Sismicidad en el Golfo de Baja California (Segunda parte) (Vox Populi de la Ciencia, Radio Bemba)

25 de mayo de 2011

Continuando con nuestra serie sobre la sismicidad en el Golfo de Baja California, en esta ocasión explicaremos con detalle que las ondas de un sismo se forman con cuatro tipos de ondas distintas. Explicaremos cada una de ellas, haremos ver que estas ondas viajan con velocidades distintas y pondremos un ejemplo de cómo se usa esa diferencia de velocidades para localizar el sitio en el que se produjo el sismo.

En el programa anterior de Vox Populi de la Ciencia dijimos que un sismo, o temblor, es un movimiento vibratorio que se origina en el interior de la Tierra y se propaga por ella en todas direcciones en forma de ondas. Ahora seremos más descriptivos y profundizaremos explicando que en realidad se trata de cuatro tipos de ondas, que viajan con diferentes velocidades. Se trata de las ondas P, las ondas S y las ondas Love, que viajan por el interior de la Tierra y se manifiestan después en la superficie. La cuarta clase de ondas son las ondas de Rayleigh, que son puramente superficiales.

Las ondas P son ondas longitudinales. Se llaman así porque el movimiento del suelo es en la misma dirección en que se mueve la onda. Por ejemplo, aunque Hermosillo es considerada una región con actividad sísmica extremadamente baja, por razones que expondremos en otro programa de Vox Populi de la Ciencia, vamos a suponer que un sismo llegara a nuestra ciudad proveniente de Guaymas y que nosotros lo observamos enfrente del Palacio de Gobierno, enfrente de donde ponen las bocinas a alto volumen cuando hay manifestaciones con reclamos. Si estamos en la Plaza Zaragoza viendo el frente del Palacio, el sismo hipotético llegaría desde nuestra derecha avanzando hacia la izquierda. Las ondas P nos moverían hacia la izquierda y hacia la derecha.
En la foto que sigue se señala la dirección del norte si miramos el Palacio De Gobierno desde el kiosco de la Plaza Zaragoza



Las dos figuras que siguen indican para dónde se movería el piso a causa de las ondas P





En cambio, las ondas S consisten de subidas y de bajadas, de modo que si estuviéramos viendo el Palacio de Gobierno desde la Plaza Zaragoza, las ondas S nos moverían hacia arriba y hacia abajo. Técnicamente se dice que la onda S es perpendicular a la dirección de movimiento de la onda sísmica.
La siguiente foto muestra cómo se movería el piso al llegar la onda S. Obviamente también lo haría hacia abajo.



Una animación de ondas P y de ondas S se encuentra en la dirección de la Universidad de Alicante que aparecerá en nuestro blog, es: http://www.ua.es/ursua/ondas.htm

Un tercer tipo de onda es la onda de Love. Se llaman así porque fueron predichas teóricamente por el matemático Augusto Eduardo Love en un libro sobre elasticidad que publicó en 1911. Las ondas de Love también tienen la característica de ser perpendiculares a la dirección de movimiento. Si continuamos con nuestro ejemplo hipotético de un sismo que llegara a Hermosillo desde Guaymas mientras nosotros estamos en la Plaza Zaragoza mirando el Palacio de Gobierno, lo que haría la onda de Love es mover el suelo que pisamos acercándonos y alejándonos respecto al Palacio.
La foto que sigue indica hacia dónde sería uno de los movimientos de la onda de Love, alejándonos del Palacio de Gobierno.


Obviamente también nos movería hacia atrás de la persona de la foto, acercándonos al Palacio de Gobierno.

El último tipo de onda son las superficiales, conocidas como las ondas de Rayleigh debido a que este físico las predijo teóricamente en 1885. Las características de éstas son que se desplazan únicamente sobre la superficie, que son más lentas y que llegan más lejos.

¿Qué sucede con los componentes de la tierra durante un temblor? Una animación de lo que le ocurre a una pared de ladrillos, pero representados como pelotitas, se encuentra en otra dirección que también se encontrará en nuestro blog:
http://sunshine.chpc.utah.edu/labs/seismic/index.htm

Las ondas P son las más rápidas, alcanzan velocidades superiores a los 5 kilómetros por segundo y es la razón por la que llegan primero, recibiendo el nombre de ondas primarias, o bien, ondas P. La magnitud de su velocidad depende de la dureza del material, por ejemplo, María Julia Téllez y Pablo escribió en 2002, en su tesis doctoral, que las ondas P en Galicia alcanzan velocidades que van desde un poco menos de 6 kilómetros por segundo cerca de la superficie, hasta más de 7 kilómetros por segundo a 30 metros de profundidad.

Debido a que los datos de esta tesis aparecerán en el blog de Vox Populi de la Ciencia, un estudiante de bachillerato que esté interesado puede buscar esta tesis doctoral, descargar el archivo y buscar en la página 272 la figura 9.5, donde se presenta una gráfica con los datos. Misma gráfica que se puede entender sabiendo los aspectos básicos del sistema de coordenadas de Descartes.
Fuente: María Julia Téllez y Pablo, Análisis e interpretación de ondas P y S de perfiles sísmicos: aplicación al NO de la Península Ibérica, Departamento de Ciencias Físicas, Universidad Complutense de Madrid, 2002.

Las ondas S son más lentas que las ondas P, se llaman ondas secundarias porque cuando ocurre un sismo llegan después. En su tesis María Julia Téllez y Pablo estudia las señales de ondas P y S, localizando las P por ser las de velocidad más alta, después divide entre 1.7 la velocidad de las ondas P para identificar las ondas S. Por ejemplo, cuando la velocidad de una onda P es de 6 kilómetros por segundo, la de la onda S es de 3.5 kilómetros por segundo.

Las ondas de Love tienen velocidades similares a las de Rayleigh, que viajan a una velocidad aproximada de 3 kilómetros por segundo, aunque este número varía de acuerdo a la naturaleza del terreno, cuando éste es muy duro, la onda Rayleigh viaja ligeramente más rápido, y viceversa, cuando el suelo es blando, la velocidad de la onda Rayleigh es ligeramente menor.

El 21 de octubre de 2010 se generó un sismo de 6.7 grados Richter a las 5:53:14 de la tarde a 110 kilómetros al sur de la Ciudad de los Mochis. El tiempo de viaje de las ondas P, desde ese punto hasta varias ciudades del mundo, se puede consultar en una que se encuentra en el portal de Internet de la Oficina de Exploración Geológica de los Estados Unidos (USGS por sus siglas en Inglés). Su dirección será publicada en el blog de Vox Populi de la Ciencia. Allí nos podemos enterar que las ondas P fueron detectadas 2 minutos con 33.6 segundos después en los sismógrafos de la Ciudad de México y 2 minutos con 9.2 segundos en la Ciudad de Phoenix Arizona.
http://neic.usgs.gov/neis/eq_depot/2010/eq_101021_crbl/neic_crbl_t.html

Un ejemplo de los efectos que tiene la velocidad de las ondas P, S y superficiales es el caso del sismo de 8.1 grados Richter, ocurrido a las 7:17:48.5 del 19 de septiembre de 1985, con epicentro a 42 kilómetros al sur de las costas de Michoacán, a 407 kilómetros del cruce de Paseo de la Reforma con la Avenida Juárez, en la Ciudad de México. Este punto se encuentra dentro del área del centro de la capital de nuestro país, que es la región donde la destrucción fue mayor.

Para fines de explicación, supondremos que la velocidad de las ondas P fue de 6 kilómetros por segundo, dividiendo entre 1.75, encontramos que la velocidad de las ondas S fue de 3.428 kilómetros por segundo.

Dividiendo los 407 kilómetros de separación entre el epicentro frente a las costas de Michoacán y la velocidad de las ondas P, resulta que las ondas sísmicas primarias tardaron 67.8 segundos en arribar al centro de la Ciudad de México. En otras palabras, se trató de 1 minuto más casi 8 segundos transcurridos desde la producción del sismo hasta su arribo.

Si nos referimos a las ondas S, encontramos que las ondas secundarias tardaron 118.7 segundos en llegar desde el epicentro hasta el centro de la Ciudad de México. Es decir, casi 2 minutos de viaje desde el instante en que se produjo el sismo frente a las costas de Michoacán.
Fuente: http://www.ssn.unam.mx/website/jsp/Sismo85/sismo85_inf.htm

Los datos anteriores sugieren la posibilidad de disponer de un sistema de sensores sísmicos a lo largo de la costa del Pacífico, a fin de detectar sismos con epicentros en el mar y avisar a las poblaciones que se encuentran tierra adentro. El tiempo de detección podría ser suficiente para evacuar edificios y evitar pérdidas humanas, aunque no se impida la caída de edificios. Esta es una oportunidad que ya es aprovechada en la ciudad de México, donde existe una alarma sísmica que informa de sismos con epicentro en ciertas regiones de la costa de Guerrero y otros sitios cercanos.

El proceso de investigación del punto donde se origina el sismo es a la inversa de nuestro razonamiento. Lo que se pudo medir en los sismógrafos de la Ciudad de México fueron los casi 58 segundos de diferencia entre las ondas P y las ondas S, conociendo además la velocidad de cada tipo de onda, lo que hicieron los especialistas fue calcular la distancia a la que se produjo el sismo. El razonamiento puede ser estudiado en un curso de física de nivel bachillerato, pues involucra el uso de tres fórmulas simples de cinemática y álgebra simple.