"SEMANA 5"

 

 

 

 

 

 

 

DEFORMACION DE LA CORTEZA TERRESTRE Y LOS SISMOS

 

MECANICA DE LA DEFORMACION DE LAS ROCAS

se encarga del estudio teorico y practico de las propiedades y comportamiento mecanico de los materiales rocosos y de sus respuestas ante la accion de fuerzas aplicadas en su entorno fisico.

Por su origen. Pueden ser tectónicas o no tectónicas.
Las deformaciones tectónicas están asociadas al movimiento de las placas de la corteza terrestre, mientras las no tectónicas están asociadas a los efectos gravitacionales de las masas de tierra y a las cargas que soportan las rocas
por esfuerzos dinámicos externos diferentes a los movimientos tectónicos.

 1)   DIASTROFISMO

La deformación a gran escala de la corteza terrestre, que origina continentes, cuencas oceánicas, cordilleras,

Las rocas de la corteza terrestre sometidas a esfuerzos mecánicos son deformadas, plegadas o fracturadas. A este tipo de deformaciones se le llama Diastrofismo

. La elevación y el hundimiento de amplias regiones, la emersión y submersión de los continentes, los terremotos y plegamientos orogénicos y las roturas de los estratos son ejemplos de estas deformaciones Desde el punto de vista de la Geomorfología, el diastrofismo comprende los procesos más superficiales de la dinámica de la litosfera, es decir, las manifestaciones de la geodinámica interna que llegan a afectar a los niveles externos de la corteza, desplazando, deformando y dislocando los materiales que los constituyen e interfiriendo con los procesos que desde el exterior actúan sobre ellos. Utilizando como criterio su intensidad y su amplitud, se suelen distinguir dos grandes tipo de diastrofismo, de cuya actividad resultan disposiciones estructurales muy distintas incluso desde el punto de vista de su escala dimensional: la Epirogénesis y  la orogénesis. La primera tiene un carácter vertical, afectó a sectores corticales muy extensos y produce variaciones poco marcadas en la disposición de los materiales, generando lo que se denominan estructuras calmas. La segunda, tiene un carácter primariamente horizontal, afecto a franjas de corteza relativamente estrechas y produce cambios numerosos en la disposición de los materiales, generando sobre ellos estructuras atormentadas.

Epirogénesis:

Etimológicamente epirogénesis deriva del griego epeiros que significa tierra firme, y génesis, origen. Este concepto fue utilizado en primera instancia por G. K. Gilbert, en 1890, para referirse a los amplios movimientos de la corteza terrestre que dan lugar a la formación de continentes y plataformas, o depresiones oceánicas y continentales, y para diferenciar aquéllos de los movimientos orogénicos que conducen a la formación de las cadenas montañosas. Hoy, el concepto se utiliza en el sentido utilizó H. Stille, en el año 1919, refiriéndose a los desplazamientos en sentido vertical que se producen a lo largo de periodos de tiempo seculares y en los que la infraestructura de la corteza permanece intacta.

La epirogénesis es propia de las áreas de las placas continentales, de lo que en la

Geología actual se denominan plataformas y consisten movimientos de ascenso o descenso lentos de los que se derivan ondulaciones de enorme radio. La epirogénesis influye en forma importante en la configuración del relieve de los continentes al determinar a gran escala el tipo de rocas sobre el que se desarrolla el modelado.

Influye además introduciendo variaciones de posición en las rocas, leves a escala local pero muy significativa a escala regional y apreciable sobre las formaciones sedimentarias estratificadas. “Los movimientos de ascenso y hundimiento de la corteza terrestre a través de grandes extensiones y sin deformación apreciable de

las rocas superficiales se llaman movimientos epirogénicos. Al proceso se le llama epirogenia para diferenciarlo de la orogenia, del que resulta deformación de estratos. Los movimientos epirogénicos han tenido gran importancia en las partes interiores estables de la litosfera continental. Aquí, un movimiento epirogénico negativo

(Hundimiento) de solo unos cuantos centenares de metros hizo posible que aguas marinassomeras cubrieran una vasta proporción del continente, mientras que un

movimiento epirogénico positivo de la misma magnitud determinó que el mar somero retrocediera hasta los márgenes continentales. ”El basculamiento de una estructura como por ejemplo en la península ibérica durante el terciario tuvo como consecuencia el drenaje de los lagos interiores hacía en atlántico. El basculamiento genera estructuras monoclinales (con menos de 15º buzamiento y en un solo sentido).

También puede generar grandes abombamientos, que producen estructuras aclinales

(No plegadas). Si el abombamiento es ascendente, o positiva, se llama anteclise; y si el abombamiento es descendente, o negativa, se llama sineclise. En las anteclise

predominan las rocas de origen plutónico ya que funciona como superficie de erosión,

mientras que las sineclise funcionan como cuencas de acumulación por lo que

predominan las rocas sedimentarias. Estas estructuras nos dan el relieve aclinal Los movimientos epirogénicos reflejan generalmente la estabilidad de la corteza, en

contraste con la actividad de tipo tectónica que afecta a los arcos montañosos.

Escudos

El escudo es la región del cratón en la cual afloran rocas metamórficas e ígneas antiguas, producidas por subducción y choque de placas durante el precámbrico. Son regiones estables que constituyen en muchos casos núcleos de los continentes. Estos son planas regiones continentales, la mayor parte de los escudos son regiones de bajas colinas y mesetas, pero también hay zonas donde grandes extensiones han sido levantadas. Se formaron hace más 500 millones de años, es decir durante la era primaria, y luego de su formación, en la era secundaria han sido erosionados.

Grandes áreas de estos escudos continentales, están cubiertos de una capa sedimentaria más joven, dicha capa se formó entre el paleozoico y el cenozoico. Los estratos se acumulaban cuando el escudo descendía y era cubierto por aguas de poca profundidad. Desde épocas muy remotas los escudos han permanecido estables, sin sufrir ningún plegamiento, aunque si se han afectado por dislocaciones, abombamientos y fracturas. Los actuales escudos (figura 1) se agrupan en dos conjuntos: septentrional, que incluye los escudos báltico, ruso-siberiano y canadiense, etc.; y meridional, este comprende los escudos sudamericano (guayano-brasileño), africano, arábigo, australiano, etc.

Zócalos

En muchas ocasiones, los restos de antiguos cinturones montañosos se encuentran en los escudos. Estos Zócalos están formados por rocas de tipo sedimentaria paleozoica y mesozoica las cuales han sido fuertemente deformadas y localmente transformadas a rocas metamórficas. Uno de los sistemas de zócalos se formó en la orogenia Apalachiana, la cual cierra la era paleozoica. En América del norte, dicho sistemaestá representado por los Apalaches. Muchos metros de las rocas de estos viejos cinturones han sido eliminados, de esta forma solo perduran las estructuras basales. Los zócalos aparecen representados como largas y estrechas cadenas, raramente se elevan unos miles de metros por  encima del nivel del mar.

1.4 Plataformas o cuencas sedimentarias

Grandes áreas de los escudos continentales, están cubiertos de una capa sedimentaria más joven, dicha capa se formó entre el paleozoico y el cenozoico. Los estratos se acumulaban cuando el escudo descendía y era cubierto por aguas de poca profundidad. Los sedimentos marinos, se situaron bajo las antiguas rocas de los escudos, en un espesor que oscilaba entre cientos ymiles de metros. Estas áreas se arqueaban convirtiéndose nuevamente en superficie terrestre. Desde, ese entonces la erosión de tipo fluvial ha arrancado una buena parte de esa cubierta sedimentaria, pero aún así en algunas áreas permanece intacta. Nos referimos a las áreas descritas anteriormente como cuencas sedimentarias, se hace esta distinción para diferenciarlas de los escudos arrasados, en estos últimos las rocas precámbricas se encuentran al descubierto. Otra forma más simple de definirlas es:

 Las cuencas sedimentarias.- son zonas deprimidas o hundidas de la corteza terrestre, en estas se han acumulado sedimentos procedentes de la erosión de los escudos, los que luego serán plegados y darán origen a una cordillera.

Orogénesis

La orogénesis afecta a las áreas marginales de las placas continentales o las áreas

situadas entre dos placas próximas. Estas áreas, alargadas relativamente estrechas, denominadas orógenos se ven sometidas a esfuerzos tangenciales comprensivos como consecuencia de que sus materiales sufren grandes ynumerosos cambios en su disposición. Estos cambios se traducen en deformaciones y desplazamientos y se aprecian, en la aparición de pliegues, fracturas y unidades desplazadas. Un vulcanismo intenso también puede dar como resultado la formación de cinturones montañosos. La orogenia genera relieves de tipo plegados y fallados. Se pueden reconocer tres momentos que corresponden a tres fases de violenciade la orogenia:

el plegamiento, en el que se pliegan los materiales blandos; el fallamiento, en el que se rompen los materiales duros y los pliegues; y el cabalgamiento, en el que los materiales se desplazan de su posición original. Entonces las orogenias ocurre en su mayoría en respuesta hacia las acciones progresivas en sus límites convergentes de las placas, los que generan por lo mismo actividades de deformación de la roca .Esto se pude dar ven una variedad de tres tipos

debido a la naturaleza de las placas:

•Orogenia en limites de placas oceánica- oceánica: En este tipo de limite se presenta cuando la litosfera oceánica se subduce por debajo de la otra placa litosferica oceánica, formando una isla volcánica

Actividad ígnea y metamorfismo. Esta placa subducida formara la placa externa de la cuña oceánica y la parte interna de esta estará formada por una cuña de acreción, que esta compuesta por laminas de rocas sedimentarias marinas que posee pliegues y fallas. De esta forma esta cuña deacreción genera una elevación producto del levantamiento que se genera a lo largode las fallas a medida que la subducción continúa. Esta da como resultado un metamorfismo de temperatura baja pero de una alta presión. Estas también son llamadas subducción de tipo aleutiano

Islas Volcánicas: Suelen estar separadas 80 kilómetros y formadas sobre dorsales sumergidas de unos centenares de anchura. Esta tierra recién formada, consiste en una cada en forma de arco de pequeñas islas, llamadas, Arcos de Islas Volcánicas.

 Arcos de Islas Volcánicas: La mayoría, se ubica en el Pacífico Occidental. En este sector es muy común la formación de un ángulo de 90º, porque la corteza es antigua y densa. Sin embargo, en el Atlántico hay dos arcos volcánicos: El arco de las Antillas Menores y las Islas Sándwich. La primera es producto de la subducción de la placa atlántica con la placa caribeña. En pocos lugares los arcos de islas se forman sobre corteza oceánica – continental. Un ejemplo de este caso es la sección occidental de las Aleutianas, existe un número de islas formadas en placa oceánica, mientras que los volcanes del extremo oriental se localizan en la península de Alaska. Por otra parte, algunos arcos se forman por fragmentos de corteza continental separadas del continente. Ejemplo: Filipinas y Japón.

OROGENIA EN LÍMITES DE PLACAS OCEÁNICA-CONTINENTAL: En este tipo de choque, la placa que posee el material continental menos denso, seguirá flotando, y por otro lado la oceánica (más densa), se hundirá en la astenósfera (figura 3). Conforme al descenso de la placa oceánica, parte de los sedimentos transportados por ella y los de la otra placa, se separaran y se adosaran al borde de la placa continental. Esta acumulación es lo que se conoce como prisma de acreción En el límite entre las dos placas se encontrará normalmente una fosa oceánica. Este tipo de subducción se encuentra representado por la orogenia de los Andes del margen continental sudamericano. En este caso cuando comienza a producirse la subducción las rocas del margen continental y la fosa se plegaron, ocasionando el desarrollo de fallas que hoy son parte de una cuña de acreción que se encuentra a lo largo de la costa este sudamericana, que por el vulcanismo y sismicidad que presenta dan señas que este movimiento aun continua.

OROGENIA EN LÍMITE DE PLACAS CONTINENTAL- CONTINENTAL

Esta se produce cuando de las placas que convergen ninguna subduce a la otra debido a su baja densidad, por lo que sólo se crea un choque de continentes.

Representada por los Himalayas en Asia.

1.1)         Plegamiento

Pliegues en Creta.

«Pliegue» redirige aquí. Para el término artístico, véase ropaje.

Plegamiento o pliegue, es una deformación de las rocas, generalmente sedimentarias, en la que elementos de carácter horizontal, como los estratos o los planos de esquistosidad (en el caso de rocas metamórficas), quedan curvados formando ondulaciones alargadas y más o menos paralelas entre sí.

Los pliegues se originan por esfuerzos de compresión sobre las rocas que no llegan a romperlas; en cambio, cuando sí lo hacen, se forman las llamadas fallas. Por lo general se ubican en los bordes de las placas tectónicas y obedecen a dos tipos de fuerzas: laterales, originados por la propia interacción de las placas (convergencia) y verticales, como resultado del levantamiento debido al fenómeno de subducción a lo largo de una zona de subducción más o menos amplia y alargada, en la que se levantan las cordilleras o relieves de plegamiento.

1.2)         Falla

Falla. Note el desplazamiento vertical (hacia arriba) del bloque de la derecha

En geología, una falla es una discontinuidad que se forma por fractura en las rocas de la corteza terrestre, a lo largo de la cual ha habido movimiento de uno de los lados respecto del otro. Las fallas se forman por esfuerzos tectónicos actuantes en la corteza. La zona de ruptura tiene una superficie generalmente bien definida denominada plano de falla. El fallamiento (o formación de fallas) es uno de los procesos geológicos fundamentales en la formación de montañas. Asimismo, los bordes de las placas tectónicas están formados por fallas de hasta miles de kilómetros de longitud

1.3)          Las diaclasas:  son fracturas de las rocas sin desplazamiento de los bloques estas  están generadas por diferentes mecanismos que producen tensiones en la roca y ocasionan fracturación.

2. MOVIMIENTOS SÍSMICOS    Un movimiento sísmico es un movimiento vibratorio producido por la pérdida de estabilidad de masas de corteza. Cuando el movimiento llega a la superficie y se propaga por ésta le llamamos terremoto. Estas pérdidas de estabilidad se asocian, generalmente, a los límites de placas tectónicas. 2.1. Ondas sísmicas El movimiento sísmico se propaga concéntricamente y de forma tridimensional a partir de un punto en la Corteza profunda o Manto superficial (en general, en la Litosfera) en el que se pierde el equilibrio de masas. A este punto se le denomina hipocentro. Cuando las ondas procedentes del hipocentro llegan a la superficie terrestre se convierten en bidimensionales y se propagan en forma concéntrica a partir del primer punto de contacto con ella. Este punto llama epicentro. Según nos alejamos del hipocentro se produce la atenuación de la onda sísmica. Las ondas sísmicas son similares a las ondas sonoras y, según sus características de propagación, las clasificamos en: Ondas "p" o primarias: llamadas así por ser las más rápidas y, por tanto, las primeras que se registran en los sismógrafos. Son ondas de tipo longitudinal, es decir, las partículas rocosas vibran en la dirección de avance de la onda. Se producen a partir del hipocentro y se propagan por medios sólidos y líquidos en las tres direcciones del espacio. Ondas "s" o secundarias: algo más lentas. Son ondas de tipo transversal, es decir, la vibración de las partículas es perpendicular al avance de la onda. También se producen a partir del hipocentro y se propagan en forma tridimensional, pero únicamente a través de medios sólidos.     Ondas "L" o largas: se propagan sólo por la superficie, por lo que también se les llama ondas superficiales. Se propagan a partir del epicentro. Éstas son las verdaderas causantes de los terremotos. Actividad10 2.2. Tipos de terremotos Aunque la mayor parte de los movimientos sísmicos, los que podríamos llamar seísmos verdaderos, se producen por causas tectónicas, algunos de ellos se pueden producir por otras. Microsismos: pequeñas vibraciones en la Corteza terrestre provocadas por causas diversas. Entre las más frecuentes se encuentran grandes tormentas, hundimiento de cavernas, desplomes de rocas, etc. Sismos volcánicos: a veces los fenómenos volcánicos pueden generar movimientos sísmicos. Tal es el caso del hundimiento de calderas volcánicas, destape de las chimeneas en una erupción u otras. Sismos tectónicos: son los verdadero movimientos sísmicos y los de mayor intensidad. Generalmente asociados a fracturas (fallas). Se producen por formación de fallas, movilización de fallas preexistentes o por movimiento de fallas asociadas. Actividad11 2.3. Intensidad de los terremotos. Las escalas sísmicas La intensidad de los terremotos se refiere a la magnitud del movimiento sísmico y, por tanto, está en relación con la energía liberada por la Tierra en dicho movimiento.  Índice de sismicidad  Se refiere a la susceptibilidad de una región a sufrir terremotos. Se suele medir  por el número de sacudidas sísmicas habidas en un año en un territorio de 100  km2. Son zonas con índice de sismicidad alto las comprendidas en los dos cinturones activos. Están localizadas en los dos cinturones  activos (ver tema anterior); es decir, las costas pacíficas, el Mediterráneo oriental,  etc. En España no hay regiones con índice alto, sólo con índice medio. Dentro de ellas están la Región Bética (Granada - Almería), Galicia y el sur de los Pirineos (Valle del Ebro y costa oriental catalana). Las ondas sísmicas se registran en aparatos denominados sismógrafos, En ellos quedan registradas las ondas correspondientes a los tres tipo de ondas. Las líneas que describen estas ondas nos aportan la información sobre la intensidad del terremoto. Las dos escalas sísmicas más utilizadas son la de Mercalli y la de Ritcher. Aunque la primera ha sido muy utilizada, en la actualidad va perdiendo importancia en favor de la segunda. Escala de Mercalli: es una escala subjetiva y mide la intensidad de un terremoto. Tiene 12 grados establecidos en función de las percepciones y de los daños provocados por el terremoto a los bienes humanos. ESCALA DE MERCALLI MODIFICADA: Grado Intensidad Efectos I Instrumental Registrado sólo por sismógrafos. II Muy débil Percibido por algunas personas en pisos altos. III Ligero Perceptible en interiores, los objetos suspendidos se balancean, similar al paso de un camión. IV Moderado Percibido por la mayoría de las personas en la calle y en interiores, oscilación de objetos colgantes, ventanas y cristalería crujen. V Algo fuerte Despiertan las personas dormidas, algunos objetos caen, cuadros, puertas y contraventanas se balancean. VI Fuerte Los muebles se mueven, los cuadros se caen, los platos y la cristalería se rompen, las campanas suenan solas y algunas chimeneas se derrumban, los tabiques se resquebrajan. VII Muy fuerte Es difícil mantenerse en pie, se caen los aleros de los tejados, tejas chimeneas y cornisas de edificios, se forman olas en los estanques. Suenan todas las campanas. VIII Destructivo Caen algunas estatuas y muros, torres y edificios son deteriorados. Aparecen grietas en suelos húmedos y en taludes abruptos. Cambian los niveles de los acuíferos. IX Ruinoso Pánico general, las casas comienzan a caer, grietas en el suelo, raíles de tren deformados, puentes y conducciones subterráneas rotas. X Desastroso Pánico general. Muchos edificios destruidos, graves daños en presas. Desprendimientos de tierras, desbordamientos de ríos, canales, lagos, etc. XI Muy desastroso Pánico general. Pocos edificios en pie, raíles muy deformados, conducciones subterráneas inservibles. Aparecen fallas en el terreno de salto apreciable. XII Catastrófico Destrucción total, los objetos son lanzados al aire, desplazamiento de grandes masas rocosas. La topografía queda cambiada. Escala de Ritcher: es una escala matemática y, por tanto objetiva. Mide la magnitud del terremoto y está relacionada con la energía liberada en el sismo. Teóricamente no tiene límite, pero un 9 en esta escala equivaldría a un Grado XII de Mercalli, es decir "destrucción total". Se basa en la amplitud de la onda registrada en un sismógrafo situado a menos de 100 km del epicentro.  Determinación del epicentro y de la magnitud.  La determinación del epicentro del terremoto requiere de la triangulación de los datos de tres estaciones símicas que lo hayan registrado. La determinación de la magnitud o escala Richter se realiza combinando los amplitud de la onda medida en el sismograma y la distancia al epicentro de la estación que registra el terremoto. Si quieres aprender a realizar estos cálculos te animamos a consultar el siguiente enlace a una actividad externa:  CURSO PARA SISMÓLOGOS VIRTUALES Actividad12

2.4) ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

Desde fines del siglo pasado, cuando se determinaron el volumen y la masa de la Tierra, se observó que su densidad (masa/volumen) promedio (5.519 g/cm³) es mucho mayor que la densidad promedio de las rocas que encontramos en la superficie; por ejemplo, el agua (destilada) tiene densidad 1, los dos tipos de roca más representativos de los continentes y del suelo oceánico, el granito y el basalto, tienen densidades de 2.6-2.7 y 2.8-3.0 g/cm³, respectivamente. Esto indica que las rocas del interior del planeta deben ser mucho más densas que las de la superficie.

Además, la Tierra tiene un momento de inercia (una medida de la tendencia que tiene un cuerpo giratorio a seguir girando sin fuerzas que lo impulsen) demasiado pequeño para su masa total, lo que indica que las rocas más densas deben estar concentradas cerca del centro.

 

Estos resultados basados en observaciones gravimétricas y astronómicas son ciertamente muy valiosos, pero no suficientes para crear un modelo único de densidades. El modelo actual del interior de la Tierra se ha obtenido, primordialmente, del estudio de las ondas sísmicas.

Si la Tierra fuera homogénea por dentro (como una antigua bala de cañón) las ondas de cuerpo viajarían en línea recta desde el hipocentro hasta cualquier punto de la superficie terrestre. La velocidad de las ondas sísmicas depende de las propiedades elásticas del medio (densidad, rigidez e incompresibilidad), por lo que cuando éstas varían en forma continua con la profundidad las ondas describen trayectorias curvas; si varían en forma discontinua, esto es, hay cambios bruscos en sus valores, como en la frontera entre dos materiales distintos, parte de la onda (o, a veces, toda ella) puede ser reflejada por la discontinuidad.

Las observaciones de ondas sísmicas indican que en el interior de la Tierra hay grandes variaciones, tanto graduales como súbitas, de las propiedades elásticas del medio con la profundidad.

La parte más superficial de la Tierra se denomina corteza, y es de dos tipos (Figura 11). La corteza continental es, como su nombre lo indica, la que forma los continentes, es primordialmente granítica, tiene en promedio entre 30 y 40 km de espesor y, a profundidad, presenta velocidades para ondas P de alrededor de los 6.0 a 6.5 km/s. La corteza oceánica es primordialmente basáltica y tiene velocidades de las ondas P de unos 6.7 a 6.9 km/s, su espesor medio es de unos 7 km.

La capa que se encuentra inmediatamente bajo la corteza recibe el nombre de manto  entre ellas se halla la discontinuidad llamada de Mohorovicic (o, comúnmente, Moho) descubierta en 1909. Debajo de ella la velocidad de las ondas P en el manto es de unos 7.9 a 8.2 km/s, y su densidad es de unos 3.3 g/cm³.

El manto llega hasta los 2 950 km de profundidad donde tiene una densidad de unos 5.5 g/cm³ y una velocidad de las ondas P de unos 10.5 km/s (Figuras 11 y 12). Las propiedades del manto varían bastante; desde cerca de los 100 km hasta los 150 km de profundidad se encuentra una capa de baja velocidad llamada astenósfera (del griego  [debilidad] +  [esfera]) donde hay material que posiblemente se encuentra en estado de semifusión. Alrededor de los 700 km de profundidad se encuentra una zona donde cambia rápidamente la velocidad, la cual separa al manto superior, situado encima de esta profundidad, del manto inferior, situado debajo.

La corteza más la parte más somera del manto, hasta una profundidad de unos 100 km, son conocidos como litosfera. La razón de esta definición se verá en el capítulo VI.

A los 2 950 km de profundidad existe otra fuerte discontinuidad, llamada de Gutenberg o fundamental que separa el manto inferior del núcleo externo. Al pasar del manto al núcleo externo aumenta la densidad (de 5.5 a 10 g/cm³) pero disminuye drásticamente la velocidad de las ondas P (de 10.5 a 8.0 km/s) y ¡las ondas S no son transmitidas!, lo que indica que el material del núcleo externo es líquido.

Tanto la densidad como la velocidad de las ondas P aumentan con la profundidad hasta llegar a los 5 150 km de profundidad, donde encontramos otra discontinuidad (llamada de Lehmann) entre el núcleo externo y el núcleo interno, el cual es sólido y llega hasta el centro de la Tierra situado a 6 371 km de profundidad.

Estos datos acerca del interior de la Tierra se obtuvieron del estudio de ondas sísmicas con trayectorias como las mostradas en la figura 13. En esta figura, un foco sísmico se sitúa en F; las letras mayúsculas que identifican cada rayo indican si éste atravesó el manto como P (línea sólida) o como S (línea punteada); la c minúscula indica reflexión en la frontera manto-núcleo y K indica transmisión a través del núcleo externo, lo cual es sólo posible para ondas de tipo P, pues los líquidos no transmiten las ondas 5. Finalmente, i minúscula indica reflexión en la frontera núcleo externo-núcleo interno, mientras que I mayúscula indica transmisión a través del núcleo interno.