¿Cómo se localizan los terremotos?

La localización de los terremotos es una de las misiones más importantes de la sismología en general y en concreto de la sismología volcánica. Para comprender como se localizan los terremotos primero debemos entender los tipos de ondas que existen y como se propagan. Seguidamente y para ilustrar cómo se localizan los terremotos, explicaremos la técnica gráfica de localización. 

Tipos de ondas sísmicas

Cuando ocurre un terremoto se generan ondas sísmicas que se propagan por el interior de la Tierra desde el foco hasta las estaciones sísmicas donde se detectan. Principalmente existen dos tipos de ondas sísmicas internas, las P y las S.

Las ondas P o primarias son ondas compresionales o longitudinales. Esto significa que la onda se propaga en la dirección de la vibración. Un ejemplo similar son las ondas sonoras. Se llaman primarias porque son las primeras en llegar ya que su velocidad de propagación es mayor. Para entenderlo mejor si suponemos que cada punto es una partícula del medio, la siguiente animación muestra como se propaga la onda.

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Las ondas S o secundarias son ondas transversales en las que el desplazamiento del terreno es perpendicular a la dirección de propagación de la onda. Un símil sería una onda que se propaga en una cuerda. Se llama secundaria porque siempre llega más tarde que la onda P. La velocidad de propagación es aproximadamente un 60% la velocidad de la onda P. Para entenderla, la siguiente animación muestra el desplazamiento de las partículas y de la onda.

ondas

Además hay que tener en cuenta que la velocidad de las ondas varía con la profundidad normalmente de forma creciente. Estas variaciones hacen que el rayo de la onda sísmica se curve y por tanto no sigue una trayectoria recta desde el terremoto hasta la estación. La siguiente animación muestra los sismogramas de un terremoto visto en distintas estaciones de una Red Sísmica.

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Se observan las llegadas de las ondas P seguidas de las ondas S en cada estación tardando más tiempo cuanto más lejos se encuentra la estación del terremoto. Además la forma de la onda es distinta vista en cada estación debido a diversos factores incluyendo el diferente camino de recorrido de las ondas y el mecanismo focal del terremoto.

Técnica de localización gráfica

Esta es una primera aproximación de como se localizan los terremotos. Para ello, primero medimos en cada estación el momento de la llegada de la onda P y S. Seguidamente, a partir del modelo de tiempos de llegada de las ondas P y S obtenemos una curva teórica que relaciona esa diferencia de tiempo medida con la distancia. Seguidamente mostramos las curvas teóricas de P y S para Canarias para un terremoto superficial:

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Una vez obtenida la distancia del terremoto a la estación sísmica se dibuja en el mapa una circunferencia de radio esa distancia y centrado en la estación. Si repetimos el proceso con varias estaciones, el punto donde todas las circunferencias se crucen será la localización del epicentro del terremoto.  Esto se puede ver en la siguiente animación en la que mostramos como se haría para un terremoto en el interior de Tenerife. En ella hemos supuesto para calcular la distancia un factor multiplicativo al tiempo igual a 8 para el modelo de Canarias independiente de cuanto sea la diferencia de tiempo ya que las curvas teóricas son rectas.

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Finalmente, si quisiéramos calcular la profundidad tendríamos que ir probando distintas curvas teóricas de diferencia de tiempo calculadas para cada profundidad buscando la que mejor se ajuste. Aquí tenemos un ejemplo de curvas teóricas para un terremoto a profundidad 10 km en Canarias. En este caso el factor multiplicativo de la diferencia de tiempo ya no es el mismo para todas las distancias debido a que no son líneas rectas:

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Técnica de localización numérica

Esta técnica es la que se emplea habitualmente y es algo más compleja de explicar. La base del método es resolver las ecuaciones que relacionan los tiempos de llegada de las distintas ondas sísmicas a cada estación con la distancia del terremoto a esa estación. Estas ecuaciones dependen del modelo de velocidades que usemos y se deben resolver de forma iterativa ya que no tienen solución directa.

Como el modelo de velocidades es una aproximación, la solución nunca ajusta perfectamente con las observaciones generando un error que depende de varios factores:

  • La geometría de la red. Siempre será más preciso localizar eventos rodeados de estaciones sísmicas que eventos fuera de la red (por ejemplo cuando caen fuera de las islas)
  • El número de estaciones y por tanto de observaciones. Sin embargo, llega un punto que por más estaciones que tengamos el error producido por el modelo de velocidades es mayor.
  • Lo heterogéneo del modelo real de velocidades. Debido a que las Islas Canarias son volcánicas y se han formada “capa sobre capa” hay importantes heterogeneidades laterales de velocidad que no se tienen en cuenta en el modelo usado para el cálculo.

Con esto los errores en las localizaciones de los terremotos de Canarias suelen ser de más de 1 km, llegando a ser en muchos casos de 3 a 5 km en horizontal e incluso mayor en vertical. Hay por tanto que tener en cuenta que obtener las localizaciones requieren de cálculos complejos que nunca son 100% precisos y que pueden ser revisados con el tiempo. En el caso de la Red Sísmica Nacional del IGN la localización se hace en tiempo real por observadores que trabajan a turnos las 24 horas del día. Normalmente durante la siguiente semana se hacen revisiones para mejorar la localización. En ocasiones se pueden hacer estudios que modificando el modelo de velocidades o las técnicas de cálculo pueden mejorar la localización. Tal es el caso de las técnicas de relocalización que por ejemplo se han aplicado a la sismicidad de Tenerife en 2004 o la de El Hierro en 2011

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Un comentario

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