Geofisica
Páginas: 82 (20289 palabras)
Publicado: 24 de noviembre de 2012
EL INTERIOR PROFUNDO DE LA TIERRA
Las variaciones de velocidades sísmicas en la de la Tierra se determina a partir de las curvas de tiempo de tránsito de las ondas sísmicas (fig. 4.16). Hay dos enfoques para esta determinación: uno es un método de la inversa y la otra es hacia adelante. En el problema inverso utilizados en la determinación de principios, como la de Jeffreys (ver Apéndice 3 paramás detalles), las velocidades se obtienen directamente de los tiempos de viaje. En el método de avance, un modelo de velocidad-profundo se asume y se calcula el tiempo de viaje y en comparación con las observaciones. El modelo se ajusta hasta que un acuerdo en el nivel deseado se alcanza. La superficie de onda de dispersión y los datos de modo normal (apartado 4.1.3 y 4.1.4) también se utilizanen la determinación de la velocidad.
El modelo se ajusta hasta que un acuerdo en el nivel deseado se alcanza. La superficie de onda de dispersión y los datos de modo normal (apartado 4.1.3 y 4.1.4) también se utilizan en la determinación de la velocidad. Estándar de referencia los modelos de velocidad radial modelos PREM (Fig. 8.1) y iasp91 se enumeran en los anexos 8 y 9. Otros modelos develocidad radial se han construido para tener el mejor ajuste a los tiempos de llegada ondas PS (e.g.SP6 y ak 135).
Las zonas que refinamientos particulares de la estructura todavía están teniendo lugar son la zona de baja velocidad en la parte superior del manto, el manto de la región central del contorno y la zona de transición entre el núcleo interno y núcleo externo-en todas partes del bruto P yvelocidades de onda S se sabe que en mejor que ±0.01 km s_l.
Corteza
La estructura sísmica de la corteza continental es variable, pero se tiene un espesor promedio de los 35 km y un promedio de la onda P de aproximadamente 6,5 km s-1 (sección 10.1.2). La corteza oceánica es más delgada,7-8 km de espesor, con un promedio de la onda P velocidad de más de 6 km s-1 (véase la sección 9.2.1)
Manto
ladiscontinuidad entre la corteza y el manto, que es la composición (8.1.4) se llama la discontinuidad de Mohorovicic. La normal de la onda P de velocidad en la parte superior del manto es 8.1 km s-1
El manto superior es muy heterogéneo, su estructura depende de los procesos de la placa y la historia. No parece ser un universal
Figura 8.1 La sísmica de la velocidad de profundidad Dado que ladeterminación principios de Jeffreys-Bullen compilación de tiempo de viaje y los datos de distancia angular, ha habido muchas revisiones, pero el acuerdo entre ellos es buena. Las dos regiones fueron los modelos han sido revisados y más refinados de la zona de baja velocidad en la parte superior del manto (astenosfera) y la zona de transición interna-core-núcleo externo. Los resultadospreliminares de Referencia Tierra Modelo (PREM) de Dziewonski y Anderson (1981) se determinó mediante una inversión conjunta de los períodos de oscilación libre de la Tierra, su masa de momento Inercia, así como los datos viajan a-tiempo-distancia. * Varían en representación del manto superior, dependiendo de los datos y los supuestos hechos. Una zona de baja velocidad de las ondas S la zona hasta cerca de220 kilómetros está firmemente establecido en los datos de superficie de dispersión de ondas. La baja velocidad de la zona de las ondas P a unos 15 °
(Fig. 8.2) y en un juego de formas de onda de las ondas P llegadas con sismogramas sintéticos calculados para las estructuras de la velocidad posible y aparecer en PREM. En contraste iasp91 como zona de exclusión de baja velocidad de P o S-ondas.Debajo de la zona de baja velocidad, P y S de onda velocidades aumentan significativamente hasta unos 400 km al departamento. En Departamentos de 400 y 670 km, hay cambios bruscos en la velocidad, tanto P-y las velocidades de las ondas S aumentan en un 5% -7%.
Figura 8.2 La zona de sombra que resulta de una zona de baja velocidad. Como ejemplo, considere una velocidad esfera de dos capas...
Las variaciones de velocidades sísmicas en la de la Tierra se determina a partir de las curvas de tiempo de tránsito de las ondas sísmicas (fig. 4.16). Hay dos enfoques para esta determinación: uno es un método de la inversa y la otra es hacia adelante. En el problema inverso utilizados en la determinación de principios, como la de Jeffreys (ver Apéndice 3 paramás detalles), las velocidades se obtienen directamente de los tiempos de viaje. En el método de avance, un modelo de velocidad-profundo se asume y se calcula el tiempo de viaje y en comparación con las observaciones. El modelo se ajusta hasta que un acuerdo en el nivel deseado se alcanza. La superficie de onda de dispersión y los datos de modo normal (apartado 4.1.3 y 4.1.4) también se utilizanen la determinación de la velocidad.
El modelo se ajusta hasta que un acuerdo en el nivel deseado se alcanza. La superficie de onda de dispersión y los datos de modo normal (apartado 4.1.3 y 4.1.4) también se utilizan en la determinación de la velocidad. Estándar de referencia los modelos de velocidad radial modelos PREM (Fig. 8.1) y iasp91 se enumeran en los anexos 8 y 9. Otros modelos develocidad radial se han construido para tener el mejor ajuste a los tiempos de llegada ondas PS (e.g.SP6 y ak 135).
Las zonas que refinamientos particulares de la estructura todavía están teniendo lugar son la zona de baja velocidad en la parte superior del manto, el manto de la región central del contorno y la zona de transición entre el núcleo interno y núcleo externo-en todas partes del bruto P yvelocidades de onda S se sabe que en mejor que ±0.01 km s_l.
Corteza
La estructura sísmica de la corteza continental es variable, pero se tiene un espesor promedio de los 35 km y un promedio de la onda P de aproximadamente 6,5 km s-1 (sección 10.1.2). La corteza oceánica es más delgada,7-8 km de espesor, con un promedio de la onda P velocidad de más de 6 km s-1 (véase la sección 9.2.1)
Manto
ladiscontinuidad entre la corteza y el manto, que es la composición (8.1.4) se llama la discontinuidad de Mohorovicic. La normal de la onda P de velocidad en la parte superior del manto es 8.1 km s-1
El manto superior es muy heterogéneo, su estructura depende de los procesos de la placa y la historia. No parece ser un universal
Figura 8.1 La sísmica de la velocidad de profundidad Dado que ladeterminación principios de Jeffreys-Bullen compilación de tiempo de viaje y los datos de distancia angular, ha habido muchas revisiones, pero el acuerdo entre ellos es buena. Las dos regiones fueron los modelos han sido revisados y más refinados de la zona de baja velocidad en la parte superior del manto (astenosfera) y la zona de transición interna-core-núcleo externo. Los resultadospreliminares de Referencia Tierra Modelo (PREM) de Dziewonski y Anderson (1981) se determinó mediante una inversión conjunta de los períodos de oscilación libre de la Tierra, su masa de momento Inercia, así como los datos viajan a-tiempo-distancia. * Varían en representación del manto superior, dependiendo de los datos y los supuestos hechos. Una zona de baja velocidad de las ondas S la zona hasta cerca de220 kilómetros está firmemente establecido en los datos de superficie de dispersión de ondas. La baja velocidad de la zona de las ondas P a unos 15 °
(Fig. 8.2) y en un juego de formas de onda de las ondas P llegadas con sismogramas sintéticos calculados para las estructuras de la velocidad posible y aparecer en PREM. En contraste iasp91 como zona de exclusión de baja velocidad de P o S-ondas.Debajo de la zona de baja velocidad, P y S de onda velocidades aumentan significativamente hasta unos 400 km al departamento. En Departamentos de 400 y 670 km, hay cambios bruscos en la velocidad, tanto P-y las velocidades de las ondas S aumentan en un 5% -7%.
Figura 8.2 La zona de sombra que resulta de una zona de baja velocidad. Como ejemplo, considere una velocidad esfera de dos capas...
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