Marina Alba Prieto 2º BACHILLERATO B

Transcripción

1 Marina Alba Prieto 2º BACHILLERATO B

2 INDICE LAONDA: 1. ONDAS ELASTICAS 2. ONDAS SENOIDALES 3. REPRESENTACIÓN DE FOURIER. ONDAS DE CUERPO 1. ONDAS P 2. ONDAS S 3. ONDAS CONVERTIDAS 4. CODA ONDAS DE SUPERFICIE 1. ONDAS DE RAYLEIGH 2. ONDAS LOVE DIBUJOS DE ONDAS ONDAS GUIADAS LOS SISMOS ESCALAS DE MEDICIONES RIESGOS SISMICOS TSUNAMIS ESQUEMA ONDAS

3 LA ONDA 1. Ondas elásticas Si tomamos una barra de algún material elástico por un extremo y la golpeamos en el otro extremo, sentiremos que la energía del golpe se transmite a través de la barra y llega a nuestra mano. Esto sucede porque cada parte de la barra se deforma y luego vuelve a su forma original; al deformarse empuja a las partes vecinas, las cuales, a su vez, mueven a sus propias partes vecinas, etc., lo que hace que la deformación viaje a lo largo de la barra. La que viaja es la deformación y no las partículas o pedazos de la barra, los cuales sólo se desplazan un poco de su posición original y luego vuelven a ella. Una deformación que viaja a través de un medio elástico se llama onda elástica; y cuando el medio a través del cual se desplaza es la Tierra, se llama onda sísmica. Por tanto, las ondas sísmicas son la propagación de perturbaciones temporales del campo de esfuerzos que generan pequeños movimientos en un medio. Las ondas sísmicas pueden ser generadas por movimientos telúricos naturales, los más grandes de los cuales pueden causar daños en zonas donde hay asentamientos urbanos. Existe toda una rama de la sismología que se encarga del estudio de este tipo de fenómenos físicos. Las ondas sísmicas pueden ser generadas también artificialmente (en general por explosiones). La sísmica es la rama de la sismología que estudia estas ondas artificiales para por ejemplo la exploración del petróleo. El punto dónde se inicia la onda se denomina foco o hipocentro, y el punto en la superficie terrestre, directamente encima del foco, es el epicentro del sismo. Al conjunto de todos los puntos en el espacio que son alcanzados simultáneamente por una onda se le llama frente de onda. Los frentes de onda son los círculos concéntricos que viajan alejándose de la fuente, es decir, del lugar donde se originó el disturbio. Frente de onda propagándose hacia fuera

4 Si trazamos líneas perpendiculares a los frentes de onda, veremos que indican la dirección en la que viajan las ondas. Estas líneas son llamadas rayos. La onda sísmica deforma el terreno a través del cual pasa, lo cual indica que puede hacer trabajo, y, por lo tanto, corresponde a energía elástica que se desplaza. En el caso de ondas generadas por explosiones, la energía es producto de las reacciones químicas o nucleares que causaron la explosión; en el caso de ondas generadas por sismos, es la que estaba almacenada como energía de deformación en las rocas. 2. Ondas senoidales Las ondas más sencillas son las senoidales y son aquéllas cuyos valores varían en el tiempo y/o en el espacio como senos o cosenos trigonométricos. Cada traza de onda se caracteriza: frecuencia f : el número de veces que el movimiento se repite en cierto tiempo, expresada en Hertz (ciclos/segundo, abreviado Hz) periodo: T = 1 /f el tiempo que tarda en repetirse, expresado en segundos amplitud A: el máximo valor que puede tomar, expresada en unidades de longitud (usualmente micras o centímetros) fase: qué valor tiene la onda, es decir, en qué punto de su ciclo está, para un tiempo o lugar de referencia. Si una onda senoidal viaja con una velocidad V, al cabo de un periodo habrá recorrido una distancia λ = v T, llamada su longitud de onda. 3. Representación de Fourier Si sumamos varias ondas senoidales, obtenemos una traza, la cual es menos regular que la anteriores y presenta un máximo donde los valores de las trazas componentes se suman (interferencia constructiva) y valores menores donde se anulan (interferencia destructiva). De esta manera podemos construir una onda de cualquier forma, mediante la suma (a veces infinita) de ondas senoidales con diferentes amplitudes y frecuencias (teorema de Fourier). La amplitud de cada onda senoidal componente nos indica qué tanto de ella contiene la onda sísmica en cuestión. Se llama espectro de la señal sísmica al conjunto de sus componentes senoidales.

5 Se dice que una onda sísmica es de alta o baja frecuencia (o de periodo corto o largo) según predominen en su espectro unas u otras componentes. ONDAS DE CUERPO Hay dos tipos de ondas elásticas que viajan a través de la Tierra, y que son conocidas como ondas de cuerpo u ondas internas. 1. ONDAS P Las ondas compresionales son las que se transmiten cuando las partículas del medio se desplazan en la dirección de propagación, produciendo compresiones y dilataciones en el medio. Ésta es la más veloz de todas las ondas sísmicas. Generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a través de cualquier tipo de material. Velocidades típicas son 330m/s en el aire, 1450m/s en el agua, más de 5 km/s en las rocas graníticas cercanas a la superficie, y alcanza más de 11 km/s en el interior de la Tierra y, por lo tanto, es la primera en llegar a cualquier punto, en ser sentida y en ser registrada en los sismogramas, por lo que se llamó onda Primera o Primaria y de allí el nombre de P (en inglés se asocia también con push que significa empujón o empujar). 2. ONDAS S Las ondas de corte o de cizalla, son aquéllas en las cuales las partículas del medio se desplazan perpendicularmente a la dirección de propagación, por lo que están asociadas con deformaciones del terreno de tipo de cizalla. Si pensamos en las ondas que viajan por una cuerda tensa y movemos uno de sus extremos perpendicularmente a ella. Cada partícula de la cuerda se mueve, hacia arriba o hacia abajo empujando a sus vecinas; de manera que la onda viaja en la dirección de la cuerda perpendicularmente a la dirección del desplazamiento de cada pedazo de cuerda. Estas ondas son las que generan las oscilaciones durante el movimiento. La onda S es más lenta que la onda P esto es conocido como condición de Poisson. Como la onda S es la segunda en llegar se le llamó Secundaria, y de allí su nombre (en inglés se asocia con shake, que significa sacudir). Como los líquidos no pueden soportar esfuerzos cortantes, las ondas S no se propagan a través de ellos.

6 La onda S y sus componentes SV y SH que la componente horizontal se denota por SH. El desplazamiento de las partículas en el terreno durante el paso de la onda puede ser en cualquier dirección perpendícular a la de propagación; pero, a veces, pueden desplazarse en una sola dirección, en cuyo caso se dice que las ondas están polarizadas. La componente vertical de la onda S se denota a menudo por SV, mientras Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la onda P, y se siente más fuerte que ésta. 3. ONDAS CONVERTIDAS Cuando una onda de cuerpo que viaja a través de un medio incide sobre una interfase (una superficie) que lo separa de otro medio con distintas propiedades elásticas, en general parte de la energía es transmitida al segundo medio y parte es reflejada. Si pensamos en una línea perpendicular a la interfase (la normal), y medimos los ángulos que forman los distintos rayos con ella, podemos ver que están relacionados según la siguiente fórmula, conocida como ley de Snell: Donde es la velocidad (P o S) del rayo en el primer medio y su velocidad en el segundo medio. La aplicación de la ley de Snell nos permite saber cómo se comportan los rayos sísmicos cuando encuentran alguna de las discontinuidades que presenta la Tierra y que serán vistas someramente más adelante; veremos los nombres que se aplican a las ondas de cuerpo según la trayectoria que hayan recorrido. La ley de Snell nos dice que si un rayo pasa de un medio de menor velocidad a otro de mayor velocidad se aleja de la normal, mientras que si pasa de un medio de mayor a otro de menor velocidad se acercará a ella.

7 4. CODA Después de la llegada de las ondas P y S, vemos que la señal en el sismograma decae poco a poco. Esta parte de la "cola" de la señal se llama coda, y se debe a energía sísmica "dispersa" que llega hasta el sensor después de haber sido reflejada por las heterogeneidades propias del terreno. La forma como decae la coda nos sirve para estimar como de grande es la atenuación del terreno. ONDAS SUPERFICIALES Además de las ondas que viajan a través del terreno, existen otras que lo hacen por la superficie, esto es, su amplitud es máxima en ésta y nula en las grandes profundidades. Estas ondas pueden explicarse como causa de la interferencia de las ondas de cuerpo (interacción de muchas de estas ondas que viajan en diferentes direcciones), y son más lentas que éstas. En el caso de los telesismos*, las ondas superficiales llegan mucho después que las de cuerpo, y podemos apreciar que presentan dispersión; esto es, las ondas de diferentes frecuencias viajan con diferentes velocidades. A continuación veremos los dos tipos principales de ondas superficiales y explicaremos algunas de sus propiedades. 1. ONDAS DE RAYLEIGH Denotadas usualmente por R, o LR cuando son de periodo muy largo, se deben a la interacción entre las ondas P y las SV, y el movimiento de cada partícula de la superficie del terreno al paso de la onda se da en forma de elipse retrógrada. Son las ondas más lentas con velocidades de grupo que van de 1 a 4 km/s, donde cada modo propio, modo fundamental o eigenmodo es una forma en la cual puede vibrar el terreno de manera que se logre la interferencia constructiva que da lugar a las ondas superficiales. El modo cuya amplitud no cambia de signo con la profundidad es llamado modo fundamental, el que cambia una vez de signo, primer modo superior, el que cambia de signo dos veces segundo modo superior, etcétera. Vemos que los modos de alta frecuencia tienen grandes amplitudes solamente cerca de la superficie del terreno, por lo que las propiedades del material profundo casi no influyen en ellos. En cambio, los modos de baja frecuencia tienen amplitudes considerables en profundidades

8 mayores, por lo que su velocidad depende de las profundidades del medio cerca de la superficie y lejos de ella. La velocidad del terreno aumenta, usualmente, con la profundidad, lo que explica por qué, como se muestra en la figura 25, las componentes de más baja frecuencia son usualmente las más rápidas. Sin embargo, la velocidad de grupo no disminuye siempre al aumentar la frecuencia, pues la transmisión de energía requiere de interferencia constructiva de los modos. Otro efecto de la dependencia de los modos en la profundidad es que si la fuente sísmica ocurre a cierta profundidad, excitará más a aquellos modos cuyas amplitudes sean grandes y menos a aquellos cuyas amplitudes sean pequeñas (o, posiblemente, nulas) a dicha profundidad. Esto permite determinar la profundidad del foco de un terremoto (8), y, si es profundo, distinguirlo de una explosión nuclear que siempre es somera. En general, los sismos más someros generan mayores ondas superficiales que los profundos. 2. ONDAS DE LOVE En inglés Love waves son las denotadas usualmente por L, o G o LQ si son de periodo muy largo. Se comportan de manera muy parecida a la descrita para las ondas de Rayleigh, pero se deben a interferencia constructiva de ondas SH solamente, por lo que no pueden existir en un semiespacio, sino que requieren al menos una capa sobre un semiespacio, donde pueda quedar atrapada parte de la energía sísmica. Son polarizadas horizontalmente (como las SH) y, por lo tanto, no se registran en los sensores verticales. Aunque más lentas que las ondas de cuerpo, las ondas de Love tienen velocidades de 1 a 4.5 km/s son más veloces que las de Rayleigh. Igual que con las ondas de Rayleigh, cada modo tiene una velocidad tope, y también existe una frecuencia tope por debajo de la cual no puede vibrar cada uno de los modos superiores.

9 DIBUJOS DE ONDAS ONDAS DE CUERPO ONDA P ONDA S ONDAS DE SUPERFICIE ONDA LOVE ONDA RAYLEIGH

10 ONDAS GUIADAS Cuando una capa o nivel de roca se encuentra rodeada de otras rocas con velocidades sísmicas superiores, algunas de las ondas que se encuentren dentro de ella no podrán escapar a los medios circundantes y serán transmitidas a lo largo de la capa con muy poca pérdida de energía. Este tipo de estructura es conocido como guía de ondas. Existen varios tipos de guías de ondas; podemos considerar que la superficie de la Tierra es una guía de ondas para las ondas de Rayleigh y de Love. En el océano existe una capa de agua de baja velocidad, conocida como canal SOFAR, que transmite ondas hasta grandes distancias; si un sismo genera ondas que se transmitan por este canal (a la velocidad del sonido en el agua), al alcanzar la tierra firme serán registradas después de la llegada de las ondas P y S, por lo que son conocidas como ondas T (de "Terceras" ). Otros tipos de ondas guiadas son las ondas que son ondas de periodo corto ( 1 a, 6 s), predominantemente transversales, guiadas en la corteza terrestre y observadas solamente en trayectorias puramente continentales; y las ondas de placa, que son ondas que viajan a lo largo de las placas subducidas que estudiaremos más abajo. LOS SISMOS Definición. Los sismos son vibraciones de la tierra, causadas por el fractu ramiento en profundidad de las rocas sometidas a permanente s y continuos esfuerzos, que se acumulan mas allá de su límit e elástico, hasta romperse y causar un desplazamiento súbito de la roca que la vuelve elásticamente a su forma original (el salto atrás de las rocas fue denominado "rebote elástico"). Los sismos, mas que otros procesos geológicos, demuestran que la tierra continúa siendo un planeta dinámico, que cambia cada día por las fuerzas tectónicas internas. Se pueden considerar los siguientes tipos:

11 MICROSISMOS Y MACROSISMOS Todo sismo inferior a tres grados sobre la escala de Richter se considera como un microsismo, es decir, como pequeños terremotos que pueden ser detectados por los sismógrafos, pero que rara vez son apreciables por las personas. Todos los sismos superiores a tres grados de magnitud no pueden ser considerados como microsismos, aunque no hayan sido sentidos por la población ni hayan provocado efectos sobre los objetos ni el paisaje. Se cataloga como macrosismo todo terremoto que deja sentir sus efectos sobre los elementos y las personas que se encuentran sobre la superficie terrestre, denominándose área macrosísmica todo aquel territorio donde tales efectos hayan sido perceptibles en mayor o menor grado, es decir, la zona en que se le haya atribuido algún grado de la escala de intensidad por los servicios sismológicos. Esta área macrosísmica queda representada por un mapa de isosistas, en el que, asemejándose a un mapa de curvas de nivel o a unas isobaras, se ven reflejados los terrenos en que se ha sentido el sismo con un mismo nivel de intensidad ESCALAS DE MEDICIÓN 1. ESCALAS DE MAGNITUD En geofísica se denomina magnitud a la medida cuantitativa de la energía liberada por un terremoto, y para determinar el valor de esta energía, es decir, la magnitud del sismo, se han concebido varias escalas (M L, M B, M W, M S, etc), aunque todas ellas basadas en la diseñada por el norteamericano Charles F. Richter, en Es importante saber que la magnitud de un terremoto no es lineal sino logarítmica, lo que quiere decir que la energía liberada por un terremoto de una determinada magnitud equivale, aproximadamente, a la energía liberada por unos 30 terremotos de la magnitud anterior, por lo que un terremoto de magnitud seis no es algo mayor que uno de magnitud cinco, sino que equivale, aproximadamente, a 30 terremotos de cinco juntos. Puesto que no se han conocido ni calculado sismos superiores a nueve grados de magnitud algunos han llegado a entender que éste es el límite de dicha escala, pero esto no es ni mucho menos cierto. La escala de magnitud en teoría no presenta límites, pero en la práctica no existe en ningún lugar del planeta energía elástica acumulada en cantidad suficiente para sobrepasar una determinada magnitud y siempre por debajo de los diez grados.

12 2. ESCALAS DE INTENSIDAD La intensidad es una escala paralela a la de Richter, que se aplica en función de los efectos de un sismo sobre las personas, los objetos, la naturaleza y los edificios. Esto quiere decir que primero se ha de conocer cuanto acontece en la superficie terrestre tras un terremoto para luego otorgarle un determinado grado de intensidad; no basta sólo con conocer la magnitud del sismo, ya que no todos los tipos de terreno ni de construcciones se comportan de la misma manera ante las sacudidas. RIESGO SÍSMICO El primer efecto del terremoto es el movimiento del suelo y eventual ocurrencias de fallas superficiales. Adicionalmente, los riesgos sísmicos incluyen deslizamientos de tierra, tsunamis (ola oceánica por efecto del sismo), liquefacción, solevantamientos y subsidencias, tanto locales como regionales. Además, otros efectos secundarios importantes son los incendios y avalanchas, provocadas por roturas de las redes de agua, o surgencias espontáneas de napas subterráneas, o por fallas en las represas. TSUNAMIS La propagación de las ondas sísmicas por el mar se denomina tsunami, término científico procedente del japonés, por haberse localizado allí y otras áreas del Océano Pacífico los mayores desastres naturales de este tipo. Los tsunamis o maremotos son grandes olas que van alcanzando mayor altura a medida que se aproximan a la costa. Una sacudida sísmica con epicentro en fondos marinos puede no ser apreciado por un buque que se encuentre navegando en alta mar y causar sin embargo un efecto devastador en las costas. No obstante, no todos los tsunamis son efecto de un sismo, ya que estas grandes olas también pueden ser producidas por caídas de meteoritos, grandes explosiones, deslizamientos de laderas y erupciones volcánicas, como los casos del Cracatoa, entre las Islas de Java y Sumatra, en 1883, y el de la Isla de Tera, en el Mar Egeo, durante la época preclásica griega. De la misma forma, no todos los terremotos son tsunamigénicos, ya que para ello, la falla causante del evento sísmico debe ser de deslizamiento (normal) o de cabalgadura (inversa), esto es, debe provocar una alturación del suelo marino con una elevación o hundimiento del mismo. Como el agua no es un elemento comprimible, esta diferencia de nivel del fondo marinoprovocará un efecto reflejo sobre la superficie del mar, que también se hundirá o elevará, creando a partir de ahí el movimiento ondulatorio generador del tsunami.

13 ESQUEMA ONDAS Ondas sísmicas Características ondas sísmicas Perturbación: Terremoto Deslizamiento de corteza al interior de la tierra Explosión nuclear a cierta profundidad Propagación: Medio sólido (roca) Ondas de cuerpo Ondas P (Push-Pull) Ondas S (Shear)

14 Ondas superficiales: Rayleigh En medios con superficie libre Ej: Ondas en estanque Su amplitud decrece con la profundidad Ondas superficiales: Love En medios estratificados Onda transversal polarizada (confinada) en el plano de la superficie de la Tierra. Su amplitud decrece con la profundidad Velocidad ondas sísmicas vp > vs < vr,l vp rocas ígneas: 6 km/s Rocas poco consolidadas: 2 km/s