Review

A Concise History of Mainstream Seismology: Origins, Legacy, and Perspectives

Una historia sucinta de Mainstream Sismología: Origins, Legacy y Perspectivas

by Ari Ben-Menahem

Resumen

La historia de la sismología ha remontado desde que el hombre reaccionó primero iterariamente a los

fenómenos de terremotos y volcanes, hace unos 4.000 años. Twentysix

Hace siglos que el hombre comenzó la búsqueda de causas naturales de los terremotos.

El amanecer de la sismología moderna estalló inmediatamente después del terremoto de Lisboa

de 1755 con los estudios pioneros de John Bevis (1757) y John Miehell (1761). Alcanzó su apogeo con los

discursos aleccionadores de Robert Mallet (1862). La ciencia de la sismología nació hace 100 años (1889)

cuando el primer telesísmicas registro fue identificado por Ernst yon Rebeur-Pasebwitz en Potsdam, y

el prototipo del sismógrafo moderno fue desarrollado por John Milne y su asociados en Japón.

Se logró un progreso rápido durante los siguientes años por los primeros pioneros:

Cordero, Amor, Oldham, Wieehert, Omori, Golitzin, Volterra, Mohorovi ~ es decir, Reid, Z ~ ppritz,

Herglotz y Shida. Un salto más hacia adelante fue ganada por el siguiente generación de los sismólogos,

ambos experimentadores y teóricos: Gutenberg,Richter, Jeffreys, Bullen, Lehmann, Nakano, Wadati,

Sezawa, Stoneley, Pekeris, y Benioff.

El advenimiento de sismógrafos de periodo largo y computadoras (1934-1962), finalmente, poner

sismología en una posición en la que podría aprovechar la rica información inherente señales sísmicas,

en los planos mundial y local. De hecho, durante los últimos 30 años, nuestro conocimiento de la

infraestructura del interior de la Tierra y la naturaleza de sísmica fuentes ha crecido de manera

significativa. Sin embargo, el objetivo final de la sismología, a saber, la predicción de terremotos, no

llega. A pesar de la gran despliegue de instrumentos y mano de obra, sobre todo en Estados Unidos y

Japón, ningún progreso sustancial se ha hecho en este sentido. Los procesos dinámicos no lineales en las

fuentes de los terremotos todavía no se entienden, y con la falta de herramientas matemáticas

adecuadas y la teoría física, la saturación no es apto para venir a través de los ordenadores y los

sismógrafos.

Introducción

"Todo es una cuestión de cronología" Marcel Proust, En busca del tiempo Sismología es una ciencia

interdisciplinaria: la mayor parte de la teoría necesaria para interpretar los sismogramas, antes de 1922,

había sido disponible a través de los esfuerzos de los físicos y matemáticos de los siglos XVII, XVIII, XIX,

y comienzos del XX. Incluso después de 1922, las contribuciones realizado por los matemáticos

aplicados (Wiener, 1930; Lighthill, 960), físicos (Vaqueros, 1923; Born, 1925; Foek, 1946), y los

ingenieros (La Coste, 1934), siguieron desempeñando el centro papeles en sismología.

Así, la historia de la sismología es inseparable de la la historia de los grandes logros en la mecánica de

medios continuos, matemáticas aplicadas, y la teoría de onda general. Por otra parte, no es posible

aislar la sismología teórica del resto de la ciencia, desde la fenomenología, el experimento y la teoría

están fuertemente ligados a lo largo.

La historia de la sismología en realidad no comienza en 1889; si podemos comparar esta ciencia a una

planta, entonces 1889 fue el año en que la semilla salió a la superficie. Su verdadero origen puede

colocar el 1 de noviembre de 1755, durante el terremoto de Lisboa - una acontecimiento que cambió

drásticamente el panorama de hombre sobre el fenómeno de los terremotos. Desde entonces, los

grandes terremotos seguido actuando como hitos en el camino del progreso.

[Por ejemplo, Mino-Owari, el centro de Japón, 28 de octubre 1891: primera documentación de

fallamiento superficial. India, 12 de Junio, 1897: Primera observación de Oldham de las ondas P, S y R.

California, 18 de abril 1906: la teoría del rebote elástico de Reid. Largo Beach, 10 de marzo 1933: llegada

de la ingeniería sísmica. Chile, 22 05 1960: verificación experimental de la ruptura de propagación de los

fallos y las oscilaciones libres de la Tierra.]

El año 1889 es sin embargo un año notable en la historia de nuestra ciencia el año de nacimiento del

sismograma telesísmicas; sismología se convirtió a la vez una ciencia global! Los terremotos dejaron de

ser los asuntos locales de las ciudades. Un gran línea de comunicación se ha abierto, que va a través de

países, continentes, océanos - todas las barreras geográficas fueron repentinamente roto.

Esto era de hecho la primera revolución en sismología. La segunda revolución se produjo durante 1950-

55 cuando digitales computadoras se introdujeron por primera vez en la sismología. La capacidad para

realizar cálculos rápidos aumentaron la dimensionalidad de la sismología en el espacio y el tiempo:

enormes cantidades de datos de repente podría ser procesado en un tiempo relativamente corto;

integrales y las sumas pueden ser evaluados rápidamente y ecuaciones de todas las clases podrían ser

resueltos de manera más eficiente. Como uno profundiza en la historia de la sismología, uno se

convierte en gradualmente más y más fascinado con la interna la lógica de su patrimonio, con la gente

detrás de los descubrimientos, y con las interrelaciones sutiles intrincadas entre la sismología, geología,

astronomía, meteorología y la física. Sin embargo, desplegando esta historia ante un auditorio es una

totalmente diferente importa, porque entonces el historiador de la ciencia debe responder a él mismo y

para los demás ciertas preguntas importantes: en lo manera esto la historia se manifiesta? ¿Se acate un

cronológica orden secuencial de los acontecimientos? Se trata de un proceso lineal, Qué van y vienen,

hay lagunas, es aleatoria o es determinista?

Hay muchas maneras de mostrar las respuestas a estas preguntas fundamentales. Teniendo en cuenta

los límites de nuestro conocimiento y el limitado alcance de este artículo, he decidido para abrir con una

visión histórica corto, seguido de un más lista detallada de "eventos". Los "eventos" cubren nueve

disciplinas:

1. fenomenología (P),

2. sismometría y sismología experimental (S),

3. La teoría de campos sísmicos en la tierra (rayos, ondas, los modos, vigas) (T),

4. ondas superficiales (SW),

5. oscilaciones libres de la Tierra (F),

6. fuentes sísmicas (SS),

7. Estructura interna de la Tierra 7. (E),

8. anelasticidad (AE), y

9. anisotropía (AI).

Cada "evento" se describen algunos pasos, o lugar de interés, en la evolución de la sismología; se asocia

con una fecha (en su mayoría una año), un corto especificación de la naturaleza del descubrimiento o

invención, personas asociadas, y finalmente una categoría (uno de los anteriores nueve iniciales).

La elección de los temas y de los científicos individuales en estas listas se basa inevitablemente en mi

propio juicio, el gusto y el conocimiento. Siempre habrá argumentos acerca de omisiones y comisiones

en dichas listas, y no hay dos revisores emergerá con opciones idénticas. Por lo tanto, debe definir aquí

el alcance y propósito de la escritura, junto con mis criterios para la exclusión de los investigadores.

Primero vamos a abordar el problema del papel del individuo científico en la historia de la ciencia.

Mientras uno es interesado en los resultados científicos solamente, uno puede ignorar el hombre detrás

del descubrimiento, y luego el tiempo se convierte en amorfo, mientras que la ciencia es anónima. Pero

tan pronto como se estudia la evolución de las ideas, la máscara se dio a conocer y uno se enfrenta con

la gente, la carne y la sangre, y la gente tiene nombres, territorios y destinos. Al igual que cualquier otro

grupo de seres humanos, ellos tienen sus héroes, villanos y santos. De este modo, sus vidas convertido

en una parte integral de la ciencia, así como su capacidad científica logros.

El alcance de la presente ensayo se limita a un breve Descripción de los puntos de referencia (señales

alias; hitos alias) en la evolución de la tradición terremoto. La elección de estos eventos se basan en las

tres reglas siguientes:

1. Cada elemento de la lista no podría haber evolucionado sin la "Pre-conocimiento" de todos o algunos

de sus predecesores, es decir, no hay ningún elemento redundante; cada eslabón de la cadena es

esencial, aunque no de igual importancia.

2. Cada artículo se hace referencia en una enciclopedia de ataque (por ejemplo, Britannica) y / o un libro

de historia autoritaria. No hice incluir información que no había sido una referencia cruzada en al menos

dos de estas fuentes (ver Referencias).

3. Todos los resultados en sismología teórica y sismometría son esenciales para la comprensión y

cuantificación de la actual fenómenos y análisis de datos.

Crédito por nombre fue dado a 150 hombres, la mayoría de los cuales no están vivos hoy. Las

referencias, que cubren el período hasta 1964, incluye las obras de unos 200 hombres adicionales de la

ciencia.

Reseña histórica

Los primeros registros históricos contienen referencias a los terremotos fecha tan lejana como 2000 aC

Estas cuentas son, por En su mayor parte, de poco valor para el sismólogo. Hay una tendencia natural a

la exageración en la descripción de estos fenómenos, a veces de hecho a la medida de la importación de

un sobrenatural elemento en la descripción. Sin embargo, los intentos fueron hechas por algunos

escritores antiguos sobre la filosofía natural ofrecer explicaciones racionales de los fenómenos sísmicos.

Estos puntos de vista (aunque basado en hipótesis que, como una regla, son demasiado extravagante

para ser la pena detenerse en gran detalle), que se resumen en los escritos de los historiadores y

filósofos como Tucídides, Aristóteles, Estrabón, Seneca, Tito Livio y Plinio, indican muy claramente que

los primeros filósofos griegos ya había abandonado las explicaciones mitológicas en favor de causas

naturales de los terremotos dentro de la tierra.

Aristóteles (ca. 340 aC) dio una clasificación de los terremotos en seis tipos, de acuerdo con la

naturaleza de la tierra movimiento observado; por ejemplo, aquellos que causó una movimiento de

tierra hacia arriba, las que sacudió la tierra de un lado a otro, etc. El primer instrumento conocido para

nosotros que se hizo para responder a un movimiento telúrico es el sismoscopio, inventado en el año

132 dC por el erudito chino Chang Heng. Se reveló la dirección de movimiento de tierra. Seismoscopes

posteriores fueron diseñados también para dar el tiempo de ocurrencia de un shock. Este instrumento

tiene fama de tener detectado algunos terremotos no sentidas a nivel local.

No mucho fue obtenida de las páginas de medieval y escritores posteriores a los terremotos. En

Inglaterra, los primeros trabajos digno de mención es el discurso de Robert Hooke sobre Terremotos

(1667-1697). Esta publicación, aunque contiene muchos pasajes de mérito considerable, tendido pero

poco a un correcta interpretación de los fenómenos en cuestión. Igualmente insatisfactoria fueron los

intentos de Joseph Priestley y algunos otros escritores científicos del siglo XVIII hasta conectar la causa

de los terremotos con los fenómenos eléctricos. Por otra parte, algunos científicos no estaban seguros

de más de lo natural origen de los terremotos, como hemos aprendido de un escritor en el

Transacciones Filosóficas de la Sociedad Real de Londres, como Todavía en 1750 dC, quien consideró

conveniente pedir disculpas a "Aquellos que son aptos para ser ofendido por cualquier intento de dar un

natural de cuenta de los terremotos ". No obstante, terco hechos de los efectos del terremoto

continuaron acumulando, especialmente en la estela del desastroso terremoto de Lisboa de 1755. Por

último, se estableció firmemente por el Rev. John Michell (1761), profesor de geología en Cambridge,

que terremotos se originan dentro de la Tierra. Declaró que "Terremotos fueron olas creadas por las

masas movedizas del rock millas debajo de la superficie .., el movimiento de la Tierra en terremotos es

parte trémula y en parte propagada por olas que se suceden otra ", y estimó que las ondas sísmicas del

terremoto de Lisboa había viajado hacia el exterior a 530 m / seg.

Otra persona que sugiera que la influencia de los terremotos propagar en la tierra en forma de ondas

con finita fueron hechas por algunos escritores antiguos sobre la filosofía natural ofrecer explicaciones

racionales de los fenómenos sísmicos.

La mayoría de los trabajos sobre los terremotos durante 1760-1840 se ocupaba de las evaluaciones de

los efectos geológicos y efectos en edificios. Los primeros en el siglo XIX, los terremotos listas se

publicaban regularmente, y en 1840 apareció el primer catálogo terremoto para el conjunto mundo.

En 1857, el primer sismólogo verdad (como lo haríamos ahora reconoce el término en retrospectiva),

apareció en la escena: Robert Mallet (1810-1881, Irlanda), el ingeniero que sentó las bases de la

sismología instrumental. Él nació en Dublín, y después de haber obtenido la licenciatura en el Trinity

College en esa ciudad, entró en la pequeña fábrica de ingeniería de su padre s. Después de construir un

faro y un número de puentes, se convirtió interesado en la sismicidad mundial y la ingeniería sísmica

problemas. Su estudio detallado de los daños causados por el terremoto napolitana de 1857 lo llevó a

sugerir la el establecimiento de una red de observatorios sobre la Tierra superficie. Él publicó el primer

mapa de sismicidad mundial y hizo el primer intento sistemático de aplicar los principios físicos a los

efectos del terremoto (1862). Mallet hizo estimaciones de la profundidad del epicentro, y también

cardada a cabo una serie de experimentos para determinar la velocidad de las ondas de tierra mediante

la activación de cargas de explosivos en diferentes suelos y por la medición de la resultados en cuencos

de conjunto de mercurio en diferentes distancias de hasta 800 m de distancia.

El primer sismómetro, que merece su nombre, fue diseñado en 1841 por el físico James David Forbes

(1809-1868, Escocia). El nombre fue acuñado por David Milne Inicio en 1841. Unos años más tarde, el

nombre fue dado al sismógrafo un instrumento construido por Luigi Palmieri (1855) en el observatorio

del Vesubio. Consistía en un péndulo invertido, con bisagras abajo por un alambre de acero cilíndrica.

Un lápiz unido a la parte superior de la varilla del péndulo registra el movimiento en el papel. El primer

sistema de sismógrafo útil, registrando desplazamientos de tierra, fue construido en Japón en 1880 por

John Milne y sus ayudantes James Alfred Ewing y Thomas Gray. Sin embargo, este instrumento tenía

ampliación insuficiente y podría registrar sólo los terremotos locales.

En 1889, Ernst von Rebeur-Paschwitz (1861-1895, Alemania) estaba experimentando en Potsdam con

una forma modificada del péndulo horizontal de Z611ner (V 0 = 50, T o = 18 seg, sin amortiguación)

cuando se registró un terremoto de Japón. Este evento marca el nacimiento de la sismología

fundamental en su sentido en todo el mundo. Estimulado por estas observaciones, por 1.894 Milne fue

capaz de diseñar, construir y probar el famoso sismógrafo que lleva su nombre. Era capaz de detectar las

ondas sísmicas que habían viajado a muchos miles de kilómetros de su origen. Por otra parte, era lo

suficientemente compacto y simple en funcionamiento para que pueda ser instalado y utilizado en

muchas partes del mundo. Podría grabar los tres componentes de los desplazamientos de tierra (arriba-

abajo, de este a oeste, de norte a sur). A partir de este momento en adelante, los datos instrumentales

precisos sobre terremotos comenzaron a acumularse, y la sismología ha desarrollado a partir del

cualitativa hacia el lado cuantitativo. El sismógrafo es el científico de la tierra lo que el telescopio es el

astrónomo - una herramienta para mirando en regiones inaccesibles. Por esa razón se puede considerar

el año de la implementación de los sismógrafos Milne como un hito importante en la historia de la

sismología. De hecho, desde 1894, el número de terremotos registrados instrumentalmente constante

aumento; la lista más antigua conocida de los terremotos con los tiempos y de origen computadas

epicentros es que para el período 1899 a 1903. Nuevas mejoras en el diseño de los sismógrafos se debió

a Fusakichi Omori (1868-1923, Japón) y Emil Wiechert (1861-1928, Alemania), quien hizo un relato

detallado de su sismógrafo mecánica ( 1900), Boris Borisovieh Golitzin (1862-1916, Rusia), diseñó el

primer sismógrafo electromagnético con registro fotográfico (1906). Wiechert diseñado un sismógrafo

en la que el péndulo es vertical y invertida, siendo mantenida por pequeños resortes presionando contra

soportes rígidamente fijados al suelo. La masa del péndulo es grande (hasta varias toneladas), y los

registros de los sismógrafos ambas componentes horizontales a la vez. Un desarrollo cardinal tuvo lugar

cuando Golitzin introdujo la idea de grabar el movimiento de tierra por medio de un rayo de luz

reflejada por el espejo móvil de un galvanómetro: el movimiento del espejo es excitado por una

corriente eléctrica generada por la inducción electromagnética cuando el péndulo de la sismómetros se

mueve. El siguiente desarrollo se produjo en 1935, cuando Hugo Benioff (1899 a 1968, EE.UU.) diseñó y

construyó un instrumento para medir un componente de tensión de tierra.

El sismómetro cepa mide la variación de la distancia entre dos puntos, unos 30 m de distancia, causado

por el paso de las ondas sísmicas. Grabación de Benioff era electromagnética, el período galvanómetro

origen el 40 seg, posteriormente aumentado a 480 seg. Su sismógrafo cepa fue el primero en grabar los

movimientos de tierra con períodos de hasta el orden de 1 hora, tales como el modo más grave de las

oscilaciones libres de la Tierra (1952).

La ciencia de la sismología pretende simultáneamente para obtener la infraestructura del interior de la

Tierra con la ayuda de los fenómenos de ondas sísmicas, y estudiar la naturaleza de las fuentes sísmicas

con el objetivo final de mitigar y controlar el tiempo del fenómeno. Esta doble característica es evidente

a partir de los primeros días de esta ciencia.

Los logros hacia el primer gol comenzaron en 1799, cuando Cavendish empleó la ley de la gravitación

universal de Newton para estimar [3 / (4riG) g (R) / R ~ (p) = - 5,5 g / cm3] densidad media de la Tierra.

Como esta densidad supera la densidad de superficie de las rocas, la conclusión fue que la densidad

debe aumentar con la profundidad en la Tierra. Por medio de observaciones sobre el efecto de las

mareas en la Tierra sólida, Lord Kelvin afirmó en 1863 que la Tierra en su conjunto es más rígido que el

vidrio. (Esta opinión ha sido confirmada más tarde, cuando se descubrió que el acero ofrece una mejor

comparación, cuando se trata de la modalidad más grave de libre oscilación de la Tierra.) En 1897,

Wiecheft conjetura a partir de cálculos teóricos que el interior de la Tierra consiste en un manto de

silicatos , que rodea un núcleo de hierro. La existencia del núcleo de la Tierra fue creada por Richard

Dixon Oldham (1858-1936, la India e Inglaterra) en 1906, de la observación de las ondas sísmicas.

En 1909, Andrija Mohorovifiie (1857-1936, Zagreb) descubrió una discontinuidad de material agudo en

algún nivel por debajo de la superficie de la Tierra (conocido hoy como el Moho), lo que podría explicar

los tiempos de viaje de los rayos sísmicos de un sismo local. Se encontró posteriormente para demarcar

la base de la corteza terrestre. Este descubrimiento demuestra que la estructura de las capas externas

de la Tierra podría deducirse de los tiempos de recorrido de las señales sísmicas reflejadas y refractadas.

Esto fue conocido a John Milne ya en o antes de 1906! (Milne, 1906, pp. 365-376.).

En 1914, Beno Gutenberg (1889 a 1960, Alemania y EE.UU.) publicó su determinación precisa de la

profundidad de los límites del núcleo de la Tierra en 2900 km por debajo de la superficie. (En 1926 se

descubrió una zona global de baja velocidad a una profundidad de 70 a 250 kilómetros en el manto de la

Tierra, conocida como astenosfera.) En 1936, Inge Lchmann (1888 a 1993, Dinamarca) produjo la

primera evidencia de la existencia de núcleo interno sólido de la Tierra con un radio de ca. 1.400

kilometros.

El advenimiento de elastodinámica comenzó con el descubrimiento de las ondas longitudinales y

transversales de Poisson en 1828, y su interpretación física de Stokes en 1845. En 1885, Lord Rayleigh

descubrió, por delante de las observaciones, otro tipo de ondas elásticas (que se conocerá más tarde

como el onda de Rayleigh) que está asociado con discontinuidades material tal como una superficie libre

de un cuerpo. En 1897, Oldham identificado en las grabaciones del terremoto (Sismogramas) los tres

tipos principales de ondas predichas por Poisson y Rayleigh, lo que confirma que, al menos por corto

periodo de la ola de movimiento (períodos dominando: 0,1 a 1 segundo), la Tierra de hecho se comporta

como un cuerpo elástico para que pueda aplicarse la ley de Hooke. En 1899, Cargill Gilston Knott (1856-

1922, Escocia y Japón) que se derivan de las ecuaciones generales para la reflexión y la refracción de

ondas elásticas de avión a través límites del plano. Esto era necesario para relacionar las amplitudes de

las ondas de activación de la sismómetro a las huellas de sismogramas correspondientes, modificado por

la presencia de la superficie libre de la Tierra. En 1904, Horacio Cordero (1849 a 1934, Inglaterra), que

salía con la primera teoría matemática de un terremoto de fuente puntual en un modelo de la Tierra

media-espacio. Él por lo tanto layed el fundamento teórico para la propagación de las ondas sísmicas en

medios estratificados. El primer problema inverso en geofísica fue formulado y resuelto en 1907 por

Gustav (Ferdinand Joseph) Herglotz (1881-1953, Alemania), lo que permite que las velocidades de

compresión y transversales inherentes a determinarse a partir de datos en tiempo de viaje. En 1909, E.

Wiechert, K. Zoeppritz, y L. Geiger explotaron este método y obtener por primera vez un perfil de

velocidad de la onda de compresión en el manto de la Tierra. Una importante contribución a la

sismología teórica se hizo en 1911 por Augusto Edward Hough Amor (1863 a 1940, Inglaterra) con su

descubrimiento de una onda superficial polarización horizontal (ahora conocido como la ola amor), a

partir del análisis de los cuales los sismólogos podrían derivar estimaciones de el espesor de la corteza

de la Tierra y su rigidez.

Un nuevo avance durante 1915-1936 fue hecha por Harold Jeffreys (1891 y 1989, Inglaterra), quien trajo

a soportar los métodos matemáticos y estadísticos y un gran conocimiento de los problemas

geodinámicos más amplios. Su atención al método científico y el detalle estadístico ha sido una de las

principales fuerzas a través del cual la sismología pre-Segunda Guerra Mundial ha alcanzado su nivel de

precisión.

Se han logrado avances significativos en la sismología a través de las primeras cuatro décadas del siglo

XX: en 1901, el primer Instituto Geofísico fue fundada en G6ttingen (Alemania), y el número de

observatorios sísmicos capaces de grabación telesísmicas alcanzado 25 (frente a ocho en 1894 ). En

1940, había alrededor de 10 grandes centros de investigación sísmica y 250 estaciones sísmicas en todo

el mundo.

Una asociación internacional de Sismología fue fundada en 1905 en una reunión en Berlín de

representantes de 23 países, que se reunió de nuevo en Roma en 1906, donde se decidió establecer un

centro internacional en Estrasburgo. El año 1919 vio la aparición de un boletín de grabaciones mundiales

de los terremotos, publicado en Oxford, bajo el nombre de Internacional de Sismología Resumen (ISS).

Tras el terremoto de San Francisco catastrófica de 18 de abril de 1906, Harry Reid Fielding (1859-1944,

EE.UU.) avanzó su teoría del rebote elástico (1911): que los terremotos están asociados con grandes

fracturas o fallas, en la corteza terrestre y el manto superior. Como se cuela la roca, la energía elástica se

almacena en la misma manera que se almacena en un resorte de reloj herida-up. La cepa se acumula

hasta que el bono de fricción que bloquea el fallo ya no puede sostener en algún punto de la falta, y se

rompe. En consecuencia, los bloques de repente se deslizan en este punto, que es el foco del terremoto.

(Se descubrió en 1960 que una vez que se inicia la ruptura, viajará a una velocidad de alrededor de 3,5

km / seg, continuando hasta 1000 km.) En grandes terremotos, el deslizamiento o desplazamiento, de

los dos bloques pueden ser tan grande como 15 m. Una vez que el enlace de fricción se rompe, la

energía de deformación elástica, que había sido almacenado lentamente durante decenas o cientos de

años, se libera de repente en la forma de intensas vibraciones sísmicas - que constituyen el terremoto.

El proceso a través del cual el enlace de fricción es "lubrica" para habilitar al comienzo de la hoja no se

entiende todavía. Sobre 109 ergio de energía de tensión se libera de cada metro cúbico de volumen de

origen terremoto. Los mayores terremotos cada liberación de energía a partir de un volumen filtrado de

1,000 por 100 por 100 kilometros = 1,016 m 3, que produce una energía total de 1025 erg. Esto es el

equivalente de 1.000 explosiones nucleares, cada una con una fuerza de 1 megatón (1.000.000

toneladas) de TNT. Es de interés señalar que los pocos grandes terremotos cada año liberan más energía

de la que cientos de miles de pequeños choques combinados. Acerca de 1026 erg de energía sísmica se

liberan cada año. Se trata de alrededor de 1% de la cantidad anual de energía térmica que alcanza la

superficie de la Tierra desde el interior.

El tiempo entre grandes terremotos es alrededor de 50 a 100 años en California y algo menos en las

regiones sísmicas más activas, como Japón o las Aleutianas. Por lo tanto, el tiempo necesario para

acumular la energía de deformación elástica en las rocas adyacentes a un fallo es enorme en

comparación con el tiempo que transcurre durante la liberación de energía almacenada.

El estado actual de los conocimientos de los fenómenos del terremoto se opone a la predicción fiable

del momento de ocurrencia del próximo gran terremoto en un lugar determinado. Quizás el comentario

más apto en este sentido fue dado hace mucho tiempo por Mark Twain: "Fue gratificante ser capaz de

responder con prontitud, y lo hice yo dije que no lo sabía.".

Desde 1556, alrededor de 6 a 7 millones de personas han sido asesinadas por los terremotos.

Calendario de Progreso ca. 2100-600 aC Alusiones bíblicas a grandes terremotos en el sistema falla del

Mar Muerto ocurriendo desde ca. 2100 aC (P) ca. 1560 aC y 759 aC Aunque las causas principales de

estos eventos fueron atribuidos por los profetas y los escribas de la Biblia a un solo poder supremo, las

descripciones de los fenómenos en sí son bastante precisa, y deben haberse originado con agudos

observadores de la naturaleza. Estas fueron algunas de las primeras reacciones literarias documentados

de hombres a los fenómenos naturales. (P) ca. 585 aC Tales de Mileto (624-546 aC) fue el primero en

exponer la teoría de una causa natural para los terremotos; propuso que fueron causadas por el agua.

(P) ca. 550 aC Anaxímenes de Mileto (585-525 aC), discípulo de Anaximandro, fueron más allá que su

maestro en ignorar por completo los elementos míticos en las leyes naturales. Él enseñó que, con la

edad, la Tierra se rompió bajo su propio peso, lo que provoca el movimiento de los terremotos. (P) ca.

340 aC Aristóteles (384-322 aC) especuló que los terremotos son causados por el aire en movimiento: el

aire atrapado en el interior de la Tierra tiembla la tierra, ya que está tratando de escapar. Esta teoría

influyó el pensamiento europeo hasta el siglo XVII. (P) ca. 45 AD Lucio Anneo Séneca dio el mejor

resumen de los puntos de vista sobre los terremotos en la tradición greco-romana: los terremotos son

causados por causas naturales como el agua, el aire o el fuego, que se encuentra dentro de la Tierra. (P)

ca. 1260 Alberto Magno (1206-1280) reconoció el carácter vibratorio del movimiento de los terremotos.

(P) 1638 Galileo Galilei considerado por primera vez la resistencia a la ruptura de los sólidos. Sus

investigaciones dieron la dirección que fue seguida posteriormente por muchos investigadores. 1660

Robert Hooke afirmó la relación tensión-deformación lineal unidimensional, sentando así las bases de la

teoría de la elasticidad (publicado en 1678). (T) 1664 Athanasius Kircher (1601-1680) propuso un sistema

de canales de fuego en el interior de la Tierra que terminan en la superficie en los volcanes; terremotos

están relacionados con el movimiento del fuego dentro de estos túneles que trabajan contra las rocas

que bloquean este movimiento. (P) 1696 Johann Zhan añadió a la teoría aristotélica de que el aire

atrapado en el interior de la Tierra se mezcla con material inflamable. (P) 1703 Martin Lister (1638-1712)

y Nicolás Lemcry (1645-1715) se separaron de la teoría aristotélica de los terremotos y conjeturaron que

el fuego interno que produce terremotos y volcanes fue producido por medios químicos a través de una

mezcla de hierro, sulfure , y la sal con agua. El aspecto importante de esta teoría, que se hizo muy

popular en el siglo XVIII, fue que el origen de un terremoto produjo una explosión producida por la

mezcla dentro de la Tierra de las sustancias químicas encontradas en busca de explosivos. Isaac Newton,

en su Óptica (1704), se refiere a esta teoría en el libro III, Parte I, Query 31. Afirmó que cuando estos

minerales se acumulan en una cueva subterránea que exploten con un gran temblor de la Tierra. (P)

1749 Comte de Buffon (1707-1788) propuso que una explosión de materiales inflamables, tales como la

fermentación de piritas, produce una cantidad de aire caliente en cámaras subterráneas que podrían

escapar horizontalmente por una gran distancia a través de túneles y cuevas subterráneas. Esto

explicaría por qué los terremotos se dejan sentir a través de una gran distancia. (P) 1755 1 de

noviembre. Terremoto de Lisboa. Algunos efectos son científicamente descritas. (P) 1757 John Bevis (o

Bevans; 1693-1771) publicó en Londres un volumen notable en la historia y filosofía de los terremotos

en el que recoge las cuentas del terremoto de Lisboa de diversas fuentes auténticas. Su encuesta, la

primera de su tipo, fue posteriormente utilizado por John Michell (1761). 1761 Tras el terremoto de

Lisboa, John Michell demostraron que los terremotos se originan dentro de la Tierra y que las ondas se

extienden desde la fuente de todo el interior (su velocidad = 530 m / s) de la Tierra (por cierto, que se

originó el concepto de un agujero negro). Sin embargo, Michell aún sostenía la teoría explosiva de los

terremotos. (P) 1783 5 de febrero y siguientes. Terremotos en Calabria, Italia. Investigado por

comisiones científicas. (P) 1798 Henry Caveudish determinó la densidad media de la Tierra, invocando la

ley de Newton 's de la gravitación universal [(p) = 3g (R) / (4nGR) ~ 5,448 g / cm3]. (E) 1807 Thomas

Young define el módulo de elasticidad (Y = RLL / e11) y fue el primero en reconocer cizallamiento como

una deformación elástica. 1819 16 de junio. Terremoto en Cutch, India. Primeras observaciones bien

documentados de fallas que acompaña al terremoto. (P) 1821-1831 CLMH Navier, AL Cauchy, y SD

Poisson descubrió las ecuaciones fundamentales de elastodinámica lineales. Navier (1821), discípulo de

Fourier y profesor de mecánica analítica en el t ~ cole Polytechnique de París, fue el primero en obtener

la ecuación desplazamiento elastodynamic, y la ecuación de movimiento de un fluido viscoso. Él puso los

cimientos de la teoría matemática de la elasticidad (definición de tensión y deformación tensores,

relación tensión-deformación 3D para un anisotrópico general sólida), y correcta estableció el número

de constantes elásticas para medios isotrópicos y no isotrópica. Su ecuación de movimiento (en

notación módem) se lee:. Div I "+ p ~ 7 = p [c32 ~ / Ot2] (T) 1826-1839 AJ Fresnel (1826), SD Poisson

(1828), AL Cauchy (1830) y G. Green (1839) discute la propagación de ondas planas a través de medios

cristalinos, y obtuvo ecuaciones para la velocidad de propagación en términos de la dirección de la

normal al frente de onda.

Ellos encontraron que, en general, superficies de onda tienen tres hojas. Cauchy establece las relaciones

de tensión-deformación de los cristales anisotrópicos generales en términos de 21 coeficientes. (AI)

1828 SD Poisson estableció la existencia de las ondas compresionales y de corte en sólidos elásticos

(observadas por Oldham, 1897). Su hallazgo crea en el momento de una nueva dificultad en la teoría

ondulatoria de la luz: si el éter se asemejó a un sólido elástico, dos tipos de ondas de luz debe ser visible.

Maxwell elude la dificultad de atribuir el éter una relación a = 1/2 (velocidad longitudinal infinito)

Poisson. (T)

1829-1896 Los primeros estudios teóricos sobre las vibraciones de las esferas y placas elásticas: SD

Poisson (esfera, 1829), Lord Kelvin (esfera, 1863), P. Jaerish (esfera isotrópico, 1880), H. Cordero (esfera,

1882), C. Chree (esfera, 1889, 1896), H. Cordero (placa, 1889), y Volterra (1894). (F) 1840 Von Hoff

publicó un catálogo de terremotos de todo el mundo. (P)

1841 Los informes sobre investigaciones sísmicas comenzaron a aparecer de forma intermitente en los

Informes Generales de la Asociación Británica para el Avance de la Ciencia (preparado regularmente por

John Milne desde 1881). (P) En primer sismómetro mecánico diseñado por James David Forbes. (S)

1845 GG Stokes define los módulos de compresibilidad elástica y rigidez. (E)

1848 Lord Kelvin integra la ecuación de elastostatics. (T) 1849 GG Stokes formuló la ecuación

fundamental para fluidos viscosos. (T)

1852-1859 G. Lain6 define los parámetros elásticos de medios homogéneos y el concepto de elipsoide

estrés. (T)

1855 Luigl Palmieri construyó un sismómetro para su uso en el observatorio del Vesubio. (S)

1857 16 de diciembre. Terremoto al este de Nápoles, Italia. Las investigaciones de campo de Robert

Mallet; primer intento sistemático de aplicar los principios físicos de los efectos del terremoto en

detalle. Según él, los terremotos son causados ", ya sea por la flexión súbita y restricción de los

materiales elásticos que forman una parte de la corteza terrestre, o por su dando paso y convertirse en

fracturas." Mallet publicó el primer mapa de sismicidad mundial (1860) e hizo los primeros intentos de

medir las velocidades de las ondas sísmicas. En realidad, era la primera sismólogo cierto. (P)

1863 Lord Kelvin utiliza observaciones de mareas para mostrar que la rigidez media de la Tierra es

superior a la del acero ordinario [(/ a) ~ 1,45 X 1012 cgs]. (E)

1869 F. Zrllner construyeron un sismógrafo horizontal. (S)

1872 E. Betti descubrió la relación de reciprocidad y la "relación Betti" que lleva adelante con el teorema

de representación de elastodinámica. 1874 De Rossi establece la primera escala de intensidad de

terremoto. JFJ Sehmidt acuñó los nombres: epicentro, choque director. (P)

1874-1892 teorías lineales más tempranos de la fricción interna y pérdidas por atenuación en sólidos

elásticos por OE Meyer (1874), L. Boltzmann (1876), JC Maxwell (1876), Lord Kelvin (1878), y W. Voigt

(1892). (AE)

1877-1904 EB Christoffei (1877) deriva la ecuación cúbica para las tres velocidades de fase de onda

plano en anisotrópicos en general medios elásticos, para cualquier dirección dada de la normal al plano

(la ecuación de Christoffel). Su trabajo fue seguido por Lord Kelvin (1904), que describe la naturaleza de

los vectores de desplazamiento (polarización) y define una superficie de onda grado duodécimo en el

espacio de velocidades. Clasificación (AI)

1878 R. Hoernes 'de los terremotos (volcánica, tectónica, etc.). (P) 1880 John Milne, James Alfred Ewing,

y Thomas gris construido en Japón el primer sistema sismógrafo útil para la grabación de terremotos

locales. (El 22 de febrero de 1880 fueron capaces de obtener un registro adecuado de un temblor local.)

(S) principio de 1881 Lord Rayleigh de perturbación valor propio. (. Principio variacional de Rayleigh)

1882 R. Canaval acuñó los nombres: foreshock, réplica.

1883-1884 escala Rossi-Forel por los efectos del terremoto publicados (basado en observaciones de

Italia y Suiza). (P)

1885 En un estudio teórico, Lord Rayleigh descubrió que, además de las ondas de cizalla y de dilatación

del cuerpo conocidos (Poisson, 1828), una sustancia elástica homogénea puede acomodar una tercera

ola en su límite. Esto se conoce posteriormente como la onda de Rayleigh. (Rayleigh considera ondas

libres en un medio sin origen.) (SW)

1888 A. Sehmidt argumentó que ya que en velocidad de la onda en general debe aumentar con la

profundidad en la Tierra, las rutas de onda se curva y cóncava hacia arriba, hacia la superficie de la

Tierra. (W) 1889 Milne comenzó la producción de la "Shide Cirulars", que se ocupa de los terremotos. (P)

17 de abril 17 h 21 min. El cumpleaños de la sismología fundamental en su sentido en todo el mundo: el

primer evento telesísmicas (un terremoto de Japón), grabado por Ernst yon RebeurPasehwitz en

Potsdam, Alemania, con una forma modificada del péndulo horizontal de Ztillner (V o = 50, A = 18 seg,

no amortiguación A = 8.221 kilometros, y el origen de tiempo aprox 17 hr 10.3 lluvia GMT). (S)

1891 28 de octubre. Terremoto Mino-Owari, Japón. Los grandes desplazamientos de fallas; un gran

daño. Imperial Comité la investigación del terremoto creó en consecuencia. (P)

1892-1894 Milne y sus socios desarrollan en Japón un sistema sismógrafo compacto para su uso en todo

el mundo. Datos instrumentales útiles comenzaron a acumularse en un número de estaciones en Japón,

Europa y los Estados Unidos, y la sismología surgieron como una ciencia cuantitativa. (S)

1895 F. Omori estableció una ley para las series temporales réplica. (P)

1897 12 de junio. Gran terremoto de la India. Investigado por R. D. Oldham. (P) RD Oldham identificó en

los sismogramas el tres tipos de ondas predichas por Poisson (1828) y Rayleigh (1885). (T)

Emil Wiechert funcionó detalles numéricos de un modelo de la Tierra que constan de un núcleo de

densidad uniforme p ~ = 8,21 g / cm 3 y el radio de un ~ = 5.000 kilometros rodeada por una cáscara de

roca de densidad uniforme P2 = 3,2 g / cm 3 . Un modelo de este tipo se contemplaba anteriormente

por Kelvin y P. G, Tait (1879), y RR Radau (1885). Wiechert conjeturó que el núcleo central es metálico.

(E) 1,898 TJ I'A Bromwieh estudió la influencia de la gravedad en ondas elásticas, y en particular sobre

las vibraciones de un globo elástico. (F)

1899 CG Knott deriva los coeficientes de reflexión y refracción de las ondas sísmicas de avión a través

de discontinuidades planas. (T)

1899-1903 La lista más antigua conocida de los terremotos registrados instrumentalmente con tiempos

y epicentros de origen calculadas.

1900 mapas de sismicidad Mundial (P) preparados por John Milne y Fernando Montessus de Ballore. (P)

Emil Wiechert construyó un sistema de sismógrafo mecánica de tres componentes. (S)

1901 Instituto Geofísico fundado en Gtttingen, Alemania, por Emil Wiechert. (P)

1902 Mejora de la escala de intensidad publicado por G. Mercalli en Italia. (P)

1904 AEH Amor dio una solución analítica singular exacta a la ecuación de Navier no homogénea en un

sólido infinito: (2 + / z) grad div fi + / zV2fi + p ~ = p [(Oz ~ l) / (Ot2)] . Luego procedió a construir las

funciones de Green para una variedad de fuentes puntuales derivados tales como dipolos, parejas,

centro de la compresión, y el centro de rotación. El amor basado su trabajo en los resultados anteriores

de GG Stokes (que en 1849 modela un origen de luz como fuente puntual de ondas SH en el éter

lumínico elástico), y LM Lorenz (1861) que mostraron la forma de resolver las ecuaciones anteriores en

términos de potenciales.

En el mismo artículo, Amor deriva por primera vez las tres dimensiones elastodynamic teorema de

representación integral, que es esencialmente una extensión del teorema de Kirchhoff para medios

isótropos elástica. Amor de integral, sin embargo, no fue escrito en notación tensorial compacto. Por

otra parte, la solución singular fundamental de elastodinámica (tensor de Green) no aparece

explícitamente en su análisis. Un teorema de representación estrechamente relacionado fue dada de

forma independiente por C. Somigliana (1905-1906). (SS)

H. Lamb presentó el primer modelo matemático de un terremoto en una configuración media-espacio.

La generación de ondas elásticas mediante la aplicación de tracciones superficiales dependientes del

tiempo en el límite de un medio-espacio o en el mismo, se conoce como el problema de Cordero.

Cordero representado una fuerza de punto en un medio elástico isótropo homogéneo semi-infinito

como un divergente Fourier-Bessel integral. En la falta de medios computacionales, sólo pudo esbozar

los transitorios de desplazamiento en el campo lejano para una tracción de la superficie vertical y cierta

funciones de tiempo de la fuente impulsiva. Sus resultados confirmaron la existencia de ondas Rayleigh.

(SW)

Se genera así el primer sismograma sintético de campo lejano. Por otra parte, anticipó el método

Cagniard más tarde (1939), pero no reconoció su generalidad. (SS) 1904-1905 FT Trouton, AO Rankine.

(1904), y P. Phillips (1905) descubrieron una ley de fluencia logarítmica [º (t) = q log (1 + t / a)], lo que da

una descripción justa de la tensión en especímenes bajo estrés larga y continuada. [Aplicado a las rocas

en 1956 por C. Lomnitz y generalizada por H. Jeffreys (1958) a la Tierra en su conjunto.] (AE)

1905 R. Beeker desarrolló la teoría de la relajación sólido con continuo lineal estándar, como un modelo

físico de anelasticidad. El modelo produce una constante Q de banda limitada por una superposición

continua de mecanismos de relajación individuales. Aplicado a la propagación de las ondas sísmicas en la

Tierra en el año 1976. (AE)

1905-1912 Establecimiento de la teoría elemental de rayos de propagación de la señal sísmica en un

modelo de la Tierra esféricamente simétrica por H. Benndorf (p = dT / dA, 1905), K. Ziippritz, y E.

Wieehert. (T)

1906 18 de abril. Terremoto de California. Fallamiento y deslizamiento observado. (P) Boris Borisovich

Golitzin diseñó y construyó el primer sismógrafo electromagnético con registro fotográfico. (S)

22 de marzo. John Milne pronunció la conferencia Bakerian en el que anunció el descubrimiento de la

"discontinuidad de Moho"! En sus propias palabras: "Previamente a la grandes olas de una perturbación

telesísmicas encontramos temblores preliminares .., por caminos (rayos), que se encuentran dentro de

una profundidad de 30 millas de velocidades registradas no exceden de las que cabría esperar para las

ondas de compresión en material rocoso. Esto, por lo tanto, es la profundidad máxima a la que debemos

buscar materiales que tienen propiedades físicas similares a los que vemos en la superficie de la tierra.

Por debajo de este límite, los materiales de la parte exterior de este planeta aparecen rápidamente a

fusionarse en una justa núcleo homogéneo con elevada rigidez ". En la misma conferencia Milne

también fue el primero en observar (1906) que se rompe en la trayectoria del movimiento secular del

Polo Norte de la Tierra (en relación a su posición media) podría estar relacionada con la ocurrencia de

grandes terremotos durante 1892 a 1904. A teoría cuantitativa de este efecto se da sólo en el año 1970.

(E)

RD Oldham suministra pruebas de sismología positivo para la presencia de un núcleo central de un radio

aproximado de 1,600 kilometros. (Se encontró un retraso sustancial en la llegada de las ondas P a

distancias angulares más allá de 120 ° desde un enfoque terremoto, y deducir que la Tierra contiene una

región central caracterizado por una velocidad promedio P apreciablemente menor que la de la capa

que rodea, para posteriormente ser llamada la capa.) Se encontró que el manto transmite en todas

partes las ondas P y S y es por lo tanto sólida para tensiones con períodos que no excedan en gran

medida los períodos de marea. No se observaron ondas S por debajo del manto, y se conjeturaron que

la mayor parte del núcleo es fundido. (E)

G. Angenheister obtuvo primeros valores de coeficientes de absorción de ondas de superficie en el

rango de período de 20 a 25 seg (7 ~ 2,8 x 10 -4 KM-h Q ~ 180). Este fue el primer uso de amplitudes de

onda observados para la estimación de la atenuación. Resultados similares seguidos de Meissner (1913),

Wegener (1912), Golitzin (1913), y Gutenberg (1924). (AE)

MR Freehet: cálculo funcional (el "derivado Frechet").

1906-1911 Tras el terremoto de San Francisco, los sismólogos se dieron cuenta de que los terremotos

corticales están asociados con fallas finito, fractura y deslizamiento. HF Reid estudió las mediciones

geodésicas a lo largo de la Falla de San Andrés antes y después de su ruptura (18 de abril 1906) y en

consecuencia expuso (1911) su teoría del rebote elástico, lo que llamó la atención sobre la importancia

de la energía de deformación elástica en relación con los terremotos: un terremoto tectónico ocurrido

cuando las tensiones en alguna región interior de la Tierra se han acumulado hasta el punto de que se

supere la resistencia del material, que conduce rápidamente a la fractura. Esta información no fue

transmitida a nivel de modelos de fuentes sísmicas, y en consecuencia el desarrollo natural de la teoría

fuente sísmica fue arrestado por los próximos 50 años. (SS)

1907 Vito Volterra presentó su teoría de dislocaciones, la incorporación de los resultados anteriores de

E. Betti (relación de Betti, Betti teorema de reciprocidad, 1872), y C. Somigllana (relación de Somigliana,

1885-1889). Anteriormente (1894) Volterra deriva una teoría representación integral de dos

dimensiones. (SS) 1907-1910 K. Ziippritz desarrolló las primeras mesas en tiempo de viaje por unos fases

sísmicas (1907). G. Iterglotz (1907) y, de forma independiente, H. Bateman (1910), dio una solución

analítica exacta de una ecuación integral de tipo Abel, las soluciones de los cuales determinan la

velocidad intrínseca como una función de la distancia radial desde el centro de la Tierra, Esto permitió a

los sismólogos a invertir los rayos de datos en tiempo de viaje (T, A) en función de la velocidad intrínseca

en el punto de inflexión del rayo. A través de 1909 a 1910 E. Wieehert, Ziippritz, y L. Geiger utilizan este

método para calcular las velocidades de las ondas longitudinales en el manto. (E)

1909 Andrija Mohorovifiic encontró pruebas en Croacia de un fuerte aumento de la velocidad de la onda

P en profundidad, que colocó a los 54 km por debajo de la superficie de la Tierra 's. El trabajo posterior

por otros mostraron un incremento tal que en todo el mundo, y el límite donde se produce vino a

llamarse la Mohorovi? Discontinuidad ic (la profundidad de esta discontinuidad es en general de unos 35

km por debajo de la superficie en áreas escudo continentales, alcanza 70 kilometros en algunas cadenas

montañosas, y puede ser tan poco como el 5 km más o menos por debajo de los pisos de los océanos

profundos. La región de la tierra por encima de la Moho ahora se llama la corteza. (E)

1911 AEH Amor explicó la aparición de una superficie transversalmente polarizados olas no incluidos en

las teorías de Rayleigh y Cordero. Era conocido posteriormente como la ola de amor en medios elásticos

en capas, y su existencia en los sismogramas fue diagnóstica de la corteza de la Tierra. El trabajo de

amor dio lugar a un gran número de investigaciones matemáticas y cedió mucho información sobre la

estructura de los continentes y los océanos. (SW)

Él presentó la teoría de las oscilaciones de un uniforme que gravitan esfera compresible y obtuvo un

período de 60 minutos para el modo más grave de su modelo de la tierra como el acero. (F) 1912 H.

Cordero sugirió que la velocidad de grupo puede ser aplicable a la teoría de las ondas sísmicas de

superficie y la interpretación de los sismogramas. (SW)

1914 Beno Gutenberg estudió los registros de los terremotos que tuvieron distancias epicentrales de

más de 80 ° de Gfttingen. Se había encontrado que a una profundidad de 2.900 kilometros, la velocidad

de las ondas longitudinales disminuyó de 13,25 a 8,5 km / s, y que el radio del núcleo es

aproximadamente 3500 km, un valor poco diferente de las determinaciones de módem. (E)

1914-1919 AA Miehelson y HG Gale utilizaron un interferómetro para medir las mareas del cuerpo en la

Tierra sólida por la alteración del nivel de agua en dos tubos verticales con una larga conexión

subterránea horizontal. Con este engranaje que fueron capaces de medir la rigidez media de la Tierra,

(S) 1915-1936 Harold Jeffreys introducido métodos matemáticos y estadísticos avanzados en el análisis

de datos sísmicos. (T)

1917 J. Radon: "El radón transformar." 1917-1925 J. Shida (1917) primero notaron ciertas regularidades

en la distribución de las polaridades de la moción inicial de la onda P como se observa en los

sismogramas en un área dentro de un radio de unos cientos de kilómetros alrededor de la fuente. Shida

encontró que la región epicentral se divide en cuatro partes por dos líneas perpendiculares que se

cruzan en el epicentro. Observaciones realizadas por Nakamura (1922), Gherzi (1923), y Somville (1925)

siguieron. (SS)

1918 Primer año cubierto por el Resumen Internacional de Sismología, cotejando las lecturas de la

mayoría de las estaciones sismológicas del mundo. (P)

1919 H. Weyl presentó la función de onda esférica como una integral de Fourier sobre todos los valores

complejos de ángulos esféricos en el espacio número de onda, 1920 LM Hoskins estudió las oscilaciones

libres de una esfera homogénea radialmente gravitando. (F)

1921 E. Meissner utiliza observaciones de dispersión de velocidad de grupo de ondas Rayleigh para

modelar cresta de la Tierra. Casi al mismo tiempo, E. Tams y G. Angenheister ya notaron que las ondas

sísmicas superficiales más caminos en la región del Pacífico de viaje más rápido que y se dispersan a

diferencia de los de las regiones continentales, y sugirieron que existen diferencias significativas en las

estructuras corticales. (SW)

1922 Existencia de sismos profundos establecidos por HH Turner. (P)

1923 1 de septiembre. Terremoto, destructiva en Tokio y Yokohama. La investigación detallada; muchos

informes publicados. Instituto de Investigaciones Sismológicas estableció en Tokio. (P) Aparición de la

primera ISS (Internacional Sismológico Resumen) para los terremotos de 1918.

De 1923 a 1963, el ISS fue la publicación más completa sobre la ocurrencia de un terremoto. Se

reportaron tiempos de Origen y epicentros de todos los terremotos suficientemente bien leídos. Para los

terremotos 1918-1929, se utilizaron las tablas de tiempo de viaje Zfppritz-Turner en la preparación de la

ISS; para 1930-1936, las tablas preliminares de JB de 1935, y desde 1937 en adelante, las tablas de JB de

1940. (P) JH Jeans desarrollaron la teoría asintótica básica de los modos normales de la Tierra (fórmula

de Jean), que relaciona la velocidad de fase a una frecuencia propia dado que el número de modo

colatitudinal asociado con esa frecuencia. (F)

Hirosbi Nakano mostró que los patrones observados de movimientos iniciales son explicables en

términos de ciertas combinaciones de fuerzas puntuales de la Stokes clásico - solución Amor. Uno de los

modelos, conocido como una doble pareja, es una combinación de dos parejas ortogonales con

momento cero. Se ha demostrado que es equivalente a una presión y tensión que actúa

simultáneamente en ángulos rectos. (SS)

ED Williamson y LH Adams acoplados valores de d) = k / p = az - 4 / 3FL 2 a partir de datos sismológicos

con la ecuación dp / dr = - GMP / R249, para obtener estimaciones de los gradientes de densidad en la

Tierra. Utilizando los datos sismológicos disponibles y teniendo p como continua, construyeron un

modelo de la Tierra en consonancia con los valores de la masa y el momento de inercia de la Tierra. Su

valor para la densidad justo debajo de la corteza es de 3,3 g / cm 3 (ultrabásico rock), proponiendo una

composición olivino como por el manto. Su trabajo también proporcionó la primera evidencia directa de

que hay un cambio sustancial de la composición química en el interior profundo de la Tierra. (E)

Wenzel, Kramers, Brillouin, y Jeffreys (WKBJ) desarrollaron independientemente una solución explícita

aproximada de algunas ecuaciones diferenciales que gobiernan la región de transición de ola en la

óptica geométrica. 1923-1937 El uso de tiempos de viaje de los headwaves de campo cercano (Pg, P *, P

,, Mx, S *, S) de terremotos europeos, V. Conrad (1923-1927) y H. Jeffreys (1926-1937) obtuvieron un

modelo de la corteza de tres capas (sedimentos, granito, basalto). (E)

1924-1928 R. Stoneley demostró la existencia de una onda que se propaga en las discontinuidades

interfaz sólido-sólido o sólido-fluido, posteriormente conocida como la onda de Stoneley (ondas

generadas por la difracción de los frentes de ondas de cuerpo curvadas en un límite plano) . Esto era

importante para los geofísicos de exploración, ya que el modelo de interfaz sedimento-rock en mares

poco profundos. Stoneley también hizo hincapié en (1925) la importancia de la onda superficial

dispersión velocidad de grupo para el modelado de la corteza terrestre. En 1926, Stoneley fue capaz (a

partir de observaciones de dispersión velocidad de grupo de Rayleigh y amor olas) que la corteza

Euroasian es dos veces más gruesa que la de la región del Pacífico (H = 10 km), y para mostrar, por

tanto, que las estructuras de la corteza de las dos regiones difieren significativamente. (SW)

1925 JA Anderson y HO Madera desarrollaron el sismómetro de torsión. (S) junio Sbida discutió la

posibilidad de observar las oscilaciones libres de la Tierra. (Él diseñó un sismógrafo electromagnético

con periodo péndulo de 180 seg y galvanómetro período de 1200 seg!) (F)

1926 Primer uso de amplitudes de onda absolutos observados de sismogramas en la estimación de la

energía liberada por el terremoto H. Jeffreys. Estos fueron utilizados por él para demostrar la existencia

de un núcleo líquido de la Tierra. (P)

K. Uller formuló las ecuaciones de Navier generales en medios no homogéneos. (T) E. Meissner invocó el

principio de Rayleigh para determinar velocidades de grupo de ondas Love sin recurrir a la

diferenciación numérica (la fórmula de Meissner). H. Jeffreys (1961) extendió este trabajo a las ondas de

Rayleigh. (SO)

Beua Gutenberg propuso una capa de baja velocidad en las ultraperiféricas de 100 a 200 kilómetros de

la capa, con el argumento de la evidencia de la amplitud de la onda del cuerpo. El trabajo posterior

justificó esta afirmación. La principal evidencia sismológica parecía estar suficientemente conocido

asumiendo un gradiente de rigidez negativa dentro de la parte más externa de la 200 kilometros, una

condición que es posible a la luz de la evidencia sobre los gradientes de temperatura. Gutenberg

produjo nueva evidencia de su conjetura en 1939. (E)

M. Born: "aproximación de Born." 1926-1960 Perry Byerly desarrolló un método gráfico de mostrar las

distribuciones iniciales de movimiento en un avión, y la determinación de los mismos las soluciones a

fallos de avión. Miles de terremotos se resolvieron de esta manera por sus estudiantes, discípulos y

colegas. El método tiene dos inconvenientes: en primer lugar, el movimiento inicial es característica sólo

de la primera fracción de un segundo del complejo proceso de ruptura, que puede durar cientos de

segundos en los principales eventos sísmicos. En segundo lugar, el movimiento inicial de la onda P no es

suficiente para determinar cuál de las dos soluciones a fallos plano es el fallo real. De hecho, es

desalentador que, en lo que se refiere a los modelos de origen realistas, los sismólogos fueron desviados

de 56 años (desde Reid!) En estudios de movimiento inicial solo. Sin embargo, las soluciones faultplane

eran la clave para el trabajo posterior sobre movimientos de las placas tectónicas. (SS)

1927 T. Terada y C. Tsuboi realizaron estudios en modelos experimentales de las ondas sísmicas. (S) V. V

/ IIS / il / i mide los desplazamientos de tierra a través de la interferencia de las ondas de luz. (S)

927-1928 K. Sezawa formulado dispersión de las ondas elásticas por esferas, cilindros y aberturas. (T)

1927-1940 K. Sezawa (1927), H. Jeffreys (1931), y N. Rieker (1940) estudió la amortiguación de impulsos

en medios viscoelásticos y se aplica la teoría de la propagación de las ondas sísmicas en la Tierra. Esto

era necesario para la determinación de la magnitud y de la energía, así como para el estado físico de la

corteza y el manto superior. (AE)

1927-1950 K. Sezawa, H. Jeffreys, y R. Staneley elaboró la teoría de la dispersión de la propagación por

onda de superficie en los modelos de la corteza terrestre con dos capas. (SW) 1928 K. Wadati demostró

la existencia de terremotos DeepFocus en Japón. (P)

1930 A. Sieberg publicó un tratado completo sobre la geografía de los terremotos. (P) N. Wiener

desarrolló el análisis armónico generalizada, forjando las herramientas para un futuro análisis de la señal

computarizada.

1932 LB Slichter extendió el método de inversión de tiempo de viaje Herglotz-Bateman a la multi-capas

estructuras horizontales. Estudio instrumental (T) 1933 cuantitativa sobre los efectos de los terremotos

en estructuras hechas por el hombre por NH Heek y F.

Neumann tras el terremoto de Long Beach de 10 de marzo de 1933. (P)

1934 LJB La Casta inventó la longitud de la primavera cero a largo plazo sismógrafo vertical. (S)

1934-1944 Las mediciones de las velocidades sísmicas en geofísica de exploración desde los tiempos de

viaje de P, SV, y las ondas SH revelaron que muchas rocas en las cuencas sedimentarias presentan alto

grado de anisotropía. (AI) 1935 Charles F. Richter introdujo una escala fundamental la magnitud del

terremoto. Esto se basó en un intento anterior por Wadati en Japón (1931). (P)

Hugo V. Beuiaff diseñó y construyó el sismógrafo tensión lineal. (S) FB Blanehard utiliza un pozo de

calibre como un sismógrafo. Narman A. Haskell determinó la viscosidad media de la astenosfera de la

tasa de elevación de la corteza de la Tierra después de la fusión de las últimas capas de hielo del

Pleistoceno. Encontró una viscosidad cinemática del orden de 3 × 102 ~ unidades cgs. (E), (AE)

1936 Inge Lehmann postuló la existencia de un núcleo interno para dar cuenta de las amplitudes de las

ondas P entre distancias angulares de 105 ° y 142 ° que anteriormente se consideraban difractada olas.

El radio del núcleo interno fue encontrado por B. Gutenberg (1938) y por H. Jeffreys (1939) en alrededor

de 1200 a 1250 Km. (E)

1,939 tt. Jeffreys aplicó la teoría de la difracción de Airy cerca de un cáustico para el caso de sismología

de la difracción de ondas por el núcleo de la Tierra (A = 142 °). (T)

1939-1958 Tablas El Jeffreys-Bullen sismológicos. H. Jeffreys (1939) y B. Gutenberg (1951-1958)

producen cada estadísticamente bien basado en la distribución esféricamente simétrica y lateralmente

promediado de perfiles de compresión y cizalladura de velocidad en la tierra, sobre la base de grandes

cantidades de datos. Las diferencias entre sus respectivas curvas son pequeñas, excepto en la parte

exterior del manto y en la zona de transición entre el núcleo interior y exterior. Ambos modelos ignoran

anelasticidad, anisotropía, falta de homogeneidad lateral y asfericidad de la Tierra. KE Bullen era capaz

de clasificar interior de la Tierra (1940 a 1942) en un número de conchas que ocupan intervalos de

profundidad desde la superficie hasta el centro. También ha colaborado en el problema inverso de la

distribución de la densidad. (E)

1939-1960 Período de transición; fin de la era clásica de la escuela analítica Oxford-Cambridge. Ataque

final sobre el problema de cordero con la ayuda del cálculo transformar. Dio lugar a una mejor

comprensión de la naturaleza de las diferentes señales sísmicas y acústicas transmitidas a través de los

modelos de media en el espacio de la Tierra. Durante medio siglo después de que el papel seminal de

Cordero de 1904, el principal objetivo de la sismología teórica estaba dirigido a una solución analítica

exacta del "problema" y la evaluación numérica de los transitorios de desplazamiento siguientes. De las

muchas publicaciones sobre el tema, tres estudios se destacan: L. Cagniard (1939) abordó el problema

de una explosión (simetría cilíndrica, dependencia del tiempo escalón unitario) enterrado en un medio-

espacio o en una configuración de dos soldados semiespacios. Él utilizó la transformada de Laplace

método con su manera ingeniosa de inversión, en la que el integrando de la inversión integral Bromwich

es forzado en una forma de una transformada de Laplace de una integral calculable. CL Pekeris presentó

en 1955 la primera sismograma sintético generado por computadora de mano de punto en una Poisson

sólido (2 = / t). En la era precomputer, se utilizaron muchos métodos de aproximación para extraer

información útil de la representación integral Cordero. Más eficiente era el método de punto de silla, a

través del cual los movimientos iniciales en el campo lejano podrían ser obtenidas en relativa facilidad.

(T, SS)

Lapwood (1949) fue capaz de desarrollar aún más los resultados del Cordero; utilizando el método de

punto de silla de aproximación, sus integrales de campo línea de código produjeron varias fases

subsidiarios (además de la clásica P, ondas S, y Rayleigh), que surgen debido a la difracción de frentes de

ondas cilíndricas de la fuente en la superficie libre plana.

1942-1956 Primeras relaciones empíricas entre la magnitud del terremoto, la intensidad, la energía, la

aceleración, y la frecuencia de ocurrencia establecida por B. Gutenberg y CF Richter. (P)

1946 Pruebas nucleares comenzó. El uso de las explosiones nucleares subterráneas como fuentes

puntuales, cada uno con la ubicación y hora de origen conocido con precisión, aumenta en gran medida

las capacidades de los estudios sísmicos del interior de la Tierra. El primer evento de este tipo para el

que se dispuso de los sismólogos de datos fue la explosión submarina cerca de Atolón Bikini el 24 de

julio de 1946. Desde entonces, se han analizado y estudiado en centros de investigación de todo el

mundo de los datos de más de 1.000 explosiones nucleares. (P)

1949 R. Stoneley examinó el efecto de la anisotropía en las ondas de superficie elástica y estableció su

existencia para ciertos regímenes de simetría. En condiciones de anisotropía imperantes en la corteza y

el manto superior de la Tierra, las curvas de dispersión son poco afectados por la anisotropía. (AI) 1950-

1969 amanecer de la era de la computadora: el primer algoritmo informático para el cálculo de la

dispersión en medios multicapa es fijado por W, Thomson (1950) y NA Haskell (1953). La solución del

problema Cordero se calcula y sismogramas generadas por ordenador se producen (Pekeris, 1955). La

integración numérica de las ecuaciones de movimiento de toda la Tierra (oscilaciones libres) (1959), la

localización epicentral ISS, USCGS (1960), las ondas acústicas de gravedad en la atmósfera (1962), los

patrones de radiación de las ondas de superficie en los modelos realistas de la Tierra (1964 ), la inversión

de los datos Q (1965), y algoritmos rápidos para los cálculos de Fourier de amplitud y los espectros de

potencia (FFT, 1965, 1969). (T)

1952 Perry Byerly desarrolló la teoría general del sismómetro articulada con el apoyo, en el movimiento

general. (S) B. Gutenberg y C. Richter definen la magnitud de ondas superficiales, Ms, para los

terremotos de poca profundidad de enfoque en cuanto a la amplitud máxima del movimiento del suelo

para las ondas superficiales de la corteza que tienen un periodo de 20 segundos. (SW)

1953 formulación integral del principio de Huygens para vector de estado estacionario ondas elásticas:

WD Kupradse, PM Morse, y H. Feshbaeh extrajeron de forma independiente de la solución Stokes-Amor

la solución singular fundamental de elastodinámica, también conocido como tensor de la elástica de

Green Gijón. A continuación, el elastodynamic teorema de representación integral se expresó de forma

compacta en términos de este tensor [B u y T ~ (Gu)], tanto en los dominios de tiempo y frecuencia. (SS)

1953-1965 Observación e interpretación de las fases de interfaz sísmicos y ondas guiadas venían con la

creciente frecuencia y rangos dinámicos de sistemas sismógrafo, por un lado, y las capacidades

computacionales, por otro; corteza ondas guiadas (desde 1953), las ondas de Rayleigh seudo (1959), con

fugas modos de interfaz, y la fase PL (1960-1961). (T)

1954 Con la llegada de su nuevo sistema sismógrafo largo período, M. Ewing y F. Press extendió la

grabación y análisis de Rayleigh y ondas Love hasta períodos del orden de 100 seg. (SW)

1955 estudios cuantitativos sobre los efectos de fuertes terremotos y corrimientos de tierras en las

estructuras hechas por el hombre. (S)

1955-1960 Y. Sato introdujo transformada de Fourier métodos en el análisis de dispersión de la onda de

superficie y la atenuación. (SW) 1956 F. Presione desarrolló el método de determinación de la estructura

de la corteza de dispersión de fase-velocidad de la corteza y de la superficie del manto olas. (SO)

Nelly Jobert calcula las oscilaciones libres períodos de un modelo de la Tierra heterogénea, utilizando el

principio de Rayleigh. (F) VA Vvedenskaya fue el primero en obtener la equivalencia de doble par para

una fuente de punto efectivo de deslizamiento. 1958 F. Press, M. Ewing, y F. Lehner completó el

desarrollo de un sistema sismógrafo largo período de estabilidad para su uso en todo el mundo. (S)

Hugo Benioff llamó la atención sobre las olas ultralargos con un período de ca. 57 lluvia, que se dio

cuenta en sus sismogramas deformación del terremoto de Kamchatka de 4 de noviembre 1952

(grabación fue realizada en un antiguo túnel de la mina a Isabella, California). (F)

Una derivación rigurosa del dominio del tiempo representación integral teorema 3D en términos de

tensor de la Verde 's, válido para regiones sin límites fue proporcionada (1958). (SS)

JA Steketee demostró el teorema de equivalencia, que indica que el campo de desplazamiento

producido por una luxación en un elemento de plano en un cuerpo elástico es igual a la producida por

una doble pareja en ese avión. Esto condujo a la definición de un momento fuente igual a TT Estados

Unidos, donde / t es la rigidez sobre la falla de área S y dislocación U. Steketee deriva la equivalencia de

su solución de Stokes-Love (1903) para un par doble con Volterra de (1907) solución para una

dislocación correspondiente. (SS)

1958-1965 Los datos sísmicos en la atenuación de los rayos sísmicos, las olas y los modos de la Tierra

señaló una constancia casi de Q sobre la banda período de 10 -5-10 un segundo. Se sugirieron varias

mecanismos físicamente realizable de atenuación. Esquemas de inversión perturbativas se establecieron

para derivar los parámetros anelástica intrínsecas del manto de los datos de atenuación superficie

observados (1965). (AE)

1959 El efecto de isotropía azimutal en los frentes de onda y los rayos de una fuerza de punto localizado

fue derivada a través de una representación integral del campo en términos de integrales de Fourier.

Estos se estimaron asintóticamente través de la aproximación fase estacionaria. (AI) FC Karal y JB Keller

formularon la teoría de la propagación de rayos en medios elásticos no homogéneos en base a la

ecuación de Uller (1926).

1960 22 de mayo. Chile. El primer terremoto importante en la historia que se estudiará

exhaustivamente tanto macroseismically e instrumentalmente. (P)

Existencia de las oscilaciones libres de la Tierra firmemente establecida por varios grupos de

observadores en Europa, Japón y los Estados Unidos de los análisis de los registros del gran terremoto

de Chile de 22 de mayo de 1960. Las observaciones cedió también el desdoblamiento previsto de la

degenerado frecuencias propias debido a la rotación diurna de la Tierra (1961). La coincidencia de las

líneas espectrales observadas con cálculos teóricos sismólogos equipados con una nueva herramienta

para probar la estructura bruta de interior (CL Pekeris, G. Backus, F. Gilbert) de la Tierra. (F)

Los análisis de sismogramas revelaron que la liberación de energía en los terremotos tectónicos se lleva

a cabo a través de una ruptura que se propaga a través de la avería causante. La teoría proporciona una

forma sencilla para recuperar la longitud de fallos y la velocidad promedio de ruptura de la directividad

espectral de las ondas de cuerpo y las ondas de superficie. Así, se encontró que la fuente del terremoto

de Chile del 22 de mayo 1960 publicó su energía a lo largo de una falla de 1.000 km de largo, con una

velocidad media de rotura del 3,5 km / seg. La teoría del sistema (SS) lineal se aplica para mostrar que

las señales surfacewave pueden ser enviados de regreso a la fuente por una "contabilidad"

spectralphase de los datos de campo lejano. Las "fases iniciales" del campo lejano a continuación

podrían servir como una firma de diagnóstico para el carácter temporal y espacial de la fuente. (SS)

1960-1964 de campo lejano fase y espectros de amplitud de las ondas de superficie de periodo largo se

utilizaron para el estudio de los mecanismos de origen de los terremotos y la estructura de la parte

superior del manto. (Sw)

1961-1966 El descubrimiento de movimiento de código llevó a la formación del modelo cinemático

dislocación con los siguientes parámetros de la fuente: longitud culpa, la velocidad de ruptura, el tiempo

de subida, ancho de culpa, y el deslizamiento. El modelo se caracteriza por tres rasgos básicos:

• El campo lejano desplazamiento está determinada por la velocidad de deslizamiento en la falla. El

patrón de radiación es diagnóstico de la fuente y depende de los parámetros de la fuente.

• Los componentes de período corto de la radiación son coherentes sólo en distancias

considerablemente más pequeñas que la longitud total de fallos.

• El presupuesto de energía de grandes terremotos requiere la asunción de un componente irregular

sobrepuesto de movimiento en la falla durante la ruptura. (SS) 1962-1969 Los avances en las técnicas

numéricas de los datos del analisis y el filtrado digital de procesamiento, análisis multidimensional de

Fourier, FK transforma, espectros variable en el tiempo, y transformadas rápidas de Fourier. Aumento

de rangos dinámicos de sistemas sismógrafo y capacidad de la computadora. (T)

1963 Francis Abedul cuenta de que la relación entre a = x / ~ pp y la densidad en una amplia gama de

elementos y compuestos depende sistemáticamente en su peso atómico medio. Sobre esta base, los

modelos de la Tierra sismológicos sugieren que el núcleo interno es de hierro casi puro. (E)

1963-1967 Despliegue de 120 WWNSS en 60 países. El advenimiento de las grabaciones analógicas de

tres componentes de banda ancha en cinta magnética. (S)

1964 La ISS fue sustituido por el CAI (Centro Internacional de Sismología, Newbury, Inglaterra). Recibió

unos 80.000 lecturas cada mes a partir de cerca de 1200 estaciones en todo el mundo. (P)

1964-1965 Desentrañar las interrelaciones latentes y dualidades entre rayos, ondas, y los modos de

campo sísmica global de la Tierra. Teoría asintótica de la solución de modo normal se aplican. (Fórmula

de Jean, la transformación de Watson, etc.) (T)

1964-1969 arrays sismómetros de gran apertura entre en boga. Construcción de sismómetros de

retroalimentación controlada. (S)

1965 Los sismólogos en los Estados Unidos propuso un programa de 10 años de investigación para la

predicción de terremotos. Strainmeter (P) de Benioff equipado con calibración interferométrica

continua. (S) 1966 Llegada del strainmeter máser óptico. (S)

1966-1980 evidencia adicional sobre las distribuciones de la densidad, incompresibilidad, y la rigidez en

el interior de la Tierra surgió de grabaciones de las oscilaciones libres de la Tierra excitados por el

terremoto de Chile de 1960. La inversión de esquemas muestran la capacidad de las observaciones de

oscilaciones longperiod de la Tierra para discriminar entre los diferentes modelos de la Tierra. (E)

1967-1969 La conjetura de la deriva continental, propuesta en 1912 por Alfred L. Wegener (1880-1930),

verificada en el marco de sismología de terremotos; patrones de sismicidad globales vinculados a la

placa movimientos. (P)

Desarrollo del modelo dinámico de la tectónica de placas, que dictó explicación teórica global para los

patrones de sismicidad. En este contexto, el modelo de código cinemática fue instrumental en la

estimación de la acumulación a largo plazo de deslizamiento a lo largo de los principales sistemas de

fallas. Teoría de las placas tectónicas sostiene que la carcasa superior de la Tierra (litosfera) Consiste en

varias (alrededor de ocho) grandes y cuasi-estables losas llamadas placas. El espesor de cada placa se

extiende a una profundidad de aproximadamente 80 km; las placas se mueven horizontalmente con

relación a las placas vecinas, sobre una capa de roca más blanda. La velocidad de movimiento varía de 1

a 10 cm de un año más de una concha de menor resistencia, llamada la astenosfera. En los bordes de la

placa donde hay contacto con las placas adyacentes, las fuerzas tectónicas de contorno operan en las

rocas, provocando cambios físicos y químicos en ellos. Nueva litosfera se crea en las dorsales oceánicas

por el afloramiento y enfriamiento del magma del manto de la Tierra. Con el fin de conservar la masa,

las placas se mueven horizontalmente son absorbidos en las fosas oceánicas, donde un proceso de

subducción lleva a la litosfera hacia abajo en el interior de la Tierra. La teoría de placas es consistente

con alta sismicidad a lo largo de los bordes de las placas que interactúan. Terremotos Interplate deben

ser explicados por otros mecanismos. (SS)

1968-1985 teorías onda asintótica en medios verticalmente no homogéneos: generalizada rayos para un

modelo de la Tierra en capas con aplicación a las fases básicas de difracción, y construcción de túneles.

Primer orden desacoplado ecuaciones de movimiento. La aproximación acústica en sismología de

exploración. Aproximaciones WKBJ y métodos WKBJ prolongados. (T) ecuación de onda parabólica, vigas

de Gauss, y la solución aproximada paraxial de la ecuación de onda (Leontorich y Foek, 1946). (T)

Los sismólogos obtenidos (1972) soluciones numéricas del vector Navier ecuación en medios no

homogéneos isotrópica con los límites, que muestra el acoplamiento, la conversión de modo, dispersión

y difracción. Teoría parabólica utilizado para resolver con visión de dispersión problemas en medios no

homogéneos. (T)

1969 El Apolo experimento sísmica pasiva. (S) El desarrollo de largo plazo de banda ancha de alta

ganancia del sistema sismógrafo electromagnético con grabador digital. (S)

1969-1977 Los análisis de los tiempos de viaje y la polarización de las ondas sísmicas amuebladas

evidencia de anisotropía en la corteza terrestre y el manto (por ejemplo, la polarización de las ondas

superficiales modo más altos). Desarrollo de métodos para calcular las amplitudes de rayos en medios

anisotrópico. (AI) 1970 NASA (EE.UU.) puso un sismógrafo en la luna. mediciones (s) de deformación de

la Tierra con el interferómetro láser. (S)

1970-1985 teoría de los rayos asintótica: 3D de dos puntos de trazado de rayos de ambos tiempos de

viaje y amplitudes en los medios de comunicación en general (no homogénea y anisotrópico), la

expansión de rayos-series, y el trazado de rayos dinámico en coordenadas rayos-centrada. Las

modificaciones de las expansiones alrededor de los puntos de inflexión, zonas de sombra, cáusticos, etc.

(complementado por expansiones modales, métodos de diferencias finitas, o métodos de elementos

finitos para la corta duración o de campo cercano comportamiento.) (T)

1970-1988 Nuevas tendencias en 3D modelado sísmico: resolver adelante y problemas inversos de

dispersión y difracción en medios elásticos no homogénea (tanto deterministas y estocásticos), ya través

de fronteras irregulares:

• Teoría de la inversión y la resolución de los datos brutos de la Tierra (1970-1972).

• Kirchhoff-Helmholtz fórmula integral (principio de Huygens) se utiliza en diversos problemas:

(a) Dispersión por obstáculos suaves: un algoritmo se establece para el cálculo numérico de la dispersión

de las ondas elásticas vector por suaves obstáculos de forma arbitraria (T-matriz método para la

dispersión hacia adelante).

(B) Los cálculos de las amplitudes de onda cuerpo en la Tierra (1981-1983). En este esquema, la teoría

del rayo (eikonal) se utiliza junto con el teorema de Green para variar lentamente medios elásticos (ray-

Kirchhoff método hacia adelante).

(C)Migración de datos de reflexión apilados (migración Kirchhoff) a través del cual las superficies de

discontinuidad son fotografiadas en sismología de exploración (1973-1988). El anterior método de

Kirchhoff también se utiliza para la migración de datos en medios no homogéneos (problema de la

dispersión inversa). La migración geométrico fue desarrollado por JG Itagedroon (1954) y AW Musgrave

(1961). Durante 1971-1978, se desarrollaron los siguientes esquemas de migración: la migración

ecuación de onda, transformada de Fourier migración, la migración Kirchhoff, frecuencia-número de

onda (FK) migración y Born-WKBJ migración inversión.

• Sísmica inversión de la onda tomográfico (1984 a 1992). La aplicación de la transformada de Radon

comenzó en 1967 en la astrofísica (Bracewell). Alcanzó la sismología en 1981, y surgió en 1984 como un

método de imagen para determinar la estructura del subsuelo. Sus usos son los siguientes:

(a) la cartografía del manto superior de la inversión de los datos sísmicos (modo normal, el tiempo de

viaje de la onda del cuerpo, y la dispersión de las ondas de superficie y atenuación): tiempos de viaje

bodywave telesísmicos en arrays rendimiento variaciones de velocidad laterales, tanto a nivel regional y

en el mundo. Retrasos en tiempo de viaje se backprojected por caminos de rayos, en contra de un

modelo de velocidad de referencia.

(B) la tomografía Difracción en la exploración sísmica a partir de mediciones transversal del pozo. (T)

1971 Una red mundial de observación de estaciones sísmicas (WWNSS) establecidos por la US Coast and

Geodetic Survey. (S)

Un inclinómetro mercurio desarrollado en el Instituto de Tecnología de Massachusetts. (S)

1972-1987 cálculos teóricos y numéricos de las oscilaciones libres de la Tierra tiene en cuenta las

perturbaciones debidas a la asfericidad, anisotropía, anelasticidad, y la falta de homogeneidad lateral.

(F) 1972-1992 Después de la consolidación de la teoría de la cinemática modelo de fuente y su

verificación a través de los análisis de cientos de sismogramas terremoto, la teoría desarrollada más en

la dirección de los medios de comunicación más complejas para tener en cuenta los efectos de la

anisotropía y la heterogeneidad lateral . La disponibilidad de las computadoras electrónicas rápidas

habilitado teóricos para el cálculo de los ámbitos de las fuentes del terremoto en los medios de

comunicación más realistas sometidos a la ecuación de Navier: div T (fi) - p [(02 ~) / (0t2)] = - F '(P, t ) -

div ~ / (?, t), donde ~ "es 4 densidad de fuerza de la fuente y ~ 1 = NIU) cij, pq ~ fi ~ t: C es la densidad

momento tensor de la fuente [para los medios isotrópica ~ / = 2 ( ~ • fi) l + / z (~ fi ~ + fi)]. Los cálculos de

la densidad de momento de los terremotos se convirtió en rutina durante la última década. La

formulación anterior es también conveniente para los problemas de dispersión de las ondas elásticas

por la falta de homogeneidad en las fuentes son generados virtualmente por los dispersores. (SS)

1974-1992 Desarrollo de esquemas computacional perturbativos para la cuantificación de los campos de

onda de superficie en los modelos de la Tierra que dan cuenta de la heterogeneidad lateral, la

anisotropía, anelasticidad, y la dispersión. Ray y Gauss-haz teoría de la propagación de la onda de

superficie sobre una esfera. Se observa (SW)

1976 dispersión causal debido a la atenuación de las ondas y los modos normales. (AE)

1977-1992 Mejora de mediciones y y Q de redes globales, permite a los sismólogos invertir atenuación

de datos de libre oscilación y estudiar los efectos de unelasticity manto sobre nutaciones, las mareas de

la Tierra, y las variaciones de las mareas en la tasa de rotación. Estudian el efecto de una zona de baja

viscosidad superficial en el flujo del manto, y las anomalías del geoide. Los sismólogos tratan de separar

la atenuación de las ondas de superficie, debido a la dispersión de la atenuación observada en general.

Sismología entra en una etapa en la que las imágenes sísmicas del interior utiliza todos los datos

disponibles. (AE)

Establecimiento de la teoría de los campos sísmicos generados por fuentes fijas en medios anisotrópico

de varias capas. Los temas de investigación son las siguientes: las ondas de corte, la dispersión por

inclusiones anisotrópicos, rayos de seguimiento dinámico en medios anisotrópico, oscilaciones libres en

una tierra ligeramente anisotrópico y coordenadas rayos centrado en los medios de comunicación

anisotrópico. sismógrafos (AI)

1978 océano de fondo (OBS) colocados en el fondo del mar frente a la costa del Pacífico, en el centro de

Honshu, Japón. (S)

1980-1992 Con la cantidad y la calidad de los datos sísmicos cada vez mayor, las desviaciones de

isotropía, simetría esférica, y la elasticidad pura se pudo observar con mayor precisión. Por otro lado, las

capacidades de montaje de equipos electrónicos digitales habilitadas sismólogos para utilizar esquemas

de cálculo más sofisticados hacia delante e inversa. En la última década más o menos, hemos sido

testigos de las primeras imágenes en 3D de velocidades sísmicas y anisotropía en el manto y el núcleo

interno, junto con el perfeccionamiento de la estructura detallada de velocidad cerca de las principales

fronteras internas tales como el núcleo-núcleo externo, núcleo y el manto interior, y zonas de transición

manto manto inferior superiores. A través de tomografía sísmica, los sismólogos han explotado la P- y

los datos de la onda S de base acumulado de millones de los tiempos de viaje y miles de formas de onda,

así como nuevos conjuntos de datos, grabadas digitalmente de ondas de superficie y sus homólogos de

onda estacionaria, oscilaciones libres. Las fuentes de las ondas sísmicas son principalmente los

terremotos, distribuidos a nivel mundial en las dorsales oceánicas, zonas de subducción, ya lo largo de

fallas de salto. Este proceso de cálculo de 3D imágenes tomográficas global del interior profundo se

puede dividir en tres etapas distintas:

• Acumulando una base de datos amplia de frecuencias de rango (fracción de segundo a 1 hora) de las

ondas de cuerpo compresionales y de corte, ondas superficiales de período largo y libres oscilaciones

seties tiempo. Dado el comportamiento cuasi-elástica de la Tierra para cargas transitorias en tiempo de

escala corta, estas ondas elásticas se extienden por el interior de sus respectivas fuentes, lo que refleja,

refracta, y la conversión entre tipos de olas cada vez que se encuentran los cambios en las propiedades

del material.

• La inversión de los datos anteriores para determinar las propiedades de densidad y elasticas en todas

las profundidades del planeta. Esta es la etapa de mapeo tomográfica: medición de alta precisión y las

imágenes se requiere ya que la fluctuación en la velocidad lateral son a lo sumo un pequeño porcentaje

de la velocidad media a una profundidad dada. Interpretar el 3D velocidades sísmicas y las variaciones

de densidad como manifestaciones del proceso convectivo térmicamente impulsado dinámica del

régimen de flujo manto-núcleo. Desde tensiones de cizallamiento implicadas en el flujo puede inducir la

recristalización y la orientación preferida de los minerales anisotrópicas, el manto puede adquirir una

mayor anisotropía. Si esta anisotropía afecta a la propagación de las ondas sísmicas en la Tierra a un

nivel observable, con el tiempo se puede invertir para obtener más información sobre el régimen de

flujo. (E)

1981 superficie bidimensional digital de gama de movimiento fuerte de apertura 2 kilometros utilizados

en Taiwán para grabar vectores de campo cercano de aceleración. (S)

1982 Más de 100 estaciones sísmicas digitales operan en todo el mundo. Cerca de 30 de ellos

constituyen la red GDSN (Red Global de sismógrafo digital). (S)

1986-1992 La investigación está principalmente orientada ordenador. Los temas principales son los

siguientes:

• La inversión de los datos sísmicos para la heterogeneidad lateral y anisotropía. Imágenes globales del

interior de la Tierra.

• Propagación de ondas de fuentes sísmicas realistas en medios anisotrópico de varias capas. •

problemas de inversión no lineales.

• Dispersión de las interfaces en bruto y los dispersores distribuidos al azar.

• Propagación de ondas en medios finamente estratificados.

• Teoría de la Perturbación Ray y la aproximación de Born.

• Teoría de la onda en medios complejos.

• Dinámica del Núcleo.

• Aplicación de GPS (Sistema de Posicionamiento Global) para mediciones de deformación de la corteza

terrestre.

• Vigas de Gauss de orden superior. (T)

1988-1992 estudios de fallas morfológicas: un estudio de compensar o deformaciones de los grandes

terremotos que ocurren dentro de la corteza interior de los continentes. Estudio cuantitativo

sistemático de la morfología de la superficie alrededor de faltas, en lugar del análisis de la sismicidad

histórica. (Los tiempos de recurrencia a largo indican que sismicidad histórica no es suficiente para dar la

estimación adecuada de la amenaza sísmica en regiones de sismicidad moderada. El enfoque

morfológico consume menos tiempo y más barato que la técnica de excavación de zanjas, en la que la

mayor parte de los estudios paleosismológicos de la última década se han basado.) La geometría

tridimensional de sistemas de fallas activas, incluyendo la segmentación y la bifurcación, se determina

mediante el uso cuidadoso combinado de imágenes de satélite, fotografías aéreas y mapas geológicos y

topográficos. Una vez que se define que la geometría, las cantidades como las tasas de deslizamiento,

vectores de deslizamiento, y los tiempos de recurrencia de eventos grandes pueden ser recuperados por

las mediciones del registro morfológico utilizando un teodolito distansometer digitales, complementado

con técnicas de superficie-citas con tecnología de última generación. (SS)

1989-1992 Estudio detallado de la geometría de la ruptura de fallas activas recientemente: el modelo

de código se basa en un conjunto diversificado de datos: rupturas superficiales, réplica distribución

espacial, y el mecanismo focal. La secuencia de réplicas es registrada por una red densa portátil

desplegado alrededor de la región de origen y he analizado con el fin de obtener una descripción precisa

de la mecánica de la ruptura. En el campo, la geometría, la segmentación, y el régimen de estrés cerca

se determina a partir de los análisis de la secuencia de réplicas. En el campo lejano, se utilizan

grabaciones de alta calidad de banda ancha canales de periodo largo a distancias telesísmicos. Este

enfoque multidisciplinario, a través del cual se integran la sismología y la tectónica, permite una imagen

detallada y precisa de la ruptura y la mecánica involucrados.

Resultados obtenidos punto hasta ahora a la complejidad de las fuentes sísmicas. Su complejidad se

evidencia en la geometría de las réplicas, la variación del mecanismo focal en todo el volumen de la

fuente, y su evolución temporal. Los estudios sísmicos se complementan con la excavación de zanjas a

través de fallas y C 14 citas para descubrir últimos tectónicas de actividad y recurrencia horarios de los

eventos anteriores. (SS)

1991 Sistema de Posicionamiento Global (GPS) aplicada a la corteza mediciones de deformación. (S)

1992 14 de abril. Terremoto imprevisto de magnitud 6 en el corazón de Europa, en medio de cientos de

sismógrafos, computadoras, y profesores de la sismología. (Epicentro cerca de la frontera común de

Alemania, Holanda y Bélgica). El choque más fuerte en el centro de Europa desde 1755. Los daños

calcula en 1 mil millones de marcos. (P)

Sólo otro recordatorio de que incluso con todo el saber sismológica acumulado desde el terremoto de

Lisboa, todavía estamos tan sorprendidos por terremotos ahora como entonces. (P)

Cálculos numéricos de los modos de oscilaciones del núcleo de la Tierra. (F)

Perspectivas

El presente manuscrito no pretende ser un análisis fundamental de la historia del sujeto. Esta tarea debe

dejarse en manos de los historiadores profesionales. Se puede comparar, en cambio, a una foto aérea

de una autopista de varios carriles en los que se distribuyen un conjunto de señales discretas,

presentando una imagen de descubrimientos e inventos a lo largo de una serie de rutas paralelas en el

eje de tiempo.

Durante 1959-1965, en el Laboratorio Sismológico Caltech, tuve el privilegio de ver, con mis compañeros

de clase, el "cambio de guardia". Los padres fundadores retrocedieron lentamente en el fondo mientras

que las nuevas ideas y tecnologías se hizo cargo. Este "acontecimiento" nos hizo bastante perceptivo y

agradecida por la gran herencia del siglo XIX los matemáticos y los sismólogos a su vez-de-la-siglo

aplicada. Al mismo tiempo que se amplifica en nosotros la conciencia del impacto que los equipos

electrónicos y sistemas de sismógrafo módem hicieron en el creciente campo de la sismología.

Por lo tanto, se puede decir que pertenecemos a una generación que en puente entre la era

precomputer y la edad de la revolución electrónica. Una serie de observaciones y conclusiones

importantes se pueden extraer fácilmente de nuestra investigación histórica: nuestra primera

preocupación es con los factores que han acelerado o impedido el crecimiento de las ideas en la

sismología, especialmente a lo largo del siglo XX. Los estímulos evidentes de rápido crecimiento han sido

las siguientes:

• La aparición de los grandes terremotos devastadores en los centros culturales y los eventos geofísicos

singulares globales (por ejemplo, Lisboa, 1755; Mino-Owari, 1891; Chile, 1960).

• estimuladores económicos (por ejemplo, la exploración de petróleo).

• Los avances en las matemáticas y en física teórica (por ejemplo, la mecánica cuántica).

• Los avances tecnológicos (la física de estado sólido, láseres, holografía, comunicación, ordenadores,

satélites, etc.).

• Exploración de la luna y el sistema solar.

• Las pruebas de explosiones nucleares y la verificación de Prohibición de Pruebas Tratados (1963-1976).

Los impedimentos son más difíciles de detectar, pero probablemente se deben principalmente a las

guerras, recesiones económicas y la falta de visión y perspectiva de los líderes científicos. Un ejemplo

notable es proporcionado por la insuficiencia de la comunidad sismológica durante 1912-1950 para

explotar los conocimientos teóricos que se habían acumulado hasta la víspera de la Primera Guerra

Mundial La siguiente lista resume lo que los sismólogos conocieron en el año 1912: la teoría

• Dislocación (Volterra, 1907). • Representación teorema (Love, 1904).

• La ley de fluencia logarítmica (Trouton y Rankine, 1904).

• Método de Cagniard (Lamb, 1904).

• Teoría de la deriva continental (Wegener, 1912).

• Resbalón y fractura en faltas largas (Reid, 1906).

• Sistema operativo de 2-57 m (Love, 1911).

• 7R (20 años) = 2,8 × 10 -4 kilometros -1 (Angenheister, 1906).

• Dispersión Grupo velocidad para la estructura de la corteza terrestre (Lamb, 1912).

• Estándar lineal sólido con la relajación continua (Becker, 1905).

• Las interrupciones de movimiento polo secular (Milne, 1906).

La siguiente pregunta que nos ocupa es la tasa de crecimiento del conocimiento en sismología.

Ciertamente, no hay manera única para cuantificar el concepto de "conocimiento". Uno puede, sin

embargo, estimar ciertos parámetros que están relacionados con el crecimiento. Por ejemplo, por

• Contar el número anual de páginas impresas en cuatro principales revistas durante este siglo [BSSA,

JGR, Geofísica, GJRAS (ahora GJI)]. Suponiendo un crecimiento exponencial n = 2 n ~ u ~, se encontró

que 2 ~ 15 años, es decir, las páginas impresas se duplicó cada 15 años.

• Montaje de las listas de bibliografía de unos 50 libros de texto publicado durante el siglo XX. Esto hace

que una lista cronológica de algunos documentos de 1000, que fue tomada como el núcleo del

conocimiento. Suponiendo, de nuevo, la ley de crecimiento anteriormente, no dio como resultado un

período de la doble ocupación de 25 años. Esto significa que el número anual de papeles con la novedad

significativa aumentado por un factor de 16 desde 1892.

• El número de estaciones sísmicas aumentó exponencialmente desde 1900, con 2 ~ 15 años [N (1900) ~

- 25; N (1992) 2000].

• La población de los sismólogos aumentó exponencialmente desde 1892 con 2 ~ - 15 años [N (1892) -

50; N (1992) 5000].

Por lo tanto, cuatro procesos independientes indican un período de duplicación de seguimiento de 15 a

25 años.

Es tentador hacer suposiciones sobre el futuro, sobre la base de los antecedentes. ¿Vemos hoy en día

las tendencias visibles en la evolución de la sismología? En primer lugar, existe una transición clara a la

investigación de ordenador orientado. Durante mis recientes visitas a los principales centros de

investigación en Europa y los Estados Unidos, me di cuenta de que la mayor parte del Ph.D. estudiantes

en sismología se dedicaban a una u otra forma de "juegos de simulación por ordenador" o esquemas de

reducción-datos sísmicos, con suficientes esfuerzos para construir nuevos modelos físicos teóricos. No

había demasiada confianza en los algoritmos de diferencias finitas y elementos finitos, y sólo los

esfuerzos modestos para llegar a nuevas ideas. ¿Quién, pues forjará las nuevas armas matemáticos, tan

necesaria hoy en la dinámica no lineal de código?

Sin embargo, no se puede escapar del hecho de que el papel del equipo aumentará, ya que su velocidad

y capacidad aumentará como resultado de las nuevas innovaciones tecnológicas.

Como el número de sensores sísmicos continuarán aumentando, por lo que serán los datos registrados

por estos sistemas. Sin duda seremos testigos de adquisición de datos por las redes a través de

telemetría internacional.

El papel de los satélites en las medidas de deformación geodésica será más central. En total, la

sismología se moverá hacia, lo que yo llamo, el escenario global: imágenes de fuentes interiores y

sísmica de la Tierra con todos los datos disponibles.

¿Será todo esto llevó finalmente a la predicción del terremoto? Claramente, la prueba definitiva de toda

teoría científica digna de su nombre, es su capacidad para predecir el comportamiento de un sistema

gobernado por las leyes establecidas por dicha disciplina. Además del objetivo evidente de imágenes de

interior de la Tierra, que ahora está llevando a cabo con gran vigor, la predicción de los terremotos es el

objetivo más importante de la sismología moderna. ¿Cómo estamos ahora en este tema?

Durante 1935-1960, el estudio de un terremoto significaba dos cosas: la asignación de magnitud y el

trazado del patrón de movimientos iniciales. Se analizaron miles de terremotos de esta manera.

Otros 30 años pasaron, y en lugar de magnitud, hablamos de momento, y en lugar de movimientos

iniciales, trazar diagramas de radiación, y las computadoras escupir longitudes de falla, el estrés

disminuye, etc. La terminología ha cambiado, la semántica cambiaron, pero la fuente dinámicas son

esencialmente las mismas que las conocidas por Henry Fielding Reid en 1906. Los sismólogos son

handicaped; meteorólogos pueden poner sus sensores en el ojo de un huracán, no podemos poner un

sensor en la región focal. Hasta ahora, la mayor parte de nuestro conocimiento de la fuente de vino a

partir de mediciones en el campo lejano. No tenemos aún una teoría física con respecto a los procesos

que tienen lugar en y cerca de la fuente del terremoto, ni antes del evento, ni siquiera en el momento

de su aparición.

Se dijo en la introducción que la sismología ha sido siempre una ciencia interdisciplinaria. En este

sentido, es similar a la medicina: El conocimiento de la anatomía por sí sola no es suficiente para curar a

un paciente: se necesita la química de las drogas, la física de láseres, y las matemáticas de la tomografía

para el tratamiento diagnóstico y cirugía.

Por lo tanto, la predicción debe ser, ante todo, reconocida como un problema en el cruce de las ciencias

de la ingeniería, la geología, la física de la materia condensada, y las matemáticas no lineales.

Predicción no es una cuestión de la propagación de ondas en absoluto, y el sismómetro convencional no

es la herramienta adecuada para lograr este objetivo.

Así que, simplemente rociar la faz de la Tierra con sismógrafos, y conectar estos instrumentos a las

computadoras y los satélites no es la respuesta.

¿Qué, pues, se debe hacer para avanzar la causa de la predicción? Es necesario un esfuerzo

interdisciplinario importante para desarrollar un esquema de predicción basado en fenómenos multi-

premonitorio: significa que el campo cercano de una zona focal futuro primero se debe identificar, y se

controlará su eléctrica, magnética, acústica, sísmica, y precursores térmicos simultáneamente y

continuamente.

El joven ciencia de la sismología ha llegado a un punto crítico en su sendero evolutivo. En un tiempo

relativamente corto se ha ganado un valioso conocimiento sobre la estructura del interior de la Tierra y

de la naturaleza de las fuentes sísmicas.

Como un viajero que llega a un cruce de caminos, debemos detener nuestra carrera hacia adelante,

mirar hacia atrás y hacer balance. Meditemos un momento sobre nuestros logros y pesarlos contra las

deficiencias: nos explotamos todas nuestras oportunidades, fueron las señales leídas y entendidas

correctamente, o se perdieron algunos o mal interpretadas ...? La historia de la sismología nos enseña

que las normas establecidas por nuestros predecesores son altos; los espíritus de los fundadores,

Navier, Poisson, Stokes, Rayleigh, Milne, amor, cordero, Volterra, Wiechert, Golitzin, Mohorovi ~ ic,

Omori, Shida, Lehmann, Gutenberg, Richter, Jeffreys, Bullen, Pekeris y Benioff respirar constantemente

en nuestros cuellos. No debemos caer.

Es quizás adecuado para poner fin a nuestro ensayo con las palabras de TS Eliot en sus "Cuatro

Cuartetos" (1942):

"We shall not cease from exploration And the end of all our exploring

Will be to arrive where we started And know the place for the first time."

El prototipo de este trabajo fue presentado en el Simposio Internacional sobre Fronteras en Sismología

Fundamentales, EOPG, Estrasburgo, 23-25 de septiembre de 1992.

El profesor A. Udias de la Universidad de Madrid, amablemente me envió los datos importantes en la

historia de la sismología antes de 1755, y con su permiso, me he incorporado el material en la segunda

sección.

Sarah Fliegelmann no escatimó esfuerzos para transformar el manuscrito en su forma actual. Hago

extensivo mi agradecimiento a los bibliotecarios de la Biblioteca Wix del Instituto Weizmann de Ciencia,

Libeta Chernobrov, y Miriam Gordon, por ayudarme en la ubicación de los datos biográficos.

En retrospectiva, este estudio ha sido inspirado por el efecto de una cadena continua de los docentes,

entre ellos: Gulio Racah, Menahem Schiffer, Arthur Erdtlyi, Harold Jeffreys, Chaim L. Pekeris, Markus

baño, Frank Press, Charles H. Dix, Hugo Benioff, y Richard P. Feynman. Le debo mucho a mis

compañeros de escuela durante nuestras formativos apogeo Caltech: DG Harkrider, MN Tokstz, SS

Alexander, JH Healy, RA Phinney, SW Smith, CB Archambeau, A. Cisternas, y RL Kovach.

En los años que siguieron, tuve el beneficio de la interacción creativa con mis colegas: R. Lapwood, V.

Keilis-Borok, F. Gilbert, J. Giuis, SJ Singh, A. Weglein, E. Lobo, P. Tapponier, DH Eckhardt, y A. Tarantola.

Estoy totalmente de acuerdo con la antigua máxima de Rabi Hannina (ca. 200 dC): "han aprendido

mucho de mis maestros, más de mis colegas y la mayoría de mis alumnos!". Entre estas últimas Cuento

Moshe Israel, Marcel Weinstein, Mosbe Vered, Ben-Shahar Menahem, Wafik Beydoun, Arcangelo Sena,

Richard Gibson, y Oleg Mikhailov.

Todos ellos me han ayudado a lo largo de los años, en una forma u otra, para dar forma a las

perspectivas de nuestra ciencia, y por eso estoy agradecido.

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