Geología

introducción a la geología física :

Sismología

estudio de las ondas sísmicas, la sismología (seismos = sacudida; ology = estudio de), data de los intentos realizados por los chinos, hace casi 2.000 años, para determinar dirección desde la que se originaban dichas ondas. El sísmico utilizado por los chinos era una gran jarra hueca que probablemente contenía una masa suspendida desde la tapa (Figura TER05). Esta masa suspendida (similar al péndulo de un reloj) estaba conectada de alguna manera con las mandíbulas de varias figuras de dragones que rodeaban en círculo el envase. Las mandíbulas de cada dragón sostenían una bola de metal. Cuando las ondas de los terremotos alcanzaban el instrumento, el movimiento relativo entre la masa suspendida y la jarra desalojaría algunas de las bolas de metal que caeen las bocas abiertas de las ranas situadas justo debajo.

Probablemente, los chinos eran conscientes de que el primer gran movimiento del terreno producido por un terremoto es direccional y que, si es lo bastante intenso, todos los artículos sujetos débilmente se caerían en la misma dirección. Aparentemente, los chinos utilizaron este hecho junto con la posición de las bolas desalojadas, para detectar la dirección de procedencia de un terremoto. Sin embargo, el complejo movimiento de las ondas sísmicas

F¡gura TERREM-05 Antiguo sismógrafo chino. Durante un temblor de tierra, los dragones situados en la dirección de las vibraciones principales tiraban una bola en las bocas de las ranas de debajo.

hace improbable la determinación con cierta regularidad de la dirección real de propagación del terremoto. En principio al menos, los sismógrafos (seismos : sacudida; graph escribir) modernos. instrumentos que registran las ondas sísmicas, no son muy diferentes de los dispositivos utilizados por los chinos antiguos. Estos dispositivos tienen una masa suspendida libremente de un soporte que se fija al terreno (Figura TER06). Cuando la vibración de un terremoto lejano alcanza el instrumento, la inercia* (iners : perezoso) 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 terremotos causan movimiento vertical y horizontal del terreno; por consiguiente, se necesita más de un tipo de sismógrafo. El instrumento mostrado en la Figura TERREM-06. está diseñado para permitir la oscilación de la masa de un lado a otro y, de este modo, la detección del movimiento horizontal del terreno. Normalmente, se utilizan dos sismógrafos horizontales, uno orientado de norte a sur y otro de este a oeste. El movimiento vertical del terreno puede detectarse si la masa se suspende de un muelle, como se muesffa en la Figura TERREM-07,

* Inercia: de una manera sencilla, los objetos en reposo tienden a permanecer en reposo y los objetos en movimiento tienden a permanecer en movimiento á menos que actúe sobre ellos una fuerza externa. Experimentamos este fenómeno cuando intentamos frenar rápidamente el coche: el cuerpo continúa moviéndose hacia delante.

Figura TERREM-06 Principio de funcionamiento del sismógrafo. La inercia de la masa suspendida tiende a mantenerla inmóvil, mientras que el tambor de registro, que está anclado al lecho de roca, vibra en respuesta a las ondas sísmicas. Por tanto, la masa estacionaria proporciona un punto de referencia partir del cual se puede medir la cantidad de desplazamiento que ocurre cuando las ondas sísmicas atraviesan el suelo que está por debajo. Para detectar terremotos muy débiles, o un gran terremoto que se produjo en la otra parte del mundo, los instrumentos sísmicos suelen estar diseñados para resistir la violenta sacudida que se produce muy cerca del origen del terremoto.

Los registros obtenidos con los sismógrafos, denominados sismogramas (seismos = sacudida; gramma : lo que está escrito), proporcionan mucha información relativa al comportamiento de las ondas sísmicas. Dicho sencillamente, las ondas sísmicas son energía elástica que irradia en todas las direcciones desde el foco. La propagación (transmisión) de esta energía puede compararse con la sacudida que experimenta la gelatina en un tazón cuando se coge una cucharada. La gelatina tendrá un solo modo de vibración, pero los sismógrafos revelan que el deslizamiento de una masa de roca genera dos grupos principales de ondas sísmicas. Uno de esos grupos de ondas que viajan sobre la parte externa de la Tierra se conoce como ondas superficiales. Otros viajan a través del interior de la Tierra y se denominan ondas de cuerpo, Las ondas de cuerpo se dividen a su vez en dos tipos, que se denominan ondas primarias o P y ondas secundarias o S.

Las ondas de cuerpo se dividen en ondas P y S por su modo de viajar a través de los materiales. Las ondas P son ondas que empujan (comprimen) y tiran (expanden) de las rocas en la dirección de propagación de la onda (Figura TER08A). Imaginemos que sujetamos a alguien por los hombros y lo sacudimos. Este movimiento de tirar y empujar es similar a como se desplazan las ondas P a través de la Tierra. Este movimiento ondulatorio es análogo al generado por las cuerdas vocales humanas cuando mueven el aire para crear el sonido. Los sólidos, los líquidos y los gases se oponen a un cambio de volumen cuando son comprimidos y recuperarán elásticamente su forma cuando cesa la fuerza. Por consiguiente, las ondas P, que son ondas compresivas, pueden atravesar todos esos materiales. Por otro lado, las ondas S , las partículas en ángulo recto con respecto a la dirección en la que viajan. Esto puede ilustrarse sujetando el extremo de una cuerda y sacudiendo el otro extremo, como se muestra en

la Figura TERREM-08B. A diferencia de las ondas P, que cambian transitoriamente el volumen del material por el que viajan comprimiéndolo y expandiéndolo alternativamente, las ondas S cambian transitoriamente la forma del material que las transmite. Dado que los fluidos (gases y líquidos) no responden elásticamente a cambios de forma, no transmitirán las ondas S.

Figura TERREM-07 Sismógrafo diseñado para registrar el movimiento vertical del terreno. El movimiento de las ondas superficiales es algo más complejo. A medida que las ondas superficiales viajan a lo largo del suelo, hacen que éste se mueva y todo lo que descansa sobre é1, de manera muy parecida a como el oleaje oceánico empuja un barco. Además de su movimiento ascendente y descendente, las ondas de superficie tienen un movimiento lateral similar a una onda S orientada en un plano horizontal. Este último movimiento es particularmente peligroso para los cimientos de las estructuras.

Observando un registro sísmico “típico”, como el mostrado en la Figura TER09, puede verse una importante diferencia entre estas ondas sísmicas: las ondas P son las primeras en llegar a la estación de registro; luego llegan las ondas S; y luego las ondas superficiales. Esto es consecuencia de sus velocidades. A modo de ejemplo, la velocidad de las ondas P a través del granito del interior de la corteza es de unos 6 kilómetros por segundo. Bajo las mismas condiciones, las ondas S viajan a 3,6 kilómetros por segundo. Diferencias de densidad y en las propiedades elásticas de las rocas influyen mucho en las velocidades de las ondas. En general, en cualquier material sólido, las ondas P viajan aproximadamente 1,7 veces más deprisa que las ondas S, y cabe esperar que las ondas superficiales viajen al 90 por ciento de la velocidad de las ondas S.

Además de las diferencias de velocidad, en la Figura TER09 se observa también que la altura, o, expresado de una manera más correcta, la amplitud de esos tipos de onda varía. Las ondas S tienen una amplitud ligeramente mayor que las ondas P mientras que las ondas superficiales, que causan la mayor destrucción, tienen una amplitud incluso mayor Dado que las ondas superficiales están confinadas a una región estrecha próxima a la superficie y no se propagan por el interior de la Tierra como las ondas P y S, conservan su máxima amplitud durante más tiempo.

Las ondas superficiales tienen también períodos más largos (intervalo de tiempo entre las crestas); por consiguiente, se suele hacer referencia a ellas como ondas largas o ondas L.

Como veremos, las ondas sísmicas son útiles para determinar la localización y la magnitud de los terremotos. Además, proporcionan una herramienta para estudiar el interior de la Tierra.

¿Con qué frecuencia se producen terremotos?

Continuamente. De hecho, se producen literalmente miles de terremotos a diario Por fortuna, la mayoría de ellos son demasiado pequeños para que las personas puedan sentirlos (véase Tabla TER02), y muchos de ellos ocurren en regiones remotas. Sólo se conoce su existencia gracias a los sismógrafos sensihles

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Los terremotos y Localización de un terremoto

Recordemos que el Foco es el lugar del interior de la Tierra donde se originan las ondas sísmicas. El epicentro (epi : sobre; centr : punto) es el punto de la superficie situado directamente encima del foco (véase Figura TERREM-01).

La diferencia de velocidad de las ondas P y S proporciona un método para localizar el epicentro. El principio utilizado es análogo al de una carrera entre dos coches, uno más rápido que el otro. La onda P gana siempre la carrera, llegando por delante de la onda S. Pero, cuanto más dure la carrera, mayor será la diferencia en los momentos de llegada a la línea final (estación sísmica). Por consiguiente, cuanto mayor sea el intervalo medido en

Figura TERREM-08 Tipos de ondas sísmicas y su movimiento característico. (Obsérvese que durante un terremoto fuerte, el temblor de tierra consta de una combinación de varios tipos de ondas sísmicas.)

A. como se ilustra con un muelle, las ondas P son ondas compresionales que alternan la compresión y la expansión del material que atraviesan. El movimiento hacia delante y hacia atrás producido cuando las ondas compresionales recorren la superficie puede hacer que el terreno se doble y se fracture, y pueden provocar la rotura de las líneas eléctricas.

B. Las ondas S hacen que el material oscile en ángulo recto con la dirección del movimiento de la onda. Dado que las ondas S pueden desplazarse en cualquier plano, producen un temblor de tierra vertical lateral.

C. Un tipo de onda superficial es, en esencia, el mismo que el de una onda S que exhibe sólo movimiento horizontal. Este tipo de onda superficial mueve el terreno de un lado a otro y puede ser particularmente dañino para los cimientos de los edificios.

D. Otro tipo de onda superficial recorre la superficie terrestre de una manera muy parecida a las olas oceánicas fuertes. Las flechas muestran el movimiento elíptico de la roca cuando pasa la onda.

figura TERREM-09 Sismograma típico. Obsérvese el intervalo temporal (aproximadamente 5 minutos) transcurrido entre la llegada de la primera onda P y la llegada de la primera onda S.

un sismograma entre la llegada de la onda P y la primera onda S, mayor será la distancia al origen del terremoto. Se ha desarrollado un sistema de localización de los epicentros sísmicos utilizando sismogramas de terremotos cuyos epicentros podían ser identificados fácilmente por evidencias físicas. A partir de esos sismogramas, se han construido gráficas donde se representa la distancia al epicentro frente al tiempo de llegada de la señal (Figura

TERREM-10) Las primeras gráficas de distancia-tiempo se Perfeccionaron mucho cuando se dispuso de los sismogramas de las explosiones nucleares, porque se conocían la localización y el momento precisos de la detonación.

Utilizando el sismograma de muestra de la Figura TER09 y las curvas distancia-tiempo de la Figura TER10, podemos determinar la distancia que separa la estación de registro del terremoto mediante dos operaciones:

(1) determinación, con el sismograma, del intervalo temporal entre la llegada de la onda P y la primera onda S, y

(2) con la gráfica distancia-tiempo, determinación del intervalo P-S en el eje vertical y uso de esa información para determinar la sustancia al epicentro en el eje horizontal. A partir de esta información, podemos determinar que este terremoto se produjo a 1.400 kilómetros de distancia del instrumento de registro.

Ahora que conocemos la distancia, ¿qué pasa con la dirección? El epicentro podría estar en cualquier dirección desde la estación sísmica. Como se muestra en la Figura TER11, puede encontrarse la localización precisa cuando se conoce la distancia para tres o más estaciones sísmicas diferentes. Sobre un globo terrestre, Íazamos un círculo alrededor de cada estación sísmica. Cada círculo representa la distancia al epicentro para cada estación. El punto donde los tres círculos se cruzan en el epicentro del terremoto. Este método se denomina triangulación.

Figura TERREM-10. La representación distancia-tiempo se utiliza para determinar la distancia al epicentro. La diferencia entre el tiempo de llegada de las primeras ondas P y de las pdmeras ondas S en el ejemplo es de 5 minutos. Por tanto, el epicentro está aproximadamente a 3.400 kilómetros.

El estudio de los terremotos se fomentó durante los años sesenta mediante esfuerzos encaminados a discriminar entre explosiones nucleares subterráneas y terremotos naturales. Estados Unidos estableció una red mundial de más de cien estaciones sísmicas coordinadas a través de Golden, Colorado. La mayor de ellas, localizada en Billings, Montana, consiste en un conjunto de 525 instrumentos agrupados en 2l grupos que cubren una región de 200 kilómetros de diámetro. Utilizando datos de estos instrumentos, los sismólogos, mediante computadores de gran velocidad, son capaces de distinguir entre las explosiones nucleares y los terremotos naturales, así como de determinar la posición del epicentro de un terremoto.

Cinturones sísmicos

Aproximadamente el 95 por ciento de la energía liberada por los terremotos se origina en unos pocos cinturones relativamente estrechos alrededor de todo el mundo (Figura TER12). La mayor energía se libera a lo largo de un cinturón que recorre el borde externo del océano Pacífico y que se conoce como cinturón circum-Pacífico. Dentro de esta zona se encuentran regiones de gran actividad sísmica, como Japón, Filipinas, Chile y varias cadenas deislas volcánicas; un ejemplo lo constituyen las Aleutianas.

Otra concentración importante de fuerte actividad sísmica atraviesa las regiones montañosas que flanquean el mar Mediterráneo, continúa a través de Irán y pasa por el Himalaya. La Figura TER12 indica que hay aún otro cinturón continuo que se extiende a través de miles de kilómetros por todos los océanos del mundo. Esta

Figura TERREM-11 El epicentro de un terremoto se localiza utilizando las distancias obtenidas desde tres o más estaciones sísmicas.

zona coincide con el sistema de dorsales oceánicas, que es un área de actividad sísmica frecuente, pero de baja intensidad. Las áreas de Estados Unidos incluidas en el cinturón circum-Pacífico se encuentran adyacentes a la falla de San Andrés de California y a lo largo de las regiones de la costa occidental de Alaska, entre ellas las Aleutianas. Además de estas áreas de alto riesgo, otras partes de Estados Unidos son consideradas regiones con alta probabilidad de actividad sísmica (véase Recuadro TERREM-01).

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física.  Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Profundidad de los focos

Los registros sísmicos revelan que los terremotos se originan a profundidades que oscilan entre 5 kilómetros y casi 700 kilómetros. De una manera algo arbitraria, los focos sísmicos se han clasificado por su profundidad de aparición. Los que se originan dentro de los primeros 70 kilómetros se denominan superficiales, mientras que los generados entre 70 kilómetros y 300 kilómetros de profundidad se consideran intermedios y aquellos cuyo foco se encuentra a más de 300 kilómetros se califican de profundos. Alrededor del 90 por ciento de todos los terremotos se produce a profundidades inferiores a 100 kilómetros, y casi todos los terremotos muy dañinos parecen originarse a poca profundidad.

Por ejemplo, el movimiento del terremoto de 1906 de San Francisco se produjo dentro de los 15 kilómetros superiores de la corteza, mientras que el ocurrido en Alaska en 1964 tuvo una profundidad focal de 33 kilómetros. Los datos sísmicos revelan que, si bien se han registrado terremotos superficiales con magnitudes de 8,6 en la escala Richter, los terremotos de profundidad intermedia más intensos han tenido valores por debajo de 7.5 y los de foco profundo no han superado la magnitud de 6,9.

Al representar los datos de los terremotos en función de su localización geográfica y de su profundidad, se observaron varias cuestiones interesantes. En vez de una mezcla aleatoria de terremotos superficiales y profundos, aparecieron algunos modelos de distribución muy definidos (Figura TER12). Los terremotos generados a lo largo del sistema de dorsales oceánicas siempre tienen un foco superficial y ninguno es muy intenso. Además, se observó que casi todos los terremotos de foco profundo se producían en el cinturón circum-Pacífico, en particular en las regiones situadas tierra adentro de las fosas oceánicas profundas.

En un estudio llevado a cabo en la cuenca del Pacífico se estableció el hecho de que las profundidades focales aumentan con el incremento de la distancia hacia las fosas oceánicas profundas. La Figura TERREM-12 es una buena

ilustración de este fenómeno. Obsérvese, por ejemplo, que en Suramérica las profundidades focales aumentan en dirección al continente desde la fosa Peni-Chile. Estas regiones sísmicas, denominadas zonas de Wadati-Benioff, en honor a los dos científicos pioneros que las estudiaron, se sumergen a un ángulo medio de unos 45 grados en relación con la superficie. ¿A qué se debe que los terremotos estén localizados a lo largo de una zona estrecha que se inclina hasta casi alcanzar los 700 kilómetros de profundidad hacia el interior de la Tierra? Consideraremos esta pregunta más adelante en este mismo capítulo.