Una onda sísmica es una onda mecánica de energía acústica que viaja a través de la Tierra u otro cuerpo planetario . Puede ser resultado de un terremoto (o, en general, un temblor ), una erupción volcánica , un movimiento de magma , un gran deslizamiento de tierra y una gran explosión provocada por el hombre que produce energía acústica de baja frecuencia. Las ondas sísmicas son estudiadas por los sismólogos , quienes registran las ondas utilizando sismómetros , hidrófonos (en el agua) o acelerómetros . Las ondas sísmicas se distinguen del ruido sísmico (vibración ambiental), que es una vibración persistente de baja amplitud que surge de una variedad de fuentes naturales y antropogénicas.
La velocidad de propagación de una onda sísmica depende de la densidad y elasticidad del medio, así como del tipo de onda. La velocidad tiende a aumentar con la profundidad a través de la corteza y el manto terrestres , pero disminuye bruscamente al pasar del manto al núcleo externo de la Tierra . [2]
Los terremotos crean distintos tipos de ondas con distintas velocidades. Cuando se registran en un observatorio sísmico, sus diferentes tiempos de viaje ayudan a los científicos a localizar el hipocentro del terremoto . En geofísica, la refracción o reflexión de las ondas sísmicas se utiliza para la investigación de la estructura interna de la Tierra . A veces, los científicos generan y miden vibraciones para investigar la estructura subterránea poco profunda.
Entre los muchos tipos de ondas sísmicas, se puede hacer una amplia distinción entre las ondas corporales , que viajan a través de la Tierra, y las ondas superficiales , que viajan en la superficie de la Tierra. [3] : 48–50 [4] : 56–57
Existen otros modos de propagación de ondas además de los descritos en este artículo; aunque de importancia comparativamente menor para las ondas transmitidas por la Tierra, son importantes en el caso de la astrosismología .
Las ondas de cuerpo viajan a través del interior de la Tierra a lo largo de caminos controlados por las propiedades del material en términos de densidad y módulo (rigidez). La densidad y el módulo, a su vez, varían según la temperatura, la composición y la fase del material. Este efecto se asemeja a la refracción de las ondas de luz . Dos tipos de movimiento de partículas dan como resultado dos tipos de ondas de cuerpo: ondas primarias y secundarias . Esta distinción fue reconocida en 1830 por el matemático francés Siméon Denis Poisson . [5]
Las ondas primarias (ondas P) son ondas de compresión de naturaleza longitudinal . Las ondas P son ondas de presión que viajan más rápido que otras ondas a través de la tierra para llegar primero a las estaciones sismográficas, de ahí el nombre "primarias". Estas ondas pueden viajar a través de cualquier tipo de material, incluidos los fluidos, y pueden viajar casi 1,7 veces más rápido que las ondas S. En el aire, toman la forma de ondas sonoras, por lo tanto, viajan a la velocidad del sonido . Las velocidades típicas son 330 m/s en el aire, 1450 m/s en el agua y aproximadamente 5000 m/s en el granito .
Las ondas secundarias (ondas S) son ondas de corte que son transversales por naturaleza. Después de un terremoto, las ondas S llegan a las estaciones sismográficas después de las ondas P, que se mueven más rápido, y desplazan el suelo perpendicularmente a la dirección de propagación. Dependiendo de la dirección de propagación, la onda puede adoptar diferentes características superficiales; por ejemplo, en el caso de las ondas S polarizadas horizontalmente, el suelo se mueve alternativamente hacia un lado y luego hacia el otro. Las ondas S solo pueden viajar a través de sólidos, ya que los fluidos (líquidos y gases) no soportan tensiones de corte . Las ondas S son más lentas que las ondas P, y las velocidades suelen rondar el 60% de la de las ondas P en cualquier material dado. Las ondas de corte no pueden viajar a través de ningún medio líquido, [6] por lo que la ausencia de ondas S en el núcleo externo de la Tierra sugiere un estado líquido.
Las ondas sísmicas superficiales viajan a lo largo de la superficie de la Tierra. Pueden clasificarse como una forma de onda superficial mecánica . Las ondas superficiales disminuyen en amplitud a medida que se alejan de la superficie y se propagan más lentamente que las ondas sísmicas corporales (P y S). Las ondas superficiales de terremotos muy grandes pueden tener una amplitud observable globalmente de varios centímetros. [7]
Las ondas de Rayleigh, también llamadas ondas de superficie, son ondas superficiales que se propagan con movimientos similares a los de las ondas en la superficie del agua (nótese, sin embargo, que el movimiento de partículas sísmicas asociadas a profundidades poco profundas es típicamente retrógrado, y que la fuerza restauradora en Rayleigh y en otras ondas sísmicas es elástica, no gravitacional como en las ondas de agua). La existencia de estas ondas fue predicha por John William Strutt, Lord Rayleigh , en 1885. [8] Son más lentas que las ondas corporales, por ejemplo, aproximadamente el 90% de la velocidad de las ondas S para medios elásticos homogéneos típicos. En un medio estratificado (por ejemplo, la corteza y el manto superior ), la velocidad de las ondas de Rayleigh depende de su frecuencia y longitud de onda. Véase también ondas Lamb .
Las ondas Love son ondas transversales polarizadas horizontalmente (ondas SH), que existen solo en presencia de un medio estratificado. [9] Reciben su nombre de Augustus Edward Hough Love , un matemático británico que creó un modelo matemático de las ondas en 1911. [10] Por lo general, viajan un poco más rápido que las ondas Rayleigh, aproximadamente el 90% de la velocidad de la onda S.
Una onda de Stoneley es un tipo de onda límite (u onda de interfaz) que se propaga a lo largo de un límite sólido-fluido o, en condiciones específicas, también a lo largo de un límite sólido-sólido. Las amplitudes de las ondas de Stoneley tienen sus valores máximos en el límite entre los dos medios en contacto y decaen exponencialmente hacia afuera del contacto. Estas ondas también se pueden generar a lo largo de las paredes de un pozo lleno de fluido , siendo una fuente importante de ruido coherente en perfiles sísmicos verticales (VSP) y constituyendo el componente de baja frecuencia de la fuente en el registro sónico . [11] La ecuación para las ondas de Stoneley fue dada por primera vez por el Dr. Robert Stoneley (1894-1976), Profesor Emérito de Sismología, Cambridge. [12] [13]
Las oscilaciones libres de la Tierra son ondas estacionarias , resultado de la interferencia entre dos ondas superficiales que viajan en direcciones opuestas. La interferencia de las ondas de Rayleigh da como resultado una oscilación esferoidal S , mientras que la interferencia de las ondas de Love da como resultado una oscilación toroidal T. Los modos de oscilación se especifican mediante tres números, por ejemplo, n S l m , donde l es el número de orden angular (o grado armónico esférico , consulte Armónicos esféricos para más detalles). El número m es el número de orden azimutal. Puede tomar 2 valores l +1 desde − l hasta + l . El número n es el número de orden radial . Significa la onda con n cruces por cero en el radio. Para la Tierra esféricamente simétrica, el período para n y l dados no depende de m .
Algunos ejemplos de oscilaciones esferoidales son el modo de "respiración" 0 S 0 , que implica una expansión y contracción de toda la Tierra, y tiene un período de unos 20 minutos; y el modo de "rugby" 0 S 2 , que implica expansiones a lo largo de dos direcciones alternas, y tiene un período de unos 54 minutos. El modo 0 S 1 no existe porque requeriría un cambio en el centro de gravedad, lo que requeriría una fuerza externa. [3]
De los modos toroidales fundamentales, el 0 T 1 representa cambios en la velocidad de rotación de la Tierra; aunque esto ocurre, es demasiado lento para ser útil en sismología. El modo 0 T 2 describe una torsión de los hemisferios norte y sur entre sí; tiene un período de aproximadamente 44 minutos. [3]
Las primeras observaciones de oscilaciones libres de la Tierra se realizaron durante el gran terremoto de 1960 en Chile . En la actualidad se han observado los períodos de miles de modos. Estos datos se utilizan para delimitar estructuras a gran escala del interior de la Tierra.
Cuando ocurre un terremoto, los sismógrafos cercanos al epicentro pueden registrar tanto las ondas P como las S, pero los que están a mayor distancia ya no detectan las altas frecuencias de la primera onda S. Dado que las ondas transversales no pueden atravesar líquidos, este fenómeno fue la evidencia original de la observación ahora bien establecida de que la Tierra tiene un núcleo externo líquido , como lo demostró Richard Dixon Oldham . Este tipo de observación también se ha utilizado para argumentar, mediante pruebas sísmicas , que la Luna tiene un núcleo sólido, aunque estudios geodésicos recientes sugieren que el núcleo aún está fundido [ cita requerida ] .
La denominación de las ondas sísmicas se basa generalmente en el tipo de onda y su trayectoria; debido a las posibilidades teóricamente infinitas de trayectorias de propagación y a las diferentes áreas de aplicación, históricamente ha surgido una amplia variedad de nomenclaturas, cuya estandarización (por ejemplo, en la Lista de Fases Sísmicas Estándar de IASPEI ) todavía es un proceso en curso. [14] La trayectoria que sigue una onda entre el foco y el punto de observación se suele dibujar como un diagrama de rayos. Cada trayectoria se denota mediante un conjunto de letras que describen la trayectoria y la fase a través de la Tierra. En general, una mayúscula denota una onda transmitida y una minúscula denota una onda reflejada. Las dos excepciones a esto parecen ser "g" y "n". [14] [15]
Por ejemplo:
En el caso de terremotos locales o cercanos, la diferencia en los tiempos de llegada de las ondas P y S se puede utilizar para determinar la distancia al evento. En el caso de terremotos que han ocurrido a distancias globales, tres o más estaciones de observación geográficamente diversas (que utilizan un reloj común ) que registran las llegadas de ondas P permiten el cálculo de un tiempo y una ubicación únicos en el planeta para el evento. Normalmente, se utilizan docenas o incluso cientos de llegadas de ondas P para calcular hipocentros . El desajuste generado por un cálculo de hipocentro se conoce como "el residuo". Los residuos de 0,5 segundos o menos son típicos para eventos distantes, residuos de 0,1-0,2 s típicos para eventos locales, lo que significa que la mayoría de las llegadas P informadas se ajustan bien al hipocentro calculado. Normalmente, un programa de ubicación comenzará asumiendo que el evento ocurrió a una profundidad de aproximadamente 33 km; luego minimiza el residuo ajustando la profundidad. La mayoría de los eventos ocurren a profundidades menores a unos 40 km, pero algunos ocurren a una profundidad de hasta 700 km.
Una forma rápida de determinar la distancia desde una ubicación hasta el origen de una onda sísmica a menos de 200 km de distancia es tomar la diferencia en el tiempo de llegada de la onda P y la onda S en segundos y multiplicarla por 8 kilómetros por segundo. Los sistemas sísmicos modernos utilizan técnicas de localización de terremotos más complicadas .
A distancias telesísmicas, las primeras ondas P que llegan necesariamente han viajado profundamente en el manto, y quizás incluso se han refractado en el núcleo exterior del planeta, antes de viajar de regreso a la superficie de la Tierra donde se encuentran las estaciones sismográficas. Las ondas viajan más rápido que si hubieran viajado en línea recta desde el terremoto. Esto se debe a las velocidades apreciablemente aumentadas dentro del planeta, y se denomina Principio de Huygens . La densidad en el planeta aumenta con la profundidad, lo que ralentizaría las ondas, pero el módulo de la roca aumenta mucho más, por lo que a mayor profundidad, más rápido. Por lo tanto, una ruta más larga puede llevar menos tiempo.
El tiempo de viaje debe calcularse con mucha precisión para calcular un hipocentro preciso. Dado que las ondas P se mueven a muchos kilómetros por segundo, un error de cálculo del tiempo de viaje de incluso medio segundo puede significar un error de muchos kilómetros en términos de distancia. En la práctica, se utilizan las llegadas de P desde muchas estaciones y los errores se cancelan, por lo que es probable que el epicentro calculado sea bastante preciso, del orden de 10 a 50 km aproximadamente en todo el mundo. Los conjuntos densos de sensores cercanos, como los que existen en California, pueden proporcionar una precisión de aproximadamente un kilómetro, y es posible una precisión mucho mayor cuando la sincronización se mide directamente mediante la correlación cruzada de las formas de onda del sismograma .
