introducción a la sismología

INTRODUCCION A LA SISMOLOGIA:Un Enfoque Básico

Hugo Monsalve Jaramillo

Capitulo I

TECTONICA Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA


1.1 Estructura Interna de la Tierra 1.1.1 Corteza 1.1.2 Manto 1.1.3 Núcleo

1.2 Tectónica de Placas 1.2.1 Deriva Continental 1.2.2 El esparcimiento del Piso Oceánico 1.2.3 Estudio del Fondo Oceánico 1.2.4 Las anomalías Magnéticas y la Inversión de Polaridad del Campo Magnético terrestre 1.2.5 Las fallas Transformantes 1.2.6 El Estudio Sismológico

1. TECTONICA Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA

1.1 Estructura Interna de la Tierra Del análisis de ondas sísmicas registradas desde el principio del siglo

XX se encontró un modelo del interior de la tierra razonablemente aceptado por los científicos.

El interior de la tierra se divide en: Corteza, manto superior e inferior, núcleo externo e interno, que se pueden observar en la figura1.2 y el modelo de velocidades para ondas P y S (figura 1.1).

Figura 1.1 a) Perfil de velocidades para la Tierra basado en promedios de velocidad de ondas P y S. b) Perfil de velocidades para los 50 km superiores de la Tierra. Según Weyman, 1981.(tomado de Padilla, 1987).



1.1.1 Corteza:

Está compuesta de rocas basálticas y graníticas y forma parte de la litosfera, que se considera está formada por la corteza y la parte superior del manto que es sólida y rígida. La litosfera se estima que tiene 100 km. de espesor.

La frontera, generalmente llamada discontinuidad de Mohorovicic (Moho), separa rocas en la corteza con velocidades de ondas P de 6.5 km/s, de las rocas subyacentes del manto superior con velocidades de ondas P de 8.1 km/s.

El espesor promedio de la corteza varía de 25 a 52 km.

La corteza se conoce también como esquizosfera (Sholz, 1989).


Figura 1.2 Estructura general de la Tierra. (tomado de Padilla, 1987)

Óxido de Hierro

Peridotita: rocas ricas en olivinos - silicatos

Figura 1.3 Estructura interna de la Tierra. Se pueden ver las discontinuidades en la frontera corteza y Manto, al igual que las diferentes velocidades y densidades.


1.2 Tectónica de Placas

La tectónica es la rama de la Geología que se ocupa del estudio de:• La formación de las montañas.• las rocas que han sido plegadas.• Las deformaciones de la corteza terrestre.

Las bases de esta teoría son el resultado de más de 50 años de investigaciones en ramas como la petrología, sismología, Geología marina, Geomagnetismo, Geoquímica y Geofísica.

Distribución de Placas Tectónicas

Figura 1.4 Las diferentes placas tectónicas, aceptadas en la actualidad


1.2.1 Deriva Continental

Figura 1.5 Dispersión y deriva de los continentes durante los últimos 180 m.a

Estas ideas han sido controvertidas desde principio de siglos en que el meteorólogo Wegener(1912) la propuso, hasta que en los años 60 fue aceptada oficialmente por la comunidad científica Internacional, cuando vino a formar parte de una nueva teoría llamada tectónica de placas.


Wegener la planteó en 1912 y la publicó basado en la compilación de evidencias que abarcaban desde el empate geométrico de márgenes continentales(por ejemplo Africa y Sur América), datos paleoclimáticos, paleontológicos, datos estratigráficos comunes.

Contradicción¿ Cuáles eran los principales puntos para fundamentar el rechazo?

• Las rocas que constituyen el manto son aparentemente sólidas.

• Wegener afirma que las cadenas montañosas se han formado en las márgenes frontales de los continentes en deriva, al encontrar la resistencia del manto, que las ha comprimido y plegado.

¿no se deduce de aquí que la corteza es más débil que el manto? ¿ Cómo puede al mismo tiempo un material ser más rígido y más débil que otro?


En 1926 en un congreso de Geólogos Petroleros, se discutió a profundidad el tema, sin embargo a pesar de esto le dieron entierro a esta teoría .

A principios de la década de los 50, se retomó el interés por esta nueva teoría.

1.2.2 El esparcimiento del Piso Oceánico

En 1962 el profesor Harry Hess, propuso la dispersión y la generación de nueva corteza oceánica, basado en las ideas de la convección del manto propuesta por Holmes.

Hess propuso que las cadenas montañosas del fondo de los océanos, representaban el sitio donde las corrientes de convección propuestas por Holmes tenían su expresión superficial.


Liberación del Calor Interno de la Tierra

Figura 1.6 Corrientes de convección en el manto y el esparcimiento del piso oceánico. Tomado Instituto de Geofísica –UNAM, 1998.

A medida que el material del manto asciende por convección de calor(semejante a un rodillo sin fin, que hace subir el material) y se desplaza lateralmente, el piso del océano se aleja de la cresta de la montaña, es decir se dispersa hacia los lados, y el material se enfría al contacto con las aguas del océano, formando así nueva corteza oceánica, esquemáticamente se puede ver en la figura 1.6.


Hess consideró que la deriva continental era una consecuencia directa de la corrientes convectivas del manto, fuerza que arrastraban los continentes de una manera pasiva.


Figura 1.7 Esparcimiento del piso oceánico en las costas de California. Tomado del Instituto de Geofísica – UNAM, 1998.


1.2.3 Estudio del Fondo Oceánico

Antes de 1950, los estudios oceanográficos mostraron que las montañas marinas se elevaban entre 2-3 km sobre el piso del océano y tenían cientos de kilómetros de ancho y se extendían por miles de kilómetros a través del océano.

Países como Estados Unidos, la U.R.S.S, Gran Bretaña y Japón emprendieron una gran campaña para estudiar el fondo marino. Se utilizaron mucha de las técnicas utilizadas en los continentes, como la exploración estructural de la corteza suboceánica por medio de sismos artificiales, la invención de magnetómetros y gravímetros; además, de la medida del flujo térmico a través del fondo marino.

Otra técnica utilizada fue el sondeo acústico para determinar y detallar la topografía del fondo marino.


Uno de los más importantes resultados de estas técnicas fue la determinación estructural de la corteza suboceánica. Se encontró que esta corteza tiene únicamente entre 5 y 10 km de espesor.

Uno de los descubrimientos más reveladores fue el hecho por Heezen, Tharp y Ewing del Lamont Geological Observatory, de la Universidad de Columbia, es la llamada mesodorsal oceánica del Atlántico o Cordillera Central del Atlántico, que fue uno de los aportes decisivos para la postulación de la tectónica de placas.


Uno de los hitos en la física de los fondos marinos, es el descubrimiento de grandes fallas submarinas por R. Mason, A. Raff y V. Vacquier de la Universidad de California, en la que observaron la distribución en franjas o bandas de anomalías geomagnéticas, de 20 a 30 km de ancho y cientos de kilómetros de longitud de polaridad alterna, es decir positivas y negativas, ver figura 1.8.

En 1963 Vine y Matthews dieron una explicación a estas anomalías del campo magnético terrestre. A partir de estudios de las lavas magnetizadas en todos los continentes del mundo, se halló que el campo magnético cambia de polaridad en épocas menores a 1 millón de años.

Estos autores concluyeron que la cinta transportadora del fondo oceánico es también una cinta en que se han registrado las inversiones del campo magnético.

1.2.4 Las anomalías Magnéticas y la Inversión de Polaridad del Campo Magnético terrestre.

Figura 1.8 a) Comparación de los perfiles de las anomalías geomagnéticas obtenidos para la Cadena del Pacífico Oriental por observación y por cálculo. La banda horizontal superior muestra las épocas y los eventos de la polaridad geomagnética. (según F.J. Vine, Science, 154, 1405, 1966). b) Expansión del fondo oceánico e inversiones geomagnéticas. Una zona de fractura corta a la cordillera y a las fajas geomagnéticas, y da lugar a una falla de transformación.


1.2.5 Las fallas Transformantes Una de las características más significativas de la distribución de las anomalías en el fondo de los oceános es que éstas se hallan considerablemente desplazadas a lo largo de la fractura. En 1965 J.T. Wilson, propuso una nueva interpretación de estos desplazamientos, apoyada en la teoría del esparcimiento del piso oceánico.

Figura 1.9 a) Falla transversal ordinaria. b) Falla de transformación.


Figura 1.10 Modelo de falla Transformante similar al que desarrolló T. Wilson. (tomado de Padilla, 1987).

El caso más clásico y representativo de la fallas transcurrentes es el de la falla de San Andrés en California.


1.2.6 El Estudio Sismológico

Los estudios de sismología realizados por B. Isacks, J. Oliver y L. Sykes en 1968, mostraron de manera contundente los argumentos de la nueva Tectónica global, como una teoría sólida y que definitivamente explicaba la deriva de los continentes y daba un mentís aplastante a la revolucionaria teoría de Wegener.

Los primeros arribos de ondas P de los sismos ofrecieron un medio para comprender el tipo de desplazamientos en las zonas de fractura, apoyados en los sismógrafos que instaló la WWSSN (World-Wide Standardized Seismograph Network) en todo el mundo en 1962, en los inicios de la guerra fría (Explosiones Nucleares).


Tonga Kermadec

FosaMariana

Arco Aleutianas

Figura 1.11 Se muestran los sismos localizados en las márgenes convergentes, tanto de las zonas de subducción, como de las meso dorsales oceánicas. (tomado del Instituto de geofísica- UNAM, 1998).


That outermost lithosphere is divided into 10-15 plates which have remained rigid for long periods (> 105 years) of geological time

Boundaries between plates are faults

(but some other faults exist which are not plate boundaries)


Los sismos poco profundos y las grandes desviaciones del equilibrio isostático, están asociados con arcos insulares y arcos estructurales, como lo demostraron Gutemberg y Ritcher (1954).

Figura 1.12 Esta figura muestra secciones verticales a través de un arco de islas, indicando estructuras hipotéticas y otras características.


Figura 1.13 Falla Transformante


Figura 1.14 Esquema de la tectónica global.


Contribución de la Sismología a la Tectónica

La contribución de la sismología a la tectónica ha sido substancial, no solo en la forma general en la estructura de la tierra, como también en la forma de ciertos estudios que especialmente corroboran esta hipótesis.

• Dos ejemplos específicos son los modelos sísmicos y mecanismos focales para soportar la hipótesis de fallas transformantes de Tuzo Wilson y el descubrimiento de zonas anómalas que corresponde al empuje de la litosfera en el manto bajo los arcos insulares (trabajo de Oliver e Isack - 1967).

•El modelo general de sismicidad, que consiste de un mínimo de continuos y estrechos cinturones que dividen la superficie de la tierra en un número estable de bloques.

•Las hipótesis de contracción y expansión de la tierra, han sido explicadas satisfactoriamente por fenómenos sismológicos.


Figura 1.15 Estructura interna de la tierra.

SISMICIDAD DE COLOMBIA 1964- 2009

Secciones perpendiculares a la trincheraSecciones perpendiculares a la trinchera

CONTORNO DE LA PLACA NAZCACONTORNO DE LA PLACA NAZCA

AREA DE RUPTURAAREA DE RUPTURA

PERFIL DE LA PLACA- Secciones HipocentralesPERFIL DE LA PLACA- Secciones Hipocentrales

MECANISMOS FOCALESMECANISMOS FOCALES

MODELO SISMOTECTONICOSUBDUCCIÓN

Monsalve, 1998

1.00E+20

1.00E+21

1.00E+22

1.00E+23

1 2 3 4 5 6

Magnitud, Ml

Mo

mento

sís

mic

o, M

o -

din

a-c

m

RéplicasLog Mo = 1.168Ml + 17.099R= 0.839

VARIACION ESPACIAL DEL PARAMETRO bVARIACION ESPACIAL DEL PARAMETRO b Y LA DIMENSION FRACTAL b/cY LA DIMENSION FRACTAL b/c

La ecuación de Ritcher bMaN log es una relación empírica de frecuencias-magnitudes.

Resultados de la inversión. azimuth (strike), buzamiento (dip), deslizamiento (slip).

MECANISMOEVENTOINVER.

Hkm 0M

dina-cmWM Duración

s

CMT 8° 65° -21° 27.7 2.01e25 6.1 7.3Principal18:19:16.9

NABELEK

356° 67.3° -33.8° 18.6 2.1e25 6.2 6.0

Replica22:40:16.5 CMT 17° 67° -23° 38.3 2.07e24 5.5 2.0

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1

0 50 100 150 200 250 300 350 400

Azimuth

rms

IINNVVEERRSSIIÓÓNN DDEE FFOORRMMAA DDEE OONNDDAA MMÉÉTTOODDOO DDEE NNAABBEELLEEKK

1.E+14

1.E+15

1.E+16

1.E+17

1.E+18

1.E+19

1.E+20

1.E+21

1.E+22

1.E+23

1.E+18 1.E+19 1.E+20 1.E+21 1.E+22 1.E+23 1.E+24 1.E+25 1.E+26

Momento sísmico- Mo, dina-cm

Ene

rgía

sís

mic

a, E

s, e

rgio

sLoales conOndas SH

Locales conEspectro eFuente

5E-4

5E-5

5E-6

Energía sísmica , Es, datos locales

Partiendo de la obtención de la energía radiada por medio de la ecuación, kanamori et al (1993):

dfefVfVfVF

RRGRE fQ

fR

ZEN

S

S

0

)(

2222

2

222

)()()(2/)(4

(53)

Donde se ignora el aporte de energía de la onda P, debido a que ésta solo representa el 4% de la energía total liberada en el sismo. Igualmente se asumió que es válida la aproximación de fuente puntual, lo mismo que se ignoró el patron de radiación y los efectos de directividad


Figura 1.16 Mecanismos focales en zonas de subducción

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