موج لرزه ای (Seismic wave)

موج لرزه ای یک موج مکانیکی از انرژی صوتی است که در زمین یا سیاره ای دیگر حرکت می کند. ممکن است در اثر زلزله (یا…

یک موج لرزه یک موج مکانیکی از انرژی صوتی را تشکیل می دهد که در زمین یا سایر اجرام سیاره ای منتشر می شود. این امواج می‌توانند از پدیده‌های مختلف، از جمله زلزله (یا به طور کلی زلزله)، فوران‌های آتشفشانی، جابجایی ماگما، زمین لغزش‌های قابل‌توجه، و انفجارهای انسانی قابل توجهی که انرژی صوتی با فرکانس پایین تولید می‌کنند، سرچشمه بگیرند. لرزه‌شناسان امواج لرزه‌ای را بررسی می‌کنند و از لرزه‌سنج‌ها، هیدروفون (برای محیط‌های آبی)، یا شتاب‌سنج‌ها برای شناسایی و ثبت آنها استفاده می‌کنند. تمایز امواج لرزه‌ای از نویز لرزه‌ای، که به ارتعاشات محیطی پیوسته و کم دامنه ناشی از منشأهای مختلف طبیعی و ناشی از انسان اشاره دارد، بسیار مهم است.

سرعت انتشار یک موج لرزه‌ای، علاوه بر نوع خاصی از موج، به چگالی و کشش محیط بستگی دارد. به طور معمول، سرعت با افزایش عمق در سراسر پوسته و گوشته زمین افزایش می‌یابد، اما با انتقال از گوشته به هسته خارجی زمین، کاهش قابل توجهی را تجربه می‌کند.

زلزله‌ها انواع موج‌های مختلفی را تولید می‌کنند که هر کدام دارای سرعت‌های مشخصی هستند. به محض شناسایی توسط یک رصدخانه لرزه‌ای، زمان‌های سفر متفاوت این امواج، مکان‌یابی دقیق مرکز زمین لرزه توسط دانشمندان را تسهیل می‌کند. در حوزه ژئوفیزیک، از پدیده‌های انکسار یا بازتاب امواج لرزه‌ای برای بررسی ترکیب داخلی زمین استفاده می‌شود. محققان گاهی اوقات ارتعاشات را برای تجزیه و تحلیل تشکیلات زمین شناسی کم عمق زیرسطحی القا و کمیت می کنند.

طبقه بندی موج

امواج لرزه ای به طور کلی به دو نوع اصلی طبقه بندی می شوند: امواج بدن که از داخل زمین عبور می کنند و امواج سطحی که در امتداد سطح زمین منتشر می شوند.

در حالی که این مقاله در درجه اول بر روی حالت های خاصی از انتشار موج تمرکز دارد، اشکال دیگری نیز وجود دارد. اگرچه این حالت‌های جایگزین برای امواج زمینی اهمیت نسبتاً کمی دارند، اما در زمینه سیاره‌لرزه‌شناسی بسیار مهم هستند.

امواج بدن با انتشار آنها در داخل زمین مشخص می شوند.
امواج سطحی در امتداد سطح زمین منتشر می شوند. این امواج در مقایسه با امواج بدن که به صورت سه بعدی می‌پیمایند، کاهش دامنه آهسته‌تری با فاصله از خود نشان می‌دهند.
حرکت ذرات مرتبط با امواج سطحی بارزتر از امواج بدن است، در نتیجه منجر به پتانسیل بیشتری برای آسیب می شود.

امواج بدن

امواج بدن در داخل زمین منتشر می‌شوند، به دنبال مسیرهایی که توسط چگالی و مدول (سفتی) ماده دیکته می‌شوند. این خواص مواد، به ویژه چگالی و مدول، در معرض تغییرات تحت تأثیر دما، ترکیب و فاز ماده قرار دارند. این پدیده شباهتی به شکست مشاهده شده در امواج نور دارد. حالت‌های متمایز حرکت ذرات منجر به دو طبقه‌بندی اولیه از امواج بدن می‌شوند: امواج اولیه و ثانویه. این تمایز اساسی در سال 1830 توسط ریاضیدان فرانسوی سیمئون دنیس پواسون ایجاد شد.

امواج اولیه (موج P)

امواج اولیه (امواج P) به عنوان امواج فشاری مشخص می شوند که الگوی انتشار طولی را نشان می دهند. به عنوان امواج فشار، امواج P با سرعت بیشتری نسبت به سایر امواج لرزه ای زمین را طی می کنند، در نتیجه ابتدا به ایستگاه های لرزه نگاری می رسند، که دلیل نامگذاری آنها به عنوان "اصلی" است. این امواج دارای قابلیت انتشار در تمام انواع مواد از جمله سیالات هستند و می توانند سرعتی تقریباً 1.7 برابر بیشتر از امواج S داشته باشند. در یک محیط جوی، امواج P به صورت امواج صوتی ظاهر می شوند و در نتیجه با سرعت صوت حرکت می کنند. سرعت‌های معرف شامل 330 متر بر ثانیه در هوا، 1450 متر بر ثانیه در آب و تقریباً 5000 متر بر ثانیه در گرانیت است.

امواج ثانویه (امواج S)

امواج ثانویه (امواج S) به عنوان امواج برشی تعریف می شوند که با انتشار عرضی آنها مشخص می شود. پس از وقوع زلزله، امواج S پس از امواج P سریعتر به ایستگاه های لرزه نگاری می رسند و جابجایی زمین را عمود بر جهت انتشار آنها القا می کنند. ویژگی های خاص تجلی سطح موج می تواند بر اساس جهت انتشار آن متفاوت باشد. به عنوان مثال، امواج S پلاریزه افقی باعث می شود که زمین به طور متناوب از سمتی به سمت دیگر نوسان کند. امواج S محدود به انتشار در مواد جامد هستند، زیرا سیالات (هم مایع و هم گاز) ظرفیت تحمل تنش های برشی را ندارند. سرعت آنها کمتر از سرعت امواج P است و معمولاً حدود 60٪ سرعت موج P در یک ماده معین را تشکیل می دهد. ناتوانی امواج برشی در عبور از محیط مایع نشان می دهد که عدم مشاهده امواج S در هسته بیرونی زمین، حالت مایع آن را نشان می دهد.

امواج سطح

امواج سطحی لرزه ای در امتداد سطح زمین منتشر می شوند و به عنوان نوعی موج سطحی مکانیکی طبقه بندی می شوند. دامنه آنها با افزایش فاصله از سطح کاهش می یابد و در مقایسه با امواج بدنه لرزه ای (P و S) با سرعت کمتری منتشر می شوند. امواج سطحی ایجاد شده توسط زمین لرزه های فوق العاده بزرگ می توانند دامنه های قابل تشخیص جهانی را نشان دهند که به چندین سانتی متر می رسد.

امواج رایلی

امواج ریلی، که به عنوان رول زمین نیز شناخته می‌شوند، نوعی موج سطحی را تشکیل می‌دهند که با حرکات انتشار مشابه با حرکات مشاهده شده در سطوح آب مشخص می‌شود. با این حال، توجه به این نکته ضروری است که حرکت ذرات لرزه ای مرتبط در اعماق کم معمولاً رتروگراد است و نیروی ترمیم کننده امواج ریلی و سایر امواج لرزه ای بر خلاف امواج آب، کشسان است، نه گرانشی. جان ویلیام استروت، لرد ریلی، برای اولین بار وجود این امواج را در سال 1885 پیش بینی کرد. این امواج سرعت های آهسته تری نسبت به امواج بدن از خود نشان می دهند، که معمولاً در حدود 90 درصد سرعت موج S در محیط های الاستیک همگن حرکت می کنند. در یک محیط لایه ای، مانند پوسته زمین و گوشته بالایی، سرعت امواج ریلی به فرکانس و طول موج آنها بستگی دارد.

امواج عشق

امواج عشق دسته ای از امواج برشی پلاریزه افقی (امواج SH) هستند که منحصراً در رسانه های لایه ای ظاهر می شوند. این امواج به افتخار آگوستوس ادوارد هاف لاو، ریاضیدان بریتانیایی که مدل پایه ریاضی خود را در سال 1911 توسعه داد، نامگذاری شده است.

امواج استونلی

موج استونلی نوع خاصی از موج مرزی یا رابط را نشان می‌دهد که در امتداد سطح مشترک بین یک جامد و یک سیال، یا در شرایط خاص، بین دو محیط جامد منتشر می‌شود. دامنه امواج استونلی دقیقاً در مرزی که دو رسانه تماس را از هم جدا می کند به اوج خود می رسد و متعاقباً با افزایش فاصله از این رابط به طور تصاعدی تحلیل می رود. علاوه بر این، این امواج می‌توانند در امتداد دیواره‌های گمانه‌های پر از مایع منشأ بگیرند، جایی که منبع قابل توجهی از نویز منسجم در پروفیل‌های لرزه‌ای عمودی (VSP) را تشکیل می‌دهند و به جزء فرکانس پایین منبع در عملیات ثبت صوتی کمک می‌کنند. فرمول ریاضی امواج استونلی در ابتدا توسط دکتر رابرت استونلی (1894-1976)، استاد بازنشسته زلزله شناسی در کمبریج ارائه شد.

حالت‌های عادی

نوسان‌های آزاد زمین به عنوان امواج ایستاده مشخص می‌شوند که از تداخل دو موج سطحی که در جهت‌های مخالف منتشر می‌شوند، ناشی می‌شوند. تداخل امواج ریلی باعث ایجاد نوسان کروی S می شود، در حالی که تداخل امواج عشق باعث ایجاد نوسان حلقوی T می شود. این حالت‌های نوسان با سه عدد مجزا تعریف می‌شوند، به عنوان مثال، _nS_l^m. در اینجا، l نشان دهنده عدد مرتبه زاویه ای است که به آن درجه هارمونیک کروی نیز گفته می شود. عدد m نشان‌دهنده عدد مرتبه ازیموتال است که می‌تواند 2l+1 را در محدوده −l تا +l فرض کند. در نهایت، n نشان دهنده شماره سفارش شعاعی است، که نشان دهنده موجی با n صفر تقاطع در امتداد شعاع آن است. در یک مدل زمین کروی متقارن، دوره برای یک n و l مشخص مستقل از m است.

نمونه‌های گویا از نوسانات کروی شامل حالت "تنفس" است که به عنوان ₀S§2_{3 انقباض کل زمین با یک انقباض کلی از انبساط جهانی، تعیین شده است. مدت زمان تقریبی 20 دقیقه مثال دیگر حالت "راگبی" است، §4_{5§S§6_{7§، که مشخصه آن انبساط است که در دو جهت متناوب رخ می دهد و دارای یک دوره تقریباً 54 دقیقه است. حالت §8_9§S§1011§ از نظر تئوری غیرممکن است، زیرا وجود آن مستلزم تغییر در مرکز ثقل زمین است و در نتیجه به نیروی خارجی نیاز دارد.}}}

در میان حالت‌های حلقوی اساسی، _{2 al3's §rotational signs the Earth سرعت؛ در حالی که چنین تغییراتی اتفاق می افتد، سرعت آنها بسیار کند است که از نظر لرزه شناسی قابل توجه نیست. حالت §4_{5§T§6_{7§، برعکس، یک حرکت پیچشی را به تصویر می‌کشد که در آن نیمکره شمالی و جنوبی نسبت به یکدیگر می‌پیچند و یک دوره تقریباً 44 دقیقه‌ای را نشان می‌دهند. در حال حاضر، دوره های هزاران مورد از این حالت ها به صورت تجربی مشاهده شده است. این مجموعه داده گسترده در محدود کردن و اصلاح مدل‌های ساختارهای داخلی زمین در مقیاس بزرگ بسیار مفید است.}}}

امواج P و S در گوشته و هسته زمین

در هنگام وقوع زلزله، لرزه نگارهایی که در مجاورت کانون زلزله قرار دارند، امواج P و S را ثبت می کنند. با این حال، ابزارهایی که در فواصل بیشتر قرار دارند، قادر به تشخیص اجزای فرکانس بالا موج S اولیه نیستند. با توجه به اینکه امواج برشی قادر به انتشار در مایعات نیستند، این پدیده شواهدی اساسی برای این نتیجه گیری که اکنون به طور گسترده پذیرفته شده است ارائه کرد که زمین دارای یک هسته بیرونی مایع است، واقعیتی که در ابتدا توسط ریچارد دیکسون اولدهام اثبات شد. مشاهدات مشابه، به دست آمده از آزمایش لرزه‌ای، نیز برای این فرضیه به کار گرفته شده‌اند که ماه دارای یک هسته جامد است، اگرچه بررسی‌های زمین‌شناسی معاصر نشان می‌دهد که هسته آن مذاب باقی می‌ماند.

نشان

نامگذاری امواج لرزه ای معمولاً از نوع موج و مسیر انتشار آن ناشی می شود. از نظر تاریخی، نامتناهی نظری مسیرهای سفر بالقوه و حوزه‌های کاربردی متنوع منجر به توسعه نام‌گذاری‌های متعددی شده است. تلاش‌های استانداردسازی، که نمونه آن فهرست فاز لرزه‌ای استاندارد IASPEI است، همچنان یک حوزه فعال توسعه است. مسیر یک موج از مرکز آن تا یک نقطه مشاهده اغلب با استفاده از نمودار پرتویی نشان داده می شود. هر مسیر متمایز با دنباله ای از حروف نشان داده می شود که مسیر و فاز آن را هنگام عبور از زمین مشخص می کند. به طور معمول، حروف بزرگ نشان دهنده امواج ارسالی هستند، در حالی که حروف کوچک نشان دهنده امواج منعکس شده هستند.

به عنوان مثال:

موج ScP سفر خود را به عنوان یک موج S آغاز می کند که به سمت هسته زمین منتشر می شود. پس از برخورد با هسته بیرونی، منعکس شده و به یک موج P تبدیل می شود.
برعکس، مسیر موج sPKIKP با حرکت موج S به سمت سطح زمین آغاز می شود. با انعکاس در سطح، به یک موج P تبدیل می‌شود، که متعاقباً هسته بیرونی، هسته داخلی، هسته خارجی دوباره و در نهایت گوشته را طی می‌کند.

کاربرد امواج P و S در مکان یابی رویداد لرزه ای

برای رویدادهای لرزه‌ای محلی یا نزدیک، زمان‌های رسیدن تفاضلی امواج P و S امکان تعیین فاصله رویداد را فراهم می‌کند. هنگام در نظر گرفتن زمین لرزه های دوردست جهانی، حداقل سه ایستگاه رصد پراکنده جغرافیایی، که توسط یک ساعت مشترک هماهنگ شده اند، می توانند ورود موج P را برای محاسبه زمان رویداد منحصر به فرد و مکان سیاره ای ثبت کنند. محاسبات Hypocenter معمولاً ده ها یا حتی صدها مشاهدات ورود موج P را در بر می گیرند. اختلاف ناشی از یک محاسبه هیپومرکز، "باقیمانده" نامیده می شود. باقیمانده های 0.5 ثانیه یا کمتر مشخصه رویدادهای دور هستند، در حالی که 0.1-0.2 ثانیه برای رویدادهای محلی معمول است، که نشان دهنده تطابق قوی بین ورود موج P گزارش شده و هیپومرکز محاسبه شده است. یک الگوریتم محلی سازی استاندارد معمولاً با تعیین عمق رویداد تقریباً 33 کیلومتر آغاز می شود و متعاقباً میزان باقیمانده را از طریق تنظیمات عمق به حداقل می رساند. در حالی که اکثر رخدادهای لرزه ای در اعماق کمتر از 40 کیلومتر منشأ می گیرند، برخی از آنها می توانند تا اعماق 700 کیلومتر گسترش پیدا کنند.

برای منشاء امواج لرزه ای در 200 کیلومتر، یک روش تخمین فاصله سریع شامل ضرب اختلاف زمان رسیدن موج P و S (بر حسب ثانیه) در 8 کیلومتر در ثانیه است. با این حال، آرایه‌های لرزه‌ای معاصر، از روش‌های پیچیده‌تر محلی‌سازی زلزله استفاده می‌کنند.

در محدوده‌های لرزه‌ای از راه دور، ورودی‌های اولیه موج P همیشه در اعماق گوشته زمین حرکت می‌کنند، به طور بالقوه در هسته بیرونی شکست می‌خورند، قبل از صعود به سطحی که ایستگاه‌های لرزه‌نگاری در آن قرار دارند. این امواج با سرعت بیشتری نسبت به مسیر خط مستقیم فرضی از منبع زلزله منتشر می شوند. این پدیده به سرعت های بسیار بالا در داخل زمین نسبت داده می شود و توسط اصل هویگنس توضیح داده شده است. اگرچه چگالی سیاره‌ها معمولاً با عمق افزایش می‌یابد، که معمولاً امواج را کاهش می‌دهد، مدول الاستیک سنگ با سرعت قابل‌توجهی افزایش می‌یابد و در نتیجه انتشار سریع‌تر در اعماق بیشتر می‌شود. در نتیجه، یک مسیر سفر طولانی‌تر می‌تواند به‌طور متناقض منجر به زمان سفر کوتاه‌تر شود.

محاسبات دقیق هیپومرکز مستلزم محاسبات بسیار دقیق زمان سفر است. با توجه به اینکه امواج P با چندین کیلومتر در ثانیه منتشر می شوند، یک خطای نیم ثانیه ای در محاسبه زمان سفر می تواند به خطای مسافتی بسیار کیلومتر تبدیل شود. عملاً، ترکیب ورود موج P از ایستگاه‌های متعدد، امکان لغو خطا را فراهم می‌کند و دقت مرکز زمین لرزه محاسبه‌شده را معمولاً در فاصله 10 تا 50 کیلومتری در سطح جهان به دست می‌دهد. آرایه‌های متراکم از حسگرهای نزدیک، مانند آن‌هایی که در کالیفرنیا مستقر شده‌اند، می‌توانند به دقت تقریباً یک کیلومتری دست یابند، با دقت قابل‌توجهی که از طریق اندازه‌گیری زمان‌بندی مستقیم از طریق همبستگی متقاطع شکل موج لرزه‌نگاری قابل دستیابی است.

موج لرزه ای (Seismic wave)