Daha çox

13.3: Seysmologiya - Yerşünaslıq


Baxış

Zəlzələlər insanlar yer üzündə gəzdikləri müddətcə insanlar tərəfindən yaşanmışdır, halbuki əksər qədim mədəniyyətlər bunları izah etmək üçün miflər inkişaf etdirmişdir (zəlzələ yaratmaq üçün hərəkət edən Yer kürəsindəki böyük canlıların təsəvvür edilməsi də daxil olmaqla). Zəlzələ adı verilən araşdırma seysmologiya, zəlzələləri aşkar edə bilən alətlərin inkişafı ilə havaya qalxmağa başladı; a adlı bu alət seysmoqraf, Yerin ən kiçik titrəmələrini ölçə bilər (şəkil 13.5). Tipik bir seysmoqraf, Yer səthi hərəkət etdikdə hərəkət edən bir çərçivədən bir ip üzərində dayanan bir kütlədən ibarətdir. Dönən bir tambur çərçivəyə və nisbi hərəkətin a-da qeyd olunması üçün kütləyə yapışdırılmış bir qələm əlavə olunur seysmoqram. Zəlzələ zamanı hərəkət edən çərçivə (yerə yapışdırılmış) - dayandırılmış kütlə ümumiyyətlə ətalət səbəbindən hərəkətsiz qalır (bədənin istirahətdə qalmağa və hərəkətə müqavimət göstərmə meyli).

Zəlzələlər necə ölçülür?

Zəlzələlərin faciəli nəticələri ölüm pulları və ya yer sarsıtmaq gücü kimi bir çox cəhətdən ölçülür. Xüsusilə iki tədbir ümumiyyətlə istifadə olunur. Bunlardan biri zəlzələnin vurduğu ziyanın keyfiyyət göstəricisidir və buna istinad edilir intensivlik. İkincisi, zəlzələnin sərbəst buraxdığı enerjinin kəmiyyət ölçüsüdür böyüklük. Hər iki tədbir də mənalı məlumatlar verir.

Zəlzələ intensivliyi

Sıxlıq ölçmələrində həm zəlzələ nəticəsində dəyən ziyan, həm də insanların ona reaksiya göstərməsi nəzərə alınır. Dəyişdirilmiş Mercalli Şiddət Ölçeği (Şəkil 13.6) zəlzələ intensivliyini ölçmək üçün ən çox istifadə edilən miqyasdır. Bu miqyasda müşahidə olunan ziyanı və insanların ona reaksiyalarını xarakterizə edən Roma rəqəmlərindən I ilə XII arasında olan dəyərlər var. Bu miqyaslı məlumatlar çox vaxt zəlzələdən dərhal sonra yerli əhalinin gördükləri ziyan və zəlzələ zamanı baş verənlər barədə sualları cavablandıraraq toplanır. Bu məlumatlar daha sonra toplanan məlumatlar əsasında rəngli zonalar yaradan bir intensivlik xəritəsi yaratmaq üçün toplana bilər (şəkil 13.7). Bu xəritələr sığorta sənayesi tərəfindən tez-tez istifadə olunur.

Dəyişdirilmiş Mercalli Sıxlıq Ölçüsünün Cədvəli
SıxlıqXüsusiyyətlər
MənSarsıntı normal şəraitdə hiss olunmur.
IISarsıntı yalnız istirahət edənlər tərəfindən hiss olunur, əsasən binalarda yuxarı mərtəbələr boyunca.
IIIEvdəki insanlar tərəfindən zəif sarsıntı hiss olunur. Çoxları bunu zəlzələ kimi qəbul etmir. Yanından keçən böyük bir vasitəyə bənzər titrəmələr.
IVİşıq sarsıntıları çoxları tərəfindən qapalı şəraitdə hiss olunurdu, çöldə az adamlar. Gecə bəziləri oyandı. Yeməklər, qapılar və pəncərələr narahat oldu; divarları çatladı. Bir binaya dəyən ağır yük maşını kimi hiss. Avtomobillər nəzərə çarpacaq dərəcədə silkələnir.
VÇoxlarının hiss etdiyi orta sarsıntı; bir çoxu oyandı. Bəzi qablar və pəncərələr qırılacaq. Qeyri-sabit obyektlər aşdı.
VIÇoxlarının qorxduğu ilə hamının hiss etdiyi güclü sarsıntı. Ağır mebel hərəkət edə bilər və gips qırılır. Zərər azdır.
VIIÇox güclü sarsıntı bütün açıq havaya göndərir. Yaxşı dizayn edilmiş binalar minimum zərər verir; adi binalarda yüngül-orta dərəcədə zərər; zəif tikilmiş strukturlarda xeyli ziyan.
VIIIAğır sarsıntı. Yaxşı dizayn edilmiş binalar zədələnməyə davam edir; adi binalarda xeyli ziyan; zəif qurulmuş strukturlarda böyük ziyan.
IXŞiddətli tərpənmək. Yaxşı dizayn edilmiş binalar xeyli ziyan vurur; binalar bir qədər qismən dağılmaqla təməllərdən sürüşdürülür. Yeraltı borular qırılıb.
XHəddindən artıq sarsıntı. Bəzi yaxşı tikilmiş taxta tikililər məhv edilir; hörgü və karkas strukturlarının əksəriyyəti məhv edilir. Heyelanlar xeyli dərəcədədir.
XIAz tikililər ayaqda qalır. Körpülər dağıdılır və torpaqda böyük çatlar açılır.
XIIÜmumi zərər. Havaya yuxarı atılan obyektlər.

Zəlzələ böyüklüyü

Zəlzələnin təsnif edilməsinin başqa bir yolu da hadisə zamanı sərbəst buraxılan enerjidir; Buna zəlzələ böyüklüyü deyilir. Rixter şkalası ilə ölçüldüyünə baxmayaraq, dünyada zəlzələ ölçmələrinin tezliyi artdıqca, Rixter şkalasının bütün zəlzələlər üçün etibarlı olmadığı (böyük zəlzələlər üçün dəqiq deyil) olduğu aydın oldu. Rixter şkalasına bənzər bir miqyas saxlayan Moment Magnitude Intensive Scale adlı yeni bir tərəzi hazırlanmışdır. Bu miqyasda bir zəlzələdən çıxan ümumi enerjini qiymətləndirir və dünyada hər ölçüdə zəlzələni xarakterizə etmək üçün istifadə edilə bilər. Böyüklük seysmik ana əsaslanır (seysmoqramda qeydə alınmış yerüstü hərəkətlərə əsasən qiymətləndirilir), bu bir fayın hərəkət etdiyi məsafənin və onu hərəkət etdirmək üçün tələb olunan qüvvənin məhsuludur. Bu miqyas daha böyük zəlzələlərdə xüsusilə yaxşı işləyir və Amerika Birləşmiş Ştatları Geoloji Xidməti tərəfindən qəbul edilmişdir. Miqyas logaritmik bir tərəziyə əsaslanır, yəni artdığınız hər bir ədədə görə seysmoqraf tərəfindən qeydə alınan yer hərəkətinin amplitudası 10-a, sərbəst buraxılan enerji isə bir deyil, 101.5-ə artır (yəni 3 bal gücündə zəlzələ nəticələnir) 2 bal gücündə zəlzələ kimi yerin on qatında sarsıntı; 4 bal gücündə zəlzələ 2 bal gücündə zəlzələ kimi yer sarsılmasının 102 və ya 100 qat səviyyəsinə malikdir (103 və ya 1000 qat daha çox enerji sərbəst buraxır). intensivlik, bax Şəkil 13.8. Niyə birdən çox miqyaslı bir növə sahib olmaq lazımdır? Miqyaslı miqyas hər hansı bir zəlzələ hadisəsini dünya səviyyəsində xarakterizə etməyə imkan verir, intensivlik miqyası isə yoxdur. Şiddət şkalası ilə bir yerdə IV ola bilər. bina tikintisinə əsaslanaraq başqa bir yerdə II və ya III sıralanır (zəif inşa edilmiş binalar, daha güclü konstruksiya ilə tikilənlərlə eyni şiddətdəki zəlzələdə daha çox zərər görəcəkdir).

Zəlzələlər üçün Şiddət Tərəzilərinə qarşı Böyüklüyün Müqayisəsi Cədvəli

BöyüklükTipik Maksimum Dəyişdirilən Mercalli Sıxlığı
1.0-2.9Mən
3.0-3.9II-III
4.0-4.9IV-V
5.0-5.9VI-VII
6.0-6.9VIII-IX
7.0 və yuxarıX və ya yuxarıda

13.3: Seysmologiya - Yerşünaslıq

1MO Xuanxue, 1LUO Zhaohua, 1DENG Jinfu, 1YU Xuehui, 2LIU Chengdong, 1Yuan Wanming, 1Bi Xianmei 1China Geooscience University, Beijing, 100083 2Donghua Technology University, Nanchang, 330013 Abstract: East-Kunlun orogen. Tibet yaylasındakı əsas tektono-maqmatik kəmərlərdən biridir. Granitoid plutonizmin dörd mərhələsi sırasıyla Prekambriyen (Proterozoy), erkən Paleozoy (∈-D3), son Paleozoyik - erkən Mesozoyik (D3-T3) və gec Mezozoy - Kaynozoy (erkən Jurassikdən sonra) baş vermişdir. Bunlar arasında son paleozoyik - erkən mezozoyik, xüsusən də Trias qranitoidləri üstünlük təşkil edir. EKOB-un zirzəmisi Paleo-Proterozoyun sonlarında meydana gəlmişdir. Erkən Paleozoik tektono-magmatik hadisə ardıcıllığı Şimali-Qili orogenik qurşağındakı ilə müqayisə olunur və Qilian-East-Kunlun Caledonian orogenic sisteminin bir hissəsi oldu. Bununla birlikdə, EKOB, Paleozoyik-Mezozoy erkən dövrlərində Paleo-Tetyan tektonik rejimində iştirak etmiş və Sanjiang Paleo-Tetyan orogeniyasına bənzər bir inteqrasiya olunmuş Varisya-Hindistan-Çin orogenik dövrü vermişdi. Cənub-Kunlun tikiş zonası daha sonra Çin ilə cənub arasındakı əsas sərhədi təyin etdi. Daha sonra, EKOB, Hind-Avrasiya toqquşmasından bəri Senozoyda Tibetin toqquşan orogen sistemində iştirak etmişdir. EKOB-un kontinental qabığı əsasən Paleo-Proterozoyun sonlarında əmələ gəldiyi halda, yeniyetmələr qabığı da Xing'anling-Monqolustan, Gangdese və Andes orogenik kəmərlərinə bənzər Panerozoy dövründə meydana gəldi. Şərq-Kunlun qranitoid qurşağında astarlama və magma qarışmasına dair çoxsaylı qəti dəlillər mövcuddur (şəkil 1). Şərq-Kunlun qranitoidlərinin 87Sr / 86Sr başlanğıc dəyərləri əsasən 0.710-dan azdır və bunların ∊Nd (t) dəyərləri -9.2 ilə +3.6 arasındadır. Bunlar mantiya materiallarının daxil edilməsinin və mantiya ilə qabıqdan çıxarılan materialların qarışdırılmasının, Panerozoy dövründə EKOB-da qabığın əmələ gəlməsində və təkamülündə mühüm rol oynadığını göstərir. SHRIMP U-Pb-yə görə qranitoid ana süxurlardan, mafik mikroqranulyar anklavlardan (MME) və əlaqəli gabrolardan sirkonların tarixlənməsinə görə, erkən orta Devon (394 - 403 Ma) və EKOB-da alt üstlənmə və magma qarışmasının iki böyük hadisəsi baş verdi. Caledonian və Variscian-Indian-Chinese orogeny zamanı subduksiyanın bitməsindən toqquşmanın başlamasına qədər olan mərhələyə uyğun olan orta Trias (239-22Ma). Açar sözlər: Maqma qarışığı ilə qabıq böyüməsinin altını çəkən Şərq-Kunlun orogenik kəmər qranitoidləri Təşəkkür: Tədqiqat 200113900018 və 1212010610104 və Milli Açar Layihəsi 2002CB41260 tərəfindən dəstəklənmişdir. Bu məqalə mərhum professor və akademik Dong Shenbaonun xatirəsinə yazılmışdır.


13.3: Seysmologiya - Yerşünaslıq

MDPI tərəfindən nəşr olunan bütün məqalələr açıq giriş lisenziyası altında dərhal dünya miqyasında təqdim olunur. Rəqəmlər və cədvəllər daxil olmaqla MDPI tərəfindən dərc olunmuş məqalənin hamısını və ya bir hissəsini yenidən istifadə etmək üçün xüsusi icazə tələb olunmur. Açıq girişli Creative Common CC BY lisenziyası ilə nəşr olunan məqalələr üçün orijinal məqalənin açıq şəkildə göstərilməsi şərtilə məqalənin hər hansı bir hissəsi icazəsiz yenidən istifadə edilə bilər.

Xüsusiyyət sənədləri, sahədəki yüksək təsir üçün əhəmiyyətli potensiala sahib olan ən inkişaf etmiş tədqiqatları təmsil edir. Bədii məqalələr elmi redaktorların fərdi dəvəti və ya tövsiyəsi ilə təqdim olunur və dərc olunmadan əvvəl həmyaşıdlar tərəfindən nəzərdən keçirilir.

Xüsusiyyət Sənədi ya orijinal bir tədqiqat məqaləsi, ya da tez-tez bir neçə texnika və ya yanaşmanı ehtiva edən əhəmiyyətli bir yeni tədqiqat işi və ya bu sahədəki son inkişafa dair qısa və dəqiq yeniləmələri əks etdirən hərtərəfli bir araşdırma sənədi ola bilər. ədəbiyyat. Bu tip kağızlar tədqiqatların gələcək istiqamətləri və ya mümkün tətbiqetmələr haqqında fikir verir.

Editor’s Choice məqalələri dünyanın müxtəlif ölkələrindən MDPI jurnallarının elmi redaktorlarının tövsiyələrinə əsaslanır. Redaktorlar, bu yaxınlarda jurnalda dərc olunan müəlliflər üçün xüsusilə maraqlı olacağını və ya bu sahədə əhəmiyyətli olacağını düşündükləri az sayda məqaləni seçirlər. Məqsəd, jurnalın müxtəlif tədqiqat sahələrində dərc olunmuş ən həyəcan verici əsərlərin bir hissəsini təqdim etməkdir.


3. TƏKLÜN-GÖRÜŞ ZONASI DİNAMİKASININ MODELLƏRİ

Plitələrin mantiya keçid zonası ilə necə qarşılıqlı əlaqədə olduğuna dair bir çox modelləşdirmə işləri, plitələrin durğunluğunu və ya nüfuz etməsini təsir edə biləcək iki əsas amil dəsti olduğunu göstərir (şəkil 1): (1) mantiya müqavimətinin yuxarı hissədən axmasına qarşı müqavimət - daha aşağı mantiya hüdudu və (2) xəndəyin geri çəkilmə qabiliyyətinin birincidə həlledici rol oynadığı bu sərhədlə qarşılıqlı əlaqəyə başladığı zaman plitənin forması və gücü. Bunların hər birinin nisbi əhəmiyyətini aşağıda müzakirə edəcəyik.

3.1. Mantiya Müqavimətinin rolu

Üst mantiyanın dibində batma müqavimətinə kömək edəcək bir neçə amil təklif olunmuşdur, bunlar arasında üst və alt mantiya arasındakı özlülüyün sıçrayışı və ringvititdən postspinelə endotermik faza keçidinin əyilməsidir. soyuq lövhədə bridqmanit və magneziovüstit fazaları, bu plitənin mənfi üzmə qabiliyyətini yerli olaraq azaldır (Bölmə 3.1.2). Bəzi tədqiqatlar əlavə olaraq yuxarı və aşağı mantiya arasındakı kimya dəyişikliyi səbəbindən daxili sıxlıqdakı (kiçik) bir dəyişikliyə səbəb ola biləcəyini irəli sürdü (Bölmə 3.1.3).

3.1.1. Özlülük atlama

Geoid, postqlasial ribaund, sərbəst hava cazibəsi və dinamik topoqrafiya müşahidələrinin modelləşdirilməsi alt mantiyanın orta viskozitesini orta üst mantiya viskozitesindən 10-100 faktor daha yüksək bir məhdudlaşdırır (məsələn, Chen və King, 1998 Panasyuk və Hager, 2000 Mitrovica və Forte, 2004). Alt mantiya ilə müqayisədə alt hissənin viskozitesindəki oxşar artımlar plitə rekonstruksiyalarının tomoqrafiya ilə uyğunlaşmasından təxmin edilən alt mantiya plitəsinin batma sürətlərini çoxaldan modellərdən əldə edilmişdir (Čížková et al., 2012).

Təcrübələr viskozitenin təzyiqlə (və temperaturun tərsinə nisbətdə) dözərək dəyişdiyini göstərdiyindən bu artımın bir hissəsi tədricən təzyiq təsiri ola bilər (xüsusən də dayaz alt mantiyada, məsələn, Marquardt və Miyagi, 2015 King, 2016), adi bir dərəcədə dərinliklə artan temperatur səbəbindən özlülüyün azalması ilə müəyyən dərəcədə kompensasiya ediləcək bir tendensiya (Ranalli, 1995 King, 2016). Digər tərəfdən, yuxarı mantiyanın dibindəki mantiya minerallarının əksəriyyətindəki faza keçid, viskoziteye bir addımın baş verməsi üçün məntiqi bir yerdir (Karato, 1989 Faccenda və Dal Zilio, 2017). Bəzi oynaq çevrilmələri də bu dərinliyə yaxın bir sıçrayış tələb edir (Mitrovica və Forte, 2004). Bundan əlavə, təcrübələr aşağı mantiya tərkibinin -80% -ni təşkil edən bridqmanitin nisbətən güclü bir faz olduğunu göstərir (Yamazaki və Karato, 2001). Əlavə olaraq subduksiya zonalarındakı imzanın geoid modelləşdirilməsi, endotermik faz keçidinin müqavimət effektinin aşağı bir siqnala sahib olduğunu və sərhəddə viskozitenin 30-100 faktorla artdığını, daha kiçik miqyaslı geoid quruluşunu izah etmək üçün lazım olduğunu göstərir ( King, 2002 Tosi et al., 2009), dinamik olaraq güclü bir özlülük dərinliyi qradiyentinin kəskin bir sıçrayış kimi bir təsirə sahib olacağını unutmamalıyıq.

Mantiya konveksiyasının qlobal miqyaslı modelləri müşahidələrdən çıxarılan yuxarıdan aşağı mantiya özlülük sıçrayışlarının aralığının qat konveksiyasına səbəb olmadığını və ya keçid zonasında döşəmə materialının əhəmiyyətli dərəcədə yığılmasına gətirib çıxarmadığını tapır (Van Keken və Zhong, 1999 Yanagisawa və s., 2010). Tək bir subduktiv sistemin regional modelləri, belə bir viskozitenin artmasına cavab olaraq bir sıra plitə morfologiyaları yaradır, ancaq xəndək sərbəst hərəkət edə biləcəyi təqdirdə (Kincaid and Olson, 1987 Gurnis and Hager, 1988 Guillou-Frottier et al., 1995 Christensen, 1996 Olbertz et al., 1997 Garel et al., 2014). Bölgəvi ​​model plitə morfologiyaları tomoqrafiya şəklində təsvir olunan həndəsələrin müxtəlifliyinə bənzəyir (şəkil 5).

Bununla birlikdə, yalnız özlülük sıçrayışı olan modellərdə plitələr düzlənsə də, alt mantiya batma sürətləri əhəmiyyətsiz deyil və nəticədə tomoqrafiya şəkillərindən çıxarılan & gt1000 km uzunluğundakı düz plitə seqmentləri yarada bilmirlər ( Garel et al., 2014). Digər tərəfdən, heç bir özlülük sıçrayışı yoxdursa, hər hansı bir düz plitə hazırlamaq çətindir (Tagawa və digərləri, 2007 Torii və Yoshioka, 2007 Yanagisawa et al., 2010 və Şəkil 6 üçün öz modellərimiz). Geoid və ribaund əsaslı özlülük sıçramalarının yüksək ucunda - 100 və ya daha yüksək bir faktor - alt mantiyaya batan plitə şiddətlə maneə törədilir (Běhounková and andížková, 2008 Loiselet et al., 2010), xəndək geri çəkilmə azaldı (Čížková və Bina, 2013 Garel et al., 2014) və plitə morfologiyalarının çeşidləri ətrafdakı mantiyadan 2-3 dərəcə daha viskoz olsa da, düzəldilmə və qatlama ilə məhdudlaşır (Garel et al., 2014).

3.1.2. Endotermik faza keçid

Endotermik ringvuditin soyuq plitələr içərisində bridgmanit + magneziovüstit keçidinə doğru aşağı əyilməsi, plitələrin qalxma qabiliyyətinin lokal bir artmasına gətirib çıxarır ki, bu da onların daha da enməsinə mane olur (məsələn, Bina və digərləri, 2001 Faccenda və Dal Zilio, 2017). Pirolitik bir kompozisiyada, bir fon (1300 ° C potensial) mantiya temperatur profili boyunca ringvititdən postspinel keçidinə sıxlıq sıçrayışı 220 kq / m 3-dür (Stixrude və Lithgow-Bertelloni, 2011 bazası ilə hesablanmışdır) (a 5.5 keçidin üstündəki sıxlığa nisbətən% sıxlıq artır). Gənc plitələr üçün -30 kq / m 3-dən çox köhnə lövhələr üçün 100 kq / m 3-ə qədər olan plitələrin artıq sıxlığı ilə müqayisədə (Cloos, 1993), keçidin aşağıya doğru əyilməsinin plitələr yerli olaraq cəlbedicidir və beləliklə çox güclü bir durğunluq gücü təmin edir.

Plitənin aşağı düşən plitə içərisində əyilmiş faz keçidinə görə üzmə qabiliyyəti yalnız lokallaşdırılmış effektdir. Plitənin bir hissəsi keçidin altına batmağı bacardıqda, mənfi üzmə qabiliyyəti bərpa olunur. Yoğunluğun sıçrayışının və faza sərhəd əyilməsinin birgə təsiri, ümumi istilik konvektiv hərəkətverici qüvvə ilə müqayisədə faza keçid sayəsində lokal qaldırma gücünün ölçüsü olan faz qaldırma parametri ilə təsvir olunur (Christensen və Yuen, 1985). Ringvititin postspinelə keçidinin Clapeyron yamacının, Γ üçün ən son eksperimental qiymətləndirmələr –0,5 ilə –2,0 MPa / K arasındadır (Hirose, 2002 Fei et al., 2004 Katsura et al., 2004 Litasov et al., 2005 Stixrude və Lithgow-Bertelloni, 2011). Ən aşağı temperaturlarda (900–1400 ° C-dən aşağı [Stixrude və Lithgow-Bertelloni, 2011 Holland et al., 2013]), ringwooditdən Akimotoite keçərək güclü endotermik keçid (-2 ve -5 MPa / K arasında). bridgmanit və magneziovüstit plitənin faza qalxmasına daha çox kömək edə bilər (Faccenda və Dal Zilio, 2017).

Bir çox modelləşdirmə işi, plitə materialının keçid zonasında mənfi bir Clapeyron yamacının və ya birləşmiş viskozite sıçrayışının və Clapeyron yamacının təsiri ilə necə keçidlənə biləcəyini araşdırdı, Richter (1973) ilə başlayaraq konveksiyaya bir qədər mane ola biləcəyini göstərdi. Christensen və Yuen (1984) endotermik faz dəyişikliyi və / və ya dəyişkən dayanıqlı kimyəvi sıxlıq dəyişiklikləri ilə sərhəd boyunca şaquli olaraq batan bir plitənin qarşılıqlı təsirini ətraflı araşdırdılar. Çox yüksək yamaclarda –4 - –6 MPa / K-dən çox olduqda, fazın qaldırma effekti o qədər güclü olduğundan konveksiyanın laylı olacağını göstərdilər. Bir çox sonrakı modellər göstərdi ki, orta Clapeyron yamaclarında –2 -3 MPa / K-dən yuxarı (yəni mövcud eksperimental məhdudiyyətlərin yüksək sonunda) mantiya konveksiyasının qismən qatlanması mümkündür, fəlakətli nüfuz hadisələri (“uçqunlar”) qlobal axın sahəsini təsir edən faza hüdudlarından yuxarıda kifayət qədər material toplandıqdan sonra (Machetel and Weber, 1991 Tackley et al., 1993 Solheim and Peltier, 1994). Aşağı Clapeyron yamaclarında faz sərhədləri bu qlobal miqyaslı modellərdə çox az təsir göstərir.

Bununla belə, bu cür qlobal modellər ümumiyyətlə lövhə möhkəmliyinin və xəndək hərəkətliliyinin təsirlərini tam şəkildə tuta bilmir. Bir çox regional subduktsiya modeli xəndək geri çəkilməsinin mümkün olduğu və ya tətbiq edildiyi zaman, nisbətən aşağı Clapeyron yamaclarında qismən durgunluğun artıq baş verə biləcəyini sənədləşdirmişdir (–0,5 ilə –1 MPa / K arasında, yəni təcrübə ilə gözlənilən aralığında) (Christensen, 1996 Torii və Yoshioka, 2007 Agrusta et al., 2017). Bu daha sonra Bölmə 3.2-də müzakirə olunacaq.

Aqrusta və digərlərinin təcrübələri. (2017) (Şəkil 6) xəndəklərin sərbəst miqrasiyasına icazə verilən modellərdə postspinel keçidinin Clapeyron yamacının –0,5 ilə –3 MPa / K arasında dəyişdirilməsinin dəyişmədən durğunluq və ya qismən durğunluq olub-olmamasına daha güclü təsir göstərdiyini göstərir. mantiya viskozitesi sıçrayışı 5 ilə 30 arasındadır, baxmayaraq ki özlülük sıçrayışı olmadan durğunluğu da əldə etmək asan deyil. Bu nəticələr Yanagisawa et al. (2010), mobil səngərli 3 ölçülü sferik bir modeldə durğun və nüfuz edən plitələrin qarışığının yalnız özlülük sıçrayışının və endotermik faz sərhədinin birgə təsiri ilə yarandığını, sonuncunun durğunluğa imkan verən əsas olduğunu və plitələrin alt mantiyaya fasilələrlə batması.

Olivin vadsleyit fazasına keçdikdə ∼410 km dərinlikdə gözlənilən ekzotermik faza keçid nüfuz etməyi təşviq edə bilər, çünki keçid zonasında plitələrin batmasını və qalaqlanmasını artırır (Christensen, 1996 Čížková et al., 2002 Běhounková və Čížková, 2008). Bununla belə, belə bir ekzotermik 410-un təsiri ilə belə, xəndək geri çəkilməsinə səbəb ola biləcək plitələr, – –1 MPa / K (Aqrusta və s., 2017) qədər st ilə dayandırıla bilər.

Digər tərəfdən, zeytindən vadşleyitə keçidin tarazlığın dərinliyindən 200-300 km aşağıda olan soyuqların özündə, yəni köhnə plitələrdə kinetik olaraq gecikdirilə biləcəyi təklif edilmişdir. Bu, ən qədim plitələrin mənfi üzmə qabiliyyətini azaldar və keçid zonasında durğunluğa kömək edərdi (Schmeling et al., 1999 Bina et al., 2001 Tetzlaff and Schmeling, 2009 Agrusta et al., 2014). Olivin komponenti (olivin, wadsleyite və ya ringwoodite fazasında) 660 km-dən yuxarı olan peridotitik kompozisiyanın yalnız ∼60% -ni təşkil edir. Eksperimental tədqiqatlar, plitənin qabıq hissəsində olduğu kimi, kompozisiyanın qalan 40% -ində piroksendən granata faza keçidlərin də tipik döşəmə temperaturlarında kinetik olaraq inhibə oluna biləcəyini göstərir (Hogrefe və s., 1994 Nishi et al.) ., 2008 Van Mierlo et al., 2013). Bu keçidin 200 ilə 300 km arasındakı tarazlıq dərinliyindən keçid zonasının bazası qədər dərinliyə qədər təxirə salınması, o qədər üzmə qabiliyyətini artırır ki, təsir həm daha güclü, həm də yaşlı plitələrin durğunluğuna kömək edə bilər. ikincisində (Agrusta et al., 2014 King et al., 2015).

660 km dərinlikdə, ringwooditin mənfi Clapeyron yamacında postspinel keçidinə və bu dərinliyə yaxın yerlərdə meydana gələn və güclü müsbət Clapeyron yamacına sahib olan garnetdən bridgmanitə keçidin təsirini böyük ölçüdə ləğv edə biləcəyi təklif edildi. dinamik təsirlər (Tackley et al., 2005). Garat keçidinin dərinlik diapazonu və Clapeyron yamacı qeyri-müəyyəndir (Hirose, 2002 Xu et al., 2008 Stixrude and Lithgow-Bertelloni, 2011 Holland et al., 2013). Hər halda, granat komponentlərinin keçidi kifayət qədər diffuzdur və 100-250 km-ə qədər dərinlik aralığına yayıla bilər. Garat keçidlərinin Clapeyron yamacı da ətrafdakı mantiya istiliyindən aşağı ola bilər. Bundan əlavə ringvudit keçidindən daha yumşaq bir üzmə effekti verəcəyi proqnozlaşdırılır (Bina və digərləri, 2001 Faccenda və Dal Zilio, 2017). Bu keçidlərin qarşılıqlı təsirinin dinamik təsirinin mobil səkilərlə regional subdüksiya modellərində sınaqdan keçirilməsi qalır. Bununla birlikdə, granat keçişi plitənin qalınlığından daha böyük bir dərinliyə yayılarsa, təsiri, ehtimal ki, olivin komponent keçidlərindən əhəmiyyətli dərəcədə az olardı (Christensen and Yuen, 1985 Bina et al., 2001).

Özlülük sıçrayışı və 660 km dərinlikdə tək bir endotermik faza keçidi ilə indiyə qədər edilən modelləşdirmə, fazın qalxmasının plitələrin durgunluğunda əsas rol oynadığını güclü şəkildə göstərir. Tədqiqatımızda (Agrusta və s., 2017) (bir Δρ istifadə etdiyimiz yer)ph % 100 olivin kompozisiyasına uyğun olaraq 350 kq / m 3), Δη = η olduğunu gördükLM/ ηUM = 30, köhnə plitələr –0,7 - –0,8 MPa / K arasında daha güclü Γ üçün durğun ola bilər. Pirolitik sıxlığa sıçrayış üçün bu, -1.1 - –1.3 MPa / K arasında kritik bir Clapeyron yamacına çevrilir. Beləliklə, ringwooditin postspinel keçidinə yaxın zamanda müəyyən edilmiş eksperimental aralığın xüsusiyyətləri üçün qismən durğunluq olduqca inandırıcıdır.

3.1.3. Sıxlıq atlaması

Ən çox yayılmış fərziyyə bütün mantiyanın pirolit kimi bir tərkibə sahib olmasıdır (məsələn, McDonough and Sun, 1995 Lyubetskaya və Korenaga, 2007) - təkrar işlənmiş asma plitələrdən (Xu və s., 2008) bəzi miqdarda heterojenlik mövcuddur. işlər bu fərziyyəni şübhə altına aldı. Sferik seysmik modellərdə sürət və sıxlıq sıçrayışları ilə ziddiyyətlər və olivin və ya pirolitdə faz keçidləri üzərində aparılan təcrübələr, eləcə də Yer təkamülü və geokimyəvi və kosmokimyəvi mübahisələr yuxarı və aşağı mantiya arasında daxili kimyəvi bir fərq olduğunu müdafiə etmək üçün istifadə edilmişdir. (məsələn, Stixrude et al., 1992 Khan ve ark., 2008 Javoy et al., 2010). Kimyəvi bir fərq varsa, 660 km dərinlikdə 6% -dən az olan bir sıxlıq sıçrayışı ilə nəticələnməsi lazımdır, yoxsa tam qatlı mantiya konveksiyasına səbəb olar (Christensen və Yuen, 1984), seysmik tomoqrafiya, lövhə təkamül modelləşdirməsi və Yerin konvektiv və termal təkamülü ilə bağlı düşüncələr inandırıcı deyil (Silver et al., 1988 Ricard et al., 1993 Van der Hilst et al., 1997 McNamara və Van Keken, 2000). Bundan əlavə, təbəqə konveksiyasına yol açmazsa, kimyəvi qradiyentlər davam edə bilsə də, bir kimyəvi interfeys bir çox konvektiv dövr ərzində sağ qala bilməz (Van Keken və Zhong, 1999 Tackley et al., 2005 Brandenburg və Van Keken, 2007). Məsələn, Ballmer et al. (2015), alt mantiyanın üst hissəsindəki lövhələri durğunlaşdırma mexanizmi olaraq, alt mantiyada dərinliyi olan bazalt komponentlərində mütərəqqi bir zənginləşmə səbəbi ilə kompozisiya sıxlığı gradiyentlərini çağırdı. Şəkil 2-dəki keçid zonası plitəsi morfologiyalarından ibarət tərtibatımız göstərir ki, bununla belə, plitələr çox nadir hallarda 660-ın altındadır, ümumiyyətlə.

3.2. Döşəmə Gücü və Xəndək Hərəkətinin rolu

Yuxarıdakı müzakirədən, artıq xəndək geri çəkilməsinin ilk dəfə Van der Hilst və Seno (1993) tərəfindən təklif edildiyi kimi bəzi plitələrin mantiya keçid zonasında durgunlaşmasına imkan verməsində mühüm rol oynadığı aydındır. Xəndək hərəkəti, mantiyaya əyildiyi üçün subduktiv plitənin gücü ilə sıx əlaqəli olduğu ortaya çıxır. Bundan əlavə, keçid zonasındakı lövhə gücünün plitələrin nə qədər asanlıqla nüfuz etməsini idarə etməkdə rol oynadığı təklif edilmişdir (Karato və digərləri, 2001). Aşağıda bu plitə-daxili amillər və xəndək hərəkətliliyinin oynadığı rolu müzakirə edəcəyik.

3.2.1. Xəndək hərəkətinin rolu

Plitələrin çoxu əslində yalnız daldırma istiqamətində hərəkət etmir, həm də xəndək geri çəkilməsinə gətirib çıxaran retrograd hərəkətini (yuxarı plakadan kənarda dəniz) göstərir (Elsasser, 1969 Chase, 1978 Garfunkel et al., 1986). Bu cür retrograd hərəkət, lövhənin mənfi üzmə qabiliyyəti ilə idarə olunan və üst plitə və ya mantiya konvektiv məcburiyyəti ilə əhəmiyyətli dərəcədə maneə törətməyən sərbəst subdüksiyanın ən əsas forması üçün gözlənildiyi kimi lövhənin şaquli olaraq batması nəticəsidir (Kincaid və Olson, 1987 Zhong və Gurnis, 1995 Becker et al., 1999 Funiciello et al., 2003a Funiciello et al., 2003b Schellart, 2008). Van der Hilst və Seno (1993), Kincaid və Olson (1987) sərbəst subdüksiya modellərindən motivasiya edərək, Pasifikin qərbindəki keçid zonasında tomoqrafiya şəklində müşahidə edildiyi üçün döşəmənin düzəldilməsindən xəndək geri çəkilməsinin məsuliyyət daşıdığını irəli sürdülər.

Zhong and Gurnis’in (1995) mobil lövhə sərhədlərini özündə cəmləşdirən modeli, xəndək miqrasiyasının keçid zonasında əhəmiyyətli məsafələrdə duran lövhələr istehsal edə biləcəyini açıq şəkildə müəyyənləşdirdi. Bir çox digər regional miqyaslı model xəndək hərəkətlərini təyin etdi və düzəldilmək üçün nə qədər hərəkət tələb olunduğunu təyin etdi (Griffiths et al., 1995 Guillou-Frottier et al., 1995 Christensen, 1996 Olbertz et al., 1997 Čížková et al., 2002 Torii və Yoshioka, 2007). Bu şəkildə kritik xəndək hərəkətlərini və ya daldırma nəticələrini verdilər. Məsələn, Christensen (1996) kritik bir geri çəkilmə dərəcəsini 2-4 sm / il tapdı. Əlavə iş, kritik nisbətin batma sürəti ilə miqyas ala biləcəyini, yəni kritik bir daldırma daha uyğun ola biləcəyini və bundan əlavə, kəsilmənin keçid zonasının müqavimətindən və ehtimal ki, plitələrin gücündən də asılı olduğunu göstərir (Torii və Yoshioka, 2007 Agrusta et al. Tək bir kritik geri çəkilmə nisbətinin olmaması üçün.

Xəndək hərəkətinin dinamik şəkildə inkişaf etdiyi modellər, plitənin daxili və xarici məcburetmə ilə idarə olunan dəyişkən xəndək hərəkətliliyinin dəyişmə rejimlərinin subdüksiya-keçid zonası qarşılıqlı təsirinə ən çox səbəb olduğunu göstərir (məsələn, Ribe, 2010 Stegman et al., 2010b Čížková və Bina, 2013 Garel et al., 2014).

3.2.2. Subducting-Plate sıxlığı və gücü: Xəndək hərəkətinə nəzarət

Subduksiya və geri çəkilmə sürətlərinin öz-özünə ardıcıl inkişaf etdiyi modellər, əvvəlcə yuxarı mantiyanın dibində heç bir interfeys olmadan və ya keçilməz alt mantiya ilə xəndək geri çəkilməsini hansı amillərin idarə etdiyini öyrənmək üçün istifadə edilmişdir. Belə “sərbəst” subdüksiya modellərində, subduksiya, mantiyanın dibində batmağı əngəlləyən bir sərhəd olmasa da, xəndək geri çəkilməsini ehtiva edir (Ribe, 2010 Fourel et al., 2014).

Xəndək geri çəkilmə sürəti subduktinq lövhəsinin möhkəmliyi və üzmə qabiliyyəti ilə idarə olunur (Bellahsen və digərləri, 2005 Capitanio et al., 2007 Di Giuseppe et al., 2008 Schellart, 2008 Ribe, 2010 Stegman et al., 2010b Capitanio and Morra, 2012 Fourel et al., 2014) (Şəkil 7). Həm yüksək subduktinq plitəsinin sıxlığı, həm də xəndəkdə əyilməyə qarşı yüksək müqavimət xəndək geri çəkilməsini təşviq edir. Bunu aşağıdakı kimi başa düşmək olar. Plitənin bükülmə müddəti, batma sürəti ilə idarə olunur və bu da yenidən sıxlığı ilə tənzimlənir (plitə çəkmə). Batma müddəti lövhənin üfüqi tərəfdən şaquli həndəsəyə doğru əyilməsinə imkan vermək üçün çox azdırsa, plitə batarkən xəndək geri çəkiləcəkdir. Bükülməyə qarşı müqavimət nə qədər güclüdürsə, yəni lövhəni xəndəkdə viskoz şəkildə bükmək üçün tələb olunan vaxt nə qədər yüksək olarsa, bir o qədər geri çəkilmə baş verəcəkdir.

Bəzi modellərdə yüksək özlülük və aşağı sıxlığa malik plitələr xəndək irəliləməsinə səbəb olur (Bellahsen və digərləri, 2005 Di Giuseppe və digərləri, 2008 Funiciello et al., 2008 Stegman et al., 2010b). Əvvəlcədən boşqablar tamamilə əyilə bildikdə (yəni kifayət qədər batma vaxtı olduqda), ancaq yuxarı mantiyanın dibinə çatmadan əyilmək şansı olmadıqda baş verir (Ribe, 2010). Aşırılmış bir lövhənin (daldırma və gt90 °) yuxarıdan aşağı mantiya interfeysi ilə qarşılıqlı əlaqəsi səngərin irəliləməsini tetikler (Bellahsen və digərləri, 2005 Funiciello və digərləri, 2008 Schellart, 2008 Ribe, 2010). Zəif plitələr, batan və hərəkət edən lövhənin idarə etdiyi viskoz mantiya axınına cavab olaraq büküləcək və 90 ° -dən aşağı bir açı ilə yuxarı mantiyanın dibinə çatacaq. Güclü və sürətli plitələr heç vaxt 90-dan çox əyilmir. Okean lövhələrinin termal yaşlanma tendensiyası üçün sıxlıq və özlülük həm artacaq, həm də geri çəkilmə rejimlərinin üstünlük təşkil etməsi gözlənilir. Bundan əlavə, reologiyaya olan elastik təsirlər nəzərə alınarsa, plitələr daha asan bir şəkildə əyilir, xüsusən daha yüksək özlülük olduqda (yəni daha yüksək Maksvell vaxtı, bu, elastik Gənc modulu ilə özlülüyə bərabərdir) və bu səbəbdən daha elastik davranır (Farrington və digərləri). , 2014 Fourel et al., 2014). Bu səbəbdən sırf aşağıya doğru gedən lövhə tərəfindən idarə olunan xəndək irəliləməsi vəziyyəti, yəqin ki, Yer üzündə ümumi deyil. Daha çox ehtimal ki, irəliləmə ya aşağıya doğru gedən lövhənin arxa ucunda (sırt itələməsi kimi [Capitanio, 2013]) və ya yuxarı lövhədən əlavə güc tətbiq edilməsinin və ya xəndəkdə süzücü xüsusiyyətlərin gəlməsinin nəticəsidir (Capitanio et al., 2010a Magni et al., 2012 Fourel et al., 2014 Čížková and Bina, 2015 Goes et al., 2014).

Termomekanik modellər (Garel et al., 2014 Agrusta et al., 2017) yüksək sıxlığı və yüksək viskozitesi olan köhnə plitələrin geri çəkilməyə meylinin gənc plitələrə nisbətən daha yüksək olduğunu təsdiqləyir. In principle, older plates should be less hampered by phase buoyancy, and indeed this is the behavior found in models of sinking plate segments of different thermal buoyancy (Ballmer et al., 2015). However, self-consistent subduction models show that their stronger tendency for retreat leads to older plates flattening and stagnating in the transition zone, while, for intermediate Clapeyron slopes and viscosity jumps less than 100, young plates tend to penetrate at relatively steep dips (Goes et al., 2008 Garel et al., 2014 Agrusta et al., 2017) (Fig. 6). Variations in plate age are thus a likely contributor to the observed variation in styles of slab transition zone interaction.

The insights into the role of subducting plate strength and buoyancy as the primary controls of trench motion have mostly come from 2-D models. In 3-D, additional variations in trench motion occur because of along-strike plate bending in response to flow around the plate edges (Funiciello et al., 2006 Morra and Regenauer-Lieb, 2006 Schellart et al., 2007 Loiselet et al., 2009 Stegman et al., 2010a Li and Ribe, 2012), leading to lower retreat of the plate edges and, for very wide plates, a trench stagnation point can develop in the center. Lateral changes in slab buoyancy can also lead to variations in trench motions, which depend on the scale of the features of different buoyancy and their relative contribution to overall slab pull (Martinod et al., 2005 Morra et al., 2006 Goes et al., 2008 Mason et al., 2010 Magni et al., 2014 Goes et al., 2014).

3.2.3. Role of Upper Plate and Mantle Resistance: External Controls on Trench Motion

Subduction zones are in reality never completely “free” to move, and it is a challenge to disentangle the respective roles and feedbacks of subducting versus neighboring plates (upper and side plates) dynamics. While the subducting plate generally drives trench motion, interplate coupling and upper-plate forcing provide resistance. In some cases, the upper plate may provide an additional driving force (Van Hunen et al., 2002 Arcay et al., 2008 Van Dinther et al., 2010 Čížková and Bina, 2015). Stronger plate coupling limits trench mobility and can, when high enough, even preclude subduction (De Franco et al., 2006 Běhounková and Čížková, 2008 Androvičová et al., 2013) (Fig. 8). Upper-plate mobility depends not only on the forces that the plate experiences at its other boundaries, but in addition, thicker, more buoyant and longer overriding plates provide more resistance to trench motion (Zhong and Gurnis, 1997 Capitanio et al., 2010b Van Dinther et al., 2010 Capitanio et al., 2011 Garel et al., 2014 Holt et al., 2015).

The effect of the upper plate is often studied by using kinematic conditions, most commonly by prescribing a fixed versus mobile trench (e.g., Čížková and Bina, 2013 Agrusta et al., 2017). The choice of kinematic conditions can lead to quite different slab stress patterns (Čížková et al., 2007), and it needs to be borne in mind that kinematic forcing may not allow the energetically most favorable modes of subduction (Han and Gurnis, 1999). In models where the trench is held fixed, higher slab strength is found to encourage penetration (Zhong and Gurnis, 1994 Arredondo and Billen, 2016), contrasting with dynamic trench-motion models where higher slab strength aids trench retreat and slab flattening (e.g., Zhong and Gurnis, 1995 Capitanio et al., 2007).

Trench retreat is not a consequence of the slab’s interaction with an interface that hampers sinking. However, trench motion is enhanced and modulated by interaction with a viscosity and/or phase change (Becker et al., 1999 Bellahsen et al., 2005 Capitanio et al., 2010b Čížková and Bina, 2013 Garel et al., 2014 Agrusta et al., 2017). As the slab accumulates in the transition zone, alternating phases of somewhat higher and lower retreat velocities (with accompanying changes in dip) tend to develop (Capitanio et al., 2010b Lee and King, 2011 Čížková and Bina, 2013 Garel et al., 2014). These fluctuations are an expression of slab buckling, because even where the slab flattens at the base of the transition zone, the deformation is essentially a buckling response (Houseman and Gubbins, 1997 Ribe et al., 2007), as is seen most clearly in models with weaker slabs or ones where sinking is enhanced (Lee and King, 2011 Čížková and Bina, 2013 Cerpa et al., 2014). Trench-motion fluctuations due to buckling can be enhanced if the upper plate can break and heal (Clark et al., 2008). Models where the slab buckles in its interaction with the transition zone produce variations in upper-plate stress on time scales similar to those observed in, for example, the Andes or backarc spreading phases for Tonga (Clark et al., 2008 Capitanio et al., 2010b Lee and King, 2011).

3.2.4. Slab Strength in the Transition Zone

Karato et al. (2001) proposed that slab weakening in the transition zone associated with small grain size around a wedge of metastable olivine in the slab’s core may be key for trapping slab material in the transition zone and that this would be most effective for intermediate age slabs, which are hot and thin enough to bend but with a core that is cold enough to induce a sluggish olivine-to-wadleyite phase transition. Čížková et al. (2002) tested the effect of weakening the slab in the transition zone and found it was secondary to that of trench motion. King and Ita (1995) also found that slab strength does not exert a major influence on whether slabs penetrate or not, when the trench is free to move. Others further tested the effect of local slab weakening in the transition zone and confirmed that the effect is not dominant, but it may be sufficient to stagnate a slab that is otherwise marginally penetrating (Tagawa et al., 2007 Agrusta et al., 2017). The buckling of weaker slabs can actually increase the slab’s Stokes’ sinking velocity (which scales with diameter squared) and hence help it penetrate a high-viscosity lower mantle rather than stagnating it. These results imply that strength of the subducting plate at the trench is much more important in controlling how slabs interact with the transition zone than any changes in slab strength within the transition zone.

Several studies did find that over the longer term, weakening helps stagnant slabs destabilize and flush into the lower mantle (Nakakuki et al., 2010 Agrusta et al., 2017). This flushing is akin to a Rayleigh-Taylor instability, for which it is well established that it is facilitated by lower viscosities. Several studies have found that such stagnant slab destabilization can affect mantle flow and overlying plate velocities (Pysklywec et al., 2003 Pysklywec and Ishii, 2005 Motoki and Ballmer, 2015) (see further in Section 4.2).

3.2.5. Changing Trench Mobility

Aging of the subducting plate and the consequence of this on trench mobility can result in a change in transition-zone dynamics in time, from penetration to stagnation (Agrusta et al., 2017). This would lead to a flat-slab morphology with a leading end that has entered the deep mantle. The opposite switch is not as easily induced, but decreasing plate age at the trench does lead to decreased trench motion and can under certain conditions trigger lower-mantle sinking of a previously stagnated slab. Detachment of such increasingly buoyant slabs can facilitate the start of lower-mantle sinking (Agrusta et al., 2017). This switch would lead to slabs that start entering the lower mantle at the hinge between dipping and flattened slab segments as shown in Figure 9C. Changing the upper-plate resistance to trench motion can be a quite efficient mechanism to induce switches from penetration to stagnation as well as vice versa (Agrusta et al., 2017). However, regional models usually test kinematic extremes of upper-plate forcing (either fixed, free, or forced upper plates), and the effects may be more subtle or different in a global dynamic system.


Graduate Education Opportunities

Each Maymester, UTIG offers a Marine Geology and Geophysics field course designed to provide hands-on instruction in the collection and processing of data for graduate and upper-level undergraduate students. The class involves a week of at-sea field work and on-shore lab work, as well as a week in Austin integrating the techniques into a final project. For more information, visit the MG&G Field course page or contact Sean P.S. Gulick.

Learn more about our researchers, staff, and students that focus on Marine Geosciences, Seismology and Tectonics.


9.1 Understanding Earth Through Seismology

Seismology is the study of vibrations within Earth. These vibrations are caused by various events: earthquakes, extraterrestrial impacts, explosions, storm waves hitting the shore, and tidal effects. Of course, seismic techniques have been most widely applied to the detection and study of earthquakes, but there are many other applications, and arguably seismic waves provide the most important information that we have concerning Earth’s interior. Before going any deeper into Earth, however, we need to take a look at the properties of seismic waves. The types of waves that are useful for understanding Earth’s interior are called body waves , meaning that, unlike the surface waves on the ocean, they are transmitted through Earth materials.

Figure 9.1.1 Hitting a large block of rock with a heavy hammer will create seismic waves within the rock. Please don’t try this at home!

Imagine hitting a large block of strong rock (e.g., granite) with a heavy sledgehammer (Figure 9.1.1). At the point where the hammer strikes it, a small part of the rock will be compressed by a fraction of a millimetre. That compression will transfer to the neighbouring part of the rock, and so on through to the far side of the rock—all in a fraction of a second. This is known as a compression wave, and it can be illustrated by holding a loose spring (like a Slinky) that is attached to something (or someone) at the other end. If you give it a sharp push so the coils are compressed, the compression propagates (travels) along the length of the spring and back (Figure 9.1.2). You can think of a compression wave as a “push” wave—it’s called a P wave (although the “P” stands for “primary” because P waves arrive first at seismic stations).

When we hit a rock with a hammer, we also create a different type of body wave, one that is characterized by back-and-forth vibrations (as opposed to compressions). This is known as a shear wave ( S wave , where the “S” stands for “secondary”), and an analogy would be what happens when you flick a length of rope with an up-and-down motion. As shown in Figure 9.1.2, a wave will form in the rope, which will travel to the end of the rope and back.

Figure 9.1.2 A compression wave can be illustrated by a spring (like a Slinky) that is given a sharp push at one end. A shear wave can be illustrated by a rope that is given a quick flick.

Compression waves and shear waves travel very quickly through geological materials. As shown in Figure 9.1.3, typical P wave velocities are between 0.5 kilometres per second (km/s) and 2.5 km/s in unconsolidated sediments, and between 3.0 km/s and 6.5 km/s in solid crustal rocks. Of the common rocks of the crust, velocities are greatest in basalt and granite. S waves are slower than P waves, with velocities between 0.1 km/s and 0.8 km/s in soft sediments, and between 1.5 km/s and 3.8 km/s in solid rocks.

Figure 9.1.3 Typical velocities of P-waves (red) and S-waves (blue) in sediments and in solid crustal rocks. [Image Description]

Exercise 9.1 How soon will seismic waves get here?

Imagine that a strong earthquake takes place on Vancouver Island within Strathcona Park (west of Courtenay). Assuming that the crustal average P wave velocity is 5 km per second, how long will it take (in seconds) for the first seismic waves (P waves) to reach you in the following places (distances from the epicentre are shown)?

Mantle rock is generally denser and stronger than crustal rock and both P- and S-waves travel faster through the mantle than they do through the crust. Moreover, seismic-wave velocities are related to how tightly compressed a rock is, and the level of compression increases dramatically with depth. Finally, seismic waves are affected by the phase state of rock. They are slowed if there is any degree of melting in the rock. If the material is completely liquid, P waves are slowed dramatically and S waves are stopped altogether.

Figure 9.1.4 P wave (red) and S wave (blue) velocity variations with depth in Earth. The diagram on the right shows an expanded view of the upper 660 kilometres of the curves in the diagram on the left. [Image Description]

As shown on the right-hand part of Figure 9.1.4, the upper approximately 100 km of the Earth is known as the lithosphere. This includes the rigid upper part of the mantle (or lithospheric mantle) and the crust. The next 150 km is the asthenosphere or low velocity zone (because seismic waves are slowed as they pass through that material). As we’ll see below, that part of the mantle is close to it’s melting point and in some regions may be partially molten.

Accurate seismometers have been used for earthquake studies since the late 1800s, and systematic use of seismic data to understand Earth’s interior started in the early 1900s. The rate of change of seismic waves with depth in Earth (as shown in Figure 9.1.4) has been determined over the past several decades by analyzing seismic signals from large earthquakes at seismic stations around the world. Small differences in arrival time of signals at different locations have been interpreted to show that:

  • Velocities are greater in mantle rock than in the crust.
  • Velocities generally increase with pressure, and therefore with depth.
  • Velocities slow in the area between a 100 and 250 kilometre depth (called the “low-velocity zone” equivalent to the asthenosphere).
  • Velocities increase dramatically at 660 kilometre depth (because of a mineralogical transition).
  • Velocities slow in the region just above the core-mantle boundary (the D” (d-double-prime) layer or “ultra-low-velocity zone”).
  • S waves do not pass through the outer liquid part of the core, but S waves can be created by P waves at the surface of the inner core and their inner core velocity is 3.6 km/s.
  • P wave velocities increase dramatically at the boundary between the liquid outer core and the solid inner core.

One of the first discoveries about Earth’s interior made through seismology was in 1909 when Croatian seismologist Andrija Mohorovičić (pronounced Moho-ro-vi-chich) realized that at certain distances from an earthquake, two separate sets of seismic waves arrived at a seismic station within a few seconds of each other. He reasoned that the waves that went down into the mantle, traveled through the mantle, and then were bent upward back into the crust, reached the seismic station first because although they had farther to go, they traveled faster through mantle rock (as shown in Figure 9.1.5). The boundary between the crust and the mantle is known as the Mohorovičić discontinuity (or Moho). Its depth is between 30 and 40 kilometres beneath most of the continental crust, and between 5 and 10 kilometres beneath the oceanic crust.

Figure 9.1.5 Depiction of seismic waves emanating from an earthquake (red star). Some waves travel through the crust to the seismic station (at about 6 km/s), while others go down into the mantle (where they travel at around 8 km/s) and are bent upward toward the surface, reaching the station before the ones that traveled only through the crust.

Our current understanding of the patterns of seismic wave transmission through Earth is summarized in Figure 9.1.6. Because of the gradual increase in density (and therefore rock strength) with depth, all waves are refracted (toward the lower density material) as they travel through homogenous parts of Earth and thus tend to curve outward toward the surface. Waves are also refracted at boundaries within Earth, such as at the Moho, at the core-mantle boundary (CMB), and at the outer-core/inner-core boundary.

S waves do not travel through liquids—they are stopped at the CMB—and there is an S wave shadow on the side of Earth opposite a seismic source. The angular distance from the seismic source to the shadow zone is 103° on either side, so the total angular distance of the shadow zone is 154°. We can use this information to infer the depth to the CMB.

P waves do travel through liquids, so they can make it through the liquid part of the core. Because of the refraction that takes place at the CMB, waves that travel through the core are bent away from the surface, and this creates a P wave shadow zone on either side, from 103° to 150°. This information can be used to discover the differences between the inner and outer parts of the core.

Figure 9.1.6 Patterns of seismic wave propagation through Earth’s mantle and core. S waves do not travel through the liquid outer core, so they leave a shadow on Earth’s far side where they cannot get to. P waves do travel through the core, but because the waves that enter the core are refracted, there are also P wave shadow zones.

Exercise 9.2 Liquid Cores in Other Planets

Figure 9.1.7

We know that other planets must have (or at least did have) liquid cores like ours, and we could use seismic data to find out how big they are. The S wave shadow zones on planets A and B are shown. Using the same method used for Earth (on the left), sketch in the outlines of the cores for these two other planets.

Figure 9.1.8 P-wave tomographic profile of area in the southern Pacific Ocean from southeast of Tonga to Fiji. Blue represents rock that has relatively high seismic velocities, while yellow and red represent rock with low velocities. Open circles are earthquakes used in the study.

Using data from many seismometers and hundreds of earthquakes, it is possible to create a two- or three-dimensional image of the seismic properties of part of the mantle. This technique is known as seismic tomography, and an example of the result is shown in Figure 9.1.8.

The Pacific Plate subducts beneath Tonga and appears in Figure 9.1.8 as a 100 kilometre thick slab of cold (blue-coloured) oceanic crust that has pushed down into the surrounding hot mantle. The cold rock is more rigid than the surrounding hot mantle rock, so it is characterized by slightly faster seismic velocities. There is volcanism in the Lau spreading centre and also in the Fiji area, and the warm rock in these areas has slower seismic velocities (yellow and red colours).

Image descriptions

Figure 9.1.3 image description: Wave velocity in different materials in kilometres per second.
Material S Wave (kilometres per second) P Wave (kilometres per second)
Dry sand 0.1 to 0.4 0.4 to 1.3
Clay 0.2 to 0.6 0.6 to 1.6
Wet sand 0.7 to 0.8 1.5 to 2.2
Till 0.8 to 1.0 1.9 to 2.6
Mudstone 2.1 to 2.3 3.0 to 4.3
Sandstone 1.4 to 2.5 3.0 to 5.0
Limestone 2.4 to 3.1 4.2 to 5.8
Granite 3.0 to 3.7 4.9 to 5.9
Basalt 3.3 to 4.0 5.2 to 6.2

Figure 9.1.4 image description: P-wave and S-wave velocity variations with depth in Earth.
Layer Depth from surface (km) S-Wave velocity (kilometres per second) P-Wave velocity (kilometres per second)
Crust 0 to 30 3.0 to 4.6 5.3 to 7.0
Lithosphere 30 to 100 4.6 to 5.8 7.0 to 8.7
Asthenosphere 100 to 250 5.0 to 5.9 7.8 to 8.5
Mantle 250 to 2890 5. to 7.0 8.2 to 12.6
Outer core 2890 to 5100 0 8.0 to 10.1
Inner core 5100 to 6370 0 11.8 to 12.0

Media Attributions

  • Figures 9.1.1, 9.1.2, 9.1.4, 9.1.5, 9.1.6, 9.1.7: © Steven Earle. CC BY.
  • Figure 9.1.3: “P Wave Velocity, m/s” and “Shear Wave Velocity, m/s” by the US Environment Protection Agency. Edited by Steven Earle. Public domain.
  • Figure 9.1.8: “P-wave Tomography” by D. Zhao, Y. Xu, D.A. Wiens, L. Dorman, J. Hildebrand, and S. Webb. (Science, p. 278, 254-257, 1997). Used with permission.

a seismic wave that travels through rock (e.g., a P-wave or an S-wave)

a seismic body wave that is characterized by deformation of the rock in the same direction that the wave is propagating (compressional vibration)

a seismic body wave that is characterized by deformation of the rock transverse to the direction that the wave is propagating


Seismology and Geodesy

Our research in seismology and geodesy includes studies of problems of global interest, with a special emphasis on seismic and geodetic measurements of Alaska's dynamic tectonics. We study earthquakes in the solid Earth and glaciers, crustal and mantle structure, active tectonics and deformation of the Earth. We emphasize fieldwork and use of new primary data sources in much of our research. Department faculty members are associated with the Geophysical Institute’s Seismology and Volcanology groups, where several cooperating Research Professors are based. UAF faculty, staff and students are directly involved in operational monitoring of earthquakes and volcanoes in Alaska through the Alaska Earthquake Information Center and Alaska Volcano Observatory. Currently, National Science Foundation’s EarthScope program is providing unprecedented opportunities for our Alaska-focused research.

Our research specialties in seismology include earthquakes, crustal structure and earthquake hazards in Alaska, tsunamis from great earthquakes in Alaska, volcano seismicity and structure, seismic monitoring of volcanoes, glacier seismicity, and the use of infrasound to study volcanic explosions. Our research specialties in geodesy include tectonic deformation in Alaska and China, large earthquakes, deformation of the Earth due to active volcanism, vertical motions and sea level, and the response of the earth to changing hydrologic and cryospheric loads.


  • Elevated CO2 emissions, high C/S ratios observed 5 months prior to eruption
  • Stream sampling does not support hypothesis of significant scrubbing SO2 at surface
  • High C/S ratios due to deep degassing of magma or deep hydrothermal processes
  • Compositions imply source components were present early in volcanoes history
  • Magma supply waxed and waned during growth of the Mauna Kea shield
  • No need for a pyroxenitic source component or lavas from other volcanoes

13.3: Seismology - Geosciences

All articles published by MDPI are made immediately available worldwide under an open access license. No special permission is required to reuse all or part of the article published by MDPI, including figures and tables. For articles published under an open access Creative Common CC BY license, any part of the article may be reused without permission provided that the original article is clearly cited.

Feature Papers represent the most advanced research with significant potential for high impact in the field. Feature Papers are submitted upon individual invitation or recommendation by the scientific editors and undergo peer review prior to publication.

The Feature Paper can be either an original research article, a substantial novel research study that often involves several techniques or approaches, or a comprehensive review paper with concise and precise updates on the latest progress in the field that systematically reviews the most exciting advances in scientific literature. This type of paper provides an outlook on future directions of research or possible applications.

Editor’s Choice articles are based on recommendations by the scientific editors of MDPI journals from around the world. Editors select a small number of articles recently published in the journal that they believe will be particularly interesting to authors, or important in this field. The aim is to provide a snapshot of some of the most exciting work published in the various research areas of the journal.


Videoya baxın: Зубные протезы день 2 (Oktyabr 2021).