Daugiau

8.2: P, S ir paviršiaus bangos - geomokslai

8.2: P, S ir paviršiaus bangos - geomokslai


8.2: P, S ir paviršiaus bangos - geomokslai

Šablonų paieškos algoritmai netiesinei inversijai į aukšto dažnio Rayleigh bangų sklaidos kreives

„Rayleigh“ bangos sklaidos kreivių inversija yra sudėtinga daugumai vietinės paieškos metodų dėl didelio netiesiškumo ir daugiamodališkumo. Šiame darbe mes įdiegėme ir išbandėme „Rayleigh“ bangos sklaidos kreivės inversijos schemą, pagrįstą „GPS Positive Basis 2N“, dažniausiai naudojamu modelio paieškos algoritmu. Į atvirkštinę procedūrą įtraukus išsamią apklausą ir išsamias paieškos strategijas, pagrįstas GPS „Pozityviu pagrindu 2N“, labai pagerinamas modelių paieškos algoritmų veikimas, nes dviem veiksmais galima efektyviai surasti perspektyvias sritis sprendimo erdvėje, kurioje yra visuotiniai minimumai, ir žymiai sumažinti skaičiavimo išlaidas, atitinkamai.

Siūloma atvirkštinė procedūra buvo taikoma netiesinei pagrindinio režimo Rayleigh bangos dispersijos kreivių inversijai, kad būtų galima atlikti paviršinio šlyties (S) bangos greičio profilį. Inversijos schemos skaičiavimo efektyvumas ir stabilumas yra išbandytas naudojant tris sintetinius modelius ir tikrą pavyzdį iš kelio sankasos tyrimo Henane, Kinijoje. Duomenų taškų skaičiaus, nagrinėjamos dispersijos kreivės dažnio diapazono sumažėjimas, P bangos greičio ir tankio paklaidos, pradinis S bangos greičio profilis, taip pat sluoksnių skaičius ir jų storis daro įtaką inversijos rezultatams. taip pat ištyrė šiame tyrime, kad būtų galima toliau įvertinti siūlomo metodo efektyvumą.

Rezultatai rodo, kad modelių paieškos algoritmai, taikomi netiesinei aukštų dažnių paviršiaus bangų duomenų inversijai, turėtų būti laikomi gerais ne tik tikslumu, bet ir skaičiavimo pastangomis dėl jų visuotinio ir deterministinio paieškos proceso.


9.1 Žemės supratimas per seismologiją

Seismologija yra vibracijų Žemėje tyrimas. Šias vibracijas sukelia įvairūs įvykiai, įskaitant žemės drebėjimus, nežemiškus padarinius, sprogimus, audros bangas, pasiekiančias krantą, ir potvynius. Žinoma, seisminiai metodai buvo plačiausiai pritaikyti žemės drebėjimams aptikti ir tirti, tačiau yra daugybė kitų programų, ir, be abejo, seisminės bangos teikia svarbiausią informaciją, kurią turime apie Žemės vidų. Tačiau prieš eidami giliau į Žemę, turime pasidomėti seisminių bangų savybėmis. Vadinamos bangų rūšys, kurios yra naudingos suprantant Žemės vidų kūno bangos, tai reiškia, kad, skirtingai nuo vandenyno paviršiaus bangų, jos perduodamos per Žemės medžiagas.

Įsivaizduokite, kad sunkiu kūju daužote didelę stiprios uolos bloką (pvz., Granitą) (9.3 pav.). Toje vietoje, kur plaktukas trenkia, nedidelė uolos dalis bus suspausta milimetro dalimi. Tas suspaudimas persikels į kaimyninę uolos dalį ir taip toliau į tolimiausią uolos šoną, iš kur jis atsimuš į viršų - viskas per sekundės dalį. Tai vadinama suspaudimo banga, ir ją galima iliustruoti laikant laisvą spyruoklę (pvz., „Slinky“), kuri yra pritvirtinta prie kažko (ar kito) kitame gale. Jei staigiai stumiate, kad ritės būtų suspaustos, suspaudimas plinta (keliauja) išilgai spyruoklės ir nugaros (9.4 pav.). Galite laikyti suspaudimo bangą kaip „stūmimo“ bangą - ji vadinama a P banga (nors „P“ reiškia „pirminį“, nes P seisvinės stotys pirmiausia patenka į P bangas).

9.3 pav. Smagiu kūju pataikius į didelę uolienų dalį, uoloje susidarys seisminės bangos. Prašau, nebandykite to namuose! [SE]

Pataikydami į uolą plaktuku, mes taip pat sukuriame kitokio tipo kūno bangas, kurioms būdinga pirmyn ir atgal vibracija (priešingai nei suspaudimai). Tai vadinama kirpimo banga (S banga, kur „S“ reiškia „antrinis“), ir analogija būtų tai, kas atsitinka, kai judant aukštyn ir žemyn virvės ilgį. Kaip parodyta 9.4 paveiksle, virvėje susidarys banga, kuri eis iki virvės galo ir atgal.

Spaudos ir kirpimo bangos labai greitai keliauja per geologines medžiagas. Kaip parodyta 9.5 paveiksle, nekonsoliduotose nuosėdose tipiniai P bangos greičiai yra nuo 0,5 km / s iki 2,5 km / s, o kietose plutos uolienose - nuo 3,0 km / s iki 6,5 km / s. Iš paplitusių plutos uolų greičiai didžiausi bazaltyje ir granite. S bangos yra lėtesnės nei P bangos, minkštose nuosėdose greitis yra nuo 0,1 km / s iki 0,8 km / s, o kietose uolienose - nuo 1,5 km / s iki 3,8 km / s.

9.4 pav. Gniuždymo bangą galima pavaizduoti spyruokle (pvz., „Slinky“), kurios aštrus stūmimas yra vienas galas. Šlyties bangą galima iliustruoti virve, kuriai greitai paleidžiama. [SE]

9.1 pratimas Kaip greitai seisminės bangos pasieks čia?

Įsivaizduokite, kad stiprus žemės drebėjimas vyksta Vankuverio saloje, esančioje Strathcona parke (į vakarus nuo Courtenay). Darant prielaidą, kad plutos vidutinis P bangos greitis yra 5 km / s, per kiek laiko pirmosios seisminės bangos (P bangos) jus pasieks šiose vietose (rodomi atstumai nuo epicentro)?

Vieta / atstumas Laikai)
Nanaimo (120 km)
Surėjus (200 km)
Kamloopsas (390 km)

Mantelio uola paprastai yra tankesnė ir stipresnė už plutos uolą, ir P, ir S bangos sklinda greičiau per mantiją nei pluta. Be to, seisminių bangų greitis yra susijęs su uolos sandarumu ir suspaudimo lygis dramatiškai padidėja. Galiausiai seismines bangas veikia uolos fazinė būsena. Jie sulėtėja, jei uoloje yra koks nors tirpsmo laipsnis. Jei medžiaga yra visiškai skysta, P bangos smarkiai sulėtėja ir S bangos visiškai sustabdomos.

9.5 pav. Tipiniai P bangų (raudonos) ir S bangų (mėlynos) greičiai nuosėdose ir kietose plutos uolienose [SE po: US Env. Prot. Agentūra http://www.epa.gov/esd/cmb/GeophysicsWebsite/ pages / reference / properties / Geomechanical_ (Engineering) _ Properties.htm]

9.6a pav. P bangų ir S bangų greičio pokyčiai su gyliu Žemėje. [SE]

9.6b pav. P ir S bangų greičio svyravimai viršutinėje mantijoje ir plutoje (Tai yra išplėstas viršutinių 600 km kreivių vaizdas, pateiktas 9.6a paveiksle)

Tikslūs seisminio matuokliai buvo naudojami žemės drebėjimų tyrimams nuo 1800-ųjų pabaigos, o sistemiškai seisminiai duomenys buvo naudojami 1900-ųjų pradžioje. Seisminių bangų, kurių gylis Žemėje, kaitos greitis (kaip parodyta 9.6 paveiksle) buvo nustatytas per pastaruosius kelis dešimtmečius, analizuojant seisminius signalus iš didelių žemės drebėjimų seisminėse stotyse visame pasaulyje. Maži signalų atvykimo laiko skirtumai skirtingose ​​vietose buvo aiškinami, kad:

  • Apsiausto uoloje greičiai yra didesni nei plutos.
  • Greičiai paprastai didėja dėl slėgio, taigi ir su gyliu.
  • Greitis lėtėja 100–250 km gylyje (vadinama „mažo greičio zona“, atitinkančia astenosferą).
  • Greitis padidėja 660 km gylyje (dėl mineraloginio perėjimo).
  • Greičiai lėtėja regione tiesiai virš šerdies-mantijos ribos (D & # 8221 sluoksnis arba „ypač mažo greičio zona“).
  • S bangos nepraeina pro išorinę šerdies dalį.
  • P-bangos greičiai labai padidėja riboje tarp skysto išorinio šerdies ir kietojo vidinio šerdies.

Vienas pirmųjų atradimų apie Žemės interjerą, atliktas per seismologiją, buvo 1900-ųjų pradžioje, kai kroatų seismologė Andrija Mohorovičić (tariama Moho-ro-vi-chich) suprato, kad tam tikrais atstumais nuo žemės drebėjimo per kelias sekundes vienas nuo kito į seisminę stotį atkeliavo du atskiri seisminių bangų rinkiniai. Jis samprotavo, kad bangos, nusileidusios į mantiją, sklindančios per mantiją ir paskui linkusios į viršų atgal į plutą, pirmiausia pasiekė seisminę stotį, nes, nors jos turėjo toliau eiti, jos greičiau keliavo per mantijos uolą (kaip parodyta 9.7 pav.). Riba tarp plutos ir mantijos yra žinoma kaip Mohorovičić nenutrūkstamumas (arba „Moho“). Jo gylis yra tarp 60–80 km po pagrindinėmis kalnų grandinėmis, apie 30–50 km po didžiąja žemyninės plutos dalimi ir tarp 5–10 km po vandenyno pluta.

/> 9.7 pav. Seisminių bangų, kylančių iš žemės drebėjimo, vaizdavimas (raudona žvaigždė). Kai kurios bangos per plutą keliauja į seisminę stotį (maždaug 6 km / s greičiu), o kitos nusileidžia į mantiją (kur skrieja maždaug 8 km / s greičiu) ir yra linkusios į viršų link paviršiaus, pasiekdamos stotį prieš tuos, kurie keliavo tik per plutą. [SE]

Mūsų dabartinis seisminių bangų perdavimo per Žemę modelių supratimas apibendrintas 9.8 paveiksle. Dėl laipsniško tankio (taigi ir uolienų stiprumo) didėjimo gilėjant, visos bangos lūžta (link mažesnio tankio medžiagos) eidamos per homogeniškas Žemės dalis ir taip linkusios kreivėti link paviršiaus. Bangos taip pat lūžta esant riboms Žemėje, tokioms kaip „Moho“, ties šerdies-mantijos riba (CMB) ir prie išorinės / vidinės-branduolio ribos.

S bangos keliauja ne per skysčius - jos sustoja ties CMB, o Žemės pusėje, priešais seisminį šaltinį, yra S bangos šešėlis. Kampinis atstumas nuo seisminio šaltinio iki šešėlio zonos yra 103 ° iš abiejų pusių, taigi bendras šešėlio zonos kampinis atstumas yra 154 °. Šią informaciją galime naudoti norėdami išsiaiškinti CMB gylį.

P bangos keliauja per skysčius, todėl jos gali prasiskverbti pro skystą šerdies dalį. Dėl lūžio, vykstančio CMB, bangos, einančios per šerdį, yra sulenktos nuo paviršiaus, ir tai sukuria P bangos šešėlių zoną iš abiejų pusių, nuo 103 ° iki 150 °. Ši informacija gali būti naudojama norint sužinoti vidinės ir išorinės šerdies dalių skirtumus.

9.8 pav. Seisminių bangų sklidimo per Žemės mantiją ir šerdį modeliai. S bangos nesklinda per skystą išorinę šerdį, todėl jos palieka šešėlį tolimoje Žemės pusėje. P bangos iš tiesų keliauja per šerdį, tačiau kadangi į šerdį patenkančios bangos lūžta, yra ir P bangos šešėlių zonų. [SE]

9.2 pratimas Skysčių šerdys kitose planetose

Mes žinome, kad kitose planetose turi būti (arba bent jau turėjo) skystų branduolių, tokių kaip mūsų, ir mes galime naudoti seisminius duomenis, kad sužinotume, kokio dydžio jie yra. Parodytos A ir B planetų S bangos šešėlių zonos. Taikydami tą patį metodą, kuris buvo naudojamas Žemei (kairėje), nubraižykite šių dviejų planetų branduolių kontūrus.

Naudojant daugelio seismometrų ir šimtų žemės drebėjimų duomenis, galima sukurti dviejų ar trijų matmenų mantijos dalies seisminių savybių vaizdą. Ši technika yra žinoma kaip seisminė tomografija, o rezultato pavyzdys pateiktas 9.9 paveiksle.

9.9 pav. P-bangos tomografinis plotas Ramiojo vandenyno pietuose nuo pietryčių nuo Tongos iki Fidžio. Mėlyna reiškia uolą, kurios seisminiai greičiai yra gana dideli, o geltona ir raudona - mažą greitį. Atviri apskritimai yra tyrime naudojami žemės drebėjimai. [iš: Zhao, D., Y. Xu, D.A. Wiens, L. Dorman, J. Hildebrand ir S. Webb, „Lau“ lanko plitimo centro gylis ir jo ryšys su subdukcijos procesu, Science, 278, 254-257, 1997, naudojami su leidimu]

Ramiojo vandenyno plokštė sublokuojasi po Tonga ir 9.9 paveiksle pavaizduota kaip 100 km storio plokštė šaltos (mėlynos spalvos) vandenyno plutos, kuri nusileido į aplinkinę karštą mantiją. Šaltoji uola yra standesnė už aplinkinę karštą mantijos uolą, todėl jai būdingi šiek tiek didesni seisminiai greičiai. Lau plitimo centre ir Fidžio rajone yra vulkanizmo, o šiuose rajonuose šilta uoliena seisminiais greičiais yra lėtesnė (geltonos ir raudonos spalvos).


8.2: P, S ir paviršiaus bangos - geomokslai

Kaip sukurti savo P ir S bangas?

Galite imituoti P ir S bangų judėjimą naudodamiesi „Slinky“ (geriausiai veikia metalinės). S bangą taip pat galima imituoti naudojant virvės gabalėlį vietoje „Slinky“. Ši veikla geriausiai tinka su partneriu ir ant lygaus paviršiaus, pavyzdžiui, stalo ar grindų.

  1. Padėkite „Slinky“ ant lygaus paviršiaus. Paprašykite savo partnerio laikyti priešingą „Slinky“ galą. Jei neturite partnerio, galite pririšti „Slinky“ ant kablio sienoje arba ant durų rankenėlės (pirmiausia uždarykite duris) ir išbandyti šią veiklą ore.
  2. Laikydami kitą „Slinky“ galą, eikite nuo savo parterio arba nuo sienos ar durų.
  3. Nustokite eiti tolyn, kai „Slinky“ nebėra suglebęs (jei yra ore) arba nebėra laisvumo. Netempkite „Slinky“ per stipriai, tiesiog užimkite laisvumą.
  4. Vienu greitu judesiu stumkite „Slinky“ galą link savo partnerio (jei „Slinky“ yra pakibęs ore, greitai pakreipkite „Slinky“ galą link sienos ir tada atgal). Nepaleisk „Slinky“.

Darydami savo S bangą, atkreipkite dėmesį, kaip pats „Slinky“ juda statmena kryptimi, kuria energija juda (statmena bangų sklidimo krypčiai). S bangos yra sudėtingesnės nei P bangos, tačiau jas turėtų būti lengviau imituoti vykdant šią veiklą:

  1. Padėkite „Slinky“ ant lygaus paviršiaus ir leiskite partneriui laikyti priešingą „Slinky“ galą. Jei dirbate vienas, prijunkite vieną „Slinky“ galą prie kablio ant sienos arba durų rankenėlės (pirmiausia uždarykite duris).
  2. Laikydami kitą „Slinky“ galą, eikite nuo savo partnerio arba nuo sienos ar durų.
  3. Nustokite vaikščioti, kai „Slinky“ liks tik šiek tiek laisvos vietos. Jei dirbate vienas ir „Slinky“ yra pakibęs ore, norėsite nustoti vaikščioti tik tada, kai „Slinky“ nebesileis į orą. Netempkite „Slinky“ stipriai, tiesiog užimkite didžiąją dalį.
  4. Greitai vieną kartą pakreipkite „Slinky“ galą iš vienos pusės į kitą. Jei „Slinky“ yra pakibęs ore, pakanka greitai pakelti aukštyn ir žemyn. Nepaleisk „Slinky“.


Žodžiai, susiję su paviršiaus banga

Kuo daugiau išteklių ir švietimo visuomenė turės, tuo mažiau tokių istorijų kaip tavo pasirodys.

Taigi tai priviliojo kaubojų operatorių bangą skraidinti keleivius ir krovinius tarp miestų.

Anksčiau buvo žmonių, persikėlusių į Teksasą, bangos, ir dabar mes išgyvename naujausią bangą.

Labiausiai jaudinantis ir jaudinančiai unikalus menininkas, pasirodęs 2014 m.

Nuo tada armija surengė žiaurią įkalinimo bangą prieš aktyvistus ir žurnalistus.

Pirmiausia kriauklių dušas nuleidžiamas palei apatines keteras ir įlankos paviršių.

Tačiau norėdamas pamojuoti šiuo Heathenso diskursu, kiek krikščionių laikosi sau prieštaraujančių principų?

Kai kurios salės, kurias minėjo ponas Meadow Mouse, išbėgo tiesiai po sodo paviršiumi.

Į bangas panašus šių gyvūnų judėjimas yra ypač grakštus ir sumaniai atliekamas.


Informacija apie autorių

Priklausomybė

Oregono universitetas, Žemės mokslų katedra, Eugenijus, OR, JAV

Meksikos nacionalinė autonominė katedra, Atmosferos mokslo centras, Meksikas, Meksika

Kioto universitetas, Nelaimių prevencijos tyrimų institutas, Kiotas, Japonija

Kompiuterinės geodinamikos laboratorija, Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Meksika

Marina Manea ir Vladas. C. Manea

Rumunijos akademijos astronomijos institutas, Bukareštas, Rumunija

Marina Manea ir Vladas. C. Manea

Kalifornijos universitetas, San Diegas, „Scripps“ okeanografijos institutas, La Jolla, Kalifornija, JAV

Meksikos nacionalinė autonominė universitetas, Geografijos institutas, Meksikas, Meksika

México nacionalinis nacionalinis universitetas, Nacionalinis tarnybinis stotis, Meksikas, Meksika

Uhano universitetas, GNSS centras, Uhanas, Kinija

„Colegio de Michoacán“, „Centro de Estudios en Geografía Humana“, La Piedad, Meksika

Meksikos nacionalinė autonominė universitetas, Geofisica institutas, Meksikas, Meksika

Xyoli Pérez-Campos ir Enrique Cabral-Cano

Meksikos nacionalinė autonominė universitetas, Ingenieria institutas, Meksikas, Meksika

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Šio autoriaus taip pat galite ieškoti „PubMed Google Scholar“

Įnašai

D.M. ir A.R.-A. sumanė ir atliko tyrimą. D.M. atliko slydimo inversijos analizę. A.R.-A. išanalizavo jūros lygio duomenis. E.S.G. atliko kreivumo ir lenkimo skaičiavimus. M.M. ir V.C.M. atliko terminį modeliavimą. D.M., A.R.-A., E.S.G., M.M. ir V.C.M. sukūrė figūras ir parašė referatą. X.X. atliko InSAR analizę. M.T.R.-H., J.Z.-H. ir N. C. pateikė ir išanalizavo cunamio duomenis. J.G. apdorojo didelio greičio GPS duomenis. X.P.-C., E.C.-C. ir L.R.-G. prižiūrėti ir eksploatuoti seisminius ir geodezinius tinklus. Visi autoriai aptarė rezultatus, peržiūrėjo rankraštį ir paveikslus.

Autorius susirašinėjimui


8.2: P, S ir paviršiaus bangos - geomokslai

Kai Žemės litosferos plokštės tęsia savo lėtus judesius, plutoje susidaro įtempimai, ypač šalia plokščių ribų. Tie įtempiai (suspaudimas, įtempimas, kirpimas) kaupiasi plutoje, kol įtampa viršija uolienos stiprumą arba trintį išilgai anksčiau egzistuojančio gedimo. Tada staiga paslysta uola išilgai gedimo. Žemė dreba, kai išsiskiria streso energija, o uolos per kelias sekundes paslūgsta į savo naują padėtį. Seisminės bangos eina į išorę nuo lūžio dalies, kuri nutrūko, tarsi besiplečiantys bangelės nuo akmenuko, numesto į negazuotą vandenį.

Visas gedimas nejuda vienu metu, tik ta gedimo dalis, aplink kurią stresas viršijo stiprumą. Seismologai gali nustatyti gedimo tašką, kur prasidėjo slydimas, paslydusio gedimo plotą (ilgį ir gylį), slydimo ar gedimo kiekį (kiek pluta pajudėjo) ir laiką, per kurį slydimas užtruko. atsirasti. Židinys arba hipocentras yra tiksli gedimo vieta, įskaitant gylį, nuo kurio prasidėjo slydimas. The epicentras yra žemės drebėjimo žemėlapio padėtis. Jis slypi tiesiai per dėmesį.

Kūno bangos - greičiausiai keliauja per Žemės P, Pirminės arba Kompresinės bangos vidų (

6 km / sek. Viršutinėje plutoje). Jie priverčia medžiagą svyruoti į priekį ir atgal lygiagrečiai seisminio bangos fronto judesiui. P bangos stumia (suspaudžia) ir traukia (praplečia) uolą, pro kurią praeina.
S, antrinė arba šlyties bangos yra šiek tiek lėtesnės (

3,5 km / sek. Viršutinėje plutoje). Dėl jų materija svyruoja viena nuo kitos, statmena bangos fronto judesiui. S bangos kerpa uolą, pro kurią praeina.

Paviršiaus bangos - keliauja palei Žemės paviršių. Jie yra lėtesni nei kūno bangos. Jie padaro žalą per žemės drebėjimus. Meilės bangos purto žemę viena į kitą kaip S banga.
Rayleigh bangos išstumia žemę kaip riedančios vandenyno bangos. Žemė rieda į priekį ir į viršų, tada žemyn ir atgal. Tai panašu į p bangą, bet su papildomu judesiu aukštyn-žemyn.

Seismometrai

Seismometrai dirba pagal sunkią pakabintą inercinę masę, kuri nejuda žemei judant. Tinkamai sustabdžius, masė sudaro stacionarų atskaitos tašką, nuo kurio galima išmatuoti žemės judėjimą aukštyn žemyn, šiaurės – pietų ar rytų – vakarų kryptimi, pavyzdžiui, ant masės pritvirtintu rašikliu.

atstumas: P ir S bangos žengia žinomu greičiu per Žemę. S bangos yra lėtesnės už P bangas žinomu dydžiu. Kai P ir S bangos išeina iš žemės drebėjimo, P bangos progresuoja tolyn prieš S bangas. Todėl kuo toliau seisminio įrašymo stotis yra nuo žemės drebėjimo epicentro, tuo didesnis bus P ir S bangos atvykimo laiko skirtumas. Seisminės stoties atstumas nuo žemės drebėjimo lengvai nustatomas pagal S-P intervalą, laiko skirtumą tarp pirmosios P ​​bangos ir pirmosios S bangos atvykimo laiko.

trianguliacija: Norint nustatyti žemės drebėjimo vietą, reikia nustatyti žemės drebėjimo atstumą iš mažiausiai trijų seisminių fiksavimo stočių. Tada aplink kiekvieną stotį brėžiami atitinkamo spindulio ratai. Trijų apskritimų sankirta unikaliai identifikuoja žemės drebėjimo epicentrą.

Richterio dydis: Richterio dydis yra žemės judėjimo amplitudės matas. Kadangi seismogramose užfiksuota amplitudė mažės didėjant atstumui nuo žemės drebėjimo, pirmiausia reikia nustatyti atstumą, kad jį būtų galima pakoreguoti. Richterio žemės drebėjimo stiprumą galima lengvai nustatyti pagal S-P intervalą kartu su maksimaliu judesiu, užfiksuotu seismogramoje. Richterio dydis užregistruojamas logaritminėje skalėje, kuriai padidėjus vienu, dešimt kartų padidėja amplitudė. Pavyzdžiui, 5 balų žemės drebėjimas sukelia dešimt kartų didesnį žemės judėjimą nei 4 balų žemės drebėjimas.

momento dydis: momentiniai dydžiai matuoja žemės drebėjimo metu išsiskiriančią streso energijos kiekį. Jie apskaičiuojami nustačius gedimo metimą (atstumas, kuriuo įvyko gedimas), ant gedimo sulaužytą plotą (gylį ir ilgį) ir lūžimo uolienų standumą (uolienų spyruoklingumą). Akimirkos dydis taip pat užfiksuojamas logaritminėje skalėje, kuriai padidėjus vienu, 32 kartus padidėja išleidžiamos įtampos energija.

„Mercalli“ intensyvumo skalė: norint geriau suprasti ilgalaikį tam tikro gedimo elgesį, reikia grįžti prie rašytinių žemės drebėjimų, įvykusių prieš prasidedant seisminiam registravimui, įrašų. I (nejaučiamas) iki XII intensyvumas (bendra žala) nustatomas pagal istoriniuose įrašuose nurodytą žalos dydį. Tuomet istorinių žemės drebėjimų „Mercalli“ intensyvumą galima palyginti su šiuolaikinių žemės drebėjimų, kurių stiprumas yra Richteris ir (arba) momentai, „Mercalli“ intensyvumu. Komplikuojantys veiksniai apima pastato projekto (silpnesni ir stipresni pastatai) ir geologijos (kieto pagrindo uolienos mažiau dreba, purios nuosėdos ir sąvartynai dreba) skirtumus.

Richterio dydžių nustatymas

Žemės drebėjimo stiprumas matuojamas pagal gerai žinomą Richterio skalę. Norėdami nustatyti Richterio žemės drebėjimo stiprumą, seismologai turi žinoti atstumą iki žemės drebėjimo ir paviršiaus bangos amplitudę įrašymo vietoje. Seisminio įrašymo stoties atstumas nuo žemės drebėjimo epicentro nustatomas pagal laiko skirtumą tarp pirmojo P bangos ir S bangos atvykimo. Tai vadinama S-P intervalu. Užfiksuota paviršiaus bangų amplitudė, matuojanti, kiek milimetrų žemė juda seisminėje stotyje, priklausys nuo atstumo nuo žemės drebėjimo epicentro ir žemės drebėjimo stiprumo. Nustačius iš seismografo įrašo, S-P intervalas ir amplitudė naudojami matematiškai sprendžiant dydį, arba jie gali būti pavaizduoti grafike, vadinamame nomograma, kad gautų vizualų dydžio sprendimą.

Gedimo, sukeliančio žemės drebėjimą, tipą galima nustatyti analizuojant pirmąjį judesio (suspaudimo ar išsiplėtimo) pojūtį, užfiksuotą seismogramose visomis kryptimis ir įvairiais atstumais nuo žemės drebėjimo. Kai kurie seismogramoje užrašys pradinį „aukštyn“ (suspaudimą), nurodydami, kad pluta pasislinko link tos krypties, o kiti užrašys pradinį „žemyn“ (išsiplėtimą), rodantį, kad pluta nutolo nuo tos krypties. Aplink žemės drebėjimo epicentrą užfiksuoti „pakilimų“ ir „nuosmukių“ modeliai parodys, ar gedimas buvo slydimo, atbulinės, normalios ar smūginės slydimas.

Šis paveikslas rodo pirmojo suspaudimo ir pirmojo išsiplėtimo modelį, supantį žemės drebėjimo smūgio epicentrą.

Seisminis rizikos vertinimas

Žemės drebėjimo numatymas (?): Buvo pasiūlyta daugybė veiksnių, galinčių sukelti išankstinius signalus, kad žemės drebėjimas yra neišvengiamas, įskaitant nedidelio seisminio aktyvumo pokyčius savaitėmis ir mėnesiais prieš pagrindinį žemės drebėjimą, požeminio vandens lygio pokyčius, radoną ir kitas dujas požeminio vandens gręžiniuose, elektrinių varžų pokyčius. pluta (susijusi su požeminio vandens pasiskirstymo uolienoje pokyčiais, kai prieš pat žemės drebėjimą pradeda formuotis mikroplyšiai, žemės plutos seisminių bangų greičio pokyčiai aplink gedimą, kuris pradeda nepavykti iki žemės drebėjimo, netgi keistas gyvūnų elgesys prieš pat Iki šiol nebuvo nustatyta jokių nuspėjamųjų veiksnių ar veiksnių grupių, leidžiančių numatyti gresiantį žemės drebėjimą.

Žemės drebėjimo tikimybė: Tačiau seismologai gali įvertinti tam tikro dydžio žemės drebėjimo tikimybę tam tikru metų laikotarpiu tam tikrame gedimo segmente. Tikimybės įvertinimuose naudojama tokia informacija kaip ankstesnė žemės drebėjimų istorija apie gedimą (dydis ir vidutinis laikas tarp jų), paskutinio didelio žemės drebėjimo dydis ir amžius (ir išsiskiriančio streso kiekis), įtempio kaupimosi greitis plokštės ribos srityje dėl santykinio plokštelės judėjimo greičio ir reguliaraus elastingo deformacijos kaupimosi stebėjimo pasitelkiant tyrimo metodus, ir įvertinto gedimo stiprumo (uolienos stiprumo ir trinties).

Žemės drebėjimų dažnis yra daug didesnis tektoninių plokščių ribose esančiose vietovėse, kur įtempiai greitai susidaro, plokščių viduryje yra vietų, toli gražu ne aktyvių gedimų, kur įtampa vis dėlto susidaro dėl senovės trūkumų, galinčių sukelti didelius žemės drebėjimus ( pavyzdys, Naujojo Madrido pažeidimų zona prie Misisipės upės).

Seisminės spragos ir sekos: Gedimų, kurie kurį laiką neturėjo reikšmingų žemės drebėjimų (streso išlaisvinimas), segmentai yra labiau linkę į žemės drebėjimą anksčiau nei segmentai, kuriuose įvyko naujesni žemės drebėjimai.

Turkijoje nuo 1939 m. Šiaurės Anatolijos kaltės segmentuose žala žemės drebėjimai vyko į vakarus. Naujausias įvykis buvo 1999 m. Žemės drebėjimas, kuris padarė didelę žalą ir daug žmonių žuvo Izmeto mieste. Remiantis seka, atrodo, kad kitas yra Stambulo miestas.

Žalos veiksniai:
- Laisvos, nesusikaupusios nuosėdos ir ypač sočios nuosėdos žemės drebėjimo metu patiria stipresnius žemės judesius, lyginant su kietu pagrindu. Konstrukcijos yra pažeistos mažiausiai ten, kur pastatytos ant tvirto pagrindo.
- Pastatai turi savo natūralios vibracijos dažnis, kaip kamertonas, atsižvelgiant į jų aukštį ir tvirtumą. Atsižvelgiant į natūralų uolų ar nuosėdų, pagal kuriuos statomas pastatas, vibracijos dažnį, tam tikro aukščio pastatai yra labiausiai pažeidžiami stiprių žemės drebėjimų metu.
- Gali atsirasti nekonsoliduotų nuosėdų suskystinimas per stiprų žemės drebėjimą, leidžiantį paskęsti pastatams, paprastai viena pusė labiau nei kita, kad pastatas nuvirstų.
- A & quotseismic bounce & quot sukelia stipresnį, nei tikėtasi, žemės judėjimą per atstumą nuo žemės drebėjimo epicentro, kur atspindėtos seisminės bangos derinamos su tiesiogiai atkeliavusiomis seisminėmis bangomis.
- Stiprūs žemės drebėjimai paprastai nutraukia požemines dujų linijas, vedančias į gaisrai. Taip pat nutrūksta vandens linijos, todėl sunku kovoti su gaisrais.
- Stiprūs žemės drebėjimai kompensuoja jūros dugno produkciją cunamiai, kurios paprastai nėra pastebimos iš jūroje esančio laivo, kurio bangos yra labai ilgos, tačiau tezėms labai greitai judant bangoms į seklią vandenį, artėjant prie kranto linijos, jos labai lėtėja, tampa vis statesnės ir daug aukštesnės, užgriebiančios žemų pakrančių pakrantes.
- Taip pat gali kilti žemės drebėjimai nuošliaužos ir purvo nuošliaužos judėdamas, palaidojęs ištisus rajonus.


Išvados

Mes apžvelgėme žemės drebėjimų ir SSE poveikį šaltinio teritorijoje prieš Tohoku-Oki žemės drebėjimą. Jūros dugno stebėjimo duomenys iš tiesiai virš didžiulio šio įvykio slydimo ploto vaidino svarbų vaidmenį varžant kosmetinį paslydimų pasiskirstymą pagrindiniu smūgiu, parodant, kad egzistuoja du itin dideli slydimo lopai: vienas tik pagrindinio smūgio hipocentro atnaujinimas, 60–80 km į žemę tranšėjos ašies, o kiti - 80–100 km į šiaurę, šalia tranšėjos ašies. Dėl c. 90 metų prieš Tohoku-Oki žemės drebėjimą M & gt 6 žemės drebėjimai įvyko nuo dviejų didelių slydimo vietų. Dėl c. 70 metų, iki 2003 m., Paslydo c. „M & gt 7“ žemės drebėjimai megatramoje įvyko vietovėse, supančiose du didelius slydimo lopus. Seisminis ir SSE aktyvumas padidėjo po 2003 m. M 7 įvykiai įvyko 8 metus nuo 2003 iki 2010, priešingai nei visiškai nebuvo c. M 7 įvykiai ankstesniam c. 22 metai. Šie įvykiai įvyko Tohoku-Oki žemės drebėjimo šaltinio plote. Be to, šioje šaltinio ploto žemupio dalyje dešimtmečiais iki Tohoku-Oki žemės drebėjimo buvo pastebimas gilaus aeisminio slydimo megatinkimo ir (arba) pakilimo migracijos slydimo greitis. Šie ilgalaikiai pirmtakiniai seisminiai ir aeisminiai paslydimai sumažino plokščių sujungimą, iš dalies ardydami užrakintą sritį, susidedančią iš dviejų didelių slydimo lopų. Maždaug prieš mėnesį iki žemės drebėjimo SSE įvyko santykinai nedideliame gylyje tarp dviejų didelių slydimo vietų. Susiję su šia SSE, prasidėjo ir išankstiniai spąstai. Ir lėtas slydimas, ir išankstinis smūgis sklido iš šiaurės į pietus link pietinio klojimo lopo. Likus dviem dienoms iki žemės drebėjimo, Tohoku-Oki žemės drebėjimo hipocentro apylinkėse įvyko M 7.3 užuomina, vėlgi srityje, esančioje tarp dviejų drebėjimo lopų, tačiau palyginti giliai, palyginti su SSE, prasidėjusia maždaug prieš mėnesį. Šį foreshocką lydėjo pošokio aktyvumas ir posteisminis slydimas, esantis pakilimo srityje tarp dviejų stiprių pėdsakų. Be to, prasidėjo lėtas slydimas. 1,5 dienos iki „Tohoku-Oki“ pagrindinio smūgio. Šis lėtas slydimo įvykis ir „foreshock“ veikla vėl sklido iš šiaurės į pietus link pagrindinio smūgio hipocentro - pradinio Tohoku-Oki žemės drebėjimo plyšimo taško, dėl kurio galutinai plyšo didžiulis žemės drebėjimas.


Akimirkos dydis, Richterio skalė - kokios yra skirtingo dydžio skalės ir kodėl jų tiek daug?

Žemės drebėjimo dydis, matuojamas pagal Richterio skalė yra gerai žinoma, bet nepakankamai suprantama sąvoka. Logaritminės žemės drebėjimo stiprumo skalės idėją pirmą kartą 1930 m. Sukūrė Charlesas Richteris, norėdamas išmatuoti žemės drebėjimų dydį Kalifornijos pietuose, naudodamas palyginti aukšto dažnio duomenis iš netoliese esančių seismografo stočių. Ši dydžio skalė buvo vadinama ML, L yra vietinis. Tai turėjo galiausiai tapti žinoma kaip Richterio dydis.

Kai visame pasaulyje buvo įrengta daugiau seismografo stočių, paaiškėjo, kad Richterio sukurtas metodas griežtai galioja tik tam tikriems dažnių ir atstumų diapazonams. Siekiant pasinaudoti vis didėjančiu pasaulyje platinamų seismografų stočių skaičiumi, buvo sukurtos naujos dydžio skalės, kurios pratęsia pirminę Richterio idėją. Tai apima kūno bangos dydį (Mb) ir paviršiaus bangos dydis (Ms). Kiekvienas iš jų galioja tam tikram seisminio signalo dažnio diapazonui ir tipui. Pagal savo galiojimo intervalą kiekvienas prilygsta Richterio dydžiui.

Dėl visų trijų dydžių skalių (ML, Mb ir Ms) apribojimų naujas, labiau vienodai pritaikomas dydžio skalės išplėtimas, žinomas kaip momento dydis, arba Mw, buvo sukurta. In particular, for very large earthquakes, moment magnitude gives the most reliable estimate of earthquake size.

Moment is a physical quantity proportional to the slip on the fault multiplied by the area of the fault surface that slips it is related to the total energy released in the earthquake. The moment can be estimated from seismograms (and also from geodetic measurements). The moment is then converted into a number similar to other earthquake magnitudes by a standard formula. The result is called the moment magnitude. The moment magnitude provides an estimate of earthquake size that is valid over the complete range of magnitudes, a characteristic that was lacking in other magnitude scales.


8.2: The Wavefunctions

  • Contributed by David M. Hanson, Erica Harvey, Robert Sweeney, Theresa Julia Zielinski
  • Quantum States of Atoms and Molecules at Chemical Education Digital Library (ChemEd DL)

The solutions to the hydrogen atom Schrödinger equation are functions that are products of a spherical harmonic function and a radial function.

[ psi _ (r, heta , varphi) = R_ (r) Y^_l ( heta , varphi) label <8-20>]

The wavefunctions for the hydrogen atom depend upon the three variables r, ( heta), and (varphi ) and the three quantum numbers n, (l), and (m_l). The variables give the position of the electron relative to the proton in spherical coordinates. The absolute square of the wavefunction, (| psi (r, heta , varphi )|^2), evaluated at (r), ( heta ), and (varphi) gives the probability density of finding the electron inside a differential volume (d au), centered at the position specified by r, ( heta ), and (varphi).

What is the value of the integral

[ int limits _< ext> | psi (r, heta , varphi )|^2 d au , ? nonumber ]

The quantum numbers have names: (n) is called the principal quantum number, (l) is called the angular momentum quantum number, and (m_l) is called the magnetic quantum number because (as we will see in Section 8.4) the energy in a magnetic field depends upon (m_l). Often (l) is called the azimuthal quantum number because it is a consequence of the ( heta)-equation, which involves the azimuthal angle (Theta ), referring to the angle to the zenith.

These quantum numbers have specific values that are dictated by the physical constraints or boundary conditions imposed upon the Schrödinger equation: (n) must be an integer greater than 0, (l) can have the values 0 to n𔂫, and (m_l) can have (2l + 1) values ranging from (-l) ‑ to (+l) in unit or integer steps. The values of the quantum number (l) usually are coded by a letter: s means 0, p means 1, d means 2, f means 3 the next codes continue alphabetically (e.g., g means (l = 4)). The quantum numbers specify the quantization of physical quantities. The discrete energies of different states of the hydrogen atom are given by (n), the magnitude of the angular momentum is given by (l), and one component of the angular momentum (usually chosen by chemists to be the z‑component) is given by (m_l). The total number of orbitals with a particular value of (n) is (n^2).

Consider several values for n, and show that the number of orbitals for each n is (n^2).

Construct a table summarizing the allowed values for the quantum numbers n, (l) , and (m_l). for energy levels 1 through 7 of hydrogen.

The notation 3d specifies the quantum numbers for an electron in the hydrogen atom. What are the values for n and (l) ? What are the values for the energy and angular momentum? What are the possible values for the magnetic quantum number? What are the possible orientations for the angular momentum vector?

The hydrogen atom wavefunctions, (psi (r, heta , varphi )), are called atomic orbitals. An atomic orbital is a function that describes one electron in an atom. The wavefunction with n = 1, (l=1), and (m_l) = 0 is called the 1s orbital, and an electron that is described by this function is said to be &ldquoin&rdquo the ls orbital, i.e. have a 1s orbital state. The constraints on (n), (l)), and (m_l) that are imposed during the solution of the hydrogen atom Schrödinger equation explain why there is a single 1s orbital, why there are three 2p orbitals, five 3d orbitals, etc. We will see when we consider multi-electron atoms in Chapter 9 that these constraints explain the features of the Periodic Table. In other words, the Periodic Table is a manifestation of the Schrödinger model and the physical constraints imposed to obtain the solutions to the Schrödinger equation for the hydrogen atom.

Visualizing the variation of an electronic wavefunction with (r), ( heta), and (varphi) is important because the absolute square of the wavefunction depicts the charge distribution (electron probability density) in an atom or molecule. The charge distribution is central to chemistry because it is related to chemical reactivity. For example, an electron deficient part of one molecule is attracted to an electron rich region of another molecule, and such interactions play a major role in chemical interactions ranging from substitution and addition reactions to protein folding and the interaction of substrates with enzymes.

Visualizing wavefunctions and charge distributions is challenging because it requires examining the behavior of a function of three variables in three-dimensional space. This visualization is made easier by considering the radial and angular parts separately, but plotting the radial and angular parts separately does not reveal the shape of an orbital very well. The shape can be revealed better in a probability density plot. To make such a three-dimensional plot, divide space up into small volume elements, calculate (psi^* psi ) at the center of each volume element, and then shade, stipple or color that volume element in proportion to the magnitude of (psi^* psi ). Do not confuse such plots with polar plots, which look similar.

Probability densities also can be represented by contour maps, as shown in Figure (PageIndex<1>).

Figure (PageIndex<1>): Contour plots in the x-y plane for the (2p_x) and (3p_x) orbitals of the hydrogen atom. The plots map lines of constant values of (R(r)^2) red lines follow paths of high (R(r)^2), blue for low (R(r)^ 2) . The angular function used to create the figure was a linear combination of two Spherical Harmonic functions (see Problem 10 at the end of this chapter.)

Another representational technique, virtual reality modeling, holds a great deal of promise for representation of electron densities. Imagine, for instance, being able to experience electron density as a force or resistance on a wand that you move through three-dimensional space. Devices such as these, called haptic devices, already exist and are being used to represent scientific information. Similarly, wouldn&rsquot it be interesting to &ldquofly&rdquo through an atomic orbital and experience changes in electron density as color changes or cloudiness changes? Specially designed rooms with 3D screens and &ldquosmart&rdquo glasses that provide feedback about the direction of the viewer&rsquos gaze are currently being developed to allow us to experience such sensations.

Methods for separately examining the radial portions of atomic orbitals provide useful information about the distribution of charge density within the orbitals. Graphs of the radial functions, (R(r)), for the 1s, 2s, and 2p orbitals plotted in Figure (PageIndex<2>).

Figure (PageIndex<2>): Radial function, R(r), for the 1s, 2s, and 2p orbitals.

The 1s function in Figure (PageIndex<2>) starts with a high positive value at the nucleus and exponentially decays to essentially zero after 5 Bohr radii. The high value at the nucleus may be surprising, but as we shall see later, the probability of finding an electron at the nucleus is vanishingly small.

Next notice how the radial function for the 2s orbital, Figure (PageIndex<2>), goes to zero and becomes negative. This behavior reveals the presence of a radial node in the function. A radial node occurs when the radial function equals zero other than at (r = 0) or (r = &infin). Nodes and limiting behaviors of atomic orbital functions are both useful in identifying which orbital is being described by which wavefunction. For example, all of the s functions have non-zero wavefunction values at (r = 0), but p, d, f and all other functions go to zero at the origin. It is useful to remember that there are (n-1-l) radial nodes in a wavefunction, which means that a 1s orbital has no radial nodes, a 2s has one radial node, and so on.

Examine the mathematical forms of the radial wavefunctions. What feature in the functions causes some of them to go to zero at the origin while the s functions do not go to zero at the origin?

What mathematical feature of each of the radial functions controls the number of radial nodes?


Žiūrėti video įrašą: Chemijos pamoka Chemijos ir geomokslų fakultete 2018