Onda sísmica

Una onda sísmica es una onda mecánica de energía acústica que se propaga a través de la Tierra u otro cuerpo planetario . Puede ser el resultado de un terremoto (o, en general, un sismo ), una erupción volcánica , el movimiento de magma , un gran deslizamiento de tierra o una gran explosión artificial que produce energía acústica de baja frecuencia. Las ondas sísmicas son estudiadas por sismólogos , quienes las registran mediante 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 originada por diversas 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 generan distintos tipos de ondas con diferentes velocidades. Cuando un observatorio sísmico las registra, sus diferentes tiempos de propagación ayudan a los científicos a localizar el hipocentro del sismo . En geofísica, la refracción o reflexión de las ondas sísmicas se utiliza para investigar la estructura interna de la Tierra . En ocasiones, los científicos generan y miden vibraciones para investigar estructuras subterráneas superficiales.

Entre los muchos tipos de ondas sísmicas, se puede establecer una distinción general entre ondas internas , 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 de importancia relativamente menor para las ondas que se transmiten por la Tierra, son importantes en el caso de la astrosismología .

• Las ondas sísmicas viajan a través del interior de la Tierra.
• Las ondas superficiales se propagan a través de la superficie. Estas ondas se atenúan más lentamente con la distancia que las ondas de cuerpo, que se propagan en tres dimensiones.
• El movimiento de las partículas en las ondas superficiales es mayor que en las ondas internas, por lo que las ondas superficiales tienden a causar más daños.

Ondas corporales

Las ondas de cuerpo viajan a través del interior de la Tierra siguiendo 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 lugar a dos tipos de ondas de cuerpo: ondas primarias y secundarias . Esta distinción fue reconocida en 1830 por el matemático francés Siméon Denis Poisson . ^{[ 5 ]}

Ondas primarias

Las ondas primarias (ondas P) son ondas de compresión de naturaleza longitudinal . Son ondas de presión que viajan más rápido que otras ondas a través de la Tierra y llegan primero a las estaciones sismográficas, de ahí su nombre de "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, adoptan 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 .   

Ondas secundarias

Las ondas secundarias (ondas S) son ondas de cizallamiento de naturaleza transversal . Tras un terremoto, las ondas S llegan a las estaciones sismográficas después de las ondas P, que se propagan más rápido, y desplazan el suelo perpendicularmente a la dirección de propagación. Dependiendo de la dirección de propagación, la onda puede presentar diferentes características superficiales; por ejemplo, en el caso de ondas S polarizadas horizontalmente, el suelo se mueve alternativamente de un lado a 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 sus velocidades suelen ser alrededor del 60 % de la de las ondas P en cualquier material dado. Las ondas de cizallamiento 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.

Ondas superficiales

Las ondas sísmicas superficiales viajan a lo largo de la superficie terrestre. Se clasifican como un tipo de onda mecánica superficial . La amplitud de estas ondas disminuye a medida que se alejan de la superficie y se propagan más lentamente que las ondas sísmicas de cuerpo (P y S). Las ondas superficiales de terremotos muy grandes pueden alcanzar una amplitud observable globalmente de varios centímetros. ^{[ 7 ]}

Ondas de Rayleigh

Las ondas de Rayleigh, también llamadas ondas de tierra, son ondas superficiales que se propagan con movimientos similares a los de las olas en la superficie del agua (nótese, sin embargo, que el movimiento de partículas sísmicas asociado a poca profundidad suele ser retrógrado, y que la fuerza restauradora en Rayleigh y en otras ondas sísmicas es elástica, no gravitacional como en el caso de las olas de agua). La existencia de estas ondas fue predicha por John William Strutt, Lord Rayleigh , en 1885. ^{[ 8 ]} Son más lentas que las ondas de cuerpo, por ejemplo, a 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 Lamb .

Ondas de amor

Las ondas de Love son ondas de cizallamiento polarizadas horizontalmente (ondas SH), que existen únicamente en presencia de un medio estratificado. ^{[ 9 ]} Reciben su nombre de Augustus Edward Hough Love , un matemático británico que creó un modelo matemático de estas ondas en 1911. ^{[ 10 ]} Suelen viajar un poco más rápido que las ondas de Rayleigh, aproximadamente al 90 % de la velocidad de las ondas S.

Ondas de Stoneley

Una onda de Stoneley es un tipo de onda de límite (u onda de interfaz) que se propaga a lo largo de un límite sólido-fluido o, bajo 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 a medida que se alejan 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 los 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 ]}

Modos normales

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 produce una oscilación esferoidal S, mientras que la interferencia de las ondas de Love produce 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 de armónico esférico , véase Armónicos esféricos para más detalles). El número m es el número de orden azimutal. Puede tomar 2 l +1 valores desde − l hasta + l . El número n es el número de orden radial . Significa la onda con n cruces por cero en radio. Para una Tierra con simetría esférica, el período para un 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 en 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 a su vez 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 período de aproximadamente 44 minutos. ^{[ 3 ]}

Las primeras observaciones de oscilaciones libres de la Tierra se realizaron durante el gran terremoto de Chile de 1960. Actualmente se han observado los periodos de miles de modos. Estos datos se utilizan para determinar las estructuras a gran escala del interior de la Tierra.

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 y a las diferentes áreas de aplicación, históricamente han surgido diversas nomenclaturas, cuya estandarización —por ejemplo, en la Lista de Fases Sísmicas Estándar de la IASPEI— sigue en curso. ^{[ 14 ]} La trayectoria que sigue una onda entre el foco y el punto de observación se suele representar mediante un diagrama de rayos. Cada trayectoria se denota con 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, una onda reflejada. ^{[ 14 ] [ 15 ] [ 16 ]}

Por ejemplo:

• La onda ScP es una onda que comienza a viajar hacia el centro de la Tierra como una onda S. Al llegar al núcleo externo, la onda se refleja como una onda P.
• sPKIKP es una trayectoria de onda que comienza a viajar hacia la superficie como una onda S. En la superficie, se refleja como una onda P. La onda P luego viaja a través del núcleo externo, el núcleo interno, el núcleo externo y el manto.

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 las ondas P permiten calcular 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 los 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, los residuos de 0,1 a 0,2 s son típicos para eventos locales, lo que significa que la mayoría de las llegadas de ondas P registradas se ajustan bien al hipocentro calculado. Normalmente, un programa de localización comenzará asumiendo que el evento ocurrió a una profundidad de unos 33  km; luego minimiza el residuo ajustando la profundidad. La mayoría de los eventos ocurren a profundidades menores de unos 40  km, pero algunos ocurren a profundidades de hasta 700  km.

Una forma rápida de determinar la distancia desde un punto hasta el origen de una onda sísmica a menos de 200  km de distancia consiste en calcular 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 redes sísmicas modernas utilizan técnicas de localización de terremotos más complejas .

A distancias telesísmicas, las primeras ondas P que llegan necesariamente han viajado profundamente en el manto, e incluso podrían haberse refractado en el núcleo externo del planeta, antes de regresar a la superficie terrestre donde se ubican las estaciones sismográficas. Las ondas viajan más rápido que si hubieran viajado en línea recta desde el epicentro del terremoto. Esto se debe al aumento considerable de la velocidad dentro del planeta y se conoce como el Principio de Huygens . La densidad del planeta aumenta con la profundidad, lo que ralentizaría las ondas, pero el módulo de elasticidad de la roca aumenta mucho más, por lo que a mayor profundidad, mayor velocidad. Por lo tanto, una ruta más larga puede tomar menos tiempo.

El tiempo de propagación debe calcularse con gran precisión para determinar el hipocentro exacto. Dado que las ondas P se desplazan a muchos kilómetros por segundo, un error de tan solo medio segundo en el cálculo del tiempo de propagación puede suponer un error de varios kilómetros en términos de distancia. En la práctica, se utilizan las llegadas de ondas P de numerosas estaciones, lo que compensa los errores y, por lo tanto, el epicentro calculado suele ser bastante preciso, con un margen de error de entre 10 y 50  km en todo el mundo. Las densas redes de sensores cercanos, como las que existen en California, pueden proporcionar una precisión de aproximadamente un kilómetro, y se puede lograr una precisión mucho mayor cuando la medición del tiempo se realiza directamente mediante la correlación cruzada de las formas de onda de los sismogramas .

• ecuación de Adams-Williamson
• Heliosismología
• sismología de reflexión

• EDT: Un sitio web de MATLAB para la propagación de ondas sísmicas