La tomografía sísmica o sismotomografía es una técnica para obtener imágenes del subsuelo de la Tierra con ondas sísmicas producidas por terremotos o explosiones. Las ondas P , S y superficiales se pueden utilizar para modelos tomográficos de diferentes resoluciones en función de la longitud de onda sísmica, la distancia de la fuente de onda y la cobertura del conjunto de sismógrafos. [1] Los datos recibidos en los sismómetros se utilizan para resolver un problema inverso, en el que se determinan las ubicaciones de reflexión y refracción de las trayectorias de las ondas. Esta solución se puede utilizar para crear imágenes 3D de anomalías de velocidad que pueden interpretarse como variaciones estructurales, térmicas o de composición. Los geocientíficos utilizan estas imágenes para comprender mejor los procesos tectónicos del núcleo, el manto y las placas .
La tomografía se resuelve como un problema inverso . Los datos sísmicos se comparan con un modelo inicial de la Tierra y el modelo se modifica hasta encontrar el mejor ajuste posible entre las predicciones del modelo y los datos observados. Las ondas sísmicas viajarían en línea recta si la Tierra tuviera una composición uniforme, pero la estratificación compositiva, la estructura tectónica y las variaciones térmicas reflejan y refractan las ondas sísmicas . La ubicación y la magnitud de estas variaciones se pueden calcular mediante el proceso de inversión, aunque las soluciones a las inversiones tomográficas no son únicas. Lo más común es que solo se considere el tiempo de viaje de las ondas sísmicas en la inversión. Sin embargo, los avances en las técnicas de modelado y la potencia informática han permitido que diferentes partes, o la totalidad, de la forma de onda sísmica medida se ajusten durante la inversión. [2] [3] [4]
La tomografía sísmica es similar a la tomografía computarizada con rayos X (TC) médica en el sentido de que una computadora procesa los datos del receptor para producir una imagen en 3D, aunque las TC utilizan la atenuación en lugar de la diferencia de tiempo de viaje. La tomografía sísmica tiene que lidiar con el análisis de las trayectorias curvas de los rayos que se reflejan y refractan dentro de la Tierra, y la posible incertidumbre en la ubicación del hipocentro del terremoto . Las TC utilizan rayos X lineales y una fuente conocida. [5]
La tomografía sísmica requiere grandes conjuntos de datos de sismogramas y fuentes de terremotos o explosiones bien ubicadas. Estos se volvieron más accesibles en la década de 1960 con la expansión de las redes sísmicas globales, y en la década de 1970 cuando se establecieron los archivos de datos de sismógrafos digitales. Estos avances se produjeron simultáneamente con los avances en la potencia informática que se requerían para resolver problemas inversos y generar sismogramas teóricos para probar modelos. [6]
En 1977, los tiempos de retardo de las ondas P se utilizaron para crear el primer mapa 2D a escala de matriz sísmica de la velocidad sísmica. [7] En el mismo año, los datos de las ondas P se utilizaron para determinar 150 coeficientes armónicos esféricos para anomalías de velocidad en el manto. [1] El primer modelo que utilizó técnicas iterativas, necesarias cuando hay una gran cantidad de incógnitas, se realizó en 1984. Este se basó en el primer modelo radialmente anisotrópico de la Tierra, que proporcionó el marco de referencia inicial necesario para comparar los modelos tomográficos para la iteración. [8] Los modelos iniciales tenían una resolución de ~3000 a 5000 km, en comparación con la resolución de unos pocos cientos de kilómetros de los modelos actuales. [9] [10] [11]
Los modelos tomográficos sísmicos mejoran con los avances en computación y la expansión de las redes sísmicas. Los modelos recientes de ondas corporales globales utilizan tiempos de viaje de más de 10 7 para modelar de 10 5 a 10 6 incógnitas. [12] [9]
La tomografía sísmica utiliza registros sísmicos para crear imágenes 2D y 3D de anomalías del subsuelo mediante la resolución de grandes problemas inversos que generan modelos coherentes con los datos observados. Se utilizan varios métodos para resolver anomalías en la corteza y la litosfera , el manto superficial, el manto completo y el núcleo en función de la disponibilidad de datos y los tipos de ondas sísmicas que penetran la región en una longitud de onda adecuada para la resolución de características. La precisión del modelo está limitada por la disponibilidad y precisión de los datos sísmicos, el tipo de onda utilizado y las suposiciones realizadas en el modelo.
Los datos de ondas P se utilizan en la mayoría de los modelos locales y globales en áreas con suficiente densidad de terremotos y sismógrafos. Los datos de ondas S y superficiales se utilizan en modelos globales cuando esta cobertura no es suficiente, como en cuencas oceánicas y lejos de zonas de subducción . Los tiempos de primera llegada son los más utilizados, pero los modelos que utilizan fases reflejadas y refractadas se utilizan en modelos más complejos, como los que generan imágenes del núcleo. También se utilizan tiempos de viaje diferenciales entre fases o tipos de ondas.
Los modelos tomográficos locales suelen basarse en un conjunto sísmico temporal que apunta a zonas específicas, a menos que se trate de una región sísmicamente activa con una amplia cobertura de red permanente. Estos permiten obtener imágenes de la corteza y el manto superior .
Los modelos tomográficos a escala regional y global se basan generalmente en longitudes de onda largas. Varios modelos tienen una mejor concordancia entre sí que los modelos locales debido al gran tamaño de las características que representan, como losas subducidas y superplumas . La desventaja de la cobertura de todo el manto en comparación con la de toda la Tierra es la resolución gruesa (cientos de kilómetros) y la dificultad de representar características pequeñas (por ejemplo, columnas estrechas). Aunque a menudo se utilizan para representar imágenes de diferentes partes del subsuelo, los modelos derivados de ondas P y S coinciden en gran medida cuando hay superposición de imágenes. Estos modelos utilizan datos tanto de estaciones sísmicas permanentes como de conjuntos temporales complementarios.
La tomografía sísmica puede resolver la anisotropía, la anelasticidad, la densidad y la velocidad del sonido en masa. [11] Las variaciones en estos parámetros pueden ser resultado de diferencias térmicas o químicas, que se atribuyen a procesos como las columnas del manto, las placas en subducción y los cambios de fase mineral. Las características de mayor escala que se pueden visualizar con la tomografía incluyen las altas velocidades debajo de los escudos continentales y las bajas velocidades debajo de los centros de expansión oceánica . [7]
La hipótesis de la pluma del manto propone que las áreas de vulcanismo que no se explican fácilmente mediante la tectónica de placas, llamadas puntos calientes , son el resultado de afloramientos térmicos desde una profundidad tan grande como el límite entre el núcleo y el manto que se convierten en diapiros en la corteza. Esta es una teoría muy discutida, [14] aunque las imágenes tomográficas sugieren que hay anomalías debajo de algunos puntos calientes. Las mejores imágenes de estas son grandes provincias de baja velocidad de corte, o superplumas, visibles en los modelos de ondas S del manto inferior y que se cree que reflejan diferencias tanto térmicas como de composición.
El punto caliente de Yellowstone es responsable del vulcanismo en la caldera de Yellowstone y una serie de calderas extintas a lo largo de la llanura del río Snake . El Proyecto Geodinámico de Yellowstone buscó obtener imágenes de la columna debajo del punto caliente. [16] Encontraron un cuerpo fuerte de baja velocidad de ~30 a 250 km de profundidad debajo de Yellowstone, y una anomalía más débil de 250 a 650 km de profundidad que se inclinó 60° al oeste-noroeste. Los autores atribuyen estas características a la columna del manto debajo del punto caliente que se desvía hacia el este por el flujo en el manto superior visto en los modelos de ondas S.
El punto caliente de Hawái produjo la cadena de montes submarinos Hawái-Emperador . Las imágenes tomográficas muestran que tiene entre 500 y 600 km de ancho y hasta 2000 km de profundidad.
Las placas en subducción son más frías que el manto hacia el que se desplazan, lo que crea una anomalía rápida que es visible en imágenes tomográficas. Tanto la placa Farallón que se subdujo debajo de la costa oeste de América del Norte [17] como la parte norte de la placa india que se subdujo debajo de Asia [18] han sido fotografiadas con tomografía.
Las redes sísmicas globales se han expandido de manera sostenida desde la década de 1960, pero aún se concentran en los continentes y en regiones sísmicamente activas. Los océanos, particularmente en el hemisferio sur, están poco cubiertos. [14] Los modelos tomográficos en estas áreas mejorarán cuando haya más datos disponibles. La distribución desigual de los terremotos naturalmente inclina los modelos hacia una mejor resolución en regiones sísmicamente activas.
El tipo de onda que se utiliza en un modelo limita la resolución que puede alcanzar. Las longitudes de onda más largas pueden penetrar más profundamente en la Tierra, pero solo se pueden utilizar para resolver características grandes. Se puede lograr una resolución más fina con ondas superficiales, con la desventaja de que no se pueden utilizar en modelos del manto profundo. La disparidad entre la longitud de onda y la escala de la característica hace que las anomalías aparezcan de magnitud y tamaño reducidos en las imágenes. Los modelos de ondas P y S responden de manera diferente a los tipos de anomalías según la propiedad del material impulsor. Los modelos basados en el primer tiempo de llegada prefieren naturalmente las vías más rápidas, lo que hace que los modelos basados en estos datos tengan una resolución menor de las características lentas (a menudo calientes). [12] Los modelos superficiales también deben considerar las variaciones significativas de la velocidad lateral en la corteza continental.
La tomografía sísmica sólo proporciona las anomalías de velocidad actuales. Se desconocen las estructuras anteriores y las lentas tasas de movimiento en el subsuelo (mm a cm por año) impiden la resolución de los cambios en escalas de tiempo modernas. [19]
Las soluciones tomográficas no son únicas. Aunque se pueden utilizar métodos estadísticos para analizar la validez de un modelo, sigue habiendo incertidumbre irresoluble. [12] Esto contribuye a dificultar la comparación de la validez de los resultados de diferentes modelos.
La capacidad de procesamiento limita la cantidad de datos sísmicos, el número de incógnitas, el tamaño de la malla y las iteraciones en los modelos tomográficos. Esto es de particular importancia en las cuencas oceánicas, que debido a la cobertura limitada de la red y la densidad de terremotos requieren un procesamiento más complejo de datos distantes. Los modelos oceánicos poco profundos también requieren un tamaño de malla de modelo más pequeño debido a la corteza más delgada. [8]
Las imágenes tomográficas suelen presentarse con una rampa de color que representa la intensidad de las anomalías. Esto tiene la consecuencia de que los cambios iguales parezcan de distinta magnitud según las percepciones visuales del color, como el cambio de naranja a rojo, que es más sutil que el de azul a amarillo. El grado de saturación del color también puede distorsionar visualmente las interpretaciones. Estos factores deben tenerse en cuenta al analizar las imágenes. [5]
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