9.1: Comprender la Tierra a través de la Sismología
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La sismología es el estudio de las vibraciones dentro de la Tierra. Estas vibraciones son causadas por diversos eventos: sismos, impactos extraterrestres, explosiones, olas de tormenta que golpean la costa y efectos de mareas. Por supuesto, las técnicas sísmicas se han aplicado más ampliamente para la detección y estudio de sismos, pero hay muchas otras aplicaciones, y posiblemente las ondas sísmicas proporcionan la información más importante que tenemos sobre el interior de la Tierra. Sin embargo, antes de adentrarnos más profundamente en la Tierra, necesitamos echar un vistazo a las propiedades de las ondas sísmicas. Los tipos de ondas que son útiles para comprender el interior de la Tierra se denominan ondas corporales, lo que significa que, a diferencia de las ondas superficiales en el océano, se transmiten a través de materiales terrestres.
Imagínese golpear un bloque grande de roca fuerte (por ejemplo, granito) con un martillo pesado (Figura\(\PageIndex{1}\)). En el punto donde el martillo lo golpea, una pequeña parte de la roca se comprimirá en una fracción de milímetro. Esa compresión se transferirá a la parte vecina de la roca, y así sucesivamente a través del otro lado de la roca, todo en una fracción de segundo. Esto se conoce como una onda de compresión, y se puede ilustrar sosteniendo un resorte suelto (como un Slinky) que está unido a algo (o alguien) en el otro extremo. Si le das un empuje brusco para que las bobinas se compriman, la compresión se propaga (viaja) a lo largo de la longitud del resorte y hacia atrás (Figura\(\PageIndex{2}\)). Se puede pensar en una onda de compresión como una onda de “empuje”, se llama onda P (aunque la “P” significa “primaria” porque las ondas P llegan primero a las estaciones sísmicas).
Cuando golpeamos una roca con un martillo, también creamos un tipo diferente de onda corporal, una que se caracteriza por vibraciones de ida y vuelta (a diferencia de compresiones). Esto se conoce como onda cortante (onda S, donde la “S” significa “secundaria”), y una analogía sería lo que sucede cuando se mueve un trozo de cuerda con un movimiento hacia arriba y hacia abajo. Como se muestra en la Figura\(\PageIndex{2}\), se formará una ola en la cuerda, que viajará hasta el extremo de la cuerda y retrocederá.
Las ondas de compresión y las ondas cortantes viajan muy rápidamente a través de materiales geológicos Como se muestra en la Figura\(\PageIndex{3}\), las velocidades típicas de onda P están entre 0.5 kilómetros por segundo (km/s) y 2.5 km/s en sedimentos no consolidados, y entre 3.0 km/s y 6.5 km/s en rocas corticales sólidas. De las rocas comunes de la corteza, las velocidades son mayores en basalto y granito. Las ondas S son más lentas que las P, con velocidades entre 0.1 km/s y 0.8 km/s en sedimentos blandos, y entre 1.5 km/s y 3.8 km/s en rocas sólidas.
Imagínese que se produce un fuerte terremoto en la isla de Vancouver dentro de Strathcona Park (al oeste de Courtenay). Suponiendo que la velocidad media de la onda P de la corteza es de 5 km por segundo, ¿cuánto tiempo tardará (en segundos) para que las primeras ondas sísmicas (ondas P) lleguen a usted en los siguientes lugares (se muestran las distancias desde el epicentro)?
- Nanaimo (a 120 km)
- Surrey (a 200 km)
- Kamloops (a 390 km)
Consulte el Apéndice 3 para las respuestas del Ejercicio 9.1.
La roca del manto es generalmente más densa y fuerte que la roca cortical y ambas ondas P y S viajan más rápido a través del manto que a través de la corteza. Además, las velocidades de las ondas sísmicas están relacionadas con la fuerza de compresión de una roca, y el nivel de compresión aumenta drásticamente con la profundidad. Finalmente, las ondas sísmicas se ven afectadas por el estado de fase de la roca. Se ralentizan si hay algún grado de fusión en la roca. Si el material es completamente líquido, las ondas P se ralentizan drásticamente y las ondas S se detienen por completo.
Como se muestra en la parte derecha de la Figura\(\PageIndex{4}\), los 100 km superiores aproximadamente de la Tierra se conocen como la litosfera. Esto incluye la parte superior rígida del manto (o manto litosférico) y la corteza. Los siguientes 150 km son la astenosfera o zona de baja velocidad (debido a que las ondas sísmicas se ralentizan a medida que pasan por ese material). Como veremos a continuación, esa parte del manto está cerca de su punto de fusión y en algunas regiones puede estar parcialmente fundida.
Los sismómetros precisos se han utilizado para estudios sísmicos desde finales del siglo XIX, y el uso sistemático de datos sísmicos para comprender el interior de la Tierra comenzó a principios del siglo XX. La tasa de cambio de las ondas sísmicas con profundidad en la Tierra (como se muestra en la Figura\(\PageIndex{4}\)) se ha determinado en las últimas décadas mediante el análisis de señales sísmicas de grandes terremotos en estaciones sísmicas de todo el mundo. Pequeñas diferencias en el tiempo de llegada de las señales en diferentes ubicaciones se han interpretado para mostrar que:
- Las velocidades son mayores en la roca del manto que en la corteza.
- Las velocidades generalmente aumentan con la presión, y por lo tanto con la profundidad.
- Las velocidades son lentas en el área entre 100 y 250 kilómetros de profundidad (llamada “zona de baja velocidad”; equivalente a la astenosfera).
- Las velocidades aumentan drásticamente a 660 kilómetros de profundidad (debido a una transición mineralógica).
- Las velocidades son lentas en la región justo por encima del límite núcleo-manto (la capa D” (d-doble-primo) o la “zona de velocidad ultra baja”).
- Las ondas S no pasan a través de la parte externa del núcleo.
- Las velocidades de onda P aumentan drásticamente en el límite entre el núcleo externo líquido y el núcleo interno sólido.
Uno de los primeros descubrimientos sobre el interior de la Tierra realizado a través de la sismología fue en 1909 cuando el sismólogo croata Andrija Mohorovičić (pronunciado Moho-ro-Vi-chich) se dio cuenta de que a ciertas distancias de un terremoto, dos conjuntos separados de ondas sísmicas llegaron a una estación sísmica dentro de unos pocos segundos el uno del otro. Razonó que las olas que bajaron al manto, viajaron a través del manto, y luego se doblaron hacia arriba de regreso a la corteza, llegaron primero a la estación sísmica porque aunque tenían que ir más lejos, viajaban más rápido a través de la roca del manto (como se muestra en la Figura\(\PageIndex{5}\)). El límite entre la corteza y el manto se conoce como la discontinuidad Mohorovičić (o Moho). Su profundidad se encuentra entre 30 y 40 kilómetros por debajo de la mayor parte de la corteza continental, y entre 5 y 10 kilómetros por debajo de la corteza oceánica.
Nuestra comprensión actual de los patrones de transmisión de ondas sísmicas a través de la Tierra se resume en la Figura\(\PageIndex{6}\). Debido al aumento gradual de la densidad (y por lo tanto de la resistencia de la roca) con la profundidad, todas las ondas se refractan (hacia el material de menor densidad) a medida que viajan a través de partes homogéneas de la Tierra y así tienden a curvarse hacia afuera hacia la superficie. Las ondas también se refractan en los límites dentro de la Tierra, como en el Moho, en el límite núcleo-manto (CMB) y en el límite exterior-núcleo/núcleo interno.
Las ondas S no viajan a través de líquidos —se detienen en el CMB— y hay una sombra de ondas S en el lado de la Tierra frente a una fuente sísmica. La distancia angular de la fuente sísmica a la zona de sombra es de 103° a cada lado, por lo que la distancia angular total de la zona de sombra es de 154°. Podemos usar esta información para inferir la profundidad al CMB.
Las ondas P sí viajan a través de líquidos, por lo que pueden hacerlo a través de la parte líquida del núcleo. Debido a la refracción que tiene lugar en el CMB, las ondas que viajan a través del núcleo se doblan alejándose de la superficie, y esto crea una zona de sombra de onda P a ambos lados, de 103° a 150°. Esta información puede ser utilizada para descubrir las diferencias entre las partes interna y externa del núcleo.
Sabemos que otros planetas deben tener (o al menos tenían) núcleos líquidos como el nuestro, y podríamos usar datos sísmicos para averiguar qué tan grandes son. Se muestran las zonas de sombra de ondas S en los planetas A y B. Utilizando el mismo método utilizado para la Tierra (a la izquierda), esbozar en los contornos de los núcleos para estos otros dos planetas.
Consulte el Apéndice 3 para las respuestas del Ejercicio 9.2.
Utilizando datos de muchos sismómetros y cientos de sismos, es posible crear una imagen bidimensional o tridimensional de las propiedades sísmicas de parte del manto. Esta técnica se conoce como tomografía sísmica, y en la Figura se muestra un ejemplo del resultado\(\PageIndex{8}\).
La Placa del Pacífico subducta debajo de Tonga y aparece en la Figura\(\PageIndex{8}\) como una losa de 100 kilómetros de espesor de corteza oceánica fría (de color azul) que ha empujado hacia abajo en el manto caliente circundante. La roca fría es más rígida que la roca del manto caliente circundante, por lo que se caracteriza por velocidades sísmicas ligeramente más rápidas. Hay vulcanismo en el centro de expansión de Lau y también en el área de Fiji, y la roca cálida en estas áreas tiene velocidades sísmicas más lentas (colores amarillo y rojo).
Descripciones de las imágenes
[Volver a la figura\(\PageIndex{3}\)]
| Capa | Profundidad desde la superficie (km) | Velocidad de onda S (kilómetros por segundo) | Velocidad de onda P (kilómetros por segundo) |
|---|---|---|---|
| Corteza | 0 a 30 | 3.0 a 4.6 | 5.3 a 7.0 |
| Litosfera | 30 a 100 | 4.6 a 5.8 | 7.0 a 8.7 |
| Astenosfera | 100 a 250 | 5.0 a 5.9 | 7.8 a 8.5 |
| Manto | 250 a 2890 | 5. a 7.0 | 8.2 a 12.6 |
| Núcleo externo | 2890 a 5100 | 0 | 8.0 a 10.1 |
| Núcleo interno | 5100 a 6370 | 0 | 11.8 a 12.0 |
Atribuciones de medios
- Figuras 9.1.1, 9.1.2, 9.1.4, 9.1.5, 9.1.6, 9.1.7: © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{3}\): “Velocidad de onda P, m/s” y “Velocidad de onda cortante, m/s” de la Agencia de Protección Ambiental de Estados Unidos. Editado por Steven Earle. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{8}\): “Tomografía de onda P” de D. Zhao, Y. Xu, D.A. Wiens, L. Dorman, J. Hildebrand y S. Webb. (Ciencia, p. 278, 254-257, 1997). Usado con permiso.