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.