Seismisk tomografi - Seismic tomography

Seismisk tomografi er en teknik til billeddannelse af jordens undergrund med seismiske bølger produceret af jordskælv eller eksplosioner. P- , S- og overfladebølger kan bruges til tomografiske modeller med forskellige opløsninger baseret på seismisk bølgelængde, bølgekildeafstand og seismograf-array-dækning. De data, der modtages ved seismometre, bruges til at løse et omvendt problem, hvor lokaliteterne for refleksion og brydning af bølgestierne bestemmes. Denne løsning kan bruges til at skabe 3D-billeder af hastighedsanomalier, der kan fortolkes som strukturelle, termiske eller kompositionsvariationer. Geoforskere bruger disse billeder til bedre at forstå kerne-, kappe- og pladetektoniske processer.

Teori

Tomografi løses som et omvendt problem . Seismiske rejsetidsdata sammenlignes med en indledende jordmodel, og modellen ændres, indtil der findes den bedst mulige pasform mellem modelforudsigelser og observerede data. Seismiske bølger ville bevæge sig i lige linjer, hvis Jorden havde en ensartet sammensætning, men sammensætningens lagdeling, tektoniske struktur og termiske variationer reflekterer og bryder seismiske bølger . Placeringen og størrelsen af ​​disse variationer kan beregnes ved hjælp af inversionsprocessen, skønt løsninger på tomografiske inversioner ikke er unikke.

Seismisk tomografi svarer til medicinsk røntgen- computertomografi (CT-scanning), idet en computer behandler modtagerdata for at producere et 3D-billede, selvom CT-scanninger bruger dæmpning i stedet for rejsetidsforskel. Seismiske tomografi har at gøre med en analyse af buede ray stier, som reflekteres og spredes i jorden og potentiel usikkerhed i placeringen af jordskælv hypocenter . CT-scanninger bruger lineære røntgenstråler og en kendt kilde.

Historie

Seismisk tomografi kræver store datasæt over seismogrammer og velplacerede jordskælv eller eksplosionskilder. Disse blev mere tilgængelige i 1960'erne med udvidelsen af ​​globale seismiske netværk og i 1970'erne, da digitale seismografiske dataarkiver blev oprettet. Denne udvikling opstod samtidig med fremskridt inden for computerkraft, der var nødvendige for at løse omvendte problemer og generere teoretiske seismogrammer til modeltest.

I 1977 blev P-bølgeforsinkelsestider brugt til at skabe det første seismiske array-skala 2D-kort over seismisk hastighed. I samme år blev P-bølgedata brugt til at bestemme 150 sfæriske harmoniske koefficienter for hastighedsanomalier i kappen. Den første model ved hjælp af iterative teknikker, der kræves, når der er et stort antal ukendte, blev udført i 1984. Denne byggede på den første radial anisotrope model af Jorden, som tilvejebragte den krævede indledende referenceramme til at sammenligne tomografiske modeller med til iteration. De oprindelige modeller havde en opløsning på ~ 3000 til 5000 km sammenlignet med de få hundrede kilometer opløsning af de nuværende modeller.

Seismiske tomografiske modeller forbedres med fremskridt inden for computing og udvidelse af seismiske netværk. Nylige modeller af globale kropsbølger brugte over 107 rejsetider til model 10 5 til 106 ukendte.

Behandle

Seismisk tomografi bruger seismiske poster til at skabe 2D- og 3D-billeder af underjordiske anomalier ved at løse store omvendte problemer, der genererer modeller, der er i overensstemmelse med observerede data. Forskellige metoder bruges til at løse uregelmæssigheder i skorpen og litosfæren, lavvandet kappe, hel kappe og kerne baseret på tilgængeligheden af ​​data og typer af seismiske bølger, der trænger ind i regionen med en passende bølgelængde til funktionsopløsning. Nøjagtigheden af ​​modellen er begrænset af tilgængelighed og nøjagtighed af seismiske data, anvendt bølgetype og antagelser i modellen.

P-bølgedata bruges i de fleste lokale modeller og globale modeller i områder med tilstrækkelig jordskælv og seismograftæthed. S- og overfladebølgedata bruges i globale modeller, når denne dækning ikke er tilstrækkelig, såsom i havbassiner og væk fra subduktionszoner. Første ankomsttider er de mest anvendte, men modeller, der anvender reflekterede og brydede faser , bruges i mere komplekse modeller, såsom dem, der afbilder kernen. Differentielle rejsetider mellem bølgefaser eller typer anvendes også.

Lokal tomografi

Lokale tomografiske modeller er ofte baseret på et midlertidigt seismisk array, der er målrettet mod bestemte områder, medmindre det er i en seismisk aktiv region med omfattende permanent netværksdækning. Disse giver mulighed for billeddannelse af skorpe og øvre kappe .

  • Diffraktion og bølgeligningstomografi bruger den fulde bølgeform i stedet for kun de første ankomsttider. Inversionen af ​​amplitude og faser for alle ankomster giver mere detaljeret densitetsinformation end transmissionens rejsetid alene. På trods af den teoretiske appel anvendes disse metoder ikke i vid udstrækning på grund af beregningsomkostningerne og vanskelige inversioner.
  • Reflektionstomografi stammer fra efterforskningsgeofysik . Det bruger en kunstig kilde til at løse småskalaegenskaber på skorpedybder. Vidvinkeltomografi er ens, men med en bred kilde til modtagerforskydning. Dette giver mulighed for påvisning af seismiske bølger, der brydes fra dybder under skorpen og kan bestemme kontinentale arkitektur og detaljer om plademargener. Disse to metoder bruges ofte sammen.
  • Lokal jordskælvstomografi anvendes i seismisk aktive regioner med tilstrækkelig seismometerdækning. I betragtning af nærheden mellem kilde og modtagere skal en præcis placering af jordskælvfokus være kendt. Dette kræver samtidig iteration af både struktur og fokusplaceringer i modelberegninger.
  • Teleseismisk tomografi bruger bølger fra fjerne jordskælv, der afbøjer opad til et lokalt seismisk array. Modellerne kan nå dybder svarende til array-blænde, typisk til dybder til billeddannelse af skorpen og litosfæren (et par hundrede kilometer). Bølgerne bevæger sig tæt på 30 ° fra lodret, hvilket skaber en lodret forvrængning til kompakte funktioner.

Regional eller global tomografi

Forenklet og fortolket P- og S-bølgehastighedsvariationer i kappen over det sydlige Nordamerika viser den subducerede Farallon Plate.

Tomografiske modeller til regional til global skala er generelt baseret på lange bølgelængder. Forskellige modeller er bedre enige med hinanden end lokale modeller på grund af den store funktionsstørrelse, de ser ud på, såsom subdukerede plader og superplumes . Afvejen fra hel kappe til hel jorddækning er den grove opløsning (hundreder af kilometer) og vanskeligheder med at billeddanne små træk (f.eks. Smalle fjer). Selvom de ofte bruges til at afbilde forskellige dele af undergrunden, er P- og S-bølgeafledte modeller stort set enige om, hvor der er billedoverlappende. Disse modeller bruger data fra både permanente seismiske stationer og supplerende midlertidige arrays.

  • Første ankomst rejsetid P-bølgedata bruges til at generere tomografiske billeder af kappen med den højeste opløsning. Disse modeller er begrænset til regioner med tilstrækkelig seismografdækning og jordskælvstæthed, og kan derfor ikke bruges til områder som inaktivt pladeinteriør og havbassiner uden seismiske netværk. Andre faser af P-bølger bruges til at afbilde den dybere kappe og kerne.
  • I områder med begrænset seismograf eller jordskælvsdækning kan flere faser af S-bølger bruges til tomografiske modeller. Disse har lavere opløsning end P-bølgemodeller på grund af de involverede afstande og færre tilgængelige bounce-fasedata. S-bølger kan også bruges i forbindelse med P-bølger til forskellige ankomsttidsmodeller.
  • Overfladebølger kan bruges til tomografi af skorpen og øvre kappe, hvor der ikke er data om kropsbølger (P og S). Både Rayleigh- og Love-bølger kan bruges. Lavfrekvente bølger fører til modeller med lav opløsning, derfor har disse modeller problemer med skorpestruktur. Frie svingninger eller normal tilstand seismologi , er den lange bølgelængde, lave bevægelser frekvens af overfladen af jorden, der kan opfattes som en type overflade bølge. Frekvenserne af disse svingninger kan opnås gennem Fourier-transformation af seismiske data. Modellerne baseret på denne metode er i bred skala, men har fordelen ved relativt ensartet datadækning sammenlignet med data, der kommer direkte fra jordskælv.
  • Dæmpning tomografi forsøg på at udtrække anelastic signal fra det elastiske dominerede bølgeform af seismiske bølger. Fordelen ved denne metode er dens følsomhed over for temperatur, og dermed evnen til at afbilde termiske egenskaber såsom kappe-plumer og subduktionszoner. Både overflade- og kropsbølger er blevet brugt i denne tilgang.
  • Omgivende støjtomografi krydskorrelerer bølgeformer fra tilfældige bølgefelt genereret af oceaniske og atmosfæriske forstyrrelser. En stor fordel ved denne metode er, at den i modsætning til andre metoder ikke kræver et jordskælv eller anden begivenhed for at give resultater. En ulempe ved metoden er, at den kræver en betydelig tid, normalt mindst et år, men flere års dataindsamling er også almindelig. Denne metode har produceret billeder i høj opløsning og er et område med aktiv forskning.
  • Bølgeformer modelleres som stråler i seismisk analyse, men alle bølger påvirkes af materialet nær strålestien. Den endelige frekvenseffekt er det resultat, det omgivende medium har på en seismisk rekord. Endelig frekvens tomografi tegner sig for dette ved bestemmelse af både rejsetid og amplitude anomalier, hvilket øger billedopløsningen. Dette har evnen til at løse meget større variationer (dvs. 10-30%) i materialegenskaber.

Ansøgninger

Seismisk tomografi kan løse anisotropi, anelasticitet, tæthed og bulklydhastighed. Variationer i disse parametre kan være et resultat af termiske eller kemiske forskelle, der tilskrives processer som kappe, subduktionsplader og mineralfaseskift. Funktioner i større skala, der kan afbildes med tomografi, inkluderer høje hastigheder under kontinentale skjolde og lave hastigheder under havspredningscentre .

Hotspots

Den afrikanske store provins med lav forskydningshastighed (superplume)

Mantelplumhypotesen foreslår, at områder af vulkanisme, der ikke let forklares ved pladetektonik, kaldet hotspots , er et resultat af termisk opstrømning fra så dybt som kernemantelgrænsen, der bliver diapirer i skorpen. Dette er en aktivt anfægtet teori, selvom tomografiske billeder antyder, at der er anomalier under nogle hotspots. De bedste afbildede af disse er store provinser eller superplumes med lav forskydningshastighed, der er synlige på S-bølgemodeller af den nedre kappe og menes at afspejle både termiske og sammensætningsforskelle.

Den Yellowstone hotspot er ansvarlig for vulkanisme på Yellowstone Caldera og en række uddøde calderas langs Snake River Plain . Yellowstone Geodynamic Project søgte at afbilde skyen under hotspotet. De fandt en stærk krop med lav hastighed fra ~ 30 til 250 km dybde under Yellowstone og en svagere anomali fra 250 til 650 km dybde, der dyppede 60 ° vest-nordvest. Forfatterne tilskriver disse træk til kappe-skyen under hotspotten, der afbøjes mod øst af strømmen i den øvre kappe set i S-bølgemodeller.

Den Hawaii hotspot produceret Hawaii-Emperor seamount kæde . Tomografiske billeder viser, at den er 500 til 600 km bred og op til 2.000 km dyb.

Subduktionszoner

Understøtningsplader er koldere end den kappe, de bevæger sig i. Dette skaber en hurtig anomali, der er synlig i tomografiske billeder. Både Farallon-pladen, der subdikerede under Nordamerikas vestkyst, og den nordlige del af den indiske plade, der har subduceret under Asien, er blevet afbildet med tomografi.

Begrænsninger

Globale seismiske netværk har ekspanderet støt siden 1960'erne, men er stadig koncentreret på kontinenter og i seismisk aktive regioner. Hav, især på den sydlige halvkugle, er underdækket. Tomografiske modeller i disse områder forbedres, når flere data bliver tilgængelige. Den ujævne fordeling af jordskælv påvirker naturligvis modeller til bedre opløsning i seismisk aktive regioner.

Den type bølge, der anvendes i en model, begrænser den opløsning, den kan opnå. Længere bølgelængder er i stand til at trænge dybere ned i jorden, men kan kun bruges til at løse store funktioner. Finere opløsning kan opnås med overfladebølger, med den afvejning, at de ikke kan bruges i modeller af den dybe kappe. Forskellen mellem bølgelængde og funktionsskala får anomalier til at vises af reduceret størrelse og størrelse i billeder. P- og S-bølgemodeller reagerer forskelligt på typerne af anomalier afhængigt af drivmaterialets egenskab. Første ankomsttid baserede modeller foretrækker naturligvis hurtigere veje, hvilket får modeller baseret på disse data til at have lavere opløsning af langsomme (ofte varme) funktioner. Lave modeller skal også overveje de signifikante laterale hastighedsvariationer i kontinentale skorpe.

Seismisk tomografi giver kun de aktuelle anomalier i hastighed. Eventuelle tidligere strukturer er ukendte, og de langsomme bevægelseshastigheder i undergrunden (mm til cm pr. År) forbyder opløsning af ændringer over moderne tidsplaner.

Tomografiske løsninger er ikke-unikke. Selvom statistiske metoder kan bruges til at analysere gyldigheden af ​​en model, forbliver uopløselig usikkerhed. Dette bidrager til vanskeligheder med at sammenligne gyldigheden af ​​forskellige modelresultater.

Computerkraft begrænser mængden af ​​seismiske data, antal ukendte, maskestørrelse og iterationer i tomografiske modeller. Dette er særlig vigtigt i havbassiner, som på grund af begrænset netværksdækning og jordskælvstæthed kræver mere kompleks behandling af fjerne data. Lavvandede oceaniske modeller kræver også mindre maskestørrelse på grund af den tyndere skorpe.

Tomografiske billeder præsenteres typisk med en farve rampe, der repræsenterer styrken af ​​anomalierne. Dette har som konsekvens, at få lige ændringer til at virke i forskellig størrelse baseret på visuelle opfattelser af farve, såsom ændringen fra orange til rød er mere subtil end blå til gul. Graden af ​​farvemætning kan også visuelt skæve fortolkninger. Disse faktorer skal overvejes, når man analyserer billeder.

Se også

Referencer

eksterne links