גלים סייסמיים
גלים סייסמיים הם גלים של אנרגיה העוברים באדמה, ונוצרים כתגובה לתהליכים המייצרים אנרגיה אקוסטית בתדירות נמוכה כמו רעידת אדמה או פיצוץ. תחום זה נחקר בידי סייסמולוגים וגאופיזיקאים, ונעשה בו שימוש באמצעים כמו סייסמוגרף, הידרופון, גאופון, ומד תאוצה. מהירות ההתפשטות של הגלים תלויה בצמיגות וגמישות התווך המעביר. למהירות נטייה לגדול בהתאם לעומק התווך, וטווח המהירות נע בין 2,000 מ'/שנייה ל-8,000 בקרום כדור הארץ ועד 13,000 מ'/שנייה במעטפת הכדור.
רעידות אדמה מפיקות סוגים שונים של גלים במהירויות שונות; על פי תצפיות סייסמיות, מומחים יכולים לקבוע לפי מהירויות הפאזה השונות של הגלים, היכן מוקד רעידת האדמה.
סוגים של גלים סייסמיים
קיימים שלושה סוגים של גלים סייסמיים.[1]
- גלי P או גלים ראשוניים (=Primary Waves) - גלי לחץ שמהווים את הגלים הראשוניים המשתחררים לאחר רעידת אדמה או פיצוץ. תנועתם היא תנועת גל אורכית בדומה לתנועה של קפיץ. גלים אלו יכולים לנוע בכל תווך במהירויות שלרוב כפולות מגלי S. באוויר: 330 מ'/שנייה, במים: 1460 מ'/שנייה ובגרניט: 5000 מ'/שנייה. היות שבאוויר תנועתם היא כגלי קול, מהירות התקדמותם זהה למהירות הקול.
- גלי S או גלים שניוניים (=Secondary Waves) - גלי גזירה הבאים מיד אחרי גלי P, תנועתם היא תנועת גל רוחבית (כמו חבל שמטלטלים אותו) והתקדמותם ניצבת לכיוון ההתפשטות. גלים אלו יכולים לנוע בתווך מוצק היות שפלואידים (נוזל וגז) לא עמידים במאמץ גזירה. מהירותם איטית מגלי P, ולרוב תהיה כ-60% ממהירותם באותו תווך נתון.
- גלי שטח - אחרונים להגיע הם גלי שטח שדומים בפעולתם לגלי מים הנעים על פני הקרקע. בשל תדירותם הנמוכה, משך זמנם הארוך ואמפליטודה גדולה, גלים אלו מעלים ומורידים את פני האדמה, ובפועל מסבים את מרבית הנזקים.
ישנם שני סוגים עיקריים של גלי שטח: (הנקראים על שם מגליהם) גלי לאב (Love waves) וגלי ריילי (Rayleigh waves). בגלי לאב תנועת החלקיק אופקית וניצבת לכיוון התקדמות הגל. (בדומה לגל גזירה אופקית אך עם דעיכה של האמפליטודה עם העומק). בגלי ריילי תנועת החלקיק היא במסלול אליפטי אנכי בכיוון התקדמות הגל, וגם כאן גודל האליפסה דועך עם העומק. המסלול דומה למסלול החלקיק בגל בים אך במגמה הפוכה.
כדי להמחיש זאת אפשר לעשות ניסוי פשוט עם שלושה מטבעות.
יש להחזיק שני מטבעות כשהם צמודים האחד לשני, מקבעים בלחיצת אגודל או מלחציים את אחד המטבעות, והודפים מטבע שלישי אל עבר המטבע המקובע. התוצאה תהיה שגל הרעד שיעבור במטבע המקובע יגרום להדיפת המטבע הצמוד אליו, וזאת מבלי שהמטבע המקובע ינוע ממקומו.
המחשה נוספת לתופעה היא באמצעות כדורי ניוטון, שבהם הכדורים הקיצוניים הנעים בצידו האחד של המתקן גורמים לגלי רעד בכדורים האמצעיים מבלי להזיז אותם, ועוצמתם של גלי הרעד מניעה את אותו מספר של כדורים בקצהו השני של המתקן.
שימוש הגלים באיתור האירוע
במקרים של רעידות אדמה מקומיות, הבדלי הזמן והמקום של גלי P ו-S יכולים לשמש למדידת המרחק מהמוקד.[2] במקרים של רעידות רבות עוצמה המתרחשות במרחקים בקנה מידה גלובלי, משווים את זמן הגעת הגלים בין תחנות גאוגרפיות שונות. איתור מוקד הרעידה נעשה באמצעות עשרות ואף מאות חישובי הגעה של גלי P, כאשר רובם מתחילים מעומק של 40 ק"מ אך עשויים להגיע עד 700 ק"מ. דרך נוספת לחישוב מרחק ממוֹקד (שמרחקו לא עולה על 200 ק"מ) היא לחשב את ההפרשים בין גלי P ו-S ולהכפילם ב-8 ק"מ/שנייה.
במרחקים סייסמיים ניתן להניח שגלי ה-P הראשוניים שמגיעים עברו מסלול במעטפת הכדור. במקרים מסוימים הגלים עשויים להישבר (בדומה לשבירה של גלי אור) ולנוע מספר פעמים בין הליבה הפנימית והחיצונית לפני שיעלו לפני האדמה ויניעו את מחוגי הסייסמוגרף. על פי עקרון הויגנס, תנועה במסלול כזה מוערכת כמהירה יותר מאשר התפשטות בקו ישר ממוקד הרעידה.
צפיפות עולה בהתאם לירידה בעומק, דבר שבפני עצמו מאט תנועה של גלים. אולם מודול האלסטיות של התווך עצמו גדל משמעותית ולכן מהווה משפיע עיקרי על מהירות הגלים. במצב כזה מסלול ארוך יותר יארך פרק זמן קצר יותר. נדרש חישוב מדויק של משך התקדמות הגל על מנת לבצע איתור מדויק של מוקד הרעד. כיוון שגלי P עשויים לנוע במהירות של ק"מ בשנייה, סטיות חישוביות בסדר גודל של חלקיק שנייה עשויים לגרור סטייה של קילומטרים באיתור המוקד. אולם לרוב, הצלבת נתונים מתחנות שונות מפחיתה סטיות וטעויות מדידה בקנה מידה של 10 עד 50 ק"מ.
ראו גם
לקריאה נוספת
- פרופסור משה ברור, "גל סיסמי/גל רעש", לקסיקון גאוגרפי, (עמ' 6), הוצאת יבנה, תשס"א
הערות שוליים
