Sismología

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Sismología (del griego antiguo σεισμός (seismós) que significa "terremoto" y -λογία (-logía) que significa "estudio de") es el estudio científico de los terremotos y la propagación de ondas elásticas a través de la Tierra oa través de otros cuerpos planetarios. También incluye estudios de efectos ambientales de terremotos como tsunamis, así como diversas fuentes sísmicas como procesos volcánicos, tectónicos, glaciales, fluviales, oceánicos, atmosféricos y artificiales como explosiones. 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 se llama sismograma. Un sismólogo es un científico que investiga en sismología.

Historia

El interés académico 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 132 CE, Zhang Heng de la dinastía Han de China diseñó el primer sismoscopio conocido.

En el siglo XVII, Athanasius Kircher argumentó que los terremotos eran causados ​​por el movimiento del fuego dentro de un sistema de canales dentro de la Tierra. Martin Lister (1638 a 1712) y Nicolas Lemery (1645 a 1715) propusieron que los terremotos eran causados ​​por explosiones químicas dentro de la tierra.

El terremoto de Lisboa de 1755, coincidiendo con el florecimiento general de la ciencia en Europa, puso en marcha intensos intentos científicos por comprender el comportamiento y las causas de los terremotos. Las primeras respuestas incluyen el trabajo de John Bevis (1757) y John Michell (1761). Michell determinó que los terremotos se originan dentro de la Tierra y eran ondas de movimiento causadas por "masas de rocas en movimiento a kilómetros debajo de la superficie".

A partir de 1857, Robert Mallet sentó las bases de la sismología instrumental y llevó a cabo experimentos sismológicos con explosivos. También es responsable de acuñar la palabra "sismología".

En 1897, los cálculos teóricos de Emil Wiechert lo llevaron a concluir que el interior de la Tierra consiste en un manto de silicatos, que rodea un núcleo de hierro.

En 1906, Richard Dixon Oldham identificó la llegada separada de ondas P, ondas S y ondas superficiales en sismogramas y encontró la primera evidencia clara de que la Tierra tiene un núcleo central.

En 1909, Andrija Mohorovičić, uno de los fundadores de la sismología moderna, descubrió y definió la discontinuidad de Mohorovičić. Generalmente conocida como la "discontinuidad de Moho" o el "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 las densidades cambiantes de la roca.

En 1910, después de estudiar el terremoto de San Francisco de abril de 1906, Harry Fielding Reid presentó 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 anteriores corrientes independientes de trabajo sobre el comportamiento de los materiales elásticos y en matemáticas.

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.

En 1937, Inge Lehmann determinó que dentro del núcleo externo líquido de la Tierra hay un núcleo interno sólido.

En la década de 1960, las ciencias de la Tierra se habían desarrollado hasta el punto en que una teoría integral de la causa de los eventos sísmicos y los movimientos geodésicos se había reunido en la ahora bien establecida teoría de la tectónica de placas.

Tipos de onda sísmica

Las ondas sísmicas son ondas elásticas que se propagan en materiales sólidos o fluidos. Se pueden dividir en ondas de cuerpo que viajan por el 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.

Ondas corporales

Hay dos tipos de ondas de cuerpo, ondas de presión u ondas primarias (ondas P) y ondas de corte o secundarias (ondas S). Las ondas P son ondas longitudinales que implican compresión y expansión en la dirección en que se mueve la onda y son siempre 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.

Ondas superficiales

Las ondas superficiales son el resultado de las ondas P y S que interactúan 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 de superficie son las ondas de Rayleigh, que tienen movimientos de compresión y de corte, y las ondas de Love, que son puramente de corte. Las ondas de Rayleigh son el resultado 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 de amor están formadas por 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 es siempre 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 Tierra. superficie Debido a que viajan a lo largo de la superficie de la Tierra, su energía decae menos rápidamente que las ondas corporales (1/distanciavs. 1/distancia), y por lo tanto, el temblor causado por las ondas superficiales es generalmente más fuerte que el de las ondas corporales, y las ondas superficiales primarias son a menudo 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 poco profundo o una explosión cerca de la superficie, y son mucho más débiles para las fuentes de terremotos profundos.

Modos normales

Tanto las ondas de cuerpo como las de superficie son ondas viajeras; sin embargo, los grandes terremotos también pueden hacer que toda la Tierra "suene" como una campana resonante. Este timbre 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. 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 dado algunas de las restricciones más fuertes sobre la estructura profunda de la Tierra.

Temblores

Uno de los primeros intentos de estudio científico de los terremotos siguió al 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-Andaman de 2004 y el gran terremoto del este de Japón de 2011.

Fuentes sísmicas controladas

Las ondas sísmicas producidas por explosiones o fuentes controladas por vibración 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 fuente controlada se ha utilizado para mapear domos de sal, anticlinales y otras trampas geológicas en rocas petrolíferas, fallas, tipos de rocas y cráteres de meteoritos gigantes enterrados durante mucho tiempo. Por ejemplo, el cráter de Chicxulub, que fue causado por un impacto que ha estado implicado en la extinción de los dinosaurios, se localizó en América Central mediante el análisis de material eyectado en el límite Cretácico-Paleógeno, y luego se demostró físicamente que existe utilizando mapas sísmicos de petróleo. exploración.

Detección de ondas sísmicas

Los sismómetros son sensores que detectan y registran el movimiento de la Tierra a partir de 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 seguimiento y análisis de los terremotos globales y otras fuentes de actividad sísmica. La ubicación rápida de los terremotos hace posibles 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.o actividades antrópicas, a señales incesantes generadas en el fondo oceánico y costas inducidas por las olas del mar (el microsismo global), a eventos criosféricos asociados a grandes icebergs y glaciares. Los impactos de meteoritos sobre el océano con energías de hasta 4,2 × 10 J (equivalentes a los liberados por una explosión de diez kilotones de TNT) han sido registrados por sismógrafos, al igual que una serie de accidentes industriales y bombas y eventos terroristas (un campo de estudio denominado sismología forense). Una motivación principal a largo plazo para el monitoreo sismográfico global ha sido la detección y el estudio de pruebas nucleares.

Mapeando el interior de la Tierra

Debido a que las ondas sísmicas comúnmente se propagan de manera eficiente a medida que interactúan con la estructura interna de la Tierra, brindan 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 exterior de la Tierra es líquido. Dado que las ondas S no atraviesan los líquidos, el núcleo líquido provoca 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 por el núcleo externo que por el manto.

Procesando lecturas de muchos sismómetros usando tomografía sísmica, los sismólogos han mapeado el manto de la tierra a una resolución de varios cientos de kilómetros. Esto ha permitido a los científicos identificar celdas de convección y otras características a gran escala, como las grandes provincias de baja velocidad de cizallamiento cerca del límite entre el núcleo y el manto.

Sismología y sociedad

Predicción de terremotos

Pronosticar un momento probable, ubicación, magnitud y otras características importantes de un próximo evento sísmico se denomina predicción de terremotos. Los sismólogos y otros han realizado 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 alertas oportunas para terremotos individuales, y muchos creen que es poco probable que tal sistema brinde alertas útiles sobre eventos sísmicos inminentes. Sin embargo, los pronósticos más generales predicen rutinariamente el peligro sísmico. Dichos pronósticos estiman la probabilidad de que un terremoto de un tamaño particular afecte una ubicación particular dentro de un lapso de tiempo particular, y se usan de manera rutinaria en la ingeniería sísmica.

La controversia pública sobre la predicción de terremotos estalló después de que las autoridades italianas acusaran a seis sismólogos y a un funcionario del gobierno de homicidio involuntario en relación con un terremoto de magnitud 6,3 en L'Aquila, Italia, el 5 de abril de 2009. La acusación ha sido ampliamente percibida como una acusación por no predecir el terremoto y ha provocado la condena de la Asociación Estadounidense para el Avance de la Ciencia y la Unión Geofísica Estadounidense. La acusación afirma que, en una reunión especial en L'Aquila la semana antes de que ocurriera el terremoto, los científicos y funcionarios estaban más interesados ​​en pacificar a la población que en brindar información adecuada sobre el riesgo y la preparación para terremotos.

Ingeniería sismológica

La sismología de ingeniería es el estudio y la aplicación de la sismología para fines de ingeniería. Por lo general, se aplica a la rama de la sismología que se ocupa de la evaluación de la amenaza sísmica de un sitio o región con fines de ingeniería sísmica. Es, por tanto, un nexo de unión entre las ciencias de la tierra y la ingeniería civil. Hay dos componentes principales de la sismología de ingeniería. En primer lugar, estudiar la historia de los terremotos (por ejemplo, catálogos históricos e instrumentalesde sismicidad) y tectónica para evaluar los sismos que pueden ocurrir en una región y sus características y frecuencia de ocurrencia. En segundo lugar, estudiar los fuertes movimientos del suelo generados por los terremotos para evaluar la sacudida esperada de futuros terremotos con características similares. Estos fuertes movimientos del suelo pueden ser observaciones de acelerómetros o sismómetros o simulados por computadoras usando varias técnicas, que luego se usan a menudo para desarrollar ecuaciones de predicción del movimiento del suelo (o modelos de movimiento del suelo) [1].

Instrumentos

Los instrumentos sismológicos pueden generar grandes cantidades de datos. Los sistemas para procesar dichos datos incluyen:

Sismólogos notables