Vairāk

13.3: Seismoloģija - ģeozinātnes

13.3: Seismoloģija - ģeozinātnes


Pārskats

Cilvēki ir piedzīvojuši zemestrīces tik ilgi, kamēr cilvēki ir staigājuši pa Zemi, lai gan lielākā daļa seno kultūru izstrādāja mītus, lai tos izskaidrotu (ieskaitot Zemes lielo radību paredzēšanu, kas virzījās uz zemestrīces radīšanu). Pētījums par zemestrīcēm, ko sauc seismoloģija, sāka pacelties, izstrādājot instrumentus, kas var atklāt zemestrīces; šo instrumentu, ko sauc par a seismogrāfs, var izmērīt vismazākās Zemes vibrācijas (13.5. attēls). Tipisks seismogrāfs sastāv no masas, kas balstīta uz auklas no rāmja, kas pārvietojas, pārvietojoties Zemes virsmai. Rotējošais cilindrs ir piestiprināts pie rāmja un pildspalva, kas piestiprināta pie masas, lai relatīvā kustība tiktu ierakstīta a seismogramma. Zemestrīces laikā pārvietojas rāmis (piestiprināts pie zemes) - suspendētā masa parasti paliek nekustīga inerces dēļ (ķermeņa tieksme palikt mierā un pretoties kustībai).

Kā tiek mērītas zemestrīces?

Zemestrīču traģiskās sekas var izmērīt dažādos veidos, piemēram, bojāgājušo skaits vai zemes kratīšanas spēks. Īpaši parasti tiek izmantoti divi pasākumi. Viens no tiem ir kvalitatīvs zemestrīces nodarītā kaitējuma rādītājs, un to sauc par intensitāte. Otrais ir zemestrīces izdalītās enerģijas kvantitatīvais mērījums, ko sauc lielums. Abi pasākumi sniedz nozīmīgus datus.

Zemestrīces intensitāte

Intensitātes mērījumos tiek ņemti vērā gan zemestrīces dēļ radītie zaudējumi, gan veids, kā cilvēki uz to reaģē. Modificētā Mercalli intensitātes skala (13.6. Attēls) ir visplašāk izmantotā skala zemestrīču intensitātes mērīšanai. Šai skalai ir vērtības, kas svārstās no romiešu cipariem I līdz XII, kas raksturo novēroto kaitējumu un cilvēku reakcijas uz to. Dati par šo mērogu bieži tiek apkopoti uzreiz pēc zemestrīces, liekot vietējiem iedzīvotājiem atbildēt uz jautājumiem par redzamajiem postījumiem un to, kas notika zemestrīces laikā. Pēc tam šo informāciju var apvienot, lai izveidotu intensitātes karti, kas, pamatojoties uz savākto informāciju, izveido krāsainas zonas (13.7. Attēls). Šīs kartes apdrošināšanas nozare bieži izmanto.

Modificētās Mercalli intensitātes skalas tabula
IntensitāteRaksturlielumi
EsKratīšana normālos apstākļos nav jūtama.
IIKratīšanu izjuta tikai tie, kas atpūšas, galvenokārt ēku augšējos stāvos.
IIICilvēki iekštelpās pamanīja vāju kratīšanu. Daudzi to neatzīst par zemestrīci. Vibrācijas, kas līdzīgas lielam transportlīdzeklim, kas iet garām.
IVGaismas drebēšana jūtama telpās daudziem, ārpusē maz. Naktī daži tika pamodināti. Traucēti trauki, durvis un logi; sienas saplaisājušas. Sensācija kā smagā kravas automašīna, kas ietriecas ēkā. Automašīnas manāmi šūpojas.
VMērena kratīšana, ko izjūt lielākā daļa; daudzi pamodās. Daži trauki un logi tiks izsisti. Nestabilie objekti apgāzās.
VISpēcīga kratīšana, ko izjuta visi, un daudzi bija nobijušies. Var pārvietoties smagas mēbeles un saplīst apmetums. Bojājumi ir nelieli.
VIIĻoti spēcīga kratīšana sūta visu ārā. Labi projektētas ēkas nodara minimālu kaitējumu; nedaudz vidēji bojājumi parastās ēkās; ievērojams kaitējums slikti uzbūvētām konstrukcijām.
VIIISmaga kratīšana. Labi projektētas ēkas nodara nelielu kaitējumu; ievērojams kaitējums parastās ēkās; liels kaitējums slikti uzbūvētām konstrukcijām.
IXVardarbīga kratīšana. Labi projektētas ēkas nodara ievērojamus zaudējumus; ēkas ir nobīdītas no pamatiem, daļēji sabrūkot. Pazudušas pazemes caurules.
XGalējā kratīšana. Dažas labi būvētas koka konstrukcijas tiek iznīcinātas; lielākā daļa mūra un rāmja konstrukciju tiek iznīcinātas. Zemes nogruvumi ir ievērojami.
XITikai dažas konstrukcijas paliek stāvus. Tilti tiek sagrauti, un zemē paveras lielas plaisas.
XIIKopējais kaitējums. Objekti, kas izmesti uz augšu gaisā.

Zemestrīce

Cits veids, kā klasificēt zemestrīci, ir notikuma laikā izdalītā enerģija; to sauc par zemestrīces stiprumu. Lai gan lielums tika mērīts, izmantojot Rihtera skalu, palielinoties zemestrīču mērījumu biežumam visā pasaulē, tika saprasts, ka Rihtera skalas skala nebija derīga visām zemestrīcēm (tā nav precīza liela mēroga zemestrīcēm). Tika izstrādāta jauna skala ar momenta lieluma intensitātes skalu, kas saglabā līdzīgu skalu kā Rihtera skala. Šajā skalā tiek aprēķināta zemestrīces izdalītā kopējā enerģija, un to var izmantot, lai raksturotu dažāda lieluma zemestrīces visā pasaulē. Lieluma pamatā ir seismiskais moments (aprēķināts, pamatojoties uz seismogrammā ierakstītām zemes kustībām), kas ir bojājuma attāluma un tā pārvietošanai nepieciešamā spēka reizinājums. Šis mērogs īpaši labi darbojas lielākās zemestrīcēs, un to ir pieņēmis Amerikas Savienoto Valstu Ģeoloģijas dienests. Lieluma pamatā ir logaritmiskā skala, kas nozīmē, ka katram veselam skaitlim, kuru jūs palielināt, seismogrāfa ierakstītās zemes kustības amplitūda palielinās par 10 un izdalītā enerģija palielinās par 101,5, nevis vienu (tā, ka rodas 3 magnitūdu zemestrīce) desmit reižu zemes drebēšana kā 2 magnitūdu zemestrīce; 4 magnitūdas zemestrīce ir 102 vai 100 reizes lielāka par zemestrīces līmeni kā 2 magnitūdu zemestrīce (atbrīvojot 103 vai 1000 reizes vairāk enerģijas). Lai iegūtu aptuvenu magnētiskās skalas salīdzinājumu ar intensitāti, skat. 13.8. attēlu. Kāpēc ir nepieciešams vairāk nekā viena veida mērogs? Lieluma skala ļauj raksturot jebkuru zemestrīces notikumu visā pasaulē, bet intensitātes skala nav. Ar intensitātes skalu IV vienā vietā varētu būt ierindojās II vai III vietā citā vietā, balstoties uz ēku celtniecību (piem., slikti uzbūvētām ēkām tiks nodarīti lielāki postījumi tikpat spēcīgā zemestrīcē kā tām, kas celtas ar stiprāku konstrukciju).

Zemestrīču lieluma un intensitātes skalu salīdzināšanas tabula

LielumsTipiska maksimālā modificētā Mercalli intensitāte
1.0-2.9Es
3.0-3.9II-III
4.0-4.9IV-V
5.0-5.9VI-VII
6.0-6.9VIII-IX
7.0 un jaunākas versijasX vai vairāk

13.3: Seismoloģija - ģeozinātnes

1MO Xuanxue, 1LUO Zhaohua, 1DENG Jinfu, 1YU Xuehui, 2LIU Chengdong, 1Yuan Wanming, 1Bi Xianmei 1China University of Geosciences, Beijing, 100083 2Donghua University of Technology, Nanchang, 330013 Abstract: East- Kunlun EK orogenic belt is (short.) viena no lielākajām tektono-magmatiskajām jostām Tibetas plato. Četri granitoīda plutonisma posmi notika attiecīgi prekambrijā (proterozoikā), agrīnā paleozoja (∈-D3), vēlīnā paleozoja - agrīnā mezozoja (D3-T3) un vēlīnā mezozoja - kenozoja (pēc jura sākuma) stadijā. Starp tiem dominē vēlīnā paleozoja - agrīnā mezozoja, it īpaši triāzijas granitoīdi. EKOB pagrabs izveidojās vēlīnā paleoprotozoikā. Agrīnā paleozoja tektomagnētiskā notikumu secība ir salīdzināma ar Ziemeļkilijas orogēno jostu un kļuva par Qilian-East-Kunlun Caledonian orogēnās sistēmas daļu. Tomēr EKOB bija iesaistījies paleotetānijas tektoniskajā režīmā vēlīnā paleozoja - agrīnā mezozoja periodā, un tas nodrošina integrētu variskiešu - indo - ķīniešu orogēno ciklu, līdzīgu kā Sandzjanas paleo - tetānijas orogēnijā. Tad dienvidu-Kunlunas šuvju zona noteica galveno robežu starp ziemeļu un dienvidu Ķīnu. Pēc tam EKOB kopš Indo-Eirāzijas sadursmes ir iesaistījusies Tibetas sadursmes orogēnajā sistēmā Kenozoikā. Kamēr EKOB kontinentālā garoza galvenokārt veidojās vēlīnā paleoprotozoikā, fanerozoja laikos radās arī mazuļu garoza, līdzīgi kā Xing'anling- Mongolijas, Gangdeses un Andu orogēnās jostas. Austrumu-Kunlunas granitoīdu joslā ir daudz pārliecinošu pierādījumu par nepietiekamu un magmas sajaukšanos (1. attēls). Austrumu-Kunlunas granitoīdu sākotnējās vērtības 87Sr / 86Sr pārsvarā ir mazākas par 0,710, un to ∊Nd (t) vērtības svārstās no -9,2 līdz +3,6. Tie nozīmē, ka mantijas materiālu ievadīšanai un mantijas un garozas iegūto materiālu sajaukšanai bija svarīga loma garozas veidošanā un evolūcijā EKOB laikā fanerozoja laikā. Saskaņā ar SHRIMP U-Pb datēšanu cirkoniem no granitoīdu saimniekakmeņiem, mafiskiem mikrogranulāriem anklāviem (MME) un ar tiem saistītajiem gabbriem, divi galvenie zemas un magmas sajaukšanās notikumi notika EKOB agrīnā vidējā devona (394–403 Ma) un vidējā triasa (239–242Ma), kas atbilst posmam no subdukcijas beigām līdz sadursmes uzsākšanai attiecīgi Kaledonijas un Variskijas-Indo-Ķīnas orogēnijas laikā. Atslēgas vārdi: Austrumu-Kunlunas orogēno jostu granitoīdi, kas nepietiekami pārspēj magmu, sajaucot garozas augšanu. Pateicības: Pētījumu ir atbalstījuši Ķīnas Ģeoloģijas dienesta projekti 200113900018 un 1212010610104, kā arī Nacionālais atslēgu projekts 2002CB41260. Šis raksts ir īpaši pieminēts nelaiķa profesoram un akadēmiķim Dongam Šenbao.


13.3: Seismoloģija - ģeozinātnes

Visi MDPI publicētie raksti ir nekavējoties pieejami visā pasaulē ar atvērtas piekļuves licenci. Lai atkārtoti izmantotu visu MDPI publicēto rakstu vai tā daļu, ieskaitot attēlus un tabulas, nav nepieciešama īpaša atļauja. Rakstiem, kas publicēti ar brīvpiekļuves Creative Common CC BY licenci, jebkuru raksta daļu var atkārtoti izmantot bez atļaujas, ja ir skaidri norādīts oriģināls.

Feature Papers ir vismodernākais pētījums ar ievērojamu potenciālu, lai šajā jomā būtu liela ietekme. Rakstus par zinātniskajiem redaktoriem iesniedz pēc individuāla uzaicinājuma vai ieteikuma, un pirms publicēšanas tie tiek salīdzināti.

Feature Paper var būt vai nu oriģināls pētniecības raksts, nozīmīgs jauns pētījums, kas bieži ietver vairākas metodes vai pieejas, vai arī visaptverošs pārskata dokuments ar kodolīgiem un precīziem atjauninājumiem par jaunākajiem sasniegumiem šajā jomā, kas sistemātiski pārskata aizraujošākos sasniegumus zinātnes jomā. literatūra. Šis papīra veids sniedz ieskatu turpmākajos izpētes virzienos vai iespējamās lietojumprogrammās.

Redaktora Choice raksti ir balstīti uz MDPI žurnālu zinātnisko redaktoru ieteikumiem no visas pasaules. Redaktori izvēlas nelielu skaitu nesen žurnālā publicētu rakstu, kuri, viņuprāt, būs īpaši interesanti autoriem vai svarīgi šajā jomā. Mērķis ir sniegt momentuzņēmumu par dažiem aizraujošākajiem darbiem, kas publicēti dažādās žurnāla pētniecības jomās.


3. SUBDUKCIJAS-PĀREJAS ZONU DINAMIKAS PARAUGI

Daudzi veiktie modelēšanas pētījumi par to, kā plātnes mijiedarbojas ar mantijas pārejas zonu, parāda, ka ir divi galvenie faktoru kopumi (1. attēls), kas var ietekmēt plātņu stagnāciju vai iekļūšanu: (1) apvalka pretestība plūst caur augšējo - zemāka apvalka robeža un (2) plātnes forma un izturība, kad tā sāk mijiedarboties ar šo robežu, kur tranšejas spējai atkāpties ir izšķiroša loma pirmajā. Tālāk mēs apspriedīsim katra no šiem nosacīto nozīmi.

3.1. Manteles pretestības loma

Ir ierosināti vairāki faktori, kas veicina izturību pret grimšanu augšējā apvalka pamatnē, visizteiktākais viskozitātes lēciens starp augšējo un apakšējo apvalku (3.1.1. Sadaļa) un endotermiskās fāzes pārejas novirzīšanās no ringwoodite uz postspinel fāzes bridgmanīts un magnesiowüstite aukstā plāksnē, kas lokāli samazina plātnes negatīvo peldspēju (3.1.2. sadaļa). Daži pētījumi liecina, ka papildus (nelielas) iekšējā blīvuma izmaiņas ķīmisko izmaiņu dēļ starp augšējo un apakšējo apvalku var veicināt (3.1.3. Sadaļa).

3.1.1. Viskozitātes lēciens

Ģeoīda, pēcledus laikmeta atsitiena, brīvā gaisa gravitācijas un dinamiskās topogrāfijas novērojumu modelēšana ierobežo apakšējā apvalka vidējo viskozitāti par faktoru 10–100 augstāku par vidējo augšējā apvalka viskozitāti (piemēram, Chen and King, 1998 Panasyuk and Hāgers, 2000 Mitrovica un Forte, 2004). Līdzīgs apakšējās daļas viskozitātes pieaugums attiecībā pret augšējo apvalku ir secināts no modeļiem, kas atveido apakšējā apvalka plātnes grimšanas ātrumus, kas aprēķināti pēc plākšņu rekonstrukcijas un tomogrāfijas atbilstības (Čížková et al., 2012).

Tā kā eksperimenti rāda, ka viskozitāte eksponenciāli mainās atkarībā no spiediena (un eksponenciāli ar temperatūras apgriezto vērtību), daļa no šī pieauguma var būt pakāpeniska spiediena ietekme (īpaši seklā apakšējā apvalkā, piemēram, Marquardt and Miyagi, 2015 King, 2016), tendence, kuru zināmā mērā kompensēs viskozitātes samazināšanās, ko rada adiabātiski paaugstināta temperatūra ar dziļumu (Ranalli, 1995 King, 2016). No otras puses, fāzes pāreja lielākajā daļā mantijas minerālu augšējā apvalka pamatnē ir loģiska vieta viskozitātes pakāpiena notikušanai (Karato, 1989 Faccenda un Dal Zilio, 2017). Dažām kopīgām inversijām ir nepieciešams arī lēciens tuvu šim dziļumam (Mitrovica un Forte, 2004). Turklāt eksperimenti rāda, ka bridgmanīts, kas veido ~ 80% no apakšējā apvalka sastāva, ir samērā spēcīga fāze (Yamazaki un Karato, 2001). Turklāt paraksta ģeoīdā modelēšana virs subdukcijas zonām norāda, ka endotermiskas fāzes pārejas rezistīvajam efektam ir zems signāls, un, lai izskaidrotu mazāka mēroga ģeoīda struktūru, ir nepieciešams viskozitātes pieaugums uz robežas par koeficientu 30–100 ( King, 2002 Tosi et al., 2009), kur jāpatur prātā, ka dinamiski spēcīgam viskozitātes un dziļuma gradientam būs līdzīga ietekme kā straujam lēcieniem.

Globālā mēroga apvalka konvekcijas modeļi atklāj, ka no novērojumiem secinātais augšējā un apakšējā apvalka viskozitātes lēcienu diapazons nenoved pie slāņveida konvekcijas vai noved pie ievērojamas plātņu materiāla uzkrāšanās pārejas zonā (Van Keken un Zhong, 1999 Yanagisawa et al., 2010). Reģionālie vienas subdukcijas sistēmas modeļi, reaģējot uz šādu viskozitātes pieaugumu, rada virkni plātņu morfoloģiju, bet tikai tad, ja tranšeja var brīvi pārvietoties (Kincaid un Olson, 1987 Gurnis un Hager, 1988 Guillou-Frottier et al., 1995 Christensen, 1996 Olbertz et al., 1997 Garel et al., 2014). Reģionālā modeļa plātņu morfoloģijas atgādina tomogrāfiski attēlotu ģeometriju daudzveidību (5. attēls).

Tomēr modeļos ar tikai viskozitātes lēcienu, pat ja plātnes izlīdzinās, apakšējā apvalka grimšanas ātrums nav niecīgs, un līdz ar to tie nespēj ģenerēt plakanas plātnes segmentus, kuru garums & gt1000 km ir secināts no tomogrāfiskajiem attēliem ( Garel et al., 2014). No otras puses, ja nav viskozitātes lēciena, ir grūti izstrādāt nevienu plakanu plātni (Tagawa et al., 2007 Torii and Yoshioka, 2007 Yanagisawa et al., 2010 un mūsu pašu modeļi 6. attēlam). Ģeoidālo un atsitiena balstīto viskozitātes lēcienu augšējā galā - koeficients 100 vai lielāks - tiek stingri kavēta plātnes grimšana apakšējā apvalkā (Běhounková un Čížková, 2008 Loiselet et al., 2010), tranšejas atkāpšanās samazinājās (Čížková un Bina, 2013 Garel et al., 2014), un plātņu morfoloģiju diapazons aprobežojas ar saplacināšanu un locīšanu, pat ja plātņu serdeņi ir 2–3 pakāpes viskozāki par apkārtējo apvalku (Garel et al., 2014).

3.1.2. Endotermiskā fāzes pāreja

Endotermiskā gredzenvada novirze uz bridgmanītu + magnesiowüstīta pāreju aukstās plātnēs noved pie lokālas plātņu peldspējas palielināšanās, kas kavē to turpmāku nolaišanos (piemēram, Bina et al., 2001 Faccenda un Dal Zilio, 2017). Pirolītiskā kompozīcijā gar fona (1300 ° C potenciāls) apvalka temperatūras profilu blīvuma lēciens pie gredzenveida pārejas uz postspinel pāreju ir 220 kg / m 3 (aprēķināts ar Stixrude un Lithgow-Bertelloni, 2011 datubāzi) (5,5 % blīvuma pieaugums attiecībā pret blīvumu virs pārejas). Salīdzinot ar plākšņu lieko blīvumu, kas svārstās no ~ 30 kg / m 3 jaunām plāksnēm līdz 100 kg / m 3 ļoti vecām plāksnēm (Cloos, 1993), ir skaidrs, ka pārejas novirze uz leju liek plātnes lokāli peldošas, tādējādi nodrošinot ļoti spēcīgu stagnējošu spēku.

Plātnes peldspēja novirzītās fāzes pārejas dēļ nolaižamajā plāksnē ir tikai lokalizēts efekts. Kad daļai plātnes izdodas iegrimt zem pārejas, tās negatīvā peldspēja tiek atgūta. Blīvuma lēciena un fāzes robežu novirzes kopīgo ietekmi raksturo fāzes peldspējas parametrs - fāzes pārejas dēļ radītais lokālais peldspējas rādītājs, salīdzinot ar kopējo siltuma konvekcijas virzošo spēku (Christensen and Yuen, 1985). Jaunākie eksperimentālie aprēķini par ringwoodite līdz postspinel pārejas Clapeyron slīpumu Γ ir no –0,5 līdz –2,0 MPa / K (Hirose, 2002 Fei et al., 2004 Katsura et al., 2004 Litasov et al., 2005 Stixrude un Lithgow-Bertelloni, 2011). Zemākajā temperatūrā (zem 900–1400 ° C [Stixrude and Lithgow-Bertelloni, 2011 Holland et al., 2013]) arī spēcīgi endotermiskā pāreja (Γ starp –2 un –5 MPa / K) no ringwoodite līdz akimotoite uz bridgmanite un magnesiowüstite var vēl vairāk veicināt plātnes fāzes peldspēju (Faccenda un Dal Zilio, 2017).

Daudzos modelēšanas pētījumos ir pētīts, kā plātnes materiālu var absorbēt pārejas zonā ar negatīva Clapeyron slīpuma vai kombinētas viskozitātes lēciena un Clapeyron slīpuma efekta iedarbību, sākot ar Rihteru (1973), kurš parādīja, ka tas var nedaudz kavēt konvekciju. Christensens un Yuen (1984) veica detalizētu pētījumu par vertikāli grimstošas ​​plātnes mijiedarbību pāri robežai ar endotermiskām fāzes izmaiņām un / vai mainīga stipruma ķīmiskā blīvuma izmaiņām. Viņi parādīja, ka ļoti augstās nogāzēs, kas pārsniedz –4 līdz –6 MPa / K, fāzes peldspējas efekts ir tik spēcīgs, ka konvekcija kļūst slāņaina. Daudzi nākamie modeļi ir parādījuši, ka vidējām Klapeirona nogāzēm, kas pārsniedz –2 līdz –3 MPa / K (ti, pašreizējo eksperimentālo ierobežojumu augstākajā galā), ir iespējama daļēja apvalka konvekcijas slāņošana ar katastrofāliem iespiešanās notikumiem („lavīnām”) , kas ietekmē globālo plūsmas lauku, kad virs fāzes robežas ir uzkrājies pietiekams daudzums materiālu (Machetel and Weber, 1991 Tackley et al., 1993 Solheim and Peltier, 1994). Zemākos Kleipirona nogāzēs fāzu robežai šajos globālā mēroga modeļos ir maza ietekme.

Tomēr šādi globālie modeļi parasti pilnībā neaptver plākšņu stiprības un tranšejas mobilitātes ietekmi. Daudzi reģionālie subdukcijas modeļi ir dokumentējuši, ka, ja ir iespējama tranšejas atkāpšanās vai tā ir uzlikta, daļēja stagnācija jau var notikt relatīvi zemās Klapeirona nogāzēs (no –0,5 līdz –1 MPa / K, ti, labi eksperimentāli gaidāmajā diapazonā) (Christensen, 1996 Torii un Yoshioka, 2007. Agrusta et al., 2017). Tas tiks tālāk apspriests 3.2. Sadaļā.

Agrusta et al. (2017) (6. attēls) ilustrē, ka modeļos, kur tranšejām ir atļauts brīvi migrēt, mainot postspinel pārejas Clapeyron slīpumu starp –0,5 un –3 MPa / K, ir spēcīgāka ietekme uz to, vai notiek stagnācija vai daļēja stagnācija, nekā mainot mantijas viskozitātes lēciens ir no 5 līdz 30, lai arī bez viskozitātes lēciena arī stagnāciju nav viegli panākt. Šie rezultāti sakrīt ar Yanagisawa et al. (2010), kurš trīsdimensiju sfēriskā modelī ar pārvietojamām tranšejām konstatēja, ka stagnējošu un iekļūstošu plātņu sajaukums tiek radīts tikai pateicoties viskozitātes lēciena un endotermiskās fāzes robežas kopējam efektam, kur pēdējais ir galvenais stagnācijas pieļaušanai un līdz ar to periodiska plātņu iegrimšana apakšējā apvalkā.

Eksotermiskā fāzes pāreja, kas sagaidāma ~ 410 km dziļumā, kad olivīns pārvēršas savā wadzleyīta fāzē, var veicināt iekļūšanu, jo tas pastiprina plātņu grimšanu un pāļus pārejas zonā (Christensen, 1996 Čížková et al., 2002 Běhounková and Čížková, 2008). Tomēr pat ar šāda eksotermiska 410 efektu plātnes, kas var izraisīt tranšejas atkāpšanos, joprojām var apstāties par Γ tik zemu kā –1 MPa / K (Agrusta et al., 2017).

No otras puses, ir ierosināts, ka pāreju no olivīna uz wadsleyite kinētiski var aizkavēt aukstuma, t.i., veco plātņu, kodolā līdz dziļumam 200-300 km zem līdzsvara dziļuma. Tas samazinātu vecāko plākšņu negatīvo peldspēju un veicinātu to stagnāciju pārejas zonā (Schmeling et al., 1999 Bina et al., 2001 Tetzlaff and Schmeling, 2009 Agrusta et al., 2014). Olivīna komponents (olivīna, vadsleyīta vai ringwoodīta fāzē) veido tikai ~ 60% no peridotīta sastāva, kas pārsniedz 660 km. Eksperimentālie pētījumi liecina, ka piroksēna un granāta fāzes pārejas atlikušajos 40% sastāva, kā arī plātnes garozas daļā var būt kinētiski nomāktas arī tipiskās plātņu temperatūrās (Hogrefe et al., 1994 Nishi et al. , 2008, Van Mierlo et al., 2013). Šīs pārejas aizkavēšanās, sākot no līdzsvara dziļuma no 200 līdz 300 km, iespējams, tikpat dziļa kā pārejas zonas pamatne, piešķir tik lielu peldspēju, ka tas varētu palīdzēt gan jaunāku, gan vecāku plākšņu stagnācijai, lai gan efektam vajadzētu būt spēcīgākam pēdējā (Agrusta et al., 2014 King et al., 2015).

Netālu no 660 km dziļuma ir ierosināts, ka ringwoodite ietekme uz postspinel pāreju ar negatīvu Clapeyron slīpumu un pāreja no granāta uz bridgmanite, kas notiek arī šī dziļuma tuvumā un kurai ir izteikti pozitīva Clapeyron slīpums, var lielā mērā atcelt jebkuru dinamiskie efekti (Tackley et al., 2005). Granāta pārejas dziļuma diapazons un tā Klapeirona slīpums nav skaidrs (Hirose, 2002 Xu et al., 2008 Stixrude and Lithgow-Bertelloni, 2011 Holland et al., 2013). Jebkurā gadījumā granāta sastāvdaļu pāreja ir diezgan izkliedēta un var izplatīties dziļuma intervālā līdz 100–250 km. Granāta pāreju Clapeyron slīpums var būt arī zems zem apkārtējā apvalka temperatūras. Turklāt tiek prognozēts, ka tam būs maigāka peldspēja nekā ringwoodite pārejai (Bina et al., 2001 Faccenda un Dal Zilio, 2017). Atliek pārbaudīt reģionālos subdukcijas modeļos ar mobilajām tranšejām, kāds ir šo pāreju mijiedarbības dinamiskais efekts. Tomēr, ja granāta pāreja izplatās lielākā dziļumā nekā plātnes biezums, tā ietekme, visticamāk, būtu ievērojami mazāka nekā olivīna komponentu pārejām (Christensen and Yuen, 1985 Bina et al., 2001).

Līdz šim veiktā modelēšana ar viskozitātes lēcienu un vienu endotermiskas fāzes pāreju 660 km dziļumā stingri norāda, ka fāzes peldspējai ir galvenā loma plātņu stagnācijas izraisīšanā. Mūsu pētījumā (Agrusta et al., 2017) (kur mēs izmantojām Δρph 350 kg / m 3, atbilstoši 100% olivīna sastāvam), mēs atklājām, ka pie Δη = ηLM/ ηUM = 30, vecās plāksnes var stagnēt, ja Γ ir lielāks par –0,7 līdz –0,8 MPa / K. Pirolīta blīvuma lēcienam tas izpaužas kā kritisks Klapeirona slīpums no –1,1 līdz –1,3 MPa / K. Tādējādi daļēja stagnācija ir diezgan ticams, lai ringwoodite īpašības pārietu uz postspinel labi nesen noteiktajā eksperimentālajā diapazonā.

3.1.3. Blīvuma lēciens

Lai gan visizplatītākais pieņēmums ir tāds, ka visai mantijai ir pirolītam līdzīgs sastāvs (piemēram, McDonough un Sun, 1995 Lyubetskaya un Korenaga, 2007) - ar zināmu daudzumu neviendabīguma no pārstrādātām subduktētām plāksnēm (Xu et al., 2008) - daži pētījumos ir apšaubīts šis pieņēmums. Atšķirības starp ātruma un blīvuma lēcieniem sfēriskos seismiskos modeļos un aplēses no eksperimentiem ar fāzu pārejām olivīnā vai pirolītā, kā arī Zemes evolūcija un ģeoķīmiskie un kosmoloģiskie argumenti ir izmantoti, lai aizstāvētu, ka starp augšējo un apakšējo apvalku pastāv iekšēja ķīmiska atšķirība. (piemēram, Stixrude et al., 1992 Khan et al., 2008 Javoy et al., 2010). Ja ir kāda ķīmiska atšķirība, 660 km dziļumā būtu jāveic lēciena blīvums, kas ir mazāks par 6%, vai arī tas novestu pie pilnīgi slāņainas apvalka konvekcijas (Christensen and Yuen, 1984), kas seismiskā tomogrāfija, plāksne evolūcijas modelēšana, un apsvērumi par Zemes konvekcijas un siltuma evolūciju ir neticami (Silver et al., 1988 Ricard et al., 1993 Van der Hilst et al., 1997 McNamara and Van Keken, 2000). Turklāt, ja tas neizraisa slāņveida konvekciju, ķīmiskā saskarne nevar izdzīvot daudzu konvekcijas ciklu laikā, lai gan ķīmiskie gradienti var saglabāties (Van Keken un Zhong, 1999 Tackley et al., 2005 Brandenburg un Van Keken, 2007). Piemēram, Ballmer et al. (2015) izsauca kompozīcijas blīvuma gradientus, pateicoties pakāpeniskai bagātināšanai bazalta komponentos ar dziļumu apakšējā apvalkā, kā mehānismu plātņu stagnēšanai apakšējās apvalka augšdaļā. Mūsu apkopojums par pārejas zonas plātņu morfoloģijām 2. attēlā tomēr parāda, ka plātnes ļoti reti stagnē zem 660, ja vispār.

3.2. Plātnes izturības un tranšejas kustības loma

No iepriekšminētās diskusijas jau ir skaidrs, ka tranšeju atkāpšanās spēlē svarīgu lomu, ļaujot dažām plātnēm stagnēt mantijas pārejas zonā, kā to vispirms ierosināja Van der Hilst un Seno (1993). Tranšeju kustība izrādās cieši saistīta ar zemvadošās plāksnes izturību, kad tā ieliekas apvalkā. Turklāt tiek ieteikts, ka plātņu izturībai pārejas zonā ir nozīme, lai noteiktu, cik viegli plātnes iekļūst (Karato et al., 2001). Zemāk mēs apspriedīsim šo plātņu iekšējo faktoru un tranšeju mobilitātes lomu.

3.2.1. Tranšeju kustības loma

Lielākā daļa plākšņu faktiski ne tikai pārvietojas pa iegremdēšanās virzienu, bet arī demonstrē retrogrādu kustību (no jūras uz augšu no augšējās plāksnes), kā rezultātā tranšeja atkāpjas (Elsasser, 1969 Chase, 1978 Garfunkel et al., 1986). Šāda retrogrāda kustība ir plāksnes vertikālas nogrimšanas sekas, kā gaidīts visvienkāršākajai brīvās subdukcijas formai, ko virza plāksnes negatīvā peldspēja un ko būtiski neaizkavē konvekcijas piespiešana augšējā plāksnē vai apvalkā (Kincaid and Olson, 1987 Zhong and Gurnis, 1995 Becker et al., 1999 Funiciello et al., 2003a Funiciello et al., 2003b Schellart, 2008). Motivējot Kincaid un Olson (1987) brīvās subdukcijas modeļus, Van der Hilst un Seno (1993) ierosināja, ka tranšejas atkāpšanās varētu būt atbildīga par plātnes saplacināšanu, kā tomogrāfiski novēro pārejas zonā zem Klusā okeāna rietumiem.

Džona un Gurņa (1995) modelis, kas iekļauj mobilo plākšņu robežas, skaidri parādīja, ka tranšeju migrācija var radīt plātnes, kas stagnējas ievērojamos attālumos pārejas zonā. Daudzi citi reģionāla mēroga modeļi noteica tranšejas kustības un noteica, cik daudz kustības nepieciešams saplacināšanai (Griffiths et al., 1995 Guillou-Frottier et al., 1995 Christensen, 1996 Olbertz et al., 1997 Čížková et al., 2002 Torii un Yoshioka, 2007). Tādā veidā viņi secināja kritiskas tranšejas kustības vai kritumus. Piemēram, Christensen (1996) atklāja kritisko atkāpšanās ātrumu 2–4 cm / gadā. Turpmākais darbs norāda, ka kritiskais ātrums var mainīties ar grimšanas ātrumu, ti, kritiska kritums var būt piemērotāks, turklāt nogriešana ir atkarīga no pārejas zonas pretestības un, iespējams, arī no plātnes izturības (Torii and Yoshioka, 2007 Agrusta et al. , 2017), lai nebūtu viena kritiska atkāpšanās ātruma.

Modeļi, kuros tranšejas kustība attīstās dinamiski, parāda, ka mainīgā tranšejas mobilitāte, ko regulē plātņu iekšējā un ārējā piespiešana, ir visticamākais cēlonis mainīgiem subdukcijas-pārejas zonas mijiedarbības veidiem (piemēram, Ribe, 2010 Stegman et al., 2010b Čížková and Bina, 2013 Garel et al., 2014).

3.2.2. Subducting-Plate blīvums un izturība: Tranšeju kustības vadība

Lai izpētītu, kādi faktori kontrolē tranšejas atkāpšanos, vispirms tika izmantoti modeļi, kuros subdukcijas un atkāpšanās ātrums attīstās pašsaprotami, vispirms bez jebkādas saskarnes augšējā apvalka pamatnē vai ar necaurejamu apakšējo apvalku, un tas viss nav jāpiespiež no virsējās plāksnes. Šādos “brīvajos” subdukcijas modeļos subdukcija parasti ietver tranšejas atkāpšanos, pat ja nav robežu, kas kavētu grimšanu mantijas pamatnē (Ribe, 2010 Fourel et al., 2014).

Tranšejas atkāpšanās ātrumu kontrolē zemūdens plāksnes izturība un peldspēja (Bellahsen et al., 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) (7. attēls). Gan augsts pazeminošo plākšņu blīvums, gan augsta izturība pret locīšanos tranšejā veicina tranšejas atkāpšanos. To var saprast šādi. Laiku, kas plāksnei ir pieejams saliekšanai, kontrolē tā iegremdēšanas ātrums, ko atkal regulē tā blīvums (plātnes vilkšana). Ja grimšanas laiks ir pārāk īss, lai plāksne varētu saliekties no horizontālas līdz vertikālai ģeometrijai, tranšeja atkāpsies, kamēr plātne nogrimst. Jo spēcīgāka ir izturība pret saliekšanos, t.i., jo ilgāks laiks būtu vajadzīgs plāksnes viskozai saliekšanai tranšejā, jo vairāk notiks atkāpšanās.

Dažos modeļos plātnes ar augstu viskozitāti un mazu blīvumu noved pie tranšejas virzības (Bellahsen et al., 2005 Di Giuseppe et al., 2008 Funiciello et al., 2008 Stegman et al., 2010b). Virziens notiek tad, kad plāksnes spēj (t.i., tām ir pietiekams grimšanas laiks), lai pilnībā noliektos, bet tām nav iespēju izlocīties, pirms tās sasniedz augšējās apvalka pamatni (Ribe, 2010). Apgāzušās plāksnes (dip & gt90 °) mijiedarbība ar pretestīgu augšējā un apakšējā apvalka saskarni izraisa tranšejas virzību (Bellahsen et al., 2005 Funiciello et al., 2008 Schellart, 2008 Ribe, 2010). Vājākas plāksnes atslābs, reaģējot uz viskozo apvalka plūsmu, ko virza grimstošā un kustīgā plāksne, un tādējādi nonāk augšējās apvalka pamatnē leņķī, kas mazāks par 90 °. Spēcīgas un ātras plāksnes nekad nesaliecas tālāk par 90. Okeāna plātņu termiskās novecošanas tendencēm gan blīvums, gan viskozitāte palielināsies, un paredzams, ka dominēs atkāpšanās režīmi. Turklāt, ja tiek ņemta vērā elastīgā ietekme uz reoloģiju, plāksnes vieglāk izliekas, it īpaši, ja tām ir augstāka viskozitāte (ti, lielāks Maksvela laiks, kas ir vienāds ar viskozitāti pār elastīgā Junga moduli) un tādējādi izturas elastīgāk (Farrington et al. , 2014 Fourel et al., 2014). Tāpēc, iespējams, uz Zemes nav tranšejas virzības gadījuma, kuru vada tikai nolaižamā plāksne. Visticamāk, virzība ir papildu piespiešanas rezultāts vai nu nolaižamās plāksnes aizmugurējā galā (piemēram, grēdas grūdiens [Capitanio, 2013]), vai no augšējās plāksnes, vai arī strauju iezīmju nonākšana tranšejā (Capitanio et al., 2010a Magni et al., 2012 Fourel et al., 2014 Čížková and Bina, 2015 Goes et al., 2014).

Termomehāniskie modeļi (Garel et al., 2014 Agrusta et al., 2017) apstiprina, ka vecām plāksnēm ar augstu blīvumu un augstu viskozitāti ir lielāka tendence atkāpties nekā jaunākām plāksnēm. Principā vecākām plāksnēm vajadzētu mazāk kavēt fāzes peldspēju, un tā patiešām ir tāda uzvedība, kāda ir dažādu termiskās peldspējas nogrimstošu plākšņu segmentu modeļos (Ballmer et al., 2015). Tomēr pašpārliecināti subdukcijas modeļi parāda, ka to spēcīgākā atkāpšanās tendence noved pie vecāku plākšņu saplacināšanas un stagnācijas pārejas zonā, savukārt, ja starp Clapeyron starpposma nogāzēm un viskozitātes lēcieniem ir mazāka par 100, jaunām plāksnēm ir tendence iekļūt salīdzinoši straujās kritumos ( et al., 2008 Garel et al., 2014 Agrusta et al., 2017) (6. attēls). Tādējādi plākšņu vecuma variācijas, iespējams, veicina novērotās plātņu pārejas zonas mijiedarbības stilu variācijas.

Ieskats par plātnes stiprības un peldspējas kā tranšejas kustības primārās vadības lomu lielākoties nāk no 2-D modeļiem. Trīsdimensiju tranšejas kustībā rodas papildu variācijas, jo plātnes locīšana gar sitienu, reaģējot uz plūsmu ap plāksnes malām (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), kas noved pie zemākas plākšņu malu atkāpšanās, un ļoti platām plāksnēm centrā var izveidoties tranšejas stagnācijas punkts. Sānu izmaiņas plātņu peldspējā var izraisīt arī tranšejas kustību variācijas, kas ir atkarīgas no dažādu peldspējas pazīmju mēroga un to relatīvā ieguldījuma plātņu kopējā vilkšanā (Martinod et al., 2005 Morra et al., 2006 Goes et al. , 2008 Mason uc, 2010 Magni et al., 2014 Goes et al., 2014).

3.2.3. Augšējās plāksnes un pretestības loma: tranšejas kustības ārējās vadības ierīces

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 vilnis (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 vilnis , 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.
Materiāls S Wave (kilometres per second) P Wave (kilometres per second)
Dry sand 0.1 to 0.4 0.4 to 1.3
Māls 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
Dūņakmens 2.1 to 2.3 3.0 to 4.3
Smilšakmens 1.4 to 2.5 3.0 to 5.0
Kaļķakmens 2.4 to 3.1 4.2 to 5.8
Granīts 3.0 to 3.7 4.9 to 5.9
Bazalts 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.
Slānis 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

Visi MDPI publicētie raksti ir nekavējoties pieejami visā pasaulē ar atvērtas piekļuves licenci. Lai atkārtoti izmantotu visu MDPI publicēto rakstu vai tā daļu, ieskaitot attēlus un tabulas, nav nepieciešama īpaša atļauja. Rakstiem, kas publicēti ar brīvpiekļuves Creative Common CC BY licenci, jebkuru raksta daļu var atkārtoti izmantot bez atļaujas, ja ir skaidri norādīts oriģināls.

Feature Papers ir vismodernākais pētījums ar ievērojamu potenciālu, lai šajā jomā būtu liela ietekme. Rakstus par zinātniskajiem redaktoriem iesniedz pēc individuāla uzaicinājuma vai ieteikuma, un pirms publicēšanas tie tiek salīdzināti.

Feature Paper var būt vai nu oriģināls pētniecības raksts, nozīmīgs jauns pētījums, kas bieži ietver vairākas metodes vai pieejas, vai arī visaptverošs pārskata dokuments ar kodolīgiem un precīziem atjauninājumiem par jaunākajiem sasniegumiem šajā jomā, kas sistemātiski pārskata aizraujošākos sasniegumus zinātnes jomā. literatūra. Šis papīra veids sniedz ieskatu turpmākajos izpētes virzienos vai iespējamās lietojumprogrammās.

Redaktora Choice raksti ir balstīti uz MDPI žurnālu zinātnisko redaktoru ieteikumiem no visas pasaules. Redaktori izvēlas nelielu skaitu nesen žurnālā publicētu rakstu, kuri, viņuprāt, būs īpaši interesanti autoriem vai svarīgi šajā jomā. Mērķis ir sniegt momentuzņēmumu par dažiem aizraujošākajiem darbiem, kas publicēti dažādās žurnāla pētniecības jomās.