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sábado, 24 de noviembre de 2012

Introducción a la Sismología.


Terremotos y escalas de terremotos.

Al año hay alrededor de un millón de terremotos registrados en la Tierra. De estos, solo unos 20 superan la magnitud 6 en la escala de Ritcher, es decir, son considerados terremotos graves. Desde el principio de la toma de datos sobre terremotos, unos 15 millones de personas han muerto a causa de los mismos.

Los terremotos nos han servido para deducir la composición interna de la Tierra. Las ondas van por el interior de la tierra desde su origen y sufren variaciones de velocidad que pueden ser deducidas desde la superficie. Esto nos servirá para obtener conclusiones sobre la composición de las capas terrestres.

La comprensión del fenómeno de los terremotos y su significado es relativamente reciente, del siglo XIX.

Los terremotos se producen en zonas relativamente definidas en la Tierra, en los bordes de las placas. Lo cual no quere decir que donde no hay aun borde de placa no pueda haberlos, aunque son más raros, menos intensos y en ocasiones no están muy bien explicados.

¿Por qué se producen? Por un lado tenemos la teoría del rebote elástico de Reid. Explica los terremotos someros (aunque no tanto los profundos) y dice que en una zona de la corteza se produce o existe una fractura sobre la que cada bloque de corteza actúa con una determinada fuerza. Es decir, la corteza tiende a moverse. La roca puede deformarse sin romperse. Así, en la zona de fractura se va produciendo un desplazamiento sin rutpura. Se denomina etapa de deformación elástica. Cuanto más larga sea esta etapa, más energía se acumula y más violento puede ser el terremoto. Finalmente se supera el límite de elasticidad y se rompe la roca, la energía acumulada se libera violentamente, aproximadamente la mitad en forma de calor y la otra mitad en forma de ondas sísmicas. Las capas deformadas vuelven a su posición original sin deformación, pero desplazadas.

Hay zonas como la Falla de San Andrés en la que se sabe aproximadamente la probabilidad de un terremoto porque este proceso de deformación está muy estudiado. Hay bloque trabados, que en vez de desplazarse, se deforman y acumulan energía. Son las zonas más peligorsas, ya que estos bloques pueden acumular mucha energía.

En algunas zonas hay una cierta periodicidad, los terremotos importantes se suceden tras un periodo de tiempo aproximadamente constante.

Para definir y localizar un movimiento sísmico hay cuatro parámetros importantes. Lo primero es el foco o punto de la corteza donde se produce la fractura. Puede encontrarse a muchos kilómetros por debajo de la superficie, aunque en la mayor parte de los casos los focos son someros. Entendemos por focos someros aquellos que se encuentran a menos de 70km de profundidad. Los intermedios, entre 70 y 300km. Los focos profundos son aquellos que se producen a más de 300km de profundidad.

Se estima que a partir de 600km ya no se producen focos de terremotos, ya que las rocas no son rígidas, sin elásticas, por lo que se deforman y no se rompen liberando energía.

El segundo parámetro importante es el epicentro. Es un dato inmediato y es el punto de la superficie terrestre situado en los vértices del foco.
Para definir la posición de un terremoto hay que dar la profundidad del foco, así como la latitud y longitud del epicentro. Con estos tres datos localizaremos geológicamente el lugar donde se ha producido.

Un tercer dato es la importancia del terremoto. La escama más aceptada es la escala de Ritcher, que mide la magnitud del mismo. Otras escalas, como la de Marcaly, miden los efectos sobre personas y construccinoes. Esta segunda escala es subjetiva y disminuye a medida que nos alejamos del epicentro. Se miden 12 grados.

La escala de Ritcher es más objetiva y mide la energía liberda en el epicentro. Se basa en una fórmula que tiene en cuenta la amplitud máxima que alcanzan las ondas P en un sismógrafo:

Magnitud=logΔ+3logΔ-3,37

Donde Δ es la amplitud máxima de las ondas P.

Nos da una escala de 1 a 9. Un terremoto un grado superior a otro es 31 veces mayor, ya que se trata de una escala logarítmica. Y no se concoen terremotos superiores a 9. Se cree que estes es el valor máximo de enrgía que se puede acumular. Los terremotos de valores cercanos a 9 son muy raros.

El sismógrafo clásico es un aparato constituido por una gran masa suspendida de un soporte con un hilo sin casi rozamiento. Tiene incorporado al peso de gran masa una aguja que incide sobre un cilindro giratorio y que lleva un rollo de papel. De esta forma, la oscilación de la masa genera sobre el papel una gráfica. Cuando hay un movimiento, el peso que tiene gran inercia tiende a quedarse en reposo, mientras el suelo se mueve y por eso le produce la oscilación.

Hoy en día existen sismógafos más complejos, con agujas que detectan el movimiento horizontal y agujas que detectan el movimiento vertical.

Ondas sísmicas.

La mitad de la energía acumulada en la zona de fractura se liberará en forma de calor. La otra mitad se liberará en forma de ondas sísmicas (en inglés, body waves). Hay dos grandes tipos, las internas y las superficiales.

Dentro de las ondas internas hay dos grandes tipos, las primarias o longitudinales y las secundarias o transversales.

Las ondas primarias o longitudinales son más conocidas como ondas p. Los las primeras que llegan al sismógrafo. Las partículas se mueven en la misma dirección en el que se propaga el movimiento, en forma de dilataciones y compresiones de los materiales.
Ondas p o primarias
 La velocidad de las ondas primarias o longitudinales viene definida por la siguiente fórmula:

p=((K+4/3 μ)/ρ)

Donde K es el módulo de compresión de los materiales, μ representa la rigidez del medio y ρ representa la densidad del medio.

Las ondas p son similares a las ondas sonoras. Como las sonoras, se transmiten más rápido en el agua que en el aire y más velozmente aun en medio sólidos, es decir, son más rápidas cuanto más comprimidas estén las partículas. El interior de la Tierra está más compacto y por eso hay más velocidad. A mayor profundidad, las ondas p viajan más deprisa.

El segundo tipo de ondas internas son las secundarias o transversales, más conocidas como ondas s. Llegan en segundo lugar a los sismógrafos y provocan movimientos transvertsales a la dirección en la que se propagan.
Ondas s o secundarias.
 La velocidad de las ondas s se calcula mediante la siguiente fórmula:

s=(μ/ρ)

Donde μ representa de nuevo la rigidez del medio y ρ representa la densidad. Debemos tener en cuenta que en medio líquido la rigidez tiene un valor de 0. Por lo tanto, las ondas s solo se transmiten por sólidos, no se transmiten por líquidos.

Las ondas superficiales son de dos tipos, las ondas Love y las ondas Rayleigh.

Las ondas Love son movimientos transversales a la dirección de propagación en un solo plano, es decir, en el plano de la superficie.
Ondas Love
 El segundo tipo de ondas, las ondas Rayleigh, son producidas por vibracones circulares. Las partículas describen órtibas retrógadas en relación con el movimiento. Son las ondas más destructivas de un terremoto.
Ondas Rayleigh
 Las ondas superficiales son lentas. Viaja a velocidad aproximadamente constante, ya que viajan por la superficie de la Tierra y esta no ofrece grandes discontinuidades.

El registro del momento en que llegan a un sismógrafo cada onda da una información muy importante para determinar dónde está el epicentro de un terremoto.
Orden de registro de ondas en un sismógrafo
 Si tomamos datos de tiempo de llegada de cada tipo de onda, obtenemos las curvas de los tiempo de llegada de cada onda sísmica. Existe una gráfica para estimar el tiempo de llegada en función de la distancia a la que se produce el terremoto.
Gráfico de tiempo de llegada de ondas y distancia del terremoto
 Las ondas s viajan más lentamente que las p. Siempre hay un retardo entre s y p. A mayor distancia del epicentro, mayor tiempo de retardo entre ambas. Para un terremoto concreto, situando todos los sismógrafos y analizando sus resultados, obtenemos las curvas que nos muestran cómo viajan los cuatro trenes de ondas. Para las p y las s se obtienen dos gráficas que se curvan. Las Love y Rauleigh son gráficas casi rectas. Esto se debe a que su velociad de propagación es casi constante, mientras que las p y las s viajan a velcidades mayores cuanto más profundamente hayan llegado en su viaje por el interior de la Tierra. Es decir, ondas p y s más profundas son más veloces.
Velocidad de las ondas y profundidad.
 Las ondas que se ven en estaciones más alejadas han tenido que pasar por zonas más profundas, por profundidades mayores. Cuánto más lejos nos encontremos del epicentro, más velocidad detectamos en las ondas.

El tiempo de retardo entre la llegada de las ondas p y s sirve para localizar dónde se sitúa el epicentro del terremoto. Para esto se necesita un mínimo de tres estaciones. Cuánto más lejos del epicentro, mayor tasa de retardeo entre las ondas. En cada estación, como se conoce la velocidad de propagación en los dos tipos de onda, por el retardo se puede calcular la distancia al foco.

La distancia al foco hará que cada estación pueda establecer un círculo de radio r a su alrededor donde se sabe que se encuentra el epicentro del terremoto. Pero una sola estación no puede establecer en qué punto de la circunferencia se encuentra.

Con dos estacioenes obtenfdremos dos puntos de intersección, es decir, dos posibles epicentros. Con tres estaciones podemos encontrar la localización exacta, ya que será el punto de intersección de las tres circunferencias.
Localización del epicentro usando tres estaciones sismográficas.
 En cuanto a los factores que influyen en la propagación de las ondas, éstas se propagan a velocidades mayores cuanto mayor sea la presión de las partículas. Por este motivo aumenta al aumentar la profundidad (a mayor profundidad, mayor presión). Los aumentos de temperatura disminuyen la velocidad de propagación, ya que a mayor temperatura, mayor fluidez de los materiales. El estado de los materiales también influye sobre la velocidad de propagación, pues los líquidos disminuyen su propagación, hasta el punto de que las ondas s dejan de propagarse.

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