Gelombang seismik dan Interior Bumi

Pengantar Ketika Anda melihat sebuah seismogram menggoyangkan yang Anda lihat adalah indikasi bahwa tanah sedang, atau telah, digetarkan oleh gelombang seismik. Gelombang seismik menyebarkan getaran yang membawa energi dari sumber gemetar luar ke segala arah. Anda dapat membayangkan konsep ini dengan mengingat gelombang melingkar yang tersebar di permukaan kolam ketika batu dilemparkan ke dalam air. Gempa bumi merupakan proses yang lebih rumit daripada percikan batu ke dalam air, dan gelombang seismik yang ditetapkan selama gempa yang lebih bervariasi daripada di kolam. Yang banyak gelombang seismik yang berbeda, tapi semua pada dasarnya dari empat jenis: Kompresi atau P (untuk SD) Melintang atau S (untuk sekunder) Cinta Kasih Rayleigh Gempa bumi memancarkan gelombang P dan S ke segala arah dan interaksi P dan gelombang S dengan permukaan bumi dan struktur dangkal menghasilkan gelombang permukaan.

Di dekat gempa guncangan besar dan didominasi oleh geser-gelombang dan periode pendek gelombang permukaan. Ini adalah gelombang yang melakukan paling kerusakan bangunan kami, jalan raya, dll Bahkan gempa bumi besar yang intens gemetar umumnya berlangsung hanya beberapa puluh detik, tapi bisa bertahan selama beberapa menit di gempa bumi terbesar. Pada jarak jauh amplitudo gelombang seismik menurun sebagai energi yang dilepaskan oleh gempa menyebar ke seluruh volume yang lebih besar dari Bumi. Juga dengan meningkatnya jarak dari gempa, gelombang dipisahkan terpisah dalam waktu dan tersebar karena P, S, dan gelombang permukaan pada kecepatan yang berbeda. Gelombang seismik dapat dibedakan dengan sejumlah properti termasuk kecepatan perjalanan gelombang, arah bahwa gelombang bergerak partikel saat melewati, di mana dan di mana mereka tidak menyebarkan. Kita akan pergi melalui setiap gelombang ketik individu untuk menjelaskan pada perbedaan. Dua jenis gelombang pertama, P dan S, yang disebut gelombang tubuh karena mereka melakukan perjalanan atau menyebarkan melalui tubuh Bumi. Dua yang terakhir disebut gelombang permukaan mereka perjalanan sepanjang permukaan bumi dan amplitudo mereka berkurang dengan kedalaman ke Bumi.

Gelombang di Kali Waktu perjalanan yang terbaik dikonsep dari dengan analogi perjalanan mobil. Jika Anda harus melakukan perjalanan 120 mil dan Anda berkendara 60 mph, Anda akan sampai ke tujuan Anda dalam waktu dua jam, jika Anda dipaksa untuk mengendarai mobil pada kecepatan 30 mph, itu akan membawa Anda dua kali lebih lama untuk tiba di tempat tujuan Anda. Rumus matematika yang kita gunakan dalam masalah ini adalah waktu mengemudi = (jarak perjalanan) / (kecepatan mengemudi) Untuk menerapkan ide-ide untuk penelitian gempa, memikirkan lokasi gempa sebagai titik awal untuk perjalanan dan seismometer sebagai tempat di mana perjalanan menyimpulkan. Gelombang cepat akan melakukan perjalanan jarak cepat dan muncul pada seismogram pertama. waktu tempuh = (jarak dari gempa seismometer) / (kecepatan gelombang gempa) Perjalanan waktu adalah waktu yang relatif, itu adalah jumlah menit, detik, dll yang gelombang dibutuhkan untuk menyelesaikan perjalanannya. Waktu kedatangan adalah waktu ketika kita merekam kedatangan gelombang - itu adalah waktu yang mutlak, biasanya dirujuk ke Waktu Universal Coordinated (sistem waktu 24 jam digunakan di banyak ilmu). Berikut ini adalah contoh untuk menggambarkan perbedaan: jika dua gempa bumi terjadi di tempat yang sama tapi persis 24 jam terpisah, waktu perjalanan gelombang akan sama tapi kali kedatangan akan berbeda satu hari. Seismic Gelombang Kecepatan Gelombang seismik perjalanan cepat, pada urutan kilometer per detik (km / s). Kecepatan yang tepat yang bergerak gelombang seismik tergantung pada beberapa faktor, yang paling penting adalah komposisi batu. Kami beruntung bahwa kecepatan tergantung pada jenis batu karena memungkinkan kita untuk menggunakan pengamatan tercatat pada seismogram untuk menyimpulkan komposisi atau berbagai komposisi planet. Namun proses ini tidak selalu mudah, karena jenis batuan kadang-kadang berbeda memiliki kecepatan seismik gelombang yang sama, dan faktor lain juga mempengaruhi kecepatan, terutama suhu dan tekanan. Suhu cenderung menurunkan kecepatan gelombang seismik dan tekanan cenderung meningkatkan kecepatan. Tekanan meningkat dengan kedalaman di Bumi karena berat batu di atas akan lebih besar dengan meningkatnya kedalaman. Biasanya, efek tekanan yang lebih besar dan di daerah komposisi seragam, kecepatan umumnya meningkat dengan kedalaman, meskipun fakta bahwa peningkatan suhu dengan kedalaman bekerja untuk menurunkan kecepatan gelombang. Ketika saya menjelaskan jenis gelombang seismik yang berbeda di bawah ini saya akan mengutip rentang kecepatan untuk menunjukkan rentang nilai yang kita amati di batuan terestrial umum. Tapi Anda harus diingat bahwa kecepatan tertentu di seluruh bumi akan tergantung pada komposisi, suhu, dan tekanan. Kompresi atau P-Waves P-gelombang gelombang pertama tiba pada catatan lengkap getaran tanah karena mereka melakukan perjalanan tercepat (nama mereka berasal dari fakta ini - P adalah singkatan untuk SD, gelombang pertama tiba). Mereka biasanya melakukan perjalanan dengan kecepatan antara 1 ~ ~ dan 14 km / detik. Nilai lebih lambat sesuai dengan P-gelombang bepergian dalam air, jumlah yang lebih tinggi merupakan kecepatan P-gelombang dekat pangkal mantel bumi. Kecepatan gelombang tergantung pada sifat elastis dan kepadatan material. Jika kita membiarkan mewakili modulus bulk material, geser-modulus, dan kepadatan, maka kecepatan P-gelombang, yang kami mewakili didefinisikan oleh:

Modulus adalah suatu ukuran seberapa mudah atau sulitnya itu adalah untuk deformasi material. Sebagai contoh, modulus bulk adalah ukuran dari seberapa material perubahan volume saat tekanan diterapkan dan merupakan karakteristik dari suatu material. Misalnya, karet busa memiliki modulus bulk lebih rendah dari baja. P-gelombang gelombang suara, hanya saja dalam seismologi kita tertarik frekuensi yang lebih rendah dari kisaran manusia 'pendengaran (kecepatan suara di udara adalah sekitar 0,3 km / detik). Getaran yang disebabkan oleh gelombang P adalah perubahan volume, bergantian dari kompresi untuk ekspansi ke arah gelombang tersebut berpergian. P-gelombang perjalanan melalui semua jenis media - padat, cair, atau gas.

Sebagai P-gelombang melewati tanah yang bergetar dalam arah gelombang yang merambat.

S-Gelombang Sekunder, atau S gelombang, perjalanan lebih lambat dari gelombang P dan juga disebut "geser" gelombang karena mereka tidak mengubah volume material di mana mereka menyebarkan, mereka geser itu. S-gelombang gelombang transversal karena mereka bergetar tanah di arah "melintang", atau tegak lurus, ke arah gelombang tersebut berpergian.

Sebagai gelombang transversal melewati tanah tegak lurus terhadap arah gelombang yang merambat. S-gelombang gelombang transversal.

Kecepatan S-gelombang, sebut saja tergantung pada modulus geser dan kerapatan

Meskipun mereka lebih lambat dari P-gelombang, S-gelombang bergerak cepat. S-gelombang kecepatan propagasi yang khas berada di urutan 1 sampai 8 km / detik. Nilai yang lebih rendah sesuai dengan kecepatan gelombang longgar, sedimen terkonsolidasi, nilai lebih tinggi dekat pangkal mantel bumi. Karakteristik yang membedakan penting dari S-gelombang adalah ketidakmampuannya untuk menyebarkan melalui cairan atau gas karena cairan dan gas tidak dapat mengirimkan tegangan geser dan S-gelombang adalah gelombang yang geser materi. Secara umum, gempa bumi menghasilkan gelombang geser lebih besar dari gelombang kompresional dan banyak kerusakan dekat dengan gempa bumi adalah hasil dari kuat gemetar disebabkan oleh gelombang geser. Menggunakan P dan S-gelombang Untuk Cari Gempa Bumi Kita dapat menggunakan fakta bahwa P dan S gelombang perjalanan pada kecepatan yang berbeda untuk menemukan gempa bumi. Asumsikan seismometer yang cukup jauh dari gempa bumi yang gelombang perjalanan sekitar horizontal, yaitu sekitar 50 sampai 500 km untuk gempa bumi dangkal. Ketika gempa terjadi P dan gelombang S perjalanan ke luar dari wilayah kesalahan yang pecah dan gelombang P tiba di seismometer yang pertama, diikuti oleh S-gelombang. Setelah S-gelombang tiba kita dapat mengukur interval waktu antara onset P-gelombang dan awal S-gelombang gemetar. Waktu tempuh gelombang P adalah jarak dari (kecepatan P-gelombang) gempa / Waktu tempuh gelombang S adalah jarak dari (speed S-wave) gempa / Perbedaan waktu kedatangan gelombang adalah jarak dari (speed S-wave) gempa / - jarak dari (kecepatan P-gelombang) gempa / yang sama jarak dari gempa * (speed 1 / (S-wave) - 1 / (kecepatan P-gelombang)) Kita bisa mengukur bahwa perbedaan dari seismogram dan jika kita juga tahu kecepatan yang bepergian gelombang, kita bisa menghitung jarak dengan menyamakan diukur perbedaan waktu dan ekspresi. Untuk kisaran jarak 50-500 km, S-gelombang perjalanan km tentang 3,45 / s dan P-gelombang sekitar 8 km / s. Nilai dalam kurung kemudian sama dengan sekitar (1 / 3.45 - 1/8) atau sekitar 1/8. Jadi aturan sederhana untuk gempa bumi di kisaran jarak ini adalah jarak sekitar delapan kali waktu kedatangan S-gelombang kurang waktu kedatangan gelombang P. Itu berarti bahwa kita dapat memperkirakan jarak gempa adalah dari seismometer a. Gempa bumi bisa ke segala arah, tetapi harus jarak diperkirakan jauh. Geometris yang berarti bahwa gempa harus berada pada lingkaran yang mengelilingi seismometer, dan jari-jari lingkaran adalah sekitar delapan kali diamati gelombang perjalanan-perbedaan waktu (dalam kilometer). Jika kita memiliki dua seismometer lain yang mencatat gempa yang sama, kita bisa membuat pengukuran yang sama dan membangun lingkaran lokasi yang mungkin untuk setiap seismometer. Karena lokasi gempa karena harus berbaring di setiap lingkaran berpusat pada seismometer, jika kita plot tiga atau lebih lingkaran pada peta kita bisa menemukan bahwa tiga lingkaran akan berpotongan di satu lokasi - pusat gempa.

Menggunakan "S dikurangi waktu P kedatangan" untuk mencari gempa bumi. Anda memerlukan setidaknya tiga stasiun dan beberapa gagasan tentang P dan S kecepatan antara gempa dan seismometer.

Dalam prakteknya kita menggunakan perkiraan yang lebih baik dari kecepatan dari aturan sederhana kami praktis dan memecahkan masalah dengan menggunakan aljabar bukan geometri. Kami juga dapat mencakup kedalaman gempa dan saat itu gempa pecah dimulai (disebut "waktu asal") ke dalam masalah. Cinta Waves Gelombang Cinta adalah gelombang transversal yang menggetarkan tanah pada arah horisontal tegak lurus terhadap arah bahwa gelombang bepergian. Mereka dibentuk oleh interaksi gelombang S dengan permukaan bumi dan struktur dangkal dan gelombang dispersif. Kecepatan di mana gelombang dispersif perjalanan tergantung pada periode gelombang itu. Secara umum, gempa bumi menghasilkan gelombang cinta pada rentang periode dari 1000 sampai sepersekian detik, dan setiap periode perjalanan pada kecepatan yang berbeda tetapi kisaran khas kecepatan antara 2 dan 6 km / detik.

Gelombang cinta yang melintang dan dibatasi gerakan horisontal - mereka dicatat hanya pada seismometer yang mengukur gerakan tanah horisontal.

Karakteristik penting lain dari Cinta gelombang adalah bahwa amplitudo getaran tanah yang disebabkan oleh gelombang Cinta berkurang dengan kedalaman - mereka gelombang permukaan. Seperti kecepatan laju penurunan amplitudo dengan kedalaman juga tergantung pada periode. Rayleigh Waves Gelombang Rayleigh adalah paling lambat dari semua jenis gelombang seismik dan dalam beberapa hal yang paling rumit. Seperti gelombang cinta mereka sebar sehingga kecepatan tertentu di mana mereka melakukan perjalanan tergantung pada periode gelombang dan struktur geologi dekat permukaan, dan mereka juga penurunan amplitudo dengan kedalaman. Kecepatan Khas untuk gelombang Rayleigh berada di urutan 1 sampai 5 km / s.

Gelombang Rayleigh mirip dengan gelombang air di laut (sebelum mereka "istirahat" di garis surfing). Sebagai gelombang Rayleigh berlalu, sebuah partikel bergerak di lintasan elips yang berlawanan (jika gelombang bepergian ke kanan). Amplitudo gemetar Rayleigh-wave menurun dengan kedalaman.

Seismic Propagasi Gelombang Gelombang di seismogram sebuah Seperti yang Anda duga, perbedaan kecepatan gelombang memiliki pengaruh besar pada sifat seismogram. Karena waktu tempuh gelombang sama dengan jarak gelombang telah melakukan perjalanan, dibagi dengan kecepatan rata-rata gelombang bergerak selama transit, kami berharap bahwa gelombang tercepat tiba di seismometer pertama. Dengan demikian, jika kita melihat seismogram, kami berharap untuk melihat gelombang pertama tiba menjadi P-gelombang (tercepat), maka S-gelombang, dan akhirnya, (paling lambat) gelombang cinta dan Rayleigh. Meskipun kami telah mengabaikan perbedaan di jalur perjalanan (yang sesuai dengan perbedaan jarak perjalanan) dan gelombang kelimpahan yang bergema dalam bumi, karakter keseluruhan seperti yang kita telah dijelaskan. Fakta bahwa gelombang dengan kecepatan yang tergantung pada sifat material (modulus elastisitas dan densitas) memungkinkan kita untuk menggunakan pengamatan gelombang seismik untuk menyelidiki struktur interior planet ini. Kita dapat melihat waktu perjalanan, atau waktu perjalanan dan amplitudo gelombang untuk menyimpulkan adanya fitur dalam planet ini, dan ini merupakan bidang penelitian aktif seismologi. Untuk memahami bagaimana kita "melihat" ke bumi dengan menggunakan getaran, kita harus mempelajari bagaimana gelombang berinteraksi dengan batuan yang membentuk bumi. Beberapa jenis interaksi antara gelombang dan geologi bawah permukaan (yaitu batuan) umumnya diamati pada seismogram Pembiasan Refleksi Penyebaran Difraksi Attenuation Kami akan memeriksa dua jenis yang paling sederhana dari interaksi pembiasan dan refleksi. Pembiasan Sebagai gelombang bergerak melalui bumi, jalur yang dibutuhkan tergantung pada kecepatan. Mungkin Anda ingat dari sekolah tinggi prinsip yang disebut hukum Snell, yang merupakan ekspresi matematika yang memungkinkan kita untuk menentukan jalur gelombang mengambil ketika dikirimkan dari satu lapisan batuan menjadi lain. Perubahan arah tergantung pada rasio kecepatan gelombang dua batu yang berbeda.

Ketika gelombang mencapai batas antara jenis batuan yang berbeda, bagian dari energi ditransmisikan melintasi batas. Gelombang ditransmisikan perjalanan ke arah yang berbeda yang tergantung pada rasio kecepatan dari dua jenis batuan. Bagian dari energi juga tercermin mundur ke wilayah dengan Batu Tipe 1, tapi saya belum menunjukkan bahwa pada diagram ini.

Refraksi memiliki mempengaruhi penting pada gelombang yang berjalan melalui bumi. Secara umum, kecepatan seismik di Bumi meningkat dengan kedalaman (ada beberapa pengecualian penting untuk tren ini) dan pembiasan gelombang menyebabkan jalan yang diikuti oleh gelombang tubuh melengkung ke atas.

Peningkatan keseluruhan dalam kecepatan gelombang seismik dengan kedalaman ke Bumi menghasilkan kelengkungan ke atas sinar yang melewati mantel. Sebuah pengecualian disebabkan oleh penurunan kecepatan dari mantel untuk inti. Penurunan kecepatan ini membungkuk gelombang mundur dan menciptakan "P-wave Bayangan Zone" antara sekitar 100 dan 140 jarak (1 = 111,19 km).

Refleksi Interaksi gelombang kedua dengan variasi jenis batuan adalah refleksi. Saya yakin bahwa Anda sudah familiar dengan gelombang suara yang dipantulkan; kami menyebutnya gema. Dan refleksi Anda di cermin atau kolam renang air terdiri dari gelombang cahaya yang dipantulkan. Dalam seismologi, refleksi digunakan untuk prospek untuk minyak bumi dan menyelidiki struktur internal bumi. Dalam beberapa kasus refleksi dari batas antara mantel dan kerak dapat menyebabkan guncangan kuat yang menyebabkan kerusakan sekitar 100 km dari gempa bumi (kita sebut bahwa boundary yang "Moho" untuk menghormati Mohorovicic, ilmuwan yang menemukannya). Sebuah refleksi seismik terjadi ketika gelombang impinges pada perubahan jenis batuan (yang biasanya disertai dengan perubahan kecepatan gelombang seismik). Bagian dari energi yang dibawa oleh gelombang datang ditransmisikan melalui materi (itu gelombang dibiaskan dijelaskan di atas) dan bagian dipantulkan kembali ke dalam media yang berisi gelombang datang.

Ketika gelombang bertemu perubahan sifat material (kecepatan seismik dan atau kepadatan) energi dibagi menjadi gelombang yang dipantulkan dan dibiaskan.

Amplitudo refleksi sangat tergantung pada sudut bahwa gelombang insiden membuat dengan batas dan kontras dalam sifat material di perbatasan. Untuk beberapa sudut semua energi dapat dikembalikan ke dalam medium yang mengandung gelombang datang. Interaksi sebenarnya antara gelombang seismik dan kontras sifat batuan lebih rumit karena sebuah gelombang P insiden membangkitkan ditransmisikan dan tercermin P dan S-gelombang dan lima gelombang yang terlibat. Demikian juga, ketika S-gelombang berinteraksi dengan batas sifat batuan, juga membangkitkan tercermin dan dibiaskan P dan S-gelombang. DispersiSaya sebutkan di atas bahwa permukaan gelombang dispersif - yang berarti bahwa periode yang berbeda bergerak pada kecepatan yang berbeda. Efek dari dispersi menjadi lebih terlihat dengan meningkatnya jarak karena jarak tempuh lebih lama menyebar energi keluar (itu menyebar energi). Biasanya, periode panjang tiba pertama sejak mereka peka terhadap kecepatan lebih dalam bumi, dan daerah yang lebih dalam pada umumnya lebih cepat.

Gelombang Rayleigh tersebar dihasilkan oleh gempa bumi di Alabama dekat pantai Teluk, dan dicatat di Missouri.

P-Waves di Bumi Matematika di balik propagasi gelombang elegan dan relatif sederhana, mengingat fakta bahwa alat-alat matematika yang sama berguna untuk mempelajari cahaya, suara, dan gelombang seismik. Kita dapat memecahkan persamaan ini atau pendekatan yang tepat untuk mereka untuk menghitung jalan yang gelombang seismik mengikuti Earth. Diagram di bawah ini adalah contoh dari jalur P-gelombang yang dihasilkan oleh gempa bumi dekat permukaan bumi akan mengikuti.

Jalan energi gelombang P untuk gempa dangkal yang terletak di bagian atas diagram. Kerang kimia utama dari Bumi ditunjukkan oleh warna dan daerah dengan perubahan kecepatan relatif mendadak yang berbeda ditunjukkan oleh garis putus-putus. Kurva menunjukkan jalan gelombang, dan garis-garis melintasi sinar menunjukkan menandai muka gelombang pada satu interval menit.

Perhatikan kelengkungan sinar dalam mantel, kompleksitas dalam mantel atas, dan dampak dramatis inti pada muka gelombang. Penurunan kecepatan dari mantel yang lebih rendah untuk inti luar melemparkan "bayangan" pada P-gelombang yang membentang dari sekitar 100 sampai 140 jarak. Gelombang lain seperti gelombang permukaan dan gelombang tubuh yang mencerminkan dari permukaan dicatat dalam "bayangan" wilayah, tetapi P-wave "padam" dekat 100 . Karena inti luar cairan, dan S-gelombang tidak dapat melakukan perjalanan melalui cairan, "S-wave zona bayangan" bahkan lebih besar, membentang dari sekitar 100 sampai 180 . Struktur internal Bumi Kita telah membahas unsur-unsur utama dalam interior bumi, inti, mantel, dan kerak. Dengan mempelajari karakteristik propagasi (waktu perjalanan, amplitudo refleksi, karakteristik dispersi, dll) dari gelombang seismik selama 90 tahun terakhir kita telah belajar banyak tentang sifat rinci interior bumi. Kemajuan besar telah dibuat dengan cepat karena untuk sebagian besar interior bumi relatif sederhana, dibagi menjadi bola (inti dalam) yang dikelilingi oleh kulit kasar seragam besi dan batu. Model yang mengasumsikan bumi sempurna simetris dapat digunakan untuk memprediksi waktu perjalanan dari P-gelombang yang akurat untuk beberapa detik untuk perjalanan sepanjang jalan di seluruh planet. Diagram di bawah adalah plot dari P dan S-gelombang kecepatan dan kepadatan sebagai fungsi kedalaman ke Bumi. Bagian atas bumi terletak pada kedalaman 0 km, pusat planet berada pada 6.371 km.

Kecepatan dan kepadatan variasi dalam bumi berdasarkan pengamatan seismik. Daerah utama Bumi dan batas-batas yang penting diberi label. Model ini dikembangkan pada awal 1980-an dan disebut PREM untuk Awal Bumi Reference Model.

Beberapa karakteristik penting dari struktur bumi digambarkan dalam grafik. Catatan pertama yang di beberapa wilayah besar seperti di dalam mantel bawah, inti luar, dan inti, kecepatan lancar meningkat dengan kedalaman. Kenaikan ini akibat dari efek tekanan pada kecepatan gelombang seismik. Meskipun suhu juga meningkat dengan kedalaman, peningkatan tekanan yang dihasilkan dari berat batu di atas memiliki dampak yang lebih besar dan kecepatan meningkat lancar di wilayah ini komposisi seragam. Dangkal bagian dari mantel berbeda; mengandung beberapa penting mapan dan relatif tiba-tiba perubahan kecepatan. Bahkan, kita sering membagi mantel menjadi dua wilayah, atas dan bawah, berdasarkan tingkat kecepatan heterogenitas. Wilayah dari dekat 400-1000 km kedalaman disebut zona transisi dan sangat mempengaruhi gelombang tubuh yang "berubah" di kedalaman ini dan tiba sekitar 20 -30 jauh dari gempa dangkal. Secara mendalam ini berkisar mineral yang membentuk mantel batuan silikat diubah oleh meningkatnya tekanan. Atom dalam batuan tersebut mengatur ulang diri ke dalam struktur kompak yang stabil pada tekanan tinggi dan hasil penataan ulang adalah peningkatan kepadatan dan modulus elastisitas, menghasilkan peningkatan secara keseluruhan dalam kecepatan gelombang. Grafit dalam "memimpin" pensil dan berlian adalah contoh yang lebih umum dari atom menata ulang diri mereka di bawah kondisi yang berbeda - mereka berdua terdiri dari karbon. Pengaturan yang berbeda dan ikatan atom karbon dalam dua bahan menghasilkan sifat yang berbeda secara dramatis. Berlian terbentuk di bawah tekanan yang sangat besar; semua berlian alami terbentuk pada kedalaman sekitar 150-200 km, dan dibawa ke permukaan oleh aktivitas gunung berapi. Pada tekanan tinggi atom karbon diperas ke pengaturan yang ketat yang membuat mereka salah satu bahan yang paling sulit. Sebaliknya, pengaturan tekanan rendah karbon dalam grafit menciptakan licin, karakter lembut "memimpin" yang kita gunakan untuk pensil. Dua kontras terbesar dalam sifat-sifat material dalam sistem Bumi yang terletak di dekat permukaan dan batas inti-mantel. Keduanya batas komposisi dan batas inti-mantel adalah kontras yang lebih besar. Kontras tajam lainnya yang dapat diamati, batin-core batas luar-core relatif tajam, dan kecepatan meningkat dari cairan ke padatan. Model Heterogenitas Bumi Model PREM adalah referensi yang berguna untuk memahami fitur utama dari Bumi. Upaya-upaya terkini telah difokuskan pada estimasi variasi lateral dalam kecepatan gelombang dalam kerang yang membentuk model referensi. Pendekatan ini sering didasarkan pada tomografi seismik, yang merupakan cara memetakan variasi dalam struktur menggunakan pengamatan dari sejumlah besar seismogram. Ide dasarnya adalah untuk menggunakan diamati tertunda (atau awal) waktu kedatangan (tertunda sehubungan dengan model referensi) untuk mencari daerah yang relatif cepat dan relatif lambat kecepatan gelombang seismik. Idenya digambarkan dalam kartun ke kiri. Gelombang diwakili oleh panah dan bepergian dari kiri ke kanan. Mereka yang melakukan perjalanan melalui daerah yang lambat melambat, dan karenanya akan disimpan kemudian pada seismogram a. Ide-ide yang sama digunakan dalam CAT medis pencitraan scan tubuh manusia, tetapi kuantitas yang diamati dalam scan CAT bukanlah waktu perjalanan, tetapi jumlah penyerapan x-ray. Ultrasound pencitraan identik dengan tomografi P-gelombang, hanya saja dalam seismologi kita tidak memiliki pilihan di mana sumber gelombang berada - kita hanya mengeksploitasi gempa bumi.

Dalam dua dekade tomografi telah diterapkan untuk studi Bumi pada banyak skala, dari melihat daerah kecil kerak bumi yang mungkin mengandung minyak, untuk pencitraan seluruh planet. Pada skala global, kita harapkan bahwa bagian dangkal mantel akan berkorelasi dengan fitur struktural utama kita dapat mengamati di permukaan - batas lempeng. Di daerah di mana bahan meningkat dari mantel, harus lebih hangat, dan kecepatan harus lebih rendah, di daerah-daerah yang sudah tua dan dingin, seperti di bawah banyak bagian-bagian lama benua, kita akan mengharapkan untuk melihat daerah yang lebih cepat (dengan asumsi suhu yang satu-satunya perbedaan). Variasi yang sebenarnya dipengaruhi oleh suhu dan komposisi variasi, tetapi mereka setuju juga dengan ide-ide dari lempeng tektonik, khususnya pada batas divergen atau pegunungan menyebarkan kelautan.

Peta variasi dalam kecepatan geser gelombang seismik terhadap nilai dalam PREM pada kedalaman 100 km. Warna hangat (merah, oranye, dan kuning) menunjukkan daerah dengan lebih lambat dari kecepatan normal, daerah gelap lebih cepat dari biasanya. Perhatikan korelasi dengan batas lempeng dan aliran panas permukaan. (Model S12 WM13, dari W.-J. Su, RL Woodward dan AM Dziewonski, Gelar-12 Model geser Velocity Heterogenitas dalam Mantle, Journal of Geophysical Research, vol. 99 (4) 4945-4980, 1994).

Para kecepatan lebih dalam bumi juga akan dicitrakan. Peta berikut menunjukkan variasi pada kedalaman 2.880 km, di dalam mantel tepat di atas batas inti-mantel. Skala warna adalah sama tapi perhatikan bagaimana variasi kecepatan rendah-mantel yang lebih tenang daripada di mantel atas yang lebih heterogen. Juga, perhatikan bahwa korelasi dengan tektonik permukaan hilang, seperti yang Anda harapkan untuk sistem konvektif yang kompleks seperti mantel bumi.

Peta variasi dalam kecepatan geser gelombang seismik terhadap nilai dalam PREM pada kedalaman 2.880 km, tepat di atas batas inti mantel. Warna hangat (merah, oranye, dan kuning) menunjukkan daerah dengan lebih lambat dari kecepatan normal, daerah gelap lebih cepat dari biasanya. Perhatikan korelasi dengan batas lempeng dan aliran panas permukaan. (Model S12 WM13, dari W.-J. Su, RL Woodward dan AM Dziewonski, Gelar-12 Model geser Velocity Heterogenitas dalam Mantle, Journal of Geophysical Research, vol. 99 (4) 4945-4980, 1994).

Variasi ini sebenarnya cukup kecil, di urutan beberapa persen, sehingga ide dasar dari Bumi menjadi planet berbentuk bulat berlapis baik didirikan. Dalam kerak, variasi yang lebih besar dan bisa mencapai puluhan persen. Kerak adalah bahan yang diambil dari mantel selama 4,5 miliar tahun terakhir dan mengandung keragaman struktur yang sering terlihat ketika Anda mempelajari batuan tersingkap di permukaan.

Kembali ke EAS 193 Catatan | Kembali ke EAS 193 Depan Amon Home | Departemen Geosciences

Disusun oleh: Charles J. Amon (Last updated:8/1/101 )

Seismik dan Struktur Bumi Struktur interior dalam bumi tidak dapat dipelajari secara langsung. Tapi ahli geologi menggunakan seismik (gempa) gelombang untuk menentukan kedalaman lapisan cair dan bahan semi-cair dalam bumi. Karena berbagai jenis gelombang gempa berperilaku berbeda ketika mereka menghadapi materi di negara-negara yang berbeda (misalnya, cair, semi-cair, padat), stasiun seismik yang didirikan di sekitar Bumi mendeteksi dan merekam kekuatan dari berbagai jenis gelombang dan arah dari mana mereka datang. Geolog menggunakan catatan ini untuk membangun struktur interior bumi. Dua jenis utama dari gelombang seismik yang P-gelombang (tekanan; melewati cair dan padat) dan S-gelombang (geser atau sekunder; berjalan hanya melalui padat - tidak melalui cairan). Kecepatan perjalanan dari dua jenis gelombang ini tidak sama (P-gelombang yang lebih cepat dari S-gelombang). Dengan demikian, jika ada gempa bumi di suatu tempat, gelombang pertama yang tiba adalah P-gelombang. Pada intinya, kesenjangan dalam P-gelombang dan kedatangan S-gelombang memberikan perkiraan pertama dari jarak gempa.

Di atas gambar menunjukkan beberapa seismogram khas dengan kedatangan P dan S-gelombang ditandai. Seperti yang kita ketahui dari ilmu fisika, semua gelombang mengubah arah ketika mereka melewati lapisan kepadatan yang berbeda (refraksi). Itulah yang membuat cahaya kumpulkan kaca pembesar, dan itu juga yang membuat gelombang seismik perjalanan di jalur melengkung melalui Bumi (karena tekanan meningkat, bahan-bahan yang lebih padat terhadap inti, kecepatan perjalanan gelombang seismik meningkat). Pembiasan gelombang seismik menyebabkan mereka kurva jauh dari jalur langsung. Refleksi menyebabkan mereka untuk melirik off permukaan tertentu (misalnya mantel batas inti) ketika mereka menekan pada terlalu dangkal sudut. Hasil perilaku ini, dalam kombinasi dengan fakta bahwa S-gelombang tidak dapat melakukan perjalanan melalui cairan, adalah munculnya bayangan seismik, kebalikan dari situs gempa yang sebenarnya.

Distribusi geometrik dan luasnya bayangan ini yang diukur untuk gempa tertentu (banyak stasiun penerima - seismograf, diperlukan di seluruh dunia untuk melakukan itu) memungkinkan kita untuk menghitung posisi batas utama di interior bumi, serta memberikan kita informasi tentang padat vs karakter cair dari berbagai lapisan, dan bahkan tentang beberapa sifat fisik mereka.

Diskontinuitas terbesar dalam interior bumi adalah batas inti / mantel, karena di sana kita memiliki kepadatan kontras yang kuat antara inti besi (kepadatan antara 10-11 g / cm 3) dan mantel silikat (densitas 3,3-5,5 g / cm 3, meningkatkan dengan kedalaman). Suara latar belakang adalah rekaman sebenarnya gempa bumi.

Seismologi dan bumi Angka ini mirip dengan versi beku animasi dalam catatan kuliah. Ini menunjukkan jejak gelombang dengan zona yang berbeda berlabel. Ukuran bayangan S-wave memberi kita langsung ukuran inti cair. Ukuran bayangan P-gelombang dan sifat dari P-gelombang dibiaskan dalam inti cair dapat memberitahu kita tentang materi di wilayah ini. Cara P-gelombang membiaskan pada inti padat mari kita bahas ukuran dan komposisi, seperti yang dibahas secara rinci di bawah. Lihat juga http://phoenix.liu.edu/~divenere/notes/earth_int.htm

dari J. Louie, http://www.seismo.unr.edu/ftp/pub/louie/class/100/interior.html Interior Bumi Lima miliar tahun yang lalu Bumi terbentuk dalam konglomerasi besar dan pemboman meteorit dan komet. Jumlah besar energi panas yang dilepaskan oleh pemboman kecepatan tinggi meleleh seluruh planet, dan masih cooling off hari ini. Bahan padat seperti besi (Fe) dari meteorit tenggelam ke dalam inti Bumi, sedangkan silikat ringan (Si), oksigen lainnya (O) senyawa, dan air dari komet naik dekat permukaan.

(J. Louie) Bumi dibagi menjadi empat lapisan utama: inti dalam, inti luar, mantel, dan kerak. Inti adalah sebagian besar terdiri dari besi (Fe) dan begitu panas bahwa inti luar adalah cair, dengan sekitar 10% sulfur (S). Inti bagian dalam berada di bawah tekanan yang ekstrim sedemikian rupa sehingga tetap solid. Sebagian besar massa bumi adalah di dalam mantel, yang terdiri dari besi (Fe), magnesium (Mg), aluminium (Al), silikon (Si), dan oksigen senyawa (O) silikat. Pada lebih dari 1000 derajat C, mantel solid tetapi dapat merusak perlahan dengan cara plastik. Kerak jauh lebih tipis daripada lapisan lain, dan terdiri dari paling kalsium padat (Ca) dan sodium (Na) mineral aluminium-silikat. Yang relatif dingin, kerak berbatu dan rapuh, sehingga dapat patah di gempa bumi. Menjelajahi Inti Bumi Bagaimana inti bumi ditemukan? Rekaman gelombang seismik dari gempa bumi memberikan petunjuk pertama. Gelombang seismik akan menekuk dan mencerminkan pada antarmuka antara bahan yang berbeda, seperti prisma bawah dibiaskan dan menyebarkan gelombang cahaya di wajah mereka.

( gambar asli dari Exploratorium , yang digunakan oleh izin ) Selain itu, dua jenis gelombang seismik berperilaku berbeda, tergantung pada materi. Gelombang P kompresi akan melakukan perjalanan dan membiaskan melalui kedua bahan cairan dan padat. Gelombang geser S, bagaimanapun, tidak dapat melakukan perjalanan melalui cairan seperti udara atau air. Cairan tidak dapat mendukung partikel gerak sisi ke sisi yang membuat gelombang S.

(J. Louie) Seismolog melihat bahwa catatan dari gempa bumi yang dibuat di seluruh dunia berubah secara radikal setelah acara ini lebih dari jarak tertentu, sekitar 105 derajat dalam hal sudut antara gempa dan seismograf di pusat bumi. Setelah 105 derajat gelombang hampir hilang sama sekali, setidaknya sampai gelombang permukaan lambat akan tiba dari atas cakrawala. Daerah di luar 105 derajat jarak membentuk zona bayangan. Pada jarak yang lebih besar, beberapa gelombang P akan tiba, tapi masih ada gelombang S. Bumi harus memiliki cair, inti cairan untuk menjelaskan kurangnya gelombang S di zona bayangan, dan lentur dari gelombang P untuk membentuk zona bayangan mereka.

(J. Louie) Anda bisa mendapatkan perkiraan kasar dari ukuran inti bumi hanya dengan asumsi bahwa gelombang S lalu, sebelum zona bayangan dimulai pada 105 derajat, perjalanan dalam garis lurus. Mengetahui bahwa Bumi memiliki radius km tentang 6350, Anda memiliki segitiga siku-siku di mana cosinus dari setengah dari 105 derajat sama dengan jari-jari inti dibagi dengan radius bumi. Fakta bahwa Bumi memiliki medan magnet adalah sepotong independen bukti untuk cair, inti cair. Sebuah magnet kompas sejajar dengan medan magnet di mana saja di bumi, tetapi badan-badan lain seperti Bulan dan Mars tidak memiliki medan magnet. Bumi tidak bisa menjadi magnet permanen yang besar, karena mineral magnetik kehilangan magnet mereka ketika mereka lebih panas dari sekitar 500 derajat C. Hampir semua bumi lebih panas, dan satu-satunya cara lain untuk membuat medan magnet dengan arus listrik beredar. Sirkulasi dan konveksi dari besi cair elektrik konduktif di inti luar Bumi menghasilkan medan magnet. Untuk membuat medan magnet, konveksi harus relatif cepat (jauh lebih cepat daripada di dalam mantel plastik), sehingga inti harus cairan.

(J. Louie, setelah papan tulis kelas menggambar dengan David Stevenson ) Karena medan magnet bumi muncul dalam pola stabil aliran fluida dalam inti, perubahan arah pada interval yang tidak teratur. Dalam sejarah geologi baru-baru ini mungkin telah beralih arah setiap 20.000 tahun. Setiap jenis deposito geologi (misal: aliran lava, lumpur berlapis) meletakkan dari waktu ke waktu akan demikian memiliki lapisan yang berbeda magnet menentang arah, merekam arah medan magnet seperti ketika lapisan dipadatkan. Ahli Geofisika dapat mengukur perubahan arah untuk membuat magnetostratigraphy untuk deposit. Di pusat penyebaran dasar laut samudera baru sedang dibuat terus-menerus dan perlahan-lahan menjauh dari keretakan. Semakin jauh batu adalah dari keretakan, yang lebih tua itu, dan juga akan menunjukkan pembalikan magnet seperti rekaman.

(Dari Acton dan Petronotix, EOS 1994) Ini peta Lempeng Pasifik pada berbagai tahap sejarah geologi dapat dibangun dari rekaman. Peta tersebut menunjukkan bagaimana lempeng tektonik telah diaransemen ulang sendiri selama 200 juta tahun terakhir. Menjelajahi Mantle Bumi Konveksi dan pelepasan panas dari inti bumi mendorong konveksi lebih lanjut untuk melepaskan panas dari mantel. Konveksi di dalam mantel drive lempeng tektonik gerakan dasar laut dan benua. Hal ini dimungkinkan untuk menggunakan gelombang P dan gelombang S bepergian melalui mantel dari gempa bumi untuk memetakan konveksi ini, seperti scan CAT rumah sakit dapat memetakan tulang dan organ dengan sinar-x.

( gambar asli dari Harvard Univ. Seismologi Lab , digunakan oleh izin ) Dalam pandangan ini dari mantel rata-keluar dari barat laut, gumpalan biru menunjukkan tempat dingin, bahan padat tenggelam ke dalam mantel. Dekat permukaan, sebagian besar bahan dingin di akar kuno cratons benua. Mensubduksi lembaran litosfer samudera juga muncul, didaur ulang ke dalam mantel dari palung samudera.

( gambar asli dari Harvard Univ. Seismologi Lab , digunakan oleh izin ) Dalam pandangan ini dari barat daya gumpalan merah bulu hangat bahan kurang padat, naik terutama ke laut-ridge menyebarkan pusat. Sebuah bulu besar tampaknya makan menyebar di Pasifik Timur Naik langsung dari inti. Sebagian besar panas yang dilepaskan dari interior bumi muncul di cepat menyebar East Pacific Rise.

(J. Louie) Bagian dari mantel dekat kerak, km sekitar 50-100 bawah, terutama lembut dan plastik, dan disebut astenosfer. Mantel dan kerak di atas cukup dingin untuk menjadi tangguh dan elastis, dan dikenal sebagai litosfer. Sebuah beban berat pada kerak, seperti topi es, danau glasial besar, atau pegunungan, bisa menekuk litosfer ke dalam astenosfer, yang dapat mengalir keluar dari jalan. Beban akan tenggelam sampai didukung oleh daya apung. Jika topi es mencair atau danau mengering karena perubahan iklim, atau pegunungan mengikis pergi, litosfer buoyantly akan naik kembali selama ribuan tahun. Ini adalah proses rebound isostatic. Menjelajahi Crust Bumi Dekat kerak bumi dapat dieksplorasi dengan sangat rinci dengan gema terdengar teknik, semacam radar akustik. Metode ini memberikan gambar dalam penampang sangat mirip dengan rumah sakit sonogram:

(J. Louie, M. Hewitt, .. Soc dari Explor Ahli Geofisika ) Sebuah sonogram di kerak disebut bagian refleksi seismik. Gelombang seismik dari ledakan kecil atau truk gebukan mengirim kembali gema dari lapisan batuan banyak kilometer ke bawah bahwa array instrumen seismograf dapat mengambil. Bagian seismik refleksi dapat menunjukkan blok kerak rinci. Lapisan individu dapat dipelajari untuk potensi mereka untuk menahan minyak, gas, atau air; untuk melakukan kontaminan dari tempat pembuangan; atau untuk menggambarkan asal geologi dan sejarah.

(Dari Soc dari Explor Ahli Geofisika.. , The Leading Edge, v 11, no 11, p 13;... digunakan oleh izin ) Penelitian ini satu lapisan memetakan jaringan kuno saluran sungai berpasir, seperti saluran modern Sungai Laramie, benar. Saluran terkubur tersebut dapat menghasilkan minyak atau gas mudah jika pekerjaan seismik refleksi dapat menentukan lokasi mereka.

(Dari Soc dari Explor Ahli Geofisika.. , The Leading Edge, v 12, no 6, hal 683;.... v 11, no 8, hal 13;.. digunakan oleh izin ) Pengembangan ahli geofisika dapat membangun model rinci struktur kompleks yang memiliki banyak formasi yang berbeda cacat oleh semua jenis kesalahan dan lipatan. Dengan rincian ini mereka dapat merencanakan ekstraksi minyak, gas, batu bara, atau mineral lainnya. Mereka juga dapat memprediksi bagaimana air tanah dapat mengalir melalui suatu daerah, dan menemukan strategi yang paling efisien untuk membersihkan kontaminasi.

(Dari . Soc dari Explor Ahli Geofisika. , The Leading Edge, v 10, no 8, hal 15;... digunakan oleh izin ) Ahli Geofisika juga dapat membuat peta dari sifat fisik batuan lain yang menunjukkan di area. Tarik gravitasi, kekuatan medan magnet, konduktivitas listrik, radioaktivitas, dan spektral reflektansi semua properti yang dapat digunakan untuk mendeteksi formasi batuan tertentu kepentingan ekonomi atau geologi, bahkan jika mereka dikubur di bawah permukaan.

(Dari . Soc dari Explor Ahli Geofisika. , The Leading Edge, v 9, no 9, hal 41;... digunakan oleh izin ) Peta di atas berasal dari peta kekuatan medan magnet di bagian Nevada. Pencahayaan buatan komputerisasi dari arah yang benar mengungkapkan kelurusan halus dalam gambar. Sebuah dimakamkan, sedikit magnet tanggul bisa mengandung bijih emas. Teknik dan Lingkungan Penilaian Sangat metode geofisika resolusi tinggi dapat membantu ahli geologi yang ingin membuat detail studi lingkungan atau rekayasa massa batuan di dekat permukaan. Studi seismik refleksi semacam itu membutuhkan sumber gelombang tidak lebih kuat daripada pukulan palu.

(Dari . Soc dari Explor Ahli Geofisika. , The Leading Edge, v 9, no 9, hal 39;... digunakan oleh izin ) Gambar di atas adalah output dari radar tanah-menyelidik, yang sangat baik di lokasi dimakamkan pipa, gigi berlubang, patah tulang, dan benda-benda logam. Di sini menunjukkan struktur rinci dari lapisan tanah hanya 20 m tebal, menunjukkan saluran kemungkinan untuk mengumpulkan air tanah yang terkontaminasi.

Bukti untuk Struktur internal Bumi dan Komposisi

Gelombang seismik

Ketika gempa terjadi gelombang seismik (gelombang P dan S) menyebar ke segala arah melalui interior bumi. Stasiun seismik yang terletak meningkatkan jarak dari pusat gempa akan merekam gelombang seismik yang telah melakukan perjalanan melalui peningkatan kedalaman di Bumi. Kecepatan seismik tergantung pada sifat material seperti komposisi, fase mineral dan struktur kemasan, suhu, dan tekanan dari media melalui mana gelombang seismik lulus. Gelombang seismik perjalanan lebih cepat melalui bahan padat dan karena itu umumnya melakukan perjalanan lebih cepat dengan kedalaman. Anomali tempat yang panas memperlambat gelombang seismik. Gelombang seismik bergerak lebih lambat melalui cairan dari padat. Daerah cair dalam bumi memperlambat gelombang P dan gelombang S berhenti karena gerak geser mereka tidak dapat ditularkan melalui cairan. Sebagian daerah cair dapat memperlambat gelombang P dan melemahkan atau melemahkan gelombang S. Ketika gelombang seismik melewati antara lapisan geologi dengan kontras kecepatan seismik (ketika gelombang setiap melewati melalui media dengan jelas berbeda kecepatan) refleksi, refraksi (bending), dan produksi fase gelombang baru (misalnya, gelombang S yang dihasilkan dari gelombang P) sering Hasil. Melompat tiba-tiba kecepatan seismik di batas dikenal sebagai diskontinuitas seismik.

Crust The Mohorovicic Seismic Diskontinuitas Stasiun seismik dalam waktu sekitar 200 km dari gempa benua (atau gangguan seismik lainnya seperti ledakan dinamit) kali perjalanan laporan yang meningkatkan secara teratur dengan jarak dari sumber. Tapi di luar 200 km gelombang seismik tiba lebih cepat dari yang diharapkan, membentuk istirahat dalam waktu tempuh vs kurva jarak. Mohorovicic (1909) menafsirkan ini berarti bahwa gelombang seismik yang tercatat di luar 200 km dari sumber gempa telah melewati lapisan yang lebih rendah dengan kecepatan seismik secara signifikan lebih tinggi.

Diskontinuitas seismik ini sekarang dikenal sebagai Moho (jauh lebih mudah daripada "Mohorovicic diskontinuitas seismik") Ini adalah batas antara kerak felsic / mafik dengan kecepatan seismik sekitar 6 km / detik dan ultrabasa mantel padat dengan kecepatan seismik sekitar 8 km / detik . Kedalaman ke Moho bawah benua rata-rata sekitar 35 km tetapi berkisar dari sekitar 20 km sampai 70 km. The Moho bawah lautan biasanya sekitar 7 km di bawah dasar laut (misalnya, laut kerak sekitar 7 km tebal). Sifat Crust yang Benua Crust Mendalam untuk Moho: 20 sampai 70 km, rata-rata 30 sampai 40 km Komposisi: felsic, menengah, dan batuan beku mafik, sedimen, dan metamorf batuan Umur: 0 sampai 4 oleh Ringkasan: tebal, kurang padat, heterogen, tua Crust Oceanic Mendalam untuk Moho: ~ 7 km Komposisi: mafik batuan beku (basalt & gabro) dengan lapisan tipis sedimen di atas Umur: 0-200 saya Ringkasan: tipis, lebih padat, homogen, muda

The Mantle Velocity Zona rendah Kecepatan seismik cenderung untuk secara bertahap meningkatkan dengan kedalaman dalam mantel karena meningkatnya tekanan, dan karena itu kepadatan, dengan kedalaman. Namun, gelombang seismik yang tercatat pada jarak yang sesuai dengan kedalaman sekitar 100 km hingga 250 km tiba lambat dari yang diharapkan menunjukkan zona kecepatan gelombang seismik yang rendah. Selain itu, sementara kedua P dan gelombang S perjalanan lebih lambat, gelombang S yang dilemahkan atau melemah. Hal ini ditafsirkan zona yang sebagian cair, mungkin satu persen atau kurang (yaitu, lebih dari 99 persen padat). Atau, mungkin hanya merupakan zona di mana mantel sangat dekat dengan titik leleh untuk itu kedalaman dan tekanan yang sangat "lunak." Maka ini merupakan zona lemah di mantel atas. Zona ini disebut astenosfer atau "bola lemah." Astenosfer memisahkan kuat, batuan padat mantel teratas dan kerak di atas dari sisa kuat, mantel padat di bawah ini. Kombinasi mantel teratas dan kerak di atas astenosfer disebut litosfer. Litosfer bebas untuk bergerak (meluncur) di atas astenosfer yang lemah. Lempeng tektonik, pada kenyataannya, lempeng litosfer. 670 km Diskontinuitas Seismic Di bawah zona kecepatan rendah adalah beberapa diskontinuitas seismik di mana kecepatan seismik meningkat. Analisis teoritis dan percobaan laboratorium menunjukkan bahwa pada kedalaman ini (tekanan) silikat ultrabasa akan mengubah fase (struktur kemasan atom atau struktur kristal) dari struktur kristal olivin struktur kemasan ketat. Sebuah diskontinuitas sekitar 670 km kedalaman sangat berbeda. 670 km diskontinuitas hasil dari perubahan struktur spinel dengan struktur kristal perovskite yang tetap stabil ke dasar mantel. Perovskit (rumus kimia yang sama seperti olivin) kemudian silikat mineral yang paling berlimpah di bumi. 670 km diskontinuitas diduga merupakan batas utama memisahkan mantel atas kurang padat dari mantel bagian bawah lebih padat.

Core Gutenberg Seismic Diskontinuitas / Core-Mantle Boundary Gelombang seismik tercatat meningkat jarak dari gempa bumi menunjukkan bahwa kecepatan seismik secara bertahap meningkat dengan kedalaman di dalam mantel (pengecualian: lihat Low Velocity Zone dan 670 km Diskontinuitas atas). Namun, pada jarak busur antara sekitar 103 dan 143 tidak ada gelombang P dicatat. Selain itu, tidak ada gelombang S adalah catatan luar sekitar 103 . Gutenberg (1914) menjelaskan hal ini sebagai hasil dari inti cair dimulai pada kedalaman sekitar 2.900 km. Gelombang geser tidak bisa menembus lapisan cair ini dan P gelombang akan sangat melambat dan dibiaskan (membungkuk). Lehman seismik Diskontinuitas / The Inner Inti Antara 143 dan 180 dari gempa refraksi lain diakui (Lehman, 1936) akibat peningkatan mendadak dalam kecepatan gelombang P pada kedalaman 5150 km. Peningkatan kecepatan ini konsisten dengan perubahan dari inti luar cair ke inti padat.

Gambar di atas menunjukkan jalur seismik ray (perpendiculars ke front gelombang seismik) di Bumi. Apa Core Terbuat dari? Materi yang harus padat: itu harus lebih padat daripada mantel, dan itu harus cukup padat untuk menjelaskan sisa massa Bumi. Karena inti membuat sekitar sepertiga dari massa bumi itu harus menjadi bahan yang umum di tata surya. Ini harus memperhitungkan kecepatan seismik yang diamati. Hal ini juga harus menjadi bahan dengan sifat magnetik untuk menjelaskan medan magnet bumi. Besi adalah calon yang jelas. Ada beberapa jenis meteorit yang ditemukan di Bumi. Satu kelas disebut meteorit dibedakan. Mereka dianggap mewakili planetesimal (s) yang membentuk dengan Bumi dan planet-planet lainnya. Planetesimal yang mencapai ukuran yang cukup besar untuk menjadi sebagian / sebagian besar cair dan memisahkan ke dalam mantel silikat dan inti logam whic kemudian perlahan-lahan didinginkan dan mengkristal. Namun planet tumbuh bubar karena entakan gravitasi bertentangan Matahari dan Jupiter. Sisa-sisa terletak pada orbit antara Mars dan Jupiter. Beberapa dari potongan-potongan yang jatuh ke bumi yang berbatu (mafik dan ultramafik silikat) dan beberapa besi. Meteorit besi mungkin sisa-sisa inti planetesimal itu. Apa Penyebab Medan Magnet Bumi? Ide awal tentang apa yang menyebabkan jarum kompas untuk menunjukkan arah utara termasuk beberapa atraksi ilahi untuk polestar yang (Bintang Utara), atau daya tarik massa besar bijih besi di Arktik. Sebuah hipotesis yang lebih serius dianggap bumi atau lapisan padat dalam bumi harus terbuat dari besi atau bahan magnet lainnya membentuk magnet permanen. Ada dua masalah utama dengan hipotesis ini. Pertama, menjadi jelas bahwa medan magnet melayang dari waktu ke waktu; kutub magnet bergerak. Kedua, mineral magnetik hanya mempertahankan magnet permanen di bawah suhu Curie mereka (misalnya, 580 C untuk magnetit). Sebagian besar interior bumi lebih panas dari suhu Curie semua dikenal dan dingin batu kerak hanya tidak berisi konten magnet cukup untuk menjelaskan medan magnet dan kerak magnetisasi sangat heterogen dalam hal apapun. Penemuan inti luar cair memungkinkan hipotesis lain: geodynamo tersebut. Besi, baik cair atau padat, merupakan konduktor listrik. Arus listrik karena itu akan mengalir dalam besi cair. Memindahkan arus listrik yang mengalir menghasilkan medan magnet pada sudut kanan ke arah arus listrik (fisika dasar elektromagnetisme). Inti luar cair convects sebagai sarana melepaskan panas. Gerakan konvektif ini akan menggantikan medan magnet yang mengalir arus listrik sehingga menghasilkan. Medan magnet berorientasi sekitar sumbu rotasi Bumi karena efek dari rotasi bumi pada fluida (gaya coriolis) bergerak.

Hiposenter Dari Wikipedia, ensiklopedia bebas Bagian dari seri tentang

Gempa bumi

Jenis Jenis

Foreshock Aftershock Dorong buta Doublet Interplate Intraplate Megathrust Remotely dipicu Lambat Kapal Selam Supershear Tsunami Swarm gempa

Penyebab

Pergerakan patahan Vulkanisme Induced kegempaan

Karakteristik

Pusat gempa bumi Hiposenter Zona bayangan Gelombang seismik P-wave S-wave

Pengukuran

Skala seismik Seismometer Durasi gempa berkekuatan

Ramalan

Komite Koordinasi Prediksi Gempa Gempa-sensitif orang

Topik lainnya

Membelah gelombang geser Persamaan Adams-Williamson Daerah Flinn-Engdahl Rekayasa gempa Seismite Ilmu gempa bumi

Ilmu Bumi Portal Kategori terkait topik

v t e

Carilah hypocentre di Wiktionary, kamus gratis.

Hiposenter (Focus) dan pusat gempa Hiposenter (harfiah: "di bawah pusat 'dari bahasa Yunani : ) mengacu pada lokasi sebuah gempa bumi atau ledakan nuklir . Di bekas, itu adalah sinonim dari fokus; [1] di kedua, dari titik nol. Isi 1 Gempa bumi 2 ledakan ber-pecah 3 Lihat juga 4 Catatan Gempa bumi Hiposenter gempa adalah posisi di mana ketegangan energi yang tersimpan dalam batu itu pertama kali dirilis, menandai titik di mana kesalahan mulai pecah. [1] Hal ini terjadi langsung di bawah pusat gempa , pada jarak yang dikenal sebagai focal atau kedalaman hypocentral. [ 1] Kedalaman fokus dapat dihitung dari pengukuran berdasarkan gelombang seismik fenomena. Seperti dengan semua gelombang fenomena dalam fisika , ada ketidakpastian dalam pengukuran tersebut yang tumbuh dengan panjang gelombang sehingga kedalaman fokus dari sumber ini panjang-panjang gelombang (frekuensi rendah) gelombang sulit untuk menentukan dengan tepat. Gempa bumi yang sangat kuat memancarkan sebagian besar energi mereka dirilis di gelombang seismik dengan panjang gelombang sangat panjang dan karena itu gempa kuat melibatkan pelepasan energi dari massa yang lebih besar dari batuan. Komputasi hiposenter dari foreshocks, shock utama, dan gempa susulan dari gempa bumi memungkinkan merencanakan tiga dimensi dari kesalahan bersama yang gerakan yang terjadi. [2] The memperluas muka gelombang dari pecahnya gempa merambat dengan kecepatan beberapa kilometer per detik, gempa ini Gelombang adalah apa yang diukur pada berbagai titik permukaan untuk geometris menentukan menebak awal untuk hiposenter tersebut. Gelombang mencapai setiap stasiun berdasarkan seberapa jauh itu dari hiposenter tersebut. Sejumlah hal yang perlu diperhitungkan, yang paling penting variasi kecepatan gelombang berdasarkan bahan-bahan yang sudah lewat. [3] Dengan penyesuaian untuk perubahan kecepatan, estimasi awal hiposenter dibuat, maka serangkaian persamaan linear sudah diatur, satu untuk setiap stasiun. Persamaan mengungkapkan perbedaan antara waktu kedatangan diamati dan yang dihitung dari perkiraan hiposenter awal. Persamaan-persamaan ini diselesaikan dengan metode kuadrat terkecil yang meminimalkan jumlah kuadrat dari perbedaan antara waktu kedatangan diamati dan dihitung, dan diperkirakan hiposenter baru dihitung. Sistem iterates sampai lokasi tersebut menunjuk dalam margin of error untuk perhitungan kecepatan; [3] ini dikenal sebagai regresi linier . Ledakan udara meledak

Monumen di bom atom hiposenter di Nagasaki Hiposenter Istilah ini juga mengacu pada titik di permukaan bumi tepat di bawah ledakan atmosfer. Pada prinsipnya, itu berlaku untuk setiap ledakan tersebut namun istilah itu tidak ditemukan diperlukan sampai munculnya ledakan nuklir besar. Dalam konteks ini, istilah ' ground zero 'adalah identik dengan hiposenter, meskipun ground zero istilah kurang tepat, seperti yang telah digunakan semakin longgar. [ rujukan? ]

Pusat gempa, pusat gempa / p s n t r / atau epicentrum [1] adalah titik pada bumi permukaan 's yang langsung di atas hiposenter atau fokus, titik di mana gempa bumi atau ledakan bawah tanah berasal. Kata ini berasal dari New Latin kata benda epicentrum, [2] yang Latinisation dari Yunani kuno kata sifat (epikentros), "menempati titik kardinal, terletak di pusat", [3] dari (epi) "pada, saat, di " [4] dan (kentron) " pusat ". [5] Istilah ini diciptakan oleh Irlandia seismolog Robert Mallet . [6]

Pusat gempa ini langsung di atas gempa 's hiposenter (fokus). Dalam kasus gempa bumi, pusat gempa langsung di atas titik di mana kesalahan mulai pecah, dan dalam kebanyakan kasus, itu adalah wilayah kerusakan terbesar. Namun, dalam acara yang lebih besar, panjang pecahnya kesalahan jauh lebih lama, dan kerusakan dapat tersebar di zona pecah. Misalnya, dalam besarnya 7,9, 2002 Denali gempa di Alaska , pusat gempa berada di ujung barat pecah, tetapi kerusakan terbesar terjadi km tentang 330 jauh di ujung timur dari zona pecah. [7] epicentral jarak Selama gempa bumi gelombang seismik merambat berbentuk bulat keluar dari hiposenter tersebut. membayangi seismik terjadi di sisi berlawanan dari Bumi dari pusat gempa karena inti luar cair membias yang memanjang atau kompresi ( P-gelombang ) sementara itu menyerap melintang atau geser gelombang ( S-gelombang ). Di luar bayangan zona seismik kedua jenis gelombang dapat dideteksi tetapi, karena kecepatan yang berbeda dan jalan melalui bumi, mereka tiba pada waktu yang berbeda. Dengan mengukur perbedaan waktu pada setiap seismograf serta jarak pada grafik perjalanan waktu di mana P-gelombang dan S-gelombang memiliki pemisahan yang sama, ahli geologi dapat menghitung jarak ke pusat gempa. Jarak ini disebut jarak epicentral, biasanya diukur dalam (derajat) dan dilambangkan sebagai (delta) di seismologi. Setelah jarak epicentral telah dihitung dari setidaknya tiga stasiun pengukuran seismograf, itu adalah masalah sederhana untuk mencari tahu di mana pusat gempa terletak menggunakan trilateration . Jarak epicentral juga digunakan dalam menghitung besaran gempa yang dikembangkan oleh Richter dan Gutenberg . [8] [9]

Dalam manfaat Pemberian global (GlobalGiving.org) Terre des hommes (TDH.ch) Previous Next Previous NextLebih Banyak Link yang berguna dan sumber daya Lebih Banyak Kabar Berita Gempa-Tsunami Anniversary: Jepang Marks Empat Tahun Karena Bencana - NBCNews.com Tsunami Anniversary: Jepang Marks Empat Tahun Sejak Bencana 11 Mar, 2015. Jepang gempa, tsunami ingat 4 tahun kemudian - KING5.com KING5.com 8 Maret 2015. Gempa, Tsunami Lokakarya Rencana Untuk 25 Maret - Corona del Mar Hari ini Corona del Mar Hari ini 13 Mar, 2015. 250000 Jepang masih mengungsi 4 tahun setelah gempa - WTSP 10 Berita WTSP 10 Berita 11 Mar, 2015. Jepang Mengingat Korban Tsunami pada ulang tahun Empat Tahun - Wall Street Journal (blog) Tahun Anniversary 12 Mar, 2015. Jepang tsunami dan gempa ulang tahun - The Seattle Times The Seattle Times 11 Mar, 2015. 18-Foot Log Mungkin Dari 2011 Jepang Gempa & Tsunami Cuci Up ... - CBS Lokal Foot Log Mungkin Dari 2.011 Gempa Jepang & Tsunami Cuci Up ... 5 Maret 2015. GEMPA BUMI, TSUNAMI: Pengingat untuk kesiapan - Lincoln City Berita Garda Lincoln City Berita Garda 11 Mar, 2015. Jepang menandai ulang tahun ke-4 dari bencana gempa-tsunami - Business Insider Bencana tsunami 11 Mar, 2015. Quake, pelajaran penting mengajar tsunami - The Japan Times The Japan Times 14 Mar, 2015. Lebih Banyak Terjemahkan Perusahaan

Gempa bumi: gelombang seismik The pusat gempa mengirimkan gelombang yang seperti sebuah benda jatuh ke badan masih air yang mengirimkan riak. Setelah batu hits riak air bergerak keluar dari pusat ke segala arah. Gempa bumi melepaskan energi gelombang kejut, yang disebut gelombang seismik, yang riak di permukaan bumi. Gelombang seismik yang diciptakan ketika mereka bergerak dari pusat gempa gempa bervariasi. Apa yang luar biasa adalah seberapa cepat mereka dapat melakukan perjalanan: sampai 2 mil per detik dalam granit! Gelombang seismik dapat diklasifikasikan menjadi dua tipe dasar: gelombang tubuh yang melakukan perjalanan melalui bumi dan gelombang permukaan, yang melakukan perjalanan sepanjang permukaan bumi. Mereka gelombang yang paling merusak adalah gelombang permukaan yang umumnya memiliki getaran kuat. Gelombang tubuh Gelombang tubuh terdiri dari dua jenis: kompresi atau primer (P) gelombang dan geser atau sekunder (S) gelombang. P dan S gelombang disebut "gelombang tubuh" karena mereka dapat melakukan perjalanan melalui bagian tubuh seperti lapisan dalam bumi, dari fokus dari gempa bumi pada titik-titik yang jauh di permukaan. Inti cair bumi hanya dapat berjalan melalui gelombang kompresi. P-gelombang perjalanan tercepat, dengan kecepatan antara 4-8 km / detik (14,000-28,000 km / h) dalam kerak bumi. S-gelombang perjalanan lebih lambat, biasanya pada 2,5-4 km / detik (9000-14,000 km / h). Gelombang suara biasanya disebut P-gelombang dan didengar tapi tidak sering terasa. Kecuali dalam gempa bumi paling kuat mereka umumnya tidak menyebabkan banyak kerusakan. P-gelombang mengguncang tanah ke arah mereka menyebarkan, sedangkan S-gelombang mengguncang tegak lurus atau melintang terhadap arah propagasi (yaitu mereka menggantikan bahan pada sudut kanan jalan mereka).

Gambar: P dan gelombang S P-gelombang pertama tiba di lokasi, karena merupakan tercepat. Gelombang P, atau gelombang kompresi, akhirnya kompres dan memperluas materi dalam arah yang sama itu bepergian. Berikutnya tiba adalah gelombang S yang menyebabkan partikel berosilasi. Gelombang S dapat melakukan perjalanan melalui materi padat tetapi tidak melalui cairan atau gas. Gelombang permukaan Gelombang permukaan, berbeda dengan gelombang tubuh hanya dapat bergerak sepanjang permukaan. Mereka tiba setelah utama P dan S gelombang dan terbatas pada lapisan luar bumi. Mereka menyebabkan kerusakan paling permukaan. Gelombang permukaan gempa dibagi menjadi dua kategori yang berbeda: Cinta dan Rayleigh. Gelombang cinta memiliki gerakan partikel, yang, seperti S-gelombang, yang melintang terhadap arah propagasi tapi tanpa gerak vertikal. Mereka gerak sisi ke sisi (seperti menggeliat ular) menyebabkan tanah untuk memutar dari sisi ke sisi, itu sebabnya gelombang Cinta menyebabkan kerusakan yang paling struktur. Gelombang Rayleigh membuat bergulir, atas dan bawah gerak dengan gerak partikel elips dan retrograde terbatas pada bidang vertikal ke arah propagasi. Gelombang permukaan umumnya tidak dihasilkan oleh gempa bumi yang mendalam.

Gambar: Rayleigh dan Cinta gelombang Gerak partikel untuk Rayleigh dan Cinta gelombang yang berbeda: gelombang Rayleigh memiliki gerakan partikel retrograde terbatas pada bidang vertikal gerak, sedangkan Cinta gelombang memiliki gerakan murni melintang pada bidang horisontal. Gempa bumi memancarkan energi seismik baik sebagai gelombang tubuh dan permukaan tetapi gempa bumi yang mendalam pada umumnya tidak menghasilkan gelombang permukaan.