INSTITUTO GEOFÍSICO DEL PERU CENTRO NACIONAL DE DATOS GEOFÍSICOS SISMOLOGIA
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CARACTERÍSTICAS DE LA SISMICIDAD y ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
INFORME DE: PRACTICAS PRE-PROFESIONALES
PRESENTADO POR: Dina BUha Herrera Puma
DIRECTOR: Dr. Hernando Tavera
Lima -Perú 2007
INDICE
AGRADECIMIENTOS 1. INTRODUCCIÓN 2. ESTRUCTURA DE LA TIERRA 2.1 Estructura sismológica 2.1.1 La Corteza 2.1.2 El Manto 2.1.3 El Núcleo 2.2 Estructura geofísica 2.2.1 Litosfera 2.2.2 Astenosfera 2.2.3 Mesósfera 2.2.4 Núcleo Externo 2.2.5 Núcleo Interno 3. GEODINAMICA 3.1 Tectónica de placas 3.2 Tipos de placas 3.3 Limites de placas 3.3.1 Limites divergente o constructivo 3.3.2 Limite divergente o destructivo 3.3.3 Limite transformante o conservativo 3.4 Bordes de placas 4. SISMICIDAD MUNDIAL 4.1Distribución espacial 4.2 Distribución a profundidad 4.3 Principales fuentes sismogenicas 5. CLASIFICACION DE LOS SISMOS 5.1 Clasificación según su distancia epicentral 5.1.1 Sismos locales ((∆ < 1°) 5.1.2 Sismos regionales (1° < ∆<10º) 5.1.3 Telesismos
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5.2. Clasificador según su profundidad de foco 5.2.1 Sismos con foco superficiales (h ≤ 60 km) 5.2.2 Sismos con foco intermedio (60300 km) 5.3 Clasificación según su magnitud 5.3.1 Escalas de magnitudes 5.4 Según su origen 5.4.1 Sismos Tectonicos 5.4.2 Sismos Volcánicos 5.4.3 Sismos artificiales o inducidos 5.4.4 Sismos producidos por colapso 6. CONCLUSIONES BIBLIOGRAFIA
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AGRADECIMIENTOS
Agradezco de manera muy especial al Dr. Hernando Tavera, Director del CNDG Sismología - por el asesoramiento y las enseñanzas en la elaboración del presente informe, a la MSc. Isabel Bernal por su orientación y ayuda para conmigo. Asimismo mi reconocimiento al personal que labora en el área de CNDG, por brindarme su apoyo y colaboración. Finalmente, mi agradecimiento al Instituto Geofísico del Perú por la oportunidad de realizar mis práctica pre-profesionales a través de la beca brindada.
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1. INTRODUCCIÓN Desde que el hombre comprendió que la Tierra era redonda, mostró interés en conocer su interior, encontrando en la sismología una herramienta importante para tal objetivo. Fueron los Chinos (132 A.D.), los primeros en construir instrumentos para registrar los sismos; sin embargo, los sismógrafos como tales fueron construidos recién en el año 1880 por sismólogos británicos residentes en Japón. No pasó mucho tiempo para que los científicos reconocieran que también era de interés registrar sismos que ocurrían a miles de kilómetros de distancia de un punto de referencia (Paschwitz 1889). Con ello se determinó que las ondas sísmicas pueden viajar grandes distancias a través del interior de la Tierra. Este descubrimiento tendría un gran impacto en el desarrollo posterior de la sismología (Kanamori, 1986) y motivó a los investigadores a usar las características de las ondas sísmicas para explorar el interior de la Tierra.
El estudio de los tiempos de viaje de las ondas sísmicas fue el elemento que marcó las investigaciones a principios del siglo XX, y la acumulación de datos permitió construir tablas de estimación de tiempo de viaje de las ondas que permitieron determinar globalmente la estructura interna de la Tierra. Para ello ya se contaba con el antecedente de la existencia de un núcleo gracias a los trabajos de Oldmhan (1906). Dicho conocimiento junto a las tablas de recorrido tiempo de Jeffreys-Bullen (Jeffreys y Bullen, 1935; Bullen, 1937, 1938; Jeffreys, 1939), serían fundamentales para establecer el primer modelo completo de la estructura de la Tierra y así entender su interior. Desde ese momento, para la sismología ya no sería suficiente comprender los procesos que generan un sismo, ahora se requería conocer el origen de las anomalías existentes en los tiempos de arribo de las ondas, las causas de la atenuación de la energía, la distribución de las heterogeneidades en el interior de la Tierra, etc. Compilaciones posteriores de datos sísmicos permitieron construir otras tablas de recorrido-tiempo cada vez más precisas, basadas en datos de mejor calidad obtenidos con sismógrafos electrónicos. Las nuevas correcciones en los tiempos de recorrido de las ondas derivaron en las tablas de Herrin
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(1986) y después en las denominadas tablas PREM (Dziewonski y Anderson,1981), IASP91 (Kennet y Engdhal, 1991) y AK135 (Kennet, 2005) (Gómez, 2004). En el presente trabajo se realiza una revisión de los principales acontecimientos que llevaron a conocer lo que hoy en día se sabe sobre el interior de nuestro planeta Tierra. 2. ESTRUCTURA DE LA TIERRA
El conocimiento actual acerca del interior de la Tierra es el resultado de numerosos estudios científicos, en su mayoría basados en la propagación de las ondas sísmicas a través del propio material terrestre. De esta manera, ha sido posible determinar su composición y dividirla en varias capas concéntricas. La corteza, el manto y el núcleo, fueron conocidos a principios de siglo XX, fundamentalmente por trabajos del geofísico Oldham (1906) que identificó a las ondas P y S a partir de observaciones a escala global. De los tiempos de recorrido de estas ondas, sumados a la construcción de las primeras tablas de recorrido-tiempo, se dedujo de ellas la existencia del núcleo, en el cual las ondas tenían menor velocidad que en el manto (Udias et al., 1997). Asimismo, Mohorovicic (1909) identificó la discontinuidad que separa la corteza del manto a partir de los tiempos de arribo de 4 ondas importantes que llegaban en el siguiente orden: onda Pn con una velocidad de 7,76 km/s; onda Pg con 5,57 km/s; onda Sn con 4,36 km/s y onda Sg con una velocidad 3,36 km/s. Esta discontinuidad recibe el nombre de Moho y separa la corteza del manto. Gutenberg (1914), estableció la profundidad del núcleo de 2,900 km al presentar nuevas curvas de tiempo de recorrido para las ondas P y S a distancias entre 80 y 180° (Udias et al., 1997). Otros avances importantes se registraron entre 1930 y 1940, fundamentalmente por parte de Jeffreys y Bullen, que establecieron con precisión las tablas de velocidad de las ondas en las diferentes capas de la Tierra y por Lehmann (1936), que descubrió al observar las ondas P y PKP entre 105° y 143° (zona de sombra) un núcleo formado por dos capas diferentes: núcleo externo y núcleo interno. Desde entonces el conocimiento de la estructura del interior de la Tierra ha avanzado y continúa haciéndolo gracias a la ampliación de la red mundial de estaciones sismológicas, a la utilización de las explosiones como fuentes generadoras de ondas sísmicas y al empleo de ordenadores para el tratamiento masivo de datos. Sobre la base de estas y de otras observaciones, se ha dividido a la Tierra en: Corteza, Manto y Núcleo (Figura 1). Posteriormente, el estudio de otros campos de la geofísica como la Gravimetría y Reología han permitido proponer otra clasificación que considera
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además su composición química, temperatura, densidad y presión. Esta última divide a la Tierra en: Litósfera, Astenósfera, Mesósfera, Núcleo externo y Núcleo interno (Figura 1).
Figura 1. Estructura Sismológica y Geofísica de la Tierra
2.1 Estructura sismológica El estudio del comportamiento de las ondas sísmicas P y S (cambio de sus velocidades al pasar a través de materiales de diferente elasticidad) durante su recorrido por el interior de la Tierra constituye información importante para conocer su estructura interna y que ha permitido a los sismólogos dividirla en: corteza, manto y núcleo (Figura 2).
2.1.1 La Corteza. Formada por rocas heterogéneas (granito, basalto) y con un espesor promedio de 35 km en los continentes (con mayor espesor en algunas cadenas montañosas) y cerca de 0 km bajo algunas áreas de los océanos Pacífico y Atlántico. La corteza ocupa un volumen de 0.0155 del total de la Tierra. En esta estructura la velocidad de las ondas varían según el tipo de roca que atraviesa; pero por lo general, para la onda compresional P el promedio es de 6 km/s (5.2 km/s en la superficie y 6.9 km/s en la parte inferior de la corteza).
2.1.2 El Manto. Estructura compuesta por rocas básicas y ultrabásicas con un espesor aproximado de 2,885 km. La velocidad de la onda compresional P aumenta de 8.1 km/s (debajo de la corteza) hasta 13.6 km/s (en la base del manto). En la actualidad se le divide en manto superior y manto inferior.
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2.1.3 El núcleo. Descrito como una esfera de hierro, cuyo espesor va de aproximadamente 2,885 hasta 6,371 km. El núcleo es dividido en núcleo externo fluido (no transmite ondas S) y núcleo interno sólido (transmite ondas P y S), aquí la velocidad de la onda compresional es de 8.1 km/s en la superficie del núcleo aumentando hasta 11.5 km/s en su interior.
Velocidad de ondas sísmicas (km/s) 0
Velocidad de la onda de corte (S)
2
4
6
Profundidad (km)
Manto inferior
3000
4000
10
12
14
Moho
Manto superior
1000
2000
8
Corteza
Velocidad de la onda compresional (P)
2900
Límite manto-núcleo
Núcleo exterior (líquido)
5000 5100
6000
Núcleo interior (sólido)
6370
Figura 2. Comportamiento de las ondas P y S cuando pasan a través de las capas interiores de la Tierra.
2.2 Estructura geofísica. Con la teoría de la tectónica de placas, en los años 1970 los geofísicos empezaron a darse cuenta que las placas tenían que ser más gruesas que solamente corteza o que se romperían al moverse. Así utilizando otros métodos geofísicos como la gravimetría y reología llegaron a definir la existencia de la litósfera, astenósfera, mesósfera, núcleo externo y núcleo interno (Figura 1).
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2.2.1 Litósfera. Capa rígida formada por la corteza y la parte superior del manto con un grosor aproximado de 100 km. La litósfera esta fragmentada en una serie de placas (placas tectónicas o litosféricas) en cuyos bordes se concentran los fenómenos geológicos endógenos, como el magmatismo (incluido el vulcanismo), la sismicidad o la orogénesis. En la práctica no es fácil traducir esta interpretación teórica a un espesor concreto, pero se aplican distintas aproximaciones a partir de:
Litósfera térmica. Bajo este concepto la litósfera constituye la capa límite superior fría de la convección del manto. En otras palabras la litosfera se diferencia térmicamente de la astenósfera por ser conductiva (y no convectiva) y por poseer un gradiente geotérmico elevado. Algunos autores proponen que el límite inferior de la litosfera se encuentra en la isoterma 600°C, debido a que a partir de esta temperatura el olivino comienza a ser dúctil o plástico.
Litósfera sísmica. La base de la litósfera se caracteriza por una reducción en la velocidad de propagación de las ondas S y una elevada atenuación de las ondas P. Esta definición tiene la ventaja que es fácilmente detectable a través de estudios sismológicos.
Litósfera elástica. Desde el punto de vista de la reología y bajo el principio de isostasia, la litosfera es la capa elástica que flota sobre la astenósfera. Es posible calcular su espesor a partir de su flexión por diferentes cargas, en especial a través del rebote post-glacial y la erosión rápida de los continentes. Las litósferas térmica y sísmica tienen espesores equivalentes; mientras que la elástica es mayor a los otros dos.
2.2.2 Astenósfera. Zona del manto terrestre que está debajo de la litósfera, aproximadamente entre 100 y 240 kilómetros por debajo de la superficie de la Tierra. Es una capa plástica, en la que la temperatura y la presión alcanzan valores que permiten que se fundan las rocas en algunos puntos. En la astenósfera existen lentos movimientos de convección que explican la deriva continental. Además, el basalto de la astenósfera fluye por extrusión a lo largo de las dorsales oceánicas, lo cual hace que se renueve constantemente el fondo del océano. Por su parte inferior, la astenósfera va perdiendo sus
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propiedades plásticas más abajo de los 350 km y progresivamente adquiere la rigidez del manto inferior hacia la profundidad de 850 km. Existen algunas dudas sobre su existencia, durante años se ha afirmado que en el interior de la Tierra, a partir de unos 100 kilómetros de profundidad, existiría una zona llamada astenósfera que presentaría una baja velocidad de las ondas sísmicas S, razonándose que esto se debería a una baja viscosidad de la parte superior del manto (pues las ondas S o de corte no se transmiten en fluidos). De esta forma se explicaba el movimiento continuo de los continentes dentro de la teoría de la Tectónica de Placas, así como el fenómeno de equilibrio isostático de los continentes sobre el manto. Hace una década, la idea de esta franja como imprescindible para explicar la deriva continental entró en duda según nuevos datos, proponiéndose un sistema en donde la corteza se moviera solidariamente con el manto subyacente hasta el núcleo. Se propuso así mismo, que el equilibrio isostático se produciría entre la parte inferior del manto (sólido) y la parte exterior del núcleo terrestre (líquido). Sin embargo, esta última propuesta no cuenta con datos suficientes al respecto para definir la situación.
2.2.3 Mesósfera. Es la parte del manto situada entre la astenósfera y el núcleo externo, se extiende hasta los 2900 km. A pesar de la extrema temperatura, la presión del peso de las capas que están por encima (litósfera y astenósfera) son lo suficientemente grande como para mantener sólido el material de la mesósfera. Su estructura es muy homogénea con un aumento lento de la velocidad con la profundidad de 11 a 13.5 km/s para la onda P y de 6 a 7 km/s para la onda S.
2.2.4 Núcleo externo. El núcleo externo rodea al núcleo interno y se cree que está compuesta de hierro líquido mezclado con níquel y trazas de otros elementos más ligeros. Se considera que la convección presente en esta capa, junto con la agitación causada por la rotación de la Tierra provoca la aparición del campo magnético terrestre (hipótesis de la dinamo). Su espesor es de unos 2300 km., comprendidos entre los 2900 y los 5200 km de profundidad, es de naturaleza fluida, no se propagan ondas S y en él la velocidad de las ondas P disminuye de 13.5 km/s en la base del manto inferior a 8.2 km/s. Esta velocidad aumenta lentamente de forma que el punto más profundo del núcleo externo, la velocidad es de 10.3 km/s.
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2.2.5 Núcleo interno. Tiene un espesor de 1,370 km y es de naturaleza sólida debido a que existen enormes presiones (de 3 a 3.5 millones de atmósferas) lo cual hace que el hierro y el níquel se comporten como sólidos. La velocidad de las ondas P en su interior es de 11.3 km/s y prácticamente constante. Las ondas S en el núcleo interno tiene una velocidad de 3.8 km/s. En esta parte del núcleo se registra la temperatura mayor (6000ºC). A partir de recientes datos sísmicos parece concluirse que ese núcleo interno sólido férrico es anisotrópico; es decir, no se comporta del mismo modo en todas las direcciones, aunque ello se ha asociado a orientaciones preferentes de los cristales férricos. La situación todavía permanece sin explicación convincente, aunque posiblemente ello pueda tener relevancia respecto al comportamiento geodinámico magnético de la Tierra.
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3. GEODINAMICA
La Tierra no está estática, la superficie de la misma se compone de una serie de placas sólidas (litosfera) que flotan y se mueven sobre el manto inferior, a un ritmo que no es notorio. Este movimiento se debe a que continuamente sale material del manto por debajo de la corteza oceánica y se crea una fuerza que empuja las zonas ocupadas por los continentes (las placas continentales) y en consecuencia, les hace cambiar de posición manifestándose a través de los sismos y las erupciones volcánicas. 3.1 Tectónica de placas La teoría de tectónica de placas o nueva tectónica global, ampliamente aceptada en la actualidad, considera que la litosfera esta dividida como gran mosaico de placas principales y secundarias (Figura 3) que se desplazan lateralmente una con relación a las otras impulsadas por las corrientes de convección del manto terrestre. Por lo tanto, el término "tectónica" se refiere al estudio a gran escala de la estructura y características de deformación de la Tierra, sus orígenes, relaciones y movimientos. Existe en la actualidad evidencia de que las placas se mueven a diferentes velocidades y las velocidad de movimiento varía de acuerdo a la dirección. Además la misma placa puede moverse con velocidades distintas en diferentes direcciones y rotar alrededor de distintos polos. Las placas más importantes son la del Pacífico, la Australiana, la Antártica, las de América del Norte y del Sur, la de Nazca, la Euroasiática y la Africana. Estas ideas comenzaron a gestarse cuando algunos estudiosos se dieron cuenta de la similitud de las costas de América del Sur y África que parecen encajar entre si como piezas de un rompecabezas, especulando que esos dos continentes podrían haber estado unidos mucho tiempo atrás. De esta forma, Placet creía que el Océano Atlántico se formó por el hundimiento de una gran isla, "Atlántida", mientras que Von Humboldt atribuía la separación de los dos continentes a fenómenos de erosión. A principios del siglo XX, A. Wegener, un meteorólogo alemán, propuso que en algún momento todos los continentes estuvieron unidos formando una gran masa continental que ellos llamaron Pangea (del griego "todas las tierras"). Por alguna razón este supercontinente comenzó a fracturarse y a dividirse al inicio del Mesozoico y los fragmentos, actuales continentes, comenzaron a desplazarse lentamente sobre un manto líquido. Esta teoría se conoció como deriva de los continentes y fue ampliamente rechazada por la comunidad científica internacional. En las últimas 15
décadas, la investigación en el campo de la geofísica, oceanografía, geología y sismología han confirmado las ideas básicas de Wegener, que han quedado plasmadas en la moderna teoría de la tectónica de placas. Hay diferencias importantes entre las teorías de la deriva continental y de tectónica de placas. La tectónica de placas es más general dado que incluye a la superficie de la Tierra en su totalidad y no sólo los continentes. Además, la tectónica de placas explica en forma conveniente el mecanismo por el cual se producen los movimientos y deformaciones de la litosfera.
Figura 3. Continente y placas litosféricas en los que se divide la corteza terrestre según la Tectónica de Placas.
La idea de la movilidad de la corteza planteó numerosas incertidumbres hasta que la parte más extensa de la superficie del planeta; es decir, los océanos pudo ser estudiada en detalle gracias al desarrollo tecnológico de las embarcaciones para investigación y el invento del sonar. Por mucho tiempo se creyó que el fondo de los océanos era una superficie prácticamente plana, sin accidentes de importancia. Sin embargo, los oceanógrafos descubrieron una extensa cordillera en el Océano Atlántico que se extiende como una gigantesca costura desde la Antártida hasta Islandia. Algo similar se descubrió posteriormente en el Océano Indico y en el Pacífico. Estudios detallados del fondo marino, en base a mediciones magnéticas, expediciones submarinas, perforaciones y
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toma de muestras, revelaron que las rocas son tanto más viejas cuando más se aleja de cadena montañosa o dorsal oceánica. Este hecho se explicó considerando material incandescente, o magma, aflora a la superficie en la cima de las dorsales, a través de una depresión central llamada “rift”. El material fundido se extiende sobre el fondo marino y se solidifica, empujando a la corteza hacia ambos lados a razón de varios centímetros por año. Es decir que las depresiones de las dorsales oceánicas son las zonas activas a partir de las cuales se produce la expansión del fondo marino. Esto explica el por qué de la disgregación del supercontinente Pangea de acuerdo a la teoría de la deriva continental. Obviamente que si la Tierra no se expande, el aporte de material nuevo en las dorsales debe compensarse con material que desaparece en otras zonas del planeta. Esto ocurre cerca de las plataformas continentales donde la placa oceánica (de material basáltico más pesado) se sumerge debajo de la placa continental y el material de la litosfera es nuevamente fundido para pasar a integrar el manto. El proceso de ascenso y descenso de material en el manto se debe a la presencia de corrientes de convección térmica, originadas por las grandes diferencias de temperatura entre el núcleo y la corteza. La zona donde se sumerge la placa oceánica se denomina zona de subducción y se caracteriza por una trinchera o fosa marina frente a la costa (por ejemplo, la fosa Tonga-Kermadec en el Pacífico occidental que tiene 10 km de profundidad). La dinámica de la corteza terrestre muestra que unas placas tienden a separarse entre sí como resultado del aporte de nuevo material cortical mediante la inyección de magma; este es el caso de la placa Sudamericana y la Africana. En otros casos las placas colisionan en forma frontal, produciendo el plegamiento de la corteza y por lo tanto el levantamiento de cadenas montañosas como el Himalaya. Otras veces la colisión frontal produce el hundimiento de una placa debajo de otra. Un caso típico de esta situación es la placa de Nazca que se sumerge debajo de la placa de Sur América en la costa de Colombia, Ecuador, Perú, y Chile.
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Figura 4. Formación y subducción de la litosfera.
3.2 Tipos de placas Las placas litosféricas son esencialmente de dos tipos, en función de la clase de corteza que forma su superficie: Placas oceánicas. Son placas cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada y de composición básica. Aparecerán sumergidas en toda su extensión, salvo por la presencia de edificios volcánicos intraplaca, de los que más altos aparecen emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus bordes. Los ejemplos más notables se encuentran en el Océano Pacífico: la placa Pacífica, la placa de Nazca, la placa de Cocos y la placa Filipina. Placas mixtas. Son placas cubiertas en parte por corteza continental y en parte por corteza oceánica. La mayoría de las placas tienen este carácter. Para que una placa fuera íntegramente continental tendría que carecer de bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto es posible en fases de convergencia y colisión de fragmentos continentales, y de hecho pueden interpretarse así algunas subplacas de las que forman los continentes. Como ejemplos se mencionan a las placas Sudamericana y placa Euroasiática. La mayor actividad tectónica (sismos, formación de montañas, actividad volcánica) se presenta en los bordes de las placas debido a la interacción de estas.
3.3 Límites de placa. Las placas limitan entre sí por tres tipos de situaciones. 3.3.1 Límite divergente o constructivo. En los límites divergentes, las placas se alejan y el vacío que resulta de esta separación es rellenado por material de la corteza, que surge del magma de las capas inferiores. Se cree 18
que el surgimiento de bordes divergentes en las uniones de tres placas está relacionado con la formación de puntos calientes. En estos casos, se junta material de la astenósfera cerca de la superficie y la energía cinética es suficiente para hacer pedazos la litósfera. El punto caliente que originó la dorsal mesoatlántica (formada por la separación de las placas de Eurasia y Norteamérica y las de África y Sudamérica), se encuentra actualmente debajo de Islandia, y el material nuevo ensancha la isla algunos centímetros cada siglo. Un ejemplo típico de estos tipos de límite son las dorsales oceánicas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica) y en el continente por las grietas como el Gran Valle del Rift. El esquema de este tipo de límite se muestra en la Figura 5.
Figura 5. Esquema de límites divergentes o constructivos de las placas
3.3.2 Límite convergente o destructivo. Las características de los bordes convergentes dependen del tipo de litosfera de las placas que chocan. Cuando una placa oceánica (más densa) choca contra una continental (menos densa) la placa oceánica es empujada debajo, formando una zona de subducción (por ejemplo la placa de Nazca y la placa sudamericana). En la superficie, la modificación topográfica consiste en una fosa oceánica en el agua y un grupo de montañas en continente como se muestra en la Figura 6a. Cuando dos placas oceánicas chocan, el resultado es un arco de islas (por ejemplo, Japón), como se puede observar en la Figura 6b. Cuando dos placas continentales colisionan, se forman extensas cordilleras. La cadena del Himalaya es el resultado de la colisión entre las placas Índica y Euroasiática (Figura 6c).
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a
b
c
Figura 6. Esquemas representativos de límites Convergentes de las placas tectónicas, los puntos amarillos representan sismos originados por este proceso. a) Convergencia entre placas oceánica y continental, originando un proceso de subducción donde la placa oceánica se introduce debajo de la placa continental formando una zona de trinchera o fosa oceánica y arcos volcánicos; b) Convergencia entre dos placas oceánicas, en la cual la placa de mayor densidad subduce a la de menor densidad, al colisionar dan origen zonas de trinchera y a arcos de islas; y c) Convergencia entre dos placas continentales, al chocar las dos masas continentales una de ellas subduce a la otra, dando origen a montañas como el Himalaya.
3.3.3 Límite Transformante o conservativo. El movimiento de las placas a lo largo de las fallas de transformación puede causar considerables cambios en la superficie, especialmente cuando esto sucede en las proximidades de un asentamiento humano. Debido a la fricción, las placas no se deslizan, sino que se acumula tensión en ambas placas que al llegar a un nivel que sobrepasa el necesario para el movimiento, la energía potencial acumulada es liberada como presión o movimiento en la falla. Debido a la titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan terremotos de mayor o menor magnitud. Un ejemplo de este tipo de límite es la falla de San Andrés, ubicada en el Oeste de Norteamérica, que es una de las partes del sistema de fallas producto del roce entre la placa Norteamericana y la del Pacífico.
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Figura 7. Esquema de límite transformante de una placa.
En determinadas circunstancias, se forman zonas de límite o borde, donde se unen tres o más placas formando una combinación de los tres tipos de límites descritos antes.
3.4 Bordes de placa Las zonas de las placas contiguas a los límites son conocidas como bordes de placa y es aquí donde se concentra la mayor actividad geológica interna del planeta, desarrollando procesos como:
El vulcanismo. La mayor parte del vulcanismo activo se produce en el eje de las dorsales, en los límites divergentes, pero al ser submarino y de tipo fluidal, poco violento, pasa muy desapercibido. Detrás vienen las regiones contiguas a las fosas por el lado de la placa que no subduce.
La orogénesis. Término que define el levantamiento de las montañas. La orogénesis acompaña a la convergencia de placas, tanto donde hay subducción formando arcos volcánicos y cordilleras como los Andes, como en los límites de colisión, donde el vulcanismo es escaso o ausente, pero la sismicidad es particularmente intensa.
La sismicidad. Existen terremotos intraplaca originados en fracturas en las regiones centrales y generalmente estables de las placas, pero la inmensa mayoría se producen en bordes de placa. Las circunstancias del clima y de la historia han hecho concentrarse una buena parte de la población mundial en las regiones más sísmicas de los continentes, las que forman los cinturones orogenéticos, junto a límites convergentes. Algunos terremotos importantes, como el que destruyó Lisboa en 1755, se originaron en límites de fricción, generalmente en el océano. Los terremotos más importantes de las dorsales son los que se producen en donde las fallas transformantes actúan como límite entre placas
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4. SISMICIDAD MUNDIAL
Tradicionalmente los sismos han sido estudiados a partir de su distribución geográfica y de sus efectos destructores. La base para su estudio ha sido y sigue siendo la recopilación de datos como su fecha y el momento de ocurrencia (tiempo), su localización, tamaño y daños producidos, etc. Esta información sistematizada da origen a los catálogos sísmicos, cuyos predecesores fueron listas, generalmente incompletas, de grandes sismos, incorporadas a veces con las de otras catástrofes naturales, como inundaciones, erupciones volcánicas, etc. Entre los primeros catálogos universales de terremotos en occidente, se encuentran los de J. Zahn, publicado en 1680; el más completo de J. J. Moreira de Mendonca, en 1758, y el de A. Perrey, hacia 1850. A finales del siglo XIX y a principios del XX, en varios países se amplió la red de estaciones sismológicas con sismógrafos de diversos tipos para registrar de manera relativamente mas precisa sismos tanto de origen local como lejano. Con esta metodología moderna se confeccionaron los catálogos publicados por R. Mallet y J. Mallet, en 1912, y el de J. Milne, en 1912. A partir de estas fechas, se multiplicaron los catálogos de terremotos, tanto globales como regionales, y en la actualidad la información es ampliada y automatizada en la forma de bancos de datos sísmicos. Hoy en día los estudios de sismicidad se han extendido considerablemente con la incorporación de otros parámetros como su distribución en el espacio y el tiempo, así como su correlación con las características fisiográficas y geológicas de cada región. Dentro de esta categoría se debe considerar los trabajos pioneros de J. B. Montessus de Ballore (1890 y 1923) y los de Gutemberg y Richter, que culminan con la publicación de su obra Seismicity of the Earth, en 1954; y los más recientes de S. J. Duda, en 1963; y para Europa el de V. Karnik y Vaniek, en 1968. La referencia más completa sobre la sismicidad de América del sur es el catálogo de terremotos para América del sur elaborado por el Centro Regional de Sismología (CERESIS) en 1985. Es un hecho conocido desde la antigüedad que unas regiones son mucho más propensas que otras a la ocurrencia de los terremotos. Esto permite separar zonas sísmicamente activas de otras que no lo son (Figura 8). Una de las características más importantes de la distribución de los terremotos es que estos están concentrados en franjas relativamente estrechas que forman una red que divide la superficie de la Tierra en una serie de áreas,
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cuyo interior es prácticamente asísmico (Figura 8). De estas franjas o alineaciones de terremotos, unas ocupan los márgenes de los continentes y otras están situadas en el interior de los océanos coincidiendo con las grandes cordilleras submarinas. No en todos los márgenes continentales se producen terremotos, lo que permite separarlos en activos y pasivos, por ejemplo, el margen occidental de América es activo; mientras que, el oriental no lo es. La importancia del estudio de la sismicidad mundial reside en que gracias a ella se deducen las condiciones geodinámicas y sirve como punto de partida para determinar el riesgo sísmico en la Tierra.
4.1 Distribución espacial. Con la modernización de la sismología a los investigadores les sorprendió que al representar la distribución espacial de los sismos en el mapa del mundo para diferentes periodos de tiempo, estos siempre ocurren en las mismas zonas geográficas, concentrándose a lo largo de franjas relativamente angostas marcando zonas de alta sismicidad. A su vez, estas franjas limitan o separan grandes regiones oceánicas y continentales de actividad sísmica escasa o nula, tal como se observa en el mapa de sismicidad mundial de las Figuras 8, 9. La distribución geográfica global de los sismos en el mundo puede resumirse esquemáticamente en las siguientes zonas activas.
El cinturón circum-Pacífico, es la franja de sismicidad más importante debido a que la mayor parte de la energía sísmica es liberada en esta zona que se encuentra en la periferia del Océano Pacífico como se muestra en la Figura 8, dando origen a los terremotos de Alaska, Canadá, California y Nevada, México, Centro América y la cordillera andina, desde Colombia hasta el sur de Chile. En esta zona, se han producido grandes terremotos que han ocasionado frecuentes catástrofes a lo largo de los años. En su parte occidental, la costa del Pacífico está orlada por una serie de arcos de islas, desde el más septentrional de las islas Aleutianas para continuar por la Península de Kamtchatka, Japón, e Islas Filipinas hasta la de Fiji y Honda en el sur. Esta zona sísmica se caracteriza por una actividad volcánica intensa por lo que toma el nombre de Cinturón de Fuego del Pacífico.
Mediterráneo-Himalaya, en la Figura 8 se puede observar esta región que se extiende desde las islas Azores hasta la costa del continente asiático. A esta región pertenecen los
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terremotos del sur de España, norte de Africa, Italia, Grecia, Turquía, Persia, Himalaya, norte de la India y China.
Sistema de cordilleras submarinas, como se ve en la Figura 8, se extiende en los océanos. Entre éstas hay que destacar la centro-Atlántica, que divide de norte a sur a este océano en dos partes; las del indico y las del Pacífico frente a la costa oriental de América del sur. Los terremotos de estas zonas son superficiales y de magnitud media.
Es claro que a escala mundial, la sismicidad se concentra en zonas bien delimitadas. En contraste, grandes regiones de la Tierra están libres de actividad sísmica de gran magnitud o en ellas casi nunca ocurren sismos. Tal es el caso de Brasil, norte y centro de Canadá, Noruega, Suecia, oeste de África, gran parte de Australia y los suelos oceánicos alejados de las cordilleras meso-dorsales.
Figura 8. Mapa de sismicidad global. En esta figura se muestran los sismos ocurridos a partir de 1966, con magnitud superior a 6, en la escala de Richter. (Bolt, 1999).
4.2 Distribución a profundidad. No todos los sismos ocurren al mismo nivel de profundidad, como se verá en la sección 5 de este trabajo estos pueden clasificarse en superficiales (h<60km), intermedios (60300), siendo la profundidad mayor a la que se han observado de aproximadamente 700 km. Así como algunas zonas de la tierra son activas y otras no,
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en unas zonas activas se dan terremotos profundos y en otras solo superficiales. Como ejemplo en la Figura 9 se muestra la distribución de sismos en profundidad para el mundo, período 1990-2006. En América del sur, los terremotos son superficiales en la zona costera y más profundos hacia el interior del continente, en Centro-América se presenta sismicidad superficial e intermedia, en Norteamérica, los sismos en su mayoría son superficiales excepto por la zona de Alaska que hay una concentración de sismos intermedios que se extiende hasta las islas Aleutianas. En la costa occidental del Océano Pacífico desde la Península de Kamtchatka (Rusia), Japón, Islas Filipinas hasta la de Fiji y Honda en el sur se concentran sismos profundos de gran magnitud. En los continentes de Europa, Asia y África, la mayoría de la sismicidad presente es superficial, salvo en las zonas del Mediterráneo e Himalayas, donde se presenta sismicidad intermedia y profunda. En las cordilleras oceánicas, la sismicidad es superficial.
Sismos de foco superficial (h<60km). Los sismos con foco superficial representan el 80% del total de la actividad sísmica a nivel mundial (Figura 9), los colores anaranjado y amarillo representan a los sismos superficiales, estos se pueden observar en las cordilleras oceánicas (cordillera Central del Atlántico, cordillera del Océano Indico y la cordillera del Pacífico Oriental, que nace en el Golfo California extendiéndose hacia el sur y posteriormente dividiéndose en dos ramas a la altura de las islas de Pascua (Chile), una que prosigue hacia el sur-oeste y la otra que llega hasta la península de Taitao, en Chile). También encontramos sismicidad superficial en la zona sur-este y paralela a la costa occidental de Norteamérica, en el sur de Europa y Asia, como también al sur de África y en Australia.
Sismos de foco intermedio (60300). En la Figura 9 la sismicidad intermedia se observa en color verde y azul, y la profunda en color morado y rojo. Alrededor del Océano Pacífico, en las costas de Centro y Sur América, en Alaska, islas Kodiak, Península de Kamchatka, Islas Kurile, Japón, Islas Marianas, Islas Salomón, Nueva Hébrides, Islas Fiji, Filipinas Sunda-Adaman, se concentra la sismicidad intermedia y profunda, en el Atlántico en las pequeñas Antillas y en las Islas Sándwich del Sur hay concentraciones de sismos intermedios. 25
La franja sísmica que se extiende a lo largo del Sur de Europa, los Himalayas y el Sudeste de Asia, es una zona más complicada en la cual los sismos intermedios presentan una distribución dispersa y la sismicidad profunda también esta presente pero en menor proporción.
Figura 9. Mapa de sismicidad mundial para el periodo 1990-2000. Se muestran sismos con magnitudes mayores a 4 y su distribución en profundidad, el color anaranjado y amarillo representan a los sismos superficiales, el color verde y azul representa a los sismos intermedios y los sismos representados por color morado y rojo son los sismos profundos. (USGS/NEIC).
4.3 Principales fuentes sismogénicas La localización de los terremotos ha permitido tener una imagen real de las principales zonas sísmicas del mundo y los mapas mundiales de sismicidad de un determinado periodo a otro, siempre muestran las mismas regiones como las de mayor actividad sísmica. Sin embargo, a escala regional se logra observar algunas diferencias, ya que en algún momento puede producirse un terremoto en regiones inhabituales; por ejemplo el sismo del 29 de marzo de 1954 a 30 km. bajo la Sierra Nevada en España. Las principales regiones sísmicas distribuidas en el mundo pueden ser identificadas si se realiza una visión general del Mapa de Sismicidad Mundial (Figura 8):
- El círculo Circumpacífico, donde se libera el 80% del total de la energía sísmica y esta representado por las Islas Aleutianas, Kantchatka, Kouriles y las costas orientales de las islas Japonesas. Esta zona sísmica se divide en dos alineamientos, uno pasa por Formosa
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y el arco de Filipinas, y el otro más hacia el Este, las crestas submarinas marcada por las Islas Bonin, Marianas, Guam y las Carolinas Occidentales; estos dos alineamientos se juntan en Nueva Guinea y el círculo sigue por las Islas Salomón, Nueva Hebrides, Fiji, Tonga - Kermadec y Nueva Zelanda. En todas estas zonas, los sismos se distribuyen en profundidad formando planos inclinados llamados zonas de Benioff.
- Al SE del Pacífico, las zonas sísmicas están asociadas a los rifts oceánicos que se inician en las Islas Balleny en la Antártida y se juntan en el Golfo de California pasando por la Cresta de la Isla de Paques y Galápagos, siendo todos los terremotos superficiales.
- Otra zona se origina en las Antillas del Sur, y se remonta a lo largo de todo el litoral del Pacífico en América del Sur y bajo los Andes (donde los terremotos intermedios y profundos están asociados a los superficiales), englobando el bucle de las Antillas (México, California y Alaska) y cerrándose el círculo en las Islas Aleutianas.
- La zona sísmica transasiática, engloba todo el sistema orogénico alpino, después España, Africa del Norte hasta las cadenas del Asia Central (Birmania o Indonesia), ellas se juntan en el mar de Banda en el círculo circumpacífico.
- Los Rifts medio-oceánicos (Indo-Atlántico e Indo-Antártico), en donde líneas de grietas separan en dos partes el Océano Atlántico y el Océano Indio generando terremotos con foco superficial de magnitud moderada.
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5. CLASIFICACION DE LOS SISMOS
Uno de los fenómenos más importantes que resultan del proceso de evolución de la Tierra son los sismos y estos pueden ser definidos como una vibración sísmica instantánea causada por el rompimiento o deslizamiento de rocas en algún lugar del interior de la Tierra (Prager, 2000). Un sismo ocurre cuando repentinamente las rocas en la zona de la falla se deslizan una contra otra, descargando la presión que ellas han acumulado en el tiempo. La energía que se libera rompe el aparente equilibrio estático del interior de la Tierra y produce en el medio una vibración con movimientos ondulatorios de la Tierra. Los sismos se clasifican dependiendo de una característica específica, y cada una es independiente de las otras, así por ejemplo se puede considerar: - Sismos según su distancia epicentral. - Sismos según su profundidad de foco. - Sismos según su magnitud. - Sismos según su origen.
5.1 Clasificación según su distancia epicentral. La distancia epicentral es uno de los parámetros que condiciona el aspecto de un sismograma de tal forma que en él aparecen fases características que van a permitir su interpretación preliminar. Atendiendo a este parámetro los sismos pueden clasificarse en 3 tipos: sismos locales, regionales, y telesismos.
5.1.1 Sismos locales (∆ < 1°). Considera a los sismos que se originan a distancias menores a 1°, se registran casi exclusivamente en los sismógrafos de corto periodo. Su duración suele ser inferior a tres minutos, dependiendo de su magnitud, y normalmente pueden distinguirse sólo dos fases, de muy alta frecuencia (P y S), la segunda (S), de mayor amplitud que la primera (P). Ambas tienen mayor amplitud en su comienzo.
5.1.2 Sismos regionales (1° < ∆ < 10°). Agrupa a los sismos que ocurren a distancias comprendidas entre 1 y 10°. Para estas distancias se registran principalmente aquellas ondas que aparecen como consecuencia de la transmisión y reflexión de las ondas sísmicas en la corteza y el manto superior. Dada la gran diferencia en la estructura de la
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corteza de unas zonas a otras, puede darse una gran variedad de distribución de estas fases. Sin embargo las ondas más prominentes son las transmitidas por la capa superior o granítica de la corteza Pg y Sg (Jeffreys, 1926), y las refractadas críticas en el Moho, Pn y Sn (Mohorovicic, 1910). En algunos casos, se puede apreciar la llegada de las ondas refractadas en una discontinuidad dentro de la corteza conocida como Conrad y transmitida por la capa basáltica de la corteza a las cuales se les denomina Pb y Sb (Jeffreys, 1926) (nombres alternativos para éstas fases son P*, S*), y las ondas reflejadas en la base de la corteza (Moho), PmP y SmS. En la Figura 10 se muestran esquemas que ilustran las trayectorias de los rayos sísmicos a distancias locales considerando una corteza constituida por dos capas.
I
II
Figura 10. Fases sísmicas corticales observadas en el caso de una corteza de dos capas para sismos regionales (0° < ∆ < 10°) con fuentes sísmicas en la corteza superior (I), y en la corteza inferior (II).
5.1.3 Telesismos. Considera a los sismos que ocurren a distancias entre 10° y 180°, pudiendo clasificarse en:
Telesismos (10° < ∆ < 105° ). En este rango de distancias, las fases más importantes son las de las ondas P y S, que se transmiten por el interior del manto. Se define esencialmente por sus registros de largo periodo, aunque su primer impulso (P) se suele identificar bien en la componente vertical de corto periodo. Con la llegada de la onda P y de las ondas superficiales (L), fácilmente reconocibles, se puede determinar el rango aproximado de
29
distancias. Si el intervalo de tiempos de llegada L-P es menor de media hora, el sismo es de esta zona, y en ese caso entre la P y la L suele verse con claridad la onda S. Otra familia de ondas que aparecen en este rango de distancias son las reflejadas una o más veces en la superficie PP, PPP, SS, SSS, PS, PSP, etc. Para distancias alrededor de 60º, después de la onda P, aparece la PcP a poco mas de un minuto y la PP e igualmente después de la S, la ScS (un minuto y medio) y la SS. A partir de los 83º, aparece antes de la onda S, la onda SKS, refractada en el interior del núcleo; ésta onda empieza a aparecer desde 62º, pero entre 62 y 83 º es difícil separarla de la ScS, que llega casi al mismo tiempo.
Telesismos (105° < ∆ < 180° ). A partir de la distancia 105º desaparecen las ondas P y S directas y empiezan a aparecer las ondas que penetran en el núcleo externo e interno, la apariencia de los sismogramas para este rango de distancias varía mucho de unas a otras. Entre 105° y 143º aparecen en los sismogramas la continuación de la P en forma de P difractada y las ondas PKiKP y PKIKP reflejadas y refractadas en el núcleo interno. La PKiKP se puede observar desde 110º, mientras que la PKIKP se observa mejor entre 130° y 143º. A partir de 143º, aparecen las dos ramas de la PKP, después de las llegadas de la PKIKP. Cerca de 157º, desaparece la PKP1 y a partir de esa distancia sólo se observan las PKIKP y PKP2. En los sismogramas para estas distancias siguen apareciendo las ondas reflejadas múltiples PP, PPP, SS, SSS, SP, PS, etc., y en los instrumentos de periodo largo, trenes largos de ondas superficiales. Cuando los terremotos son de gran magnitud, las ondas superficiales pueden dar varias vueltas a la tierra. Estas ondas se registran mejor en instrumentos de periodo largo y se denominan R2. R3, R4, etc., para las ondas Rayleigh, y G2, G3, G4, etc., para las Love, indicando el número de vueltas dadas a la tierra (índice impar en una dirección y par en la opuesta). Las designaciones estandarizadas para los diferentes tipos de ondas sísmicas (fases en el sismograma), se presentan en la Figura 11 y en la Tabla 1. Así, una onda longitudinal emitida del foco (origen del evento) hacia un lado de la superficie terrestre se le indica con la letra P, después de la primera reflexión en la superficie esta puede seguir siendo una onda longitudinal (PP) o pasar a ser una onda transversal (PS). Un sentido análogo tiene las ondas S, SS, y SP, etc. El símbolo “c” se emplea para señalar en la reflexión de onda el límite del núcleo terrestre, así se obtienen la fase PcP, ScS, ScP y otras. La letra “k” se utiliza para designar un segmento del recorrido de la onda (del tipo P) en el núcleo
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líquido exterior, así la fase PKS corresponde a una onda que ha salido como P, después se ha refractado al pasar del núcleo al manto, convirtiéndose en una onda del tipo S y luego sin variar ha salido a la superficie terrestre. La letra “i” señala la reflexión de la onda hacia arriba con respecto al límite del núcleo interior y las letras “I” y “J” designan los tramos del recorrido de la onda P y S en el núcleo sólido interior de la Tierra. Así aparecen las fases PKiKP, PKIKP y PKJKP. El estudio de estas ondas se utilizan para la construcción moderna de los modelos de estructura terrestre (Tavera, 1987).
Figura 11. Ejemplo de rayos sísmicos en el interior de la Tierra (Bolt, 1982) Tabla 1. Principales fases registradas. Las fases en paréntesis se observan teóricamente; en la práctica su lectura es incierta. (Coulomb y Jobert, 1973) Clase
Distancia (°)
1
0 –8
2
8 – 30
3
30 – 70
4
70 – 105
SKS, SKKS
5
105 – 143
PKIKP, SKP, P, PcP, S, ScS
6
143 – 180
PKP1, PKP2
Fases ApareceDesaparece P*, S* P, S, Pg, Sg (Múltiples) Múltiples de PyS
Principales Fases Observadas Pg, Pn, Sn, Sg. P, S, PcP, ScS, (PP) P, PP, (PPP), PcP, s, ScS, (SkS), SS, P´P´ P, PP, PPP, PS, SKS, SKKS, SS, PKKP P(difractado) (PKiKP), PKIKP, PP, PPP, SKS, SKIKS, SKKS, SS, SSS PKIKP, PKP1, PKIKP2, PP, PPP, SKIKS, PS, ``S, SS, SSS
En la Figura 12 se presentan ejemplos de registros de sismos locales, regionales y telesísmicos. Los sismos locales se caracterizan por presentar altas frecuencias y diferencias Ts-Tp menores a 10 segundos. Y en estos registros fácilmente se identifican a
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las fases P y S (Figura 12a). Los sismos regionales presentan menor rango de frecuencias y Ts-Tp mayores a 10 segundos (Figura 12b). Los telesismos se caracterizan por atravesar la Tierra y sus registros presentan bajas frecuencias, siendo posible identificar la existencia de varias fases como producto de sus reflexiones y refracciones al atravesar las diferentes capas y discontinuidades existentes en el interior de la Tierra. Cada una de estas fases sísmicas representadas por siglas como PP, SS, PcP, ScS (Figura 12c).
1x106 2x10
6
0
P
6
-1x10
S 9.1 s
1x106
Amplitud (cuentas)
800
1000
0
9.1 s
-1x10
6
-2x10
6
a 800
400
1200
1600
1800
2000
Tiempo (s)
6 6
1x10
Amplitud (cuentas)
Amplitud (cuentas)
1x10
0
6
-1x10
b 400
800
1200
1600
Tiempo (s)
1800
2000
P
PP
PcP S
SS ScS
R
0 S
P 387.4 s
6
C
-1x10
400
800
1200
1600
1800
2000
Tiempo (s)
Figura 12. a) Sismo Local ocurrido en Tacna (20 de noviembre del 2006) y registrado en la estación TOQ (Toquepala) a una distancia epicentral de 0.5° con S-P=9.1 Seg, En la esquina superior derecha se muestra una ampliación del área delimitada por líneas discontinuas; b) Sismo Regional ocurrido en Moyobamba (26 de septiembre del 2005) y registrado en la estación de LYA (Tacna) a una distancia epicentral de 14.2° con S-P=157.4 Seg. y c) Telesismo ocurrido en México (09 de agosto del 2000) y registrado por la estación de CUS (Cusco) a una distancia epicentral de 43.6° con S-P=387.4 Seg.
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5.2 Clasificación según su profundidad de foco. Harry W. Green II (1994), basándose en los estudios de otros científicos y en los suyos propios, presento un modelo muy coherente acerca de la producción de los terremotos a distintas profundidades, a la vez que presentó pruebas experimentales que lo apoyan: - Relaciona los sismos superficiales, producidos a menos de 70 km de profundidad, con energía elástica liberada tras la fracturación de materiales frágiles. - Para explicar los terremotos intermedios recurrió además a la deshidratación de la litosfera, necesaria para que la presión del agua empuje en las microfisuras precursoras de una falla; así se contrarrestan las altas presiones existentes entre 70 y 300 km. En estas condiciones también es posible la fracturación frágil. Las partes de la placa que han penetrado cerca de 300 km de profundidad presentan menos temblores, porque el calor las hizo perder la mayoría del agua que tenían y se producen menos fallas. - En la explicación de los terremotos profundos (originados a más de 300 km de profundidad) es donde ha introducido más novedades: considera que el olivino del interior de la placa que se hunde no ha alcanzado la estructura de espinela, estructura que le correspondería por la profundidad a la que se encuentra. Añade que el olivino de los bordes de la placa se calienta a medida que desciende y llega un momento en el que en algunos puntos se forman microantifisuras (pequeños núcleos de olivino en fase de espinela; muy plásticos, deslizantes y que, por ser zonas de debilidad de los materiales, podrían facilitar los movimientos en una falla). Por el contrario, explica que a estas profundidades la presión impide la dilatación de las microfisuras precursoras de una falla en régimen rígido. - A más de 700 km, la espinela se descompone en dos fases más densas en una reacción endotérmica (que absorbe calor), por lo que el enfriamiento impedirá la formación de microantifisuras y, por tanto, cesará la actividad sísmica.
En Perú se realizaron diferentes estudios para analizar la distribución de los sismos a diferentes profundidades entre y ellos se mencionan el realizado por Ocola (2002) utilizando 18,481 sismos ocurridos en Perú entre los años 1900 y 2003, llegando a proponer la clasificación de los sismos en 6 tipos, todos indicados en la Tabla 2.
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Tabla 2. Características generales de la Sismicidad del Perú (Ocola,2002)
Sismicidad
Profundidad
Ambiente sísmico
(Km)
Superficial
0-32
Colisión y reajuste
Intermedia-superficial
33-70
Reajuste y subducción
Intermedia
71-150
Subducción
Intermedia-profunda
151-300
Subducción
Meso-profunda
301-540
Subducción
Profunda
541-667
Subducción
Otra clasificación de los sismos en profundidad fue propuesta por Tavera y Buform (1998) basado en las características o tipos de esfuerzos que dan origen a los sismos. Estos autores consideraron grupos de sismos superficiales si presentan focos a profundidades menores a 60 km; intermedios con focos entre 61 y 350 km de profundidad y profundos, si los sismos ocurren a profundidades mayores a 350 km. En general dependiendo del tipo de estudio que se desee realizar, se puede considerar una u otra clasificación. Como ejemplo en la Figura 13 se muestra la distribución en profundidad de los sismos en el territorio peruano para el período 1990-2006.
5.2.1 Sismos con foco Superficial (h ≤ 60 km) En la Figura 13, los círculos muestran los sismos con foco superficial, estando el mayor número ubicados de norte a sur, entre la fosa y la línea de costa, teniendo la mayor concentración en el sur del país entre los departamentos de Ica y Tacna. Otro agrupamiento puede ser observado frente a las costas de Ancash y la Libertad, estando todos posiblemente asociados al proceso de subducción de la placa de Nazca bajo la sudamericana. En el interior del continente, también existen presencia de sismos superficiales y estos se distribuyen de Norte a Sur, a lo largo de la zona subandina (un pequeño agrupamiento se puede observar en el departamento de San Martín) y en la Alta Cordillera (otro pequeño agrupamiento entre los departamentos de Pasco y Huanuco) asociados a las deformaciones corticales (sistemas de falla).
5.2.2 Sismos con foco Intermedio (60
agrupamiento en los departamentos de Piura y Lambayeque y otro en la zona subandina en el departamento de San Martín. En el centro del país los sismos intermedios se encuentran en mayor número en el departamento de Ucayali y en el sur, en los departamentos de Ica, Ayacucho, Arequipa, Moquegua, Puno y en general cubren todo el Altiplano. Estos sismos pueden ser asociados a la deformación interna de la placa subyacente.
5.2.3 Sismos con foco Profundo (h > 300 km) En la Figura 13, los triángulos representan los sismos con foco profundo, y ellos se distribuyen mayormente en la parte oriental del Perú concentrándose en las proximidades del límite Perú-Brasil con una orientación N-S; mientras que, otros se muestran en el límite Perú-Bolivia. Estos sismos pueden ser asociados a la deformación interna de la placa de Nazca.
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Figura 13. Mapa de distribución espacial de sismos ocurridos en el Perú entre 1990-2006 (Catálogo IGP). Los círculos muestran los sismos de foco superficial (h ≤ 60 km), los cuadrados con foco intermedio (60300 km)
La profundidad de foco es uno de los parámetros que determina el aspecto de un sismograma, en la Figura 14 se muestran como ejemplo registros de sismos con profundidad focal superficial (Figura 14a), intermedia (Figura 14b) y profunda (Figura 14c), en cada uno de ellos se puede observar fases características, por ejemplo las fases corticales son característicos de sismos superficiales, la fase pP sólo se observa en sismogramas de sismos profundos.
36
∆=9° H=22 KM
a
∆=31° H=600 KM
∆=18° H=70 KM
b
c
Figura 14. Ejemplos de señales para sismos ocurridos a profundidades superficial (a), intermedia (b) y profunda (c) en los cuales se muestran sus principales fases descritas en la Tabla 1. Las ondas superficiales son representadas por LQ (ondas Love), LR (ondas Rayleigh), y Lg (ondas superficiales en la capa granítica).
5.3 Clasificación según su Magnitud. La magnitud representa la energía sísmica liberada por un sismo y por lo tanto, dependiendo de su tamaño, distancia epicentral y profundidad de ocurrencia, estos pueden ser correctamente registrados por las estaciones sísmicas, las cuales también deben cumplir ciertas ventajas de amplificación o sensibilidad. En general, no es factible establecer una clasificación certera en función de la magnitud por cuanto un sismo de magnitud 4.0 puede ser leve a 10 km de distancia entre el epicentro y la estación de registro o catastrófico a 150 km de distancia; sin embargo, se puede aproximar la siguiente clasificación (Figura 15):
37
Sismos leves. Con magnitudes de 1-4. Sismos moderados. Con magnitudes de 4-5. Sismos grandes. Con magnitudes > 6.
6
Amplitud (cuentas)
5x10
0
6
-5x10
aA 100
200
Tiempo (s)
6
Amplitud (cuentas)
5x10
0
b
6
-5x10
B 100
200
Tiempo (s)
6
Amplitud (cuentas)
5x10
0
6
-5x10
cC 100
200
Tiempo (s)
Figura 15. Registros de sismos con diferentes magnitudes registrados por la estación TOQ (Toquepala-Moquegua). a) Sismo con magnitud 3.2ML con epicentro en Tacna; b) Sismo con magnitud 5.8 ML con epicentro en Tacna y c) Sismo con magnitud 6.7 ML con epicentro en Arequipa. Obsérvese que las amplitudes de los siguientes están en función del tamaño del sismo, siendo notoria la diferencia entre el sismo de magnitud 3.2 ML y 6.7 ML.
5.3.1 Escalas de magnitud. La Magnitud es un valor único y es una medida cuantitativa del sismo relacionada con la energía sísmica liberada. Teóricamente la magnitud no tiene límite superior, pero está limitada por la resistencia de las rocas en la corteza terrestre y la longitud de ruptura probable en la falla. Para su determinación han sido creadas diferentes escalas, dependiendo del tipo de onda en que se basa la medición se tiene:
38
Magnitud Local (ML). Fue definida para sismos locales para un radio de aproximadamente 600 km y se determina a partir de las fases de máxima amplitud registradas (Pn ó Sn) por un sismógrafo Wood Anderson con constantes específicas (período = 0.8 segundos, amplificación estática = 2800 y factor de amortiguamiento = 0.8) ubicado a 100 kilómetros de la fuente sísmica. Para su determinación se utiliza la siguiente expresión: ML = 1og A – log Ao
Donde, A es la máxima amplitud de la traza registrada y Ao la amplitud máxima que sería producida por un sismo patrón, siendo éste aquel que produciría una deflexión de 0.001 mm en un sismógrafo ubicado a 100 km del epicentro.
Magnitud de Ondas Superficiales(Ms). Esta escala se basa en la amplitud máxima producida por las fases de las ondas superficiales Rayleigh con período en el rango de 18 a 22 segundos. La expresión para determinar su valor es la siguiente:
MS = log10 (A/T) + 1.66 log10 D + 3.30
Donde, A es la máxima amplitud horizontal del terreno medida en micrómetros, T es el período de la onda en segundos y D la distancia epicentral en grados.
Magnitud de Ondas de Cuerpo (mb). La determinación de la magnitud Ms para los sismos con profundidad focal mayor a 50 kilómetros se dificulta, debido a que no se generan fases de ondas de superficie con suficiente amplitud; para compensar esto se utilizó un factor de corrección de tal forma que se pudieran utilizar las fases de ondas de cuerpo (P, S). La magnitud mb se basa en la amplitud de ondas de cuerpo con períodos cercanos a 1.0 segundos, para su determinación se utiliza la siguiente expresión:
mb = log (A/T) + Q(D,h)
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Donde, A es la amplitud del terreno en micrómetros, T es el período en segundos y Q es un factor de atenuación que está en función de la distancia D en grados y la profundidad focal h en kilómetros. La Magnitud Momento(Mw), Magnitud Energía (Me), Magnitud de duración (Md), son calculados a partir de otros parámetros que no son fases de ondas, para Mw se utiliza áreas de ruptura para su calculo, Me utiliza la energía irradiada por un sismo, Md se calcula con la duración del registro de la señal sísmica.
5.4 Clasificación según su Origen. Si se considera el origen de los sismos estos pueden ser clasificados en:
5.4.1 Sismos Tectónicos: Se generan por la interacción de placas tectónicas. De estos sismos se han definido dos clases: los interplaca, ocasionados por fricción en las zonas de contacto entre placas y los intraplaca, que se generan en la parte interna de las placas. El 90 % de sismos tienen su origen en esta fuente y dejan sentir sus efectos en zonas extensas.
Figura 16. Muestra de daños caudados por el terremoto del 23 de junio del 2001 (Arequipa), (Municipalidad del distrito de Ciudad Nueva-Tacna).
5.4.2 Sismos Volcánicos: Estos sismos son simultáneos con las erupciones volcánicas y principalmente se originan por el fracturamiento de rocas debido a movimientos del magma. Aunque pueden producirse decenas de ellos no son tan grandes como los tectónicos.
40
Figura 17. Foto del volcán Ubinas (31 de marzo del 2006) se encuentra en proceso de erupción a consecuencia de lo cual los pueblos que se encuentran cercanos a él sufren movimientos sísmicos.
5.4.3 Sismos Artificiales o Inducidos: Estos Sismos afectan a una región muy pequeña y son los producidos por el hombre por medio de explosiones comunes o nucleares, con fines de exploración, investigación y explotación de bancos de materiales para la industria (extracción de minerales).
Figura 18. Edificio destruido por una explosión de gas en Palencia, España (2007).
5.4.4
Sismos producidos por Colapso: Son producidos principalmente por el
derrumbamiento de techos de cavernas o minas, trastornos causados por disoluciones de estratos de yeso, sal u otras sustancias, o a deslizamientos de terrenos que reposan sobre capas arcillosas, generalmente ocurren cerca de la superficie y sólo son percibidos en áreas reducidas.
41
Figura 19. Mina de cobre El Chino, en las proximidades de Silver City (Nuevo México)
42
6. CONCLUSIONES
A pesar que la sismología es una rama de investigación muy joven, los descubrimientos y conocimientos alcanzados sobre la estructura interna de la Tierra han permitido poner de manifiesto su importancia. Es notable que los primeros trazos o registros obtenidos de la vibración de la tierra ante la ocurrencia de los sismos, mostraran físicamente el interior de la misma a punto de definir que la tierra se asemeja a una esfera con anillos concéntricos con diferentes propiedades físicas y mecánicas. El desarrollo instrumental del siglo XX y la sofisticación de los métodos para la explotación de la información sísmica, permitirá al hombre estar a la vanguardia de nuevos conocimientos y el comprender con mayor detalle como funciona esta obra de la naturaleza llamada Tierra.
43
BIBLIOGRAFIA
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Gómez, J.M. (2004). El conocimiento de la Tierra a través del Impacto Tecnológico en la sismología. Geos, 2004, vol. 24, p. 30-39.
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