Geofísica de la Tierra Sólida

Geofísica de la Tierra Sólida
Sismología
(Introducción)
Bibliografía
Fowler, C.M.A., The Solid Earth (2004)
Lowrie, W., Fundamentals of Geophysics (1999)
Sleep, N y Fujita, K., Principles of Geophysics (1998)
Stacey, F., Physics of the Earth (1993)
Sismología
• Estructura y dinámica del interior de la Tierra
mediante el uso de las ondas símicas
• Distribución y mecánica de los sismos
Estructura interna de la Tierra
corteza
manto
núcleo externo
núcleo interno
Sismología
• La sismología es la mayor fuente de información sobre
la estructura del interior de la Tierra
• Los grandes sismos producen ondas elásticas que se
transmiten por todo el planeta
• El estudio de las velocidades, refracciones y reflexiones
de las ondas sísmicas en el interior permite inferir su
estructura
• Sismógrafos
• Determinan amplitud de
las ondas sísmicas en un
rango dado de frecuencia
y en una orientación
determinada (X, Y, Z)
• Ondas de Cuerpo
• Ondas P
• Ondas S
• Ondas Superficiales
• Ondas Love
• Ondas Rayleigh
Ondas de Cuerpo
Vp = ((k + 4/3 µ) / φ ) 1/2
Vs = (µ / φ ) 1/2
Vp > Vs
• Las Ondas Superficiales son dispersivas
• Velocidad varía con la frecuencia
• >λ
> Prof
• Dispersión: el arribo de la onda se distribuye en función de su
velocidad
• Conversión de Ondas:
cada rayo que incide en
una interfase genera 4
rayos (2 reflejados y 2
refractados)
• Los ángulos de
reflexión y refracción
cumplen la Ley de Snell
Recnocimiento de fases sísmicas
Todo sismograma suele tener fases características
que responden a distintos tipos de ondas
Sismograma: Las fases sísmicas corresponden a distintas
ondas y distintas refracciones y reflexiones
La identificación de cada fase es la base para identifiar
interfases y para medir la velocidad de las ondas
• La evidencia
experimental indica
que las velocidades
están relacionadas
directamente con las
densidades en el
interior de la Tierra
• Conocimiento de
velocidades del interior
terrestre permitirán
conocer sus
densidades
Las Ondas P solo se
registran hasta 103°:
Cono de Sombra de
ondas P
Discontinuidad mayor de
velocidad (descenso) a
2900 km (NUCLEO)
Descubierto por Oldham
(1906) y determinado por
Gutemberg (1912)
Lehman (1936) descubrió
el nucleo interno
Los gráficos
J-B
(t vs x)
Permiten
determinar
distancia y tiempo
de origen al
epicentro
Principales fases
sísmicas
Compilación t vs x
(IASP´91)
• El cono de sombra de las ondas P se extiende desde
103° hasta 143°
• A partir de ese punto aparecen ondas con tiempo
anómalo (lentas) que viajaron por el núcleo
• Vp en el núcleo mucho menor que en el manto
Entre 103° y 143° solo aparecen ondas débiles difractadas
sobre la superficie del núcleo y en la base del manto
(capa D``)
Fases Sísmicas
P: onda P en el manto
S: onda S en el manto
K: onda P en el núcleo externo
I: onda P en el núcleo interno
J: onda S en el núcleo interno
Principales
trayectorias
sísmicas
Oscilaciones Libres
Estudio de las frecuencias
naturales de vibración
del planeta
Dos Modos:
S (Esferoidal)
T (Toroidal)
La OL complementan a bajas frecuencias los datos de
dispersión de Ondas Superficiales
Ondas Rayleigh y modos S
Ondas Love y modos T
(u: veloc. de grupo; v: veloc. de fase)
Dispersión de Ondas
Superficiales
Permiten mapear con
gran detalle la
variación de velocidad
en profundidad en la
corteza y manto
superior
Zona de Baja Velocidad
Entre 100 y 200 km en
continentes
Entre 60 y 120 km en
océanos
Vp y Vs vs Prof.
A partir de las ondas de
cuerpo, superficiales y
de O.L. se puede
construir un modelo de
variación de las
velocidades con la
profundidad
(Modelo Unidimensional)
0-70 km : discontinuidad de Mohorovicic
Vp: 6-6.5 km/s a 8.1 km/s
60-100 km: zona de baja velocidad
Vp: 8.1 a 8.0 km/s
Vs: 5.0 a 4.6 km/s
410 km y 660 km: saltos de velocidad
del manto superior (5%)
2750 km: capa D´´
2910 km: discontinuidad de Gutemberg
Vp: 13.4 a 8.1 km/s Vs: 7.3 a 0 km/s
5150 km: discontinuidad de Lehmann
Vp: 10.4 a 11.0 km/s Vs: 0 a 3.5 km/s
Ecuación de Adams-Williamson
Conociendo Vp y Vs se podría inferir como varían otros parámetros en
el interior de la Tierra
Pero Vp y Vs dependen de la densidad y los modulos µ y κ
Hace falta una tercera ecuación.
Compresión adiabática del material a partir de tope del manto
partiendo de densidad conocida
La velocidad de las ondas sísmicas disminuye abruptamente en el núcleo externo.
Un tipo de onda (S) no se propaga
el núcleo externo es líquido
La densidad se duplica
La ecuación A-W no puede explicar los saltos de velocidad en el manto
superior
410 y 660 km: cambios de fase de la olivina. Aumento de densidad (5-10%)
410 km: la olivina (α) pasa a wadsleyita (β)
Hacia 520 Km, la olivina (α) o (β) pasa a ringwoodita (γ)
A los 660 Km se forma perovskita y magnesiowustita [(Mg,Fe)O]
Wadsleyita
Ringwoodita
Perovskita
Las transformaciones de 410 y 660
km tienen pendientes opuestas. (P
vs T)
Ambas ocurren en la losa
oceánica a menor y mayor
profundidad respectivamente.
Cambios de fase del Manto Superior
Variación de la velocidad de las ondas sísmicas y la densidad en el interior de la Tierra
Variación de parámetros físicos con la profundidad
Dziewonski y Anderson (1981): PREM (Preliminary Reference Earth Model)
(velocidades, densidad, gravedad, coeficientes elásticos)
Variación de parámetros elásticos
Capa D´´
Investigaciones muy
recientes indican un
nuevo cambio de fase:
Perovskita-Postperovskita
(Vp2 – 4/3 Vs2)1/2
Composición del Manto y Núcleo
(a partir del PREM)
Los registros de T vs dist
muestran dispersión:
- Errores experimentales
- Variaciones laterales
de velocidad.
Los modelos unidimensionales
de velocidad vs profundidad
(ej. PREM, IASPEI91) están
determinados con errores
menores a la variación lateral
de velocidad.
Nuevo paso: definir modelos de
velocidad tridimensionales
Tomografía Sísmica
- Análisis comparativo de
múltiples registros de una o
más fases sísmicas con
diferentes recorridos.
- Pueden ser regionales o
globales
- Implican la selección de
fases y determinación de
tiempos de arribo de miles
a decenas de miles de
registros
-
MODELOS TOMOGRAFICOS
En la última década se ha
alcanzado una convergencia
razonable entre diversos
modelos tomográficos
globales.
La mayoría de los modelos son
construidos sobre la base de
un número limitado de fases
sísmicas
Las zonas de velocidades
mayores tienden a
interpretarse como de mayor
densidad y por ende más frías
Distintos modelos
tomográficos
A. Celdas discretas de
velocidad constante
B. Función distribución de
velocidades
Modelos construidos por
distintas metodologías:
Rasgos mayores similares
Diferencias sustantivas en los
detalles
Modelo de tomografía sísmica del
manto terrestre a distintas
profundidades
En el tope y la base del
manto se observan las
mayores variaciones
La temperatura
aumenta de 900 C en el
tope a 3700 C en la
base del manto
Tomado de Berk y otros
(2000)
Bulk Sound velocity
Vp = ((k + 4/3 µ) / φ ) ½
Vs = (µ / φ ) ½
VΦ = (Vp2 - 4/3 Vs2) ½ = (k / φ ) ½
Las relaciones entre Vp y Vs permiten cuantificar los efectos de k y µ y
aportar información sobre la causa de la variación de las velocidades en el
manto
Ondas S
Bulk Sound
Ondas P
Los modelos de tomografía sísmica indican que existen en el planeta dos
zonas en la que material más caliente asciende desde la base del manto
hasta la superficie (superplumas)
Distribución espacial de sismos en el planeta
Loa sismos ocurren mayormente en los límites de
placas
Distribución de los sismos con la profundidad
Sismos en límites divergentes: superficiales (p < 30 km) y de baja
magnitud (m<5)
Sismos en límites transformantes: superficiales (p < 60 km), pueden
alcanzar magnitudes grandes (m>7)
Sismos en límites convergentes: pueden ser profundos (p < 700 km),
alcanzan las magnitudes mayores (m>8)
Zona de Wadati-Benioff
Distribución ordenada de la
profundidad de los sismos
en relación a la trinchera
oceánica
Imagen de la losa oceánica
subduciendo
Zona de Wadati-Benioff
• En algunos casos se
observa una doble
zona de W-B
(margen del Pacífico
Occidental – Japón)
Cada zona de W-B
tiene características
propias
No existen sismos a
prof. >700 km
Algunas zonas de WB se horizontalizan
cerca de los 660 km
Límite entre el Manto
Superior y el
Inferior:
Límite inferior de la
subducción?
Margen occidental de
América del Sur
Variación muy marcada
del ángulo de
subducción a lo largo
del margen
Zonas de W-B
subhorizontales
No todos los márgenes
convergentes presentan zona
de W-B
Placa de Juan de Fuca: muy
jóven y caliente no produce
sismos
En una década nuestra visión del manto
ha cambiado completamente
La losa oceánica observada por sísmica
penetra al manto inferior
Subducción sin sismos
Transferencia de masa entre el manto
superior y el inferior
Las zonas de alta velocidad de las ondas sísmicas se correlacionan con la distribución
de hipocentros (zonas de Wadati-Benioff): subducción de corteza oceánica
Los estudios de tomografía sísmica desarrollados en los
últimos 10 años permiten contar con verdaderas
ecografías de la Tierra
Topografia de las interfases del
Manto Superior
-
Medición de tiempos de
arribo de ondas SS, S410S y
S660S
-
Comparación con modelos
tomográficos
-
Anomalías de tiempo
interpretadas como variación
en la profundidad de las
interfases
Discontinuidad de 410 km
Discontinuidad de 660 km
Espesor de la zona de
transición
Capa D”
Laterally varying S-wave velocities at ~2700 km depth in the mantle from the tomography model of
Grand (2002). Blue regions: higher than average velocity, red regions: lower than average velocity.
Average is defined by the PREM model (Figure 2). Labeled subregions: areas where an S-wave velocity
discontinuity has been observed a few hundred kilometers above the core-mantle boundary (CMB). This
usually corresponds to regions where seismic velocity is higher than average, which may be regions where
temperature is lower than average, with a post-perovskite transition at shallower depths than in lowvelocity/hotter regions.
Transición del Manto Inferior
Mapping of shear velocity heterogeneity into depth of the perovskite to post-perovskite phase
transition relative to the CMB assuming a Clapeyron slope of 6 MPa/K with reference height of 200
km above the CMB and the tomographic model in Figure 1. (From Helmberger et al., 2005).
Zonas de ultra-baja velocidad en la base del
manto
Helmberger et al.1998 and Russell et al.1998 infer that the origins of the Iceland and
Hawaii mantle plumes lie at the core-mantle boundary
Zonas de ultra baja velocidad
Zonas de UBV (rojo) en la base del manto (10% o más)
Mayores HS (amarillo). Garnero et al (1999)
Factor de Atenuación o Factor Calidad (Q)
Q relacionado con el estado térmico
Losa oceánica: Q alto (>100)
Arco magmático: Q bajo (< 10)
Modelo de atenuación basado en
ondas S (90000 mediciones)
Se ve correlación con las tomografías
de velocidad.
¾Velocidad > Q
Losas en la base del manto
Megaplumas del Pacífico y Africa
La temperatura es un factor principal
en las variaciones del manto
Lawrence and Wysession, 2006a,b
Correlación entre Vs y Q
Lawrence and Wysession, 2006a,b
Gran anomalía de Q (bajo) por
debajo de Asia Oriental en el
techo del manto inferior
Agua en el manto?
Producto de la deshidratación de
losas oceánicas estacionadas?
Tomografías del Núcleo
-Comparación entre fases
que no ingresan al NI y
aquellas que lo hacen
someramente
- Variaciones apreciables
de velocidad
- 2 hemisferios:
Lento: Pacifico Oriental
Veloz: Pacífico Occidental
Residuales de
velocidad en el NI
El NI parece ser
inhomogéneo
Existe una marcada anistropía para la transmisión de ondas P en el núcleo interno.
Dirección de máxima velocidad cercana al eje de rotación
Residuales entre dos fases alcanzan una diferencia muy significativa entre 10 y
30° con el eje de rotación.
Super-rotación del
Núcleo Interno
- El NI es anisotrópico
- Trayectorias polares
son 10% más veloces
que ecuatoriales
- Eje de máxima
velocidad a 10° de
eje de rotación
- En 30 años eje rápido
rotó unos 30°
- Super-rotación del NI
1 vuelta cada 400
años (o 4000?)
.
•
El NI es muy anisotrópico. Las ondas sísmicas que viajan en
sentido N-S lo hacen mucho más rápido que en otra dirección.
La variación en la posición de este camino rápido de las ondas
permitió identificar que el NI rota más rápido que el manto (una
vuelta cada 400 años)
Song y Helmberger (1999) han encontrado evidencia de una capa superficial del
nucleo interno (100-300 km) que sería isótropa.
Zona de cristalización “reciente”?. Zona más “amorfa”?
Anisotropía sísmica
En un medio isótropo las ondas se
propagan a igual velocidad en todas
direcciones
En un medio anisótropo la velocidad
varía con la dirección de propagación
(ondas P) o con la dirección de
vibración (ondas S)
Ondas S: splitting
Determinación de la ubicación de la anisotropía
Máxima velocidad de propagación
paralela a la dirección de spreading
En los primeros 100 km (aprox.) la anisotropía sísmica está gobernada por la
cinemática de placas. Máxima velocidad de ondas P y S paralelas o subparalelas a
dirección de propagación de fondo oceánico
La anisotropía estaría gobernada en el manto por la alineación del
eje C de la olivina en la dirección de convexión del manto
225 km
Anisotropía sísmica en el
manto superior (hasta 700
km)
Conrad et al. (2007, JGR)
Como cambió nuestra visión del interior terrestre
en 100 años