Información sobre terremotos

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Análisis:

¿Cómo se propagan las ondas sísmicas? El siguiente gráfico ilustra esto visualmente. Tomemos como ejemplo el terremoto de Northridge en California. El 17 de enero de 1994, la magnitud fue de 6,8. Northridge, una comunidad en el Valle de San Fernando, no muy al norte de Los Ángeles, fue golpeada por un gran terremoto a las 4:31 a.m., hora local. el 17 de enero de 1994. impacto. Murieron unas 60 personas y los daños materiales se estimaron en 30.000 millones de dólares. Debido a que el terremoto ocurrió el día de Martin Luther King Jr., no había tanta gente en la carretera esa mañana como en un típico lunes por la mañana. Este hecho probablemente contribuyó al menor número de muertes. Los ingenieros quedaron encantados y sorprendidos por el impacto del terremoto. Después del terremoto de San Fernando de 1971 (no muy al norte del epicentro del terremoto), muchos de los puentes de las carreteras de la zona fueron reforzados. Ninguno de estos puentes reforzados colapsó. Sin embargo, varios puentes que se habían previsto reforzar colapsaron. Muchos edificios de acero se están rompiendo por las costuras.

Cuando se produce un terremoto, las ondas sísmicas viajan por el interior y la superficie de la Tierra. Acelera el tiempo y podrás ver cómo sucede todo. La imagen de la derecha muestra cómo las ondas superficiales se propagan hacia afuera desde donde ocurre un terremoto. El diagrama en corte muestra ondas corporales que se propagan por el interior de la Tierra y cambian cuando encuentran obstáculos internos. La barra amarilla en la superficie marca el rango de propagación de las ondas superficiales.

Este gráfico muestra sismogramas reales recopilados

de estaciones sísmicas de todo el mundo. Cuando cada fase sísmica (onda P, onda S, etc.)

llega a la superficie terrestre y a una determinada estación en el mapa de sección transversal, puedes

ver los cambios en la forma de onda sísmica. Las siguientes ondas P y S son ondas superficiales. Son las ondas sísmicas que causan los principales daños en los terremotos. Hay dos tipos de ondas superficiales: una es la onda de Love, en la que las partículas materiales se mueven horizontalmente hacia adelante y hacia atrás en una dirección perpendicular a la dirección de propagación de la onda; la otra es la onda de Rayleigh, en la que las partículas materiales se mueven en la misma dirección que la onda de Love; Dirección de propagación de las ondas. Realiza movimientos verticales hacia adelante y hacia atrás. Los sismólogos utilizan los tiempos de llegada de estas ondas sísmicas para determinar la estructura interna de la Tierra.

Ocurrencia y tipos de terremotos

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Los terremotos se dividen en dos categorías: terremotos naturales y terremotos artificiales. Los terremotos naturales son principalmente terremotos tectónicos. Son causados ​​​​por la ruptura y dislocación de rocas en las profundidades del subsuelo, que liberan bruscamente la energía acumulada durante un largo período de tiempo y se propagan en todas direcciones en forma de ondas sísmicas, provocando sacudidas y sacudidas del suelo. el suelo. Los terremotos tectónicos representan más del 90% del número total de terremotos. Seguidos de los terremotos causados ​​por erupciones volcánicas, llamados terremotos volcánicos, representan aproximadamente el 7% del número total de terremotos. Además, los terremotos también pueden ocurrir en determinadas circunstancias especiales, como el colapso de una cueva (terremotos de colapso), grandes meteoritos que impactan contra el suelo (terremotos de impacto de meteoritos), etc.

Los terremotos artificiales son terremotos provocados por actividades humanas. Por ejemplo, las vibraciones causadas por explosiones industriales y explosiones nucleares subterráneas; la inyección de agua a alta presión en pozos profundos y el almacenamiento de agua en grandes embalses aumentan la presión sobre la corteza terrestre y, en ocasiones, provocan terremotos.

El lugar donde se originan las ondas sísmicas se denomina fuente del terremoto. La proyección vertical de la fuente del terremoto sobre el suelo se llama epicentro. La profundidad desde el epicentro hasta la fuente se llama profundidad focal. Por lo general, los terremotos con una profundidad focal inferior a 70 kilómetros se denominan terremotos superficiales, los terremotos con una profundidad de 70 a 300 kilómetros se denominan terremotos intermedios y los terremotos con una profundidad superior a 300 kilómetros se denominan terremotos profundos. Los terremotos destructivos son generalmente terremotos superficiales. Por ejemplo, la profundidad focal del terremoto de Tangshan de 1976 fue de 12 kilómetros.

Zona sísmica

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Los terremotos se distribuyen principalmente en el Cinturón de la Cuenca del Pacífico, el Cinturón Albis-Himalaya, la Dorsal del Atlántico Medio y la Dorsal del Océano Medio de la India. En términos generales, los terremotos ocurren principalmente en zonas de actividad tectónica, como dorsales oceánicas y valles de rift, trincheras, fallas transformantes y márgenes de placas antiguas dentro de los continentes.

Foco: Es el lugar dentro de la tierra donde se produce un terremoto.

Profundidad focal: La distancia desde la fuente del terremoto verticalmente hacia arriba hasta la superficie es la profundidad focal. Llamamos terremotos a los que ocurren dentro de 60 kilómetros como terremotos superficiales; a los de 60 a 300 kilómetros como terremotos intermedios y a más de 300 kilómetros como terremotos profundos; El terremoto más profundo registrado hasta el momento alcanza los 720 kilómetros.

Epicentro: El terreno directamente encima de la fuente del terremoto se llama epicentro. El epicentro y sus alrededores se denominan área del epicentro, también conocida como área del epicentro. La distancia desde el epicentro a cualquier punto del suelo se llama distancia epicentral (denominada distancia epicentral). Aquellos con distancias de epicentro dentro de los 100 kilómetros se denominan terremotos locales; aquellos con distancias de epicentro dentro de 1.000 kilómetros se denominan terremotos cercanos; aquellos con distancias de epicentro superiores a 1.000 kilómetros se denominan telesismos.

Ondas sísmicas: Durante un terremoto, las ondas elásticas que aparecen en el interior de la tierra se denominan ondas sísmicas. Es como tirar una piedra al agua y las olas se extenderán en todas direcciones.

Las ondas sísmicas incluyen principalmente ondas longitudinales y ondas transversales. Las ondas cuya dirección de vibración es consistente con la dirección de propagación son ondas longitudinales (ondas P). Las ondas longitudinales del subsuelo hacen que el suelo vibre hacia arriba y hacia abajo. Las ondas cuya dirección de vibración es perpendicular a la dirección de propagación son ondas transversales (ondas S). Las ondas transversales provenientes del subsuelo pueden provocar sacudidas horizontales del suelo. Las ondas de corte son la principal causa de daños a los edificios durante los terremotos.

Dado que las ondas longitudinales se propagan más rápido dentro de la Tierra que las ondas transversales, durante un terremoto, las ondas longitudinales siempre llegan primero a la superficie, mientras que las ondas transversales siempre se quedan atrás. De esta manera, cuando ocurre un gran terremoto cercano a la Tierra, las personas generalmente sienten primero los golpes hacia arriba y hacia abajo, y luego sienten fuertes sacudidas horizontales después de unos pocos a más de diez segundos. Esto es muy importante, porque las ondas longitudinales nos avisan, diciéndonos que pronto llegarán ondas transversales que causan daños a los edificios y que debemos tomar precauciones rápidamente.

Durante el terremoto de Tangshan de 1976, un cuadro que vivía en un edificio se despertó repentinamente por el terremoto. Como este cuadro generalmente tenía algún conocimiento sobre los terremotos, cuando sintió las sacudidas, rápidamente se metió debajo de la mesa. Cinco o seis segundos después, el techo se derrumbó. Hasta el mediodía, después de ser rescatado, sintió profundamente que si no se hubiera escondido con decisión debajo de la mesa, habría muerto hace mucho tiempo. Dijo que el conocimiento de los terremotos le salvó la vida.

Uno de los grandes logros de la sismología es la comprensión completa del mecanismo por el cual se excitan las ondas sísmicas. A finales del siglo pasado, un sismólogo comentó sobre el terremoto y escribió: "La causa del terremoto aún está oculta en la bruma, y ​​puede ser un misterio eterno, porque los lugares donde ocurren estas fuertes vibraciones están por debajo del rango de observación humana distante." Muchos de sus contemporáneos creían que el vulcanismo era la causa principal de los terremotos, mientras que otros favorecían que los terremotos se originaran a partir de las enormes diferencias de gravedad causadas por las altas montañas.

Después del establecimiento de la red sísmica a principios del siglo XX, se completó el monitoreo global de la actividad sísmica y se descubrió que muchos terremotos importantes ocurrieron lejos de volcanes y montañas. Cada vez más geólogos hacen de la investigación de campo de terremotos destructivos su misión. A menudo les sorprende la magnitud de las fallas del terreno, que pueden identificarse deformando el terreno a lo largo de sistemas lineales. A finales del siglo pasado, quedó claro para los científicos que los terremotos en general están estrechamente relacionados con procesos tectónicos que provocan una deformación generalizada de la superficie de la Tierra, creando montañas, valles de rift, crestas oceánicas y trincheras. Los geólogos especulan que la dislocación rápida y a gran escala de las rocas superficiales es la causa de los fuertes terremotos. Sus inferencias rápidamente se convirtieron en declaraciones seguras y se han descubierto los mecanismos por los cuales ocurren la mayoría de los terremotos.

Hoy en día se cree que casi todos los terremotos naturales de poca profundidad tienen la misma causa. La deformación a gran escala de la capa exterior de la Tierra causada por fuerzas tectónicas plutónicas es la causa fundamental de los terremotos. El deslizamiento repentino a lo largo de fallas geológicas es la causa directa de la radiación de energía de ondas sísmicas.

4.1 Fallas geológicas

En el laboratorio, la presión sobre las rocas puede hacer que estas se "agrietan" y se "destruyan" de diferentes maneras. En algunas rupturas repentinas, la fractura corta la roca, las rocas de ambos lados se deslizan entre sí y múltiples grietas rompen la roca en pedazos. Si los pedazos de roca rotos se pueden volver a unir, este tipo de falla se llama falla frágil. En otro tipo de falla de roca, los dos lados de la muestra no se deslizan repentinamente, sino que se muelen lentamente y permanecen unidos a lo largo de una sección inclinada. La falla de esta roca no puede liberar la energía elástica almacenada tan rápidamente como la falla frágil.

En la naturaleza, las superficies de ruptura a gran escala se denominan fallas geológicas. Los dos lados de una falla pueden deslizarse uno sobre el otro de forma gradual e imperceptible, como se ha visto en el laboratorio, o pueden romperse repentinamente, liberando energía en forma de terremotos. En el último caso, los dos lados de la falla se desplazan en direcciones opuestas, de modo que las rocas que alguna vez recubrieron la falla quedan desplazadas. Muchas de las fracturas son muy largas y algunas se pueden rastrear hasta miles de metros en la superficie.

La fractura presenta diversas características***. Pueden ser superficies de grietas claras con sólo pequeñas dislocaciones visibles (Figura 4.1), o pueden ser zonas de fractura extendidas en la roca, de decenas o cientos de metros de ancho, que se encuentran a lo largo de la zona de fractura. El resultado de movimientos repetidos de vez en cuando. Una vez que se forma una falla, a menudo se convierte en un lugar donde se produce un desplazamiento continuo bajo la acción de una tensión sostenida. Esto puede ser confirmado por el material arcilloso de roca fragmentada cerca de la sección de la falla. La mayoría de los macizos rocosos en la sección de la falla contienen abundantes fracturas causadas. por desplazamiento de rocas. La roca en la zona de la falla puede triturarse y cortarse muy finamente durante varios terremotos, convirtiéndola en un material arcilloso plástico llamado hendidura de falla. Este material es tan débil que la energía elástica no se puede almacenar como ocurre en las rocas elásticas más profundas y quebradizas.

Alguna vez las fallas se clasificaban según su geometría y direcciones de deslizamiento relativas. Como se muestra en la Figura 4.2, el posicionamiento de una falla en coordenadas tridimensionales viene dado por dos ángulos: El primero es la inclinación de la falla, es decir, el ángulo que se forma entre la sección y el plano horizontal. El segundo es la dirección de la falla, es decir, el ángulo de la línea de falla expuesta en la superficie con respecto a la dirección norte.

Figura 4.1 Una falla normal pequeña y clara que atraviesa la formación rocosa cerca de Kanab, Utah

Figura 4.2 Tipos de fallas geológicas

Fallas oblicuas (Fig. ( derecha) tienen las características tanto de movimiento horizontal (falla de deslizamiento) como de movimiento vertical (falla normal y falla inversa).

Las fallas se pueden clasificar según las direcciones de su movimiento a lo largo del buzamiento y a lo largo del rumbo. Las fallas de rumbo, a veces llamadas fallas transversales, pueden causar que dos lados de una falla se deslicen horizontalmente entre sí. La roca se mueve relativamente paralela al rumbo. Si nos paramos en un lado de esta falla y vemos el movimiento en el otro lado de izquierda a derecha, este movimiento de falla se llama deslizamiento lateral derecho. Asimismo, se pueden identificar fallas de rumbo lateral izquierdo.

El movimiento de una falla puede ocurrir íntegramente a lo largo del buzamiento, lo que se denomina falla de buzamiento-deslizamiento. En este momento, un lado de la falla se mueve hacia arriba y hacia abajo en relación con el otro lado, y el movimiento de la falla es básicamente paralelo a la tendencia de la falla. La roca se disloca verticalmente, a veces formando una pared de roca pequeña y visible, que se llama. acantilado de falla. Este tipo de falla se puede dividir en dos subcategorías: una es una falla normal, en la que la roca sobre la sección inclinada se mueve hacia abajo en relación con la roca debajo de la falla en una falla de deslizamiento; por el contrario, una falla inversa significa la roca de arriba; la sección inclinada se mueve hacia arriba. Una falla de cabalgamiento es una falla inversa con un ángulo de buzamiento muy pequeño. Las fallas rara vez son puramente de deslizamiento o de inmersión; por lo general, tienen componentes de movimiento horizontales y verticales. Este tipo de fractura se llama fractura oblicua. Algunas superficies de fractura no lograron penetrar el suelo suprayacente desde el lecho de roca porque el suelo cercano a la superficie absorbió el deslizamiento diferencial. En este momento, la falla sólo se puede detectar cavando trincheras o cortando acantilados ocultos.

4.2 Terremotos de otras fuentes

La mayoría de los terremotos destructivos, como el terremoto de San Francisco de 1906, el terremoto de Armenia de 1988 y el terremoto de California Landers de 1992, son causados ​​por Ocurre por la repentina ruptura de roca de falla. Aunque los terremotos suelen denominarse terremotos tectónicos, los fuertes temblores del suelo también pueden deberse a muchas otras causas.

El segundo tipo de terremotos más conocido son los que se producen con erupciones volcánicas. Mucha gente, como los primeros filósofos griegos, imaginaba que los terremotos estaban asociados con la actividad volcánica. De hecho, en muchas partes del mundo los terremotos ocurren de manera impresionante junto con los volcanes. Ahora sabemos que, aunque las erupciones volcánicas y los terremotos son el resultado de fuerzas tectónicas en las rocas, no necesariamente ocurren al mismo tiempo. Hoy en día llamamos terremotos volcánicos a los terremotos que se producen asociados a la actividad volcánica.

En los grandes terremotos volcánicos, el mecanismo focal determinado a partir de las ondas sísmicas puede ser el mismo que en los terremotos tectónicos. Cerca de un volcán en erupción, la energía de deformación elástica se acumula en la roca a medida que la roca se deforma debido a la acumulación y el movimiento del magma. Estas tensiones provocan rupturas de fallas como terremotos tectónicos, pero no están directamente relacionadas con los volcanes. Sin embargo, debido al rápido movimiento del magma en erupción en los canales volcánicos subterráneos y a la estimulación del vapor y el gas sobrecalentados, las rocas circundantes pueden temblar, lo que se denomina temblor volcánico.

Otro tipo de terremoto se produce cuando una cueva subterránea o una mina se derrumba, provocando un pequeño terremoto de "colapso". Este fenómeno es una variante de lo que comúnmente se conoce como explosión de mina. Cuando ocurre una explosión de mina, la tensión inducida en el sitio minero hace que una gran cantidad de roca explote y salga volando del frente de la mina, generando ondas sísmicas.

Un espectacular deslizamiento de tierra a lo largo del río Mantaro en Perú el 23 de abril de 1974 provocó ondas sísmicas equivalentes a un terremoto de magnitud 4,5.

Alrededor de 1,6 kilómetros cúbicos de roca se deslizaron a lo largo de 7 kilómetros, matando a unas 450 personas. Este deslizamiento de tierra no fue provocado por un terremoto tectónico adyacente sino por la inestabilidad de la montaña. Parte de la energía potencial gravitacional se convierte en ondas sísmicas durante el rápido movimiento descendente del suelo y las rocas, y es claramente registrada por estaciones sísmicas a cientos de kilómetros de distancia. Un sismómetro a 80 kilómetros de distancia registró un terremoto de 3 minutos de duración. La duración de este temblor es coherente con la velocidad y la magnitud del deslizamiento del terreno, que se produjo a aproximadamente 140 kilómetros por hora en un radio de 7 kilómetros del deslizamiento observado.

Dado que los terremotos suelen provocar deslizamientos de tierra, a veces a gran escala, es difícil separar causa y efecto. El deslizamiento de tierra más grande de la historia moderna pudo haber ocurrido en Uso, en las montañas Pamir de Rusia, en 1911. Galitzin, un pionero de la sismología moderna, registró las ondas sísmicas provocadas por el deslizamiento de tierra de Uso en su sismómetro cerca de San Petersburgo, por lo que las ondas sísmicas emitidas por el deslizamiento de tierra viajaron 3.000 kilómetros. Inicialmente pensó que había registrado un terremoto tectónico normal. No fue hasta 1915 que envió un equipo de investigación para estudiar el deslizamiento de tierra de Uso y descubrió que el deslizamiento de tierra arrasó 2,5 kilómetros cúbicos de roca.

Figura 4.3 ¡Nuevo! El Monte Cook de Zelanda después del colapso de 14 millones de metros cúbicos de roca, hielo y nieve el 15 de diciembre de 1991

Escenario (a) y el sismograma de avalancha del Monte Cook registrado a 75 kilómetros de distancia, equivalente a un terremoto de magnitud 3,9 (b )

Es poco común que un meteorito de gran tamaño choque con la atmósfera o la superficie de la Tierra y provoque un terremoto de colisión. Un ejemplo milagroso es que el meteorito Tunguska entró en la atmósfera terrestre en una zona remota de Siberia el 30 de junio de 1908. Bajo el estrés y el calor provocados por la rápida desaceleración de la atmósfera, el meteorito explotó a una altura de menos de 10 kilómetros sobre la superficie de la tierra se arrasaron grandes extensiones de bosque. Muchas estaciones sísmicas en Rusia y Europa, algunas a hasta 5.000 kilómetros de distancia, registraron ondas sísmicas. Al principio la gente pensó que se trataba de un gran terremoto tectónico.

Existen algunos registros de terremotos inducidos por inyección de fluido en pozos profundos o embalses en grandes yacimientos, aunque todavía se cree que el mecanismo es la liberación de energía de deformación por ruptura de falla. Estos ejemplos plantean la pregunta: ¿Hasta qué punto el agua de un pozo o embalse puede inducir terremotos que de otro modo ocurrirían muchos años después?

Un caso bien documentado es el evento del lago Mead, que ocurrió en la presa Hoover. en el río Colorado después de que se llenara el embalse en 1935. No había ningún registro histórico de actividad sísmica en el área antes de que se formara el lago, pero con frecuencia ocurrieron pequeños terremotos después de que se incautó el agua. Cuando el embalse se llenó de agua, se estableció una estación sísmica local y los registros mostraron que había una estrecha correspondencia entre el número de terremotos y los cambios en el almacenamiento de agua del embalse.

Este efecto es más evidente en grandes embalses con profundidades de agua superiores a los 100 metros y un volumen de 1 kilómetro cúbico. Sin embargo, la mayoría de estos grandes embalses están libres de terremotos, y sólo cinco de los 26 embalses más grandes del mundo experimentaron terremotos indudablemente inducidos, incluida la presa de Kariba en Zambia y la presa alta de Asuán en Egipto. La explicación más razonable puede ser que las proximidades del pozo o yacimiento hayan sido presionadas por fuerzas tectónicas de modo que la fractura esté casi lista para deslizarse. La presión del agua aumenta, aumentando así la tensión en la roca y provocando que el agua se deslice; También debilita la roca, reduce la resistencia de la roca.

Finalmente, los humanos explotan explosivos químicos y dispositivos nucleares provocando terremotos explosivos. En una explosión cerca de la superficie, las ondas sísmicas generadas en el área rota se propagan en todas direcciones. Cuando la onda P inicial llega al suelo, el suelo se hinchará hacia afuera. Si la energía es lo suficientemente grande, la roca y el suelo serán arrojados. , como en una cantera.

Por supuesto, los humanos y los animales a veces provocan terremotos, aunque normalmente muy pequeños, como golpes mecánicos en el suelo.

4.3 Lenta acumulación de energía elástica

Analicemos más a fondo las causas de los terremotos tectónicos. Las fuerzas profundas de la tierra hacen que las rocas en las áreas de actividad sísmica se deformen, y la deformación aumenta gradualmente con el tiempo. Esta deformación es en gran medida elástica, al menos durante milenios aproximadamente. La llamada deformación elástica se refiere al cambio de volumen y forma de las rocas cuando se aplica una fuerza, y cuando se elimina la fuerza, vuelven a su forma original, como una pelota de goma apretada. Este movimiento elástico de la roca puede detectarse mediante sofisticadas mediciones geodésicas sistemáticas para distinguir entre deformaciones elásticas e inelásticas (es decir, irreversibles).

Para lograr este propósito, existen tres métodos geodésicos principales. Dos formas de determinar el tamaño del movimiento horizontal. El primer tipo utiliza un pequeño telescopio para medir los ángulos entre las marcas en el suelo. Este proceso se llama triangulación.

El segundo tipo se llama trilateración y mide la distancia entre las marcas del suelo. En las técnicas modernas de trilateración, la luz (a veces un rayo láser) se refleja desde un espejo en un punto estratégico a cierta distancia, y se utiliza un telémetro fotoeléctrico para medir el tiempo que tarda la luz en viajar hacia adelante y hacia atrás en ambas direcciones ( Figura 4.4). En trayectos largos, la velocidad de la luz varía según las condiciones atmosféricas. Por lo tanto, en las mediciones de precisión, se vuela un avión o un helicóptero a lo largo de la línea de visión y se miden la temperatura y la presión del aire para poder hacer correcciones. Estas medidas tienen una precisión de aproximadamente 1,0 centímetros a una distancia de 20 kilómetros.

Figura 4.4 El rayo láser utilizado para levantamientos geodésicos en Parkfield, California, apuntado a un espejo distante

El tercer tipo de medición consiste en determinar la dirección vertical estableciendo líneas de nivelación en la campo Tamaño del movimiento. Este tipo de nivelación simplemente determina la elevación de los puntos de referencia colocados en varios lugares del terreno. Las mediciones repetidas revelan cambios entre mediciones. La red nacional de encuestas debe establecer pilas de encuestas de referencia nacional en lugares fijos del terreno. Cuando sea posible, los niveles se extenderán hasta el borde del continente para que el nivel medio del mar pueda usarse como punto de referencia para determinar los cambios absolutos en la elevación de la tierra. En los últimos años, los satélites síncronos también se han utilizado como puntos de referencia conocidos, utilizando puntos fijos en la superficie terrestre para transmitir ondas de radio a los satélites para medir el tiempo de viaje.

Diferentes métodos de medición muestran que en áreas sísmicamente activas como California y Japón, tanto los movimientos del suelo horizontales como verticales alcanzan magnitudes observables. También muestran que áreas estables de los continentes, como los antiguos bloques de Canadá y Australia, han cambiado poco, al menos en el pasado reciente. Quizás los resultados más importantes de las mediciones de deformación regional relacionadas con los terremotos provengan de California. Allí comenzaron a tomar medidas ya en 1850 y regularmente después del terremoto de San Francisco de 1906. Sus resultados juegan un papel clave en las teorías modernas sobre la ocurrencia de terremotos. Las mediciones a lo largo del sistema de fallas de San Andrés se han mejorado aún más durante la última década con miras a la predicción de terremotos. Los topógrafos utilizaron telémetros fotoeléctricos ópticos y de rayos láser para medir la distancia entre los puntos de referencia en las cimas de las montañas a ambos lados de la ruptura de San Andreas. Los cambios de tendencia en la deformación son particularmente claros, con mediciones que indican deformación lateral derecha de las fallas y pocos cambios en la longitud de las líneas que no cruzan la zona de falla principal.

4.4 Principio del rebote elástico

En los descubrimientos científicos, a menudo no es la primera descripción de un evento o la primera propuesta de una hipótesis lo que se recuerda, sino los eventos que convencieron al científico. comunidad. Un evento en el que realmente se descubrió algo nuevo. Los principios físicos ahora ampliamente aceptados de los mecanismos de ruptura en los terremotos se establecieron mediante estudios convincentes del terremoto de San Andrés de 1906. Antes de 1906 se realizaron dos series de estudios de triangulación en el área cortada por la falla de San Andrés, uno en 1851-1865 y el otro en 1874-1892. El ingeniero estadounidense Reid notó que el punto opuesto a la falla se movió 3,2 metros en los 50 años transcurridos hasta 1906, con el lado oeste moviéndose en dirección norte-noreste. Cuando se compararon estas mediciones con un tercer conjunto de datos medidos después del terremoto, se encontró que se produjo una importante cizalladura horizontal paralela a la ruptura de la falla de San Andrés, tanto antes como después del terremoto (ver Figura 8.4 en el Capítulo 8).

Desde el trabajo de Reed, la comunidad sismológica ha creído en general que los terremotos naturales son causados ​​por un deslizamiento repentino de la parte superior de la Tierra a lo largo de una falla geológica. Este deslizamiento se propaga a lo largo de la superficie de la fractura y la velocidad a la que se propaga esta ruptura por deslizamiento es menor que la velocidad de la onda sísmica de corte en la roca circundante. La tensión elástica almacenada puede hacer que las rocas a ambos lados de la fractura reboten hasta una posición aproximadamente sin tensión. Así, al menos en la mayoría de los casos, cuanto más larga y ancha sea la región deformada, más energía se liberará y mayor será la magnitud del terremoto tectónico. La Figura 4.5 muestra la relación entre el momento sísmico y la longitud de la falla.

Figura 4.5 La relación entre el momento sísmico de un gran terremoto intraplaca y la longitud de la zona de ruptura de la falla.

Como se muestra en la Figura 4.6, se representan las fuerzas que causaron el terremoto de 1906. en el diagrama. Piense en esta ilustración como una vista aérea de una hilera de vallas que atraviesan verticalmente San Andreas. La valla corta verticalmente la falla y se extiende muchos metros a cada lado. Las fuerzas tectónicas, representadas por flechas vacías, actúan para tensar las rocas elásticas. A medida que trabajan lentamente, la línea (la cerca) se dobla, desplazándose del lado izquierdo en relación con el derecho. Esta tensión no puede continuar indefinidamente y, tarde o temprano, las rocas débiles o las que se encuentran en el punto de máxima tensión fallarán. A esta ruptura le seguirá un rebote, o rebote en ambos lados de la ruptura. De esta manera, D en las rocas a ambos lados de la fractura en la Figura 4.6 vuelve a D1 y D2. La Figura 4.7 muestra la dislocación de la valla a través de la falla después de que ésta se rompió en el terremoto de 1906.

Figura 4.6 El resultado del rebote elástico de la valla a través de la falla

(a) La valla a través de la falla se dobla bajo la acción de la fuerza tectónica, y los puntos A y B se mueven hacia Muévete en la dirección opuesta;

(b) Se produce una ruptura en el punto D, y la roca tensa en ambos lados de la ruptura regresa a D1 y D2

Figura 4.7 Cruz San Andrés en la zona costera La valla rota se movió 2,6 metros durante el terremoto de San Francisco de 1906

La tierra a lo lejos se movió hacia la derecha

Desde el terremoto de 1906, el rebote elástico ha sido confirmado como una causa tectónica directa de los terremotos. Al igual que cuanto más apretado está el mecanismo de relojería, mayor es la tensión elástica de la roca, mayor es la energía almacenada. Cuando la fractura se rompe, la energía elástica almacenada se libera rápidamente, convirtiéndose en parte en calor y en parte en ondas elásticas. terremoto.

Las deformaciones verticales en las rocas también son habituales. En este caso, el rebote elástico ocurre a lo largo de la sección inclinada, causando que el nivel del suelo colapse verticalmente y formando un escarpe de falla. Los escarpes de falla causados ​​por grandes terremotos pueden alcanzar varios metros de altura y, a veces, extenderse por decenas o cientos de kilómetros a lo largo de la dirección de la falla.

Experimentos en laboratorios de mecánica de rocas han iluminado cómo cambian las deformaciones en las rocas de la Tierra en las primeras etapas de los terremotos. En estos experimentos, se comprimen muestras de rocas saturadas de agua en un medio fluido a altas temperaturas. Estos estudios indican que la corteza se deforma lentamente bajo la acción de fuerzas tectónicas locales, provocando una concentración de microfracturas en la roca adyacente a las fallas tectónicas. El agua se esparce lentamente y llena las grietas y poros de la roca. El volumen de la zona altamente deformada a lo largo de la fractura aumenta debido al desarrollo de microfisuras, y este proceso de expansión debilita aún más la zona de fractura. Al mismo tiempo, el agua en las grietas reduce la fuerza de unión de la roca y reduce la fricción a través del plano de falla subyacente, permitiendo que la roca se afloje y eventualmente se deslice a lo largo de un plano de fractura importante. Las fracturas deformadas de esta manera producen un rebote elástico y propagan la expansión.

Las sacudidas previas y posteriores de los terremotos también se pueden entender estudiando el proceso de desarrollo de grietas cerca del deslizamiento principal. Los sismos previos son el resultado de la tensión a lo largo de la fractura y de fracturas microscópicas en el material roto en un momento en que la fractura principal no se ha desarrollado porque las condiciones físicas aún no están maduras. El deslizamiento limitado en el antebrazo cambia ligeramente el patrón de fuerza. El movimiento del agua y la distribución de las microfisuras provocaron finalmente que se iniciara una ruptura mayor, provocando un choque principal. El lanzamiento y la fuerte sacudida de los bloques de roca a lo largo de la ruptura principal y el calentamiento local causaron que las condiciones físicas a lo largo de la ruptura fueran muy diferentes a las anteriores al terremoto principal. Como resultado, se producen pequeñas fracturas adicionales que provocan réplicas. Posteriormente, la energía de tensión en la región disminuye gradualmente, como un reloj apagado, y puede volver a estabilizarse después de muchos meses.

4.5 El mayor terremoto en Estados Unidos en 40 años

Imaginamos que debido a que un fuerte terremoto alivia la tensión sobre una falla, la calma llegará una vez que las réplicas terminen en un área. Pero las fallas importantes a menudo son sólo una parte de una compleja red de fallas que amenazan un área. La liberación catastrófica de energía de deformación en una fractura puede aumentar la tensión en las fracturas adyacentes. Los terremotos más grandes que han azotado los Estados Unidos continentales en los últimos años ilustran cuán impredecible puede ser un terremoto importante en la sismicidad y los peligros sísmicos de una región.

A las 4:58 a.m. del domingo 28 de junio de 1992, un fuerte terremoto sacudió la ciudad de Landers en el remoto desierto de Mojave en California (ver Figura 4.10). La magnitud de la onda superficial de su sismo principal fue 7,5. Posteriormente se descubrió que el gran tronco del rebote elástico se rompió y fue precisamente por su dislocación que provocó un fuerte temblor en el sur de California, que se sintió hasta en Denver, Colorado.

El epicentro se localizó entre la localidad de Landers y el valle de Yucca, a unos 30 kilómetros al noreste de la zona de la falla de San Andrés. El asentamiento escasamente poblado sufrió temblores de alta intensidad. Gobrogge describió los daños sufridos en la pared de su pista de bolos en Yucca Valley: "Fue horrible, fue horrible, simplemente no se calmaba, seguía balanceándose y nunca se detenía". Este terremoto, oficialmente conocido como Terremoto de Landers , ocurrió en la misma zona que el tan citado terremoto de Kern de 1952. Sin embargo, por estar situado en el desierto, sólo una persona murió y otras cinco resultaron gravemente heridas. El terremoto destruyó más de 77 viviendas y dañó 4.300 hogares, con daños materiales estimados en aproximadamente 50 millones de dólares.

En los días siguientes, cientos de sismólogos y geólogos vinieron a recopilar datos y presenciaron pruebas claras de ruptura.

La espectacular dislocación de la superficie que se mueve hacia la derecha forma una serie de fallas de deslizamiento, dispuestas en forma de "gansos voladores". Cada falla está adyacente a la otra falla en el frente y se encuentra en el lado derecho o izquierdo del frente, como una serie. de pasos. Esta serie de fallas está conectada a la falla principal y está representada en el mapa geológico de California, pero debido a que están separadas por 10 kilómetros en sus extremos, alguna vez se consideraron fallas separadas. Como segmento continuo de fallas profundas, se cree que las fallas individuales se deslizaron hace 12.000 años, pero no han estado activas desde entonces. Por lo tanto, no se espera que se produzca un terremoto de magnitud 7,5 que cubra los 80 kilómetros de fallas.

El deslizamiento de la superficie medido a lo largo de la falla alcanza los 2 metros cerca de Landers, como se muestra en las Figuras 4.8 y 4.9, y el desplazamiento es de aproximadamente 5,5 metros a lo largo de la parte noroeste de la ruptura. También hay increíbles acantilados sísmicos de 1 metro de altura que aparecen en algunas secciones a lo largo de la curva de la falla principal.

Figura 4.8 Un par de imágenes de satélite de un área de 256 kilómetros de ancho a lo largo de la falla de Emerson en el desierto de Mojave

Esta falla es una falla que se interrumpió durante el terremoto de Landers. Una de las tiras se rompe. La imagen de la izquierda fue tomada el 27 de julio de 1991, 11 meses antes del terremoto; la imagen de la derecha fue tomada apenas 27 días después del terremoto. Las grietas en el suelo causadas por la ruptura durante el terremoto

son claramente visibles y se extienden desde la esquina superior izquierda hasta la esquina inferior derecha. El desplazamiento a través de la falla en este lugar es de aproximadamente 4 metros

Figura 4.9 Sección reciente del escarpe de la falla de Emerson que muestra un deslizamiento (llamado rasguño) después del terremoto de Landers de 1992

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Al terremoto de Randers le siguió una reacción sísmica en cadena de lo más inusual. El sismo principal fue seguido por una serie de réplicas a lo largo de la falla deslizante (Figura 4.10). Como regla general, a los grandes terremotos poco profundos les sigue un aumento repentino y dramático de la sismicidad en un área más grande en los días siguientes. Tres horas después del terremoto principal, se produjo otro fuerte terremoto (MS=6,5) cerca de Big Bear Lake y el suelo volvió a temblar. Este terremoto fue causado por el deslizamiento de otra falla a unos 45 kilómetros al oeste del origen de la primera falla. Se aplicaron simulaciones computacionales para examinar los cambios de tensión en el sistema de fallas regional. Los resultados mostraron que el deslizamiento de la falla del terremoto de Landers provocó un aumento de la tensión en algunas partes de la falla y, como resultado, se produjo el terremoto de Big Bear Lake. Los cálculos también muestran que el terremoto de Landers puede haber aumentado la tensión en la falla de San Andrés del Sur, fortaleciendo la tendencia de corte de deslizamiento, al tiempo que redujo la presión alrededor de San Andrés contra los alrededores. Esta fuerza es invisible y continua. La concentración de estos efectos puede aumentar la probabilidad de que se produzcan grandes terremotos en esta zona en el futuro.

Figura 4.10 Mapa de distribución de réplicas y fallas dentro de los 25 días posteriores al terremoto de Landers en el sur de California

El sismo principal está representado por un asterisco y el cambio de color indica que la región terremotos causados ​​por cambios de tensión de 1979 a 1992,

La tensión aumenta al este del paso del Cajón de la falla de San Andrés y disminuye al oeste de él

Dentro de las 24 horas inmediatamente posteriores al sismo principal de Landers, En la red regional en un radio de 600 kilómetros del epicentro se detectaron 11 sismos con magnitudes superiores a 3,4. Según la probabilidad normal de terremotos en California y Nevada, la probabilidad de que dos eventos tan importantes ocurran consecutivamente es sólo de una entre mil millones. ¡Estos terremotos simultáneos rara vez ocurren en la historia geológica! Por lo tanto, especulamos que la sismicidad fue causada por el terremoto de Landers***, ya sea directamente agregando deformaciones elásticas en las rocas o por sus ondas sísmicas que atravesaron fracturas individuales y causaron tensiones variables sobre ellas** *.

Lo que resulta más difícil de entender es el aumento significativo de la frecuencia de pequeños terremotos a lo largo del lado este de Sierra Nevada, desde el sur del valle Owen hasta el norte hasta el cráter Long Valley, a 400 kilómetros de Landers. La cuenca de Mona, las montañas Lassen y el monte Shasta más septentrional en el norte de California, a 800 kilómetros de la ruptura principal en el norte, también experimentaron aumentos significativos en la actividad sísmica de fondo.

El terremoto de Landers activó muchos acelerómetros y registraron fuertes señales oscilantes. Las observaciones en muchos lugares alrededor de la fuente de ruptura indican que la ruptura del epicentro del terremoto de Landers pudo haber comenzado en el sur y propagarse hacia el norte. El movimiento del suelo en el extremo norte de la falla es mucho más fuerte que en el extremo sur de la falla. Los oyentes pueden experimentar el mismo efecto, como un aumento en la intensidad del sonido a medida que se acerca un altavoz. El término técnico es enfoque direccional, que describe la concentración de energía en una dirección causada por el movimiento de la fuente de onda. Debido a que la dirección de la ruptura varía, el movimiento puede ser mayor o menor que el promedio, por lo que la intensidad del movimiento del suelo depende de la dirección de la ruptura.

4.6 Momento del terremoto

La medida más útil del tamaño total de un terremoto se deriva de un modelo mecánico de deslizamiento repentino en la superficie de una falla debido a tensiones tectónicas. Esta medida, mencionada en el Capítulo 3, se llama momento sísmico. Fue propuesto por el sismólogo estadounidense Aki en 1966. Ahora es popular entre los sismólogos porque está directamente relacionado con la naturaleza física del proceso de ruptura de la falla. Puede utilizarse para inferir las características geológicas de zonas de fallas activas.

El concepto mecánico de momento se puede describir mediante un sencillo experimento. Coloque sus manos a cada lado de la pesada mesa cuadrada y empuje con una mano y tire con la otra en dirección horizontal. Cuanto más separadas estén las manos, más fácil será girar la mesa. En otras palabras, la fuerza necesaria para girar la mesa disminuye a medida que aumenta el efecto de palanca de los dos brazos. Estas dos fuerzas con la misma magnitud y direcciones opuestas se llaman pareja. La magnitud de este par se llama momento, y su magnitud se determina multiplicando el valor de una de las dos fuerzas por la distancia entre ellas.

Este concepto se puede extender al sistema de fuerzas que provocan deslizamientos en fallas geológicas. En este caso, tierra