Una zona de sombra sísmica es un área de la superficie de la Tierra donde los sismógrafos no pueden detectar ondas P y/o ondas S directas de un terremoto . Esto se debe a capas o estructuras líquidas dentro de la superficie de la Tierra. La zona de sombra más reconocida se debe al límite entre el núcleo y el manto, donde las ondas P se refractan y las ondas S se detienen en el núcleo externo líquido; sin embargo, cualquier límite o cuerpo líquido puede crear una zona de sombra. Por ejemplo, los depósitos de magma con un porcentaje de fusión lo suficientemente alto pueden crear zonas de sombra sísmica.
La Tierra está formada por diferentes estructuras: la corteza , el manto , el núcleo interno y el núcleo externo . La corteza, el manto y el núcleo interno son típicamente sólidos; sin embargo, el núcleo externo es completamente líquido. [1] Un núcleo externo líquido fue demostrado por primera vez en 1906 por el geólogo Richard Oldham . [2] Oldham observó sismogramas de varios terremotos y vio que algunas estaciones sísmicas no registraban ondas S directas, particularmente las que estaban a 120° del hipocentro del terremoto. [3]
En 1913, Beno Gutenberg notó el cambio abrupto en las velocidades sísmicas de las ondas P y la desaparición de las ondas S en el límite entre el núcleo y el manto. Gutenberg atribuyó esto a un manto sólido y un núcleo externo líquido, y lo llamó la discontinuidad de Gutenberg . [4]
La principal limitación observacional para identificar capas y/o estructuras líquidas dentro de la Tierra proviene de la sismología . Cuando ocurre un terremoto, las ondas sísmicas irradian esféricamente desde el hipocentro del terremoto . [5] Dos tipos de ondas corporales viajan a través de la Tierra: ondas sísmicas primarias (ondas P) y ondas sísmicas secundarias (ondas S). Las ondas P viajan con movimiento en la misma dirección en que se propaga la onda y las ondas S viajan con movimiento perpendicular a la propagación de la onda (transversal). [6]
Las ondas P son refractadas por el núcleo externo líquido de la Tierra y no se detectan entre 104° y 140° (entre aproximadamente 11.570 y 15.570 km o 7.190 y 9.670 mi) desde el hipocentro. [7] [8] Esto se debe a la ley de Snell , donde una onda sísmica encuentra un límite y se refracta o refleja . En este caso, las ondas P se refractan debido a las diferencias de densidad y reducen en gran medida su velocidad . [7] [9] Esto se considera la zona de sombra de las ondas P. [10]
Las ondas S no pueden atravesar el núcleo externo líquido y no se detectan a más de 104° (aproximadamente 11.570 km o 7.190 mi) del epicentro . [7] [11] [12] Esto se considera la zona de sombra de las ondas S. [10] Sin embargo, las ondas P que viajan refractándose a través del núcleo externo y refractándose en otra onda P (onda PKP) al salir del núcleo externo se pueden detectar dentro de la zona de sombra. Además, las ondas S que refractan en ondas P al entrar en el núcleo externo y luego se refractan en una onda S al salir del núcleo externo también se pueden detectar en la zona de sombra ( ondas SKS ). [7] [13]
La razón de esto es que las velocidades de las ondas P y S están regidas por diferentes propiedades del material por el que viajan y por las diferentes relaciones matemáticas que comparten en cada caso. Las tres propiedades son: incompresibilidad ( ), densidad ( ) y rigidez ( ). [11] [14]
La velocidad de la onda P es igual a:
La velocidad de la onda S es igual a:
La velocidad de las ondas S depende completamente de la rigidez del material a través del cual viajan. Los líquidos tienen rigidez cero, lo que hace que la velocidad de las ondas S sea cero cuando viajan a través de un líquido. En general, las ondas S son ondas de corte , y la tensión de corte es un tipo de deformación que no puede ocurrir en un líquido. [11] [12] [14] Por el contrario, las ondas P son ondas de compresión y solo dependen parcialmente de la rigidez. Las ondas P aún mantienen cierta velocidad (puede reducirse en gran medida) cuando viajan a través de un líquido. [7] [8] [14] [15]
Aunque el límite entre el núcleo y el manto proyecta la zona de sombra más grande, las estructuras más pequeñas, como los cuerpos de magma, también pueden proyectar una zona de sombra. Por ejemplo, en 1981, Páll Einarsson realizó una investigación sísmica en la caldera de Krafla en el noreste de Islandia. [16] En este estudio, Einarsson colocó una densa serie de sismómetros sobre la caldera y registró los terremotos que ocurrieron. Los sismogramas resultantes mostraron tanto una ausencia de ondas S como pequeñas amplitudes de ondas S. Einarsson atribuyó estos resultados a un depósito de magma. En este caso, el depósito de magma tiene suficiente porcentaje de fusión para hacer que las ondas S se vean afectadas directamente. [16] En áreas donde no se registran ondas S, las ondas S encuentran suficiente líquido, por lo que no hay granos sólidos en contacto. [17] En áreas donde hay ondas S altamente atenuadas (de pequeña aptitud), todavía hay un porcentaje de fusión, pero hay suficientes granos sólidos en contacto para que las ondas S puedan viajar a través de la parte del depósito de magma. [12] [15] [18]
Entre 2014 y 2018, un geofísico de Taiwán, Cheng-Horng Lin, investigó el depósito de magma debajo del Grupo Volcánico Tatun en Taiwán. [19] [20] El grupo de investigación de Lin utilizó terremotos profundos y sismómetros en o cerca del Grupo Volcánico Tatun para identificar cambios en las formas de onda P y S. Sus resultados mostraron retrasos en las ondas P y la ausencia de ondas S en varias ubicaciones. Lin atribuyó este hallazgo a un depósito de magma con al menos un 40% de fusión que proyecta una zona de sombra de ondas S. [19] [20] Sin embargo, un estudio reciente realizado por la Universidad Nacional Chung Cheng utilizó una densa matriz de sismómetros y solo vio la atenuación de las ondas S asociada con el depósito de magma. [21] Este estudio de investigación investigó la causa de la zona de sombra de ondas S que Lin observó y la atribuyó a un diapiro de magma sobre la placa marina de Filipinas en subducción . Aunque no era un depósito de magma, todavía había una estructura con suficiente material fundido/líquido para causar una zona de sombra de onda S. [21]
La existencia de zonas de sombra, más específicamente zonas de sombra de ondas S, podría tener implicaciones en la capacidad de erupcionar de los volcanes en todo el mundo. Cuando los volcanes tienen un porcentaje de fusión suficiente para caer por debajo del bloqueo reológico (fracción porcentual de cristales cuando un volcán está en erupción o no), esto hace que los volcanes sean erupcionables. [22] [23] Determinar el porcentaje de fusión de un volcán podría ayudar con el modelado predictivo y evaluar los peligros actuales y futuros. En un volcán en erupción activa, el Monte Etna en Italia, se realizó un estudio en 2021 que mostró tanto una ausencia de ondas S en algunas regiones como ondas S altamente atenuadas en otras, dependiendo de dónde se encuentren los receptores por encima de la cámara de magma. [24] Anteriormente, en 2014, se realizó un estudio para modelar el mecanismo que llevó a la erupción del 28 de diciembre de 2014. Este estudio mostró que una erupción podría desencadenarse entre el 30 y el 70% de fusión. [25]
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