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Fisica Terrestre Parte III Sismologia A. Caporali Dipartimento di Geologia, Paleontologia e Geofisica Università di Padova.

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Presentazione sul tema: "Fisica Terrestre Parte III Sismologia A. Caporali Dipartimento di Geologia, Paleontologia e Geofisica Università di Padova."— Transcript della presentazione:

1 Fisica Terrestre Parte III Sismologia A. Caporali Dipartimento di Geologia, Paleontologia e Geofisica Università di Padova

2 Zone a bassa velocità Legge di Snell: il rapporto tra il seno dellangolo dellonda incidente e il seno dellangolo dellonda rifratta è uguale al rapporto degli indici di rifrazione. Zona a bassa velocità: è una zona dombra, cioè una zona dove non si registrano onde sismiche, associata con un guscio in cui la velocità è inferiore a quella del guscio superiore Un esempio di zona dombra è quella tra 103° (raggio radente sul CMB) e 143°, associata al nucleo liquido i r 1 2 > 1 In questa figura p e s indicano raggi che viaggiano verso lesterno, c e i indicano riflessione al confine nucleo- mantello e al confine nucleo interno –nucleo esterno; K e I indicano onde P che hanno attraversato il nucleo Esterno e Interno rispettivamente. La PKJKP che viaggia come S per il nucleo interno è stata a lungo controversa

3 Forme donda e tempi di arrivo Sequenza di arrivo delle varie fasi di unonda sismica e relazione con il cammino donda Tempi di arrivo delle varie fasi di unonde generato da 104 diversi terremoti, con la interpretazione del cammino. Questi dati sono stati usate per generare il modello IASP91

4 Modello delle costanti elastiche e densità terrestri (1/2) La misura della velocità e delle onde sismiche interne fornisce due relazioni tra le tre incognite K, e Occorre una terza equazione che rappresenti la condizione di equilibrio della Terra: nel caso più semplice, la Terra è considerata ina serie di involucri sferici concentrici, con la densità funzione della sola distanza dal centro. Compensazione tra forza di gravità e gradiente di pressione: Definizione di modulo di compressibilità K: Segue che: E in definitiva:

5 Modello delle costanti elastiche e densità terrestri (2/2) Modello di K e Modello di Modello di g Modello di P

6 Transizioni di fase nel sistema Crosta-Mantello Gran parte della conoscenza della struttura profonda della Terra deriva da profili sismici e dai modelli di densità. La velocità delle onde S mostra un brusco salto in corrispondenza alla Moho. A maggiori profondità, si notano variazioni lente alternate a crescite più marcate. Questultime zone corrispondono a transizioni di fase: una è a km e corrisponde alla transizione olivina-spinello; laltra è a 700 km e corrisponde alla transizione spinello – perovskite. Una transizione di fase non corrisponde necessariamente a un cambiamento tra solido-liquido-gassoso, ma a una riorganizzazione degli atomi che normalmente comporta una maggiore densità.

7 Sismica a Rifrazione Al posto dei terremoti vengono usate sorgenti artificiali (esplosivi). I sismometri sono disposti in sequenze regolari, tipicamente ogni 5 km per distanze anche di qualche centinaio di km. La posizione della sorgente non è più una incognita. Che cosa si misura: il tempo di arrivo del primo impulso, come funzione della distanza del sismometro dal punto di scoppio Nel semplice modello a due strati paralleli, le incognite sono: la velocità di propagazione nei due strati e la profondità della interfaccia. Per ogni scoppio vengono registrati ad ogni sismometro tre eventi: lepoca di arrivo dellonda diretta, dellonda riflessa e dellonda rifratta allangolo critico. 1 2 > x z

8 Angoli e distanze critiche Inclinazione critica: langolo di incidenza corrispondente a unonda rifratta a 90°: Distanza critica: la distanza minima dal punto di sparo alla quale comincia ad arrivare londa rifratta: Distanza di crossover: è la distanza alla quale londa diretta e londa rifratta arrivano allo stesso istante Poiché la grandezza misurabile è lepoca di arrivo del primo impulso, prima si misura 1 con il tempo di arrivo dellonda diretta a x x cross, e infine z con la intercetta dellonda rifratta. Nellimmagine sperimentale si noti luso del tempo ridotto con una velocità nominale di 6 km/s; inoltre Pg è londa diretta, Pn è londa rifratta dalla Moho, e PmP è londa riflessa dalla Moho; si noti che Pg e PmP non convergono asintoticamente, come previsto nel caso ideale della figura sovrastante, per effetti di struttura fina sulla Moho. PmP

9 Esempi di sismogrammi sintetici e dei corrispondenti profili di velocità Esempi di registrazione sismica per lo studio della crosta oceanica: 1,5 km/s è la velocità in acqua, e 2,8 km/sec la velocità nei detriti di fondale.Il modello d) è quello che meglio riproduce i dati sperimentali.

10 Rifrazione da un piano inclinato (1/2) Il tempo di arrivo dellonda rifratta può essere scritto come: Se londa è rifratta da una interfaccia inclinata di un angolo il tempo di arrivo per lodnda che si propaga verso il giù (down dipping) e quello dellonda che si propaga allinsù (up- dipping) sono rispettivamente) x zdzd zuzu

11 Rifrazione da un piano inclinato (2/2) Questi tempi si allineano lungo rette di pendenze (velocità): Dalla misura di queste pendenze, nota 1 si stimano i c e : Infine, nota i c si determina 2

12 Profilo a rifrazione con strati multipli e variamente inclinati La linea continua rappresenta linterpretazione dei tempi di arrivo. Si noti leffetto di faglie e leffetto della Moho sulla rifrazione. Sul lato destro della figura in basso sono riportate le velocità impiegate per i vari strati.


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