Onda sísmica

Olas corporales y ondas superficiales

onda y onda s del sismograph

Velocidad de ondas sísmicas en la Tierra versus profundidad. La negligencia S- Velocidad de onda en el núcleo exterior ocurre porque es líquido, mientras que en el núcleo interior sólido el S- Velocidad de onda no cero

Una onda sísmica es una onda de energía acústica que viaja a través de la Tierra u otro cuerpo planetario. Puede ser el resultado 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 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 de la Tierra, pero cae bruscamente al pasar del manto al núcleo exterior de la Tierra.

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. Los científicos a veces generan y miden vibraciones para investigar estructuras subterráneas poco profundas.

Tipos

Entre los muchos tipos de ondas sísmicas, se puede hacer una amplia distinción entre ondas de cuerpo, que viajan a través de la Tierra, y ondas de superficie, que viajan a la Tierra& #39;s superficie.

Existen otros modos de propagación de ondas además de los descritos en este artículo; aunque de importancia comparativamente menor para las ondas terrestres, son importantes en el caso de la astrosismología.

• Las ondas corporales recorren el interior de la Tierra.
• Las ondas de superficie recorren la superficie. Las ondas superficiales se descomponen más lentamente con la distancia que las ondas corporales que viajan en tres dimensiones.
• El movimiento de partículas de las ondas superficiales es mayor que el de las ondas corporales, por lo que las ondas superficiales tienden a causar más daño.

Ondas corporales

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.

Los patrones de onda sísmica recorren el manto y el núcleo de la Tierra. Las ondas S no pueden viajar a través del núcleo exterior líquido, por lo que dejan una sombra en el lado lejano de la Tierra. Las ondas P viajan a través del núcleo, pero la refracción de onda P dobla las ondas sísmicas lejos de las zonas de sombra de onda P.

Ondas primarias

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 del sismógrafo, de ahí el nombre 'primario'. 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 que viajan a la velocidad del sonido. Las velocidades típicas son 330 m/s en el aire, 1450 m/s en el agua y alrededor de 5000 m/s en el granito.

Olas secundarias

Las ondas secundarias (ondas S) son ondas transversales de naturaleza transversal. Después de un terremoto, las ondas S llegan a las estaciones de sismógrafos después de las ondas P de movimiento 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 solo pueden viajar a través de sólidos, ya que los fluidos (líquidos y gases) no soportan esfuerzos cortantes. Las ondas S son más lentas que las ondas P, y las velocidades suelen ser alrededor del 60% de las de las ondas P en cualquier material dado. Las ondas transversales no pueden viajar a través de ningún medio líquido, por lo que la ausencia de ondas S en el núcleo exterior de la Tierra sugiere un estado líquido.

Ondas superficiales

Las ondas superficiales sísmicas viajan a lo largo de la superficie de la Tierra. Se pueden clasificar como una forma de ondas superficiales mecánicas. Se denominan ondas superficiales, ya que disminuyen a medida que se alejan de la superficie. Viajan más lentamente que las ondas de cuerpo sísmicas (P y S). En grandes terremotos, las ondas superficiales pueden tener una amplitud de varios centímetros.

Ondas de Rayleigh

Las ondas de Rayleigh, también denominadas ondas de rodadura, son ondas superficiales que viajan como ondas con movimientos similares a los de las ondas en la superficie del agua (tenga en cuenta, sin embargo, que el movimiento de partículas asociado a poca profundidad es 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. Son más lentas que las ondas corporales, aproximadamente el 90% de la velocidad de las ondas S para medios elásticos homogéneos típicos. En un medio estratificado (como la corteza y el manto superior), la velocidad de las ondas de Rayleigh depende de su frecuencia y longitud de onda. Véase también Olas de cordero.

Olas de amor

Las ondas de amor son ondas transversales polarizadas horizontalmente (ondas SH), que existen solo en presencia de un medio semi-infinito cubierto por una capa superior de grosor finito. Llevan el nombre de Augustus Edward Hough Love, un matemático británico que creó un modelo matemático de las ondas en 1911. Por lo general, viajan un poco más rápido que las ondas de Rayleigh, alrededor del 90% de la velocidad de la onda S, y tienen la mayor amplitud.

Ondas de Stoneley

Una onda de Stoneley es un tipo de onda límite (u onda de interfaz) que se propaga a lo largo de un límite sólido-líquido 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 la profundidad de cada uno de ellos. Estas ondas pueden generarse a lo largo de las paredes de un pozo lleno de fluido, siendo una fuente importante de ruido coherente en los perfiles sísmicos verticales (VSP) y constituyendo el componente de baja frecuencia de la fuente en el registro sónico. La ecuación de las ondas de Stoneley fue propuesta por primera vez por el Dr. Robert Stoneley (1894–1976), profesor emérito de sismología en Cambridge.

Modos normales

El sentido del movimiento para la toroidal ₀T₁ oscilación por dos momentos de tiempo.

El esquema de movimiento para la espheroidal ₀S₂ oscilación. Las líneas decoradas dan líneas de nodal (cero). Las flechas dan el sentido del movimiento.

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 una oscilación toroidal T. Los modos de oscilación se especifican mediante tres números, por ejemplo, _nS_l^m, donde l es el ángulo número de orden (o grado armónico esférico, consulte Armónicos esféricos para obtener más detalles). El número m es el número de orden azimutal. Puede tomar 2l+1 valores desde −l a +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 la "respiración" modo ₀S₀, que implica una expansión y contracción de toda la Tierra, y tiene un período de unos 20 minutos; y el "rugby" modo ₀S₂, que implica expansiones a lo largo de dos direcciones alternas, y tiene un período de unos 54 minutos. El modo ₀S₁ no existe porque requeriría un cambio en el centro de gravedad, lo que requeriría una fuerza externa.

De los modos toroidales fundamentales, ₀T₁ representa cambios en la velocidad de rotación de la Tierra; aunque esto ocurre, es demasiado lento para ser útil en sismología. El modo ₀T₂ describe una torsión de los hemisferios norte y sur entre sí; tiene un período de unos 44 minutos.

Las primeras observaciones de oscilaciones libres de la Tierra se realizaron durante el gran terremoto de 1960 en Chile. Actualmente se conocen periodos de miles de modas. Estos datos se utilizan para determinar algunas estructuras a gran escala del interior de la Tierra.

Ondas P y S en el manto y el núcleo de la Tierra

Cuando ocurre un terremoto, los sismógrafos cerca del epicentro pueden registrar las 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 transversales no pueden pasar a través de los líquidos, este fenómeno fue la evidencia original de la ahora bien establecida observación 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.

Notación

Vías de onda del terremoto

La ruta que sigue una onda entre el foco y el punto de observación a menudo se dibuja como un diagrama de rayos. Un ejemplo de esto se muestra en una figura anterior. Cuando se tienen en cuenta las reflexiones, hay un número infinito de caminos que puede tomar una onda. Cada camino se denota con 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'.

Por ejemplo:

• ScP es una ola que comienza a viajar hacia el centro de la Tierra como una ola S. Al llegar al núcleo exterior la onda refleja como una onda P.
• SPKIKP es un camino de onda que comienza a viajar hacia la superficie como una onda S. En la superficie refleja como onda P. La onda P luego viaja a través del núcleo exterior, el núcleo interno, el núcleo exterior y el manto.

Utilidad de las ondas P y S para localizar un evento

El hipocentro/epicenter de un terremoto se calcula utilizando los datos sísmicos de ese terremoto desde al menos tres lugares diferentes. El hipocentro/epicenter se encuentra en la intersección de tres círculos centrados en tres estaciones de observación, aquí mostrado en Japón, Australia y Estados Unidos. El radio de cada círculo se calcula a partir de la diferencia en los tiempos de llegada de las ondas P y S en la estación correspondiente.

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 (usando un reloj común) que registran la llegada de ondas P permite el cálculo de una hora y ubicación únicas en el planeta para el evento. Por lo general, 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 residuales de 0,5 segundos o menos son típicos para eventos distantes, los residuales 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. Por lo general, un programa de ubicación comenzará asumiendo que el evento ocurrió a una profundidad de aproximadamente 33 km; luego minimiza el residual ajustando la profundidad. La mayoría de los eventos ocurren a profundidades inferiores a unos 40 km, pero algunos ocurren a una profundidad de hasta 700 km.

Las ondas P y S comparten con la propagación

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.. Las matrices sísmicas modernas utilizan técnicas de localización de terremotos más complicadas.

A distancias telesísmicas, las primeras ondas P que llegan necesariamente se han adentrado 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. situado. Las ondas viajan más rápido que si hubieran viajado en línea recta desde el terremoto. Esto se debe al aumento apreciable de las velocidades dentro del planeta, y se denomina Huygens' Principio. La densidad en el planeta aumenta con la profundidad, lo que reduciría la velocidad de las olas, pero el módulo de la roca aumenta mucho más, por lo que más profundo significa más rápido. Por lo tanto, una ruta más larga puede tomar un tiempo más corto.

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, desviarse en el cálculo del tiempo de viaje incluso medio segundo puede significar un error de muchos kilómetros en términos de distancia. En la práctica, se utilizan llegadas P de muchas estaciones y los errores se anulan, por lo que es probable que el epicentro calculado sea bastante preciso, del orden de 10 a 50 km alrededor del 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 el tiempo se mide directamente mediante la correlación cruzada de las formas de onda del sismograma.