5. Verarbeitung der seismischen Daten
6.7 Das Profil 90400
Dieses Profil verlief in Nord-Südrichtun im Übergangsbereic von Jameson Land zum kaledonischen Liverpool Land entlang des Hurry Inlet bis vor die Küst des Geikie Plateaus (Abbildung 6.1). Der maximale Quelle- Empfängerabstan betrug 88 km.
Aufgrund von Problemen mit einem Aufzeichnungsmedium (fehlerhafte Exabyte-Cassette) gingen die Daten der Station 403 verloren. Die Registrierungen der übrige Stationen liefern aufgrund der geringen Profilläng und einer allgemein schwachen Datenqualitä hauptsächlic Informationen übe die oberen Krustenbereiche.
Line: AW190400 DISTRNCE [ K M ] Station: 4 0 2
D I S T R N C E [ K M ]
s
Abb.6.17 : Seismogramm-Montage der Station 402, Profil A W1 90400 nach Stapelung (200m-Bins) und Bandpaßfilterun (3- 17 Hz)
In einzelnen Entfernungsbereichen konnten jedoch auch Steilwinkel- reflexionen von der Kruste-Mantelgrenze registriert werden. In Abbildung 6.1 7 ist die Aufzeichnung der Station 402 an der Südküs Jameson Lands (70.44ON, 22.65OW) als Beispiel zu sehen.
Der Ersteinsatz der Pg kann in beide Richtungen bis an das Profilende verfolgt werden. Die hohen Scheingeschwindigkeiten dieser Phase zeigen, da sich dieses Profil übe kristalliner Kruste des Liverpool Lands erstreckt.
Auch bei Station 402 treten keine Scheingeschwindigkeiten auf, die auf Sedimente hindeuten.
In nördliche Profilrichtung kann eine Steilwinkelreflexion von der Kruste- Mantelgrenze im Offsetbereich von 12 bis 26 Kilometern korreliert werden (die Einsätz dieser Phase im südliche Profilbereich (siehe Abb.6.19) konnten der Aufzeichnung eines anderen Kanals entnommen werden). Eine schwache Sg- Phase ist ebenfalls zu erkennen.
Das Geschwindigkeitsmodell fü Profil 90400 ist in Abbildung 6.18 zu sehen.
Die Profilkilometer beziehen sich auf Station 401.
Line AWI 90400
N
X [ k m lAbb. 6.78 : Das Geschwindigkeitsmodell fü Kompressionswellen des Profils A W1 90400
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Tiefenseisrnische ProfileDie Kruste im Bereich dieses Profils zeichnet sich durch hohe Geschwindigkeiten in den oberen Kilometern aus. Eine nennenswerte Sedimentbedeckung des Hurry Inlets kann ausgeschlossen werden. Da die Geschwindigkeitsinformation dieses kurzen Profils nur den oberen Krustenbereich erfaßt wurden die Geschwindigkeitsverteilung in größer Tiefe analog zu den anderen Modellen gewählt Die PmP- Phasen, die im Steilwinkelbereich aufgezeichnet werden konnten, zeigen, da die Kruste eine Mächtigkei um 26 km hat. Es gibt in den Daten keine Hinweise auf eine Neigung der Moho in Nord-Süd-Richtung
Abbildung 6.19 zeigt das Raytracing der Station 402. Die beobachteten Phasen werden durch das Modell hervorragend wiedergegeben. Die Abweichungen betragen im Nordteil des Profils weniger als 150 ms. Die Abweichung der berechneten PmP-Phase im Südtei ist dadurch zu erklären da hier aufgrund der schwachen Amplituden der Einsätz nicht die erste Phase erkannt wurde.
i n 2 0 3 0 4 0 50 6 0 7 0 6 0 ein
Abb.6,19 : ßaytracin des Geschwindigkeitsmodells fü Station 402
6.8 Scherwellenregistrierungen
Neben den Kompressionswellen wurden bei den seismischen Weitwinkelmessungen auch Scherwelleneinsätz in teilweise guter Qualitä
aufgezeichnet (siehe Kapitel 6.2 bis 6.7). Die Scherwellen entstehen bei einem Luftpulsersignal durch Konversion des reinen P-Pulses am Meeresboden. In den Registrierungen mit guten Scherwelleneinsatzen wurden diese zusätzlic zur Analyse der Kompressionswellen bestimmt und in die Modellierung einbezogen. Die Auswertung der Scherwelleninformation hatte zwei Ziele. Erstens bietet die Modellierung der S-Einsätz eine zusätzliche von den P-Einsätze unabhängig Möglichkei zur Überprüfu der Modellstrukturen. Falsche Laufzeitenbestimmungen der P-Einsätz oder fehlerhafte Zuordnung der identifizierten Phasen könne so erkannt und korrigiert werden.
Zweitens kann durch die kombinierte Modellierung das Geschwindigkeits- verhaltnis von P- zu S-Wellen bestimmt werden. Übe dieses Verhältni läà sich die Poissonzahl, ein weiterer gesteinsphysikalischer Parameter ableiten.
Damit wird eine zusätzlich Randbedingung fü die Lithologie bestimmt, die dem seismischen Geschwindigkeitsmodell zugrunde liegt.
Die Poissonzahl ist fü einen zylindrischen Körpe definiert, auf den in Richtung der Zylinderachse eine Zugspannung ausgeüb wird. Sie entspricht dabei dem Verhältni der relativen Durchmesseränderun des Zylinders zu seiner relativen Längenänderun
mit: a = Poissonzahl
Ad = Änderun des Zylinderdurchmessers d = Zylinderdurchmesser
AI = Längenänderu I = Zylinderläng
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Tiefenseismische ProfileDie Poissonzahl liegt bei den meisten Gesteinen zwischen 0.2 und 0.3 (Kearey, 1993). Mit den seismischen Geschwindigkeiten steht die Poissonzahl in folgender Beziehung:
Es wurde versucht, die beobachteten S-Phasen mit der gleichen Modellgeometrie wie die P-Einsätz zu modellieren und nur durch Variation der S-Wellengeschwindigkeit eine hinreichend gute Anpassung zu erzielen.
Die Genauigkeit der Bestimmung der seismischen Geschwindigkeiten durch die Modellierung kann nicht einheitlich fü alle Modellbereiche quantifiziert werden. Fü die gut überdeckte Regionen wird der Fehler auf 0.1 kmls geschätzt Nach dem Fehlerfortpflanzungsgesetz ergibt sich damit fü eine mittlere krustale Geschwindigkeit von 6.5 kmls eine obere Grenze fü die Genauigkeit der Poissonzahl von 0.07. In Abbildung 6.20 sind Beispiele fü S- Wellen Raytracing der Profile 90300 und 90380 gegeben. Die zugehörige Sektionen und das Raytracing fü die P-Einsätz sind in Kapitel 6.2 bzw. 6.6 zu sehen. Das Verhältni von P- zu S-Wellengeschwindigkeit von 1.73 (&) in allen Schichten liefert eine gute Anpassung der S-Einsätze Dieses mittlere Verhältni erwies sich fü alle modellierten S-Phasen als gute Näherung Das S-Wellen-Raytracing der übrige verwendeten Stationen aller Profile ist im Anhang enthalten. Aus dem ermittelten Geschwidigkeitsverhältni ergibt sich eine Poissonzahl von 0.25  0.07. Es konnten weder signifikante regionale Unterschiede oder Trends der Poissonzahl festgestellt werden, noch Abweichungen vom Durchschnitt fü Laufwege durch eine bestimmte Schicht.
Ein mittlerer Wert von 0.25 liefert bei der erzielten Genauigkeit der Geschwindigkeitsbestimmung keinen nennenswerten Beitrag zur nähere Eingrenzung der Lithologie der einzelnen Schichten. Die meisten aufgrund ihrer P-Wellengeschwindigkeit als Schichtmaterial in Frage kommenden Gesteine haben Poissonzahlen, die innerhalb des Fehlerbereichs um den ermittelten Wert herum liegen (siehe Gebrande,1982). Die gute und zwanglose Anpassung der beobachteten S-Phasen mit den fü die P-Einsätz entwickelten Modellen ist allerdings eine wichtige Bestätigun dieser Modelle und festigt somit deren Aussagen.
sw P R O F I L E A W I 9 0 3 0 0 NE
Abb. 6.20 : Scherwellenraytracing des Profils A W1 90300, Station 301 (oben) und A W1 90380, Station 382 (unten)