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Modelo Conceptual
Descripción
Modelo Método D1 - Sismología
El modelo conceptual busca comprender los mecanismos que dan origen a un comportamiento, y describirlos de la forma más simple posible. Para eso, el comportamiento se segmenta en temas (grupos): cada uno identifica los objetos o variables que participan —tanto en su funcionamiento normal como en sus posibles anomalías o desviaciones— y describe, mediante verbos, la forma en que esos objetos interactúan entre sí. El resultado es lo que llamamos una red semántica: la estructura con la que representamos y comunicamos el modelo conceptual, antes de introducir ecuación alguna.
ID:4561
Estructura de los Grupos
Descripción
El primer paso consiste en analizar la descripción general del modelo e identificar los distintos aspectos que intervienen en el fenómeno y que deben ser representados. Cada uno de estos aspectos se organiza como un grupo, entendido como una unidad conceptual coherente que describe una parte específica del funcionamiento del modelo.
Cada grupo reúne los objetos o conceptos relevantes para ese aspecto y las relaciones o verbos que describen cómo interactúan, se modifican o dependen unos de otros. De esta manera, cada grupo constituye una parte de la red semántica del modelo, mientras que el conjunto de los grupos permite representar de forma estructurada su funcionamiento global.
La división en grupos facilita además separar mecanismos, condiciones, procesos y resultados que cumplen funciones diferentes dentro del modelo, manteniendo al mismo tiempo las relaciones que existen entre ellos. Los grupos no son, por tanto, componentes aislados: pueden compartir conceptos y establecer relaciones entre sí, formando conjuntamente una única representación semántica del fenómeno.
La imagen anterior ofrece una visión general de los distintos aspectos en que se ha estructurado el modelo. A continuación se presentan los grupos identificados, indicando para cada uno su título y una breve descripción del aspecto del modelo que representa.
Grupo 1: Grupo 1: Fuentes y adquisición sismológica
La sismología usa ondas elásticas generadas tanto por terremotos como por fuentes artificiales, incluyendo explosiones controladas y camiones vibradores. Redes sismográficas internacionales y regionales registran continuamente el movimiento del suelo mediante sismómetros de banda ancha. La capacidad observacional cubre terremotos desde magnitudes apenas negativas hasta magnitudes 9.5 o superiores y permite detección a escala planetaria. La fuente determina la señal elástica y el registro constituye el observable que alimenta los grupos posteriores; el storyboard no entrega una función cuantitativa fuente→amplitud registrada.
Grupo 2: Grupo 2: Familias de ondas y velocidades
Las ondas sísmicas se separan en ondas de cuerpo, que atraviesan el interior, y ondas superficiales, que viajan a lo largo de la superficie. Entre las ondas de cuerpo, las ondas de compresión son más rápidas: 6–8 km/s en la corteza y hasta 13.7 km/s en el manto inferior; las ondas de corte son más lentas, 3.5–4.5 km/s. Entre las superficiales, un tipo presenta corte puramente horizontal y otro describe movimiento elíptico retrógrado. Tipo de onda, medio atravesado, velocidad y movimiento de partícula se mantienen separados porque son magnitudes/atributos necesarios para interpretar tiempos de llegada y registros.
Grupo 3: Grupo 3: Localización y diagnóstico elástico de rocas
La diferencia entre el tiempo de llegada de la onda de corte y el de la onda de compresión a una misma estación es la base histórica para localizar el punto donde ocurrió un terremoto. Por tanto, ambos tiempos de llegada alimentan una diferencia temporal, y esa diferencia alimenta la estimación de localización; la fuente no especifica la curva distancia–tiempo usada para convertirla en posición. En paralelo, la razón entre velocidad de compresión y velocidad de corte depende de una propiedad elástica de la roca y es muy sensible a la presencia de fluidos. Una roca saturada presenta una razón de velocidades notablemente mayor que la misma roca seca, de modo que la razón funciona como observable diagnóstico del estado de fluidos.
Grupo 4: Grupo 4: Tensor de momento sísmico
El tensor de momento sísmico es una matriz simétrica de 3×3 que representa el conjunto de fuerzas equivalentes de la fuente del terremoto. Para una fuente de corte puro sin cambio de volumen, la suma de los elementos diagonales —la traza— es exactamente cero; esa configuración corresponde a una doble cupla. La simetría, la dimensionalidad 3×3, la traza y la condición de ausencia de cambio de volumen son propiedades distintas que deben conservarse. El tensor completo cruza al grupo siguiente como objeto matemático del que se extrae el mecanismo focal.
Grupo 5: Grupo 5: Mecanismo focal y geometría de la fuente
La descomposición matemática del tensor de momento sísmico permite extraer los planos nodales de la falla, el eje de compresión y el eje de extensión. Estos tres resultados no son sinónimos: representan respectivamente geometría de planos candidatos y direcciones principales de deformación. Juntos definen el mecanismo focal del terremoto. La fuente especifica la dependencia tensor→componentes→mecanismo focal, pero no detalla el algoritmo de descomposición ni la regla para seleccionar cuál de los dos planos nodales es la falla real.
Grupo 6: Grupo 6: Contexto tectónico y tipo de falla
El mecanismo focal esperado refleja la cinemática tectónica de la región. En subducción se esperan mecanismos de falla inversa; en extensión, mecanismos de falla normal; y a lo largo de límites transformantes, mecanismos de desgarre. La relación es una correspondencia categórica entre régimen tectónico y tipo de mecanismo focal, no una proporcionalidad continua. Este grupo cierra el vínculo entre el registro inicial de ondas elásticas y la estructura/cinemática de la fuente reconstruida a partir de ese registro.
ID:1673
Grupo 1: Grupo 1: Fuentes y adquisición sismológica
Descripción
La sismología usa ondas elásticas generadas tanto por terremotos como por fuentes artificiales, incluyendo explosiones controladas y camiones vibradores. Redes sismográficas internacionales y regionales registran continuamente el movimiento del suelo mediante sismómetros de banda ancha. La capacidad observacional cubre terremotos desde magnitudes apenas negativas hasta magnitudes 9.5 o superiores y permite detección a escala planetaria. La fuente determina la señal elástica y el registro constituye el observable que alimenta los grupos posteriores; el storyboard no entrega una función cuantitativa fuente→amplitud registrada.
Pregunta clave: ¿Qué fuentes generan ondas elásticas y cómo se registran globalmente?
La sismología usa ondas elásticas generadas tanto por terremotos como por fuentes artificiales, incluyendo explosiones controladas y camiones vibradores. Redes sismográficas internacionales y regionales registran continuamente el movimiento del suelo mediante sismómetros de banda ancha. La capacidad observacional cubre terremotos desde magnitudes apenas negativas hasta magnitudes 9.5 o superiores y permite detección a escala planetaria. La sismología es el método diagnóstico principal para estudiar el interior de la Tierra sólida: utiliza el registro de las ondas elásticas que generan los terremotos, o incluso fuentes artificiales como explosiones controladas o camiones vibradores, para inferir tanto la estructura interna del planeta como los parámetros de la fuente que generó cada terremoto. Redes sismográficas internacionales y regionales registran de forma continua el movimiento del suelo con sismómetros de banda ancha, lo que permite detectar terremotos que van desde una magnitud apenas negativa hasta magnitudes de nueve coma cinco o superiores en cualquier punto del planeta. El comportamiento esperado es que el mecanismo focal de un terremoto refleje la cinemática tectónica de la región donde ocurrió: los terremotos de subducción producen mecanismos focales de falla inversa, los terremotos que ocurren en zonas de extensión producen mecanismos focales de falla normal, y los terremotos que ocurren a lo largo de un límite de placas transformante producen mecanismos focales de desgarre, cerrando así el vínculo entre el registro de ondas elásticas con el que empezó esta descripción y la estructura interna del propio terremoto que ese registro permite reconstruir. La diferencia entre el momento en que llegan las ondas de corte y el momento en que llegan las ondas de compresión a una misma estación es la base histórica que la sismología ha usado para localizar el punto exacto donde ocurrió un terremoto.
ID:3495
Grupo 2: Grupo 2: Familias de ondas y velocidades
Descripción
Las ondas sísmicas se separan en ondas de cuerpo, que atraviesan el interior, y ondas superficiales, que viajan a lo largo de la superficie. Entre las ondas de cuerpo, las ondas de compresión son más rápidas: 6–8 km/s en la corteza y hasta 13.7 km/s en el manto inferior; las ondas de corte son más lentas, 3.5–4.5 km/s. Entre las superficiales, un tipo presenta corte puramente horizontal y otro describe movimiento elíptico retrógrado. Tipo de onda, medio atravesado, velocidad y movimiento de partícula se mantienen separados porque son magnitudes/atributos necesarios para interpretar tiempos de llegada y registros.
Pregunta clave: ¿Qué tipos de ondas sísmicas existen y cómo difieren sus velocidades y movimientos?
Las ondas sísmicas se separan en ondas de cuerpo, que atraviesan el interior, y ondas superficiales, que viajan a lo largo de la superficie. Entre las ondas de cuerpo, las ondas de compresión son más rápidas: 6–8 km/s en la corteza y hasta 13.7 km/s en el manto inferior; las ondas de corte son más lentas, 3.5–4.5 km/s. Entre las superficiales, un tipo presenta corte puramente horizontal y otro describe movimiento elíptico retrógrado. Tipo de onda, medio atravesado, velocidad y movimiento de partícula se mantienen separados porque son magnitudes/atributos necesarios para interpretar tiempos de llegada y registros. Dentro de las ondas de cuerpo, las ondas de compresión viajan más rápido, a velocidades de entre seis y ocho kilómetros por segundo dentro de la corteza terrestre y de hasta trece coma siete kilómetros por segundo dentro del manto inferior, mientras que las ondas de corte viajan más lento, a velocidades de entre tres coma cinco y cuatro coma cinco kilómetros por segundo. La relación entre la velocidad de las ondas de compresión y la velocidad de las ondas de corte depende, a su vez, de una propiedad elástica de la propia roca, y esa relación cambia de forma muy sensible cuando la roca contiene fluidos: una roca saturada de fluidos tiene una relación de velocidades notablemente más alta que la misma roca seca. Dentro de las ondas superficiales, un tipo se desplaza mediante un corte puramente horizontal, mientras que el otro tipo se desplaza describiendo una elipse retrógrada a medida que avanza. Las ondas sísmicas que un terremoto genera se dividen en dos grandes familias: las ondas de cuerpo, que viajan a través del interior del planeta, y las ondas superficiales, que viajan solo a lo largo de la superficie.
ID:3496
Grupo 3: Grupo 3: Localización y diagnóstico elástico de rocas
Descripción
La diferencia entre el tiempo de llegada de la onda de corte y el de la onda de compresión a una misma estación es la base histórica para localizar el punto donde ocurrió un terremoto. Por tanto, ambos tiempos de llegada alimentan una diferencia temporal, y esa diferencia alimenta la estimación de localización; la fuente no especifica la curva distancia–tiempo usada para convertirla en posición. En paralelo, la razón entre velocidad de compresión y velocidad de corte depende de una propiedad elástica de la roca y es muy sensible a la presencia de fluidos. Una roca saturada presenta una razón de velocidades notablemente mayor que la misma roca seca, de modo que la razón funciona como observable diagnóstico del estado de fluidos.
Pregunta clave: ¿Cómo permiten los tiempos de llegada localizar terremotos y diagnosticar propiedades de la roca?
La diferencia entre el tiempo de llegada de la onda de corte y el de la onda de compresión a una misma estación es la base histórica para localizar el punto donde ocurrió un terremoto. Por tanto, ambos tiempos de llegada alimentan una diferencia temporal, y esa diferencia alimenta la estimación de localización; la fuente no especifica la curva distancia–tiempo usada para convertirla en posición. En paralelo, la razón entre velocidad de compresión y velocidad de corte depende de una propiedad elástica de la roca y es muy sensible a la presencia de fluidos. Una roca saturada presenta una razón de velocidades notablemente mayor que la misma roca seca, de modo que la razón funciona como observable diagnóstico del estado de fluidos. La relación entre la velocidad de las ondas de compresión y la velocidad de las ondas de corte depende, a su vez, de una propiedad elástica de la propia roca, y esa relación cambia de forma muy sensible cuando la roca contiene fluidos: una roca saturada de fluidos tiene una relación de velocidades notablemente más alta que la misma roca seca. La diferencia entre el momento en que llegan las ondas de corte y el momento en que llegan las ondas de compresión a una misma estación es la base histórica que la sismología ha usado para localizar el punto exacto donde ocurrió un terremoto. Dentro de las ondas de cuerpo, las ondas de compresión viajan más rápido, a velocidades de entre seis y ocho kilómetros por segundo dentro de la corteza terrestre y de hasta trece coma siete kilómetros por segundo dentro del manto inferior, mientras que las ondas de corte viajan más lento, a velocidades de entre tres coma cinco y cuatro coma cinco kilómetros por segundo. La sismología es el método diagnóstico principal para estudiar el interior de la Tierra sólida: utiliza el registro de las ondas elásticas que generan los terremotos, o incluso fuentes artificiales como explosiones controladas o camiones vibradores, para inferir tanto la estructura interna del planeta como los parámetros de la fuente que generó cada terremoto.
ID:3497
Grupo 4: Grupo 4: Tensor de momento sísmico
Descripción
El tensor de momento sísmico es una matriz simétrica de 3×3 que representa el conjunto de fuerzas equivalentes de la fuente del terremoto. Para una fuente de corte puro sin cambio de volumen, la suma de los elementos diagonales —la traza— es exactamente cero; esa configuración corresponde a una doble cupla. La simetría, la dimensionalidad 3×3, la traza y la condición de ausencia de cambio de volumen son propiedades distintas que deben conservarse. El tensor completo cruza al grupo siguiente como objeto matemático del que se extrae el mecanismo focal.
Pregunta clave: ¿Cómo se representa matemáticamente la fuente completa de un terremoto?
El tensor de momento sísmico es una matriz simétrica de 3×3 que representa el conjunto de fuerzas equivalentes de la fuente del terremoto. Para una fuente de corte puro sin cambio de volumen, la suma de los elementos diagonales —la traza— es exactamente cero; esa configuración corresponde a una doble cupla. La simetría, la dimensionalidad 3×3, la traza y la condición de ausencia de cambio de volumen son propiedades distintas que deben conservarse. El tensor completo cruza al grupo siguiente como objeto matemático del que se extrae el mecanismo focal. El tensor de momento sísmico es la descripción más completa que existe de la fuente de un terremoto: una matriz simétrica, con tres filas y tres columnas, que caracteriza el conjunto de fuerzas equivalentes que produjeron ese terremoto. Cuando la fuente de un terremoto es un corte puro, sin ningún cambio de volumen asociado, la suma de los elementos de la diagonal de esa matriz es exactamente cero, una configuración que los sismólogos llaman doble cupla. Descomponiendo matemáticamente ese tensor de momento sísmico es posible extraer los planos nodales de la falla que se rompió, el eje a lo largo del cual la roca se comprimió durante el terremoto, y el eje a lo largo del cual la roca se estiró, y estos tres elementos juntos definen lo que se conoce como el mecanismo focal de ese terremoto. La diferencia entre el momento en que llegan las ondas de corte y el momento en que llegan las ondas de compresión a una misma estación es la base histórica que la sismología ha usado para localizar el punto exacto donde ocurrió un terremoto.
ID:3498
Grupo 5: Grupo 5: Mecanismo focal y geometría de la fuente
Descripción
La descomposición matemática del tensor de momento sísmico permite extraer los planos nodales de la falla, el eje de compresión y el eje de extensión. Estos tres resultados no son sinónimos: representan respectivamente geometría de planos candidatos y direcciones principales de deformación. Juntos definen el mecanismo focal del terremoto. La fuente especifica la dependencia tensor→componentes→mecanismo focal, pero no detalla el algoritmo de descomposición ni la regla para seleccionar cuál de los dos planos nodales es la falla real.
Pregunta clave: ¿Cómo se extraen del tensor la geometría y los ejes de deformación de la ruptura?
La descomposición matemática del tensor de momento sísmico permite extraer los planos nodales de la falla, el eje de compresión y el eje de extensión. Estos tres resultados no son sinónimos: representan respectivamente geometría de planos candidatos y direcciones principales de deformación. Juntos definen el mecanismo focal del terremoto. La fuente especifica la dependencia tensor→componentes→mecanismo focal, pero no detalla el algoritmo de descomposición ni la regla para seleccionar cuál de los dos planos nodales es la falla real. Descomponiendo matemáticamente ese tensor de momento sísmico es posible extraer los planos nodales de la falla que se rompió, el eje a lo largo del cual la roca se comprimió durante el terremoto, y el eje a lo largo del cual la roca se estiró, y estos tres elementos juntos definen lo que se conoce como el mecanismo focal de ese terremoto. El comportamiento esperado es que el mecanismo focal de un terremoto refleje la cinemática tectónica de la región donde ocurrió: los terremotos de subducción producen mecanismos focales de falla inversa, los terremotos que ocurren en zonas de extensión producen mecanismos focales de falla normal, y los terremotos que ocurren a lo largo de un límite de placas transformante producen mecanismos focales de desgarre, cerrando así el vínculo entre el registro de ondas elásticas con el que empezó esta descripción y la estructura interna del propio terremoto que ese registro permite reconstruir. El tensor de momento sísmico es la descripción más completa que existe de la fuente de un terremoto: una matriz simétrica, con tres filas y tres columnas, que caracteriza el conjunto de fuerzas equivalentes que produjeron ese terremoto. La diferencia entre el momento en que llegan las ondas de corte y el momento en que llegan las ondas de compresión a una misma estación es la base histórica que la sismología ha usado para localizar el punto exacto donde ocurrió un terremoto.
ID:3499
Grupo 6: Grupo 6: Contexto tectónico y tipo de falla
Descripción
El mecanismo focal esperado refleja la cinemática tectónica de la región. En subducción se esperan mecanismos de falla inversa; en extensión, mecanismos de falla normal; y a lo largo de límites transformantes, mecanismos de desgarre. La relación es una correspondencia categórica entre régimen tectónico y tipo de mecanismo focal, no una proporcionalidad continua. Este grupo cierra el vínculo entre el registro inicial de ondas elásticas y la estructura/cinemática de la fuente reconstruida a partir de ese registro.
Pregunta clave: ¿Cómo se vincula el mecanismo focal con la cinemática tectónica regional?
El mecanismo focal esperado refleja la cinemática tectónica de la región. En subducción se esperan mecanismos de falla inversa; en extensión, mecanismos de falla normal; y a lo largo de límites transformantes, mecanismos de desgarre. La relación es una correspondencia categórica entre régimen tectónico y tipo de mecanismo focal, no una proporcionalidad continua. Este grupo cierra el vínculo entre el registro inicial de ondas elásticas y la estructura/cinemática de la fuente reconstruida a partir de ese registro. El comportamiento esperado es que el mecanismo focal de un terremoto refleje la cinemática tectónica de la región donde ocurrió: los terremotos de subducción producen mecanismos focales de falla inversa, los terremotos que ocurren en zonas de extensión producen mecanismos focales de falla normal, y los terremotos que ocurren a lo largo de un límite de placas transformante producen mecanismos focales de desgarre, cerrando así el vínculo entre el registro de ondas elásticas con el que empezó esta descripción y la estructura interna del propio terremoto que ese registro permite reconstruir. Descomponiendo matemáticamente ese tensor de momento sísmico es posible extraer los planos nodales de la falla que se rompió, el eje a lo largo del cual la roca se comprimió durante el terremoto, y el eje a lo largo del cual la roca se estiró, y estos tres elementos juntos definen lo que se conoce como el mecanismo focal de ese terremoto. La sismología es el método diagnóstico principal para estudiar el interior de la Tierra sólida: utiliza el registro de las ondas elásticas que generan los terremotos, o incluso fuentes artificiales como explosiones controladas o camiones vibradores, para inferir tanto la estructura interna del planeta como los parámetros de la fuente que generó cada terremoto.
ID:3500