Problems encountered

Confeccionar mapas de las discontinuidades 410 y 660 debajo de Espa˜na y norte de ´Africa. Para llevar a cabo este objetivo organizaremos los datos por ’punto de conversi´on com´un‘ (CCP) y definiremos diferentes tama˜nos de bines dependiendo del n´umero de trazas que caigan en cada bin. Realizando el slant stack en cada bin se obtendr´a un valor de tiempo para cada fase convertida: P410s y P660s. Luego con un modelo de velocidad de referencia se transformar´a el tiempo a profundidad. Estos valores son los que se usar´an para obtener la variaci´on de la topograf´ıa de la discontinuidades de 410 y 660, as´ı como el espesor de la Zona de Transici´on.

Caracterizar el espesor de las discontinuidades de 410 y 660; es decir determinar en qu´e intervalo de profundidad ocurre el salto de velocidad responsable de cada una de estas discontinuidades.

5.2 Trabajos Futuros 93

Realizar una comparaci´on cualitativa y cuantitativa entre nuestra metodolog´ıa y la com´unmente usada de funciones receptoras de onda P.

6

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A

La coda de la onda P para terremotos teles´ısmicos, que comprende unos 100 segundos despu´es del primer arribo, est´a compuesta b´asicamente por reflexiones (de la onda P) y con- versiones (de P a s) en las discontinuidades del manto superior y corteza. Veamos qu´e fases tendr´ıamos para una discontinuidad a una dada profundidad, d. Esta discontinuidad puede ser cualquiera de las existentes en la Tierra real. En nuestro caso estamos interesados en las siguientes discontinuidades: m (Moho), 210 km de profundidad, 520 km de profundidad, 410 km de profundidad y 660 km de profundidad. En general a estas discontinuidades se las conoce como m, 210, 520, 410 y 660, respectivamente, en relaci´on a las profundidades a las que se encuentran. La nomenclatura que usamos es la misma que se usa en Lay y Wallace (1995).

P: onda directa. Cuando el ´angulo de salida de la fuente es menor a 90◦ _{(el rayo deja}

la fuente en direcci´on hacia el centro de la Tierra) se la llama P y si el ´angulo es mayor a 90◦ _{(el rayo sale en direcci´on hacia la superficie) se la llama p.}

PPdp: onda reflejada. Sale de la fuente como P, se refleja en la superficie libre como P y se vuelve a reflejar en la parte superior de la discontinuidad d y llega a la estaci´on como p (Fig. A.1).

PPds: onda reflejada. Sale de la fuente como P, se refleja en la superficie libre como P y se vuelve a reflejar en la parte superior de la discontinuidad d y llega a la estaci´on como s (Fig. A.1).

PSdp: onda reflejada. Sale de la fuente como P, se refleja en la superficie libre como S y se vuelve a reflejar en la parte superior de la discontinuidad d y llega a la estaci´on como p (Fig. A.1).

Pds: onda convertida. Sale de la fuente como P y se convierte a s en la discontinuidad d (Fig. A.2).

Por ejemplo la fase P410s, es una onda que deja la fuente en direcci´on hacia el centro de la Tierra, llega a la discontinuidad de 410 km de profundidad y se convierte a una onda s, que deja la discontinuidad en direcci´on hacia la superficie libre.

A 103

B

Consideremos el sistema de coordenadas ZRT en una estaci´on s´ısmica y la incidencia de ondas planas, que se cumple cuando el terremoto ocurre lo suficientemente lejos de la estaci´on como para considerar que los frentes de onda no son esf´ericos sino planos. Una onda

Figura B.1: Polarizaci´on de las ondas SV y P. El vector gris indica la direcci´on de incidencia de la onda. Las l´ıneas finas indican la direcci´on de polarizaci´on del movimiento. a) La onda SV hace que las particulas del medio oscilen en la direcci´on perpendicular a la de porpagaci´on. b) La onda P hace que las part´ıculas del medio oscilen en la misma direcci´on de propagaci´on.

de tipo SV se registra con polaridad opuesta en las componentes R y Z de la estaci´on, y una onda de tipo P se registra con la misma polaridad en ambas componentes. Para visualizarlo veamos la Fig. B.1; la flecha de color gris claro indica la direcci´on de propagaci´on de la onda que llega a la estaci´on y la l´ınea fina indica la polarizaci´on del movimiento, perpendicular a la direcci´on de propagaci´on en el caso de SV y en la misma direcci´on de propagaci´on en el caso de onda P. Estas l´ıneas finas representan la amplitud del movimiento en cada componente que hemos elegido de forma arbitraria. Si miramos el cuarto cuadrante de la Fig. B.1 a) vemos que la amplitud de la onda SV tiene signo positivo en Z y negativo en R; es decir, la onda tipo SV se registra con signo opuesto en Z y R. Si SV hubiera llegado con sentido opuesto al elegido en esta figura, los signos seguir´ıan siendo opuestos. En cambio, en la Fig. B.1 b) vemos que la amplitud de la onda P tiene signo positivo en Z y R; es decir, la onda tipo P se registra con igual polaridad (igual signo) en ambas componentes. Lo mismo habr´ıamos concluido en caso de que la onda de tipo P hubiera llegado con sentido opuesto al dibujado en la figura. Luego la correlaci´on cruzada (PCC, CCGN o CC) entre la onda P, registrada en la componente vertical, y una onda que llega a la estaci´on como S (PPds, Pms, PSds) tendr´a signos opuestos en las dos componentes del correlogama (R y Z).

B 107

En su viaje por el interior de la Tierra, las ondas reflejadas cambian su polaridad (invierten el signo de la amplitud del primer pulso) o contin´uan con la misma, seg´un el signo del coeficiente de reflexi´on de la discontinuidad en la que reflejan. Si el coeficiente de reflexi´on es negativo, entonces hay inversi´on de polaridad. Una onda tambi´en puede cambiar su polaridad si en su viaje se encuentra con un cambio de velocidad negativo, pero no consideraremos este caso. Asumiremos un modelo de velocidades crecientes con la profundidad y fases con punto de retorno siempre encima de la discontinuidad manto-n´ucleo. Veamos cu´al es el signo de la correlaci´on (PCC y CCGN) de la onda piloto P y la onda convertida Pds y las reflejadas PPdp, PPds, PSdp y PSds en las discontinuidades del manto superior; d es una discontinuidad gen´erica. Para ello hemos generado sismogramas sint´eticos que s´olo tienen en cuenta una fase por vez. Adem´as hemos considerado la discontinuidad de 410 km de profundidad, pero los resultados sirven para las otras discontinuidades del manto superior donde se produzca un aumento de la velocidad con la profundidad. En la Fig. B.2 se muestra el resultado de realizar la PCCν=2 de una onda piloto de 15 segundos,

que contiene al primer arribo de la componente vertical, y la componente radial del mismo sismograma. Los puntos de color rojo indican polaridad negativa y los negros polaridad positiva, as´ı por ejemplo, la fase P410s aparece con polaridad positiva en la componente radial y con polaridad negativa en la componente vertical. La tabla B.1 resume los resultados de la figura utilizando una discontinuidad gen´erica d. Cabe aclarar que estos resultados son v´alidos para distancias epicentrales mayores que 40 ◦_{, ya que para distancias menores el}

´

angulo de incidencia en la superficie libre no se acerca a la vertical y debido al efecto de la superficie libre, la onda SV tiene polarizaci´on el´ıptica (M¨uller, 2007). Adem´as en la naturaleza las heterogeneidades cercanas a la superficie pueden desviar los rayos y cambiar el ´angulo de incidencia, y por lo tanto a´un para distancias mayores a 40 ◦ _{pueden llegar}

ondas SV con polarizaci´on el´ıptica.

Tabla B.1: Polaridad de las correlaciones para incidencia vertical

Fase s´ısmica piloto-compR piloto-compZ

Pds + -

PPdp - -

PPds + -

PSdp - -

Figura B.2: Correlogramas usando una piloto compuesta por los primeros 15 segundos del primer arribo en la componente vertical. Arriba: componente radial. Abajo: componente vertical

C

Figura C.1: Curvas de tiempo de viaje relativo a la fase P, obtenidas usando el modelo de referencia ak135 modificado para incluir la discontinuidad de 520 km de profundidad