Una onda sísmica es una onda mecánica de energía acústica que viaja a través de la Tierra u otro cuerpo planetario . Puede resultar de un terremoto (o en general, un terremoto ), 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 mediante sismómetros , hidrófonos (en 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 de la Tierra , pero cae bruscamente desde el manto hasta el núcleo exterior de la Tierra . [2]
Los terremotos crean distintos tipos de ondas con diferentes velocidades. Cuando los registra 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 investigar la estructura interna de la Tierra . A veces, los científicos generan y miden vibraciones para investigar la estructura superficial del subsuelo.
Entre los muchos tipos de ondas sísmicas, se puede hacer una amplia distinción entre ondas corporales , que viajan a través de la Tierra, y ondas superficiales , que viajan en la superficie terrestre. [3] : 48–50 [4] : 56–57
Existen otros modos de propagación de ondas además de los descritos en este artículo; Aunque tienen una importancia comparativamente menor para las ondas terrestres, son importantes en el caso de la astrosismología .
Las ondas corporales viajan a través del interior de la Tierra a lo largo de trayectorias controladas 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 corporales: 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 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 que viajan a la velocidad del sonido . Las velocidades típicas son 330 m/s en aire, 1450 m/s en agua y alrededor de 5000 m/s en granito .
Las ondas secundarias (ondas S) son ondas de corte que son de naturaleza transversal . 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 ondas S polarizadas horizontalmente, el suelo se mueve alternativamente hacia un lado y luego hacia el otro. Las ondas S sólo pueden viajar a través de sólidos, ya que los fluidos (líquidos y gases) no soportan tensiones cortantes . Las ondas S son más lentas que las ondas P y sus velocidades suelen ser alrededor del 60% de las de las ondas P en cualquier material determinado. 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 superficiales sísmicas viajan a lo largo de la superficie de la Tierra. Se pueden clasificar 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 del cuerpo sísmico (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 rodillo de tierra, son ondas superficiales que se propagan con movimientos similares a los de las ondas en la superficie del agua (tenga en cuenta, sin embargo, que el movimiento asociado de las partículas sísmicas a poca profundidad suele ser retrógrado y que la fuerza restauradora en Rayleigh y en otras ondas sísmicas es elástica, no gravitacional como ocurre con 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 de cordero .
Las ondas de amor son ondas de corte polarizadas horizontalmente (ondas SH), que existen sólo en presencia de un medio en capas. [9] Llevan el 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 de Rayleigh, alrededor del 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 una frontera sólido-fluido o, en condiciones específicas, también a lo largo de una frontera 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 alejándose del contacto. Estas ondas también pueden generarse 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 de las ondas de Stoneley fue propuesta por primera vez por el Dr. Robert Stoneley (1894-1976), profesor emérito de sismología de 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 produce una oscilación toroidal T. Los modos de oscilaciones 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 obtener 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 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 "respiratorio" 0 S 0 , que implica una expansión y contracción de toda la Tierra, y tiene un período de unos 20 minutos; y el modo "rugby" 0 S 2 , que implica expansiones en dos direcciones alternas y tiene un período de aproximadamente 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, 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 periodo de unos 44 minutos. [3]
Las primeras observaciones de las oscilaciones libres de la Tierra se realizaron durante el gran terremoto de 1960 en Chile . Actualmente se han observado los períodos de miles de modos. Estos datos se utilizan para restringir estructuras a gran escala del interior de la Tierra.
Cuando ocurre un terremoto, los sismógrafos cercanos al epicentro pueden registrar ondas P y S, pero los que se encuentran a mayor distancia ya no detectan las altas frecuencias de la primera onda S. Dado que las ondas de corte 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 todavía está fundido [ cita requerida ] .
La denominación de las ondas sísmicas suele basarse en el tipo de onda y su trayectoria; Debido a las posibilidades teóricamente infinitas de las rutas de viaje y las diferentes áreas de aplicación, históricamente han surgido una amplia variedad de nomenclaturas, cuya estandarización, por ejemplo en la Lista estándar de fases sísmicas de IASPEI , es todavía un proceso en curso. [14] El camino que sigue una onda entre el foco y el punto de observación a menudo se dibuja como un diagrama de rayos. Cada camino se indica mediante un conjunto de letras que describen la trayectoria y la fase a través de la Tierra. En general, una mayúscula indica una onda transmitida y una minúscula indica 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 (utilizando un reloj común ) que registren las llegadas de las ondas P permiten calcular una hora y una ubicación únicas en el planeta para el evento. Normalmente, se utilizan docenas o incluso cientos de llegadas de ondas P para calcular los hipocentros . El desajuste generado por un cálculo de hipocentro se conoce como "el residual". Los residuos de 0,5 segundos o menos son típicos para eventos distantes, los residuos de 0,1 a 0,2 s típicos para eventos locales, lo que significa que la mayoría de las llegadas de P informadas se ajustan tan bien al hipocentro calculado. Normalmente, un programa de localización comenzará asumiendo que el evento ocurrió a una profundidad de aproximadamente 33 km; luego minimiza el residuo ajustando la profundidad. La mayoría de los fenómenos ocurren a profundidades inferiores a unos 40 km, pero algunos ocurren a profundidades de hasta 700 km.
Una forma rápida de determinar la distancia desde un lugar hasta el origen de una onda sísmica a menos de 200 km 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 llegaron necesariamente se adentraron profundamente en el manto, y tal vez incluso se refractaron 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 rápidamente que si hubieran viajado en línea recta desde el terremoto. Esto se debe al apreciable aumento de las velocidades 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 más profundo significa más rápido. Por tanto, una ruta más larga puede tardar menos tiempo.
El tiempo de viaje debe calcularse con mucha precisión para poder calcular un hipocentro preciso. Dado que las ondas P se mueven a muchos kilómetros por segundo, un error en el cálculo del tiempo de viaje incluso de medio segundo puede significar un error de muchos kilómetros en términos de distancia. En la práctica, se utilizan 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. Densos conjuntos 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 .
