Novel technique to detect seismic signals and its application to map upper-mantle discontinuities beneath Iberia

En este estudio analizamos las discontinuidades de la zona de transicion del manto superior a 410 km y 660 km de profundidad a partir de la deteccion de ondas sismicas convertidas de P-a-s debajo de la region Ibero-Magrebi. Para este proposito, usamos eventos telesismicos registrados en 259 estaciones de banda ancha desplegadas mayormente por el proyecto TopoIberia. El analisis detallado de las discontinuidades de la zona de transicion proporciona informacion acerca de la temperatura y composicion del manto superior a las Profundidades estudiadas. Este estudio anade nuevas restricciones para la mejor comprension de la compleja y controversial region Ibero-Magrebi. Las ondas convertidas en las discontinuidades del manto superior llegan en la coda de la onda P junto con otras senales y usualmente son identificadas en los stacks de funciones receptoras. Aqui, construimos una tecnica nueva de procesamiento, que se apoya en las funciones receptoras y que se basa en tecnicas de correlacion cruzada y de stacking para detectar y extraer senales de manera eficiente a partir de su coherencia, lentitud, tiempo de viaje y polaridad. A fin de anadir consistencia y robustez a las detecciones, nuestros resultados finales se basan en el analisis conjunto de las funciones receptoras y dos funcionales diferentes de correlacion cruzada. Esto permite evaluar errores y rellenar gaps en las observaciones cuando alguna de las tecnicas falla inherente a las caracteristicas de la senal y el ruido. Finalmente, la profundidad de las discontinuidades se determina utilizando correcciones de tiempo obtenidas a partir de un modelo de velocidades 3D. Asi, presentamos mapas topograficos de las discontinuidades 410-km y 660-km, que muestran variaciones en el espesor de la zona de transicion debajo del area de estudio. El espesor de la zona de transicion debajo de Iberia central (240-250 km) esta dentro del promedio global; la zona de transicion es mas ancha debajo del oeste de Marruecos (250-275 km), el Mar de Alboran (280-300 km) y el este de Espana (260-280); y es predominantemente fina debajo del sur de Portugal (220-240 km), el Golfo de Cadiz (220-250 km) y el area del Estrecho de Gibraltar (214 km). La zona de transicion mas ancha debajo del oeste de Marruecos y el este de Espana es mayormente debido a que la discontinuidad 660-km se encuentra a mayor profundidad, mientras que la topografia de la discontinuidad 410-km es mas suave. Es mas, debajo del este de Espana, se aprecia una leve depresion de la 410. Por otro lado, la profundidad de las discontinuidades esta anti-correlacionada debajo del Mar de Alboran. Ademas, encontramos una correlacion espacial entre el vulcanismo anorogenico Neogeno y la topografia de la discontinuidad 410-km. Los resultados se discuten con el fin de anadir nuevas restricciones a la temperatura y composicion de las anomalias de velocidad sismica observadas en la zona de transicion debajo de la region Ibero-Magrebi. El ensanchamiento de la zona de transicion del orden de 50 km -respecto al valor de referencia- debajo del Mar de Alboran sugiere que la loza de Alboran aun esta lo suficientemente fria como para elevar la transformacion de fase alfa-beta y para deprimir la post-spinel. De forma similar, creemos que la loza del Tethys debajo de Espana - estancada en la base de la zona de transicion - aun estaria fria y seria responsable de la depresion de la 660, mientras que un proceso de conveccion de pequena escala encima de la 660 - activada por deshidratacion de la loza- explicaria la depresion de la 410. Por otro lado, la zona de transicion mas ancha debajo de Marruecos es probablemente de origen composicional. La explicacion preferida es que la depresion de la 660 se debe a la transicion granate-a-perovskita sumada a un alto contenido de aluminio en el granate. La zona de transicion mas angosta debajo del Golfo de Cadiz, el Estrecho de Gibraltar y el sur de Portugal es mayormente debido a una 410 mas profunda y pensamos que podria estar causada por un manto superior de elevada temperatura, que tambien ha sido inferido en imagenes tomograficas recientemente publicadas. Adicionalmente, determinamos el espesor de las discontinuidades 410-km y 660-km e investigamos su variacion espacial. Este analisis, ha mostrado que ambas discontinuidades presentan variaciones espaciales en su espesor. En particular, la 660 es mas ancha debajo del Mar de Alboran y el sur de Espana. Este ensanchamiento, podria estar causado por la combinacion de gradientes de velocidades debido a las transformaciones de fase post-spinel e ilmenita-a-perovskita. Por otro lado, la variacion espacial en el espesor de la 410 podria deberse a variaciones en la concentracion de agua dentro de la zona de transicion debajo del area de estudio. Bibliografia Ammon, C. J. (1991), The isolation of receiver effects from teleseismic P waveforms, Bull. Seism. Soc. Am. , 81, 2504-2510. Chapman, C. H. , Jen-Yi, C. , and Lyness, D. G. (1988), The WKBJ seismogram algorithm, Seismological Algorithm. ed. D. Doornbos, London: Academic Press, 341-71. Clayton, R. W. , y R. A. Wiggins (1976), Source shape estimation and deconvolution of teleseismic body waves, J. R. Astr. Soc. , 47, 151-177. Diaz, J., y Gallart, J. (2009), Crustal structure beneath the Iberian Peninsula and surrounding waters: A new compilation of deep seismic sounding results, Physics of the Earth and Planetary Interiors, 173, 181-190. Flanagan, M.P., y Shearer, P. M. (1998), Global mapping of topography on transition zone velocity discontinuities by stacking SS precursors, J. Geophys. Res., 103, 2673-2692. Geller, R, J., y Takeuchi, N. (1995), A new method for computing highly accurate DSM synthetic seismograms, Geophys. J. Int, 123, 449-470. Gu, Y. J., y Dziewonski, A. M. (2002), Global variability of transition zone thickness, J. Geophys. Res., 107(B7), 2135, doi:10.1029/2001JB000489. Heit, B. , Yuan, X. , Bianchi, M. , Kind, R. , y Gossler, J. (2010), Study of the lithospheric and upper-mantle discontinuities beneath eastern Asia by SS precursors, Geophys. J. Int., 183, 252-266, Doi:10.1111/j.1365-246X.2010. 04714.x. Kawai, K. , Takeuchi, N. , y Geller, R. J. (2006), Complete synthetic seismograms up to 2 Hz for transversely-isotropic sphericallysymmetric media, Geophys. J. Int., 164, 411-424. Kennett, B. L. N. , y Engdahl, E. R. (1991), Traveltimes for Global Earthquake Location and Phase Identification, Geophys. J. Int., 105, 429-465. Langston, C. A. (1979), Structure under Mount Rainier, Washington, inferred from teleseismic body waves, J. Geophys. Res., 84, 4749-4762. Schimmel, M. , y Paulssen, H. (1997), Noise reduction and detection of weak, coherent signals through phase-weighted stacks, Geophys. J. Int., 130, 497-505. Schimmel M. (1999), Phase cross-correlations: design, comparisons and applications, Bull. Seismol. Soc. Am. , 89, 1366-1378. Shearer, P.M. (1991), Constraining on Upper Mantle Discontinuities From Observations of Long-Period Reflected and Converted Phases, J. Geophys. Res., 96, 18147-18182.