La sismología ( del griego σεισμός ( seismós ) que significa " terremoto " y -λογία ( -logía ) que significa "estudio de") es el estudio científico de los terremotos (o en general, temblores ) y la generación y propagación de ondas elásticas a través de la Tierra u otros cuerpos planetarios . También incluye estudios de los efectos ambientales de los terremotos , como los tsunamis , así como diversas fuentes sísmicas, como el microsismo volcánico, tectónico, glacial, fluvial , oceánico , atmosférico y procesos artificiales como explosiones y actividades humanas . Un campo relacionado que utiliza la geología para inferir información sobre terremotos pasados es la paleosismología . Un registro del movimiento de la Tierra en función del tiempo, creado por un sismógrafo , se llama sismograma . Un sismólogo es un científico que trabaja en sismología básica o aplicada.
El interés de los académicos por los terremotos se remonta a la antigüedad. Las primeras especulaciones sobre las causas naturales de los terremotos se incluyeron en los escritos de Tales de Mileto ( c. 585 a. C. ), Anaxímenes de Mileto ( c. 550 a. C. ), Aristóteles ( c. 340 a. C. ) y Zhang Heng (132 d. C.).
En el año 132 d. C., Zhang Heng, de la dinastía Han de China, diseñó el primer sismoscopio conocido . [1] [2] [3]
En el siglo XVII, Athanasius Kircher sostuvo que los terremotos eran causados por el movimiento del fuego dentro de un sistema de canales dentro de la Tierra. Martin Lister (1638-1712) y Nicolas Lemery (1645-1715) propusieron que los terremotos eran causados por explosiones químicas dentro de la Tierra. [4]
El terremoto de Lisboa de 1755 , que coincidió con el florecimiento general de la ciencia en Europa , puso en marcha una serie de intensos intentos científicos por comprender el comportamiento y las causas de los terremotos. Las primeras respuestas incluyen los trabajos de John Bevis (1757) y John Michell (1761). Michell determinó que los terremotos se originan en el interior de la Tierra y son ondas de movimiento causadas por "masas de roca en movimiento a kilómetros de la superficie". [5]
En respuesta a una serie de terremotos cerca de Comrie en Escocia en 1839, se formó un comité en el Reino Unido con el fin de producir mejores métodos de detección de terremotos. El resultado de esto fue la producción de uno de los primeros sismómetros modernos por James David Forbes , presentado por primera vez en un informe de David Milne-Home en 1842. [6] Este sismómetro era un péndulo invertido, que registraba las mediciones de la actividad sísmica mediante el uso de un lápiz colocado sobre papel sobre el péndulo. Los diseños proporcionados no resultaron efectivos, según los informes de Milne. [6]
A partir de 1857, Robert Mallet sentó las bases de la sismología instrumental moderna y realizó experimentos sismológicos utilizando explosivos. También es responsable de acuñar el término "sismología". [7]
En 1889 Ernst von Rebeur-Paschwitz registró la primera señal de terremoto telesísmico (un terremoto en Japón registrado en Pottsdam, Alemania). [8]
En 1897, los cálculos teóricos de Emil Wiechert lo llevaron a concluir que el interior de la Tierra está formado por un manto de silicatos que rodea un núcleo de hierro. [9]
En 1906, Richard Dixon Oldham identificó la llegada separada de ondas P , ondas S y ondas superficiales en los sismogramas y encontró la primera evidencia clara de que la Tierra tiene un núcleo central. [10]
En 1909, Andrija Mohorovičić , uno de los fundadores de la sismología moderna, [11] [12] [13] descubrió y definió la discontinuidad de Mohorovičić . [14] Generalmente denominada "discontinuidad de Moho" o " Moho ", es el límite entre la corteza terrestre y el manto . Se define por el cambio distintivo en la velocidad de las ondas sismológicas a medida que pasan a través de densidades cambiantes de roca. [ 15]
En 1910, después de estudiar el terremoto de San Francisco de abril de 1906 , Harry Fielding Reid propuso la " teoría del rebote elástico ", que sigue siendo la base de los estudios tectónicos modernos. El desarrollo de esta teoría dependió del considerable progreso de las corrientes de trabajo independientes anteriores sobre el comportamiento de los materiales elásticos y en matemáticas. [16]
Uno de los primeros estudios científicos sobre las réplicas de un terremoto destructivo se produjo después del terremoto de Xalapa de enero de 1920. Un sismógrafo Wiechert de 80 kg (180 lb) fue llevado en tren a la ciudad mexicana de Xalapa después del terremoto. El instrumento se desplegó para registrar las réplicas. Los datos del sismógrafo finalmente determinarían que el sismo principal se produjo a lo largo de una falla de la corteza superficial. [17]
En 1926, Harold Jeffreys fue el primero en afirmar, basándose en su estudio de las ondas sísmicas, que debajo del manto, el núcleo de la Tierra es líquido. [18]
En 1937, Inge Lehmann determinó que dentro del núcleo externo líquido de la Tierra hay un núcleo interno sólido . [19]
En 1950, Michael S. Longuet-Higgins dilucidó los procesos oceánicos responsables del microsismo de fondo global . [20]
En la década de 1960, la ciencia de la Tierra se había desarrollado hasta el punto en que una teoría integral de la causalidad de los eventos sísmicos y los movimientos geodésicos había confluido en la ahora bien establecida teoría de la tectónica de placas . [21]
Las ondas sísmicas son ondas elásticas que se propagan en materiales sólidos o fluidos. Se pueden dividir en ondas corporales que viajan a través del interior de los materiales; ondas superficiales que viajan a lo largo de superficies o interfaces entre materiales; y modos normales , una forma de onda estacionaria.
Existen dos tipos de ondas corporales, las ondas de presión u ondas primarias (ondas P) y las ondas transversales o secundarias ( ondas S ). Las ondas P son ondas longitudinales que implican compresión y expansión en la dirección en la que se mueve la onda y siempre son las primeras ondas que aparecen en un sismograma, ya que son las ondas que se mueven más rápido a través de los sólidos. Las ondas S son ondas transversales que se mueven perpendicularmente a la dirección de propagación. Las ondas S son más lentas que las ondas P. Por lo tanto, aparecen más tarde que las ondas P en un sismograma. Los fluidos no pueden soportar ondas elásticas transversales debido a su baja resistencia al corte, por lo que las ondas S solo viajan en sólidos. [22]
Las ondas superficiales son el resultado de la interacción de las ondas P y S con la superficie de la Tierra. Estas ondas son dispersivas , lo que significa que diferentes frecuencias tienen diferentes velocidades. Los dos tipos principales de ondas superficiales son las ondas Rayleigh , que tienen movimientos tanto de compresión como de corte, y las ondas Love , que son puramente de corte. Las ondas Rayleigh resultan de la interacción de las ondas P y las ondas S polarizadas verticalmente con la superficie y pueden existir en cualquier medio sólido. Las ondas Love se forman por las ondas S polarizadas horizontalmente que interactúan con la superficie, y solo pueden existir si hay un cambio en las propiedades elásticas con la profundidad en un medio sólido, que siempre es el caso en aplicaciones sismológicas. Las ondas superficiales viajan más lentamente que las ondas P y las ondas S porque son el resultado de estas ondas que viajan a lo largo de caminos indirectos para interactuar con la superficie de la Tierra. Debido a que viajan a lo largo de la superficie de la Tierra, su energía se desintegra menos rápidamente que las ondas internas (1/distancia 2 frente a 1/distancia 3 ), y por lo tanto, el temblor causado por las ondas superficiales es generalmente más fuerte que el de las ondas internas, y las ondas superficiales primarias suelen ser, por lo tanto, las señales más grandes en los sismogramas de terremotos . Las ondas superficiales se excitan fuertemente cuando su fuente está cerca de la superficie, como en un terremoto superficial o una explosión cercana a la superficie, y son mucho más débiles para las fuentes de terremotos profundos. [22]
Tanto las ondas corporales como las superficiales son ondas viajeras; sin embargo, los grandes terremotos también pueden hacer que toda la Tierra "suene" como una campana resonante. Este repique es una mezcla de modos normales con frecuencias discretas y períodos de aproximadamente una hora o menos. El movimiento en modo normal causado por un terremoto muy grande se puede observar hasta un mes después del evento. [22] Las primeras observaciones de modos normales se realizaron en la década de 1960, cuando la llegada de instrumentos de mayor fidelidad coincidió con dos de los terremotos más grandes del siglo XX, el terremoto de Valdivia de 1960 y el terremoto de Alaska de 1964. Desde entonces, los modos normales de la Tierra nos han proporcionado algunas de las restricciones más fuertes sobre la estructura profunda de la Tierra.
Uno de los primeros intentos de estudio científico de los terremotos se produjo tras el terremoto de Lisboa de 1755. Otros terremotos notables que impulsaron importantes avances en la ciencia de la sismología incluyen el terremoto de Basilicata de 1857 , el terremoto de San Francisco de 1906, el terremoto de Alaska de 1964 , el terremoto de Sumatra-Andamán de 2004 y el gran terremoto del este de Japón de 2011 .
Las ondas sísmicas producidas por explosiones o fuentes vibratorias controladas son uno de los principales métodos de exploración subterránea en geofísica (además de muchos métodos electromagnéticos diferentes, como la polarización inducida y la magnetotelúrica ). La sismología de fuentes controladas se ha utilizado para mapear domos de sal , anticlinales y otras trampas geológicas en rocas que contienen petróleo , fallas , tipos de rocas y cráteres de meteoritos gigantes enterrados durante mucho tiempo . Por ejemplo, el cráter Chicxulub , que fue causado por un impacto que se ha implicado en la extinción de los dinosaurios , se localizó en América Central mediante el análisis de eyecciones en el límite Cretácico-Paleógeno , y luego se demostró físicamente su existencia utilizando mapas sísmicos de exploración petrolera . [23]
Los sismómetros son sensores que detectan y registran el movimiento de la Tierra que surge de las ondas elásticas. Los sismómetros pueden desplegarse en la superficie de la Tierra, en bóvedas poco profundas, en pozos o bajo el agua . Un paquete completo de instrumentos que registra señales sísmicas se llama sismógrafo . Las redes de sismógrafos registran continuamente los movimientos del suelo en todo el mundo para facilitar el monitoreo y análisis de terremotos globales y otras fuentes de actividad sísmica. La rápida ubicación de los terremotos hace posible las alertas de tsunami porque las ondas sísmicas viajan considerablemente más rápido que las ondas de tsunami. Los sismómetros también registran señales de fuentes no sísmicas que van desde explosiones (nucleares y químicas), hasta ruido local del viento [24] o actividades antropogénicas, hasta señales incesantes generadas en el fondo del océano y las costas inducidas por las olas del océano (el microsismo global ), hasta eventos criosféricos asociados con grandes icebergs y glaciares. Los sismógrafos han registrado impactos de meteoritos sobre el océano con energías de hasta 4,2 × 10 13 J (equivalentes a las liberadas por una explosión de diez kilotones de TNT), al igual que numerosos accidentes industriales y bombas y sucesos terroristas (un campo de estudio conocido como sismología forense ). Una de las principales motivaciones a largo plazo para el monitoreo sismográfico global ha sido la detección y el estudio de pruebas nucleares .
Debido a que las ondas sísmicas se propagan de manera eficiente a medida que interactúan con la estructura interna de la Tierra, proporcionan métodos no invasivos de alta resolución para estudiar el interior del planeta. Uno de los primeros descubrimientos importantes (sugerido por Richard Dixon Oldham en 1906 y demostrado definitivamente por Harold Jeffreys en 1926) fue que el núcleo externo de la Tierra es líquido. Como las ondas S no pasan a través de líquidos, el núcleo líquido causa una "sombra" en el lado del planeta opuesto al terremoto donde no se observan ondas S directas. Además, las ondas P viajan mucho más lentamente a través del núcleo externo que del manto.
Los sismólogos han procesado las lecturas de muchos sismómetros mediante tomografía sísmica y han cartografiado el manto de la Tierra con una resolución de varios cientos de kilómetros. Esto ha permitido a los científicos identificar células de convección y otras características a gran escala, como las grandes provincias de baja velocidad de corte cerca del límite entre el núcleo y el manto . [25]
La predicción de un probable momento, lugar, magnitud y otras características importantes de un próximo evento sísmico se denomina predicción de terremotos . Los sismólogos y otros han hecho varios intentos para crear sistemas efectivos para predicciones precisas de terremotos, incluido el método VAN . La mayoría de los sismólogos no creen que aún se haya desarrollado un sistema para proporcionar advertencias oportunas para terremotos individuales, y muchos creen que sería poco probable que un sistema de este tipo brinde una advertencia útil de eventos sísmicos inminentes. Sin embargo, los pronósticos más generales predicen rutinariamente el peligro sísmico . Tales pronósticos estiman la probabilidad de que un terremoto de un tamaño particular afecte una ubicación particular dentro de un período de tiempo particular, y se utilizan rutinariamente en ingeniería sísmica .
La controversia pública sobre la predicción de terremotos estalló después de que las autoridades italianas acusaran a seis sismólogos y un funcionario del gobierno por homicidio en relación con un terremoto de magnitud 6,3 en L'Aquila, Italia , el 5 de abril de 2009. [26] Un informe en Nature afirmó que la acusación fue ampliamente vista en Italia y en el extranjero como por no predecir el terremoto y provocó la condena de la Asociación Estadounidense para el Avance de la Ciencia y la Unión Geofísica Estadounidense . [26] Sin embargo, la revista también indicó que la población de Aquila no considera que el fracaso en predecir el terremoto sea la razón de la acusación, sino más bien el supuesto fracaso de los científicos para evaluar y comunicar el riesgo. [26] La acusación afirma que, en una reunión especial en L'Aquila la semana antes de que ocurriera el terremoto, los científicos y los funcionarios estaban más interesados en pacificar a la población que en proporcionar información adecuada sobre el riesgo de terremoto y la preparación. [26]
En lugares donde existen registros históricos, estos pueden utilizarse para estimar el momento, la ubicación y la magnitud de futuros eventos sísmicos. Hay varios factores interpretativos a considerar. Los epicentros o focos y magnitudes de los terremotos históricos están sujetos a interpretación, lo que significa que es posible que los terremotos de 5 a 6 Mw descritos en el registro histórico puedan ser eventos más grandes que ocurrieron en otros lugares y que se sintieron moderadamente en las áreas pobladas que produjeron registros escritos. La documentación del período histórico puede ser escasa o incompleta, y no brindar una imagen completa del alcance geográfico de un terremoto, o el registro histórico puede tener solo registros de terremotos que abarcan unos pocos siglos, un período de tiempo muy corto en un ciclo sísmico . [27] [28]
La sismología de ingeniería es el estudio y la aplicación de la sismología para fines de ingeniería. [29] Generalmente se aplica a la rama de la sismología que se ocupa de la evaluación del riesgo sísmico de un sitio o región para fines de ingeniería sísmica. Es, por lo tanto, un vínculo entre las ciencias de la tierra y la ingeniería civil . [30] Hay dos componentes principales de la sismología de ingeniería. En primer lugar, estudiar la historia de los terremotos (por ejemplo, catálogos históricos [30] e instrumentales [31] de sismicidad) y la tectónica [32] para evaluar los terremotos que podrían ocurrir en una región y sus características y frecuencia de ocurrencia. En segundo lugar, estudiar los fuertes movimientos del suelo generados por terremotos para evaluar el temblor esperado de futuros terremotos con características similares. Estos fuertes movimientos del suelo podrían ser observaciones de acelerómetros o sismómetros o simulados por computadoras utilizando varias técnicas, [33] que luego se utilizan a menudo para desarrollar ecuaciones de predicción del movimiento del suelo [34] (o modelos de movimiento del suelo) [1].
Los instrumentos sismológicos pueden generar grandes cantidades de datos. Los sistemas para procesar dichos datos incluyen:
El sistema CUSP (Caltech-USGS Seismic Processing) consta de rutinas de adquisición de datos de forma de onda de terremotos en línea y en tiempo real, junto con un conjunto de procesos fuera de línea de reducción de datos, cronometraje y archivo. Es un sistema completo para procesar datos locales de terremotos...
