Sismología

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 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 argumentó que los terremotos eran causados ​​por el movimiento del fuego dentro de un sistema de canales en el interior de la Tierra. Martin Lister (1638–1712) y Nicolas Lemery (1645–1715) propusieron que los terremotos eran causados ​​por explosiones químicas en el interior de la Tierra. ^{[ 4 ]}

El terremoto de Lisboa de 1755 , que coincidió con el florecimiento general de la ciencia en Europa , impulsó una intensificación de los intentos científicos por comprender el comportamiento y las causas de los terremotos. Entre las primeras respuestas se encuentran 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 el desplazamiento de masas de roca a kilómetros de profundidad. ^{[ 5 ]}

En respuesta a una serie de terremotos cerca de Comrie, Escocia , en 1839, se formó un comité en el Reino Unido con el fin de desarrollar mejores métodos de detección sísmica. El resultado fue la creación 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 un lápiz colocado sobre un papel encima del péndulo. Según los informes de Milne, los diseños propuestos no resultaron eficaces. ^{[ 6 ]}

Desde 1857, Robert Mallet sentó las bases de la sismología instrumental moderna y realizó experimentos sismológicos utilizando explosivos. También se le atribuye la creación del término «sismología». ^{[ 7 ]} Se le considera ampliamente el «padre de la sismología».

En 1889, Ernst von Rebeur-Paschwitz registró la primera señal de terremoto telesísmico (un terremoto en Japón registrado en Pottsdam, Alemania). ^{[ 8 ]}

En 1894, Fusakichi Omori demostró que la frecuencia de las réplicas de un terremoto disminuye después de un sismo principal, basándose en su análisis de los terremotos de Kumamoto de 1889 , Mino-Owari de 1891 y Kagoshima de 1893. ^{[ 9 ]}

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. ^{[ 10 ]}

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. ^{[ 11 ]}

En 1909, Andrija Mohorovičić , uno de los fundadores de la sismología moderna, ^{[ 12 ] [ 13 ] [ 14 ]} descubrió y definió la discontinuidad de Mohorovičić . ^{[ 15 ]} Generalmente conocida como la "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 al pasar a través de densidades variables de la roca. ^{[ 16 ]}

En 1910, tras 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 líneas de trabajo anteriores e independientes sobre el comportamiento de los materiales elásticos y las matemáticas. ^{[ 17 ]}

Un estudio científico temprano sobre las réplicas de un terremoto destructivo se realizó después del terremoto de Xalapa en enero de 1920. Un sismógrafo Wiechert de 80 kg (180 lb) fue transportado por ferrocarril a la ciudad mexicana de Xalapa después del terremoto. El instrumento se desplegó para registrar sus réplicas. Los datos del sismógrafo determinarían posteriormente que el sismo principal se produjo a lo largo de una falla cortical superficial. ^{[ 18 ]}  

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. ^{[ 19 ]}

En 1937, Inge Lehmann determinó que dentro del núcleo externo líquido de la Tierra hay un núcleo interno sólido . ^{[ 20 ]}

En 1950, Michael S. Longuet-Higgins dilucidó los procesos oceánicos responsables del microsismo sísmico de fondo global . ^{[ 21 ]}

Para 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 se había unido en la ahora bien establecida teoría de la tectónica de placas . ^{[ 22 ]}

Existen dos tipos de ondas sísmicas: ondas de presión u ondas primarias (ondas P) y ondas de cizallamiento u ondas secundarias ( ondas S ). Las ondas P son ondas longitudinales asociadas a la compresión y expansión , e implican el movimiento de partículas paralelo a la dirección de propagación de la onda. Las ondas P siempre aparecen primero en un sismograma, ya que son las que viajan más rápido a través de los sólidos. Las ondas S son ondas transversales asociadas al cizallamiento e implican el movimiento de partículas perpendicular a la dirección de propagación de la onda. Las ondas S viajan más lentamente que las ondas P, por lo que aparecen más tarde que estas en un sismograma. Debido a su baja resistencia al cizallamiento, los fluidos no pueden soportar ondas elásticas transversales, por lo que las ondas S solo viajan en sólidos. ^{[ 23 ]}

Las ondas superficiales son el resultado de la interacción de las ondas P y S con la superficie terrestre. Estas ondas son dispersivas , lo que significa que las diferentes frecuencias tienen diferentes velocidades. Los dos tipos principales de ondas superficiales son las ondas de Rayleigh , que presentan movimientos tanto compresivos como transversales, y las ondas de Love , que son puramente transversales. Las ondas de 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 de Love se forman por la interacción de las ondas S polarizadas horizontalmente con la superficie y solo pueden existir si hay un cambio en las propiedades elásticas con la profundidad en un medio sólido, lo cual siempre ocurre en las aplicaciones sismológicas. Las ondas superficiales viajan más lentamente que las ondas P y S porque son el resultado de que estas últimas viajen por trayectorias indirectas para interactuar con la superficie terrestre. Debido a que viajan a lo largo de la superficie de la Tierra, su energía se disipa menos rápidamente que las ondas internas (1/distancia² ^frente a 1/distancia³ ⁾ , por lo que el temblor causado por las ondas superficiales suele ser más fuerte que el de las ondas internas, y las ondas superficiales primarias suelen ser 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 fuentes sísmicas profundas. ^{[ 23 ]}

Tanto las ondas de cuerpo como las superficiales son ondas viajeras; sin embargo, los grandes terremotos también pueden hacer que toda la Tierra "resuene" como una campana. Este resonar es una mezcla de modos normales con frecuencias discretas y periodos de aproximadamente una hora o menos. El movimiento de los modos normales causado por un terremoto muy grande puede observarse hasta un mes después del evento. ^{[ 23 ]} Las primeras observaciones de los 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 sólidas sobre la estructura profunda de la Tierra.

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. [ ^{29 ] Un} informe en Nature afirmó que la acusación fue vista ampliamente en Italia y en el extranjero como una falta de predicción del terremoto y provocó la condena de la Asociación Estadounidense para el Avance de la Ciencia y la Unión Geofísica Estadounidense . ^{[ 29 ]} Sin embargo, la revista también indicó que la población de Aquila no considera que la falta de predicción del terremoto sea la razón de la acusación, sino más bien la supuesta falta de los científicos para evaluar y comunicar el riesgo. ^{[ 29 ]} La acusación alega que, en una reunión especial en L'Aquila la semana anterior al terremoto, los científicos y funcionarios estaban más interesados ​​en apaciguar a la población que en proporcionar información adecuada sobre el riesgo sísmico y la preparación. ^{[ 29 ]}

En lugares donde existe un registro histórico, este puede 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 las magnitudes de los terremotos históricos están sujetos a interpretación, lo que significa que es posible que terremotos de 5 a 6 Mw descritos en el registro histórico sean eventos de mayor magnitud ocurridos en otros lugares que se sintieron moderadamente en las áreas pobladas que produjeron registros escritos. La documentación del período histórico puede ser escasa o incompleta y no ofrecer una imagen completa del alcance geográfico de un terremoto, o bien el registro histórico puede contener únicamente registros de terremotos que abarcan unos pocos siglos, un período de tiempo muy corto en un ciclo sísmico . ^{[ 30 ] [ 31 ]}

La sismología de ingeniería es el estudio y la aplicación de la sismología con fines de ingeniería. ^{[ 32 ]} Generalmente se aplica a la rama de la sismología que se ocupa de la evaluación del riesgo sísmico de un sitio o región con fines de ingeniería sísmica. Es, por lo tanto, un vínculo entre las ciencias de la tierra y la ingeniería civil . ^{[ 33 ]} Hay dos componentes principales de la sismología de ingeniería. En primer lugar, el estudio de la historia de los terremotos (por ejemplo, catálogos históricos ^{[ 33 ]} e instrumentales ^{[ 34 ]} de sismicidad) y la tectónica ^{[ 35 ]} para evaluar los terremotos que podrían ocurrir en una región, sus características y su frecuencia de ocurrencia. En segundo lugar, el estudio de los movimientos sísmicos fuertes generados por los terremotos para evaluar la sacudida esperada de futuros terremotos con características similares. Estos movimientos sísmicos fuertes pueden ser observaciones de acelerómetros o sismómetros, o simulaciones por computadora utilizando diversas técnicas, ^{[ 36 ]} que luego se utilizan a menudo para desarrollar ecuaciones de predicción del movimiento del suelo ^{[ 37 ]} (o modelos de movimiento del suelo).Archivado el 9 de junio de 2023 en Wayback Machine .