Seismiske bølger er bølger, der bærer energien fra elastiske (mekaniske) vibrationer i klipper. Kilden til en seismisk bølge kan være en hvilken som helst mekanisk effekt på sten, der forårsager forekomsten af elastiske vibrationer i dem - et jordskælv, en eksplosion [1] , vibration, stød osv. Seismiske bølger genereret af jordskælv studeres i seismologi; i seismisk udforskning er bølger skabt af kunstige kilder. En af de vigtigste egenskaber ved en seismisk bølge er dens hastighed, som afhænger af de elastiske egenskaber og tætheden af de klipper, hvori den forplanter sig. Bølgeudbredelseshastigheden har en tendens til at stige med dybden, i den øverste del af jordskorpen er den 2–8 km/s, og når den nedsænkes til kappens niveau når den 13 km/s. Frekvensen af seismiske bølger er i det soniske og infrasoniske område.
Nær kilderne til stærke jordskælv har seismiske bølger en destruktiv kraft med en dominerende periode på tiendedele af et sekund . I betydelige afstande fra epicentre er seismiske bølger elastiske bølger. [2]
Der er to hovedtyper: kropsbølger og overfladebølger. Ud over dem, der er beskrevet nedenfor, er der andre, mindre betydningsfulde typer bølger, der sandsynligvis ikke findes på Jorden, men de er vigtige i astroseismologi .
Kropsbølger passerer gennem jordens tarme. Bølgernes bane er buet på grund af den forskellige tæthed og stivhed af underjordiske klipper.
P-bølgerP-bølger (primære bølger) er langsgående eller kompressionsbølger. I lighed med lydbølger - partikler oplever vibrationer frem og tilbage langs bølgeudbredelseslinjen [3] . Normalt er deres hastighed dobbelt så stor som S-bølger, de kan passere gennem alle materialer. I luft har de form af lydbølger, og følgelig bliver deres hastighed lig med lydens hastighed i luft. Typiske P-bølgehastigheder er 330 m/s i luft, 1.450 m/s i vand og 5.000 m/s i granit. På den nederste side af Mohorovichic-grænsen er P-bølgehastigheden cirka 8100 m/s, og i området for kappe-kernegrænsen når den 13600 m/s [4] .
S-bølgerS-bølger (sekundære bølger) er tværgående bølger. Mediets partikler oplever svingninger vinkelret på bølgeudbredelseslinjen [3] . Væsker transmitterer ikke S-bølger [5] , dette er en af grundene til at et jordskælv på et skib på havet føles som et lodret stød, som om skibet ramte en undervandsgenstand [6] . På den nederste side af Mohorovichic-grænsen er S-bølgehastigheden cirka 4400 m/s, og i området af kappe-kernegrænsen når den 7300 m/s [4] .
Overfladebølger minder lidt om bølger på vand, men i modsætning til dem rejser de sig på jordens overflade. Deres sædvanlige hastighed er meget lavere end hastigheden af kropsbølger. På grund af deres lave frekvens, varighed og høje amplitude er de de mest ødelæggende af alle typer seismiske bølger.
Overfladebølger er af to typer: Rayleigh- bølger og Love-bølger . I kærlighedsbølger svinger partikler i et vandret plan vinkelret på bølgeudbredelsesretningen. I Rayleigh-bølger bevæger partikler sig i ellipser frem-op-tilbage-ned i forhold til bølgeudbredelsesretningen. Overfladebølgen forplanter sig langsommere end S-bølgen, mens Love-bølgen er hurtigere end Rayleigh-bølgen [7] .
Når et jordskælv opstår, registrerer seismografer nær epicentret S- og P-bølger. Men på store afstande er det umuligt at detektere de høje frekvenser af den første S-bølge. Fordi tværgående bølger ikke kan rejse gennem væsker, foreslog Richard Dixon Oldham ud fra dette fænomen, at Jorden har en flydende ydre kerne. Fra denne type undersøgelse blev det yderligere antydet, at Månen har en fast kerne, men nyere geofysiske undersøgelser viser, at den stadig er smeltet.
I tilfælde af lokale eller nærliggende jordskælv kan forskellen i P- og S-bølgeankomster bruges til at bestemme afstanden fra begivenheden. I tilfælde af globale jordskælv registrerer fire eller flere observationsstationer, synkroniseret i tid, tidspunktet for ankomsten af P-bølgerne. Baseret på disse data er det muligt at beregne epicentret på ethvert punkt på planeten. For at bestemme hypocenteret bruges en større mængde data (ti- eller hundredvis af P-bølgeankomstregistreringer fra seismiske stationer).
Den nemmeste måde at finde ud af placeringen af et jordskælv inden for en radius af 200 km er at beregne forskellen i ankomster af P- og S-bølger i sekunder og gange det med 8. Men på teleseismisk[ ukendt udtryk ] afstande [8] denne metode er ikke egnet, fordi der er stor sandsynlighed for, at seismiske bølger blev dybere til Jordens kappe og brydes, hvilket ændrede deres hastighed .
Amplituden af en seismisk elastisk bølge er den maksimale værdi af forskydningen af en oscillerende stenpartikel i forhold til ligevægtstilstanden. Afhængigt af typen af seismisk vibrationsmodtager kan amplituden være lig med den maksimale hastighed eller acceleration af de oscillerende partikler. Efter konvertering i modtagerne bliver det seismiske signal elektrisk, så amplituden er allerede udtrykt i mV eller i ADC -enheder . Der er i øjeblikket ingen standard seismisk bølge, så spørgsmålet om måleenheden for amplitude forbliver åben, og den antages at være dimensionsløs.
Afhængigt af polariteten af den seismiske impuls kan bølgeamplituden være positiv eller negativ. En impuls med positiv amplitude har samme polaritet (fasesekvens) som en bølge, der er skabt direkte af kilden, og en impuls med negativ amplitude er det modsatte.
Amplituden af en seismisk bølge afhænger af energitætheden i rummet mellem for- og bagsiden, og derfor, på grund af omfordelingen af konstant elastisk energi til et stadig større volumen, falder bølgeamplituden med bølgefrontens afstand fra kilden . Derudover påvirkes amplitudeværdien af akustisk stivhed (bølgeimpedans), som bestemmer graden af amplitudereduktion. I akustisk hårde medier falder amplituden af den elastiske bølge, mens den i akustisk bløde medier øges. Også amplituden af den elastiske bølge afhænger direkte af den kinetiske energi, som bølgekilden kommunikerer til mediet [10] .