DE ALERTA TEMPRANA DE TERREMOTOS INSTALANDO SENSORES SISMICOS EN EL FONDO MARINO ENLAZADOS CON FIBRA OPTICA HIBRIDA, USANDO ALTA TECNOLOGIA
Autor: CAPITAN DE FRAGATA AP JORGE MANRIQUE, CIENTISTA SISMICO-OCEANICO.
La detección temprana de terremotos con tiempos de hasta decenas de segundos está en función no de la medición de velocidad de las ondas sísmicas tradicionales P y S, sino de la variación de las ondas ELASTO-GRAVITACIONALES, variación de la gravedad terrestre previo a un terremoto debido – dobladura- o la deformación de las masas.
Apreciados amigos y colegas:
La detección temprana de terremotos con tiempos de hasta decenas de segundos está a la vuelta de la esquina, pero en función no de la medición de velocidad de las ondas sísmicas tradicionales P y S, sino de la variación de las ondas ELASTO-GRAVITACIONALES (variación de la gravedad terrestre previo a un terremoto debido – dobladura- o la deformación de las masas (generan de inmediato pequeñísimas alteraciones de gravedad) subducidas que se romperían en minutos posteriores
Como son tan pequeñas estas variaciones de gravedad previas a un terremoto de gran magnitud como el que tantas veces lo han pronosticado los científicos del IGP (MAGNITUD DE 8.5 O MAS) se requerirán instrumentos muy sofisticados que usan desde levitación magnética, superconductividad, sus elementos son de metales raros y usan el frio casi absoluto= + 2 grados Kelvin.
Por tanto a renglón seguido y SIENDO MUY IMPORTANTE CONOCER ESTOS AVANCES CIENTIFICOS YA EN MARCHA EN PAISES MUY AVANZADOS, pongo una referencia para describir uno de estos instrumentos con el cual es posible medir estas infinitamente pequeñas variaciones de gravedad que ocurren previo a un gran terremoto incluso se generan minutos antes de que ocurra el terremoto.
El instrumento se denomina “GRAVÍMETRO SUPERCONDUCTOR” y aquí se detalla:
http://www.tigo.cl/documents/sirgas/poster_grav_sg.pdf
También me permito mostrarles un cuadro que he confeccionado con detalles muy técnicos y un ejemplo de curva elasto-gravitacional cuya APLICACION DEBERIA SER CONSIDERADA EN FORMA INMEDIATA PARA EL AREA (“courbanizada”) LIMA METROPOLITANA- CALLAO, conociendo que existe una red de este tipo de instrumentos a nivel mundial:
Observaciones y modelado de las señales de elasto-gravedad que preceden a las ondas sísmicas directas P y S
Después de un terremoto, no se espera que las primeras señales de deformación sean transportadas por las ondas elásticas más rápidas (P o S), sino por los cambios a la velocidad de la luz del campo gravitacional.
Sin embargo, estas perturbaciones son débiles y, hasta ahora, su detección no ha sido lo suficientemente precisa como para comprender completamente sus orígenes y utilizarlos para una estimación rápida de gran valor de la magnitud del terremoto.
Las perturbaciones de la gravedad son particularmente bien observadas con los sismómetros de banda ancha a distancias entre 100 y 200 kilómetros de la fuente del terremoto de 2011, Mw = 9.1, Tohoku.
Podemos modelarlos con precisión mediante un nuevo formalismo, teniendo en cuenta tanto los cambios de gravedad como el movimiento inducido por la gravedad.
Estas señales elasto-gravitacionales abren la ventana para la determinación de magnitud de escala de tiempo en minutos para grandes terremotos.
Los terremotos generan señales de variación de gravedad cuantificables antes que se produzcan las ondas sísmicas directas P y S, ofreciendo una nueva y revolucionaria forma inicial para la determinación de la magnitud y ALERTA TEMPRANA DE TERREMOTO.
Los terremotos implican el desplazamiento de grandes cantidades de masa, lo que modifica el campo de gravedad.
Este efecto no se restringe a un cambio de gravedad permanente debido a la redistribución de la masa final, sino que también es inducido por las perturbaciones de densidad transitoria transportadas por las ondas sísmicas P y S.
Durante la propagación de la onda, un observador se siente atraído por las partes comprimidas del medio y repelido por sus partes dilatadas, con un efecto neto global dependiendo del mecanismo del terremoto.
Las perturbaciones de la gravedad se transmiten a la velocidad de la luz (300,000 km / s), mucho más rápido que las ondas elásticas de la primera llegada (P) que viajan de 6 a 10 km / s en la corteza y el manto superior.
Además, a distancias cercanas a un gran terremoto, la información proporcionada por las ondas elásticas P y S es compleja de convertir en términos de magnitud del evento, incluso cuando el área está densamente equipada con sismómetros.
En el caso del terremoto de 2011, Mw = 9.1, Tohoku, la magnitud casi en tiempo real inicialmente proporcionada por la autoridad de la Agencia Meteorológica de Japón fue 7.9, y fue corregida solo 3 horas después a 8.8.
Esta subestimación se debe al hecho de que las magnitudes locales en tiempo real generalmente se derivan de las amplitudes pico instrumentales, que están mal correlacionadas con la magnitud del momento cuando el terremoto es grande.
La detección de las perturbaciones de la gravedad proporcionaría un método mucho más rápido para identificar la magnitud de las rupturas de fallas.
Las relaciones teóricas entre los campos elástico y gravitacional son bien conocidas y los cálculos analíticos predijeron el cambio de gravedad esperado ΔgP antes de la llegada de los modelos de ondas sísmicas (in full-space y half-space) .
La magnitud de ΔgP aumenta con el aumento de la deformación elástica del medio y este crecimiento es más rápido cuando el momento sísmico aumenta rápidamente.
Por lo tanto, los terremotos de gran magnitud y corta duración ofrecen el mejor potencial de observación.
La fase de la calidad de transporte de las ondas gravitacionales, con el momento sísmico crece más rápido y a ritmo cuadrático con el tiempo, la aceleración de la gravedad esperada justo antes de la llegada de la onda P hipocentral que decrece con la distancia al terremoto.
Para un terremoto de magnitud 9 para el cual la fase de aceleración dura del orden de 100 s, se espera que la señal de gravedad aumente con la distancia al menos hasta 800 km desde el terremoto.
Este efecto proviene del hecho de que una fuente de terremoto no es instantánea, y de la duración creciente de la ventana de observación pre-P con distancia.
Sin embargo, no es la única razón por la cual con las distancias cercanas pueden ser desfavorables para observar las primeras señales de gravedad con gravímetros relativos superconductivos acoplados al suelo.
Un fenómeno previamente pasado por alto surge de las propias aceleraciones del terreno inducidas por los cambios de gravedad, que tienden a reducir la observabilidad de la señal en los primeros tiempos.
El terremoto de Tohoku en Japón (11 de marzo de 2011, Mw= 9.1) fue un evento adecuado para buscar señales tan rápidas inducidas por la gravedad.
Este terremoto comparte una magnitud similar con el terremoto de Sumatra del 26 de diciembre de 2004, pero se beneficia de una menor duración de la fuente y una mejor cobertura de la estación sísmica.
Es de importancia el recuperar en los archivos todos los datos sísmicos regionales de banda ancha disponibles en el centro de datos IRIS a distancias de hasta 3000 km del terremoto, así como la banda ancha data de la red F-net Japan .
Las formas de onda verticales se cortan en el tiempo de llegada de la onda P, y se descongestionan a partir de la respuesta de aceleración del instrumento, y el paso de banda se filtra entre 0,002 y 0,03 Hz, para eliminar la mayor parte del ruido oceánico. Ojo que debemos considerar las alteraciones de la temperatura y presión barométrica exterior (dilataciones cubicas y también variaciones de presión barométrica = densidades y fluidez del aire en la resistencia del movimiento de péndulos)
Utilizamos filtros Butterworth (son de alto valor “Q”) causales de paso bajo de paso alto y de paso polar de 2 polos, y el procedimiento de procesamiento de datos simple se proporciona en el archivo de datos S1
De aquí en adelante denotaremos las señales observadas como aPz. Además, seleccionamos formas de onda basadas en un criterio de señal a ruido, que requiere que aPz permanezca en el rango de ± 0.8 nm / s2 en la ventana de 30 minutos antes del terremoto.
La mayoría de las estaciones regionales en Japon así seleccionadas se conocen como estaciones de alta calidad de las redes globales IRIS y GEOSCOPE.
Este conjunto de datos se complementa con dos estaciones de la red F-net (FUK y SHR), seleccionadas para mejorar la cobertura azimutal y de distancia sin agregar redundancia.
El rango de distancias consideradas aquí, de 400 a 300 km, amplía el análisis basado en datos gravimétricos y sísmicos ubicados a unos 500 km del epicentro.
Sus resultados fueron prometedores porque muestran que es muy probable que haya una señal presente (desde un punto de vista estadístico), incluso en estas distancias cortas.
Se puede registrar el factor aPz en las estaciones seleccionadas, incluida la ventana de preseñal de 30 minutos utilizada para evaluar la calidad de los datos.
En el marco de tiempo entre la hora del origen del terremoto y la llegada de la onda P, la mayoría de las estaciones muestran una tendencia de aceleración descendente constante, particularmente pronunciada en estaciones ubicadas de 100 a 200 km al oeste del terremoto (MDJ, FUK, INCN, NE93, BJT). donde alcanza una aceleración de 1.6 nanómetros / segundo 2.
Incluso si esta aceleración registrada es más de 105 veces más pequeña que el siguiente tren de ondas P elástico, permanece por encima del ruido sísmico para un terremoto tan grande.
El modelado de tales señales primero requiere aclarar la relación entre aPz y los campos físicos
Después de la corrección de su respuesta en aceleración, un sismómetro es esencialmente sensible a la diferencia entre la perturbación de la gravedad y la aceleración del suelo.
Combinando la convención de sismometría hacia arriba para aPz con la convención descendente para la perturbación de gravedad pre-P ΔgzP y la aceleración de tierra u ̈Pz, esto lleva a aPz = ΔgzP – u ̈Pz.
ΔGzP se origina de la evolución espacio-temporal del desplazamiento generado por el terremoto y puede modelarse en una modelo de tierra realista mediante una simulación de propagación de onda elástica.
También explica por qué se puede referir a aPz como la señal elasto-gravitacional que precede a la llegada de las ondas P.
Encontramos que u ̈Pz tiende a compensar ΔgzP en los primeros tiempos, para las estaciones INU y MDJ.
La superficie terrestre, y a una menor medida por las heterogeneidades dentro de la Tierra rompen simetrías
La posibilidad de detectar, 3 minutos después del tiempo de origen, que el terremoto de Tohoku tuvo una magnitud mayor a 9 tiene que ser comparada con nuestra capacidad actual para cuantificar la magnitud de grandes terremotos.
La determinación de la magnitud del momento en los minutos posteriores a un terremoto es posible con datos locales, pero para eventos de gran magnitud, esto se complica por los efectos de fuente finita.
Actualmente, las magnitudes de momento se determinan más eficientemente a distancias lejanas de la fuente, con una limitación fundamental impuesta por el tiempo necesario para la propagación de ondas elásticas. Incluso con los métodos más rápidos disponibles es poco probable que proporcionen una estimación confiable de la magnitud dentro de los primeros 20 minutos posteriores al terremoto.
Las señales sintéticas del terremoto Mw = 8.5 muestran que las amplitudes máximas son menores de 0,5 nm / s2, por lo que las detecciones individuales son difíciles, incluso con excelentes sismómetros de banda ancha ubicados en sitios silenciosos.
Por lo tanto, enfatizamos el gran beneficio de instalar y mantener sensores de alta calidad a distancias regionales de posibles grandes terremotos, de modo que las técnicas de apilamiento o coherencia se pueden aplicar para detectar señales de gravedad tempranas de terremotos en el rango de magnitud 8-9.
En magnitudes más bajas, la detección potencial de tales señales depende de nuestra capacidad para separar la señal de gravedad de la sísmica de ruido de fondo.
Esto puede hacerse, en principio, midiendo el gradiente de la perturbación gravitacional entre dos o más masas de prueba aisladas sísmicamente.
Se están desarrollando tecnologías relevantes en el contexto de los detectores de ondas gravitacionales de baja frecuencia, con conceptos tales como antenas de barras de torsión, gravímetros relativos superconductores e interferómetros atómicos .
En los primeros dos conceptos, las masas de prueba están vinculadas al suelo por un marco común; los desplazamientos impulsados por el ruido sísmico y que afectan a la medición de la gravedad se pueden hacer muy similares para las dos masas y, por lo tanto, son rechazados por la medición diferencial.
En un interferómetro atómico, la fase de un rayo láser se detecta por su interacción con dos o más nubes atómicas, dando una inmunidad parcial intrínseca al ruido sísmico de fondo.
Sin embargo, la gradiente de gravedad es mucho más débil que la gravedad misma y hacer que su medición sea factible debería motivar INTENSAS y futuras investigaciones para superar desafíos adicionales además de la supresión del ruido sísmico.
Por considerar que los “RUIDOS DE FONDO o RUIDOS SISMICOS ” son factores que afectan las mediciones ELASTO GRAVITACIONALES, A CONTINUACION LES PRESENTO UNA EXPLICACION COMPLETA REALIZADA POR UN TECNICO PERUANO EN SISMICA: