seismologi

fra Wikipedia, den gratis encyklopædi
Spring til navigation Spring til søgning

Seismologi ( oldgræsk σεισμός seismós "(jord) tremor, jordskælv" og logik ) er studiet af jordskælv og spredning af seismiske bølger i faste stoffer . Som en gren af geofysik er det den vigtigste metode til forskning i jordens indre struktur . Det nært beslægtet område af seismik , på den anden side, udforsker jordens indre anvendelse kunstigt ophidset seismiske bølger og er en del af anvendt geofysik . Måleinstrumenterne for begge forskningsområder er placeret i over 300 seismologiske målestationer verden over.

opgaver

Seismologi forbereder sig på at kortlægge jordens indre tomografisk i tre dimensioner. Varme og kolde massestrømme gøres synlige gennem anomalien ved hastigheden af ​​seismiske bølger. Hvis opløsningen forbedres yderligere, vil det være muligt at vise materialestrømmene i jordens kappe , som for det første er drevet til pladetektonik og for det andet en del af den geodynamik, der genererer jordens magnetfelt .

Ved hjælp af seismografer (også kaldet seismometre) registreres seismiske bølger, der enten krydser jorden eller formerer sig langs overfladen. Konklusioner om jordens indre struktur kan drages af transittider og amplituder af disse bølger. De områdes seismiske egenskaber beskrives ved seismicitet . Den rumlige placering af jordskælvscentre er vist med diagrammer ( strandbolde ).

I modsætning hertil bruger seismik aktive kilder såsom eksplosioner til at udforske strukturen af jordskorpen og den øvre kappe.

Et beslægtet forskningsområde er jordspektroskopi , der omhandler forholdsvis langbølgede seismiske svingninger og undersøger deres frekvensspektrum .

historie

En af seismologiens fædre er Ernst von Rebeur-Paschwitz , der i 1889 formåede at registrere et jordskælv, som stadig var tilfældigt, og som offentliggjorde sine fund. Seismologi blev introduceret som en separat videnskab af den tyske forsker Emil Wiechert (grundlægger af jordskælvsstationen i Göttingen ), der opfandt den første vandrette seismograf i 1899 . Andre vigtige personer inden for seismologi var danske Inge Lehmann , amerikaneren Charles Francis Richter , tysk-amerikaneren Beno Gutenberg , engelske Harold Jeffreys , newzealanderen Keith Edward Bullen samt Eric R. Engdahl og Edward A. Flinn, der udviklede en regionaliseringsordning for jordskælvsregioner ( Flinn-Engdahl-regionerne ).

En elev af Wiechert, Ludger Mintrop , udmærkede sig med introduktionen af ​​de første applikationer inden for olieprospektering.

Moderne metoder inden for seismologi omfatter seismisk tomografi , analyse af modtagerfunktioner , undersøgelse af forstadiefaser eller bølgefeltundersøgelser.

Seismogrammer

Et centralt punkt i seismologi er evaluering af seismogrammer. Seismogrammer registrerer bevægelsen (fysik) i forhold til den stationære jord. Der skelnes mellem forskellige typer jordskælv. Der skelnes mellem fjerntliggende, regionale, lokale og mikroskælv og kan også bruges til at bedømme jordskælvets maksimale afstand.

Fjernskælv registreres under 1 Hz. Disse jordskælv registreres på globale netværk, og de har et godt signal-til-støj-forhold . Regionale og lokale jordskælv skal registreres i mindre netværk. Disse er få 10 til 1000 km væk fra epicentret . Under disse skælv registreres højere frekvens energi op til 100 Hz. Mikroskælv kan kun registreres af seismiske stationer i umiddelbar nærhed, inden for få meter fra epicentret. Den mindste samplingshastighed er 1 kHz.

Seismogrammer registreres ofte i tre komponenter. Komponenterne er ortogonale med hinanden og registreres i tællinger . I passageområdet er disse proportionale med gulvets vibrationshastighed.

restitution

Konverteringen af ​​tællingerne uden for området til jordforskydning kaldes restitution. Dette øger signal-støj-forholdet og forbedrer mulighederne for at identificere faserne og ankomsttiden for bølgerne. Gendannede data er særlig vigtige for at bestemme størrelsen .

rotation

Koordinatsystemet for et seismogram kan roteres i retning af den store cirkel mellem jordskælvet og seismometeret. Dette er en koordinat transformation fra de vandrette komponenter til tværgående og radiale komponenter. Man bruger den epicentrale afstand, seismometerets afstand fra jordskælvet og azimut , vinklen målt på seicometeret for den epicentrale rute mod nordretningen. Derudover bruges backazimuth, som måler vinklen mellem den epicentrale linje og nordretningen ved epicentret. I modsætning til matematiske konventioner måles vinklen med uret.

Seismiske stråler

Seismiske stråler er en højfrekvent løsning af bevægelsesligningen for en elastisk jord. De beskriver energitransportens bane i jorden. Strålens udbredelsesretning forekommer i retningen af ​​langsomhedsvektoren eller alternativt bølgetalvektoren . Strålevinklen måles mellem den lodrette og langsomhedsvektoren. Hvis man anvender Snellius 'refraktionslov , kan man efter udlede en konstant stråle parameter p , hvor er strålevinklen, r er jordens radius og c er bølgens udbredelseshastighed.

Bølgefronten ligger vinkelret på de seismiske stråler. Bølgefrontens plan er defineret af en konstant fase. Disse faser af bølgefronterne måles på en seismisk station.

Konceptet med bundtet af stråler

Energistrømmen i et bundt stråler er konstant med et varierende tværsnit af bundtet. Dette gør det muligt at estimere de seismiske stråles amplituder. For konceptet med bundtet af stråler antager man, at der ikke opstår diffraktioner , og at bølgerne formerer sig ved høje frekvenser. Det følger af dette koncept, at en stråle med et stort tværsnit har små amplituder, og en stråle med et lille tværsnit har store amplituder.

Modenhedskurve

Seismiske stråler i forskellige faser i jordens indre
Globale faser nomenklatur
P vinker gennem skorpe og kappe P.
P -bølge gennem ydre kerne K
P bølge gennem indre kerne JEG.
S-bølge gennem skorpe og kappe S.
S-bølge gennem indre kerne J
Tertiær bølge (delvis udbredelse gennem havet) T
Overfladebølge nomenklatur
Langvarig overfladebølge (ubestemt) L.
Rayleigh bølge R.
Kærlighedsbølge Q
Lang tids frakke kærlighedsbølge G
Langvarig Rayleigh-bølge (normalt luftig fase) LR
Lang tids kærlighedsbølge (normalt luftig fase) LQ
Skywave fase nomenklatur
P -bølge apex i øvre skorpe (granitisk) G
P-bølge spids i øvre skorpe (basaltisk) b
Brydning i den øvre kappe n
Ekstern refleksion over Moho m
Ekstern refleksion ekstern kerne c
Ekstern refleksion, indre kerne jeg
Refleksion over en diskontinuitet z
Diffraktioneret bølge diff

Når man kender det tidspunkt, hvor jordskælvet opstod, kan man beregne varigheden af de seismiske stråler. Ud fra de seismiske stråles bestemte transittider kan transittidskurver bestemmes efter Fermats princip . Til dette formål afbildes løbetiden mod den epicentrale afstand.

Benndorf forhold

Stråleparameteren er konstant for bjælker med samme strålevinkel. For Benndorf -forholdet betragter vi to stråler, der er parallelle med overfladen.

Det vil ændre udtrykket mod at ændre den epicentrale afstand anvendt. Det følgende er forholdet mellem stråleparameteren p , udbredelseshastigheden c og strålevinklen . Da ændringernes løbetid kun ændrer sig i den vandrette formeringshastighed, kan vi sætte.

,

hvori den tilsyneladende vandrette forplantningshastighed og er den vandrette komponent i langsomhedsvektoren. Af dette følger det for Benndorf -forholdet, at tangenten på en runtime -kurve, plottet mod den epicentrale afstand, svarer til stråleparameteren normaliseret til jordens radius. Det følger, at stråleparameteren i epicentret antager sin højeste værdi og kontinuerligt falder med afstanden. Ved en epicentral afstand på 180 ° indtræder strålen vinkelret på overfladen, og stråleparameteren bliver nul. Den tilsyneladende vandrette hastighed stiger til uendeligt. Der foretages forskellige observationer for seismiske stråler gennem kernen i en epicentral afstand på mere end 90 ° og for stråler med spidsen i overgangszonen mellem skorpe og kappe .

Jetfaser

De seismiske stråler navngives efter deres strålebane. Nomenklaturen for disse faser er opdelt i tabellerne til højre. Komplekse faser, såsom flere refleksioner eller bølgeomdannelser, kan også navngives. En refleksion af en P-bølge på den frie overflade kaldes PP . I tilfælde af tilsvarende flere refleksioner går antallet af refleksioner forud for fasen. En firdobbelt reflekteret S-bølge ville således blive omtalt som 4S . Faser kan også erklæres, at jordskælvets fokus ligger i stor dybde og udstråler mod overfladen. Dette kaldes dybdefasen og for P -bølger kaldes det pP . Under stærke jordskælv kan de seismiske stråler generere nok energi til at løbe gennem kernen og måles på den modsatte overflade af jorden, dette vil blive omtalt som PKIKP . En seismisk stråle gennem den indre kerne kan omdannes til en S-bølge og konverteres tilbage til en P-bølge ved overgangen til den ydre kerne. Denne PKJKP -fase kunne endnu ikke klart identificeres, da PS -transmissionskoefficienterne har meget små amplituder .

Teoretiske runtime kurver

I det indre af jorden er der zoner med stærke kontraster i de seismiske formeringshastigheder.

Stærk stigning i hastighed

Ved skorpe-kappe-grænsen øges formeringshastigheden kraftigt. Transittidsdiagrammet for en sådan zone viser to konkave grene, der er forbundet med en konveks tilbagevendende gren. De to toppe, hvor de tre grene hver især er defineret af de seismiske stråler ved kanten af ​​overgangszonen. Disse toppe kaldes kritiske punkter eller cusps; de fortsætter runtime -kurven. Kørselstidskurven er tvetydig mellem de kritiske punkter. Stråleparameteren som funktion af den epicentrale afstand er en støt monotonisk faldende funktion; den er også tvetydig mellem de kritiske punkter. Den omvendte funktion kan derimod klart bestemmes.

Inversion af hastighed

I overgangszonen fra kappe til kerne falder hastigheden med dybden. Denne inversionszone danner en zone, hvor ingen seismiske stråler når overfladen. Skyggezonen genereres af zonen i den dybde, hvor der ikke er stråletoppe.

Array seismologi

Array seismologi forbedrer signal-støj-forholdet og muliggør direkte måling af vandret langsommelighed. Derudover gør det det muligt at bestemme og differentiere faseindsatser, samt at bestemme fokusdybden.

Seismisk array

Et seismisk array er det rumlige arrangement af seismometre med identiske egenskaber og central dataindsamling . Disse kan være geofonkæder, brydningsdisplays eller seismiske netværk. Teleseismiske jordskælv kan bedst vurderes, fordi bølgefronterne næsten ikke ændrer deres signal over displayet og dermed har et højt sammenhængsniveau .

Stråleformning

Enhver station observeres under den retningsbestemte stråledannelse, og alle indgående signaler normaliseres til ankomsttiden for den tilsvarende station baseret på den vandrette langsommelighed. Disse signaler kan nu stables . Dette forbedrer signal-støj-forholdet, da de stokastisk forekommende interferenssignaler er destruktivt overlejret. Desuden fungerer denne behandling af dataene som et bølgetalfilter . For at gøre dette beregner man energiforbruget af retningsstrålen justeret til langsomheden. Denne beregning producerer en vægtningsfaktor kaldet array -responsfunktionen:

,

hvor N er antallet af seismiske stationer, k er bølgetallet og r er afstanden. I det ideelle tilfælde er arrayresponsfunktionen tilnærmet Diracs deltafunktion , dette dæmper ideelt signaler med en anden langsomhed. Denne metode er relateret til den almindelige midtpunktsmetode inden for anvendt seismik.

Vespagram

Vespagrams kan oprettes for at lokalisere faser, der ankommer senere. Til dette formål fremhæves de svagere faser fra de stærkere fasers coda . Da begge faser kommer fra den samme kilde, adskiller de sig kun i deres langsomhed. Seismogrammet er opdelt i flere tidsintervaller, og retningsstrålerne med varierende langsomhed bestemmes for hvert interval. Derefter anvendes langsomheden mod tiden.

Hastighedsinversion

Køretiden kan let bestemmes ud fra en given hastighedsmodel af undergrunden. Det omvendte problem er at bestemme hastighedsmodellen ud fra de målte transittider. For en jord, hvor hastigheden stiger med dybden, kan dette problem løses analytisk med Herglotz-Wiechert-ligningen . Hvis hastighedsmodellen er mere kompleks, bruges en numerisk iterativ , lineariseret tilgang. Dette er kendt som hastighedstomografi eller samtidig inversion. Imidlertid er hastighedstomografi -metoden ofte dårligt placeret , tvetydig og har dårlig opløsning . Det konvergerer også langsomt; nogle modeller er tilsvarende gode billeder af hastighedsmodellen. Disse årsager gør en god startmodel af undergrunden uerstattelig.

Herglotz-Wiechert metode

Herglotz-Wiechert-metoden bruges til at oprette en 1D-hastighedsmodel ud fra målte flyvekurver . Et grundlæggende krav til denne metode er, at hastigheden stiger monotont med stigende dybde. Det betyder, at der ikke må forekomme inversionszoner eller lavhastighedszoner i undergrunden. Disse zoner kan dog identificeres og udelukkes. Følgende formel er resultatet af formlen for den epicentrale afstand, en variabel ændring og delvis integration:

og , hvori den epicentrale afstand, stråleparametrene som funktion af den epicentrale afstand og radius normaliseres til forplantningshastigheden. Denne analytiske tilgang løser klart det omvendte problem. Nogle vanskeligheder kan dog ikke løses:

  • Forholdet mellem transittiden eller stråleparameteren og forplantningshastigheden er ikke-lineær . Små ændringer i udbredelseshastigheden fører derfor til uforholdsmæssige ændringer i transittiden eller stråleparameteren.
  • Triplikationer i transittider, især sene ankomsttider, er svære at måle, men de er nødvendige for at få en klar hastighedsdybdefunktion.
  • Lavhastighedszoner kan ikke løses.
  • Da der kræves kontinuerlige funktioner for transittiden og stråleparametrene, skal interpolation udføres. Disse resultater varierer imidlertid med interpoleringsmetoden.

Lokalisering

Lokaliseringen af ​​jordskælv bruges til at bestemme kilden til jordskælvet . Det bliver hypocenteret , epicentret , som repræsenterer hypocenterets projektion på jordens overflade, og det seismiske øjeblik bestemmes.

Violinist metode

Geiger -metoden er en iterativ gradientmetode til lokalisering af jordskælvskilder. Til dette formål bruges visse ankomsttider fra seismogrammer. Det antages, at mere end fire ankomsttider kan måles på mere end to stationer. Normalt overvejes flere stationer. Det antages også, at hastighedsmodellen for undergrunden er kendt. Ankomsttiden for faser af jordskælvsbølgerne er således en ikke-lineær funktion af fire ukendte, ildstedet og de tre koordinater . For Geiger -metoden med et groft kendskab til fokusparametrene blev inversionsproblemet lineariseret:

,

hvori ankomsttidens rester, G Jacobi -matrixen og er den ukendte modelvektor. Dette ligningssystem er normalt overbestemt og kan løses ved at minimere fejlkvadraterne. De således forbedrede ildparametre kan korrigeres og forbedres yderligere ved at anvende denne metode igen. Lineære afhængigheder kan opstå i matricerne, hvilket betyder, at parametre ikke kan bestemmes uafhængigt af hinanden.

Dybden af jordskælvet fokus kan nemt løses ved PKP eller PKiKP faser, hvorimod Pn og Sn faser er helt uegnede til dette. Men PKP og PKiKP faser er vanskelige at identificere i seismogrammer. Epicentret for et jordskælv kan bedst løses, når den epicentrale afstand er mellem 2 og 5 grader. Af geometriske overvejelser følger det, at strålingsvinklen er cirka 90 grader. Den samtidige brug af P og S ankomsttider øger hypocenterets opløselighed enormt, da det er afhængigt af den seismiske hastighed , Proportionaliteter i Jacobi -matricen annulleret. Læsefejlen for S -faser er imidlertid meget højere.

Stationskorrektioner

Undergrundens hastighedsmodel rummer problemer, især i overfladearealet, da der opstår stærke heterogeniteter på grund af forvitring og sedimentaflejringer. Afvigelserne kan forårsage fejl i lokaliseringen af ​​op til 10 km. På disse stationer bestemmes gennemsnitlige resttidsrester ud fra et stort sæt lokaliserede jordskælv. Det antages, at faser altid har den samme runtime -fejl.

litteratur

  • Monika Gisler: Guddommelig natur?: Formationer i jordskælvsdiskursen i Schweiz i det 18. århundrede. Afhandling . Chronos, Zürich 2007, ISBN 978-3-0340-0858-7 .
  • Friedemann Wenzel (red.): Perspektiver i moderne seismologi. (= Forelæsningsnotater i jordvidenskab. Bind 105). Springer, Berlin 2005, ISBN 3-540-23712-7 . (Engelsk)
  • Jan T. Kozák, Rudolf Dušek: Seismologiske kort - et eksempel på tematisk kartografi. I: Cartographica Helvetica. Issue 27, 2003, s. 27-35. (Fuld tekst)
  • Hugh Doyle: Seismologi. Wiley, Chichester 1995, ISBN 0-471-94869-1 . (Engelsk)
  • Thorsten Dahm: Forelæsningsnotater: Seismologi I transittider, lokalisering, tomografi. Hamborg 2010.
  • E. Wiechert, K. Zoeppritz: Om jordskælvsbølger. 1907.
  • E. Wiechert, L. Geiger: Bestemmelse af jordskælvsbølgernes vej i jordens indre. I: Physikalische Zeitschrift. 11, 1910, s. 294-311.
  • AA Fitch: Seismisk refleksionsfortolkning. Borntraeger, Berlin 1976, s. 139-142.
  • S. Rost, C. Thomas: Array seismologi: Metoder og anvendelser. I: Anmeldelser af geofysik . 40 (3), 2002, s. 1008. doi: 10.1029 / 2000RG000100
  • Peter M. Shearer: Introduktion til seismologi. 2., korr. Udgave. Cambridge University Press, 2011, ISBN 978-0-521-70842-5

Weblinks

Commons : Seismologi - samling af billeder, videoer og lydfiler
Wiktionary: Seismologi - forklaringer på betydninger, ordoprindelse, synonymer, oversættelser