Comprender los fundamentos de la generación de ondas sismicas

Las ondas sismológicas comienzan como vibraciones mecánicas que se irradian desde una liberación repentina de energía dentro de la Tierra. La fuente más conocida es un terremoto, donde el estrés acumulado a lo largo de una línea de falla supera la resistencia friccional, causando que las rocas se rompan y se resbalen. Este desplazamiento rápido convierte la energía de la cepa elástica almacenada en energía cinética que se propaga en todas las direcciones desde la superficie hipocentro, el punto de la superficie inicial.

Más allá de los terremotos, las ondas sísmicas pueden ser generadas por erupciones volcánicas, deslizamientos, explosiones (tanto deliberadas como accidentales), e incluso tormentas oceánicas que producen microseísmos. Las actividades humanas como las explosiones mineras, el trabajo de construcción y el tráfico de vehículos también generan ondas de mayor frecuencia y más débiles.

La energía liberada durante un terremoto o explosión se propaga a través de la Tierra como dos amplias categorías de trenes de onda: ondas corporales, que viajan por el interior del planeta, y ondas superficiales, que viajan a lo largo de las capas más externas. Cada categoría comprende distintos tipos de ondas que se comportan de manera diferente en base a las propiedades físicas de los materiales que encuentran.

Cuevas del cuerpo: Moción de la compresión y la oreja

Las ondas corporales son las señales sísmicas más rápidas y la primera en llegar a cualquier estación de grabación. Viajan por el interior de la Tierra a través de caminos determinados por la densidad y elasticidad de las rocas y fluidos que pasan. Hay dos tipos principales de ondas corporales, cada una definida por la dirección del movimiento de partículas en relación con la dirección de propagación de ondas.

P-Waves (Olas primarias o compresivas)

Las ondas P son ondas longitudinales donde las partículas se mueven de ida y vuelta en la misma dirección que la onda está viajando, similar a las ondas sonoras en el aire. Esta compresión alternada y la rarasfacción de material permite que las ondas P pasen a través de sólidos, líquidos y gases. Su velocidad depende del módulo de vracs (resistencia a compresión) y densidad del medio.

Debido a que las ondas P viajan más rápido, son las primeras ondas detectadas por sismógrafos después de un terremoto. Su tiempo de llegada proporciona la restricción inicial para localizar el epicentro del terremoto. Los sismólogos analizan los tiempos de llegada de ondas P desde múltiples estaciones para triangular la ubicación de la fuente. Además, la amplitud y el contenido de frecuencia de las ondas P llevan información sobre la magnitud del terremoto y las propiedades de la roca a través de la que viajaron.

Olas (Olas de Secondary o Ojeras)

Las ondas son ondas transversales donde el movimiento de partículas es perpendicular a la dirección de la propagación de ondas. Este movimiento de desgarramiento requiere que el material tenga rigidez o fuerza de desgarradora. Debido a que los fluidos como agua y roca fundida carecen de rigidez, las ondas S no pueden viajar a través de líquidos o gases. Esta propiedad fundamental es una de las herramientas más importantes para probatir el interior profundo de la Tierra, ya que revela directamente la presencia de capa líquilibrada.

Las ondas S viajan más lentamente que las ondas P, típicamente al 60 al 70 por ciento de la velocidad de onda P en el mismo material. En la corteza terrestre, las velocidades de onda S son generalmente entre 3 y 4 kilómetros por segundo. La diferencia de tiempo entre la llegada de ondas P y ondas S a una estación de sismógrafo es un parámetro clave para calcular la distancia al epicentro del terremoto, permitiendo un intervalo de distancia aumenta con estaciones de estimación de distancia

Las ondas S también exhiben dos componentes de polarización: ondas SH, donde el movimiento de partículas es horizontal y transversal a la dirección de propagación, y ondas SV, donde el movimiento de partículas es vertical y dentro del plano de propagación. Estas polarizaciones interactúan de manera diferente con límites de capa y son críticas para técnicas avanzadas de imagen sísmica.

Olas superficiales: Energía guiada a lo largo de la Cruz de la Tierra

Las ondas superficiales se generan cuando las ondas corporales interactúan con la superficie libre de la Tierra. Viajan más lentamente que las ondas corporales, pero normalmente tienen grandes amplitudes y causan la mayor parte de los temblores y daños observados durante los terremotos. Hay dos tipos primarios de ondas superficiales: ondas de amor y ondas de Rayleigh.

Amor

Las ondas de amor son ondas de corte horizontalmente polarizadas que son guiadas por la superficie de la Tierra. Existen sólo cuando una capa de baja velocidad sobrepone una capa de mayor velocidad, una condición común en la corteza terrestre. Las ondas de amor causan movimiento de recubrimiento horizontal paralelo a la superficie terrestre, que puede ejercer fuertes fuerzas laterales en edificios e infraestructura. Su velocidad es generalmente ligeramente mayor que la de las ondas de Rayleigh y depende del espesor y de las propiedades.

Rayleigh Waves

Las ondas Rayleigh producen movimiento de partículas retrogradas elípticas en la superficie, combinando desplazamientos verticales y horizontales en la dirección de la propagación de ondas. Este movimiento es análogo a las ondas oceánicas pero se produce en roca sólida. Las ondas Rayleigh son las más lentas de los tipos de ondas sísmicas más importantes pero a menudo tienen las mayores amplitudes, especialmente en frecuencias entre 0.1 y 1 hertz magnitud, que pueden resonar con cálculos de magnitud severas.

Las ondas superficiales son dispersivas, lo que significa que su velocidad depende de la frecuencia (o longitud de onda). Los componentes de frecuencia superior viajan más lentamente y son más sensibles a la estructura poco profunda, mientras que los componentes de menor frecuencia viajan más rápido y muestren capas más profundas. Esta propiedad de dispersión se explota en la tomografía de onda superficial para mapear la estructura de velocidad de púrpura y manto superior.

Cómo las olas sismicas viajan a través de las capas de la Tierra

El viaje de ondas sísmicas desde el hipocentro hasta una estación sismográfica distante es un camino complejo gobernado por los principios de la física de ondas. A medida que las ondas se mueven a través de materiales de densidad variable, temperatura y composición, su velocidad y dirección cambian sistemáticamente. Entendiendo estos cambios permite a los seismólogos crear modelos detallados de la estructura interior de la Tierra.

Velocidad de la prueba de onda y propiedades materiales

La velocidad de las ondas sísmicas se determina por los modulos elásticos y la densidad del material. Para las ondas P, la velocidad se rige por el módulo de vracs y el módulo de hídrido; para las ondas S, sólo el módulo de hídrido y la materia de densidad. En general, la velocidad de onda aumenta con profundidad a medida que la presión eleva densidad y modulitis elástica, pero esta tendencia se interrumpe por los cambios de fase.

La temperatura también afecta la velocidad de onda. Los materiales más lentos y rígidos frenan las ondas sísmicas, mientras que los materiales más fríos y más rígidos los aceleran. Esta dependencia de temperatura es la base de la tomografía sísmica, que imágenes las subidas calientes y losas de subducción fría en el manto.

Reflexión y reflexión en los límites

Cuando una onda sísmica encuentra un límite entre capas con diferentes propiedades físicas, parte de su energía se refleja de nuevo en el medio original y parte se transmite, o se refracta, en el nuevo medio. El ángulo de refracción sigue la ley de Snell, como la luz a través del vidrio. Esta curvatura de las rutas de onda crea zonas de sombra donde ciertas ondas no se detectan, proporcionando poderosas limitaciones en la estructura profunda de la Tierra.

El ejemplo más dramático es la zona de sombra de onda P entre 103° y 142° de un epicentro de terremoto. Las ondas sistémicas que normalmente viajarían por el núcleo exterior están dobladas tan fuertemente que no alcanzan la superficie en esta gama. La existencia de esta zona de sombra, combinada con la observación de que las ondas S están completamente ausentes más allá de 103°, siempre que el núcleo exterior sea líquido.

Senderos de onda a través del interior de la Tierra

Las rutas de onda sismic se curvan porque la velocidad generalmente aumenta con profundidad debido a la presión creciente, causando que las ondas se refrieran gradualmente hacia la superficie. La forma exacta del camino de rayos depende del gradiente de velocidad. En regiones donde la velocidad disminuye con profundidad, como en la transición de corteza-mante bajo ciertos ajustes tectónicos, las ondas pueden ser desviadas hacia abajo, creando una zona de baja velocidad que resulta en una sombra directa.

El tiempo de viaje de una ola a lo largo de un camino dado depende de la estructura de velocidad a lo largo de ese camino. Los seismólogos compilan curvas de tiempo de viaje que trazan el tiempo de llegada versus la distancia epicentral para cada tipo de onda. Estas curvas se derivan de observaciones empíricas y cálculos teóricos y se utilizan para localizar terremotos e invertir para la estructura de la Tierra.

Capas de la Tierra y comportamiento de onda sismic

La estructura interna de la Tierra se divide en capas concéntricos basadas en la composición y las propiedades mecánicas. Cada capa tiene características sísmicas únicas que fueron descubiertas y refinadas mediante el análisis de las llegadas de ondas sísmicas de terremotos y explosiones.

La Cruz

La corteza terrestre es la capa sólida más externa, que va desde unos 5 kilómetros de espesor bajo los océanos hasta 70 kilómetros de espesor bajo las cordilleras continentales. Está compuesta principalmente de rocas silicas que son menos densas que el manto subyacente. Las velocidades de onda sismística en la corteza son relativamente bajas, con velocidades de onda P de 5 a 7 kilómetros por segundo. La discontinuidad Moho marca la base de la velocidades más agudas

La corteza es más dividida en tipos oceánicos y continentales. La corteza oceánica es más delgada, más densa y más uniforme, compuesta principalmente por basalto y gabbro. La corteza continental es más gruesa, felásica y altamente heterogénea, con estructura de velocidad compleja que refleja su larga historia tectónica. Se utilizan estudios de reflexión y refracción sismica para mapear el espesor de los crustal, las zonas de los recursos y las exploraciones sedimentarias.

El manto

El manto se extiende desde el Moho a una profundidad de aproximadamente 2.900 kilómetros y contiene la mayor parte del volumen y la masa de la Tierra. Está compuesto de roca ultramafic, predominantemente peridotita, con fases minerales de alta presión como olivina, wadsleyita, ringsteadwoodite, y en última instancia peridote y post-perovskite en su base.

El manto no es uniforme. El manto superior contiene la astenosfera, una zona de baja velocidad donde el derretimiento parcial reduce las velocidades de onda y proporciona una capa de desacoplamiento para la tectónica de placa. Bajo la astenosfera, la zona de transición entre 410 y 660 kilómetros de profundidad contiene cambios de fase donde la olivina se transforma en polimorfos más densos, causando aumento de velocidad de onda.

El núcleo exterior

El núcleo exterior es una capa líquida compuesta principalmente de hierro y níquel con alrededor de 10 por ciento elementos más ligeros como el azufre, oxígeno, silicio y carbono. Se extiende desde una profundidad de unos 2.900 a 5.150 kilómetros. Su estado líquido se confirma por la ausencia completa de llegadas de ondas S que habrían viajado a través de ella y la forma exacta de la zona de sombra de la onda P.

El núcleo interior

El núcleo interior es una esfera sólida con un radio de aproximadamente 1.220 kilómetros, compuesto principalmente de hierro y níquel a temperaturas superiores a 5.000 grados Celsius, pero mantenido sólido por inmensas presiones superiores a 3.6 millones de atmósferas. Fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann a través de la detección de llegadas débiles de onda P en la zona de sombra que correctamente interpretó como reflejos de un núcleo sólido límite interior.

Aplicaciones de onda sismic e instrumentos modernos

El estudio de las ondas sísmicas se extiende mucho más allá de la detección del terremoto. La seismología moderna aplica la teoría de la propagación de ondas a una amplia gama de problemas científicos y prácticos, desde la cartografía del interior profundo hasta la vigilancia de los tratados de prohibición de ensayos nucleares.

Tomografía sismática

La tomografía sismística es una técnica computacional que utiliza cientos de miles de tiempos de viaje de ondas sísmicas para construir imágenes tridimensionales del interior de la Tierra. Similar a una tomografía computarizada en medicina, la técnica explota el hecho de que las ondas que viajan a través de diferentes regiones tienen diferentes tiempos de llegada. Al invertir estos tiempos de viaje, los seismólogos pueden mapear anomalías de velocidad que corresponden con tablas de subducting, cirúruelas,

Alerta Temprano Terremoto

Los sistemas de alerta temprana de terremotos de la física de onda sismística detectan las ondas P de rápido recorrido que llegan segundos a decenas de segundos antes de las ondas S destructivas y las ondas superficiales. Los algoritmos automatizados estiman la ubicación y magnitud del terremoto de los datos iniciales de onda P, transmiten alertas a zonas pobladas. El sistema de Japón, que ha estado operativo desde 2007, proporciona advertencias que han permitido que los trenes desalentizar, elevadores industriales, para detenerse.

Exploración de recursos

La industria del petróleo y el gas utiliza la seismología de los recursos controlados, generando ondas sísmicas con camiones vibradores o cargas explosivas y registrando las ondas reflejadas con arrays de geofonos. El análisis de los tiempos de viaje y amplitudes de reflexión revela la geometría de capas sedimentarias subsuperficie y puede identificar trampas estructurales y características estratigráficas que pueden contener hidrocarburos.

Vigilancia de los ensayos nucleares

La Organización del Tratado de Prohibición Completa de los Ensayos Nucleares opera una red mundial de estaciones sísmicas que pueden detectar, localizar y discriminar explosiones nucleares subterráneas de terremotos naturales. La relación de las amplitudes de onda P a ondas S, la profundidad de la fuente, y la presencia de patrones de onda superficial características son discriminantes clave. Las explosiones generan amplitudes de onda P más grandes en comparación con los terremotos, una diferencia que se explota por clasificación de eventos automáticos.

Comprender la propagación de ondas sísmicas a través de las capas de la Tierra ha sido uno de los esfuerzos científicos más exitosos del siglo pasado. Desde el descubrimiento del límite de manto central por Richard Oldham en 1906 a las imágenes tomográficas modernas de ciruelas profundas, la información llevada por ondas sísmicas continúa refinando nuestro conocimiento de la estructura planetaria y dinámicas.

Para más información, véase el E.U.S. Geological Survey Earthquake Hazards Program, Incorporated Research Institutions for Seismology], y Comprehensive Nuclear-Test-Ban Treaty Organization].