Terremoto: Definición y Tipos de Ondas Sísimicas
Ondas sísmicas
La energía liberada en un terremoto se dispersa en forma de ondas, una onda representa el movimiento de propagación de una perturbación de un punto a otro sin que exista transporte neto de materia, es decir una onda transporta energía pero no transporta materia, las ondas tienen intensidades que se define como la potencia, es decir, energía por unidad de tiempo (Gómez, 2000; Giancoli, 2006; Medina, 2009). El tipo de onda que se genera en un terremoto son las ondas sísmicas, estas son la transformación de la energía potencial en energía cinética, que como ya sabemos es aquella energía que se encuentra asociada a los cuerpos en movimiento (Larrondo, Martínez et al., sf). Las ondas sísmicas son producidas por la liberación de energía mecánica (Vidal, 1994), la ondas mecánicas como lo afirman Aguilar & Senent (1980) son aquellas que necesitan un medio para propagarse, además pueden ser transversales o longitudinales, su velocidad de propagación depende por una parte de la densidad del medio, estas ondas pueden reflejarse y retractarse y también pueden sufrir fenómenos de difracción, que sucede cuando una onda se encuentra con un obstáculo y tiende a bordearlo.
Las ondas sísmicas se pueden propagar en todas las direcciones, es decir, es un tipo de onda tridimensional (Giancoli, 2006), estas ondas se encuentran dentro de la categoría de ondas elásticas (la propagación de deformaciones, de compresiones y expansiones) que son aquellas perturbaciones tensionales que se propagan a lo largo de un medio, es decir, cuando se rompe el equilibrio elástico (Lorca et al., 1994). Nos referimos a ondas sísmicas a aquellas se propagan en el interior de la tierra (Zafra, 2017), según (Tarbuck & Lutgens, 2005) la velocidad de esta onda depende de la densidad y elasticidad de los materiales que atraviesen, cuánto más duro sea un material más rápido viajan las ondas, y cuando el esfuerzo causado por ésta disminuye, los materiales vuelven a su forma original de manera elástica, igualmente se dice que cuánto más profundo se esté, mayor será la velocidad de onda, esto es debido a que a más profundidad hay mayor presión lo que genera que la roca se vuelva un material elástico más compacto.
Encontramos dos tipos de ondas sísmicas, primero tenemos las ondas internas, estas son las que se propagan al interior de la tierra desde el hipocentro, dentro de este grupo de ondas tenemos las ondas longitudinales, primarias o P y las ondas transversales, de cizalla o S; la primera nombrada es la onda más rápida, comprime y expande las rocas en la misma dirección en la que se propaga, viaja en dirección paralela a la dirección de propagación de la onda sísmica atravesando medios sólidos y líquidos (Crespo, 2016). En otras ciencias a estas ondas se les llama ondas longitudinales, e igualmente se conocen como ondas de compresión y dilatación o de condensación y rarefacción, ya que se encargan de que la roca se comprima o se dilate cuando pasa sobre ellas (Vidal, 1994). Estas se propagan a una velocidad de 8 y 13 km/s en el mismo sentido que la vibración de las partículas y son debidas a la elasticidad de volumen del material, por ejemplo como se nombraba anteriormente a los materiales sólidos y líquidos, la onda puede atravesarlos debido a que están comprimidos y se comportan de manera elástica, en otras palabras, estos materiales se oponen al cambio de volumen (Tarbuck & Lutgens, 2005). Adicionalmente García (2010) afirma que la velocidad de propagación de la onda P puede cambiar por efectos de la temperatura o la presión, por ejemplo, si la presión aumenta, la velocidad también lo puede hacer, o si la temperatura aumenta, la velocidad puede disminuir. Para entender mejor el comportamiento de esta onda, podemos compararlo con el movimiento de onda que generamos al hablar, es decir el generado por las cuerdas vocales.
El otro tipo de onda interna es la onda S o de cizalla, se propagan en dirección perpendicular a la dirección de propagación, su velocidad es de 4 y 8 km/s, más lenta que la onda P, solo atraviesan medios sólidos, no se pueden propagar en medio líquido, porque este último no se opone al esfuerzo de cizalla; estas ondas son debidas a la elasticidad de la forma del medio de transmisión, este tipo de onda tiene una mayor amplitud que la onda tipo P (Tarbuck & Lutgens, 2005; Sagripanti et al., 2007).
Por otro lado tenemos las ondas superficiales son aquellas que se propagan en la superficie de la tierra, a partir del epicentro, estas son las más lentas, teniendo una velocidad de 3,5 km/s. Son similares a las ondas que se forman sobre la superficie del mar (Sagripanti et al., 2007), también son llamadas ondas R y L (Rayleigh y Love), en las ondas R las partículas se mueven describiendo elipses sobre un plano vertical en la dirección del movimiento y en las ondas L la elipse está en un plano horizontal transversal a la dirección del movimiento (Sagripanti et al., 2007). En las ondas superficiales se pueden encontrar dos clases de velocidades, una de ellas es la velocidad de grupo (U), esta corresponde a la propagación de la energía relacionada a un grupo de frecuencias específicas, representa la velocidad de trasmisión de la energía y está determinada por el efecto neto de la adición de todas las señales de frecuencia distinta que viajan agrupados en las ondas; por otro lado tenemos la velocidad de fase (c), que representa la velocidad de trasmisión de cada una de las componentes armónicas en que puede descomponerse la perturbación, este velocidad se determina por las características físicas del medio (Bernal et al., 1994)
Por otro lado las ondas sísmicas cambian su trayectoria cuando pasan de un material a otro, en esos casos sufren de reflexión y refracción, es decir, al cambiar de medio, la onda cambia su dirección y velocidad (Giner & Molina, 2001; Muñoz et al., 2009). Esto lo hace siguiendo la ley de Snell, que para el caso de la reflexión nos dice que el ángulo de reflexión es igual al ángulo de incidencia y para el caso de refracción, nos dice que el índice de refracción de un medio es la razón de la velocidad de la luz en el espacio libre a la velocidad del medio (Cheng, 1997); básicamente nos dice que si un rayo pasa de un medio de menor velocidad a otro de mayor velocidad, se aleja de la normal, pero si el rayo pasa de un medio de mayor velocidad a menor velocidad, se aproxima a la normal (Nava, 2011).
Cuando ocurre la reflexión y refracción, la energía se convierte y por ende el tipo de onda propagada cambia, por ejemplo si un tipo de onda P llega a una zona de discontinuidad en el interior, una parte de su energía se refracta y refleja en forma de onda P y S, una idea de cómo funciona este proceso se muestra en la figura 1 (Giner & Molina, 2001).
Tamaño del terremoto
Desde el foco de un terremoto se libera energía mecánica que llega hasta la superficie terrestre, por medio de esta energía en forma de ondas sísmicas, los sismógrafos toman un registro, ayudan así a conocer el tamaño del terremoto (Vidal, 1994). El tamaño de un terremoto se puede definir por medio de dos parámetros, la intensidad y la magnitud. La magnitud se mide por medio de instrumentos y esta nos indica la energía elástica liberada en el foco del terremoto, esta se mide por medio de la escala de Richter y para obtenerla se calcula a partir de la medida de la amplitud y frecuencia en el máximo sostenido de la onda Lg; esta escala no posee límite inferior ni superior, pero el límite superior puede ser determinado por la resistencia de las rocas al interior de la tierra (Molina et al., 2004). Las primeras ondas que se registran en el sismógrafo con las internas, debido a su mayor velocidad y después de esta se registran las superficiales, el sismógrafo registra los intervalos de tiempo y la amplitud de las sacudidas individuales, y la duración total del sismo.
Conclusiones
En general todo el proceso que abarca un terremoto está compuesto por la física, desde su origen, que consiste en la liberación de energía, hasta su monitoreo que consiste en registrar la magnitud de sus ondas emitidas. Por otro lado, la tectónica de placas relacionada con las corrientes de convección son cruciales en la actividad sísmica, siendo parte del origen del movimiento de la corteza terrestre. Los terremotos se deben en parte a la ruptura de la resistencia elástica de la corteza que se encuentra en los bordes de las fallas. También las ondas sísmicas generadas por la liberación de energía, pueden ser ondas internas (primarias o secundarias) u ondas superficiales (Rayleigh o Love), estas tienen diferente dirección y velocidad de propagación, dependiendo también de las características del medio por el cual se dispersan. Todo este mecanismo, que funciona de manera integral y sistemática, hace posible la ocurrencia de los terremotos y es este mismo mecanismo el que nos permite conocer cada día más acerca de este fenómeno.
