METODO SÍSMICO

MÉTODO SÍSMICO

MODELO GEOQUÍMICO

LAS CAPAS DE LA TIERRA

Conceptos básicos

QUÉ SON LOS SISMOS

recuerdas el nombre que recibe el lugar de la superficie terrestre donde se percibe el terremoto

Un terremoto, seísmo o sismo es un movimiento vibratorio de la superficie El punto subterráneo donde se origina un terremoto es el hipocentro, y a partir de él se generan unas ondas sísmicas que se extienden en todas direcciones a gran velocidad (4-14 km/s). Estas ondas provocan la vibración de los materiales que atraviesan, y cuando llegan a la superficie se transmiten por ella provocando elterremoto que sentimos los humanos.

¿Qué son?

Las ondas Secundarias o S son las que se propagan en dirección perpendicular a la de la vibración del material, y sólo se transmiten a través de materiales sólidos. Su velocidad de propagación está entre 4 y 8 km/s

Ondas sísmicas de profundidad: Las ondas Primarias o P son las que se propagan en la misma dirección en la que vibra el material, y pueden transmitirse a través de materiales sólidos y líquidos. Se propagan a una velocidad de entre 8 y 13 km/s

Tipos de ondas sísmicas

Ondas de superficie

Ondas de Rayleigh Las denominadas Ondas Rayleigh que de manera errónea frecuentemente es llamada Raleigh, también son nominadas como ground roll, estas son las ondas superficiales que tienden a producir un tipo de movimiento elíptico retrógrado en el suelo. La existencia de dichas ondas fueron predichas por el experto investigador llamado John William Strutt, reconocido como Lord Rayleigh, en el año 1885. Son clase de ondas son más lentas que las ondas internas y su velocidad de propagación suele ser casi de un 90% de la velocidad de las ondas S.

Las Ondas de Love Las nombradas Ondas de Love son una clase de ondas superficiales que tienden a producir un tipo de movimiento de manera horizontal de corte en la superficie. Estas se denominan así debido o en honor al gran matemático llamado Augustus Edward Hough Love del Reino Unido, quien fue el que desarrolló un gran modelo matemático de dichas ondas en el año 1911. La velocidad de las ondas Love es de un 90% de la velocidad de las ondas S y también es ligeramente algo superior a la velocidad de las ondas de Rayleigh. Estas ondas solo únicamente se tienden a propagar por las superficies, es decir, solo por el límite entre las áreas o los niveles, por ejemplo la superficie de un terreno o por la discontinuidad de Mohorovicic.

Tipos de ondas sísmicas

Las ondas P y S no solo avanzan hacia la superficie, sino que se extienden por el interior de la Tierra en todas direcciones. Su velocidad y dirección puede cambiar según la densidad y rigidez del material que atraviesan, de modo que cuanto más rígido es el material, mayor es la velocidad. Por el contrario cuanto más denso es el material menor es la velocidad.También pueden cambiar de dirección por reflexión o refracción al pasar de un material a otro. Tras recorrer miles de kilómetros por el interior de la Tierra, las ondas pueden aparecer en la superficie terrestre a miles de kilómetros de distancia. Midiendo el tiempo que tardan en aparecer puede averiguarse la velocidad a la que han viajado, y deducir la densidad y rigidez de los materiales que han atravesado. Este es el principal método para estudiar la estructura interna de la Tierra.

Las ondas sísmicas se transmiten a mayor velocidad por los sólidos que por los fluidos. Por otra parte, cuando se transmiten por sólidos, la velocidad es directamente proporcional a la rigidez de los mismos.

La velocidad y la dirección con que se propagan las ondas sísmicas están relacionadas con la naturaleza de los materiales que atraviesan, es decir, el estado físico, la densidad y, si son sólidos, la rigidez. Así, cuando las ondas atraviesan un medio homogéneo, su velocidad permanece constante y su dirección no varía; pero si es heterogéneo, tanto una como otra cambian. Además, el cambio en la velocidad y dirección de las ondas sísmicas puede ser gradual o brusco; en este último caso nos indica que han pasado de una capa a otra de distinta naturaleza. La localización de dichos cambios bruscos permite establecer el límite entre dos capas, es decir, una discontinuidad.

Las ondas sísmicas modifican su velocidad y dirección al cambiar la naturaleza de los materiales que atraviesan, de forma semejante a como cambia la velocidad y dirección de las ondas luminosas cuando pasan del aire al agua.

Siempre que se produce un terremoto existe una franja de la Tierra, situada a unos 105o del foco y de una anchura aproximada de 37o, a la que no llegan ondas sísmicas de forma directa, es la denominada zona de sombra sísmica.

Representación de la propagación de las ondas sísmicas por el interior de la Tierra a partir del foco en dos terremotos. Estos esquemas se han elaborado con los datos obtenidos en numerosas estaciones sismológicas distribuidas por la superficie terrestre.

Utiliza el simulador de terremotos del sistema IRIS para ver como se propagan las ondas tanto en superficie como en el interior terrestre

ESTUDIO DE DISCONTINUIDADES Y CAPAS TERRESTRES

Gráfica de velocidad de propagación de las ondas S y P por el interior de la Tierra. Esta gráfica se ha elaborado a partir de los datos obtenidos de la interpretación de numerosos sismogramas.

DISCONTINUIDADES PRIMARIAS = 2NÚMERO DE CAPAS 3

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Nada es tan facil como parece....

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MODELO GEOQUÍMICO

La parte sólida de la Tierra (geosfera) no tiene una composición uniforme sino que consta de capas concéntricas, menos densas las superiores y más densas las inferiores. Estas capas son tres: corteza, manto y núcleo. A ellas hay que sumar dos capas exteriores no sólidas, una líquida (hidrosfera) y otra gaseosa (atmósfera).

La corteza se divide en dos partes:

Es la capa más externa y la mejor conocida pues es la que pisamos. Es sólida y está constituida sobre todo por silicatos de baja densidad (2,7-3 g/cm3, con Al, Ca, Na y K sobre todo). Tiene una anchura media de unos 35 km, aunque bajo los continentes alcanza hasta 70 km y bajo los océanos puede tener sólo 6 km. Su límite inferior se llama discontinuidad de Mohorovicic.

CORTEZA

MODELO GEOQUÍMICO

Su densidad media es de 2,7 g/cm3, menor que en las otras capas inferiores de la Tierra. La edad de sus rocas es muy variable, y comprende desde las más antiguas de la Tierra, con 3.800 ma, hasta rocas sedimentarias recién formadas.

Corteza oceánica: es la situada bajo los océanos. Está formada principalmente por rocas magmáticas volcánicas, sobre todo basalto, con un espesor reducido de 6- 12 km. Su densidad es de 3 g/cm3, mayor que la de la corteza continental. Estas rocas son relativamente jóvenes, las más viejas tienen 180 ma y hay otras que se están formando en la actualidad. Sobre esta capa volcánica existe otra de rocas sedimentarias recientes, más gruesa cerca de los continentes y más fina, incluso inexistente, en el centro de los océanos.

Corteza continental: es la que forma los continentes (más una mínima parte bajo el océano). Su grosor varía entre 25 y 70 km, y es más ancha cuanto más alto es el relieve en superficie, por lo que el mayor grosor se alcanza bajo altas cordilleras. Está formada por rocas magmáticas, metamórficas y sedimentarias, aunque las más abundantes son las magmáticas, y sobre todo granito.

La corteza se divide en dos partes:

CORTEZA

Corteza Continental Escudos -Rocas antiguas de 500 a 3.500 millones de años -Predominan rocas ígneas y metamórficas. (Granito, Gneis) -Generalmente con pocos accidentes topográficos. A poca altitud sobre el nivel del mar -Tranquilos sísmicamente. Vulcanismo escaso o inexistente Orógenos-Predominan sedimentos y rocas sedimentarias plegadas. -Corteza gruesa.-Coinciden con las grandes cordilleras-Vulcanismo y sismicidad muy importante.Plataformas-Son zonas de transición hacia la corteza oceánica.-Son zonas donde la corteza continental tiene menos espesor y, por tanto,suelen estar sumergidas.-Funcionan como cuencas sedimentarias que recogen depósitos procedentes delcontinente.-Son zonas tranquilas donde no existe actividad tectónica ni volcánica.

CORTEZA: DOMINIOS

Fosas -Zonas deprimidas de los océanos. De 6 a 13 Km de profundidad bajo el océano. -Miles de Km de longitud y unos cien de anchura. -Generalmente en forma de arco -A unos cientos de Km de una fosa hay un arco insular o un orógeno marginal. -Pueden acumular sedimentos y quedar plegados en prismas de acreción - Sismicidad superficial a un lado de la fosa que va siendo progresivamente más profunda Arcos insulares -Hilera de islas volcánicas en forma de arco. -Al lado externo del arco se encuentra una fosa -Vulcanismo intenso de tipo básico -Sismicidad importante

Corteza Oceánica Llanuras abisales -Zonas llanas y tranquilas de los océanos situadas a unos 4 o 6 Km de profundidad bajo el mar -Están cubiertas por sedimentos horizontales. -Sismicidad y vulcanismo escaso Dorsales oceánicas -Son las zonas con vulcanismo más intenso de la Tierra.-Magmas fisurales ultrabásicos-Forman extensas cordilleras submarinas que se extienden en una dimensión principal a lo largo de decenas de miles de Km-Terremotos abundantes aunque superficiales y poco intensos

CORTEZA: DOMINIOS

El Manto

Manto Entre 12 y 70 km de profundidad, las ondas sísmicas aumentan bruscamente de velocidad debido a que pasan de las rocas menos densas de la corteza (2,7-3 g/cm3) a otras más densas (3,5-7 g/cm3, con silicatos de Fe y Mg) que constituyen una capa nueva, el manto. Esta capa es bastante desconocida pues todavía es inaccesible, y se divide en dos partes: - Manto superior o externo: El manto superior (o manto externo) se inicia en la discontinuidad de Mohorovičić y llega hasta unos 670 km de profundidad. - Manto inferior o interno: El manto inferior se inicia cerca de los 670 km de profundidad y se extiende hasta la discontinuidad de Gutenberg, situada a 3548 km de profundidad, en la transición al núcleo. El manto inferior está separado de la astenosfera por la discontinuidad de Repetti, siendo pues una zona esencialmente sólida

Es una esfera metálica cuyo principal componente es el hierro, aunque posiblemente contiene también un 8 o un 10% de otros elementos (tal vez níquel, azufre, oxígeno o silicio). En cuanto a su estructura, los datos sismológicos parecen sugerir que existen dos capas de idéntica composición pero diferentes en cuanto a su estado físico: - Núcleo superior o externo: el descenso de las ondas sísmicas al inicio de esta capa hace sospechar que el material es fluido, y la presencia del campo magnético terrestre sugiere que este material está en continuo movimiento mediante corrientes. El núcleo superior va desde 2.900 km hasta 5.100 km (discontinuidad de Lehmann). - Núcleo inferior o interno: se supone que es una esfera sólida muy densa y caliente.

NÚCLEO

Al llegar a 2.900 km de profundidad, las ondas S desaparecen y las P reducen mucho su velocidad, por lo que a esta profundidad empieza otra capa, el núcleo o endosfera, que es una esfera en lo más profundo del planeta.

ATENCIÓN

En el manto nos encontramos con la “Capa D”. Esta capa está situada en la base del manto, con un espesor de más o menos a 200 km y que se caracteriza porque un 5% o 10% de ella está parcialmente fundida. Esto origina que el calor pueda ascender del núcleo de la tierra a lo largo del manto. Al ascender el calor, las rocas del manto adquieren una mayor temperatura y a veces, pueden llegar a ascender hasta la superficie y formar volcanes. Estos son los llamados “puntos calientes”. MUY IMPORTANTE PARA LAS CÉLULAS CONVECTIVAS

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LAS CAPAS DE LA TIERRA

Las dificultades asociadas para detectar zonas de baja velocidad con datos de ondas de cuerpo son bien conocidas. Para fuentes situadas arriba de la zona toda la evidencia es directa e indirecta e involucra una disminución anómala de amplitudes a través de la distancia (efecto de zona de sombra) y un retraso entre Pn (o Sn) la rama de la curva del tiempo de traslado y la rama asociada con ondas refractadas hacia arriba desde la zona de baja velocidad. Sin embargo con los adelantos para la medicione de tiempo y la calibración de la amplítud estos métodos se pueden usar ahora con alguna seguridad para detectar la presencia de una inversión en la velocidad y para determinar la cima de la zona y el retraso total a través de ella. El espesor y la velocidad de la zona interaccionan hasta cierto punto, de manera que los detalles de esta región no pueden ser determinados sin ambiguedad con estas técnicas. El estudio de ondas superficiales y el método de tiempos de traslado vertical, aplicables en algunas regiones tectónicas dan una determinación más directa. Sobre una gran parte de la tierra, los únicos datos pertinentes provienen del estudio de ondas superficiales que son sensibles principalmente a la estructura de la velocidad cortante.