Contenido

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Las ondas sísmicas son ondas elásticas que se propagan en materiales sólidos o fluidos. Pueden dividirse en ondas de cuerpo, que viajan por el interior de los materiales; ondas de superficie, que viajan a lo largo de superficies o interfaces entre materiales; y modos normales, una forma de onda estacionaria.

Ondas corporales

Existen dos tipos de ondas corporales: las ondas de presión u ondas primarias (ondas P) y las ondas de cizallamiento u ondas secundarias ( ondas S). Las ondas P son ondas longitudinaless que implican compresión y expansión en la dirección en la 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 sólo se propagan en los sólidos.[17]​.

Olas superficiales

Las ondas superficiales son el resultado de la interacción de las ondas P y S 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 superficiales son las ondas de Rayleigh, que tienen movimientos tanto de compresión como de cizalladura, y las ondas de Love, que son puramente de cizalladura. Las ondas de Rayleigh son el resultado de la interacción de ondas P y ondas S polarizadas verticalmente con la superficie y pueden existir en cualquier medio sólido. Las ondas Love están formadas por ondas S polarizadas horizontalmente que interactúan con la superficie, y sólo 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 que estas ondas viajan a lo largo de trayectorias indirectas para interactuar con la superficie de la Tierra. Debido a que viajan a lo largo de la superficie de la Tierra, su energía decae menos rápidamente que la de las ondas de cuerpo (1/distancia frente a 1/distancia), por lo que la sacudida causada por las ondas superficiales es generalmente más fuerte que la de las ondas de cuerpo, y las ondas superficiales primarias son a menudo las señales más grandes en los seismogramas de los 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 en el caso de las fuentes sísmicas profundas.[17]​.

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 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 suceso.[17]​ 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 mayores terremotos del siglo : 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.

Uno de los primeros intentos de estudio científico de los terremotos se produjo tras el terremoto de Lisboa de 1755. Otros terremotos notables que impulsaron importantes avances en la ciencia de la sismología son el terremoto de Basilicata de 1857, el terremoto de Valdivia de 1960, el terremoto de San Francisco de 1906, el terremoto de Alaska de 1964, el terremoto del océano Índico de 2004 y el Gran terremoto del este de Japón de 2011.

Los sismómetros son sensores que detectan y registran el movimiento de la Tierra provocado por ondas elásticas. Los sismómetros pueden instalarse en la superficie terrestre, en bóvedas poco profundas, en pozos o bajo el agua"). Un conjunto completo de instrumentos que registra señales sísmicas se denomina sismógrafo. Las redes de sismógrafos registran continuamente los movimientos del terreno en todo el mundo para facilitar la vigilancia y el análisis de los terremotos mundiales y otras fuentes de actividad sísmica. La rápida localización de los terremotos hace posible 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 el ruido local del viento[18]​ o actividades antropogénicas, a señales incesantes generadas en el fondo oceánico y las costas inducidas por las olas del océano (el microsismo global), a eventos criosféricos asociados a grandes icebergs y glaciares. Los sismógrafos han registrado impactos de meteoritos sobre el océano con energías de hasta 4,2 × 10 J (equivalente a la liberada por una explosión de diez kilotones de TNT), así como una serie de accidentes industriales y bombas y atentados terroristas (un campo de estudio denominado sismología forense")). Una importante motivación a largo plazo para la vigilancia sismográfica mundial ha sido la detección y el estudio de pruebas nucleares.

Dado que las ondas sísmicas suelen propagarse eficazmente al interactuar con la estructura interna de la Tierra, proporcionan 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 externo 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 despacio por el núcleo exterior que por el manto.

Procesando las lecturas de muchos sismómetros mediante tomografía sísmica, los sismólogos han cartografiado el manto terrestre con una resolución de varios cientos de kilómetros. Esto ha permitido a los científicos identificar células de conveccións") y otras características a gran escala, como las grandes provincias de baja velocidad de cizallamiento cerca del límite entre el núcleo y el manto.[19]​.

Predicción de terremotos

Se denomina predicción de terremotos a la previsión del momento probable, la localización, la magnitud y otras características importantes de un próximo evento sísmico. Los sismólogos y otras personas han intentado crear sistemas eficaces para predecir terremotos con precisión, como el método VAN. La mayoría de los sismólogos no creen que se haya desarrollado todavía un sistema que proporcione avisos oportunos para terremotos individuales, y muchos creen que sería improbable que un sistema de este tipo diera avisos útiles de eventos sísmicos inminentes. Sin embargo, existen previsiones más generales que predicen de forma rutinaria la peligrosidad sísmica. Estas predicciones calculan la probabilidad de que un terremoto de una magnitud determinada afecte a un lugar concreto en una distancia de tiempo determinada, y se utilizan habitualmente en ingeniería sísmica.

La controversia pública sobre la predicción de terremotos surgió después de que las autoridades italianas acusaran a seis sismólogos y a un funcionario del Gobierno de homicidio involuntario en relación con el un seísmo 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 haber predicho el terremoto y ha suscitado la condena de la Asociación Americana para el Avance de la Ciencia y la Unión Geofísica Americana. La acusación afirma que, en una reunión especial celebrada en L'Aquila la semana antes de que se produjera el terremoto, los científicos y los funcionarios estaban más interesados en apaciguar a la población que en proporcionar información adecuada sobre el riesgo de terremotos y la preparación ante los mismos.[20]​.

Sismología de México

La República Mexicana está situada en una de las regiones sísmicamente más activas del mundo, enclavada dentro del área conocida como el Cinturón Circumpacífico donde se concentra la mayor actividad sísmica del planeta.

La alta sismicidad en México, es debido principalmente a la interacción entre las placas de Norteamérica, la de Cocos, la del Pacífico, la de Rivera y la del Caribe, así como a fallas locales que corren a lo largo de varios estados aunque estas últimas menos peligrosas. La Placa Norteamericana se separa de la del Pacífico pero roza con la del Caribe y choca contra las de Rivera y Cocos, de aquí la incidencia de sismos.[21]​.

En el país confluyen cinco placas tectónicas que interactúan todo el tiempo, y este desplazamiento relativo genera una acumulación de esfuerzos que se libera con temblores de diferentes magnitudes; la interacción particular de la placa de Cocos con la de Norteamérica causa los sismos más relevantes.[22]​Datos estadísticos del Servicio Sismológico Nacional "Servicio Sismológico Nacional (México)") (SSN) indican que se registran cerca de 200 sismos por año (promedio de las últimas dos décadas) con magnitud superior a 4 en la escala sismológica de magnitud de momento (Mw).[23]​.

Sismología de ingeniería

La sismología de ingeniería es el estudio y la aplicación de la sismología con fines de ingeniería.[24]​ Se aplica generalmente a la rama de la sismología que se ocupa de la evaluación de la peligrosidad sísmica de un lugar o región a efectos de la ingeniería sísmica. Es, por lo tanto, un vínculo entre ciencias de la tierra e ingeniería civil.[25]​ La ingeniería sismológica tiene dos componentes principales. En primer lugar, el estudio de la historia de los terremotos (por ejemplo, catálogos históricos[25]​ e instrumentales[26]​ de la sismicidad) y tectónica[27]​ para evaluar los terremotos que podrían producirse 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 las sacudidas esperadas de futuros terremotos de características similares. Estos fuertes movimientos del terreno pueden ser observaciones de acelerómetros o sismómetros o los simulados por ordenador mediante diversas técnicas,[28]​ que luego suelen utilizarse para desarrollar ecuaciones de predicción del movimiento del terreno[29]​ (o modelos de movimiento del terreno).

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Las ondas sísmicas son ondas elásticas que se propagan en materiales sólidos o fluidos. Pueden dividirse en ondas de cuerpo, que viajan por el interior de los materiales; ondas de superficie, que viajan a lo largo de superficies o interfaces entre materiales; y modos normales, una forma de onda estacionaria.

Ondas corporales

Existen dos tipos de ondas corporales: las ondas de presión u ondas primarias (ondas P) y las ondas de cizallamiento u ondas secundarias ( ondas S). Las ondas P son ondas longitudinaless que implican compresión y expansión en la dirección en la 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 sólo se propagan en los sólidos.[17]​.

Olas superficiales

Las ondas superficiales son el resultado de la interacción de las ondas P y S 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 superficiales son las ondas de Rayleigh, que tienen movimientos tanto de compresión como de cizalladura, y las ondas de Love, que son puramente de cizalladura. Las ondas de Rayleigh son el resultado de la interacción de ondas P y ondas S polarizadas verticalmente con la superficie y pueden existir en cualquier medio sólido. Las ondas Love están formadas por ondas S polarizadas horizontalmente que interactúan con la superficie, y sólo 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 que estas ondas viajan a lo largo de trayectorias indirectas para interactuar con la superficie de la Tierra. Debido a que viajan a lo largo de la superficie de la Tierra, su energía decae menos rápidamente que la de las ondas de cuerpo (1/distancia frente a 1/distancia), por lo que la sacudida causada por las ondas superficiales es generalmente más fuerte que la de las ondas de cuerpo, y las ondas superficiales primarias son a menudo las señales más grandes en los seismogramas de los 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 en el caso de las fuentes sísmicas profundas.[17]​.

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 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 suceso.[17]​ 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 mayores terremotos del siglo : 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.

Uno de los primeros intentos de estudio científico de los terremotos se produjo tras el terremoto de Lisboa de 1755. Otros terremotos notables que impulsaron importantes avances en la ciencia de la sismología son el terremoto de Basilicata de 1857, el terremoto de Valdivia de 1960, el terremoto de San Francisco de 1906, el terremoto de Alaska de 1964, el terremoto del océano Índico de 2004 y el Gran terremoto del este de Japón de 2011.

Los sismómetros son sensores que detectan y registran el movimiento de la Tierra provocado por ondas elásticas. Los sismómetros pueden instalarse en la superficie terrestre, en bóvedas poco profundas, en pozos o bajo el agua"). Un conjunto completo de instrumentos que registra señales sísmicas se denomina sismógrafo. Las redes de sismógrafos registran continuamente los movimientos del terreno en todo el mundo para facilitar la vigilancia y el análisis de los terremotos mundiales y otras fuentes de actividad sísmica. La rápida localización de los terremotos hace posible 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 el ruido local del viento[18]​ o actividades antropogénicas, a señales incesantes generadas en el fondo oceánico y las costas inducidas por las olas del océano (el microsismo global), a eventos criosféricos asociados a grandes icebergs y glaciares. Los sismógrafos han registrado impactos de meteoritos sobre el océano con energías de hasta 4,2 × 10 J (equivalente a la liberada por una explosión de diez kilotones de TNT), así como una serie de accidentes industriales y bombas y atentados terroristas (un campo de estudio denominado sismología forense")). Una importante motivación a largo plazo para la vigilancia sismográfica mundial ha sido la detección y el estudio de pruebas nucleares.

Dado que las ondas sísmicas suelen propagarse eficazmente al interactuar con la estructura interna de la Tierra, proporcionan 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 externo 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 despacio por el núcleo exterior que por el manto.

Procesando las lecturas de muchos sismómetros mediante tomografía sísmica, los sismólogos han cartografiado el manto terrestre con una resolución de varios cientos de kilómetros. Esto ha permitido a los científicos identificar células de conveccións") y otras características a gran escala, como las grandes provincias de baja velocidad de cizallamiento cerca del límite entre el núcleo y el manto.[19]​.

Predicción de terremotos

Se denomina predicción de terremotos a la previsión del momento probable, la localización, la magnitud y otras características importantes de un próximo evento sísmico. Los sismólogos y otras personas han intentado crear sistemas eficaces para predecir terremotos con precisión, como el método VAN. La mayoría de los sismólogos no creen que se haya desarrollado todavía un sistema que proporcione avisos oportunos para terremotos individuales, y muchos creen que sería improbable que un sistema de este tipo diera avisos útiles de eventos sísmicos inminentes. Sin embargo, existen previsiones más generales que predicen de forma rutinaria la peligrosidad sísmica. Estas predicciones calculan la probabilidad de que un terremoto de una magnitud determinada afecte a un lugar concreto en una distancia de tiempo determinada, y se utilizan habitualmente en ingeniería sísmica.

La controversia pública sobre la predicción de terremotos surgió después de que las autoridades italianas acusaran a seis sismólogos y a un funcionario del Gobierno de homicidio involuntario en relación con el un seísmo 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 haber predicho el terremoto y ha suscitado la condena de la Asociación Americana para el Avance de la Ciencia y la Unión Geofísica Americana. La acusación afirma que, en una reunión especial celebrada en L'Aquila la semana antes de que se produjera el terremoto, los científicos y los funcionarios estaban más interesados en apaciguar a la población que en proporcionar información adecuada sobre el riesgo de terremotos y la preparación ante los mismos.[20]​.

Sismología de México

La República Mexicana está situada en una de las regiones sísmicamente más activas del mundo, enclavada dentro del área conocida como el Cinturón Circumpacífico donde se concentra la mayor actividad sísmica del planeta.

La alta sismicidad en México, es debido principalmente a la interacción entre las placas de Norteamérica, la de Cocos, la del Pacífico, la de Rivera y la del Caribe, así como a fallas locales que corren a lo largo de varios estados aunque estas últimas menos peligrosas. La Placa Norteamericana se separa de la del Pacífico pero roza con la del Caribe y choca contra las de Rivera y Cocos, de aquí la incidencia de sismos.[21]​.

En el país confluyen cinco placas tectónicas que interactúan todo el tiempo, y este desplazamiento relativo genera una acumulación de esfuerzos que se libera con temblores de diferentes magnitudes; la interacción particular de la placa de Cocos con la de Norteamérica causa los sismos más relevantes.[22]​Datos estadísticos del Servicio Sismológico Nacional "Servicio Sismológico Nacional (México)") (SSN) indican que se registran cerca de 200 sismos por año (promedio de las últimas dos décadas) con magnitud superior a 4 en la escala sismológica de magnitud de momento (Mw).[23]​.

Sismología de ingeniería

La sismología de ingeniería es el estudio y la aplicación de la sismología con fines de ingeniería.[24]​ Se aplica generalmente a la rama de la sismología que se ocupa de la evaluación de la peligrosidad sísmica de un lugar o región a efectos de la ingeniería sísmica. Es, por lo tanto, un vínculo entre ciencias de la tierra e ingeniería civil.[25]​ La ingeniería sismológica tiene dos componentes principales. En primer lugar, el estudio de la historia de los terremotos (por ejemplo, catálogos históricos[25]​ e instrumentales[26]​ de la sismicidad) y tectónica[27]​ para evaluar los terremotos que podrían producirse 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 las sacudidas esperadas de futuros terremotos de características similares. Estos fuertes movimientos del terreno pueden ser observaciones de acelerómetros o sismómetros o los simulados por ordenador mediante diversas técnicas,[28]​ que luego suelen utilizarse para desarrollar ecuaciones de predicción del movimiento del terreno[29]​ (o modelos de movimiento del terreno).