DISTRIBUCION ESPACIAL Y TEMPORAL DE TERREMOTOS, MICROSISMICIDAD Y APLICACIONES CALDERON ANGULO, Katherine CRUZADO BARBOZA, Edgar Michel QUISPE MANYA, Edgar Fernando
RESUMEN La distribución espacial y temporal de los terremotos trata de definir en que part pa rtes es de dell pl plan anet eta a oc ocur urre re co con n má máss fr frec ecue uenc ncia ia la ac acti tivi vida dad d sí sísm smic ica, a, post po ste eririo orme ment nte e se habl blar ara a de la dis isttriribu buc ció ión n re regi gion ona al en don onde de explicaremos en que partes del Perú son las zonas con mayor actividad sísmica El estudio de la distribución temporal se realiza para grandes terremotos se acepta inicialmente que la ocurrencia de estos sismos responde a una distribu dist ribució ción n de Poi Poisso sson. n. Mat Matemá emátic ticame amente nte est esto o impl implica ica sup supone onerr que los sucesos son independientes entre sí, hipótesis que desde el punto de vista físico es muy discutible Para fifina Para naliliza zarr ha habl blar arem emos os de la lass ap aplic licac acion iones es de la si sism smic icid idad ad en la actividad volcánica y la sismicidad inductiva por embalses
I. ASPECTOS PRELIMINARES
1.1. INTRODUCCIÓN La sismicidad recibe el nombre de la distribución espacial y temporal de los sismos ocurridos en determinadas zonas recibe el nombre de sismicidad. El estudio detallado reúne la información sobre distintos parámetros de localización y de tamaño, lo cual nos permite explicar las diferentes incógnitas que nos planteamos en cuanto a los sismos ya que median mediante te estos paráme parámetros tros se interre interrelacion laciona a a nivel espacial espacial obteniendo las zonas sismogenéticas, a nivel temporal contribuyen a evaluar la importancia de las zonas sísmicas y estimar su actividad. En cuanto a la microsismicidad que se entiende como movimientos sísm sí smic icos os de ba baja ja in inte tens nsid idad ad,, so son n pi pila lare ress fu fund ndam amen enta tale less en la expl ex plic icac ación ión de div diver erso soss fe fenó nómen menos os ta tale less com como o en ac acti tivi vida dade dess sísm sí smic icas as vo volc lcán ánic icas as y de em emba bals lses es;; si sien endo do pie pieza za cl clav ave e ut utililiz izar ar la microsismicidad para predecir posibles peligros sísmicos y ejecutar los riesgos sísmicos en posibles catástrofes
1.2. OBJETIVOS GENERAL Estudiar la distribución espacial y temporal de los sismos al igual que la microsismicidad y sus aplicaciones
ESPECIFICOS
Explicar en donde se da la distribución espacial y temporal de los terremotos Describir las aplicaciones de la microsismicidad así como sus clasificaciones y métodos de estudio. Explicar los Usos de la microsismicidad para determinar un microsismo.
II. MARCO TEÓRICO
2.1. DISTRIBUCION GLOBAL DE LOS SISMOS Los sismos se agrupan en largas y no muy anchas franjas (en términos relativos a su longitud), a lo largo de las fosas o zonas de subducción, muy especialmente a lo largo del llamado Cinturón de Fuego del Pacifico, que se inicia al sur de Sur América, se prolonga hasta la Alaska en Norte América y pasa hasta Japón para continuar hasta bien al sur de Nueva Zelandia. Los sismos están relacionados a la interacción de grandes bloques de corteza a los cual llamamos placas tectónicas
CINTURON DEL FUEGO está situado en las costas del océanoPacífico y se caracteriza por concentrar algunas de las zonas de subducción más importantes del mundo, lo que ocasiona una intensa actividad sísmica y volcánica en las zonas que abarca. Incluye a Chile, Argentina, Bolivia, Perú, Ecuador, Colombia, Panamá, Costa Rica, Nicaragua, El Salvador, Honduras, Guatemala, México, Estados, Canadá, luego dobla a la altura de las islas Aleutianas y baja por las costas e islas de Rusia, Japón, Taiwán, Filipinas, Indonesia, Papúa Nueva Guinea y Nueva Zelanda
LA ZONA MEDITERRANEA – HIMALAYA Se extiende desde las islas azores hasta la costa del continente asiático. A esta región perteneces los terremotos que se dan en el sur de España, norte de África, Grecia, Turquía, Persia el Himalaya, el norte de la india y la China
2.2. DISTRIBUCION REGIONAL, RELACIONES DE RECURRENCIA DE LOS TERREMOTOS La distribución de los terremotos esta principalmente asociada a tres zonas en el Perú ZONA COSTERA El principal factor responsable de la alta sismicidad de la co sta del Perú es la interacción de la placa oceánica con la placa continental sudamericana. La zona de subducción tiene la mayor actividad en la región de la costa, pero su influencia es moderada en las regiones de la sierra y la selva debido a la amortiguación por la distancia
ZONA INTERCORDILLERANA O DE ALTIPLANICIE En el curso del cuaternario, la zona de altiplanicie ha presentado inestabilidad, traducida en sismicidad superficial, que incluye fenómenos compresivos (deformaciones de terrazas anti guas y movimientos de distensiones). Los focos sísmicos de esta zona están entre 0 a 60 km de profundida d ZONA DE LA CORDILLERA ORIENTAL Es una zona con sismicidad superficial bastante notable dado que en el centro del Perú es en la cordillera oriental es donde se a registrado los sismos superficiales más fuertes.
2.3. DISTRIBUCIÓN TEMPORAL DE LOS TERREMOTOS Es preciso notar el fenómeno de agrupamiento de los sismos en el espacio y el tiempo. Si en estos grupos existe un evento de mayor magnitud, se llama premonitores a los que le preceden y réplicas a los que tienen lugar después. Si no existe un terremoto principal, la serie se llama enjambre.
MOGI introduce una clasificación en 1963 que distingue 3 tipos de sismicidad: TIPO I: no hay premonitores y la serie se inicia con el sismo principal. Se produce en medios muy homogéneos en los que la liberación de esfuerzos tiene lugar sólo cuando se excede la resistencia de rocas. Las réplicas son debidas al reajuste de esfuerzos en el entorno de la zona de ruptura. Su estudio permite estimar el área afectada por la fractura y la existencia de posibles migraciones que indican cómo ha sido el proceso de ruptura. TIPO II corresponde a la presencia de heterogeneidades. Se caracteriza por la aparición de premonitores, cuyo número aumenta al aproximarse el terremoto principal. TIPO III no hay un sismo principal y la serie es un enjambre.
2.4. MICROSISMICIDAD La microsismicidad es la sismicidad generada por microterremotos, es decir por fenómenos sísmicos con magnitud inferior a 3. Los microterremotos tienen un origen tectónico (o volcánico, si se considera la sismicidad asociada a un volcán). Los microsismos no. Dentro de los microsismos hay que situar las perturbaciones sísmicas producidas por el viento, la lluvia, las corrientes de agua o las ondas estacionarias en los océanos. Aunque habitualmente son considerados como ruido, los microsismos pueden resultar de gran interés en los trabajos de microzonificación sísmica.
Normalmente, los microterremotos no son percibidos por el hombre ni siquiera en la zona epicentral y su registro requiere el empleo de equipos de gran amplificación. los estudios de microsismicidad, al informar sobre la actividad de las fallas existentes en una zona, son el punto de partida para conocer con detalle la sismicidad de la misma y evaluar el peligro sísmico que puede afectar a obras civiles. Estos estudios permiten también vigilar la actividad de un volcán o la sismicidad inducida por presas, explotaciones mineras e inyecciones de fluidos, temas que serán comentados en los apartados siguientes. Los resultados obtenidos más frecuentemente en este tipo de estudios se refieren a la localización, magnitud, mecanismo y parámetros físicos de la serie de terremotos registrados.
requiere eliminar previamente de los eventos registrados aquellos que tienen un origen artificial. Esta labor no siempre es fácil ya que con frecuencia los registros de las explosiones se asemejan mucho a los generados por microterremotos. En un estudio de microsismicidad, la localización comienza con la identificación y lectura en los sismogramas de las primeras llegadas, correspondientes a ondas P, S La fiabilidad de un mecanismo focal está condicionada por el número de estaciones empleadas y su distribución azimutal. En los últimos años se tiende a complementar los estudios de microsismicidad con las técnicas del análisis poblacional de fallas.
APLICACIONES DE LA MICROSISMICIDAD
2.6.APLICACIÓN A LA VIGILANCIA SÍSMICA DE LA ACTIVIDAD VOLCÁNICA La actividad de un volcán genera movimientos sísmicos que por su morfología y el mecanismo que los origina difieren, en muchos casos, de los sismos vistos hasta ahora que puede atribuirse a una fractura de cizalla. Aunque el comportamiento de cada volcán es distinto, estos sismos pueden aportar información sobre cómo evoluciona la actividad en el interior del edificio volcánico. Unidos a otros indicadores como la observación geológica, las medidas de deformación, el control de la temperatura y composición de los gases emitidos y las variaciones del campo magnético local, pueden contribuir a predecir o vigilar una crisis eruptiva. Dada la pequeña magnitud de la mayoría de estos fenómenos sísmicos, es necesario disponer de estaciones capaces de amplificar de manera extraordinaria el movimiento del suelo.
REGISTROS DE SEÑALES EN VOLCANES Las diversas señales que se registran en un volcán, podrían tener su origen en el fracturamiento de rocas circundantes dentro del conducto volcánico como respuesta a la acumulación y traslado del magma, al movimiento de gases y a los cambios de presión y temperatura a la que están sometidos los volcanes en actividad. Estas señales pueden ser registradas por los sismógrafos que se instalan alrededor de un volcán. El tamaño y la forma de dichas señales dependen básicamente de la intensidad de los diferentes procesos geofísicos que se desarrollan en un volcán activo. Origen de las señales volcánicas
DETECCION DE SEÑALES Tilling et al. (1987), elaboró un esquema fin de explicar el posible origen de estas señales, además de indicar que la presencia de altas temperaturas y presiones dentro del conducto volcánico permitirían deformar completamente la forma original del volcán, tal como se muestra en el esquema adjunto. Los diferentes estudios sismológicos realizados sobre diferentes volcanes en el mundo han permitido observar la existencia de una gran variedad de señales que pueden ser atribuidas a dos procesos:
el primero considera a las señales que brindarían información sobre las características físicas de la fuente, tales como la ruptura de la roca sólida que rodea al volcán, traslado o acumulación de magma, circulación de fluidos, gases y en superficie la emisión de fumarolas. El segundo proceso, está relacionado con el camino que sigue las ondas a través de los diversos estratos de los que está constituido el volcán y que luego pueden ser observados e identificados en la forma del registro de la señal (superposición de varias fases).
CLASIFICACIONES DE LAS SEÑALES
Clasificación Propuesta por Minakami (1974) Minakami (1974) propone una clasificación de señales en base a su amplia experiencia en el estudio de los procesos eruptivos de muchos volcanes activos en el mundo, constituyéndose así como uno de los pioneros en este tipo de estudio. La clasificación de Minakami considera 6 tipos de señales: Tipo-A, Tipo-B, Tipo-C, señales de Período Largo (LP), Explosiones y Tremores
Señales Tipo-A Estas señales serían producidas por sismos que ocurren dentro del cono volcánico debido al fracturamiento de las rocas en respuesta a la intrusión o migración del magma o por la expansión de los fluidos debido a la presencia de altas presiones geotermales en las rocas. En general, estas señales tienen su origen a profundidades de 1 a 15 km bajo el edificio volcánico o en los alrededores del mismo y se caracterizan por presentar altas frecuencias, siendo posible distinguir fácilmente las fases P y S. Estas señales son similares a las producidas por sismos asociados a la actividad tectónica. Señales Tipo-B Estas señales podrían ser producidas por sismos que ocurren a profundidades menores de 1 km debido al fracturamiento de rocas, pero a diferencia de los de Tipo A, se caracterizan por presentar diversas fases a manera de enjambres que muestran probablemente el camino recorrido por las ondas en las capas heterogéneas de cenizas y lava. Este tipo de señales presenta bajas frecuencias y una posible fase P emergente, la fase S no es clara y por lo tanto, difícil de distinguir.
Señales Tipo-C
Estas señales corresponderían a registros de señales de Tipo B que se sobreponen unos sobre otros; es decir, se observa el registro múltiple de señales Tipo B en una sola secuencia. Estas señales fueron observadas por vez primera por Minakami (1974) durante el proceso eruptivo del volcán Usu en Japón y su origen estaría asociado probablemente al crecimiento del domo de lava. Sin embargo, estas señales son menos comunes comparadas con las anteriores.
Señales de Período Largo (LP) Estas señales serían producidas por la influencia directa de los fluidos dentro del conducto volcánico, los mismos que ocasionan efectos de resonancia o inestabilidad del magma. Estas señales se caracterizan por presentar al inicio altas frecuencias para luego ser dominadas por una señal de período largo o bajas frecuencias.
Señales de Tremores
Este tipo de señal es registrado comúnmente en volcanes activos, siendo su característica la presencia de un tren continuo de vibraciones que pueden durar horas, días y semanas. A diferencia de las señales descritas anteriormente, los tremores proporcionan información de todo el proceso eruptivo de los volcanes y entre ellos, los asociados a los procesos magmáticos en el interior del volcán ya sea por el movimiento del magma mismo o de gases y ruidos, y en superficie por la emisión de fumarolas, cenizas y caída de rocas. Las observaciones realizadas sobre las señales de tremores sugieren que estas varían en amplitud y frecuencia, características importantes que permiten clasificarlos en tremores armónicos, cuando muestran un gran contenido de frecuencias; monocromáticos, si están acompañadas de frecuencias altas y espasmódicos, si presentan frecuencias bajas
Señales de Explosiones
Estas señales tendrían su origen en las explosiones volcánicas que se producen durante la actividad eruptiva del volcán y a la liberación súbita y repentina del vapor de agua, y otros gases contenidos en las capas superficiales del volcán. Aquí, se produce la fracturación y pulverización de las rocas de las capas superiores con la subsiguiente expulsión de estos materiales. La amplitud de la señal depende básicamente de la fuerza, duración y frecuencia de las explosiones
Otras Clasificaciones
Otras clasificaciones de señales asociadas a volcanes activos han sido realizadas por autores como Gil-Cruz y Chouet (1999), Lahr (1994) y Koyanagi (1987). Dichas clasificaciones han sido realizadas considerando como base la propuesta por Minakami (1974) y a la cual agregaron nueva información que describe las características propias de cada volcán. Básicamente, las diferentes clasificaciones se basan en 2 aspectos importantes: el primero consiste en observar en tiempo real el registro de la señal en el sismograma y analizar la diferencia entre los tiempos de llegada de las fases P y S, la amplitud, frecuencia y tipo de fases (impulsiva o emergente); mientras que, el segundo considera la localización hipocentral y el análisis de los espectros de frecuencia.
2.7.APLICACIÓN AL ESTUDIO DE LA SISMICIDAD INDUCIDA POR EMBALSES Se entiende por sismicidad inducida por embalses los cambios en la actividad sísmica de una zona provocados por el llenado de una presa. Se trata, por tanto, de un caso de sismicidad generada artificialmente, paralelo a los provocados por la inyección o extracción de fluidos, la explotación minera, o las explosiones nucleares. La capacidad generadora de temblores de un embalse depende más de la altura de la columna de agua que de su cantidad. La altura umbral para que se produzca sismicidad inducida se estima en torno a los 80 m. Asimismo, esta actividad se relaciona en muchos casos con la rapidez de las modificaciones de nivel de agua y siempre requiere la existencia en el terreno de fallas, discontinuidades cuyo estado de esfuerzos pueda ser afectado por la influencia del embalse (Gupta, 1992).
TIPOS DE SISMICIDAD INDUCIDA EN EMBALSES Modernamente se distinguen dos tipos de sismicidad inducida por presas: de respuesta rápida y de respuesta demorada (Simpson et al., 1988).
SISMICIDAD INDUCIDA DE RESPUESTA RÁPIDA: se caracteriza porque los sismos son numerosos, de pequeña magnitud, superficiales (H < 10 km), se localizan debajo o cerca del embalse y su aparición puede relacionarse directamente con las variaciones del nivel del agua. El origen de esta sismicidad se atribuye al incremento del esfuerzo elástico en el terreno y al aumento de la presión de poros producido por la compresión.
SISMICIDAD INDUCIDA DE RESPUESTA DEMORADA:
Tiene lugar alejada temporalmente del llenado inicial, cuando el embalse ya ha completado varios ciclos de cambio en la altura del agua sin la presencia de sismicidad inducida. Los eventos sísmicos son de mayor magnitud y profundidad (generalmente mayor que 10 km) y están concentrados espacialmente, vinculándose a fallas que atraviesan la zona del embalse. Esta sismicidad puede ser producida por la difusión en las profundidades hipocentrales de la presión de poros originada por el llenado. Las fallas presentes en el área pueden canalizar esta difusión, prolongando su efecto hasta varios kilómetros lejos del embalse.
MODOS DE ESTUDIO DE DIFERENCIACION Se basan en el estudio de diferentes parámetros que sirven de base para definir la sismicidad de una zona. Los más usuales son:
Localización de los focos sísmicos. En este método se intenta definir con la mayor precisión posible, la posición de los focos de los sismos y comprobar que los mismos pueden ser adscritos a la acción del embalse Frecuencia media de sismos: En este método se intenta relacionar la variación del número de sismos, con los tres factores que pueden influir en su generación Ritmo de llenado del embalse, máximo nivel alcanzado, tiempo durante el cual se mantiene el máximo nivel y por tanto la carga máxima.
Características de la serie de precursores y réplicas: En este grupo se incluyen los métodos que consideran distintas características de la distribución de sismos que preceden y siguen al mayor de una serie. Entre ellos citaremos: Los que estudian la morfología de la secuencia premonitorios, sismo principal y réplicas. Los que tienen en cuenta la distribución temporal de réplicas Los que analizan la distribución de los intervalos de tiempo entre sismos consecutivos Los que tienen en cuenta las magnitudes de los sismos Mecanismo Focal: Este método permite reconocer el tipo de falla así como su orientación y el sistema de esfuerzos que ha producido el sismo, se basa en la distribución espacial del carácter de las ondas de compresión y dilatación de las ondas P captadas en estaciones próximas al epicentro.
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2.8. SISMICIDAD INDUCIDA A LA ACTIVIDAD MINERA
La sismicidad inducida es la respuesta del macizo rocoso al proceso de explotación minera. Durante más de cien años los eventos de sismicidad inducida en minas subterráneas han sido reportados como un peligro para los trabajadores, además de ser una interferencia operacional en la capacidad productiva ya que si no se tiene un adecuado control pueden generarse expulsiones violentas de material rocoso dentro de la mina, conocido como estallido de roca (rockburst). Estos reportes provienen mayoritariamente de minas subterráneas en roca dura ubicadas en una variedad de países tales como: Australia, Canadá, Sudáfrica, China, Chile y Perú. El problema no es nuevo, pero se ha intensificado con la progresión de la actividad minera moderna en profundidades cada vez mayores. Según informes del Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN), el año 2011, 20 personas fallecieron en instalaciones subterráneas chilenas debido a diferentes circunstancias, que van desde la mal utilización del explosivo hasta muertes generadas por caídas y desprendimientos de rocas (SERNAGEOMIN, 2011). Por otra parte, en minas sudafricanas en el año 2000, el 50% de las muertes estaban asociadas a accidentes relacionados con desprendimientos de roca y de estos, un 30% fueron provocados por estallidos de rocas
EL FENÓMENO DE ESTALLIDO DE ROCAS Los estallidos de rocas se definen como liberaciones repentinas y violentas de energía almacenada en las masas rocosas y estructuras geológicas. Representan uno de los problemas más serios asociados con minas subterráneas; sin embargo, es uno de los problemas menos entendidos. Frecuentemente, estos fenómenos son la principal causa de fatalidades en las minas, y este problema progresivamente se agudiza a medida que se incrementa la profundidad y la extensión de la mina; al igual que con los cambios adversos en las propiedades geomecánicas de la masa rocosa. Todos estos factores pueden actuar en conjunto y contribuir a la ocurrencia de los estallidos de rocas.
Los estallidos de rocas ocurren cuando los esfuerzos acumulados fracturan la roca intacta, usualmente delante de una pared de la mina (Figura 2). Básicamente, existen dos categorías de estallidos de rocas:
Tipo 1: aquellos que están indirectamente asociados con la actividad minera y que se centran en un área más amplia alrededor de la mina, pero con magnitudes potencialmente más altas. Tipo 2: aquellos que están directamente asociados con la actividad minera y cuyas magnitudes son bajas a medias.
MECANISMOS DE ESTALLIDOS DE LAS ROCAS Los mecanismos por los que el estallido de rocas ocurre pueden ser ya sea por el fallamiento repentino de una roca cerca del borde de una excavación o por el movimiento de una masa rocosa a lo largo de una falla pre-existente o dique.
Los eventos Tipo 1: ocurren donde el equilibrio estable de fallas antiguas ha sido perturbado debido a las actividades mineras, causando reactivación a lo largo de la superficie de la falla pre-existente, o discontinuidad geológica, la cual resulta en pequeños deslizamientos de hasta 0.4 m (Ortlepp, 1992)
La sismicidad de Tipo 2: ocurre en minas profundas, donde los estallidos de rocas ocurren como resultado de grande esfuerzos inducidos por la minería. Este tipo de sismicidad resulta de la formación y propagación repentina de fracturas de cizallamiento con desplazamientos de hasta 0.1 m
INDICADORES SÍSMICOS
Los indicadores sísmicos sirven para monitorear la respuesta en el tiempo del macizo rocoso a la minería aplicada, recurriendo a diferentes parámetros que se obtienen de los registros de la sismicidad inducida por medio de geófonos/acelerómetros instalados en la mina. Su objetivo es generar una situación de alerta cuando se identifican niveles anormales que podrían indicar una respuesta descontrolada del macizo. Algunos de los indicadores más utilizados son:
Frecuencia de eventos (Dunlop & Gaete, 1997; Vallejos et al., 2012; Vallejos & McKinnon, 2008, 2010, 2011) Tasa genérica del momento sísmico (Shcherbakov, 2010) Aglomeramiento espacial (Malek & Leslie, 2006) Probabilístico (Benjamin, 1968) Modelo epidémico (Ogata, 1988, 1989, 1999, 2001)
III.CONCLUSIONES
Se explicó donde se produce la distribución espacial y temporal de los sismos
En zonas sísmicas volcánicas la localización precisa de los hipocentros, el conocimiento de su migración y el control de la deformación, pueden orientar acerca de las zonas con mayor probabilidad para el nacimiento de nuevos cráteres o la reactivación de los ya existentes. En cuanto a la sismicidad inducida en embalses sabemos que esta sismicidad puede ser artificial o natural, es por ello que existen mecanismos de diferenciación puntuales siguiendo diversos parámetros.
