คลื่นไหวสะเทือน

ส่วนหนึ่งของซีรีส์เรื่อง
แผ่นดินไหว
ประเภท เมนช็อก ฟรอช็อค อาฟเตอร์ช็อก แรงผลักดันอย่างตาบอด ดับเบิ้ล อินเตอร์เพลท แผ่นภายใน เมกะทรัสต์ การกระตุ้นจากระยะไกล ช้า เรือดำน้ำ ซุปเปอร์เชียร์ สึนามิ แผ่นดินไหวรุนแรง
สาเหตุ การเคลื่อนตัวของรอยเลื่อน ภูเขาไฟ การเกิดแผ่นดินไหว
ลักษณะเฉพาะ ศูนย์กลางแผ่นดินไหว ระยะทางจากศูนย์กลางโลก ไฮโปเซ็นเตอร์ โซนเงา คลื่นไหวสะเทือน คลื่น P คลื่นเอส
การวัด เครื่องวัดแผ่นดินไหว มาตราวัดขนาดแผ่นดินไหว มาตราวัดความรุนแรงของแผ่นดินไหว
การทำนาย คณะกรรมการประสาน งานการพยากรณ์แผ่นดินไหว การพยากรณ์
หัวข้ออื่นๆ การแยกคลื่นเฉือน สมการของอดัมส์–วิลเลียมสัน ภูมิภาคฟลินน์–เอ็งดาล วิศวกรรมแผ่นดินไหว แผ่นดินไหว แผ่นดินไหววิทยา
พอร์ทัลวิทยาศาสตร์โลก หมวดหมู่ หัวข้อที่เกี่ยวข้อง
วี ที อี

คลื่นไหวสะเทือนเป็นคลื่นกลของพลังงานเสียงที่เดินทางผ่านโลกหรือวัตถุท้องฟ้า อื่นๆ คลื่นอาจเกิดจากแผ่นดินไหว (หรือโดยทั่วไปคือแผ่นดินไหว ) การระเบิดของภูเขาไฟการ เคลื่อนตัว ของแมกมา ดินถล่มขนาดใหญ่ และ การระเบิดครั้งใหญ่ที่มนุษย์สร้างขึ้น ซึ่งก่อให้เกิดพลังงานเสียงความถี่ต่ำ นักธรณีวิทยาศึกษาคลื่นไหวสะเทือนซึ่งบันทึกคลื่นโดยใช้เครื่องวัดแผ่นดินไหวไฮโดรโฟน ( ในน้ำ) หรือเครื่องวัดความเร่งคลื่นไหวสะเทือนแตกต่างจากสัญญาณรบกวนแผ่นดินไหว (การสั่นสะเทือนโดยรอบ) ซึ่งเป็นการสั่นสะเทือนแอมพลิจูดต่ำที่เกิดขึ้นอย่างต่อเนื่องจากแหล่งกำเนิดตามธรรมชาติและจากมนุษย์ที่หลากหลาย

ความเร็วการแพร่กระจายของคลื่นไหวสะเทือนขึ้นอยู่กับความหนาแน่นและความยืดหยุ่นของตัวกลาง รวมถึงประเภทของคลื่น ความเร็วมีแนวโน้มเพิ่มขึ้นตามความลึกผ่านเปลือกโลกและชั้นแมนเทิล ของ โลกแต่จะลดลงอย่างรวดเร็วเมื่อเคลื่อนจากชั้นแมนเทิลไปยังแกนโลกชั้นนอก^[2]

แผ่นดินไหวสร้างคลื่นประเภทต่างๆ ด้วยความเร็วที่แตกต่างกัน เมื่อบันทึกโดยหอสังเกตการณ์แผ่นดินไหวเวลาในการเคลื่อนที่ ที่แตกต่างกัน จะช่วยให้นักวิทยาศาสตร์ระบุตำแหน่งศูนย์กลาง แผ่นดินไหว ได้ ในธรณีฟิสิกส์ การหักเหหรือการสะท้อนของคลื่นไหวสะเทือนใช้ในการวิจัยโครงสร้างภายในของโลกนักวิทยาศาสตร์บางครั้งสร้างและวัดการสั่นสะเทือนเพื่อตรวจสอบโครงสร้างใต้ผิวดินที่ตื้น

ในบรรดาคลื่นไหวสะเทือนหลายประเภท เราสามารถแยกความแตกต่างได้อย่างกว้างๆ ระหว่างคลื่นตัวกลางซึ่งเดินทางผ่านโลกและคลื่นผิวดินซึ่งเดินทางบนพื้นผิวโลก^{[3] : 48–50  [4] : 56–57}

มีโหมดอื่นๆ ของการแพร่กระจายคลื่นที่นอกเหนือจากที่อธิบายไว้ในบทความนี้ แม้ว่าจะมีความสำคัญไม่มากนักสำหรับคลื่นบนพื้นโลก แต่ก็มีความสำคัญในกรณีของแผ่นดินไหว ในระดับ ดาวเคราะห์ น้อย

• คลื่นร่างกายเดินทางผ่านภายในโลก
• คลื่นผิวน้ำเดินทางข้ามพื้นผิว คลื่นผิวน้ำสลายตัวช้ากว่าเมื่อวัดระยะทางไกลกว่าคลื่นลำตัวซึ่งเดินทางในสามมิติ
• การเคลื่อนที่ของอนุภาคของคลื่นพื้นผิวมีขนาดใหญ่กว่าคลื่นตัวกลาง ดังนั้นคลื่นพื้นผิวจึงมีแนวโน้มที่จะก่อให้เกิดความเสียหายได้มากกว่า

คลื่นภายในโลกเดินทางผ่านเส้นทางที่ควบคุมโดยคุณสมบัติของวัสดุในแง่ของความหนาแน่นและโมดูลัส (ความแข็ง) ความหนาแน่นและโมดูลัสจะแตกต่างกันไปตามอุณหภูมิ องค์ประกอบ และเฟสของวัสดุ ผลกระทบนี้คล้ายกับการหักเหของคลื่นแสงการเคลื่อนที่ของอนุภาคสองประเภทส่งผลให้เกิดคลื่นภายในโลกสองประเภท ได้แก่ คลื่น ปฐมภูมิและ คลื่น ทุติยภูมิความแตกต่างนี้ได้รับการยอมรับในปี พ.ศ. 2373 โดยนักคณิตศาสตร์ชาวฝรั่งเศสซีเมออง เดอนี ปัวซอง [ ^5]

คลื่นปฐมภูมิ (คลื่น P) เป็นคลื่นอัดที่มีลักษณะ ตามยาวคลื่น Pเป็นคลื่นความดันที่เดินทางเร็วกว่าคลื่นอื่นผ่านพื้นโลกเพื่อมาถึงสถานีตรวจวัดแผ่นดินไหวก่อน ดังนั้นจึงเรียกว่า "คลื่นปฐมภูมิ" คลื่นเหล่านี้สามารถเดินทางผ่านวัสดุทุกประเภท รวมถึงของเหลว และสามารถเดินทางได้เร็วกว่าคลื่น S เกือบ 1.7 เท่า ในอากาศ คลื่นเหล่านี้จะมีลักษณะเป็นคลื่นเสียง จึงเดินทางด้วยความเร็วเท่ากับเสียงความเร็วทั่วไปคือ 330 ม./วินาทีในอากาศ 1,450 ม./วินาทีในน้ำ และประมาณ 5,000 ม./วินาทีในหินแกรนิต

คลื่นทุติยภูมิ (คลื่น S) คือคลื่นเฉือนที่มีการเคลื่อนที่ตามขวางหลังจากเหตุการณ์แผ่นดินไหว คลื่น S จะมาถึงสถานีตรวจวัดแผ่นดินไหวหลังจากคลื่น P ที่เคลื่อนที่เร็วกว่า และเคลื่อนตัวพื้นดินในแนวตั้งฉากกับทิศทางการแพร่กระจาย คลื่นสามารถมีลักษณะพื้นผิวที่แตกต่างกันได้ขึ้นอยู่กับทิศทางการแพร่กระจาย ตัวอย่างเช่น ในกรณีของคลื่น S ที่มีโพลาไรซ์แนวนอน พื้นดินจะเคลื่อนที่สลับกันไปมาด้านหนึ่งแล้วจึงเคลื่อนที่อีกด้านหนึ่ง คลื่น S สามารถเคลื่อนที่ผ่านของแข็งเท่านั้น เนื่องจากของไหล (ของเหลวและก๊าซ) ไม่สามารถรับแรงเฉือนได้ คลื่น S เคลื่อนที่ช้ากว่าคลื่น P และโดยทั่วไปแล้วจะมีความเร็วประมาณ 60% ของคลื่น P ในวัสดุใดๆ คลื่นเฉือนไม่สามารถเคลื่อนที่ผ่านตัวกลางที่เป็นของเหลวใดๆ ได้^[6]ดังนั้นการไม่มีคลื่น S ในแกนโลกชั้นนอกจึงบ่งชี้ว่าโลกอยู่ในสถานะของเหลว

คลื่นผิวดินที่เกิดจากแผ่นดินไหวจะเคลื่อนที่ไปตามพื้นผิวโลก ซึ่งสามารถจำแนกได้ว่าเป็นคลื่นผิวดินเชิงกล ชนิดหนึ่ง คลื่นผิวดินจะมีแอมพลิจูดลดลงเมื่ออยู่ห่างจากพื้นผิวมากขึ้น และแพร่กระจายได้ช้ากว่าคลื่นตัวกลางที่เกิดจากแผ่นดินไหว (P และ S) คลื่นผิวดินที่เกิดจากแผ่นดินไหวขนาดใหญ่สามารถมีแอมพลิจูดที่สังเกตได้ทั่วโลกหลายเซนติเมตร^[7]

คลื่นเรย์ลีห์ หรือเรียกอีกอย่างว่าคลื่นกลิ้งพื้น เป็นคลื่นผิวน้ำที่แพร่กระจายด้วยการเคลื่อนที่ที่คล้ายกับคลื่นบนผิวน้ำ (อย่างไรก็ตาม โปรดทราบว่าการเคลื่อนที่ของอนุภาคแผ่นดินไหวที่เกี่ยวข้องในระดับความลึกตื้นมักจะเป็นการเคลื่อนที่ถอยหลัง และแรงคืนตัวในเรย์ลีห์และคลื่นแผ่นดินไหวอื่นๆ เป็นแบบยืดหยุ่น ไม่ใช่แรงโน้มถ่วงเหมือนคลื่นน้ำ) การมีอยู่ของคลื่นเหล่านี้ได้รับการคาดการณ์โดยจอห์น วิลเลียม สตรัทท์ ลอร์ดเรย์ลีห์ในปี พ.ศ. 2428 ^[8]คลื่นเหล่านี้เคลื่อนที่ช้ากว่าคลื่นตัวกลาง เช่น เคลื่อนที่ด้วยความเร็วประมาณ 90% ของคลื่น S สำหรับสื่อยืดหยุ่นที่เป็นเนื้อเดียวกันทั่วไป ในสื่อที่มีชั้น (เช่น เปลือกโลกและแมนเทิลด้านบน ) ความเร็วของคลื่นเรย์ลีห์ขึ้นอยู่กับความถี่และความยาวคลื่น ดูคลื่นแลมบ์ด้วย

คลื่นรักคือคลื่น เฉือน โพลา ไรซ์แนวนอน (คลื่น SH) ที่เกิดขึ้นเฉพาะในสื่อที่มีชั้นเท่านั้น^[9] คลื่น นี้ได้รับการตั้งชื่อตามAugustus Edward Hough Loveนักคณิตศาสตร์ชาวอังกฤษผู้สร้างแบบจำลองทางคณิตศาสตร์ของคลื่นในปี 1911 ^[10] โดยปกติแล้ว คลื่นจะเคลื่อนที่เร็วกว่าคลื่น Rayleigh เล็กน้อย ซึ่งคือประมาณร้อยละ 90 ของความเร็วคลื่น S

คลื่นสโตนลีย์เป็นคลื่นขอบเขตชนิดหนึ่ง (หรือคลื่นอินเทอร์เฟซ) ที่แพร่กระจายไปตามขอบเขตของของแข็ง-ของเหลว หรือภายใต้เงื่อนไขเฉพาะ ก็สามารถแพร่กระจายไปตามขอบเขตของของแข็ง-ของแข็งได้เช่นกัน แอมพลิจูดของคลื่นสโตนลีย์มีค่าสูงสุดที่ขอบเขตระหว่างสื่อสัมผัสทั้งสอง และสลายตัวแบบเอ็กซ์โพเนนเชียลเมื่อเคลื่อนออกจากจุดสัมผัส คลื่นเหล่านี้สามารถเกิดขึ้นได้ตามผนังของหลุมเจาะ ที่เต็มไปด้วยของเหลว โดยเป็นแหล่งกำเนิดสัญญาณรบกวนที่มีความสอดคล้องกันในโปรไฟล์แผ่นดินไหวแนวตั้ง (VSP) และประกอบเป็นส่วนประกอบความถี่ต่ำของแหล่งกำเนิดในการบันทึกข้อมูลด้วยเสียง [ ^11] สมการสำหรับคลื่นสโตนลีย์ได้รับการให้ครั้งแรกโดยดร. โรเบิร์ต สโตนลีย์ (1894–1976) ศาสตราจารย์กิตติคุณด้านแผ่นดินไหว มหาวิทยาลัยเคมบริดจ์^{[12] [13]}

การสั่นแบบอิสระของโลกเป็นคลื่นนิ่งซึ่งเกิดจากการรบกวนระหว่างคลื่นพื้นผิวสองคลื่นที่เคลื่อนที่ในทิศทางตรงข้าม การรบกวนของคลื่นเรย์ลีทำให้เกิดการสั่นแบบทรงกลม Sในขณะที่การรบกวนของคลื่นเลิฟทำให้เกิดการสั่นแบบวงแหวน Tโหมดของการสั่นนั้นกำหนดด้วยตัวเลขสามตัว เช่น _n S _l ^mโดยที่lคือหมายเลขลำดับเชิงมุม (หรือองศาฮาร์มอนิกทรงกลมดูฮาร์มอนิกทรงกลมสำหรับรายละเอียดเพิ่มเติม) หมายเลขmคือหมายเลขลำดับเชิงมุม อาจมีค่า 2 l +1 จาก − lถึง + lหมายเลขnคือหมายเลขลำดับเชิงรัศมีหมายถึงคลื่นที่มี จุดตัดศูนย์ n จุดในรัศมี สำหรับ โลกที่มีสมมาตรทรงกลม คาบของ nและlที่กำหนดนั้นไม่ขึ้นอยู่กับm

ตัวอย่างบางส่วนของการแกว่งรูปทรงกลม ได้แก่ โหมด "หายใจ" ₀ S ₀ซึ่งเกี่ยวข้องกับการขยายตัวและหดตัวของโลกทั้งหมด และมีคาบประมาณ 20 นาที และโหมด "รักบี้" ₀ S ₂ซึ่งเกี่ยวข้องกับการขยายตัวไปตามทิศทางสลับกันสองทิศทาง และมีคาบประมาณ 54 นาที โหมด₀ S ₁ไม่มีอยู่เนื่องจากต้องมีการเปลี่ยนแปลงจุดศูนย์ถ่วง ซึ่งต้องใช้แรงภายนอก^[3]

โหมดวงแหวนพื้นฐาน₀ T ₁แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงอัตราการหมุนของโลก ถึงแม้ว่าจะเกิดขึ้น แต่ก็ช้าเกินไปที่จะนำไปใช้ในทางธรณีวิทยา โหมด₀ T ₂อธิบายถึงการบิดตัวของซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้เมื่อเทียบกัน โดยมีคาบเวลาประมาณ 44 นาที^[3]

การสังเกตการแกว่งอิสระของโลกครั้งแรกเกิดขึ้นระหว่างแผ่นดินไหวครั้งใหญ่ในปี 1960 ที่ประเทศชิลีปัจจุบันมีการสังเกตการแกว่งอิสระของโลกหลายพันครั้ง ข้อมูลเหล่านี้ใช้เพื่อจำกัดโครงสร้างขนาดใหญ่ภายในโลก

เมื่อเกิดแผ่นดินไหว เครื่องวัดแผ่นดินไหวที่อยู่ใกล้ศูนย์กลางแผ่นดินไหวสามารถบันทึกคลื่น P และ S ได้ แต่เครื่องวัดแผ่นดินไหวที่อยู่ไกลออกไปจะไม่สามารถตรวจจับคลื่นความถี่สูงของคลื่น S คลื่นแรกได้อีกต่อไป เนื่องจากคลื่นเฉือนไม่สามารถผ่านของเหลวได้ ปรากฏการณ์นี้จึงเป็นหลักฐานดั้งเดิมสำหรับการสังเกตที่ได้รับการยอมรับในปัจจุบันว่าโลกมีแกนโลกชั้นนอก เป็นของเหลว ดังที่ ริชาร์ด ดิกสัน โอลด์แฮมได้สาธิตการสังเกตประเภทนี้ยังใช้เพื่อโต้แย้งด้วยการทดสอบแผ่นดินไหวว่าดวงจันทร์ มีแกนโลกแข็ง แม้ว่าการศึกษาทางธรณีฟิสิกส์ล่าสุดจะชี้ให้เห็น ว่า แกนโลกยังคงหลอมละลายอยู่^{[ จำเป็นต้องอ้างอิง ]}

การตั้งชื่อคลื่นไหวสะเทือนมักจะขึ้นอยู่กับประเภทของคลื่นและเส้นทางการเดินทาง เนื่องจากความเป็นไปได้ในการเคลื่อนที่ของคลื่นในทางทฤษฎีนั้นไม่มีที่สิ้นสุด และมีพื้นที่การใช้งานที่แตกต่างกัน จึงมีชื่อเรียกต่างๆ มากมายเกิดขึ้นในประวัติศาสตร์ ซึ่งการกำหนดมาตรฐานดังกล่าว - ตัวอย่างเช่น ในIASPEI Standard Seismic Phase List - ยังคงเป็นกระบวนการที่ดำเนินอยู่^[14]เส้นทางที่คลื่นเคลื่อนที่ระหว่างจุดโฟกัสและจุดสังเกตมักจะวาดเป็นไดอะแกรมรังสี เส้นทางแต่ละเส้นทางจะแสดงด้วยชุดตัวอักษรที่อธิบายเส้นทางและเฟสผ่านโลก โดยทั่วไป ตัวพิมพ์ใหญ่หมายถึงคลื่นที่ส่งผ่าน และตัวพิมพ์เล็กหมายถึงคลื่นที่สะท้อนกลับ ข้อยกเว้นสองประการสำหรับเรื่องนี้ดูเหมือนจะเป็น "g" และ "n" ^{[14] [15]}

ตัวอย่างเช่น:

• ScPเป็นคลื่นที่เริ่มเคลื่อนที่เข้าสู่ศูนย์กลางของโลกในรูปแบบคลื่น S เมื่อไปถึงแกนโลกชั้นนอก คลื่นจะสะท้อนกลับเป็นคลื่น P
• sPKIKPคือเส้นทางคลื่นที่เริ่มเคลื่อนที่ไปยังพื้นผิวเป็นคลื่น S เมื่อไปถึงพื้นผิว คลื่นจะสะท้อนกลับเป็นคลื่น P คลื่น P จะเคลื่อนที่ผ่านแกนโลกชั้นนอก แกนโลกชั้นใน แกนโลกชั้นนอก และชั้นแมนเทิล

ในกรณีของแผ่นดินไหวในพื้นที่หรือบริเวณใกล้เคียง ความแตกต่างของ เวลา ที่คลื่น P และ S มาถึง สามารถนำมาใช้เพื่อกำหนดระยะทางไปยังเหตุการณ์ได้ ในกรณีของแผ่นดินไหวที่เกิดขึ้นในระยะทางทั่วโลก สถานีสังเกตการณ์สามแห่งขึ้นไปที่มีความหลากหลายทางภูมิศาสตร์ (โดยใช้ นาฬิกา ร่วมกัน ) บันทึกการมาถึงของคลื่น P ช่วยให้สามารถคำนวณเวลาและตำแหน่งที่ไม่ซ้ำกันบนโลกสำหรับเหตุการณ์นั้นได้ โดยทั่วไป คลื่น P ที่มาถึงหลายสิบหรือหลายร้อยลูกจะถูกใช้เพื่อคำนวณศูนย์กลางแผ่นดินไหวความไม่พอดีที่เกิดจากการคำนวณศูนย์กลางแผ่นดินไหวเรียกว่า "ค่าตกค้าง" ค่าตกค้าง 0.5 วินาทีหรือน้อยกว่านั้นเป็นเรื่องปกติสำหรับเหตุการณ์ที่อยู่ห่างไกล ค่าตกค้าง 0.1–0.2 วินาทีเป็นเรื่องปกติสำหรับเหตุการณ์ในพื้นที่ ซึ่งหมายความว่าค่าตกค้าง P ที่รายงานส่วนใหญ่นั้นพอดีกับศูนย์กลางแผ่นดินไหวที่คำนวณได้ดี โดยทั่วไป โปรแกรมระบุตำแหน่งจะเริ่มต้นด้วยการสันนิษฐานว่าเหตุการณ์เกิดขึ้นที่ความลึกประมาณ 33 กม. จากนั้นจะลดค่าตกค้างโดยการปรับความลึก เหตุการณ์ส่วนใหญ่มักเกิดขึ้นที่ระดับความลึกไม่เกิน 40 กม. แต่บางกรณีอาจเกิดขึ้นได้ลึกถึง 700 กม.

วิธีที่รวดเร็วในการระบุระยะทางจากตำแหน่งหนึ่งไปยังจุดกำเนิดของคลื่นไหวสะเทือนที่อยู่ห่างออกไปน้อยกว่า 200 กม. คือ การนำความแตกต่างของเวลาที่มาถึงของคลื่น P และคลื่น S เป็นวินาทีมาคูณด้วย 8 กิโลเมตรต่อวินาที ระบบตรวจวัดแผ่นดินไหวสมัยใหม่ใช้เทคนิค การระบุตำแหน่งแผ่นดินไหว ที่ซับซ้อนมากขึ้น

ในระยะทางไกลของแผ่นดินไหว คลื่น P ที่มาถึงครั้งแรกจะต้องเดินทางลึกเข้าไปในชั้นเนื้อโลก และอาจหักเหเข้าสู่แกนโลกชั้นนอกด้วยซ้ำ ก่อนจะเดินทางกลับขึ้นไปยังพื้นผิวโลกซึ่งเป็นที่ตั้งของสถานีตรวจวัดแผ่นดินไหว คลื่นเดินทางได้เร็วกว่าหากเดินทางเป็นเส้นตรงจากแผ่นดินไหว เนื่องมาจากความเร็วภายในดาวเคราะห์ที่เพิ่มขึ้นอย่างเห็นได้ชัด และเรียกสิ่ง นี้ว่า หลักการของฮอยเกนส์ความหนาแน่นในดาวเคราะห์จะเพิ่มขึ้นตามความลึก ซึ่งจะทำให้คลื่นเคลื่อนที่ช้าลง แต่โมดูลัสของหินจะเพิ่มขึ้นมาก ดังนั้น ยิ่งลึกลงไปก็ยิ่งเร็วขึ้น ดังนั้น เส้นทางที่ยาวขึ้นอาจใช้เวลาสั้นลง

จำเป็นต้องคำนวณเวลาเดินทางอย่างแม่นยำมากเพื่อคำนวณจุดศูนย์กลางแผ่นดินไหวที่แม่นยำ เนื่องจากคลื่น P เคลื่อนที่ด้วยความเร็วหลายกิโลเมตรต่อวินาที การคลาดเคลื่อนในการคำนวณเวลาเดินทางแม้เพียงครึ่งวินาทีก็อาจส่งผลให้เกิดข้อผิดพลาดหลายกิโลเมตรในแง่ของระยะทาง ในทางปฏิบัติ จะใช้การมาถึงของคลื่น P จากสถานีต่างๆ หลายแห่ง และข้อผิดพลาดจะถูกหักล้าง ดังนั้น ศูนย์กลางแผ่นดินไหวที่คำนวณได้จึงน่าจะแม่นยำมาก โดยอยู่ห่างออกไปประมาณ 10–50 กม. ทั่วโลก เซ็นเซอร์ที่อยู่ใกล้เคียงกันจำนวนมาก เช่น เซ็นเซอร์ในแคลิฟอร์เนีย สามารถให้ความแม่นยำได้ประมาณหนึ่งกิโลเมตร และความแม่นยำจะสูงขึ้นมากหากวัดเวลาโดยตรงด้วยการหาความสัมพันธ์แบบไขว้ของรูป คลื่นแผ่นดินไหว

• สมการของอดัมส์–วิลเลียมสัน
• ธรณีฟิสิกส์
• แผ่นดินไหวแบบสะท้อน

Wikibook Historical Geologyมีหน้าเกี่ยวกับหัวข้อ: คลื่นไหวสะเทือน

• EDT: เว็บไซต์ MATLAB สำหรับการแพร่กระจายคลื่นไหวสะเทือน