ORIGEN Y CAUSAS DE LOS SISMOS TECTÓNICOS
CAUSAS DE LOS SISMOS TECTÓNICOS
Los sismos son originados por movimientos de la litosfera, estos fenómenos se producen cada año y se calculan en centenares de millares de ellos; los observadores registran anualmente más de treinta mil. Por fortuna, muy pocos alcanzan la categoría de terremotos, y la mayoría ocurren en fondos oceánicos. Esos movimientos bruscos y repentinos del suelo, de intensidad sumamente variable, oscilan entre las sacudidas leves ue solo registran los aparatos más sensibles, y las fuertes ue devastan las ciudades y llevan la desolación y muerte. !curren en forma de sacudidas. La principal dura varios segundos, a lo sumo, un minuto o dos; pero previamente pueden registrarse sacudidas de menor intensidad. E"presándo E"presándolo lo en t#rminos t#rminos más científicos, científicos, el movimient movimiento o sísmico sísmico obedece a las mismas leyes del movimiento físico de los cuerpos y es el resultado de las vibraciones y ondulaciones de los estratos terrestres; tanto las unas como las otras producen sacudidas ue se designan con el nombre de ondas sísmicas. $obre las causas u origen posibles de los sismos, se %an dado diversos esuemas de clasificación de los mismos. Para autores como &amón 'asillas, los sismos pueden ser causados por fracturas en la corteza o manto de la tierra (tectónicos), por el movimiento de un fluido o magma ue intente salir de la corteza a la superficie, o los causados por mecanismos como e"plosiones en las canteras, minas, descompresión de los terrenos y otros eventos inducidos de manera artificial. !tros autores alegan dos grandes orígenes de sismos seg*n la naturaleza de las causas+ naturales (tectónicos y volcánicos) y artificiales (eventos causados por el %ombre como llenado de embalses, e"plosiones de minas, nucleares, etc). $obre la base de un esuema e suema u otro, los sismos tectónicos son los de mayor relevancia; los cuales serán descritos a continuación. La corteza de la ierra está conformada por una docena de placas de apro"imadamente - /m de grosor, cada una con diferentes características físicas y uímicas. Estas placas (tectónicas) se están acomodando en un proceso ue lleva millones de años y %an ido dando la forma ue %oy conocemos a la superficie de nuestro planeta. En la ilustración mostrada a continuación, se especifica la configuración interna el globo terráueo destacándose la litosfera o placa de inter#s.
TECTONICA DE PLACAS
Estructura concéntrica y confguración interna del planeta tierra (Adapta do de P.J. Wyllie, 1975 ! "#cleo interno$ corresponde a %aterial sólido y tiene apro&i%ada%ente ')*+% de di%etro. ! "#cleo e&terno$ %aterial l-uido y /a desde '9**+% de pro0undidad a 5'** +%. ! anto$ 2e encuentra en estado oscilante entre sólido y plstico. 3a desde 1**+% de pro0undidad apro&i%ada%ente a '9** +%. ! 4itos0era$ orresponde a la parte superior del %anto y la corte6a terrestre. 4a corte6a constituye una capa sólida y 0racturale de espesores /ariales entre 1* y 5 +%. Entonces una placa co%ien6a despla6arse sore o a8o la otra originando lentos ca%ios en la topogra0-a. Pero si el despla6a%iento es difcultado, co%ien6a a acu%ularse una energ-a de tensión ue en alg#n %o%ento se lierar y una de las placas se %o/er rusca%ente contra la otra ro%piéndola y lierndose entonces una cantidad /ariale de energ-a ue origina el erre%oto, es decir ue en este caso se produce el deseuilirio de las capas de la corte6a terrestre producido por el 0enó%eno de la contracción ue produce las arrugas o pliegues. :onas enteras de estratos pueden uedar aplastadas y desec;as, las capas pueden desligarse las unas sore las otras, dislocarse, agrietarse.
>placas tectónicas>> (sis%os interplaca o ien en 6onas internas de éstas (sis%os intraplaca. o%o e8e%plo de sis%os interplaca pueden citarse los>>e/entos>> de 8ulio 1957 (ag 7.7 y el de
septie%re de 19?5 (ag ?.1. En >>é&ico>>, estos sis%os co%#n%ente tienen sus epicentros en la costa occidental entre Jalisco y >>;iapas>>, con pro0undidades t-picas entre 15 y '* @%. E&isten 6onas %s propensas a ro%perse, éstas se lla%an 0allas. En éstas se concentra la acti/idad s-s%ica y corresponden en la %ayor-a, a los l-%ites de placas. 2ólo el 1* de los terre%otos ocurren ale8ados de los l-%ites de estas placas. En la grfca siguiente se ilustra la distriución de las principales placas tectónicas.
EBCDA
Nna placa tectónica es un 0rag%ento de litos0era ue se despla6a co%o un loue r-gido sin presentar de0or%ación interna sore la astenos0era de la ierra. Este %o/i%iento se produce por corrientes de con/ección en el interior de la ierra ue lieran el calor original aduirido por el planeta durante su 0or%ación. 4a litos0era terrestre est di/idida en 1' grandes placas y en /arias placas %enores o %icroplacas. 4as placas litos0éricas son esencial%ente de dos tipos, en 0unción de la clase de corte6a ue 0or%a su superfcie. =ay dos clases de corte6a. la ocenica y la continental. O seg#n su corte6a, se di/iden en$ ! Placas ocenicas. 2on placas cuiertas -ntegra%ente por corte6a ocenica, delgada y de co%posición sica. Aparecern su%ergidas en toda su e&tensión, sal/o por la presencia de edifcios /olcnicos intraplaca, de los ue %s altos aparecen e%ergidos, o por arcos de islas en alguno de sus ordes. 4os e8e%plos %s notales se encuentran en el Pac-fco$ la placa Pac-fca, la placa de "a6ca, la placa de ocos y la placa ilipina. ! Placas %i&tas. 2on placas cuiertas en parte por corte6a continental y en parte por corte6a ocenica. 4a %ayor-a de las placas tienen este carcter. Para ue una placa 0uera -ntegra%ente continental tendr-a ue carecer de ordes de tipo di/ergente (dorsales en su contorno. En teor-a esto es posile en 0ases de con/ergencia y colisión de 0rag%entos continentales, y de ;ec;o pueden interpretarse as- algunas suplacas de las ue 0or%an los continentes. 3alen co%o e8e%plos de placas %i&tas la placa 2uda%ericana o la placa Euroasitica. ! Placas continentales. Qstas estn 0or%adas e&clusi/a%ente por litos0era continental, pero sólo algunas %icroplacas entrar-an en esta clasifcación, deido a ue el planeta tiene %s agua ue continente. a%ién pode%os di/idir las placas seg#n su ta%aRo$ ! Placas principales$ a0ricana, euroasitica, indoaustraliana, nortea%ericana, suda%ericana, pac-fca y antrtica. ! icroplacas$ cocos, na6ca, carie, flipinas, ariga, 2o%alia, Juan de uca. ó%o %oti/ar a los estudiantes %ediante acti/idades cient-fcas atracti/as EA"D2B
! odelo de las corrientes de con/ección. Postula ue e&isten corrientes c-clicas en el %anto, 0or%adas por %aterial caliente ue, al ser %enos denso, asciende (corriente ascendente y ue al en0riarse y au%entar su densidad, se ;unde ;acia 6onas %s pro0undas (corriente descendente. All- /uel/e a calentarse y se cierra el ciclo. El despla6a%iento ;ori6ontal de este %aterial en la corriente c-clica arrastra las placas. ! odelo del arrastre de las placas. 2e asa en ue la litos0era ocenica se en0r-a a %edida ue se separa de la dorsal ocenica (lugar de 0or%ación de la litos0era ocenica. Al en0riarse, au%enta su densidad$ cuando ésta es %ayor ue la densidad de la astenos0era, la placa co%ien6a a ;undirse. Este ;undi%iento arrastra consigo el resto de la placa. ! odelo del e%pu8e de las placas. 4a litos0era ocenica se 0or%a en una 6ona ele/ada del 0ondo %arino, la dorsal. 4a di0erencia de altitud supone ue la placa se despla6a a 0a/or de la gra/edad, separndose de la dorsal. A su /e6, la incorporación de %aterial procedente del %anto para 0or%ar nue/a litos0era ocenica e8erce un e0ecto de e%pu8e. TIPOS DE FALLAS
allas tectónicas Cecien el no%re de 0allas las 0racturas en ue ;ay despla6a%iento de los sectores de roca a0ectados a a%os lados de la superfcie de rotura 2eg#n el tipo de %o/i%iento relati/o entre los loues a0ectados por la 0alla se distinguen los siguientes tipos de 0allas$ Falla normal
a%ién lla%ada directa o de gra/edad. 2e caracteri6a porue el plano de 0alla u6a ;acia el laio ;undido. 2e genera co%o respuesta a es0uer6os distensi/os. 4os loues ue se despla6an recien el no%re de loue o laio le/antado y loue o laio ;undido indicando el sentido relati/o del %o/i%iento de un loue respecto al otro. 4a superfcie a lo largo de la cual se produce el %o/i%iento es la superfcie o plano de 0alla y el /alor total del despla6a%iento %edido sore el plano es el salto de 0alla, ue puede tener co%ponentes en /arias direcciones del espacio. 2i el salto se %anifesta en la superfcie topogrfca ;ala%os de escarpe, cuya %agnitud puede di0erir del salto por e0ecto de la erosión, por e8e%plo.
Falla inversa
En este caso el plano de 0alla u6a ;acia el laio le/antado. Bcurre co%o consecuencia de es0uer6os co%presi/os. ientras ue en las 0allas nor%ales la superfcie de 0alla suele presentar un u6a%iento ele/ado o ser prctica%ente /ertical, en las 0allas in/ersas ese plano suele ser %uy tendido, con u6a%iento a8o. Por dea8o de )5S se ;ala de caalga%ientos y si el u6a%iento no alcan6a los 1*S recien el no%re de %antos de corri%iento, en los ue el despla6a%iento suele ade%s ser de gran %agnitud.
Falla en dirección, trans/ersal o de desgarre 4a superfcie de 0alla suele ser
pró&i%a a la /ertical. El %o/i%iento responde a 0uer6as de ci6alla ;ori6ontal ue causan el despla6a%iento lateral de un loue respecto al otro. En 0unción del sentido de ese despla6a%iento se distinguen el desgarre de&tral, en el ue, situndonos sore uno de los loues, /er-a%os %o/erse el otro ;acia nuestra derec;a, y el sinistral (representado en la ilustración.
Falla rotacional cilíndrica
4a superfcie de 0alla es apro&i%ada%ente cil-ndrica co%o consecuencia del giro de uno de los loues de 0alla en torno a un e8e de rotación paralelo a la superfcie de 0alla.
Falla rotacional en tijera
En este tipo de 0alla el giro de los loues tiene lugar respecto a un e8e ue es perpendicular a la superfcie de 0alla.
Otros elementos comunes en las fallas son
Espe8o de 0alla$ es una superfcie rillante, de aspecto puli%entado, ue puede aparecer sore las rocas en el plano de 0alla por e0ecto de la recristali6ación de los %inerales so%etidos al incre%ento de presión y te%peratura consecuencia de la 0ricción generada durante el %o/i%iento de la 0alla. Estr-as de 0alla$ son %arcas de 0ricción ue %uestran las rocas en el plano de 0alla en 0or%a de fnas estr-as o acanaladuras. Pueden a!arecer afectando al es!ejo de falla"
Trec;a de 0alla$ es una %asa de %aterial 0rag%entario resultante del e0ecto de la trituración ue su0ren las rocas a lo largo del plano de 0alla. 2i el %aterial resulta %eta%orf6ado por la ele/ada presión y te%peratura, con recristali6ación y ca%io %ineralógico, el %aterial recie el no%re de %ilonita. 2D2B AUDB E2A4A2 2D2B2 E" 3E"E:NE4A D"E"2D
V. 1 INTENSIDAD La intensidad es una medida de los efectos causados por un sismo en un lugar determinado de la superficie terrestre. En ese lugar, un sismo pequeño pero mu cercano puede causar alarma grandes daños, en cuo caso decimos que su intensidad es grande! en cam"io un sismo mu grande pero mu le#ano puede apenas ser sentido a$% su intensidad, en ese lugar, ser& pequeña. 'uando se $a"la de la intensidad de un sismo, sin indicar d(nde fue medida, )sta representa *usualmente+ la correspondiente al &rea de maor intensidad o"serada (área pleistocista). -na de las primeras escalas de intensidades es la de ossi/0orel *de 1 grados+, propuesta en 1223. En la actualidad e4isten arias escalas de intensidades, usadas en distintos pa%ses, por e#emplo, la escala 5S6 *de 17 grados+ usada en Europa occidental desde 189: adoptada $ace poco en la -ni(n Soi)tica *donde se usa"a la escala semiinstrumental GEOFIAN+, la escala JMA *de ; grados+ usada en sta, detallada en el Ap)ndice, a del grado I *detectado s(lo con instrumentos+ $asta el grado ?II *destrucci(n total+, corresponde a daños lees $asta el grado V. 'omo la intensidad ar%a de punto a punto, las ealuaciones en un lugar dado constituen, generalmente, un promedio! por eso se acostum"ra $a"lar solamente de grados enteros. Es com=n representar en un mapa los efectos de un sismo mediante curas, llamadasisosistas, que representan los lugares donde se sinti( la misma intensidad. La figura :1 nos muestra un mapa isos%stico de los efectos de un sismo ocurrido en @uerrero, cerca de la frontera con a4aca, el 79 de agosto de 18B8 *3+. @eneralmente se o"seran las maores intensidades cerca de la Cona epicentral! aunque, a eces, pueden e4istir factores, como condiciones particulares del terreno, efectos de gu%as de
ondas, etc. *discutidos m&s adelante+, que ocasionen que un sismo cause maores daños a distancias le#anas del epicentro. tro factor que $ace que la regi(n pleistocista no coincida con la epicentral, es que pueden reportarse las maores intensidades en otros sitios! donde, de"ido a la concentraci(n de po"laci(n, un terremoto causar& m&s daños *o al menos ser&n reportados m&s daños+ que en una regi(n comparatia o totalmente des$a"itada.
Figura 41. Intensidades e isosistas.
'uando una falla se propaga i. e., crece, preferentemente, en una direcci(n determinada, puede producir maores intensidades en sitios situados a lo largo de esa direcci(n que a lo largo de otras. Este efecto se conoce con el nom"re de directividad *: B+, es uno de los factores que $acen que las isosistas no formen c%rculos conc)ntricos. 'omo las intensidades son medidas de daños, )stos est&n mu relacionados con las aceleraciones m&4imas causadas por las ondas s%smicas, es posi"le relacionarlos apro4imadamente. -na de tantas relaciones es *9+ log a *cmsF+ G I3 / 17, donde I es la intensidad. Esta relaci(n nos dice que una intensidad de ?I *11.+ corresponde a aceleraciones del orden de 1:92 cms 7 G 1.B g *g G 82 cms 7 es la aceleraci(n de la graedad en la superficie terrestre+, una intensidad de I? corresponde a .; g, una de VII a .; g.
Aparentemente la aceleraci(n m%nima que perci"e el ser $umano es del orden de .1 g, correspondiente a la intensidad II. V.7 5A@NIT-DES H ENE@%A '. ic$ter defini(, en 183B, el concepto de magnitud pensando en un par&metro que descri"iera, de alguna manera, la energ%a s%smica li"erada por un terremoto *9+. La magnitud de Richter o magnitud local, indicada usualmente por est& definida como el logaritmo *"ase 1+ de la m&4ima amplitud *Ama4, medida en cm+ o"serada en un sism(grafo Jood/ Anderson est&ndar *un sism(grafo de p)ndulo $oriContal mu sencillo+, menos una correcci(n por la distancia *D+ entre el epicentro el lugar de registro, correspondiente al logaritmo de la amplitud *Ao+ que de"e tener, a esa distancia, un sismo de magnitud cero *9+ 5LG log *Ama4+ / log Ao *D+. ic$ter defini( esta magnitud tomando como "ase las caracter%sticas de 'alifornia, Estados -nidos *por lo que no es necesariamente aplica"le a cualquier parte del mundo+, para distancias menores de 9 Km *de aqu% su nom"re de local+. tra escala de magnitudes, mu usada para determinar magnitudes de sismos locales, es la escala "asada en la longitud de la coda de los sismos *;+. Es tam"i)n logar%tmica se designa, usualmente, por Mc; es una escala mu esta"le, pues los alores o"tenidos dependen menos que 5L de factores como el aCimut entre fuente receptor, distancia geolog%a del lugar, que causan gran dispersi(n en los alores de )sta. ara cuantificar los sismos le#anos se utiliCan com=nmente dos escalas la magnitud de ondas de cuerpo mb la magnitud de ondas superficiales o M. En arias partes del mundo se utiliCan diferentes definiciones de estas magnitudes! casi todas ellas est&n "asadas en el logaritmo de la amplitud del desplaCamiento del terreno *la amplitud le%da en el sismograma se diide entre la amplificaci(n del sism(grafo para la frecuencia predominante de la onda correspondiente+ corregida por factores que dependen de la distancia *a eces tam"i)n de la regi(n epicentral+ de la profundidad $ipocentral, as% como del periodo de las ondas o"seradas *2, 8, 1 11+. No es raro que los medios de informaci(n añadan *de su cosec$a+ las pala"ras de ic$ter a cualquier alor de magnitud del que est)n informando. Sin em"argo es mu pro"a"le, so"re todo para sismos mu grandes o le#anos, que sea alguna otra la magnitud medida. La magnitud de ic$ter tiene dos pro"lemas graes un sismo grande satura los sism(grafos cercanos a )l *es decir, produce ondas maores de las que los aparatos pueden registrar, resultando en registros que aparecen truncados+, de manera que no podemos sa"er cu&nto ale el desplaCamiento m&4imo. Es com=n que los sism(grafos no saturados se $allen fuera del rango de los 9 Km para el cual es &lida la definici(n
de . Sin em"argo, es facti"le o"tener una estimaci(n de a partir de registros de aceler(grafos o de sism(grafos de gran rango din&mico, construendo un sismograma pseudo/Jood/Anderson, mediante t)cnicas de filtrado procesamiento digital *17 13+. tro pro"lema es que, como imos antes, la ruptura asociada con un sismo grande dura "astante tiempo radia energ%a durante todo este tiempo! por lo tanto, como esta definici(n de magnitud se refiere solamente a una caracter%stica moment&nea del sismograma, le%da adem&s en un instrumento de periodo corto, resulta que no puede distinguir entre un sismo que genere un pulso de una amplitud determinada otro que produCca arios pulsos de la misma amplitud. Este efecto es conocido como saturación *tam"i)n+ de la magnitud, $ace que la magnitud de ic$ter sea confia"le s(lo para sismos menores del grado ;. Este pro"lema de la saturaci(n de la magnitud se aplica tam"i)n a los otros tipos de magnitudes mencionados , que es le%da tam"i)n para periodos cortos, se satura alrededor del grado ;! , que es determinada de ondas de alrededor de 7s, se satura para grados maores de 2.3 *1:+. En general, cualquier medida de magnitud se satura cuando el periodo dominante de las ondas o"seradas es menor que el tiempo de ruptura de la fuente s%smica. ara eitar este efecto $an sido utiliCadas escalas de magnitud "asadas en medidas a periodos muc$o m&s largos *1B+, actualmente es com=n utiliCar la magnitud de momento Mw *19+, cuo alor se calcula a partir del logaritmo del momento s%smico 5o como 5M G 73 Log 5o / 1.;, el cual representa, en teor%a, las frecuencias m&s "a#as *1:+. or lo tanto, cada medida de magnitud eal=a un sismo a tra)s de una entana distinta de frecuencias. 5 L m " aloran los pulsos de periodo corto, relacionados con la ca%da de esfuerCos los detalles de la $istoria de la ruptura! 5 S mide periodos intermedios depende, por lo tanto, de tendencias en la $istoria de ruptura, tam"i)n depende fuertemente de la profundidad de la fuente! 5M otras medidas de periodo largo miden las caracter%sticas promediadas de la fuente se relacionan con las dimensiones tiempos totales de la ruptura s%smica. Las particularidades de los sismos, o"seradas a tra)s de las magnitudes, ar%an de lugar a lugar! por e#emplo, los que ocurren en las sierras peninsulares, en el norte de a#a 'alifornia, presentan alores m&s pequeños de 5 S, para un sismo de m" dada, que los sismos que ocurren en el alle de 5e4icali! esto puede indicar que los esfuerCos en el terreno son menores en el alle de 5e4icali, donde e4iste una espesa capa de sedimentos altas temperaturas asociadas con los centros de dispersi(n *1; 12+. La comparaci(n entre m" 5S para un sismo dado permite distinguir tam"i)n sismos tect(nicos de e4plosiones. La raC(n 5 sm"es siempre menor para sismos tect(nicos que para e4plosiones, de"ido a la diferencia en los
procesos de e4citaci(n de ondas a la relatiamente menor dimensi(n de las fuentes e4plosias *1 l+. Aunque, como imos arri"a, las isosistas en general no forman c%rculos, e4isten arias relaciones apro4imadas entre la magnitud de un sismo su intensidad a cierta distancia de la fuente. 'omo e#emplo presentamos una apropiada para los sismos someros en 5)4ico *18+ I G 2.19 O 1.:B 5 / 7.:9 log , donde es la distancia *en Km+ de la fuente al punto de o"seraci(n. E4isten arias f(rmulas que relacionan la magnitud de un sismo con su energ%a! diferentes f(rmulas son aplica"les a los sismos en diferentes lugares o suelos. -n e#emplo de la relaci(n magnitud energ%a radiada, propuesto por @uten"erg ic$ter *9+, es log Es*ergs+ G 11.: O 1.B 5. uede usarse 5 para sismos pequeños a intermedios, pero para grandes es m&s apropiada 5M *19+.4 'omo e#emplos de energ%as radiadas podemos mencionar los sismos de 5ic$oac&n de 182B *5M G 2. 1+ con Es G 3.2 ? 1FP ergs, de '$ile 189 *5M G 8.B+ con ergs! mientras que los sismos medianos o pequeños, con magnitudes 5 G B 5 G 3 generan ergs, respectiamente. De aqu% podemos er que la energ%a li"erada por los sismos medianos pequeños es muc$o menor que la li"erada por los grandes *requerir%amos de 33 millones de sismos de magnitud 3, o 31 de magnitud B para li"erar la energ%a correspondiente a uno de magnitud 2.+! por lo tanto, la ocurrencia de sismos pequeños no sire como &lula de escape para la energ%a de deformaci(n que dar& lugar a sismos grandes.
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