Gelombang Seismik Dan Interior Bumi

Gelombang seismik dan Interior Bumi

Pengantar Ketika Anda melihat sebuah seismogram menggoyangkan yang Anda lihat adalah indikasi  bahwa tanah sedang, atau telah, digetarkan oleh gelombang seismik. Gelombang Gelombang seismik menyebarkan getaran yang membawa energi dari sumber gemetar luar ke segala arah. Anda dapat membayangkan konsep ini dengan mengingat gelombang melingkar yang ter sebar di  permukaan kolam ketika batu dilemparkan ke dalam air. air. Gempa bumi merupakan merupakan proses yang lebih rumit daripada percikan batu ke dalam air, dan gelombang seismik yang ditetapkan selama gempa yang lebih bervariasi daripada di kolam. Yang Yang banyak gelombang seismik yang berbeda, tapi ta pi semua pada dasarnya dasarn ya dari empat jenis:

•

Kompresi atau P untuk !"#

•

$elintang atau ! untuk sekunder#

•

%inta Kasih

•

&ayleigh

Gempa bumi memancarkan gelombang P dan ! ke segala s egala arah dan interaksi P dan gelombang ! dengan permukaan bumi dan struktur dangkal menghasilkan gelombang permukaan.

"i dekat gempa guncangan besar dan didominasi oleh geser'gelombang dan periode pendek gelombang permukaan. (ni adalah gelombang yang melakukan paling kerusakan bangunan kami, jalan raya, dll )ahkan gempa bumi besar yang intens gemetar umumnya berlangsung hanya beberapa puluh detik, tapi bisa bertahan selama beberapa menit di gempa bumi terbesar. Pada jarak jauh amplitudo gelombang seismik menurun sebagai energi yang dilepaskan oleh gempa menyebar ke seluruh volume yang lebih besar dari )umi. *uga dengan

meningkatnya jarak dari gempa, gelombang dipisahkan terpisah dalam waktu dan tersebar karena P, !, dan gelombang permukaan pada kecepatan yang berbeda.

Gelombang seismik dapat dibedakan dengan sejumlah properti termasuk kecepatan perjalanan gelombang, arah bahwa gelombang bergerak partikel saat melewati, di mana dan di mana mereka tidak menyebarkan. Kita akan pergi melalui setiap gelombang ketik individu untuk menjelaskan pada perbedaan. "ua jenis gelombang pertama, P dan !, yang disebut gelombang tubuh karena mereka melakukan perjalanan atau menyebarkan melalui tubuh )umi. "ua yang terakhir disebut gelombang permukaan mereka perjalanan sepanjang permukaan bumi dan amplitudo mereka berkurang dengan kedalaman ke )umi.

Gelombang di Kali +aktu perjalanan yang terbaik dikonsep dari dengan analogi perjalanan mobil. *ika Anda +aktu harus melakukan perjalanan - mil dan Anda Anda berkendara / mph, Anda akan sampai ke tujuan Anda dalam waktu dua jam, jika Anda dipaksa untuk mengendarai mobil pada kecepatan 0 mph, itu akan membawa Anda dua kali lebih lama untuk tiba di tempat tujuan Anda. &umus matematika yang kita gunakan dalam masalah ini adalah waktu mengemudi = (jarak perjalanan) / (kecepatan mengemudi) 1ntuk menerapkan ide'ide untuk penelitian gempa, memikirkan lokasi gempa sebagai titik awal untuk perjalanan dan seismometer sebagai tempat di mana perjalanan menyimpulkan. Gelombang cepat akan melakukan perjalanan jarak cepat dan muncul pada seismogram  pertama. waktu tempuh = (jarak dari gempa seismometer) / (kecepatan gelombang gempa) Perjalanan waktu adalah waktu yang relati2, itu adalah jumlah menit, detik, dll yang gelombang dibutuhkan untuk menyelesaikan perjalanannya. perjala nannya. +aktu +aktu kedatangan adalah waktu ketika kita merekam kedatangan gelombang ' itu adalah waktu yang mutlak, biasanya dirujuk  ke +aktu +aktu 1niversal %oordinated sistem waktu -3 jam digunakan di banyak ilmu#. )erikut ini adalah contoh untuk menggambarkan perbedaan: jika dua gempa bumi terjadi di tempat yang sama tapi persis -3 jam terpisah, waktu perjalanan gelombang akan sama tapi kali kedatangan akan berbeda satu hari.

Seismic Gelombang Kecepatan Gelombang seismik perjalanan cepat, pada urutan kilometer per detik km 4 s#. Kecepatan yang tepat yang bergerak gelombang seismik tergantung pada beberapa 2aktor, yang paling  penting adalah komposisi batu. Kami beruntung beruntung bahwa kecepatan tergantung pada jenis batu karena memungkinkan kita untuk menggunakan pengamatan tercatat pada seismogram untuk menyimpulkan komposisi atau berbagai komposisi planet. 5amun proses ini tidak selalu mudah, karena jenis batuan kadang'kadang berbeda memiliki kecepatan seismik gelombang

yang sama, dan 2aktor lain juga mempengaruhi kecepatan, terutama suhu dan tekanan. !uhu cenderung menurunkan kecepatan gelombang seismik dan t ekanan cenderung meningkatkan kecepatan. 6ekanan 6ekanan meningkat dengan kedalaman di )umi karena kare na berat batu di atas akan lebih besar dengan meningkatnya kedalaman. )iasanya, e2ek tekanan yang lebih besar dan di daerah komposisi seragam, kecepatan kecepa tan umumnya meningkat dengan kedalaman, meskipun 2akta bahwa peningkatan suhu dengan kedalaman bekerja untuk menurunkan kecepatan gelombang. Ketika saya menjelaskan jenis gelombang seismik yang berbeda di bawah ini saya akan mengutip rentang kecepatan untuk menunjukkan rentang nilai yang kita amati di batuan terestrial umum. 6api Anda Anda harus diingat bahwa kecepatan kecepata n tertentu di seluruh se luruh bumi akan tergantung pada komposisi, suhu, dan tekanan.

Kompresi atau P-Waves P'gelombang gelombang pertama tiba pada catatan lengkap getaran tanah karena mereka melakukan perjalanan tercepat nama mereka berasal dari 2akta ini ' P adalah singkatan untuk  !", gelombang pertama tiba#. $ereka biasanya melakukan perjalanan dengan kecepatan antara  7 7 dan 3 km 4 detik. 5ilai lebih lambat sesuai dengan P'gelombang bepergian dalam air, jumlah yang lebih tinggi merupakan kece patan P'gelombang dekat pangkal mantel  bumi. Kecepatan gelombang tergantung pada si2at elastis dan kepadatan material. *ika kita membiarkan κ  mewakili  mewakili modulus bulk material, µ geser'modulus, dan ρ kepadatan, maka kecepatan P'gelombang, yang kami mewakili ολεη, dide2inisikan oleh:

$odulus adalah suatu ukuran seberapa mudah atau sulitnya itu adalah untuk de2ormasi material. !ebagai contoh, modulus bulk adalah ukuran dari seberapa material perubahan volume saat tekanan diterapkan dan merupakan karakteristik dari suatu material. $isalnya, karet busa memiliki modulus bulk lebih rendah dari baja. P'gelombang gelombang suara, hanya saja dalam seismologi kita tertarik 2rekuensi yang lebih rendah dari kisaran manusia 8pendengaran kecepatan suara di udara adalah sekitar ,0 km 4 detik#. Getaran yang disebabkan oleh gelombang P adalah perubahan volume,  bergantian dari kompresi untuk ekspansi ekspansi ke arah gelombang tersebut berpergian. P' gelombang perjalanan melalui semua jenis media ' padat, cair, atau gas.

Sebagai P-gelombang melewati tanah yang bergetar dalam arah gelombang yang

merambat.

S-Gelombang !ekunder, atau ! gelombang, perjalanan lebih lambat dari gelombang P dan juga disebut 9geser9 gelombang karena mereka tidak mengubah volume material di mana mereka menyebarkan, mereka geser itu. !'gelombang gelombang transversal karena mereka bergetar tanah di arah 9melintang9, atau tegak lurus, ke arah gelombang tersebut berpergian.

Sebagai gelombang transversal melewati tanah tegak lurus terhadap arah gelombang  yang merambat. S-gelombang gelombang transversal.

Kecepatan !'gelombang, sebut saja β, tergantung pada modulus geser dan kerapatan

$eskipun mereka lebih lambat dari P'gelombang, !'gelombang bergerak cepat. !'gelombang kecepatan propagasi yang khas berada di urutan  sampai  km 4 detik. 5ilai yang lebih rendah sesuai dengan kecepatan gelombang longgar, sedimen terkonsolidasi, nilai lebih tinggi dekat pangkal mantel bumi. Karakteristik yang membedakan penting dari !'gelombang adalah ketidakmampuannya untuk  menyebarkan melalui cairan atau gas karena cairan dan gas tidak dapat mengirimkan tegangan geser dan !'gelombang adalah gelombang yang geser materi. !ecara umum, gempa bumi menghasilkan gelombang geser lebih besar dari gelombang kompresional dan banyak kerusakan dekat dengan gempa bumi adalah hasil dari kuat gemetar  disebabkan oleh gelombang geser. gese r.

Menggunakan P dan S-gelombang Untuk Cari Gempa Bumi Kita dapat menggunakan 2akta bahwa P dan ! gelombang perjalanan pada kecepatan yang  berbeda untuk menemukan gempa gempa bumi. Asumsikan Asumsikan seismometer yang cukup jauh dari gempa bumi yang gelombang perjalanan sekitar hori;ontal, yaitu sekitar semua  berlian alami terbentuk pada kedalaman sekitar  melewati cair dan  padat# dan !'gelombang geser atau sekunder> berjalan hanya melalui padat ' tidak melalui cairan#. Kecepatan perjalanan dari dua jenis gelombang ini tidak sama P'gelombang yang lebih cepat dari !'gelombang#. "engan demikian, jika ada gempa bumi di suatu tempat, gelombang pertama yang tiba adalah P'gelombang. Pada intinya, kesenjangan dalam P' gelombang dan kedatangan !'gelombang memberikan perkiraan pertama dari jarak gempa.

"i atas gambar menunjukkan beberapa seismogram khas dengan kedatangan P dan !' gelombang ditandai. !eperti yang kita ketahui dari ilmu 2isika, semua gelombang mengubah arah ketika mereka melewati lapisan kepadatan yang berbeda re2raksi#. (tulah yang membuat cahaya kumpulkan kaca pembesar, dan itu juga yang membuat gelombang seismik perjalanan di jalur melengkung melalui )umi karena tekanan meningkat, bahan'bahan yang lebih padat terhadap inti, kecepatan perjalanan gelombang seismik meningkat#. Pembiasan gelombang seismik menyebabkan mereka kurva jauh dari jalur langsung. &e2leksi menyebabkan mereka

untuk melirik o22 permukaan tertentu misalnya mantel batas inti# ketika mereka menekan  pada terlalu dangkal sudut. Fasil perilaku ini, dalam kombinasi dengan 2akta bahwa !' gelombang tidak dapat melakukan perjalanan melalui cairan, adalah munculnya bayangan seismik, kebalikan dari situs gempa yang sebenarnya.

"istribusi geometrik dan luasnya bayangan ini yang diukur untuk gempa tertentu banyak stasiun penerima ' seismogra2, diperlukan di seluruh dunia untuk melakukan itu# memungkinkan kita untuk menghitung posisi batas utama di interior bumi, serta memberikan kita in2ormasi tentang padat vs karakter cair dari berbagai lapisan, dan bahkan tentang  beberapa si2at 2isik mereka.

"iskontinuitas terbesar dalam interior bumi adalah batas inti 4 mantel, karena di sana kita memiliki kepadatan kontras yang kuat antara inti besi kepadatan antara ' g 4 cm 0# dan mantel silikat densitas 0,0'.. digunakan oleh i;in #

Pengembangan ahli geo2isika dapat membangun model rinci struktur kompleks yang memiliki banyak 2ormasi yang berbeda cacat oleh semua jenis kesalahan dan lipatan. "engan rincian ini mereka dapat merencanakan ekstraksi minyak, gas, batu bara, atau mineral lainnya. $ereka juga dapat memprediksi bagaimana air tanah dapat mengalir melalui suatu daerah, dan menemukan strategi yang paling e2isien untuk membersihkan kontaminasi.

"ari . !oc dari ?Cplor Ahli Geo2isika. , he !eading "dge# v 1#  no , hal 1+%&&& digunakan oleh i;in #

Ahli Geo2isika juga dapat membuat peta dari si2at 2isik batuan lain yang menunjukkan di area. *arik gravitasi& kekuatan medan magnet& konduktivitas listrik& radioaktivitas&  dan spektral re"lektansi  semua properti yang dapat digunakan untuk mendeteksi 2ormasi batuan tertentu kepentingan ekonomi atau geologi, bahkan jika mereka dikubur di bawah  permukaan.

"ari . !oc dari ?Cplor Ahli Geo2isika. , he !eading "dge# v ,#  no , hal 1%&&& digunakan oleh i;in #

Peta di atas berasal dari peta kekuatan medan magnet di bagian 5evada. Pencahayaan buatan komputerisasi dari arah yang benar mengungkapkan kelurusan halus dalam gambar. !ebuah dimakamkan, sedikit magnet tanggul bisa mengandung bijih emas.

 +eknik dan #ingkungan Penilaian !angat metode geo2isika resolusi tinggi dapat membantu ahli geologi yang ingin membuat detail studi lingkungan atau rekayasa massa batuan di dekat permukaan. !tudi seismik re2leksi semacam itu membutuhkan sumber gelombang tidak lebih kuat daripada pukulan  palu.

"ari . !oc dari ?Cplor Ahli Geo2isika. , he !eading "dge# v ,#  no , hal $,%&&& digunakan oleh i;in #

Gambar di atas adalah output dari radar tanah-men!elidik& yang sangat baik di lokasi dimakamkan pipa, gigi berlubang, patah tulang, dan benda'benda logam. "i sini menunjukkan struktur rinci dari lapisan tanah hanya - m tebal, menunjukkan saluran kemungkinan untuk mengumpulkan air tanah yang terkontaminasi.

)ukti untuk Struktur internal )umi dan ,omposisi

Gelombang seismik 

,etika gempa terjadi gelombang seismik gelombang P dan S menyebar ke segala arah melalui interior bumi. Stasiun seismik yang terletak meningkatkan  jarak dari pusat gempa akan merekam gelombang seismik yang telah melakukan perjalanan melalui peningkatan kedalaman di )umi. Kecepatan seismik tergantung pada si2at material seperti komposisi, 2ase mineral dan struktur  kemasan, suhu, dan tekanan dari media melalui mana gelombang seismik lulus. Gelombang seismik perjalanan lebih cepat melalui bahan padat dan karena itu umumnya melakukan  perjalanan lebih cepat dengan kedalaman. Anomali tempat yang panas memperlambat gelombang seismik. Gelombang seismik bergerak lebih lambat melalui cairan dari padat. "aerah cair dalam bumi memperlambat gelombang P dan gelombang ! berhenti karena gerak  geser mereka tidak dapat ditularkan melalui cairan. !ebagian daerah cair dapat memperlambat gelombang P dan melemahkan atau melemahkan gelombang !.

Ketika gelombang seismik melewati antara lapisan geologi dengan kontras kecepatan seismik  ketika gelombang setiap melewati melalui media dengan jelas berbeda kecepatan# re2leksi, re2raksi bending#, dan produksi 2ase gelombang baru misalnya, gelombang ! yang dihasilkan dari gelombang P# sering Fasil. $elompat tiba'tiba kecepatan seismik di batas dikenal sebagai diskontinuitas seismik.

Crust *he Mohorovicic Seismic #iskontinuitas !tasiun seismik dalam waktu sekitar - km dari gempa benua atau gangguan seismik lainnya seperti ledakan dinamit# kali perjalanan laporan yang meningkatkan secara teratur dengan jarak dari sumber. 6api di luar - km gelombang seismik tiba lebih cepat dari yang diharapkan, membentuk istirahat dalam waktu tempuh vs kurva jarak. $ohorovicic # mena2sirkan ini berarti bahwa gelombang seismik yang tercatat di luar - km dari sumber gempa telah melewati lapisan yang lebih rendah dengan kecepatan seismik secara signi2ikan lebih tinggi.

"iskontinuitas seismik ini sekarang dikenal sebagai Moho jauh lebih mudah daripada "Mohorovicic diskontinuitas seismik")  (ni adalah batas antara kerak 2elsic 4 ma2ik dengan kecepatan seismik sekitar / km 4 detik dan ultrabasa mantel padat dengan kecepatan seismik sekitar  km 4 detik . Kedalaman ke $oho bawah benua rata'rata sekitar 0< km tetapi berkisar  dari sekitar - km sampai B km. 6he $oho bawah lautan biasanya sekitar B km di bawah dasar laut misalnya, laut kerak sekitar B km tebal#.

Sifat Crust yang Benua Crust Mendalam untuk Moho: 20 sampai 70 km, rata-rata 30 sampai 40 km Komposisi: felsic, menengah, dan batuan beku mafik, sedimen, dan metamorf batuan

Umur: 0 sampai 4 oleh ingkasan: tebal, kurang padat, heterogen, tua Crust Oceanic Mendalam untuk Moho: ! 7 km Komposisi: mafik batuan beku "basalt # gabro$ dengan lapisan tipis sedimen di atas Umur: 0-200 sa%a ingkasan: tipis, lebih padat, homogen, muda

*he Mantle +elocit! ,ona rendah Kecepatan seismik cenderung untuk secara bertahap meningkatkan dengan kedalaman dalam mantel karena meningkatnya tekanan, dan karena itu kepadatan, dengan kedalaman. 5amun, gelombang seismik yang tercatat pada jarak yang sesuai dengan kedalaman sekitar  km hingga -