Las ondas sísmicas son ondas que transportan la energía de las vibraciones elásticas (mecánicas) de las rocas. La fuente de una onda sísmica puede ser cualquier efecto mecánico sobre las rocas, provocando en ellas la aparición de vibraciones elásticas - un terremoto, una explosión [1] , vibración, impacto, etc. Las ondas sísmicas generadas por los terremotos se estudian en sismología; en la exploración sísmica, las ondas son creadas por fuentes artificiales. Una de las propiedades más importantes de una onda sísmica es su velocidad, que depende de las propiedades elásticas y de la densidad de las rocas en las que se propaga. La velocidad de propagación de las ondas tiende a aumentar con la profundidad, en la parte superior de la corteza terrestre es de 2 a 8 km/s, y cuando se sumerge al nivel del manto alcanza los 13 km/s. La frecuencia de las ondas sísmicas está en el rango sónico e infrasónico.
Cerca de las fuentes de fuertes terremotos, las ondas sísmicas tienen una fuerza destructiva con un período dominante de décimas de segundo . A distancias considerables de los epicentros, las ondas sísmicas son ondas elásticas. [2]
Hay dos tipos principales: ondas de cuerpo y ondas de superficie. Además de las que se describen a continuación, existen otros tipos de ondas menos importantes que es poco probable que se encuentren en la Tierra, pero que son importantes en astrosismología .
Las ondas corporales atraviesan las entrañas de la Tierra. La trayectoria de las olas es curva debido a la diferente densidad y rigidez de las rocas subterráneas.
Ondas PLas ondas P (ondas primarias) son ondas longitudinales o de compresión. Similar a las ondas de sonido, las partículas experimentan vibraciones de un lado a otro a lo largo de la línea de propagación de la onda [3] . Por lo general, su velocidad es el doble de la de las ondas S, pueden atravesar cualquier material. En el aire, toman la forma de ondas sonoras y, en consecuencia, su velocidad se vuelve igual a la velocidad del sonido en el aire. Las velocidades típicas de las ondas P son 330 m/s en el aire, 1450 m/s en el agua y 5000 m/s en el granito. En el lado inferior del límite Mohorovichic , la velocidad de la onda P es de aproximadamente 8100 m/s, y en la región del límite manto-núcleo alcanza los 13600 m/s [4] .
Ondas SLas ondas S (ondas secundarias) son ondas transversales. Las partículas del medio experimentan oscilaciones perpendiculares a la línea de propagación de la onda [3] . Los líquidos no transmiten ondas S [5] , esta es una de las razones por las que un terremoto en un barco en el mar se siente como un choque vertical, como si el barco golpeara un objeto bajo el agua [6] . En el lado inferior del límite de Mohorovichic , la velocidad de la onda S es de aproximadamente 4400 m/s, y en el área del límite manto-núcleo alcanza los 7300 m/s [4] .
Las ondas superficiales son algo similares a las ondas en el agua, pero a diferencia de ellas, viajan sobre la superficie terrestre. Su velocidad habitual es mucho menor que la velocidad de las ondas corporales. Debido a su baja frecuencia, duración y alta amplitud, son las más destructivas de todos los tipos de ondas sísmicas.
Las ondas superficiales son de dos tipos: ondas de Rayleigh y ondas de Love . En las ondas de amor, las partículas oscilan en un plano horizontal perpendicular a la dirección de propagación de la onda. En las ondas de Rayleigh, las partículas se mueven en elipses hacia adelante, arriba, atrás y abajo en relación con la dirección de propagación de la onda. La onda de superficie se propaga más lentamente que la onda S, mientras que la onda Love es más rápida que la onda Rayleigh [7] .
Cuando ocurre un terremoto, los sismógrafos cerca del epicentro registran ondas S y P. Pero a grandes distancias es imposible detectar las altas frecuencias de la primera onda S. Debido a que las ondas transversales no pueden viajar a través de los líquidos, Richard Dixon Oldham sugirió a partir de este fenómeno que la Tierra tiene un núcleo externo líquido. A partir de este tipo de estudio, se sugirió además que la Luna tiene un núcleo sólido, pero estudios geofísicos recientes muestran que todavía está fundido.
En el caso de terremotos locales o cercanos, la diferencia en las llegadas de ondas P y S se puede utilizar para determinar la distancia desde el evento. En el caso de terremotos globales, cuatro o más estaciones de observación, sincronizadas en el tiempo, registran la hora de llegada de las ondas P. A partir de estos datos es posible calcular el epicentro en cualquier punto del planeta. Para determinar el hipocentro se utiliza una mayor cantidad de datos (decenas o cientos de registros de llegada de ondas P de estaciones sísmicas).
La forma más fácil de averiguar la ubicación de un terremoto dentro de un radio de 200 km es calcular la diferencia en las llegadas de las ondas P y S en segundos y multiplicarla por 8. Pero en telesísmica[ término desconocido ] distancias [8] este método no es adecuado, porque existe una alta probabilidad de que las ondas sísmicas se profundicen en el manto terrestre y se refracten, cambiando su velocidad .
La amplitud de una onda elástica sísmica es el valor máximo del desplazamiento de una partícula de roca oscilante en relación con el estado de equilibrio. Dependiendo del tipo de receptor de vibraciones sísmicas, la amplitud puede ser igual a la velocidad o aceleración máxima de las partículas oscilantes. Después de la conversión en los receptores, la señal sísmica se vuelve eléctrica, por lo que la amplitud ya está expresada en mV o en unidades ADC . Actualmente no existe una onda sísmica estándar, por lo que la cuestión de la unidad de medida de amplitud permanece abierta y se supone que no tiene dimensiones.
Dependiendo de la polaridad del impulso sísmico, la amplitud de la onda puede ser positiva o negativa. Un pulso con amplitud positiva tiene la misma polaridad (secuencia de fase) que una onda creada directamente por la fuente, y un pulso con amplitud negativa es lo opuesto.
La amplitud de una onda sísmica depende de la densidad de energía en el espacio entre el frente y la parte trasera, por lo tanto, debido a la redistribución de la energía elástica constante a un volumen cada vez mayor, la amplitud de la onda disminuye con la distancia del frente de la onda a la fuente. . Además, el valor de la amplitud se ve afectado por la rigidez acústica (impedancia de onda), que determina el grado de reducción de la amplitud. En medios acústicamente duros, la amplitud de la onda elástica disminuye, mientras que en medios acústicamente blandos aumenta. Además, la amplitud de la onda elástica depende directamente de la energía cinética que la fuente de la onda comunica al medio [10] .