Sismología

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Sismología

Sismología es el estudio de las sacudidas del interior de la Tierra provocadas por fuentes naturales o artificiales. La revolución en la comprensión de la Tierra que supuso el paradigma de la tectónica de placas a principios de la década de 1960 proporcionó un fundamento que ha guiado desde entonces un intenso periodo de investigación sobre la estructura de la corteza, el manto y el núcleo de la Tierra. La tectónica de placas proporcionó a los científicos de la Tierra una teoría cinemática para la tectónica global que dio contexto a muchos de sus estudios. Por ejemplo, las antiguas regiones de deformación de la corteza terrestre podían verse como el resultado de las interacciones de los límites de las placas en el pasado, y la distribución global de los terremotos podía entenderse como el resultado de las interacciones actuales de las placas. Los extraordinarios conocimientos sobre la naturaleza de la Tierra sólida proporcionados por la tectónica de placas cinemática también indicaron nuevas vías para abordar cuestiones básicas relativas a los procesos dinámicos que dan forma a la Tierra. A lo largo del período en el que la tectónica de placas avanzó y sus principios básicos se pusieron a prueba y se confirmaron, y en la última fase de investigación de los procesos básicos, la sismología (y en particular las imágenes sísmicas) ha proporcionado pruebas de observación críticas sobre las que se han hecho descubrimientos y se ha avanzado en la teoría. El uso del término imagen para describir el resultado de las investigaciones sísmicas está estrechamente vinculado, desde el punto de vista matemático, a la inversión y la extrapolación del campo de ondas, y se aplica tanto a las estructuras del interior de la Tierra como a la naturaleza de las fuentes sísmicas. Véase también: Tectónica de placas

Sismología teórica

Una fuente sísmica es un proceso de conversión de energía que, en un corto periodo de tiempo (generalmente menos de un minuto y normalmente menos de 1-10 s), transforma la energía potencial almacenada en energía cinética elástica. A continuación, esta energía se propaga en forma de ondas sísmicas a través de la Tierra hasta que se convierte en calor por la fricción interna (molecular). La mayoría de los terremotos, por ejemplo, liberan la energía elástica almacenada, las explosiones nucleares y químicas liberan la energía almacenada en los enlaces nucleares y moleculares, y los cañones de aire liberan la diferencia de presión entre un contenedor de aire comprimido y el agua circundante. Las grandes fuentes, es decir, las que liberan grandes cantidades de energía potencial, pueden detectarse en todo el mundo. Los terremotos por encima de la magnitud 5 de Richter y las explosiones por encima de los 50 kilotones, aproximadamente, son lo suficientemente grandes como para ser observadas en todo el mundo antes de que las ondas sísmicas se disipen por debajo de los niveles modernos de detección. Los mayores terremotos, como el de 1960 en Chile con una magnitud estimada de 9,6, hacen que la Tierra reverbere durante meses hasta que la energía cae por debajo del umbral de observación. Las pequeñas cargas de dinamita o los pequeños terremotos son detectables a una distancia de entre unas decenas y unos cientos de kilómetros, dependiendo del tipo de roca que haya entre la explosión y el detector. Las más pequeñas pueden ser detectables sólo durante unos segundos. Véase también: Terremoto

Las vibraciones sísmicas son registradas por instrumentos conocidos como sismómetros que detectan el cambio de posición del suelo (o la presión del agua) cuando las ondas sísmicas pasan por debajo. El registro del movimiento del suelo en función del tiempo es un sismograma, que puede ser analógico o digital. Los avances en la tecnología informática han hecho que el registro analógico sea prácticamente obsoleto: la mayoría de los sismogramas se registran digitalmente, lo que hace mucho más factible el análisis cuantitativo.

Ecuación del movimiento

La disipación de la energía sísmica en la Tierra suele ser lo suficientemente pequeña como para que la respuesta de la Tierra a una perturbación sísmica pueda aproximarse mediante la ecuación del movimiento para una perturbación en un cuerpo perfectamente elástico. Esta ecuación es válida independientemente del tipo de fuente y está estrechamente relacionada con la ecuación de las ondas acústicas que rige la propagación del sonido en un fluido. Las desviaciones del cuerpo elástico con respecto al equilibrio o al reposo son resistidas por la fuerza interna del cuerpo. Un material elástico puede considerarse como un conjunto de masas conectadas por resortes, cuyas constantes de resorte rigen la respuesta del material a una fuerza o tensión aplicada externamente. En términos más formales, la deformación o distorsión de un cuerpo elástico cuando se somete a una tensión aplicada se describe con una relación constitutiva, que no es más que una generalización de la ley de Hooke. Sin embargo, en lugar de una sola constante de resorte, un sólido elástico generalizado necesita 21 constantes para especificar completamente su relación constitutiva. Afortunadamente, la Tierra es casi isotrópica, es decir, su respuesta a una tensión aplicada es independiente de la dirección de dicha tensión. Esto reduce la especificación completa de la relación constitutiva de 21 a sólo 2 constantes, los parámetros de Lamé λ y μ. Un resultado bien conocido es que la ecuación de movimiento para un sólido isotrópico perfectamente elástico se separa en dos ecuaciones que describen la propagación de perturbaciones puramente dilatacionales (que cambian de volumen, sin rizo) y puramente rotacionales (que no cambian de volumen, sin divergencia).

Propagación de las ondas elásticas

Estas velocidades también se conocen como velocidad de compresión o primaria (P) y velocidad de cizallamiento o secundaria (S), y las ondas correspondientes se denominan ondas P y S. La velocidad de compresión es siempre más rápida que la de cizalladura; de hecho, se puede demostrar que la estabilidad mecánica requiere que α2 ≥ 4/3β2 . En un fluido, μ = 0 y no hay ondas de corte. La ecuación de onda se reduce entonces al caso acústico común, y la onda de compresión no es más que la onda sonora o de presión ordinaria. En la Tierra, α puede variar desde unos pocos cientos de metros por segundo en los sedimentos no consolidados hasta más de 13,7 km/s (8,2 mi/s) justo por encima del límite entre el núcleo y el manto. (El punto más rápido dentro de la Tierra no es su centro, sino justo por encima del límite entre el núcleo y el manto de silicatos. El núcleo, al ser predominantemente de hierro, es de hecho relativamente lento). La velocidad de las ondas β oscila entre cero en los fluidos (océano, núcleo exterior fluido) y unos 7,3 km/s (4,4 mi/s) en el límite entre el núcleo y el manto. Véase también: Ley de Hooke; Funciones especiales

Una onda P no tiene curvatura y, por lo tanto, sólo hace que el material sufra un cambio de volumen sin ninguna otra distorsión. Una onda S no tiene divergencia, por lo que no provoca ningún cambio de volumen, pero los ángulos rectos incrustados en el material se distorsionan. Las explosiones son generadores relativamente eficaces de perturbaciones compresivas, pero los terremotos generan tanto ondas compresivas como de cizalladura. Las ondas compresivas, en virtud de la condición de estabilidad mecánica, llegan siempre antes que las ondas de cizalla.

Las ondas de compresión y de cizalla pueden existir en un cuerpo elástico independientemente de sus límites. Por esta razón, las ondas sísmicas que viajan con velocidad α o β se conocen como ondas de cuerpo. Se produce un tercer tipo de movimiento ondulatorio si el material elástico está limitado por una superficie libre. Las condiciones de contorno de la superficie libre ayudan a atrapar la energía cerca de la superficie, lo que da lugar a una onda de contorno o de superficie. Ésta, a su vez, puede ser de dos tipos. Una onda de Rayleigh combina tanto el movimiento de compresión como el de cizalladura y sólo requiere la presencia de un límite para existir. Una onda Love es una perturbación de cizalla pura que sólo puede propagarse en presencia de un cambio en las propiedades elásticas con la profundidad desde la superficie libre. Ambas son más lentas que las ondas de cuerpo.

Las soluciones de la ecuación de las ondas elásticas en las que una función de onda de una forma particular se propaga con una velocidad particular se conocen como ondas viajeras. Una propiedad importante de las ondas viajeras es su causalidad; es decir, la función de onda no tiene amplitud antes de la primera llegada de energía prevista. El campo de ondas sísmicas completo puede construirse sumando todas las ondas viajeras posibles, normalmente un conjunto contablemente infinito. El formalismo de las ondas viajeras es útil sobre todo cuando se desea concentrarse en determinadas llegadas de energía. Un conjunto alternativo de soluciones a la ecuación de onda puede construirse considerando funciones de ondas estacionarias. Por definición, las ondas estacionarias individuales no se propagan, sino que oscilan por todo el cuerpo con un patrón espacial fijo. Sin embargo, la suma de todas las ondas estacionarias posibles debe ser equivalente a la suma de todas las ondas viajeras posibles, porque deben representar el mismo campo de ondas total. Las ondas estacionarias, también conocidas como oscilaciones libres o modos normales, son representaciones útiles del campo de ondas en el dominio de la frecuencia.

Teoría de los rayos

La teoría de las ondas viajeras o de las ondas completas proporciona la base para una abstracción teórica muy útil de la propagación de las ondas elásticas en términos de las nociones más comunes de frentes de onda y sus normales dirigidas hacia el exterior, llamadas rayos. La validez del tratamiento de los rayos puede deducirse de la teoría de las ondas completas tomando aproximaciones de frecuencia infinita que tratan las perturbaciones sísmicas como impulsos puros que no tienen esencialmente duración de tiempo y amplitud de unidad. La teoría de los rayos permite predecir ciertas magnitudes cinemáticas, como la trayectoria del rayo, el tiempo de viaje y la distancia, mediante un simple ejercicio geométrico que implica lo que es esencialmente una generalización de la ley de Snell. La teoría de los rayos puede desarrollarse en el contexto de una Tierra que comprende capas planas de velocidades uniformes; se trata de una aproximación muy útil para la mayoría de los problemas de la sismología de la corteza terrestre y puede extenderse a la geometría esférica para los estudios globales. Se desarrollarán expresiones para el tiempo de viaje y la distancia en ambas geometrías.

Su significado físico es muy importante; si el término lentitud se utiliza para describir la inversa de la velocidad, entonces p es la componente horizontal de la lentitud de un rayo. También se puede definir una componente vertical q, ya que a diferencia de las componentes de la velocidad, las cantidades p y q se comportan como vectores. Este resultado permite plantear el cálculo del tiempo de viaje y la distancia como problemas geométricos.

Se han desarrollado ecuaciones cinemáticas para describir lo que ocurre con los rayos cuando inciden en los límites entre capas. La figura 3a es un diagrama de un solo rayo que se propaga en la pila de capas horizontales que definen el modelo de la Tierra. En cada interfaz, parte de la energía del rayo se refleja, pero una parte también pasa a la capa inferior. La parte transmitida del rayo se refracta, es decir, cambia el ángulo con el que se propaga. La relación entre el ángulo de incidencia y el ángulo de refracción es exactamente la misma que describe la refracción de la luz entre dos medios de diferente índice de refracción.

Este es el análogo sísmico de la ley de Snell. El lado izquierdo de la Ecuación (6) es el parámetro del rayo en la capa superior, y el lado derecho es el parámetro del rayo en la capa inferior. Así, la ley de Snell para la energía sísmica equivale a afirmar que el parámetro del rayo o la lentitud horizontal se conserva en la refracción. Véase también: Refracción de las ondas

Síntesis de sismogramas

Estos sencillos argumentos geométricos pueden extenderse al cálculo de las amplitudes siempre que no haya discontinuidades bruscas en la velocidad en función de la profundidad. Con la ayuda de potentes ordenadores se pueden construir representaciones más exactas de las amplitudes y formas de onda que resuelven la ecuación de onda completa en distintos grados; estos métodos se conocen colectivamente como síntesis de sismogramas, y los sismogramas así calculados se conocen como sintéticos. Los sismogramas pueden calcularse para medios elásticos o disipativos que varían en una, dos o tres dimensiones.

La razón fundamental para calcular las síntesis se basa en la noción de que el sismograma es una entidad observable, y las distribuciones de los parámetros de Lamé y la densidad dentro de la Tierra son incógnitas. En otras palabras, es competencia de la imagen sismológica estimar la variación tridimensional de la elasticidad y la densidad a partir de las observaciones de la propagación de las ondas sísmicas. Más allá de la elucidación de la estructura básica, la variación de la elasticidad y la densidad es un indicador de la variación de las propiedades químicas y térmicas de la Tierra. Éstas, a su vez, aportan restricciones a la evolución a largo plazo de la Tierra como sistema físico.

La síntesis de sismogramas es un ejemplo de problema directo; dada una representación matemática de la Tierra y un modelo de la fuente sísmica, se intenta calcular sismogramas sintéticos (o algunos observables como el tiempo de viaje). Para cada problema directo, existe un problema inverso concomitante. El enunciado general del problema inverso es: Dado un conjunto de observaciones de alguna perturbación sísmica medible en la superficie de la Tierra, ¿qué se puede decir sobre la parte de la Tierra por la que pasó la perturbación y las características de la fuente de la misma? Los problemas de inversión de la fuente y de la estructura son dicotómicos en el sentido de que hay que saber algo sobre la fuente antes de poder invertir el sismograma para la estructura, y viceversa. Esto no es un problema en la obtención de imágenes de la corteza terrestre o de exploración, donde las propiedades de la fuente artificial son, en su mayor parte, conocidas y controladas. Es un problema cuando se utilizan fuentes naturales, como los terremotos, y hay que tomar medidas específicas para aislar la inversión de la fuente y de la estructura o para hacerlas conjuntamente.

El desarrollo de métodos de inversión es un área importante de investigación en sismología. Las predicciones cinemáticas de la teoría de los rayos proporcionan un punto de partida útil para un debate sobre la interpretación e inversión de sismogramas.

Imágenes de la corteza terrestre

En un experimento típico de obtención de imágenes de la corteza terrestre, se descarga una fuente de energía sísmica en la superficie y los instrumentos registran la perturbación en numerosos lugares. Se han ideado muchos tipos diferentes de fuentes, desde simples explosivos hasta vibradores mecánicos y dispositivos conocidos como airguns que descargan un “disparo” de aire comprimido. Los detalles de la geometría fuente-receptor varían según el tipo de experimento y su objetivo, pero el trabajo siempre implica la recogida de un gran número de registros a una distancia creciente de la fuente. La figura 4a muestra un sismograma conocido como T(x) resultante de un experimento de este tipo realizado en el mar, en el que se disparó una fuente de aire y se realizaron grabaciones con dispositivos remolcados a varios metros bajo la superficie del mar desde un buque de investigación. La fuerza de una perturbación que llega puede juzgarse aproximadamente por lo oscuro que aparece el registro.

El procedimiento formal de inversión del tiempo de viaje implica derivar la profundidad del punto de giro para cada parámetro del rayo utilizando una fórmula para zmax que se obtiene mediante una transformada integral conocida como la transformada de Abel. Este enfoque ha sido utilizado ampliamente por los sismólogos, a menudo con mucho éxito. Se han desarrollado métodos que permiten incluir las incertidumbres observacionales en el procedimiento, de modo que la inversión calcula todas las posibles funciones υ(z) permitidas por los datos y sus incertidumbres asociadas, dando así una envoltura dentro de la cual debe estar la Tierra real. El enfoque tiene varias dificultades, principalmente asociadas a la forma no lineal de la ecuación X(p). Aunque la cantidad deseada, υ(z), es de un solo valor (la Tierra sólo tiene un valor de velocidad a una profundidad determinada), X(p) puede ser multivalente. X(p) también tiene singularidades que se producen cuando la cantidad bajo la raíz cuadrada llega a cero. Por lo tanto, hay que tener cuidado de no utilizar los rayos que no giran sino que se reflejan en las interfaces. En la práctica, separar sólo las llegadas necesarias para la inversión puede ser muy difícil. Además, los datos X(p) no se observan realmente, sino que deben derivarse de las observaciones. Las metodologías que pueden superar estos problemas intentan linealizar la ecuación con respecto a pequeñas variaciones en X(p) y obtener una inversión que incluya límites de solución derivados de las incertidumbres de los datos mediante programación lineal.

Gran parte de esta teoría se conoce desde hace tiempo, pero el enfoque de τ(p) para la inversión y el análisis de los datos sísmicos no se ha aplicado ampliamente hasta hace relativamente poco tiempo. Una de las razones es que la calidad y la escasez de muchos de los primeros datos sísmicos experimentales no permitían tratarlos con métodos τ(p). Los datos a menudo comprendían sólo una docena de sismogramas obtenidos mediante el uso de cargas explosivas y unas pocas estaciones de registro, cuyos registros se realizaban de forma analógica, normalmente en discos de papel. El sismograma es típico de los datos sísmicos marinos modernos al comprender varios centenares de trazos igualmente espaciados. La fuente sísmica consistía en un conjunto de cañones de aire. Las llegadas sísmicas se registran en otro barco que remolca un conjunto de hidrófonos de más de 2 km de longitud que contiene varios miles de hidrófonos individuales. El registro en este barco está sincronizado con los disparos en el otro barco. Los rangos entre barcos se miden electrónicamente y se escriben en el mismo sistema que registra los datos sísmicos junto con otra información, como los tiempos de disparo. Este método experimental da lugar a un muestreo denso del campo de ondas sísmicas que es necesario para la correcta transformación informática de los datos observados en τ(p). El proceso es extremadamente exigente en cuanto a tiempo de computación; sólo se ha generalizado su uso desde que los ordenadores relativamente baratos y rápidos han puesto a disposición de la mayoría de los investigadores una gran capacidad de cálculo.

Información de las formas de onda sísmicas

Las perturbaciones sísmicas reales tienen una duración de tiempo finita y una forma bien definida. Al atravesar la Tierra, cualquier perturbación sísmica cambia de forma de diversas maneras. La cantidad de energía reflejada y transmitida en una interfaz depende del ángulo de incidencia del rayo (o, de forma equivalente, de su parámetro de rayo) y de la relación de las propiedades físicas a través de la frontera. Es sensible tanto a la velocidad de las ondas de compresión y de las ondas de corte del medio como a la relación de densidades. Esto se debe a que, además de dividir la llegada en ondas reflejadas y refractadas, los límites actúan para convertir las ondas de un modo de propagación a otro. Por tanto, parte de la energía de las ondas de compresión que incide en una frontera siempre se divide en energía de cizalladura.

Las fórmulas para los coeficientes de reflexión y transmisión son bastante más complejas que las de los ángulos, y se derivan de consideraciones de tracción a través de la frontera. En algunos ángulos de incidencia la energía reflejada se vuelve particularmente fuerte. Un punto en el que esto ocurre es cuando la onda refractada viaja horizontalmente por debajo de la interfaz, dando lugar a un modo de propagación conocido como onda de cabeza, y esencialmente toda la energía incidente se refleja. Este fenómeno es análogo a la reflexión interna total en óptica.

Otras regiones fuertes corresponden a lugares donde la energía se concentra por el efecto de los gradientes cambiantes del subsuelo, que hacen que muchos rayos de inmersión vuelvan a la superficie cerca de las mismas regiones. Hay varias regiones en las que la densidad de rayos devueltos a la superficie es relativamente escasa, mientras que en otras regiones la densidad es muy alta (alrededor de 6 km o 3,7 mi, por ejemplo). Este patrón de variaciones de amplitud puede utilizarse para perfeccionar los modelos obtenidos mediante la inversión del tiempo de viaje y la modelización para proporcionar estimaciones de propiedades como la densidad, la velocidad de cizallamiento y la atenuación (la cantidad de energía disipada en calor por la fricción interna); sin embargo, a menudo es difícil separar la velocidad y la densidad de forma única, y es más habitual derivar estimaciones de la impedancia acústica, el producto de la velocidad y la densidad.

La información de la forma de onda se puede emplear mediante un modelo directo o utilizando el sismograma T(x) directamente en el procedimiento de inversión. En la metodología de avance se calcula un sismograma sintético en un ordenador; se utiliza una estructura modelo, normalmente derivada de la inversión del tiempo de recorrido, como punto de partida, y se calcula el efecto de la propagación de una fuente sísmica real a través de la estructura. La estructura sintética se compara con los datos observados, se anotan los desajustes y se realizan ajustes en el modelo hasta que se obtiene un ajuste satisfactorio. El cálculo de los sismogramas sintéticos consume mucho tiempo en el ordenador, y todos los métodos en uso aplican algunos atajos computacionales que hacen que el problema sea manejable. Al igual que la inversión de los datos de tiempo de recorrido a partir de τ(p), la llegada de los ordenadores modernos ha hecho que el cálculo de los sismogramas sintéticos sea más realista, aunque sólo los superordenadores permiten hacerlo de forma rutinaria.

Evidentemente, el objetivo deseado es utilizar toda la información que contiene el sismograma completo para obtener estimaciones de todas las propiedades físicas que contribuyen a la forma de onda observada del sismograma. El problema es altamente no lineal y puede considerarse como un problema de optimización que a menudo se aborda con un procedimiento no lineal de mínimos cuadrados en el que los datos calculados y observados se comparan y ajustan sistemáticamente hasta que se obtiene un ajuste que satisface algún criterio de optimización. Las exigencias computacionales de este procedimiento son tales que el uso de superordenadores es esencial. La inversión automática del sismograma completo para recuperar toda la información de las propiedades físicas que afectan a la forma de la onda sísmica es una de las áreas de investigación más desafiantes de la sismología de la corteza terrestre.

Imágenes bidimensionales y tridimensionales

Un volumen de la corteza terrestre puede ser visualizado directamente por la tomografía sísmica. En la tomografía de la corteza, se utilizan fuentes activas (explosivos en tierra, cañones de aire en el mar), de modo que la ubicación y la forma de la fuente ya se conocen. Se pueden construir experimentos en los que las fuentes y los receptores se distribuyen de tal manera que muchos rayos pasan a través de un volumen particular y la inversión tomográfica puede producir imágenes de relativamente alta resolución de las perturbaciones de la velocidad en la corteza. La tomografía de la corteza utiliza rayos transmitidos como los que pasan de una fuente superficial a través de la corteza a receptores que también están en la misma superficie.

Dado que la mayoría de las aplicaciones de la tomografía utilizan rayos que se refractan al pasar por una estructura, proporcionan representaciones de la corteza expresadas en términos de contornos de velocidad que varían suavemente, o de anomalía de velocidad con respecto a alguna referencia. Muchas interfaces de la corteza se asocian a perturbaciones relativamente pequeñas de la velocidad y se producen en escalas espaciales relativamente pequeñas, lo que hace que su representación mediante técnicas tomográficas sea esencialmente imposible. Por ejemplo, los estratos finamente estratificados de una cuenca sedimentaria no pueden ser visualizados con este enfoque.

El enfoque más exitoso que se ha ideado para abordar la obtención de imágenes detalladas de la estructura de la corteza implica el uso de llegadas reflejadas y se obtiene mediante una técnica de perfil. En la técnica de perfil de reflexión, las fuentes de energía y los conjuntos de hidrófonos (o geófonos) son los mismos que los utilizados para crear los sismogramas empleados para la inversión del tiempo de recorrido; pero en el experimento de perfilado, ambos se remolcan desde el mismo barco o se desplazan juntos por el terreno.

Para producir una imagen a partir de las grabaciones de campo, primero se reagrupan (reúnen), se corrigen por el efecto de la variación de la distancia fuente-receptor y se suman (apilan).

Matemáticamente, si se ha obtenido un registro del campo de ondas en la superficie, y puesto que se sabe que la propagación obedece a la ecuación de ondas, entonces la ecuación puede utilizarse para trasladar el campo de ondas de vuelta a su punto de origen; es decir, puede extrapolarse hacia abajo en la Tierra hasta el lugar donde comenzó a propagarse hacia arriba. Una vez hecho esto, y aplicando alguna condición que permita determinar la fuerza de la reflexión, es posible recuperar una imagen esencialmente no distorsionada de la estructura. Se puede reconocer en esta metodología una similitud conceptual con la inversión del tiempo de recorrido. En la inversión del tiempo de recorrido, se utilizan fórmulas para X(p) o τ(p) para determinar la profundidad del punto de giro de un rayo. Esto podría reformularse diciendo que el cálculo extrapola el rayo desde la superficie hasta su punto de inflexión. La imagen de reflexión utiliza la ecuación de onda para extrapolar todo el campo de onda reflejado hasta sus puntos de reflexión, y puede considerarse la metodología de inversión apropiada para el campo de onda reflejado.

Se han desarrollado varios métodos de extrapolación del campo de ondas, todos los cuales implican varias etapas de manipulación de los datos, y todos son muy exigentes en cuanto a tiempo de computación. La figura 8 muestra un ejemplo en el que los datos obtenidos en aguas poco profundas en una cuenca sedimentaria que muestra complejas estructuras de deformación han sido visualizados para revelar una variedad de estructuras geológicamente interpretables. El campo de velocidad en la estructura debe conocerse muy bien (y puede no conocerse) para que la obtención de imágenes tenga éxito. La mayoría de los métodos de extrapolación implican alguna forma de aproximación a la ecuación de onda completa para que los cálculos sean manejables. La mayoría, por ejemplo, sólo permiten ligeras variaciones laterales de la velocidad. Para hacer el trabajo en un sentido completo se requiere el uso de la ecuación de onda completa y operar con datos preapilados.

Los avances, normalmente impulsados por las necesidades de la industria, han permitido realizar sondeos para obtener imágenes tridimensionales, normalmente para la evaluación de yacimientos petrolíferos. Las líneas de prospección se llevan a cabo en cuadrículas ortogonales en las que el espacio entre líneas es de tan sólo 50 m (160 pies) en ambas direcciones. Los grandes buques de exploración llevan dos largas baterías de hidrófonos separadas por 50 m (160 pies) en grandes barreras o desplegadas en paravanes. La obtención de imágenes correctas de la estructura a partir de estas grabaciones requiere un procedimiento de extrapolación del campo de ondas totalmente tridimensional, que se ha desarrollado con éxito utilizando la potencia de los superordenadores. Una vez realizada la imagen migrada, puede manipularse en un ordenador más pequeño para observar la estructura de formas que no pueden lograrse por medios convencionales. Se pueden hacer cortes horizontales para mostrar las superficies enterradas, cortes diagonales para examinar la estructura de las fallas y se puede girar toda la imagen para ver el volumen desde cualquier dirección elegida Véase también: Exploración geofísica; Velocidad de grupo; Velocidad de fase; Exploración sísmica de petróleo y gas; Ecuación de onda

Descubrimientos

Aunque la teoría de la tectónica de placas permitió a los científicos de la Tierra reconocer que el sistema mundial de dorsales oceánicas representa el lugar de formación de la litosfera oceánica, no permitió conocer directamente los procesos que operan en estos centros de extensión. En unos pocos lugares dispersos por todo el mundo, pequeños trozos de corteza oceánica conocidos como ofiolitas han quedado expuestos en los continentes como resultado de la tectónica de colisión. Su estudio por parte de los geólogos condujo a la propuesta de que las cámaras de magma grandes, poco profundas y relativamente estables son las responsables de la producción de la corteza en todas las crestas, excepto en las más lentas. Los esfuerzos realizados desde 1980 para obtener imágenes sísmicas de los centros de extensión han dado resultados inesperados. Véase también: Dorsal Medio-Oceánica; Ofiolita

Las imágenes de reflexión del centro de propagación rápida de la Dorsal del Pacífico Oriental, combinadas con las mediciones sísmicas de refracción de dos barcos en 1985, y las imágenes tomográficas posteriores, mostraron que existe un cuerpo de magma debajo del eje, pero que es pequeño y discontinuo . El cuerpo magmático es tan pequeño, de hecho, que el término cámara parece apenas aplicable. No suele tener más de 2-3 km de ancho, y la región de fusión inferida (juzgada a partir del grosor de las capas determinado por los resultados de la inversión y el modelado de los datos sísmicos de refracción) con velocidades muy reducidas puede ser de sólo unos cientos de metros. Esta región está incrustada en una zona más amplia de velocidades reducidas que puede representar una región que contenga restos de fusión, pero es más probable que se trate de roca sólida en la que la temperatura se ha elevado por la proximidad a la región de fusión. La base de la corteza, la discontinuidad de Mohorovičić (Moho), es un fuerte reflector formado muy cerca del eje de ascenso. Véase también: Moho (discontinuidad de Mohorovičić)

Los perfiles de reflexión realizados en tierra en muchas regiones del mundo y en los mares continentales poco profundos que rodean Gran Bretaña han demostrado que la corteza profunda se caracteriza a menudo por una región superior no reflectante y una banda de reflexiones fuertemente laminadas que forman el tercio inferior de la corteza por encima de un Moho de naturaleza muy variable. Las mejores imágenes disponibles muestran eventos distintos desde la propia sección del manto. Las reflexiones del manto pueden ser el resultado de zonas de cizalla profundas con reflectividad potenciada por fluidos que penetran profundamente. A medida que se ha ido explorando el manto superior, se ha puesto de manifiesto que la estructura del manto puede visualizarse mediante métodos de reflexión a grandes profundidades, tal vez incluso hasta la base de la litosfera. Es posible que los métodos de reflexión acaben utilizándose para investigar la estructura de la litosfera en su conjunto, complementando así los estudios basados en otra clase de métodos sísmicos que ya se han desarrollado. Véase también: Litosfera

Sismogramas globales y regionales

La unidad básica de observación en sismología global y regional es un sismograma, pero a diferencia de sus homólogos en reflexión y refracción de la corteza, la mayoría de los sismómetros utilizados para estudios estructurales a mayor escala están geográficamente aislados de sus vecinos. Por lo tanto, las técnicas de observación y la mayoría de los métodos de análisis utilizados en la sismología global han evolucionado de forma muy diferente a la sismología de la corteza terrestre. En general, hay que retener mucho más de cada sismograma para su análisis. Esta llamada brecha de resolución espacial se está cerrando lentamente gracias al desarrollo de nuevos instrumentos portátiles adecuados para registrar fuentes naturales. Una vez que estos instrumentos estén disponibles en cantidad, los sismólogos podrán registrar la energía sísmica en lugares poco espaciados que iluminarán con mucho más detalle las estructuras profundas de la Tierra.

Los sismogramas se clasifican según la distancia del sismómetro al epicentro de la fuente. Los que se registran a unos 50-100 km de una gran fuente suelen ser complejos, no sólo por la estructura que interviene, sino porque las “dimensiones” de la fuente están cerca de la distancia de propagación y las diferentes zonas de liberación de tensiones en la falla escriben sismogramas esencialmente diferentes. El término campo cercano se da a estos sismogramas para significar que la distancia de propagación de la energía sísmica es inferior a unas pocas dimensiones de la fuente. Como es lógico, estos sismogramas son muy útiles para examinar los detalles de la ruptura del terremoto. Más allá del campo cercano, hasta distancias de poco más de 1000 km, los sismogramas están dominados por la energía que se propaga en la corteza y el manto superior. Estos sismogramas, denominados regionales, son complicados, ya que la corteza es un eficiente propagador de energía de alta frecuencia que se dispersa fácilmente; pero aún así hay llegadas discernibles. Estos sismogramas se utilizan para examinar la estructura de la velocidad y otras características de bloques de corteza relativamente grandes. El dominio más allá de los 1000 km (620 mi) se denomina telesísmico. Los sismogramas escritos a distancias telesísmicas se caracterizan por fases corporales y llegadas de ondas superficiales discretas y fácilmente reconocibles. Están relativamente poco contaminados por la estructura de la corteza, y en cambio son más sensibles a la estructura del manto y del núcleo.

La figura 11 muestra los sismogramas regionales y telesísmicos; como el movimiento de las ondas sísmicas es un movimiento vectorial, se necesitan tres componentes (arriba-abajo, norte-sur y este-oeste) para registrar completamente el campo de ondas entrante. Para el sismograma regional, la primera llegada (Pg) es la onda P directa, que se sumerge a través de la corteza; la segunda llegada (Sg), que comienza unos 15 s después de la Pg, es la fase S de la corteza. Aunque las explosiones son generadoras ineficientes de ondas de cizalla, es común ver en los sismogramas regionales una energía de cizalla sustancial que surge de las conversiones de movimiento compresivo a cizalla cerca de la fuente. La hora de llegada de la fase Pg puede ser fácilmente identificada, pero la hora de llegada de la fase Sg es algo más oscura. Esto se debe a que parte de la energía de cizalladura en el S directo es convertida en energía de compresión por los dispersores en la corteza cerca del receptor. Esta energía convertida, que viaja a velocidades de ondas de compresión, debe llegar antes que la S directa. Los trenes de onda extendidos y muy ruidosos que siguen a la P y S directas se denominan codas; representan la energía dispersada por pequeñas heterogeneidades en otras partes de la corteza. Es difícil analizar estas codas de forma determinista, y a menudo se utilizan procedimientos estadísticos. Uno de los resultados del análisis de estos y otros sismogramas es que la corteza continental es fuerte y tridimensionalmente heterogénea y dispersa la energía sísmica de forma muy eficiente.

En el caso del sismograma telesísmico, el registro telesísmico es 60 veces más largo que el sismograma regional, y se ha truncado sólo a efectos de trazado. Si se traza en esta escala de tiempo comprimida, se parece bastante al sismograma regional, pero en realidad hay importantes diferencias. Las ondas P y S directas son claramente evidentes; las ondas S son mayores en las componentes horizontales y más grandes que las ondas P, una característica común para fuentes naturales como los terremotos. La llegada de gran amplitud y largo periodo que comienza unos 20 minutos después de la S son las ondas de superficie. Estas ondas suelen ser las más destructivas en un gran terremoto debido a su gran amplitud y a su larga duración. Entre la P directa y la S directa se encuentran las ondas de cuerpo de compresión que tienen ángulos de despegue menos pronunciados y que han rebotado una (PP) o dos (PPP) en la superficie antes de llegar a Palisades (la analogía aquí, aunque invertida, es como saltar una roca sobre el agua). El alto nivel o energía entre la onda S y la primera onda de superficie se debe a otras ondas corporales múltiples reflejadas y convertidas en la superficie, que son muy sensibles a la estructura del manto superior.

Para el análisis, los tiempos de viaje de las fases principales se han invertido tomográficamente para la estructura a gran escala. El Centro Sismológico Internacional (ISC), con sede en Inglaterra, lleva recogiendo los tiempos de llegada de los operadores de estaciones de todo el mundo desde principios de siglo. Casi un millar de estaciones informan de los tiempos de llegada con la suficiente regularidad como para poder juzgar su exactitud sin necesidad de ver los sismogramas originales. Más de 2 millones de estos tiempos de llegada de ondas P se han invertido tomográficamente para la estructura del manto inferior, el núcleo y el límite entre el núcleo y el manto. Estas inversiones muestran que el límite entre el núcleo y el manto y el manto justo por encima de éste son muy heterogéneos. Las inversiones tomográficas de las fases P especiales que transitan por el límite muestran que éste también puede tener topografía. Las estimaciones de la amplitud de esta topografía oscilan entre unos cientos de metros y varios kilómetros, pero hay que seguir trabajando en ello.

Basado en la experiencia de varios autores, mis opiniones, perspectivas y recomendaciones se expresarán a continuación (o en otros lugares de esta plataforma, respecto a las características en 2026 o antes, y el futuro de esta cuestión):

Las fases P directas se adentran en el manto y no son muy sensibles a la estructura del manto superior, a menos que los terremotos estén a menos de 25º del sismómetro. Las fases de cuerpo de rebote múltiple son más sensibles a la estructura del manto superior, pero hay que seleccionarlas cuidadosamente de los registros telesísmicos. Esto se ha hecho para varios miles de sismogramas situados en Estados Unidos y Europa, y los modelos resultantes ofrecen vistas muy detalladas de la estructura del manto medio y superior. Estos métodos son lo suficientemente sensibles como para resolver los restos de antiguas losas subducidas en el manto inferior y las grandes quillas de material de alta velocidad que parecen subyacer a la mayoría de los antiguos continentes.

Para ir más allá de los métodos tomográficos es necesario analizar más el sismograma, ya que es en los detalles de las formas de las ondas donde se puede encontrar información sobre las estructuras principales y los límites entre ellas. Por ejemplo, las ondas superficiales se dispersan (diferentes períodos viajan a diferentes velocidades) con velocidades de onda que dependen de los detalles finos de la corteza y el manto superior. Un ejemplo de esta dispersión puede verse en el sismograma de Irán. Las ondas superficiales con periodos más largos llegan primero y, por tanto, viajan más rápido que las ondas superficiales con periodos más cortos. La medición de la dispersión de las ondas superficiales es difícil pero factible, especialmente en el caso de terremotos poco profundos como el de Irán, donde las llegadas de las ondas superficiales dominan el sismograma. Los sismólogos comenzaron a medir la dispersión a finales de la década de 1950; algunas de las primeras aplicaciones de los ordenadores a los problemas sismológicos fueron el cálculo de las curvas de dispersión del manto superior oceánico y continental y de la corteza.

La medición de la dispersión y de otras propiedades de las ondas ha evolucionado hasta convertirse en una clase de procedimientos de inversión en los que todo el sismograma se invierte directamente para la estructura de la Tierra. Estos métodos de inversión de ondas se hicieron viables cuando los ordenadores se hicieron lo suficientemente potentes como para permitir la síntesis de la mayor parte del sismograma. Tras muchos años de funcionamiento, incluso las dispersas matrices digitales globales recogen suficientes datos para contemplar las inversiones tomográficas. Los más exitosos de estos experimentos han combinado las técnicas de ajuste de sismogramas de la inversión de formas de onda con una generalización del enfoque tomográfico para obtener modelos de la variación tridimensional de la estructura del manto superior.

La otra mitad del problema de la imagen en sismología global es la construcción de modelos de la fuente sísmica. La descripción más sencilla de la llamada fuente sísmica normal requiere dos pares de fuerzas ortogonales orientados en el espacio. Un par de fuerzas se produce en lados opuestos de la superficie de la ruptura o de la falla y puede entenderse como la tensión en cada lado de la falla inducida por la ruptura del terremoto. El otro par es normal al primero y se requiere para conservar el momento angular. Esta representación lleva implícita la suposición de que el terremoto es un punto tanto en el espacio como en el tiempo (la aproximación de la fuente puntual), por lo que este tipo de representación de la fuente se conoce como doble par punto-fuente. Aunque hay algunas complicaciones menores, la orientación de este doble par, y por tanto la orientación del plano de falla y la dirección de la ruptura, puede inferirse analizando la polaridad de las primeras ondas P y S registradas en todo el mundo. Así, esta representación se conoce como mecanismo de primer movimiento. No es muy difícil hacer estas observaciones siempre que se conozcan las polaridades de los instrumentos, y los consiguientes diagramas de “bolas de playa” son habituales en la literatura.

Las representaciones del primer movimiento de las fuentes sísmicas son el resultado de las mediciones realizadas en las primeras ondas P o S que llegan a un instrumento; por lo tanto, representan el comienzo mismo de la ruptura en el plano de la falla. Esto no es un problema si la ruptura es aproximadamente una fuente puntual, pero en la práctica esto sólo es cierto si el terremoto es bastante pequeño o excepcionalmente simple. Una alternativa es examinar sólo las fases sísmicas de período más largo, incluidas las ondas superficiales, para obtener una estimación de la fuente puntual media que suavice las complejidades espaciales y temporales de una gran ruptura. Esta representación denominada tensor de momento centroide es una descripción precisa de las propiedades medias de una fuente; se calcula de forma rutinaria para eventos con magnitudes superiores a 5,5 aproximadamente. Dado que la estimación del tensor de momento centroide se obtiene a partir de una parte mucho mayor del sismograma que las primeras llegadas, ofrece una mejor estimación del contenido energético del terremoto. Esta estimación, conocida como momento sísmico, representa la reducción total de la tensión resultante del terremoto; es la base de un nuevo número de magnitud MW. Este valor equivale a la onda corporal de Richter (mb) o a la magnitud de onda superficial (MS) en magnitudes bajas, pero es mucho más preciso para magnitudes superiores a 7,5 aproximadamente. Se estima que el mayor terremoto jamás registrado, un evento de 1960 en Chile, tuvo una MS de aproximadamente 9,5. En comparación, el terremoto de 1906 en San Francisco tuvo una magnitud estimada de 7,9, y el terremoto del Viernes Santo de 1964 en Alaska tuvo una magnitud de 9,2.

Aunque las representaciones del primer movimiento y del centroide del tensor de momento son útiles para realizar comparaciones generales entre terremotos, todavía se puede obtener más información sobre el proceso de ruptura del terremoto a partir de los sismogramas. Se han desarrollado tipos de análisis e instrumentos que demuestran que algunos terremotos, especialmente los de mayor tamaño, no se describen adecuadamente con las representaciones del primer movimiento o del centroide-momento-tensor promediado y requieren una parametrización más compleja del proceso de la fuente. Estos parámetros adicionales pueden surgir de la relajación de la aproximación de la fuente puntual en el espacio o en el tiempo, o incluso de la restricción del doble par. En el primer caso, se dice que el terremoto es finito, lo que significa que hay una escala espacial o temporal que define la ruptura. La finitud también puede manifestarse mediante múltiples eventos que ocurren con una diferencia de unas decenas de segundos y unas decenas de kilómetros. En este último caso, el terremoto puede tener componentes no dobles que podrían ser el resultado de cambios de fase químicos explosivos o implosivos, deslizamientos o erupciones volcánicas. El tamaño del componente explosivo no doble es una forma de distinguir un terremoto de una explosión nuclear, por ejemplo.

Una indicación de la finitud de la fuente es la amplificación de las señales sísmicas en la dirección de la ruptura de la fuente. Normalmente, la variación de las amplitudes sísmicas con el acimut de una fuente doblemente acoplada varía según un patrón cuadrupolar o bipolar predecible (la pelota de playa es el mejor ejemplo). Sin embargo, en algunos terremotos, las ondas sísmicas que salen de la región de la fuente en determinados acimuts se amplifican fuertemente. Esto se ha atribuido a la propagación de rupturas que “descomponen” la falla a lo largo de una dirección bastante uniforme. La mejor estimación es que la mayoría de las fallas se rompen a unos dos tercios de la velocidad de las ondas de corte, pero algunas fallas pueden romperse incluso más lentamente. Se han observado rupturas tanto unilaterales como bilaterales, y un área teórica importante en sismología es el examen de rupturas más complejas y la predicción de sus efectos en las señales sísmicas observadas.

Otra indicación de la finitud de la fuente es el hecho de que algunos eventos grandes comprenden subeventos más pequeños distribuidos en el espacio y el tiempo y que contribuyen a la ruptura total y al momento sísmico. La posición y las características individuales de ruptura de estos subeventos pueden ser cartografiadas con notable precisión, dados los datos de un ancho de banda excepcional y una buena distribución geográfica. Un problema pendiente es saber si la localización de estos subeventos está relacionada con las heterogeneidades de tensión dentro de la zona de falla. Estas heterogeneidades de tensiones se conocen como barreras o asperezas, dependiendo de si detienen o inician la ruptura. El mapeo de las heterogeneidades de tensiones a partir de los datos sismológicos es un área activa de investigación en sismología de fuentes. Véase también: Instrumentación sismográfica.

Datos verificados por: Thompson
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¿Cómo se define? Concepto de Sismología

Véase la definición de Sismología en el diccionario.

Características de Sismología

Recursos

Traducción de Sismología

Inglés: Seismology
Francés: Sismologie
Alemán: Seismik
Italiano: Sismologia
Portugués: Sismologia
Polaco: Sejsmologia

Tesauro de Sismología

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Véase También

• Seísmo
• Prevención antisísmica
• Prospección sísmica

Astrosismología – Estudio de las oscilaciones en las estrellas (terremotos estelares)
Crioseísmo
Geología de la ingeniería – Aplicación de la geología a la práctica de la ingeniería
Temblor armónico – Vibración sostenida del suelo asociada al movimiento subterráneo de magma o gas volcánico
Heliosismología
Consorcio IRIS
Mapa isosísmico
Inversión sísmica lineal – Interpretación de datos sísmicos mediante un modelo lineal
Sismología lunar – Estudio de los movimientos del suelo de la Luna
Marsquake – Evento sísmico ocurrido en Marte
Terremoto (fenómeno natural) – Sacudida de la superficie de los cuerpos interestelares en general
Interferometría sísmica
Carga sísmica
Migración sísmica
Ruido sísmico
Análisis del rendimiento sísmico
Sismito – Sedimento/estructura sacudida sísmicamente
Sismo-electromagnética
Sismotectónica

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