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:

PRACTICASPRE-PROFESIONALES

PRESENTADO POR:

Dina BUha Herrera Puma

DIRECTOR: Dr. Hernando Tavera

Lima -Perú

2007

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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 (60<h ≤ 300 km))

5.2.3 Sismos con foco profundo (h>300 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

9

(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

10

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.

11

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.

2900

02 4 6 8 10 12 14

1000

2000

3000

4000

5000

6370

6000

5100

Velocidadde la ondade corte (S)

Velocidadde la onda

compresional (P)

Velocidad de ondas sísmicas (km/s) Corteza

Moho

Límite manto-núcleo

Núcleoexterior(líquido)

Mantoinferior

Núcleointerior(sólido)

Mantosuperior

Pro

fun

did

ad (

km)

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).

12

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

16

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.

18

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

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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).

20

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.

aaaa

bbbb cccc

21

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

22

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,

23

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

24

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

(60<h<300) y profundos (h>300), 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,

25

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 (60<h<300) y profundo (h>300).

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.

26

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

27

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.

28

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

29

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

30

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

31

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

(°) Fases

Aparece- Desaparece

Principales Fases

Observadas

1 0 –8 P*, S* Pg, Pn, Sn, Sg.

2 8 – 30 P, S, Pg, Sg (Múltiples)

P, S, PcP, ScS, (PP)

3 30 – 70 Múltiples de

P y S P, PP, (PPP), PcP, s, ScS,

(SkS), SS, P´P´

4 70 – 105 SKS, SKKS P, PP, PPP, PS, SKS, SKKS,

SS, PKKP

5 105 – 143 PKIKP, SKP, P, PcP, S, ScS

P(difractado) (PKiKP), PKIKP, PP, PPP, SKS, SKIKS,

SKKS, SS, SSS

6 143 – 180 PKP1, PKP2 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

32

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).

0

-1x106

1x106

2x106

-2x106

800400 1200 1600 1800 2000

Tiempo (s)

Amplitud (cuentas)

9.1 s

0

800 1000

P S

9.1 s

-1x106

1x106

aaaa

0

-1x106

1x106

800400 1200 1600 1800 2000

Tiempo (s)

Amplitud (cuentas)

bbbb

P S

387.4 s

0

-1x106

1x106

800400 1200 1600 1800 2000

Tiempo (s)

Amplitud (cuentas)

P SPcPPP RScSSS

CCCC

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.

33

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.

34

Tabla 2. Características generales de la Sismicidad del Perú (Ocola,2002)

Sismicidad Profundidad

(Km) Ambiente sísmico

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<h≤ 300 km)

En la Figura 13, los cuadrados muestran la distribución de los sismos intermedios en el Perú.

Estos se encuentran cerca al litoral costero de la región norte en donde resalta un pequeño

35

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.

36

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 (60<h≤ 300 km) y los

triángulos con foco profundo (h>300 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.

37

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):

∆=18° H=70 KM

bbbb

∆=31° H=600 KM

cccc

∆=9° H=22 KM

aaaa

38

Sismos leves. Con magnitudes de 1-4.

Sismos moderados. Con magnitudes de 4-5.

Sismos grandes. Con magnitudes > 6.

0

-5x106

5x106

100 200

Tiempo (s)

Amplitud (cuentas)

A

0

-5x106

5x106

100 200

Tiempo (s)

Amplitud (cuentas)

B

0

-5x106

5x106

100 200

Tiempo (s)

Amplitud (cuentas)

C

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:

aaaa

bbbb

cccc

39

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.

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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.

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Figura 19. Mina de cobre El Chino, en las proximidades de Silver City (Nuevo México)

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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.

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BIBLIOGRAFIA

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http://www.visionlearning.com/library