การแยกคลื่นเฉือนหรือที่เรียกว่าการหักเหของคลื่นไหวสะเทือน เป็นปรากฏการณ์ที่เกิดขึ้นเมื่อคลื่นเฉือนแบบ โพลาไรซ์ เข้าสู่ ตัวกลาง ที่ไม่เป็นเนื้อเดียวกันคลื่นเฉือนที่ตกกระทบจะแยกออกเป็นคลื่นเฉือนแบบโพลาไรซ์สองคลื่น การแยกคลื่นเฉือนมักใช้เป็นเครื่องมือในการทดสอบความไม่เป็นเนื้อเดียวกันของพื้นที่ที่สนใจ การวัดเหล่านี้สะท้อนถึงระดับความไม่เป็นเนื้อเดียวกันและนำไปสู่ความเข้าใจที่ดีขึ้นเกี่ยวกับ ความ หนาแน่นและทิศทางของรอยแตกหรือการจัดเรียงผลึก ของพื้นที่ ^{[ 1 ]} ในทางอุปมาอุปไมย เราสามารถนึกถึงความไม่เป็นเนื้อเดียวกันของพื้นที่เฉพาะว่าเป็นกล่องดำและการวัดการแยกคลื่นเฉือนเป็นวิธีมองสิ่งที่อยู่ในกล่อง

คลื่นเฉือนตกกระทบอาจเข้าสู่ตัวกลางแอนไอโซโทรปิกจาก ตัวกลาง ไอโซโทรปิกได้โดยการพบกับการเปลี่ยนแปลงในทิศทางหรือลักษณะเฉพาะของตัวกลาง เมื่อคลื่นเฉือนโพลาไรซ์เข้าสู่ตัวกลางแอนไอโซโทรปิกใหม่ มันจะแยกออกเป็นสองคลื่นเฉือน คลื่นเฉือนหนึ่งจะเร็วกว่าอีกคลื่นหนึ่งและมีทิศทางขนานกับรอยแตกหรือผลึกในตัวกลาง คลื่นที่สองจะช้ากว่าคลื่นแรกและบางครั้งอาจตั้งฉากกับทั้งคลื่นเฉือนแรกและรอยแตกหรือผลึกในตัวกลาง ความล่าช้าของเวลาที่สังเกตได้ระหว่างคลื่นเฉือนช้าและเร็วให้ข้อมูลเกี่ยวกับความหนาแน่นของรอยแตกในตัวกลาง ทิศทางของคลื่นเฉือนเร็วจะบันทึกทิศทางของรอยแตกในตัวกลาง

เมื่อนำมาพล็อตโดยใช้แผนภาพโพลาไรเซชัน การมาถึงของคลื่นเฉือนแบบแยกส่วนสามารถระบุได้จากการเปลี่ยนแปลงทิศทางการเคลื่อนที่ของอนุภาคอย่างฉับพลัน

ใน วัสดุ ที่เป็นเนื้อเดียวกันซึ่งมีความไม่เป็นเนื้อเดียวกันเล็กน้อย คลื่นเฉือนที่ตกกระทบจะแยกออกเป็นคลื่นเฉือนเสมือนสองลูกที่มีโพลาไรเซชันตั้งฉากกันโดยประมาณ ซึ่งจะไปถึงตัวรับในเวลาเดียวกันโดยประมาณ ในเปลือกโลก ที่ลึกกว่า และเนื้อโลกส่วนบนคลื่นเฉือนความถี่สูงจะแยกออกเป็นคลื่นเฉือนสองลูกที่แยกจากกันโดยสมบูรณ์ ซึ่งมีโพลาไรเซชัน ต่างกัน และมีช่วงเวลาหน่วงระหว่างกันซึ่งอาจนานถึงไม่กี่วินาที^{[ 2 ]}

Hess ^{[ 3 ]} (1964) ได้ทำการวัด การเปลี่ยนแปลง ความเร็วเชิงมุม ของ คลื่น P เป็นครั้งแรก ในแอ่งมหาสมุทรพื้นที่นี้ถูกเลือกสำหรับการศึกษาครั้งนี้เนื่องจากแอ่งมหาสมุทรประกอบด้วยหินเนื้อเดียวกันขนาดใหญ่และค่อนข้างสม่ำเสมอ Hess สังเกตจากการทดลองความเร็วคลื่นไหวสะเทือนก่อนหน้านี้กับผลึกโอลิวีนว่า หากผลึกมีการวางแนวทางสถิติเพียงเล็กน้อย ก็จะเห็นได้ชัดเจนมากในความเร็วคลื่นไหวสะเทือนที่บันทึกโดยใช้การหักเหของคลื่นไหวสะเทือน แนวคิดนี้ได้รับการทดสอบโดยใช้ข้อมูลการหักเหของคลื่นไหวสะเทือนจากเขตแตกหักเมนโดซิโน Hess พบว่าคลื่นอัดตัวช้าแพร่กระจายตั้งฉากกับระนาบการเลื่อน และส่วนประกอบความเร็วที่สูงกว่าจะขนานกับระนาบนั้น เขาจึงสรุปว่าโครงสร้างของแอ่งมหาสมุทรสามารถบันทึกได้อย่างรวดเร็วและเข้าใจได้ดีขึ้นหากใช้วิธีการเหล่านี้

Ando ^{[ 4 ]} (1980) มุ่งเน้นไปที่การระบุความไม่สม่ำเสมอของคลื่นเฉือนในเนื้อโลก ชั้นบน การศึกษานี้มุ่งเน้นไปที่การแยกตัวของคลื่นเฉือนที่บันทึกไว้ใกล้กับพื้นที่ภูเขาไฟชูบุ ในประเทศญี่ปุ่นโดยใช้ สถานี ตรวจวัดแผ่นดินไหวแบบโทรมาตร ที่เพิ่งติดตั้งใหม่ พวกเขาสามารถบันทึก การมาถึงของ คลื่น Pและคลื่น Sจากแผ่นดินไหวที่ระดับความลึกถึง 260 กม. ใต้พื้นที่ภูเขาไฟ ความลึกของแผ่นดินไหวเหล่านี้ทำให้พื้นที่นี้เหมาะสำหรับการศึกษาโครงสร้างของเนื้อโลกชั้นบน พวกเขาสังเกตเห็นการมาถึงของคลื่นเฉือนสองลูกที่แตกต่างกันซึ่งมีทิศทางการโพลาไรเซชันต่างกัน (เหนือ-ใต้ เร็ว และตะวันออก-ตะวันตก ช้า) ห่างกันประมาณ 0.7 วินาที สรุปได้ว่าการแยกตัวไม่ได้เกิดจากแหล่งกำเนิดแผ่นดินไหว แต่เกิดจากเส้นทางการเดินทางของคลื่นระหว่างทางไปยังเครื่องวัดแผ่นดินไหวข้อมูลจากสถานีใกล้เคียงอื่นๆ ถูกนำมาใช้เพื่อจำกัดแหล่งกำเนิดของความไม่สม่ำเสมอของแผ่นดินไหว เขาพบว่าความไม่เป็นเนื้อเดียวกันนั้นสอดคล้องกับพื้นที่ที่อยู่ใต้บริเวณภูเขาไฟโดยตรง และตั้งสมมติฐานว่าเกิดจากผลึกที่มีทิศทางในห้องแมกมา ที่อยู่ลึก หากห้องแมกมามี ผลึกรูป วงรีที่มีทิศทางโดยประมาณเหนือ-ใต้ ทิศทางความเร็วสูงสุดก็จะอยู่ในแนวเหนือ-ใต้เช่นกัน ซึ่งอธิบายถึงการหักเหของคลื่น ไหวสะเทือน ได้

Crampin ^{[ 5 ]} (1980) เสนอทฤษฎี การทำนาย แผ่นดินไหวโดยใช้การวัดการแยกคลื่นเฉือน ทฤษฎีนี้ตั้งอยู่บนข้อเท็จจริงที่ว่ารอยแตกขนาดเล็กระหว่างเม็ดหรือผลึกในหินจะเปิดกว้างกว่าปกติที่ระดับความเครียดสูง หลังจากความเครียดลดลง รอยแตกขนาดเล็กจะกลับคืนสู่ตำแหน่งเดิม ปรากฏการณ์การเปิดและปิดของรอยแตกเพื่อตอบสนองต่อสภาวะความเครียดที่เปลี่ยนแปลงนี้เรียกว่าการขยายตัวเนื่องจากสัญญาณการแยกคลื่นเฉือนขึ้นอยู่กับทั้งทิศทางของรอยแตกขนาดเล็ก (ตั้งฉากกับทิศทางความเครียดหลัก) และความอุดมสมบูรณ์ของรอยแตก สัญญาณจะเปลี่ยนแปลงไปตามเวลาเพื่อสะท้อนการเปลี่ยนแปลงความเครียดในพื้นที่ เมื่อระบุสัญญาณสำหรับพื้นที่ใดพื้นที่หนึ่งได้แล้ว ก็สามารถนำไปใช้ในการทำนายแผ่นดินไหวใกล้เคียงที่มีสัญญาณเดียวกันได้

Crampin ^{[ 6 ]} (1981) เป็นคนแรกที่ยอมรับปรากฏการณ์การแยกคลื่นเฉือนที่เรียงตัวตามแนวราบในเปลือกโลกเขาได้ทบทวนทฤษฎีปัจจุบัน ปรับปรุงสมการเพื่อให้เข้าใจการแยกคลื่นเฉือนได้ดีขึ้น และนำเสนอแนวคิดใหม่บางประการ Crampin ได้พิสูจน์ว่าสามารถพัฒนาวิธีแก้ปัญหาสำหรับปัญหาแอนไอโซโทรปิกส่วนใหญ่ได้ หากสามารถกำหนดสูตรวิธีแก้ปัญหาที่สอดคล้องกันสำหรับกรณีไอโซโทรปิกได้แล้ว กรณีแอนไอโซโทรปิกก็สามารถหาได้ด้วยการคำนวณเพิ่มเติม การระบุโพลาไรเซชันของคลื่นภายในและคลื่นพื้นผิวอย่างถูกต้องเป็นกุญแจสำคัญในการกำหนดระดับของแอนไอโซโทรปิก การสร้างแบบจำลองของวัสดุสองเฟสจำนวนมากสามารถทำให้ง่ายขึ้นได้โดยการใช้ค่าคงที่ความยืดหยุ่น แบบแอนไอโซโทรปิก ค่าคงที่เหล่านี้สามารถพบได้โดยการดูข้อมูลที่บันทึกไว้ สิ่งนี้ได้รับการสังเกตในหลายพื้นที่ทั่วโลก^{[ 7 ]}

ความแตกต่างของความเร็วในการเคลื่อนที่ของคลื่นเฉือนทั้งสองสามารถอธิบายได้โดยการเปรียบเทียบทิศทางการโพลาไรซ์ของคลื่นกับทิศทางหลักของความไม่สมมาตรในบริเวณนั้น ปฏิสัมพันธ์ระหว่างอนุภาคขนาดเล็กที่ประกอบขึ้นเป็นของแข็งและของเหลวสามารถใช้เป็นแบบจำลองสำหรับการเคลื่อนที่ของคลื่นผ่านตัวกลางได้ ของแข็งมีอนุภาคที่ยึดติดกันแน่นมากซึ่งส่งผ่านพลังงานได้อย่างรวดเร็วและมีประสิทธิภาพ ในของเหลว อนุภาคจะยึดติดกันหลวมกว่ามาก และโดยทั่วไปแล้วจะใช้เวลานานกว่าในการส่งผ่านพลังงาน นี่เป็นเพราะอนุภาคต้องเคลื่อนที่ไกลขึ้นเพื่อถ่ายโอนพลังงานจากอนุภาคหนึ่งไปยังอีกอนุภาคหนึ่ง หากคลื่นเฉือนมีทิศทางการโพลาไรซ์ขนานกับรอยแตกในตัวกลางที่ไม่สมมาตรนี้ มันอาจมีลักษณะเหมือนคลื่นสีน้ำเงินเข้มในรูปที่ 1 คลื่นนี้กระทำต่ออนุภาคเหมือนกับการถ่ายโอนพลังงานผ่านของแข็ง มันจะมีความเร็วสูงเนื่องจากความใกล้ชิดของเม็ดอนุภาค หากมีคลื่นเฉือนที่มีทิศทางตั้งฉากกับรอยแตกที่เต็มไปด้วยของเหลวหรือผลึกโอลิวีน ยาว ที่อยู่ในตัวกลาง คลื่นเฉือนนั้นจะกระทำต่ออนุภาคเหล่านี้เหมือนกับอนุภาคที่ประกอบเป็นของเหลวหรือก๊าซพลังงานจะถูกถ่ายโอนผ่านตัวกลางช้าลง และความเร็วจะช้ากว่าคลื่นเฉือนลูกแรก ความล่าช้าของเวลาระหว่างการมาถึงของคลื่นเฉือนขึ้นอยู่กับหลายปัจจัย รวมถึงระดับของแอนไอโซโทรปีและระยะทางที่คลื่นเดินทางไปยังสถานีบันทึก ตัวกลางที่มีรอยแตกกว้างและใหญ่กว่าจะมีความล่าช้าของเวลามากกว่าตัวกลางที่มีรอยแตกขนาดเล็กหรือแม้แต่รอยแตกที่ปิดสนิท การแยกตัวของคลื่นเฉือนจะยังคงเกิดขึ้นต่อไปจนกว่าแอนไอโซโทรปีของความเร็วคลื่นเฉือนจะถึงประมาณ 5.5% ^{[ 7 ]}

คำอธิบายทางคณิตศาสตร์ (ทฤษฎีเรย์) ^{[ 8 ]}

สมการการเคลื่อนที่ในระบบพิกัดคาร์ทีเซียน แบบสี่เหลี่ยมผืนผ้า สามารถเขียนได้ดังนี้

${\displaystyle {\frac {\partial }{\partial x_{i}}}\left[c_{ijkl}{\frac {\partial U_{k}}{\partial x_{l}}}\right]=\rho {\frac {\partial ^{2}U_{j}}{\partial t^{2}}}}$

1

โดยที่tคือเวลา ρ คือความหนาแน่น Δ คือส่วนประกอบของเวกเตอร์การกระจัดUและแทน เทน เซอร์ ความยืดหยุ่น หน้าคลื่นสามารถอธิบายได้ด้วยสมการ ${\displaystyle \rho }$${\displaystyle U_{j}}$${\displaystyle c_{ijkl}}$

${\displaystyle t=\tau \left(x_{i}\right)}$

2

คำตอบของ ( 1 ) สามารถแสดงได้ในรูปอนุกรมรังสี

${\displaystyle U_{k}\left(x_{i},t\right)=\sum _{n=0}^{\infty }U_{k}^{\left(n\right)}\left(x_{i}\right)f_{n}\left(t-\tau \left(x_{i}\right)\right)}$

3

โดยที่ฟังก์ชันนั้น สอดคล้องกับความสัมพันธ์ ${\displaystyle f_{n}\left(\vartheta \right)}$

${\displaystyle df_{n+1}\left(\vartheta \right)/d\vartheta =f_{n}\left(\vartheta \right)}$

4

แทนที่ ( 3 ) ลงใน ( 1 )

${\displaystyle N\left(U^{\left(n\right)}\right)-M\left(U^{\left({n-1}\right)}\right)+L\left(U^{\left({n-2}\right)}\right)=0}$

5

โดยที่ตัวดำเนินการเวกเตอร์N, M, Lกำหนดโดยสูตร:

${\displaystyle {\begin{cases}N_{j}\left(U^{\left(n\right)}\right)=\Gamma _{jk}U_{k}^{\left(n\right)}-U_{j}^{\left(n\right)}\\M_{j}\left(U^{\left(n\right)}\right)=p_{i}~a_{ijkl}{\frac {\partial U_{k}^{\left(n\right)}}{\partial x_{l}}}+\rho ^{-1}{\frac {\partial }{\partial x_{i}}}\left(\rho ~a_{ijkl}~p_{l}U_{k}^{\left(n\right)}\right)\\L_{j}\left(U^{\left(n\right)}\right)=\rho ^{-1}{\frac {\partial }{\partial x_{i}}}\left(\rho ~a_{ijkl}{\frac {\partial U_{k}^{\left(n\right)}}{\partial x_{l}}}\right)\end{cases}}}$

6

ที่ไหน

${\displaystyle \Gamma _{jk}=p_{i}~p_{l}~a_{ijkl},\quad a_{ijkl}=c_{ijkl}/\rho ,\quad p_{i}={\frac {\partial \tau }{\partial x_{i}}}}$

7

สำหรับลำดับแรกดังนั้น และ เหลือ เพียงส่วนประกอบแรกของสมการ ( 5 ) เท่านั้น ดังนั้น ${\displaystyle n=0}$${\displaystyle U^{\left(-1\right)}=U^{\left(-2\right)}=0}$

${\displaystyle N_{j}\left(U^{\left(0\right)}\right)=\Gamma _{jk}U_{k}^{\left(0\right)}-U_{j}^{\left(0\right)}==\left(\Gamma _{jk}-\delta _{jk}\right)U_{k}^{\left(0\right)}==0}$

8

เพื่อให้ได้คำตอบของ ( 8 ) จำเป็นต้อง ใช้ค่าลักษณะเฉพาะและเวกเตอร์ลักษณะเฉพาะของเมทริกซ์${\displaystyle \Gamma _{jk}}$

${\displaystyle Det\left(\Gamma _{jk}-G\delta _{jk}\right)=0}$

9

ซึ่งสามารถเขียนใหม่ได้ดังนี้

${\displaystyle G^{3}-PG^{2}+QG-R=0}$

9

โดยที่ค่าและเป็นค่าคงที่ของเมทริกซ์สมมาตร เมทริก ซ์มีเวกเตอร์ลักษณะเฉพาะสามตัว ได้แก่ซึ่งสอดคล้องกับค่าลักษณะเฉพาะสามค่า ของ และ${\displaystyle P,Q}$${\displaystyle R}$${\displaystyle \Gamma _{jk}}$${\displaystyle \Gamma _{jk}}$${\displaystyle g_{1},~g_{2},~g_{3}}$${\displaystyle G_{1},~G_{2},}$${\displaystyle ~G_{3}}$

• สำหรับตัวกลางไอโซโทรปิกจะสอดคล้องกับคลื่นอัดและ จะสอดคล้องกับ คลื่นเฉือน สอง ลูก ที่เคลื่อนที่ไปด้วยกัน${\displaystyle G_{1}=\alpha ^{2}p_{i}p_{i}}$${\displaystyle G_{2}=G_{3}=\beta ^{2}p_{i}p_{i}}$
• สำหรับตัวกลางที่ไม่เป็นเนื้อเดียวกันแสดงว่าคลื่นเฉือนทั้งสองได้แยกออกจากกันแล้ว${\displaystyle G_{2}\neq G_{3}}$

^{[ 9 ]} ในตัวกลางที่เป็นเนื้อเดียวกันแบบไอโซโทรปิก ฟังก์ชันคลื่นเฉือนสามารถเขียนได้ดังนี้

${\displaystyle u\left(\omega \right)=A~w\left(\omega \right)\exp \left[-i\omega T_{0}\right]\cdot {\hat {p}}}$

10

โดยที่Aคือแอมพลิจูดเชิงซ้อนคือฟังก์ชันเวฟเล็ต (ผลลัพธ์ของ ฟังก์ชันเวลาแหล่งกำเนิด ที่แปลงฟูริเยร์ ) และคือเวกเตอร์หน่วยจริงที่ชี้ไปในทิศทางการกระจัดและอยู่ในระนาบตั้งฉากกับทิศทาง การแพร่กระจาย กระบวนการแยกคลื่นเฉือนสามารถแสดงได้เป็นการประยุกต์ใช้ตัวดำเนินการแยกกับฟังก์ชันคลื่นเฉือน ${\displaystyle w\left(\omega \right)}$${\displaystyle {\hat {p}}}$

${\displaystyle \Gamma =\exp \left[i\omega \delta t/2\right]{\hat {f}}{\hat {f}}+\exp \left[-i\omega \delta t/2\right]{\hat {s}}{\hat {s}}}$

11

โดยที่และเป็นเวกเตอร์ลักษณะเฉพาะของเมทริกซ์ โพลาไรเซชัน ที่มีค่าลักษณะเฉพาะที่สอดคล้องกับความเร็วคลื่นเฉือนทั้งสอง รูปคลื่นที่แยกออกเป็นสองส่วนคือ ${\displaystyle {\hat {f}}}$${\displaystyle {\hat {s}}}$

${\displaystyle u_{s}\left(\omega \right)=A~w\left(\omega \right)\exp \left[-i\omega T_{0}\right]\Gamma \left(\phi ,\delta t\right)\cdot {\hat {p}}}$

12

โดยที่ คือค่าความหน่วงเวลาที่เกิดขึ้นระหว่างคลื่นเฉือนช้าและคลื่นเฉือนเร็ว และคือมุมระหว่างโพลาไรเซชันของคลื่นเฉือนตกกระทบและโพลาไรเซชันของคลื่นเฉือนเร็วพารามิเตอร์ทั้งสองนี้สามารถประมาณค่าได้ทีละตัวจากข้อมูลการบันทึกแผ่นดินไหวหลายองค์ประกอบ ${\displaystyle \delta t}$${\displaystyle \phi }$${\displaystyle {\hat {p}}}$${\displaystyle {\hat {f}}}$

การวัดการแยกตัวของคลื่นเฉือนถูกนำมาใช้ในการสำรวจการพยากรณ์แผ่นดินไหวและในการทำแผนที่เครือข่ายรอยแตกที่เกิดจากการแตกร้าวด้วยแรงดันสูงของแหล่งกักเก็บน้ำมันและก๊าซ

ตามที่ Crampin ^{[ 5 ]} กล่าวไว้ การวัดการแยกคลื่นเฉือนสามารถใช้เพื่อตรวจสอบระดับความเครียดในโลก เป็นที่ทราบกันดีว่าหินที่อยู่ใกล้เขตเสี่ยงแผ่นดินไหวจะแสดงการขยายตัวการแยกคลื่นเฉือนเกิดจากคลื่นแผ่นดินไหวที่เดินทางผ่านตัวกลางที่มีรอยแตกหรือผลึกที่มีทิศทาง การเปลี่ยนแปลงในการวัดการแยกคลื่นเฉือนในช่วงเวลาก่อนเกิดแผ่นดินไหวสามารถศึกษาเพื่อให้เข้าใจถึงเวลาและตำแหน่งของแผ่นดินไหวได้ ปรากฏการณ์เหล่านี้อาจสังเกตได้ในระยะทางหลายร้อยกิโลเมตรจากจุดศูนย์กลางแผ่นดินไหว

อุตสาหกรรมปิโตรเลียม ใช้การวัดการแยกคลื่นเฉือนเพื่อ ^ทำแผนที่รอยแตกทั่วแหล่งกักเก็บ ไฮโดรคาร์บอน จนถึงปัจจุบัน วิธีนี้เป็นวิธีที่ดีที่สุดในการรับข้อมูลในแหล่งกำเนิดเกี่ยวกับเครือข่ายรอยแตกที่มีอยู่ในแหล่งกักเก็บไฮโดรคาร์บอน^[ 10 ^]การผลิตที่ดีที่สุดในแหล่งน้ำมันเกี่ยวข้องกับพื้นที่ที่มีรอยแตกขนาดเล็กจำนวนมากที่เปิดอยู่ ซึ่งช่วยให้ไฮโดรคาร์บอนไหลได้อย่างต่อเนื่องการวัดการแยกคลื่นเฉือนจะถูกบันทึกและวิเคราะห์เพื่อหาค่าระดับความไม่เป็นเนื้อเดียวกันทั่วทั้งแหล่งกักเก็บ โดยทั่วไปแล้ว พื้นที่ที่มีระดับความไม่เป็นเนื้อเดียวกันมากที่สุดจะเป็นสถานที่ที่ดีที่สุดในการเจาะ เนื่องจากจะมีรอยแตกที่เปิดอยู่จำนวนมากที่สุด^{[ 11 ]}

เมื่อวันที่ 27 ตุลาคม พ.ศ. 2541 ระหว่างการศึกษาการแยกคลื่นเฉือนใน ไอซ์แลนด์เป็นเวลาสี่ปีCrampin และเพื่อนร่วมงานของเขาพบว่าความล่าช้าของเวลาระหว่างคลื่นเฉือนที่แยกออกนั้นเพิ่มขึ้นที่สถานีบันทึกแผ่นดินไหวสองแห่ง ได้แก่ BJA และ SAU ทางตะวันตกเฉียงใต้ของไอซ์แลนด์ ปัจจัยต่อไปนี้ทำให้กลุ่มตระหนักว่านี่อาจเป็นสัญญาณเตือนล่วงหน้าของการเกิดแผ่นดินไหว: ^{[ ​​12 ]}

• แนวโน้มดังกล่าวเพิ่มขึ้นต่อเนื่องเป็นเวลาเกือบ 4 เดือน
• แผ่นดินไหวครั้งนี้มีระยะเวลาและความชันใกล้เคียงกับแผ่นดินไหวขนาด 5.1 ที่เคยบันทึกไว้ในไอซ์แลนด์
• ความล่าช้าของเวลาที่สถานี BJA เริ่มขึ้นประมาณและเพิ่มขึ้นจนถึงประมาณ${\displaystyle 4ms/km}$${\displaystyle 10ms/km}$
• ${\displaystyle 10ms/km}$คือระดับการแตกหักที่คาดการณ์ไว้สำหรับแผ่นดินไหวครั้งก่อน

ลักษณะเหล่านี้บ่งชี้ว่าเปลือกโลกกำลังเข้าใกล้จุดวิกฤตของการแตกหัก และมีแนวโน้มที่จะเกิดแผ่นดินไหวในอนาคตอันใกล้ จากข้อมูลนี้ สำนักงานอุตุนิยมวิทยาไอซ์แลนด์ (IMO) จึงได้ส่งสัญญาณเตือนไปยังวันที่ 27 และ 29 ตุลาคม เพื่อเตือนถึงแผ่นดินไหวที่กำลังจะเกิดขึ้น ในวันที่ 10 พฤศจิกายน พวกเขาได้ส่งอีเมลอีกฉบับระบุว่ามีแนวโน้มที่จะเกิดแผ่นดินไหวภายใน 5 เดือนข้างหน้า สามวันต่อมา ในวันที่ 13 พฤศจิกายน IMO รายงานว่าเกิดแผ่นดินไหวขนาด 5 ริกเตอร์ใกล้สถานี BJA Crampin และคณะเสนอว่านี่เป็นแผ่นดินไหวครั้งแรกที่ได้รับการพยากรณ์ทางวิทยาศาสตร์ ไม่ใช่การพยากรณ์ล่วงหน้าหรือทางสถิติ พวกเขาพิสูจน์ได้ว่าการเปลี่ยนแปลงของการแยกคลื่นเฉือนสามารถใช้ในการพยากรณ์แผ่นดินไหวได้

เทคนิคนี้ไม่ประสบความสำเร็จอีกจนกระทั่งปี 2551 เนื่องจากขาดเรขาคณิตของแหล่งกำเนิด- จีโอโฟน -แผ่นดินไหวที่เหมาะสมซึ่งจำเป็นต่อการประเมินการเปลี่ยนแปลงในลายเซ็นการแยกคลื่นเฉือนและเวลาหน่วง^{[ 7 ]}

โวลติและแครมปินสังเกตเห็นการเพิ่มขึ้นของค่าหน่วงเวลาของแถบความถี่ที่ 1 เป็นเวลา 5 เดือน ที่ระดับความลึกประมาณ 240 กิโลเมตร ในทิศทางเหนือ-ตะวันตกเฉียงใต้ และตะวันตก-ตะวันตกเฉียงใต้ ก่อนการปะทุของภูเขาไฟกยาลป์ ในปี 1996 ใน ทุ่งน้ำแข็ง วาทนาโยกุลซึ่งเป็นการปะทุครั้งใหญ่ที่สุดในไอซ์แลนด์ในรอบหลายทศวรรษ

รูปแบบของการเพิ่มขึ้นของเวลาหน่วงในการแยกคลื่นเฉือนนั้นเป็นลักษณะทั่วไปของการเพิ่มขึ้นที่พบเห็นได้ก่อนเกิดแผ่นดินไหวหลายครั้งในไอซ์แลนด์และที่อื่นๆ โดยปกติแล้ว เวลาหน่วงก่อนเกิดแผ่นดินไหวจะลดลงทันทีหลังจากการปะทุ เนื่องจากความเครียดส่วนใหญ่ถูกปลดปล่อยออกมาในคราวเดียว การเพิ่มขึ้นของเวลาหน่วงที่ปรับให้เป็นมาตรฐานในการปะทุของภูเขาไฟไม่ได้ลดลงในขณะที่เกิดการปะทุ แต่ค่อยๆ ลดลงในช่วงเวลาประมาณ หลายวัน การลดลงนี้เป็นไปในลักษณะเชิงเส้นโดยประมาณ และดูเหมือนว่าจะไม่มีการรบกวน ทางแมกมาที่สำคัญอื่นๆในช่วงเวลาหลังจากการปะทุ ${\displaystyle 2ms/km/year}$

จำเป็นต้องมีการสังเกตเพิ่มเติมเพื่อยืนยันว่ารูปแบบการหน่วงเวลาที่เพิ่มขึ้นและลดลงนั้นเป็นสากลสำหรับการระเบิดของภูเขาไฟทั้งหมดหรือไม่ หรือว่าแต่ละพื้นที่แตกต่างกัน เป็นไปได้ว่าการระเบิดประเภทต่างๆ จะแสดงพฤติกรรมการแยกคลื่นเฉือนที่แตกต่างกัน^{[ 7 ] [ 13 ]}

Bokelmann และ Harjes รายงานผลกระทบต่อคลื่นเฉือนของการฉีดของเหลวที่ระดับความลึกประมาณ 9 กิโลเมตรในพื้นที่ขุดเจาะลึก ของ โครงการขุดเจาะลึกทวีปเยอรมัน ( KTB ) ทางตะวันออกเฉียงใต้ ของเยอรมนีพวกเขาพบการแยกตัวของคลื่นเฉือนจากเหตุการณ์ที่เกิดจากการฉีดที่บ่อนำร่องซึ่งอยู่ห่างจากบ่อ KTB 190 เมตร มีการใช้ เครื่องบันทึกหลุมเจาะ ที่ระดับความลึก 4,000 เมตรเพื่อบันทึกการวัดการแยกตัว^{[ 14 ]}

พวกเขาพบว่า:

• การเปลี่ยนแปลงตามเวลาของการแยกคลื่นเฉือนซึ่งเป็นผลโดยตรงจากเหตุการณ์ที่เกิดจากการฉีด
• การแยกตัวของคลื่นเฉือนเริ่มต้นที่ประมาณ 1% จะลดลง 2.5% ในอีก 12 ชั่วโมงถัดไปหลังจากการฉีด
• การลดลงมากที่สุดเกิดขึ้นภายในสองชั่วโมงหลังจากการฉีด
• ระยะเวลาการแยกตัวจะคงที่มากหลังจากหยุดการฉีดแล้ว

ไม่มีการเสนอคำอธิบายโดยตรงเกี่ยวกับการลดลงดังกล่าว แต่มีการสันนิษฐานว่าการลดลงนั้นเกี่ยวข้องกับการคลายความเครียดจากเหตุการณ์ที่เกิดขึ้น

การวัดการแยกคลื่นเฉือนสามารถให้ข้อมูลที่แม่นยำและละเอียดที่สุดเกี่ยวกับภูมิภาคใดภูมิภาคหนึ่ง อย่างไรก็ตาม มีข้อจำกัดที่ต้องคำนึงถึงเมื่อบันทึกหรือวิเคราะห์การวัดการแยกคลื่นเฉือน ซึ่งรวมถึงลักษณะที่ไวต่อการเปลี่ยนแปลงของคลื่นเฉือน การแยกคลื่นเฉือนที่แปรผันตามมุมตกกระทบและมุมอะซิมุธ และคลื่นเฉือนอาจแยกตัวหลายครั้งตลอดตัวกลางที่ไม่เป็นเนื้อเดียวกัน ซึ่งอาจเกิดขึ้นทุกครั้งที่ทิศทางเปลี่ยนไป^{[ 15 ]}

การแยกคลื่นเฉือนมีความไวต่อการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยของแรงดันรูพรุนในเปลือกโลกมาก เพื่อที่จะตรวจจับระดับความไม่เป็นเนื้อเดียวกันในบริเวณหนึ่งได้อย่างสำเร็จ จะต้องมีการมาถึงหลายครั้งที่กระจายตัวได้ดีตามเวลา หากมีเหตุการณ์น้อยเกินไปจะไม่สามารถตรวจจับการเปลี่ยนแปลงได้ แม้ว่าจะมีรูปคลื่นที่คล้ายกันก็ตาม^{[ 7 ]}การแยกคลื่นเฉือนจะแปรผันตามทั้งมุมตกกระทบและทิศทางการแพร่กระจาย เว้นแต่จะดูข้อมูลนี้ในระนาบเชิงขั้ว ลักษณะ 3 มิติจะไม่ปรากฏและอาจทำให้เข้าใจผิดได้^{[ 7 ]} การแยกคลื่นเฉือนอาจเกิดจากชั้นที่ไม่เป็นเนื้อเดียวกันมากกว่าหนึ่งชั้นและตั้งอยู่ได้ทุกที่ระหว่างแหล่งกำเนิดและสถานีรับสัญญาณ การวัดการแยกคลื่นเฉือนมีความละเอียดด้านข้างสูง แต่มีความละเอียดในแนวตั้งต่ำมาก^{[ 16 ]} โพลาไร เซชันของคลื่นเฉือนจะแตกต่างกันไปทั่วมวลหิน ดังนั้นโพลาไรเซชันที่สังเกตได้อาจเป็นของโครงสร้างใกล้พื้นผิวและไม่จำเป็นต้องเป็นตัวแทนของโครงสร้างที่สนใจ^{[ 17 ]}

เนื่องจากลักษณะของคลื่นเฉือนที่แยกออก เมื่อบันทึกในคลื่นไหวสะเทือน แบบสามองค์ประกอบทั่วไป จะสร้างสัญญาณที่ซับซ้อนมาก การโพลาไรเซชันและการหน่วงเวลาจะกระจัดกระจายอย่างมากและแตกต่างกันอย่างมากทั้งในเวลาและพื้นที่ เนื่องจากความแปรผันของสัญญาณ จึงง่ายต่อการตีความผิดพลาดเกี่ยวกับการมาถึงและการโพลาไรเซชันของคลื่นเฉือนที่เข้ามา^{[ 18 ]}ด้านล่างนี้เป็นคำอธิบายเกี่ยวกับความเข้าใจผิดทั่วไปบางประการที่เกี่ยวข้องกับคลื่นเฉือน สามารถดูข้อมูลเพิ่มเติมได้ใน Crampin และ Peacock (2008) ^{[ 7 ]}

• การโพลาไรเซชันของคลื่นเฉือนที่แยกออกนั้นตั้งฉากกัน^{[ 7 ] [ 18 ]}

คลื่นเฉือนที่แพร่กระจายไปตามเส้นทางของรังสีด้วยความเร็วกลุ่มจะมีทิศทางการโพลาไรเซชันที่ตั้งฉากกันเฉพาะในทิศทางเฉพาะบางทิศทางเท่านั้น ในขณะที่คลื่นตัวกลางจะมีทิศทางการโพลาไรเซชันที่ตั้งฉากกันในทุก ทิศทาง ของความเร็วเฟสอย่างไรก็ตาม การแพร่กระจายประเภทนี้โดยทั่วไปแล้วสังเกตหรือบันทึกได้ยากมาก

• การโพลาไรเซชันของคลื่นเฉือนที่แยกออกจะคงที่ ขนานกับรอยแตก หรือตั้งฉากกับศูนย์กลางการแพร่กระจาย^{[ 7 ] [ 18 ]}

แม้ว่าคลื่นเฉือนจะแพร่กระจายผ่านรอยแตกขนานหรือตั้งฉากกับศูนย์กลางการแพร่กระจายหรือขนานกับรอยแตก การโพลาไรเซชันของคลื่นเฉือนก็จะแปรผันในสามมิติเสมอ โดยขึ้นอยู่กับมุมตกกระทบและมุมอะซิมุธภายในช่วงคลื่นเฉือน

• ความไม่สม่ำเสมอของรอยแตกจะลดลงตามความลึกเสมอ เนื่องจากรอยแตกที่เต็มไปด้วยของเหลวจะถูกปิดด้วยแรงดันลิโทสแตติก^{[ 7 ] [ 18 ]}

ข้อความนี้จะเป็นจริงก็ต่อเมื่อของเหลวในรอยแตกถูกกำจัดออกไปได้ด้วยวิธีใดวิธีหนึ่ง ซึ่งอาจทำได้โดยการดูดซับทางเคมี การระบาย หรือการไหลขึ้นสู่ผิวดิน อย่างไรก็ตาม เหตุการณ์เหล่านี้เกิดขึ้นได้ค่อนข้างน้อย และมีหลักฐานที่สนับสนุนการมีอยู่ของของเหลวในระดับความลึก ซึ่งรวมถึงข้อมูลจากบ่อน้ำลึกโคลาและการมีอยู่ของค่าการนำไฟฟ้าสูงในเปลือกโลกชั้นล่าง

• อัตราส่วนสัญญาณต่อสัญญาณรบกวนของการแยกคลื่นเฉือนเหนือแผ่นดินไหวขนาดเล็กสามารถปรับปรุงได้ด้วยการซ้อน^{[ 7 ] [ 18 ]}

การซ้อนข้อมูลแผ่นดินไหวจากการสำรวจการสะท้อนมีประโยชน์เพราะเก็บรวบรวมด้วยแหล่งกำเนิดที่คาดการณ์ได้และควบคุมได้ เมื่อแหล่งกำเนิดไม่สามารถควบคุมและคาดการณ์ไม่ได้ การซ้อนข้อมูลจะทำให้สัญญาณเสื่อมคุณภาพลงเท่านั้น เนื่องจากความล่าช้าของเวลาคลื่นเฉือนที่บันทึกไว้และโพลาไรเซชันจะแตกต่างกันในมุมตกกระทบและมุมอะซิมุธของการแพร่กระจายคลื่นวิทยุ การซ้อนการมาถึงเหล่านี้จะทำให้สัญญาณเสื่อมคุณภาพและลดอัตราส่วนสัญญาณต่อสัญญาณรบกวน ส่งผลให้กราฟมีสัญญาณรบกวนและตีความได้ยาก^{[ 7 ]}

ความเข้าใจของเราเกี่ยวกับการแยกตัวของคลื่นเฉือนและวิธีการใช้ประโยชน์จากการวัดเหล่านั้นอย่างดีที่สุดกำลังพัฒนาขึ้นอย่างต่อเนื่อง เมื่อความรู้ของเราในด้านนี้ดีขึ้น วิธีการบันทึกและตีความการวัดเหล่านี้ก็จะดีขึ้นตามไปด้วย และจะมีโอกาสมากขึ้นในการใช้ข้อมูล ปัจจุบัน กำลังมีการพัฒนาเพื่อใช้ในอุตสาหกรรมปิโตรเลียมและเพื่อการพยากรณ์แผ่นดินไหวและ การระเบิด ของ ภูเขาไฟ

การวัดการแยกตัวของคลื่นเฉือนถูกนำมาใช้ในการทำนายแผ่นดินไหวหลายครั้งได้สำเร็จ ด้วยอุปกรณ์ที่ดีขึ้นและสถานีบันทึกที่หนาแน่นขึ้น เราจึงสามารถศึกษาการเปลี่ยนแปลงของลักษณะเฉพาะของการแยกตัวของคลื่นเฉือนในช่วงแผ่นดินไหวในภูมิภาคต่างๆ ได้ ลักษณะเฉพาะเหล่านี้เปลี่ยนแปลงไปตามเวลาเพื่อสะท้อนปริมาณความเครียดที่มีอยู่ในพื้นที่ หลังจากบันทึกและศึกษาแผ่นดินไหวหลายครั้งแล้ว ลักษณะเฉพาะของการแยกตัวของคลื่นเฉือนก่อนเกิดแผ่นดินไหวก็เป็นที่รู้จักกันดี และสามารถนำมาใช้ในการทำนายเหตุการณ์ในอนาคตได้ ปรากฏการณ์เดียวกันนี้สามารถพบได้ก่อนการปะทุของภูเขาไฟ และอนุมานได้ว่าอาจสามารถทำนายได้ในลักษณะเดียวกัน

อุตสาหกรรมปิโตรเลียมได้ใช้การวัดการแยกคลื่นเฉือนที่บันทึกไว้เหนือแหล่งกักเก็บไฮโดรคาร์บอนเพื่อรับข้อมูลอันมีค่าเกี่ยวกับแหล่งกักเก็บมานานหลายปีแล้ว อุปกรณ์ได้รับการปรับปรุงอย่างต่อเนื่องเพื่อเปิดเผยภาพใหม่และข้อมูลเพิ่มเติม^{[ 7 ]}

• สถาบันวิจัยขั้วโลกและทะเลอัลเฟรด เวเกเนอร์ (AWI) (ประเทศเยอรมนี)
• การแยกคลื่นเฉือนใน Matlab (ฝรั่งเศส)
• ภาพแผ่นดินไหวที่น่าสนใจมากมาย (ASU)
• ข้อมูลเกี่ยวกับของแข็ง ของเหลว และก๊าซ
• ชุดเอกสาร Shear-Wave-Splitting-in-Anisotropic-Media (มหาวิทยาลัยเกอเธ่ แฟรงก์เฟิร์ต ประเทศเยอรมนี)

คุณสามารถดาวน์โหลด โค้ด MATLABและสร้าง วิดีโอ สาธิตด้วยตนเอง ได้ ที่เว็บไซต์ MathWorks ที่นี่