SISMOS

SISMOLOGÍA Y ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

QUÉ SON LOS SISMOS

Cuando se aplican esfuerzos sobre una roca ésta se deforma acumulando en su interior energía elástica de deformación, la cual hace que, si dejamos de aplicar los esfuerzos, la roca recobre su forma original; esto se conoce como comportamiento elástico de las rocas. Si mantenemos los esfuerzos aplicados sobre la roca durante mucho tiempo (decenas a miles de años), la roca se deforma permanentemente, lo que se conoce como comportamiento plástico.

Dependiendo del tipo de roca y de las condiciones ambientales de temperatura y presión, ésta se comportará en forma más o menos elástica o plástica. Sin embargo, ante fuerzas que se aplican durante tiempos muy cortos (menores que años) todas las rocas se comportan de manera elástica; mientras que en el caso de fuerzas que actúan durante cientos o miles de años, todas actúan plásticamente, es decir, fluyen.

Ahora bien, una roca se comporta elásticamente mientras las deformaciones producidas por el esfuerzo aplicado sean relativamente pequeñas. Si el esfuerzo aplicado es tan grande que produce deformaciones demasiado grandes, la roca se rompe y se dice quefalla; esta ruptura (fallamiento) es súbita y ocurre a lo largo de planos llamados planos de falla o, simplemente, fallas.

Al aparecer un plano que está relativamente libre de esfuerzos el material localizado a ambos lados de él puede desplazarse (casi) con libertad y la roca vuelve a tomar aproximadamente su forma original en forma súbita, y este movimiento repentino de grandes masas de roca (a menudo varios kilómetros cúbicos) produce ondas elásticas, conocidas como ondas sísmicas, que viajan unas a través de y otras por la superficie de la Tierra, dando lugar a un sismo. Sismo es el término técnico para referirse a todos los temblores de tierra; a menudo se emplea la palabra terremoto para aludir a los grandes sismos.

Este modelo de acumulación de esfuerzo, falla y liberación de esfuerzo (seguidos de nueva acumulación, etc.) se llama modelo de rebote elástico. Fue propuesto por H. Reid, con base en sus observaciones de los efectos del terremoto de San Francisco de 1906; es, en formas más o menos elaboradas, la base de los modelos actuales de ruptura sísmica.

En la figura 5 se presenta una esquematización de este modelo, en la cual observamos desde arriba un terreno sobre el cual actúan esfuerzos indicados por las flechas gruesas. En a) vemos el estado inicial del terreno sin deformar, sobre el cual se construye una carretera recta (banda horizontal). Al pasar el tiempo el terreno se deforma, como se muestra en b) donde la forma que ha tomado la carretera (originalmente recta) refleja la deformación, en este momento se traza una segunda carretera recta (líneas horizontales). En c) ha ocurrido una ruptura a lo largo de un plano vertical que intersecta a la superficie, los tramos de la carretera antigua han recobrado su forma original, aunque discontinua en la falla, y la nueva carretera se ha deformado siguiendo el desplazamiento que tuvo el terreno inmediatamente después del fallamiento. La distancia que se desplazaron los lados de la falla, llamado deslizamiento, se indica en la figura por d).

Figura 5.

Generalmente, la ruptura comienza en un punto y de allí se propaga, esto es, se extiende a puntos cercanos y de allí a otros hasta romper todo el plano de falla; este proceso se lleva a cabo en cuestión de fracciones de segundo en el caso de sismos pequeños y puede durar minutos enteros cuando se trata de grandes terremotos. La posición del punto inicial de una ruptura sísmica se llama hipocentro y el punto de la superficie terrestre situado arriba de él se llama epicentro; al volumen de roca cuyo desplazamiento causó el sismo y dentro del cual se encuentra la falla, se le llama fuente o foco sísmico.

II.2. ONDAS SÍSMICAS

Si se piensa un poco en cómo influye el movimiento del terreno situado a los lados de la falla en las rocas vecinas, se puede visualizar que empuja al terreno que se encuentra en la dirección en que se mueve (compresión), jala al que se encuentra en la dirección contraria (dilatación) y arrastra al que se encuentra en una dirección perpendicular a éstas (corte o cizalla). Esta interacción produce dos tipos de ondas: una de tipo compresional (como el sonido), llamada onda P (de Primaria, por ser la más rápida), y otra de tipo de cizalla, llamada onda S (de Secundaria, pues es más lenta que la P). Estas ondas son denominadas ondas de cuerpo pues viajan a través de los cuerpos (en este caso, de la Tierra).

La interacción de estas ondas con la superficie de la Tierra y con otras superficies internas que mencionaremos más adelante, produce dos tipos de ondas denominadas superficiales, pues viajan por la superficie de la Tierra. Existen dos tipos de ondas superficiales; la más lenta es la llamada de Rayleigh, que al pasar produce en el piso movimientos verticales y movimientos horizontales paralelos a la dirección en que viaja. La otra es la onda de Love, cuya velocidad es intermedia entre las de S y las de Rayleigh, y que produce solamente movimientos horizontales perpendiculares a la dirección de propagación.

MECANISMOS FOCALES

En la ilustración del modelo del rebote elástico vimos el caso, apropiado para California, de esfuerzos de tipo de corte o de cizalla que producen un tipo de falla llamada de rumboo transcurrente y que se ilustra en la figura 6a. Podemos tener otros dos tipos de falla que son: normal (Figura 6b) que ocurre cuando el esfuerzo aplicado es de tensión, yreverso o de cabalgadura (Figura 6c) cuando el esfuerzo es de compresión, Según se indica con las flechas gruesas. En los tres casos, las flechas pequeñas señalan la dirección de movimiento de cada lado de la falla. Cuando la falla tiene componentes normal o reversa y transcurrente, como se ilustra en la figura 6d, se habla de un mecanismo mixto.

En lugares donde los esfuerzos son tensionales, pueden ocurrir combinaciones de fallas normales que producen una depresión como la esquematizada en la figura 6e; esta estructura, producida a veces por un par de fallas y a veces por muchas de ellas, se conoce como graben (zanja en alemán). Si los esfuerzos son de compresión, entonces combinaciones de fallas reversas pueden producir la estructura de levantamiento conocida como horst, que se ilustra en la figura 6f.

Figura 6.

Como se mencionó en el inciso anterior, el movimiento en la falla produce efectos distintos para distintas direcciones. Esto se ilustra en la figura 7, que presenta una vista perpendicular de una falla. Las flechas grandes indican el movimiento de los lados de la falla; las flechas pequeñas paralelas a la falla indican las fuerzas que, aplicadas sobre un punto, producirían los mismos desplazamientos que ocasionó la ruptura; las flechas pequeñas perpendiculares a la falla representan fuerzas que tienen el mismo efecto que sobre los desplazamientos del material de un lado de la falla tiene la presencia del material del otro lado de ella (sin estas fuerzas la falla giraría).

Estas cuatro fuerzas se conocen como doble par equivalente y facilitan la visualización de los efectos de la ruptura. Por ejemplo, para las ondas P (Figura 7a), en la dirección hacia donde señalan las fuerzas equivalentes tenemos compresión, mientras que en la dirección de la cual se alejan tenemos dilatación; el efecto total sobre el terreno es la suma de los efectos debidos a cada una de las fuerzas.

Este efecto total llamado patrón de radiación, está representado por la curva en forma de trébol de la figura 7a. La longitud de una línea recta que vaya desde el origen de coordenadas hasta la curva, en una dirección dada, nos indica la amplitud de las ondas P generadas por la ruptura en esa dirección. La parte continua del trébol representa compresión y la punteada dilatación. Vemos que la amplitud tiene un máximo en direcciones que se encuentran sobre el plano perpendicular a la falla y forman ángulos de 45° con ésta; tiene mínimos, llamados nodos, sobre dicho plano en la dirección perpendicular a la falla y sobre el plano de la falla en todas direcciones.

El patrón de radiación para las ondas S (Figura 7b) es parecido al de las ondas P pero está rotado 45° con respecto a éste; las líneas sólida y punteada indican ahora diferentes polaridades para el inicio de la onda. Las ondas superficiales tienen patrones de radiación igualmente sencillos pero más difíciles de interpretar.

Figura 7.

Nótese que si el deslizamiento hubiera ocurrido, en vez de en el plano de falla, en el plano perpendicular a él (llamado plano auxiliar), el patrón de radiación sería el mismo. Por tanto, existe siempre una incertidumbre en la determinación de planos de falla a partir de estudios del patrón de radiación, aunque generalmente es posible determinar cual de los dos posibles planos es el de falla, basándose en otras observaciones o en consideraciones tectónicas.

Por lo tanto, del estudio de sismogramas para un sismo determinado, obtenidos en varios puntos de la superficie terrestre a donde llegan ondas que salieron del foco en distintas direcciones, podemos determinar cuál es el patrón de radiación de este sismo y de allí cuál es su mecanismo focal. De éste se puede inferir el tipo de esfuerzos que actúan en la región donde ocurrió y la posible orientación del plano de falla; ambos datos muy importantes para la caracterización del tectonismo. La aplicación de la sismología a estudios de tectonismo se conoce como sismotectónica.

SISMICIDAD MUNDIAL

Se llama sismicidad a la actividad sísmica en un lugar determinado. Los observatorios sismológicos rutinariamente localizan el hipocentro de los sismos, determinan sus magnitudes (pueden ser varias, de distintos sismo), anotan los reportes de daños causados, todo esto en boletines y lo almacenan en bases de datos. Gracias a esta labor, en la actualidad es las principales características de la sismicidad en todo el mundo.

La figura 8 muestra la sismicidad mundial registrada durante 1961-1967; los puntos representan epicentros y su tamaño es proporcional a su magnitud (los sismos muy pequeños no aparecen). Los grandes terremotos ocurridos entre 1904 y 1976 (según H. Kanamori, 1978) se indican en la figura 9.

Figura 8.

Figura 9

Es de inmediato evidente que los sismos no están distribuidos en forma uniforme sobre la Tierra, sino en bandas que en su mayoría coinciden con las orillas o con las partes medias de los océanos. En algunas zonas continentales alejadas de los océanos la sismicidad coincide con regiones montañosas, como en los Alpes y los Himalayas.

En las trincheras oceánicas la sismicidad es somera cerca de ellas y se hace cada vez más profunda conforme se adentra bajo el continente o arco de islas correspondiente. Estas zonas inclinadas de sismicidad son llamada zonas de Benioff-Wadati, y es en ellas donde ocurren los sismos más profundos. La figura 10 ilustra la sismicidad de la zona de Benioff-Wadati asociada con la trinchera de Kurile-Kamchatka; arriba a la derecha podemos ver la topografía a lo largo de dos cortes que atraviesan la trinchera.

ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

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

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

Figura 10.

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

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

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

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

La capa que se encuentra inmediatamente bajo la corteza recibe el nombre de manto(Figura 11); entre ellas se halla la discontinuidad llamada de Mohorovicic (o, comúnmente, Moho) descubierta en 1909. Debajo de ella la velocidad de las ondas P en el manto es de unos 7.9 a 8.2 km/s, y su densidad es de unos 3.3 g/cm³.

Figura 11.

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

Figura 12.

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

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

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

Figura 13.

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

ISOSTASIA

Si se lleva a cabo un levantamiento (medidas hechas a lo largo de una línea) gravimétrico sobre una montaña en un continente, podría esperarse (como de hecho se esperaba antiguamente) que la gravedad medida fuera la debida a la atracción de los materiales del manto y del núcleo más la de la corteza y, como una montaña es una acumulación de masa, la gravedad debería ser mayor sobre ella.

Los levantamientos observados no muestran definitivamente este tipo de anomalíassobre las montañas; esto intrigó mucho a los científicos hasta que G. Airy propuso una explicación que se conoce como isostasia (del griego isoz [mismo] + stasiz [detención]) y que dice que, como los continentes son menos densos (más ligeros) que el manto, ¡flotan sobre éste!

Recordemos que, aunque el manto es sólido, ante fuerzas aplicadas durante tiempos muy grandes, actúa como un líquido en extremo viscoso, y un material más ligero que él, colocado encima se hundirá lentamente hasta desplazar la cantidad de material del manto equivalente a su peso (principio de Arquímedes). Como el manto es más denso, el volumen desplazado es menor que el del continente y parte de éste sobresaldrá del nivel del manto (Figura 14); exactamente igual a lo que sucede cuando se tira un trozo de madera sobre agua.

Figura 14.

Durante la última gran glaciación (edad de hielo) la región conocida como Fenoscandia, que incluye los países escandinavos y Finlandia, estuvo cubierta por una enorme capa de hielo que la hizo hundirse en el manto. Ahora que la capa de hielo ha desaparecido, Fenoscandia pesa menos y se está elevando con velocidades que alcanzan 1 cm/año. Éste es un ejemplo que corrobora el principio de isostasia.

Debido a este principio, cada montaña que observamos tiene una raíz, es decir una extensión continental que se proyecta hacia abajo en el manto y que es más profunda cuanto más alta es la montaña (Figura 14). De esta manera, el efecto de la masa extra que representa la montaña se contrarresta porque abajo de ella material ligero de la corteza ha tomado el lugar del material denso del manto.

Uno de los argumentos que se daban en contra de la teoría de la deriva continental era que sería imposible el movimiento de los continentes abriendo paso a sus raíces a través del manto.

TOMADO DE:http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen3/ciencia3/113/htm/sec_7.htm