, көлденең поляризацияланған S толқындарының жағдайында жер бір жаққа, содан кейін екінші жаққа ауысып отырады. S толқындары тек қатаң денелер арқылы ғана жүзе алады, себебі сұйықтықтар (сұйықтар және газдар) серпімді кернеуге төтеп бере алмайды. S толқындары P толқындарынан баяу, және олардың жылдамдығы кез келген материалда P толқындарының жылдамдығынан шамамен 60% төмен болады. Серпімді толқындар сұйық орта арқылы өте алмайды, сондықтан Жердің сыртқы қабатында S толқындарының болмауы оның сұйық күйде екенін көрсетеді.

Жер бетіндегі толқындар

Жер сілкінісінің беттік толқындары Жер бетімен қатар жүреді. Оларды механикалық беттік толқынның бір түрі деп санауға болады. Беттік толқындар Жер бетінен алшақтаған сайын амплитудасы азаяды және сейсмикалық дене толқындарынан (P және S толқындары) баяу жылдамдықпен таралады. Өте күшті жер сілкінісінен туындаған беттік толқындардың амплитудасы бірнеше сантиметрге жете алады.

Рейли толқындары

Рейли толқындары, сондай-ақ жер үсті толқыны деп аталады, су бетіндегі толқындар сияқты қозғалыстармен таралатын беттік толқындар (бірақ, оған қарамастан, шамалы тереңдіктегі байланысты сейсмикалық бөлшектердің қозғалысы көбінесе кері бағытталған болады, ал Рейли және басқа сейсмикалық толқындардағы қайта қалпына келтіру күші су толқындарына тән гравитациялық емес, серпімді болып табылады). Бұл толқындардың болуын 1885 жылы Джон Уильям Струт, Лорд Рейли болжаған. Олар дене толқындарынан баяу, мысалы, әдеттегі біртекті серпімді орта үшін S толқынының жылдамдығының шамамен 90% құрайды. Қабатты ортада (мысалы, жер қабығы мен жоғарғы мантияда) Рейли толқындарының жылдамдығы олардың жиілігі мен толқын ұзындығына байланысты. Сондай-ақ, Ламб толқындарын қараңыз.

Сүйіспеншілік толқындары

Махаббат толқындары – қабатты орта болған жағдайда ғана пайда болатын көлденең поляризацияланған серпілу толқындары (SH толқындары). Олар бұл толқындардың математикалық моделін 1911 жылы жасаған британдық математик Август Эдвард Хоу Лавтың құрметіне аталған. Әдетте, олар Рейли толқындарынан сәл жылдам, S толқынының жылдамдығының шамамен 90% жылдамдықпен таралады.

Стоунли толқындары

Стоунли толқыны — қатты дене-сұйықтық шекарасы бойымен немесе, белгілі бір жағдайларда, қатты дене-қатты дене шекарасы бойымен тарайтын шекаралық (немесе интерфейстік) толқынның бір түрі. Стоунли толқынының амплитудасы екі жанасқан ортаның шекарасында максималды мәнге жетеді және жанасудан алшақтаған сайын экспоненциалды түрде азаяды. Бұл толқындар сұйықтыққа толы ұңғыма қабырғалары бойымен де пайда болуы мүмкін, тік сейсмикалық профильдеулерде (VSP) маңызды когерентті шу көзі болып табылады және дыбыстық каротаж кезіндегі сигналдың төмен жиілікті компонентін құрайды. Стоунли толқындарына арналған теңдеуді алғаш рет доктор Роберт Стоунли (1894–1976), Кембридж университетінің сейсмология профессоры берген.

P және S толқындардың оқиғаның орнын анықтаудағы пайдалылығы

Жергілікті немесе жақын жердегі жер сілкінісі болған жағдайда, P және S толқындарының келу уақытының айырмасы оқиғаға дейінгі қашықтықты анықтау үшін қолданылуы мүмкін. Әлемдік қашықтықта болған жер сілкінісі үшін үш немесе одан көп географиялық жағынан әртүрлі бақылау станциялары (бірдей сағатты пайдалана отырып) P толқынының келуін тіркесе, бұл планетадағы оқиғаның бірегей уақыты мен орнын есептеуге мүмкіндік береді. Гипоцентрді есептеу үшін әдетте ондаған, тіпті жүздеген P толқынының келуі пайдаланылады. Гипоцентрлік есептеуде туындайтын қателік "қалдық" деп аталады. Алысқан оқиғалар үшін 0,5 секундқа дейінгі қалдықтар, ал жергілікті оқиғалар үшін 0,1–0,2 секундтық қалдықтар тән, яғни көптеген тіркелген P толқындары есептелген гипоцентрге жақсы сәйкес келеді. Орналасу бағдарламасы әдетте оқиғаның шамамен 33 км тереңдікте болғанын болжайды, содан кейін тереңдікті реттеу арқылы қалдықты азайтады. Көптеген оқиғалар 40 км-ден аз тереңдікте болады, бірақ кейбіреулері 700 км тереңдікте де кездеседі. Сейсмикалық толқынның 200 км-ден аз қашықтықтағы жерінен шығу орнына дейінгі қашықтықты анықтаудың жылдам жолы – P және S толқындарының келу уақытының айырмасын секундтарда алып, оны секундына 8 шақырымға көбейту. Қазіргі заманғы сейсмикалық жүйелер жер сілкінісінің орнын анықтау үшін күрделі әдістерді қолданады. Телесейсмикалық қашықтықта алғашқы келетін P толқындары міндетті түрде мантияның терең қабаттарына еніп, тіпті планетаның сыртқы ядросына дейін бұрылып, содан кейін сейсмографиялық станциялар орналасқан Жер бетіне қайта оралады. Толқындар жер сілкінісінен тікелей шыққанда, түзу сызықпен жүргеннен гөрі жылдам қозғалады. Бұл планета ішіндегі жылдамдықтардың айтарлықтай артуына байланысты және Гюйгенс принципі деп аталады. Жердің тығыздығы тереңдікпен бірге артады, бұл толқындардың жылдамдығын азайтуы мүмкін, бірақ тау жыныстарының серпімділік модулі одан да көп өседі, сондықтан тереңдеген сайын жылдамдық артады. Сондықтан ұзақ жол қысқа уақытта жүрілуі мүмкін. Дәл гипоцентрді есептеу үшін сапар уақытын өте дәл есептеу қажет. P толқындары секундына көптеген шақырым жылдамдықпен қозғалатындықтан, сапар уақытын есептеуде жарты секундтық қателік қашықтық бойынша көптеген шақырымдық қателікке әкелуі мүмкін. Іс жүзінде көптеген станциялардан алынған P толқындарының келу уақыттары пайдаланылады және қателіктер өзара теңеседі, сондықтан есептелген эпицентр әлем бойынша 10–50 км шамасында өте дәл болуы мүмкін. Калифорниядағыдай жақын жерде орналасқан сенсорлардың тығыз торабы шамамен бір шақырымдық дәлдікті қамтамасыз ете алады, ал сейсмограмма толқын формаларының өзара корреляциясы арқылы уақытты тікелей өлшеу мүмкін болған жағдайда одан да жоғары дәлдікке қол жеткізуге болады.

In the case of local or nearby earthquakes, the difference in the arrival times of the P and S waves can be used to determine the distance to the event. In the case of earthquakes that have occurred at global distances, three or more geographically diverse observing stations (using a common clock) recording P wave arrivals permits the computation of a unique time and location on the planet for the event. Typically, dozens or even hundreds of P wave arrivals are used to calculate hypocenters. The misfit generated by a hypocenter calculation is known as "the residual". Residuals of 0.5 second or less are typical for distant events, residuals of 0.1–0.2 s typical for local events, meaning most reported P arrivals fit the computed hypocenter that well. Typically a location program will start by assuming the event occurred at a depth of about 33 km; then it minimizes the residual by adjusting depth. Most events occur at depths shallower than about 40 km, but some occur as deep as 700 km. A quick way to determine the distance from a location to the origin of a seismic wave less than 200 km away is to take the difference in arrival time of the P wave and the S wave in seconds and multiply by 8 kilometers per second. Modern seismic arrays use more complicated earthquake location techniques. At teleseismic distances, the first arriving P waves have necessarily travelled deep into the mantle, and perhaps have even refracted into the outer core of the planet, before travelling back up to the Earth's surface where the seismographic stations are located. The waves travel more quickly than if they had traveled in a straight line from the earthquake. This is due to the appreciably increased velocities within the planet, and is termed Huygens' Principle. Density in the planet increases with depth, which would slow the waves, but the modulus of the rock increases much more, so deeper means faster. Therefore, a longer route can take a shorter time. The travel time must be calculated very accurately in order to compute a precise hypocenter. Since P waves move at many kilometers per second, being off on travel time calculation by even a half second can mean an error of many kilometers in terms of distance. In practice, P arrivals from many stations are used and the errors cancel out, so the computed epicenter is likely to be quite accurate, on the order of 10–50 km or so around the world. Dense arrays of nearby sensors such as those that exist in California can provide accuracy of roughly a kilometer, and much greater accuracy is possible when timing is measured directly by cross correlation of seismogram waveforms.