Apuntes Geología
S. Griem-Klee (2016)

Apuntes Exploraciones Mineras

4. Métodos sísmicos

www.geovirtual2.cl
Métodos de Exploración y Prospección

Capitulo
4.1

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Contenido página

 Beno Gutenberg
(*1889 - 1960)
Geofísico u meteorólogo alemán - norteamericano. Calculó con exactitud el límite entre núcleo y manto. Se juntó con RICHTER en el California Institute of Technology, ambos desarrollaron la escala Gutenberg-Richter - hoy conocida como escala RICHTER.
Véase también sobre el terremoto en Copiapó 1922

John William Strutt 3. Barón Rayleigh
(*1842 -1919)
Físico inglés, trabajó en múltiples ramas de la física y matemática. Recibió 1904 el premio Nobel en física, descubrió el gas noble Argón. Demostró en forma matemática la existencia de las ondas Rayleigh, las ondas superficiales de un terremoto.

Augustus Edward Hough Love
(*1843 - 1940)
Matemático Inglés, trabajó y afinó las temas de los módulos de elasticidad. Demostró matemáticamente la propagación de los ondas Love (ondas sísmicas)

A. Sieberg y B. Gutenberg eran los sismólogos o geofísicos más cotizados en la época de los treinta en Alemania. Gutenberg se quedó hasta hoy en la memoria por "su" discontinuidad de Gutenberg, el límite entre Manto y   Núcleo de la tierra. Gutenberg desarroló con RICHTER la escala de Gutenberg-Richter, que actualmente se conoce bajo el nombre "escala Richter". Poco años después Gutenberg salió de Alemania y inició su carrera académica en los EE.UU.










4. Métodos sísmicos  


4. Métodos sísmicos

4.1 Sismología

El termino ‘sismología’ se deriva del termino greco ‘seismos’ significando terremoto. La sismología se ocupa del estudio de terremotos, sismos, temblores y de otras vibraciones producidas natural- o artificialmente en la Tierra, en la luna y en otras planetas. El estudio de terremotos incluye su detección y la determinación de su localidad, de su magnitud, su energía y de los movimientos tectónicos causantes. Otros objetos de estudio son las vibraciones relacionadas con el volcanismo y aquellas generadas por los océanos, por el viento y ondas atmosféricas. Además la sismología se encarga del estudio de la estructura interna de la Tierra.

Los ramos de la sismología son los siguientes:

● Los terremotos: detección, localización, magnitud, momento, energía, movimiento a lo largo de fallas.

● El estudio de la estructura interna de la tierra y de otras planetas a través de ondas sísmicas. La delineación de la geología de las cuencas sedimentarias en la búsqueda de petróleo, gas y carbón.

● La delineación de depósitos minerales. La determinación del espesor del hielo en los glaciares empleando explosivos y otras fuentes energéticas.

● El reconocimiento de la corteza terrestre superior en la hidrología y en la exploración para agua subterránea. El estudio del subsuelo para la construcción de edificios, cortinas de embalses y carreteras empleando explosivos y otras fuentes energéticas.

● La sismología teórica o matemática y el procesamiento de los datos.

La escala de RICHTER expresa y cuantifica la magnitud de un terremoto a partir del registro de las amplitudes máximas de las ondas sísmicas por medio de un sismógrafo.

Las escalas de MERCALLI y de ROSSI-FOREL cuantifican la intensidad de un terremoto a partir de la observación y clasificación de los daños causados por ello.



Las causas de un terremoto son:

● Fuerzas tectónicas.

● La ruptura repentina de las rocas, que han sido distorsionadas más allá de su límite de resistencia, por ejemplo San Andres Fault en California.

● La explosión de un volcán.

● Terremotos por hundimiento. Por ejemplo un domo de sal se encuentra adentro de una secuencia sedimentaria y la sal está diluida paulatinamente por agua, que ingresa a través de fisuras y fracturas en la secuencia de rocas sedimentarias. Las rocas subyacentes caen en el hoyo formándose en la profundidad.


El punto inicial del terremoto se denomina foco o hipocentro. Su proyección hacia la superficie terrestre es el epicentro. Hipocentro o foco y el epicentro se ubican en un radio de la Tierra. El foco puede situarse en o cerca de la superficie terrestre o en una profundidad más alta. La mayoría de la energía sísmica se libera en profundidades entre 0 y 70 km (85%), en una profundidad moderada de 70 a 300 km se delibera 12% de la energía sísmica, en una profundidad alta entre 300km y 700km se genera solo 3% de la energía sísmica. Terremotos debajo de 720 km jamas fueron detectados.

El epicentro de un terremoto se determina de modo siguiente. En los observatorios se detecta el tiempo de llegada de las ondas p y s, que se propagan con diferentes velocidades, la onda p con la velocidad mayor, la onda s con la velocidad menor. De la diferencia en la llegada de las ondas p y s se puede calcular el tiempo inicial del terremoto (con las velocidades de las ondas conocidas). Para los observatorios más cercanos al hipocentro (por lo menos tres) se construye un círculo con radio r = velocidad de la onda p (o s) ´ tiempo de inicio. Tres de estos círculos se interceptan en un solo punto, que es el epicentro del terremoto. La profundidad del foco (hipocentro) se estima a través de los tiempos de llegada de las ondas reflejadas por la superficie encima del foco.

La magnitud de un temblor es una medida instrumental de la energía deliberada por un terremoto, que se expresa en una escala absoluta logarítmica introducida por RICHTER (1935, escala de RICHTER) originariamente basándose en los registros de temblores cercanos por medio de un sismógrafo sensible para períodos cortos, el llamativo sismógrafo de WOOD-ANDERSON. La variación grande de la energía en los temblores hace necesario la aplicación de una escala logarítmica. Normalmente la magnitud se estima midiendo las amplitudes, que se producen en la superficie terrestre y que se registran en los observatorios solo situados alrededor del epicentro o de todo el mundo. La forma general de la ecuación empírica para la magnitud M es: M = log10A/T + F(D,P) + constante, donde:

A = amplitud máxima producida en la superficie en micrómetros, se la deduce de los registros del sismógrafo.
T = periodo de la onda en segundos.
F = función empírica de la distancia D expresada en º y de la profundidad P del foco expresada en kilómetros.


La intensidad de un terremoto se puede expresar en escalas relativas de intensidad, como la escala de MERCALLI o la escala de ROSSI-FOREL, que se basan en las destrucciones causadas o en una escala absoluta, como la escala de RICHTER, que se basa en la energía sísmica liberada por el terremoto y que es logarítmica:


1 = 101
2 = 102
3 = 103
4 = 104
5 = 105
6 = 106
7 = 107
8 = 108
9 = 109

M = 10-0,5 unidades de energía por ejemplo es la magnitud de energía generada por la caída de una roca de 100kg de masa desde una altura de 10m sobre la superficie terrestre.

El terremoto de magnitud más alta detectado alcanzó el nivel 9 = 109 en la escala de RICHTER.

La escala de intensidad de MERCALLI (de forma modificada y resumida) de DOYLE (1995).

Distribución de los hipocentros: En todas regiones del mundo caracterizadas por actividad tectónica como:
Márgenes continentales activos
Márgenes oceánicos activos
Fallas tectónicas grandes, como San Andres Fault, Los Angeles

Conocimientos acerca de la estructura interna de la Tierra derivados de la observación de la propagación de las ondas sísmicas en su interior
Distribución de la densidad y de la velocidad de las ondas p y sen el manto y en el núcleo de la Tierra

Interior tierra: Velocidad de las ondas sismicas


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Contenido

Exploración Mineras

Apuntes - Geología
Contenidos
1. Introducción
2. Remote Sensing
3. Geoquímica
4. Métodos sísmicos

4.1 Sismología
4.2 Historia
4.3 Fundamentos teóricos
4.4 ondas sísmicas
4.5 Método refracción
4.6 Método reflexión
4.7 Geófonos
4.8 Características

5. Método magnético
6. Método gravimétrico
7. Métodos eléctricos
Índice
Bibliografía

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Actualizado: 3.8.2016
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