CAPÍTULO 4

LOS TERREMOTOS Y EL INTERIOR DE LA TIERRA

Geología Física

Ing. Leovigildo Javier Cepeda Dávila

Enero de 2008

Terremotos y fallas Los terremotos son vibraciones de la tierra producidas por la liberación rápida de energía desde rocas que se rompen debido a que han sido sometidas a esfuerzos que superan sus límites de resistencia.

Esta energía, que adopta la forma de ondas, irradia en todas las direcciones desde el origen del terremoto, denominado foco o hipocentro. El punto de la superficie

situado directamente encima del foco es el epicentro. Los movimientos que producen la mayoría de los

terremotos ocurren a lo largo de grandes fallas, que suelen estar asociadas con los bordes de placa.

A lo largo de una falla, las rocas almacenan energía a medida que se doblan. Cuando el deslizamiento se produce en el punto más débil (el foco), el desplazamiento ejercerá un esfuerzo más lejos en la falla, que a su vez producirá más deslizamiento y así sucesivamente hasta que se libere la tensión acumulada.

Fuerzas tectónicas y terremotos

Se genera un terremoto cuando la roca vuelve elásticamente a su

forma original. Ese “salto hacia atrás” de la roca se llama rebote elástico.

El terremoto mayor va precedido a menudo de terremotos

pequeños, denominados sismos precursores.

Los ajustes del terreno posteriores a un terremoto grande generan a menudo terremotos más pequeños denominados

réplicas

. El sistema de fallas San Andrés, en California, es uno de los más estudiados del mundo y en él se generó el terremoto de San Francisco, en 1906. Las fuerzas tectónicas que acumularon la energía que se liberó durante el mismo todavía siguen activas.

Se ha determinado que los lados opuestos de esta gran falla revelan un desplazamiento de 2 a 5 cm /año, el que a lo largo de unos 20 millones de años dará lugar a que Los Ángeles, situada en la Placa del Pacífico, quedará adyacente a San Francisco, localizado en la Placa de Norteamérica.

Las ondas sísmicas Durante un terremoto se generan dos tipos principales de ondas sísmicas que recorren el interior de la Tierra:

1. Las ondas primarias, o P, que comprimen y expanden las rocas en la dirección del desplazamiento de la onda, de manera análoga a las del sonido, y

2. Las ondas secundarias, o S, ondas de cizalla semejantes a las de la luz, que mueven las partículas de la roca en ángulo recto con respecto a su dirección de desplazamiento.

LAS ONDAS P PUEDEN VIAJAR A TRAVÉS DE SÓLIDOS, LÍQUIDOS Y GASES, MIENTRAS QUE LAS ONDAS S SÓLO SE TRANSMITEN EN MEDIOS SÓLIDOS. LAS ONDAS P VIAJAN APROXIMADAMENTE 1,7 VECES MÁS APRISA QUE LAS ONDAS S.

Otro tipo de ondas producidas por los terremotos son las

ondas superficiales, o L, que viajan a lo largo de la capa externa de la Tierra, mucho más lentamente que las otras, a un máximo de 30 Km de profundidad, y provocan los efectos desastrosos bien conocidos.

Los sismógrafos

Las ondas sísmicas se registran mediante aparatos denominados sismógrafos, los cuales tienen una masa suspendida libremente de un soporte que se fija al terreno. Cuando la vibración de un terremoto llega al instrumento, la inercia de la masa suspendida la mantiene relativamente estacionaria, mientras que la Tierra y el soporte se mueven. El movimiento de la Tierra con respecto a la masa estacionaria se registra en un tambor giratorio o una cinta magnética.

LOS REGISTROS OBTENIDOS CON LOS SISMÓGRAFOS, DENOMINADOS SISMOGRAMAS, PROPORCIONAN MUCHA INFORMACIÓN RELATIVA AL COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS.

Localización de un terremoto Utilizando un sismograma y curvas distancia-tiempo, se puede determinar la distancia que separa la estación de registro del terremoto mediante dos operaciones:

Determinación del intervalo temporal entre la llegada de la onda P y la primera onda S, y

En la gráfica distancia-tiempo, encontrar el tiempo equivalente comprendido entre las curvas de la onda P y la onda S.

CUANDO SE CONOCEN LAS DISTANCIAS DESDE TRES O MÁS ESTACIONES SÍSMICAS, PUEDE LOCALIZARSE EL EPICENTRO UTILIZANDO EL MÉTODO DE TRIANGULACIÓN.

Mediante este método, sobre un globo terrestre se traza un círculo alrededor de cada estación; cada círculo representa la distancia al epicentro para cada estación, y el punto donde los tres círculos se cruzan es el epicentro.

Fajas o cinturones sísmicos EXISTE UNA ESTRECHA CORRELACIÓN ENTRE LOS EPICENTROS Y LOS BORDES DE LAS PLACAS.

Los epicentros de los terremotos principales se encuentran a lo largo de la margen externa del Océano Pacífico, conocida como la Faja de Fuego Circumpacífica. Otra concentración importante de fuerte actividad sísmica lo constituye el Sistema montañoso de los Alpes y el Himalaya. Finalmente, otra faja continua se extiende a través de miles de kilómetros por todos los océanos del mundo, a lo largo del sistema de dorsales.

Los registros sísmicos revelan que los terremotos se originan a profundidades que oscilan entre 5 y casi 700 km. Los que lo hacen dentro de los primeros 70 km se llaman superficiales, entre 70 y 300 km, se consideran intermedios y de 300 a 700 km, se califican de profundos. Casi el 90% de todos los terremotos se produce a profundidades menores de 100 km.

Los terremotos generados a lo largo de las dorsales tienen un foco superficial y no son muy intensos. En cambio, en el Pacífico, la profundidad de los focos aumenta con la distancia desde la fosa, en una zona denominada de Wadati-Benioff.

En la figura superior se muestran las zonas donde se generan

los terremotos. En la inferior, sólo los terremotos profundos.

Intensidad y magnitud

LA INTENSIDAD DE LOS TERREMOTOS DEPENDE NO SÓLO DE SU FUERZA, SINO TAMBIÉN DE OTROS FACTORES, COMO LA DISTANCIA AL EPICENTRO, LA NATURALEZA DE LOS MATERIALES DE LA SUPERFICIE Y EL DISEÑO DE LOS EDIFICIOS.

La escala de intensidad de Mercalli permite evaluar el daño causado por un terremoto en una localidad específica.

Utilizando la escala de Richter se determina la magnitud, es decir la cantidad total de energía liberada por un terremoto,

midiendo la amplitud, o sea el desplazamiento máximo de la mayor onda sísmica registrada.

Para expresar la magnitud se utiliza una escala logarítmica, en la cual a un incremento de 10 en el registro de la onda sísmica le corresponde un aumento en 1 en la escala de magnitud.

Cada unidad de magnitud Richter equivale a un aumento aproximado de energía de 32 veces.

Destrucción causada Los factores más obvios que determinan la cantidad de destrucción que acompaña a un terremoto son su magnitud y su proximidad a una zona poblada.

Los daños estructurales atribuibles a las vibraciones de los terremotos dependen de varios factores, entre ellos:

1. LA AMPLITUD DE LAS ONDAS,

2. LA DURACIÓN DE LAS VIBRACIONES,

3. LA NATURALEZA DEL MATERIAL SOBRE EL CUAL REPOSAN LAS ESTRUCTURAS, Y

4. EL DISEÑO DE LAS ESTRUCTURAS.

Son efectos secundarios de los terremotos:

1. LOS TSUNAMIS O MAREMOTOS, QUE SON CONSECUENCIA CASI SIEMPRE DEL DESPLAZAMIENTO VERTICAL DEL SUELO OCÉANICO DURANTE UN TERREMOTO,

2. LOS DESPLAZAMIENTOS DE TIERRAS,

3. LA SUBSIDENCIA DEL TERRENO, Y

4. LOS INCENDIOS, CUANDO SE DESTRUYEN LAS LÍNEAS ELÉCTRICAS Y LAS TUBERÍAS DE GAS.

Predicción de los terremotos

En Japón, Estados Unidos, China y Rusia, países con elevado riesgo de terremotos, se realiza mucha investigación para predecirlos.

Todavía no se ha ideado un método fiable de predicción a corto plazo, pero la investigación se ha enfocado a:

1. EL LEVANTAMIENTO, SUBSIDENCIA Y DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS PRÓXIMAS A LAS FALLAS ACTIVAS,

2. EL COMPORTAMIENTO ANÓMALO DE LOS ANIMALES,

3. LOS CAMBIOS DE NIVEL DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS, Y

4. LOS CAMBIOS DE CONDUCTIVIDAD ELÉCTRICA DE LAS ROCAS.

Los pronósticos a largo plazo se basan en la premisa de que los terremotos son repetitivos y cíclicos. Los sismólogos estudian la historia de los terremotos para obtener patrones, de manera que pueda predecirse su aparición.

Los pronósticos a largo plazo son importantes porque proporcionan información útil para desarrollar el Uniform Building Code y ayudan a planificar el uso del terreno.

Papel de la Sismología

Gran parte de nuestro conocimiento sobre el interior de la

Tierra procede del estudio de las ondas sísmicas que penetran en su interior y aparecen en algunos puntos distantes.

EN GENERAL, LAS ONDAS SÍSMICAS VIAJAN MÁS APRISA EN LOS MATERIALES ELÁSTICOS SÓLIDOS Y MÁS DESPACIO EN LAS CAPAS MÁS DÉBILES.

Además, la energía sísmica se refleja y refracta en los límites que separan materiales diferentes desde el punto de vista mecánico y composicional.

MEDIANTE LA MEDICIÓN CUIDADOSA DE LAS VELOCIDADES DE DESPLAZAMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS, LOS SISMÓLOGOS HAN PODIDO DETERMINAR LAS PRINCIPALES DIVISIONES DEL INTERIOR DE LA TIERRA.

Capas que constituyen el interior

de la Tierra.(1) La corteza El interior de la Tierra está constituido por tres unidades: la corteza, el manto y el núcleo, separadas por discontinuidades mayores en las velocidades de las ondas sísmicas P y S.

Se distinguen dos tipos de corteza, la oceánica y la continental. La corteza oceánica es más delgada, del orden de 10 Km de espesor, y de naturaleza basáltica, la cual se está renovando continuamente, debido al proceso de tectónica de placas.

La corteza continental es más gruesa, en promedio de 36 Km, pero puede alcanzar profundidades del orden de 90 Km; es más heterogénea pues incluye todos los tipos de rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas y su composición promedio es granodiorítica. Su porcentaje ha ido en aumento en los últimos 4 Ga, sobre todo bajo la forma de fluidos diferenciados derivados del manto, de modo que una parte es muy antigua, otra lo es menos y otra es bastante reciente.

La corteza ocupa un 1% del volumen total de la Tierra.

Litosfera conteniendo a la corteza y manto superior

Capas que constituyen el interior

de la Tierra.(2) El manto Inmediatamente por debajo de la corteza y extendiéndose unos

3 000 Km se encuentra el manto, que comprende un 83% del volumen total de la Tierra, y se compone de peridotitas y eclogitas. El límite entre ambas capas es la Discontinuidad de Mohorovicic, en donde la velocidad de las ondas P aumenta abruptamente de 7 a 8 Km/s.

En el manto aparecen otras discontinuidades sísmicas:

La más superficial, entre 60 y 220 Km., es la capa de baja velocidad, en donde la velocidad de las ondas sísmicas disminuye, lo que se atribuye a una fusión parcial del manto de 1 a 10%, y en donde se supone se generan los magmas basálticos.

Otra discontinuidad aparece a alrededor de los 410 Km. y se piensa que resulta de la transformación del olivino a espinela.

Una tercera discontinuidad se halla a 660 Km. y se supone que se debe a un aumento en la coordinación, de 4 a 6, del Si de los silicatos.

Capas que constituyen el interior

de la Tierra.(3) El núcleo Por debajo de la discontinuidad de 660 Km., la velocidad de las ondas sísmicas aumenta de manera bastante uniforme hasta alcanzar el núcleo. El límite entre ambas capas es una profunda discontinuidad química, en la cual los silicatos del manto dan lugar a aleaciones densas ricas en Fe, con cantidades menores de Ni, S, Si, O, entre otros elementos.

EL NÚCLEO EXTERNO ES LÍQUIDO, DEBIDO A QUE DESAPARECEN POR COMPLETO LAS ONDAS S, MIENTRAS QUE EL NÚCLEO INTERNO SE CONSIDERA SÓLIDO, DEBIDO AL AUMENTO DE LA VELOCIDAD DE LAS ONDAS P, COMO CONSECUENCIA DEL INCREMENTO DE LA PRESIÓN.

La velocidad de las ondas P disminuye al entrar al núcleo externo y se refractan, dando lugar a una “zona de sombra” sísmica, en forma de anillo, en la cual las ondas P provenientes de los terremotos, no alcanzan la superficie de la Tierra del lado opuesto del cual se originaron.

La litosfera

La capa externa de la Tierra, que abarca el manto superior y la corteza, forma un caparazón relativamente rígido y frío,

conocido como litosfera.

Aunque esta capa consiste de materiales de composiciones químicas notablemente diferentes, tiende a actuar como una unidad que se comporta de manera similar frente a la deformación mecánica.

Con una media de 100 km de espesor, la litosfera puede medir 250 km o más debajo de los escudos, que son las porciones más antiguas de los continentes.

Dentro de las cuencas oceánicas, la litosfera oscila entre unos pocos kilómetros de grosor, a lo largo de las dorsales, hasta quizá 100 km en las regiones de las rocas de la corteza más antiguas y frías.

La astenosfera

Debajo de la litosfera, a una profundidad de unos 660 km, subyace una capa blanda relativamente débil localizada en el manto superior, que se conoce como astenosfera.

Los primeros 150 km de la astenosfera tienen un régimen de T-P en el cual se produce una cierta cantidad de fusión, quizá del 1 al 5%.

Esa zona se conoce como zona de baja velocidad, porque las ondas sísmicas muestran un notable descenso de la velocidad, y es en ella donde se cree se generan la mayoría de los magmas basálticos.

Dentro de esa zona, muy débil, la litosfera está despegada efectivamente de la astenosfera.

El hecho de que la litosfera sea capaz de moverse con independencia de la astenosfera ha servido de sustento a la teoría de la tectónica de placas.

Profundidades de las capas que

componen el interior de la Tierra

Flujo de calor en la corteza y

convección en el manto

La temperatura aumenta de manera gradual con la profundidad en el interior de la Tierra, debido a tres procesos fundamentales:

1. EL CALOR EMITIDO POR LA DESINTEGRACIÓN RADIACTIVA,

2. EL CALOR LIBERADO CUANDO EL Fe SOLIDIFICA EN EL NÚCLEO, Y

3. EL CALOR LIBERADO POR LAS PARTÍCULAS QUE COLISIONARON DURANTE LOS AÑOS DE FORMACIÓN DE NUESTRO PLANETA.

Se cree que el flujo convectivo del manto consiste en plumas o penachos ascendentes de rocas calientes y un flujo descendente de las láminas frías y densas de la litosfera.

ESTE FLUJO CONVECTIVO TÉRMICAMENTE GENERADO ES LA FUERZA PROPULSORA QUE IMPULSA LAS PLACAS LITOSFERICAS A TRAVÉS DEL GLOBO TERRÁQUEO.