2.3 Velocidad de fase y grupo La velocidad c en las secciones anteriores es la velocidad de fase de las ondas superficiales (c = ω/k). Es la velocidad con que una fase se propaga. En general, las velocidades α y β del medio aumentan con la profundidad dentro del manto de la Tierra. Entonces, c disminuye cuando aumenta la frecuencia de las ondas superficiales. Las ondas están dispersivas. La energía de una onda dispersiva se propaga con la velocidad del grupo, u = dω/dk. u y c están diferentes para las ondas de superficie.

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2.3.1 Una demostración simple ¿Cuál es la suma de dos ondas armónicas con ω y k ligeramente diferente entre ellos? Vamos a usar cos(A + B) + cos(A − B) = 2 cos A cos B u(x, t) = cos(ω1 t − k1 x) + cos(ω2 t − k2 x) ω1 = ω + δω k1 = k + δk ∴ u(x, t)

= =

, ,

ω2 = ω − δω k2 = k − δk

, ,

ω >> δω k >> δk

cos(ωt + δωt − kx − δkx) + cos(ωt + δωt − kx + δkx) 2 cos(ωt − kx) cos(δωt − δkx)

El envolvente tiene velocidad u = δω/δk, la velocidad del grupo. Cimas individuales tienen velocidades c = ω/k, la velocidad de fase.

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2.3.1 Una demostración simple

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2.3.2 Relación entre u y c La relación entre u y c puede estar escrito como: u=

dω dk

= = = = =

d (ck) dk dc c + k dk  k dc c 1 + c dk c dc 1−k ( dω ) c dc (1−k dω )

h 1+

✿ ✘   ✘✘✘ i dc k dc ✘✘ 1 − k dω c✘ dk

1

(2.25)

✘✘✘

Entonces la manera de la dispersión de las ondas de superficie determina su forma física.

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Intermezzo Para demostrar que A=



k dc 1+ c dk



dc 1−k dw



=1

usaremos la siguiente relación: c

ω k 1 − ω dk k k2 dω dc dω = − ω dω dk k2

= =

dc dω dc dk

=

1 dω + k dk

Luego A

= = = = = =







dc dc 1 − k dw 1+ k c dk dc − k dc − k2 dc dc 1+ k c dk dω c dk dω    2  1 dk 1 k ω dω ω k 1 + c − 2 + k dk − k k − 2 dω − c − ω2 + k k k 2 2 1 dω ω dk k ω ω 1 dω − 3 + 2 dk + ω4 1 − kc + c dk − 1 + k dω − c k k k 2 dk + ω ω + 1 dω + ω dk + ω − 1 dω − ω − kc c dk k dω kc c dk kc ck2 dω 2 ω dk − ω dk + ω k dω kc ck2 dω

Recordando que c =

ω k

1 dω k dk dk dω



1 − ω dk k k2 dω

− ω3 k



escribimos A

= =

dk − c dk + 1 c dω dω 1

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2.3.3 Dispersión en un sismograma

La forma de una onda de superficie en un sismograma contiene inicialmente bajas frecuencias, después una mezcla de bajas y altas frecuencias, y al final la fase de Airy. (Por supuesto, siempre es mas complicado que este ejemplo simplificado). Universidad de Concepci´on, Geof´ısica, 513430 Sismolog´ıa Aplicada y de Exploraci´on, Clase 4 – p. 6/13

2.4 Tierra esférica, ondas de superficie

Las ondas de superficie pueden recorrer la circunferencia de la Tierra varias veces. Cada vez que pasan a un instrumento muestran mayor dispersión y tienen menor amplitud.

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2.4 Tierra esférica, ondas de superficie

La figura muestra muchos sismogramas (6 horas de datos, componente vertical) amontonados, por estaciones entre cero y 180 grados de distancia desde la fuente. Se puede claramente notar R1, R2, R3 y R4, entre otras fases. Universidad de Concepci´on, Geof´ısica, 513430 Sismolog´ıa Aplicada y de Exploraci´on, Clase 4 – p. 8/13

2.5 Oscilaciones libres de la Tierra Cuando la longitud de onda esta comparable con el tamaño de la Tierra, se deben usar modos normales en vez de la teoría de rayos. Para una Tierra esférica, homogénea, isotrópica y elástica, podemos escribir el desplazamiento como: u = ∇Φ + ∇ × Ψ = ∇Φ + ∇ × ∇ × Sr + ∇ × Tr

(2.26)

Y la ecuación de movimiento es: α2 ∇(∇u) − β 2 ∇ × ∇ × u = u ¨

(2.27)

Las soluciones para Φ, Sr y Tr tienen la forma: Φ(r, θ, φ) =

∞ X l=0

jl (kα r)

l X

Ylm (θ, φ)

(2.28)

m=−l

Ylm (θ, φ) = Plm (cos θ)e±imφ son las funciones armónicas esféricas y jl (kα r) son funciones esféricas de Bessel. Universidad de Concepci´on, Geof´ısica, 513430 Sismolog´ıa Aplicada y de Exploraci´on, Clase 4 – p. 9/13

2.5 Oscilaciones libres de la Tierra La solución puede estar escrito en términos de modos esferoidales n Slm (asociados con los potenciales de las ondas P y SV - Φ y Sr), y modos toroidales n Tlm (asociados con el potencial de la onda SH - Tr). n es el número de nodos del desplazamiento radial. l determina la distribución de desplazamiento con la colatitud. Existen 2m nodos en 360◦ de longitud. Algunos ejemplos de modos se muestran en la próxima diapositiva. Estos modos significan que la Tierra vibra como una campana después de grandes terremotos. Las frecuencias resonantes dan pistas sobre las propiedades elásticas de las diferentes capas de la Tierra.

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2.5 Oscilaciones libres de la Tierra

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2.5 Oscilaciones libres de la Tierra

El espectro de la componente radial, con los modos esferoidales visible, de 240 horas de datos del terremoto de 2004 Sumatra-Andaman (Mw=9.1), registrado en la estación ARU (en Rusia). Universidad de Concepci´on, Geof´ısica, 513430 Sismolog´ıa Aplicada y de Exploraci´on, Clase 4 – p. 12/13

2.6 Rayos y modos: correspondencia Un rayo puede estar representado por una suma sobre los modos. La aproximación de rayos asume que el rayo no es sensible a la estructura bajo del punto del doblamiento del rayo. Actualmente esta profundidad representa la profundidad en que la solución usando modos cambia a decaimiento exponencial; entonces la onda es influenciada por esta estructura de la Tierra debajo de ella.

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