Sismología y Tectónica de placas

Desde hace milenios que se intenta dar origen al fenómeno sísmico. Ya en la antigua Grecia se discutía el problema, atribuyéndose el origen de los sismos a eventos o mares en el interior de la tierra. No obstante el estudio del fenómeno sísmico (sismología) surgió en el siglo XX, con la llegada de la teoría de la Tectónica de Placas, lo que condujo a explicaciones racionales aceptadas generalizadamente por la comunidad científica. [1]

En un inicio, la geología (ciencia que estudia la Tierra y sus procesos) consideraba que el planeta y sus estructuras estaban inmóviles desde hacía millones de años. Con el desarrollo de estudios relacionados con la forma de los continentes y su ubicación actual, se estableció que las costas de Sudamérica y África coincidían como piezas de un enorme rompecabezas, asumiendo que estos continentes se desplazaron. Debido al movimiento de los continentes, en 1912 el alemán Alfred Wegener conjeturó, a través de su hipótesis de la Deriva Continental, que el conjunto de los continentes actuales estuvieron unidos en el pasado remoto de la Tierra, formando un mega-continente, esto considerando la manera en que parecen encajar la forma de los continentes a cada lado del océano Atlántico [2]. De esta Hipótesis surge la ya mencionada Teoría de la Tectónica de Placas en los años 1960 a partir de investigaciones de Robert Dietz, Bruce Heezen, Harry HEss, Maurice Ewing, Tuzo Wilson y otros.

Para tratar de demostrar la hipótesis de Wegener se desarrollaron métodos de comprobación que aplicaban varias discuplinas:

  • Se usó la comparación entre el tipo de rocas de la costa occidental de África y las de la costa oriental de Sudamérica y se verificó que estas coincidían en todas sus características.
  • Se midió y estableció una serie de “franjas” de igual respuesta magnética desde el centro hacia afuera de la cordillera centro-oceánica del Atlántico y se confirmó que las franjas de las costas de América y África concordaban en edad y sentido magnético.
  • Otros argumentos científicos que corroboran la teoría involucran ciencias como la paleontología (estudio de fósiles), la paleo-climatología (estudio del medio ambiente pasado), entre otras.

Con estas pruebas se estableció que la historia de la Deriva Continental empezó hace aproximadamente 180 millones de años, partiendo de un gran mega-continente al que se denominó “Pangea”  que deriva del prefijo griego “pan” que significa “todo” y de la palabra griega “Gaia” que significa “suelo o tierra”. De este modo quedaría una palabra cuyo significado es “toda la tierra”.

Interpretación de la separación del megacontinente Pangea según la Hipótesis de la Deriva Continental.

Como resultado de estas pruebas se genera la teoría de la Tectónica de Placas, y para entenderla es necesario tener en mente la estructura interna de la Tierra: un núcleo terrestre compuesto probablemente por hierro y níquel, el manto terrestre con una composición a base de silicatos ferromagnesianos, mientras que la corteza está compuesta por silicatos en potasio, sodio y calcio. El cascarón externo de la Tierra, que comprende la corteza terrestre y parte del manto (litósfera) tiene un espesor aproximado de 100 km, es una capa rígida que parece estar “flotando” sobre el resto del manto semisólido presentando movimiento como si de un fluido se tratase en tiempos del orden de millones de años.

Este cascarón, o litósfera, no es continuo sobre la superficie de la tierra sino que está dividido en al menos quince “placas” en contacto una con otra. Estas placas sufren movimientos relativos produciendo fricción entre ellas y acumulando energía produciendo en algunos de sus márgenes la subducción de una placa debajo de otra.

Mapa que muestra la ubicación y movimiento de las placas tectónicas en la corteza terrestre.

También se estableció que en los límites entre las placas tectónicas existen zonas de “creación” de nueva litósfera y otras zonas donde la litósfera se “consume” o se “reabsorbe”. En función de esto se establecieron tres límites básicos: convergentes, divergentes y transformantes. [3]

Los límites “convergentes” son los responsables de la construcción de la mayoría de las cadenas montañosas de la superficie de la Tierra, es una zona de alta actividad sísmica, pueden generar vulcanismo y provocan el fenómeno conocido como subducción. Un ejemplo es la interacción de las placas Nazca y Sudamericana.

En los límites “divergentes” las placas se alejan una respecto de la otra en direcciones opuestas. Este fenómeno se produce más fácilmente en la placa oceánica que es más delgada que la placa continental formando una fisura con cadenas montañosas en el fondo del mar que recibe aportes constantes de nuevo material magmático, constituyéndose en una fuente de creación de corteza terrestre.

Los límites “transformantes” se caracterizan porque las placas se mueven paralelas entre sí, a lo largo de esta falla denominada falla transformante. Un claro ejemplo es la falla de San Andrés en Estados Unidos.

Las placas masivas se juntan como piezas de rompecabezas en las profundidades de la Tierra. Cuando una placa se desplaza a lo largo de una de las líneas de falla que los unen, se produce una violenta agitación en la superficie del planeta, experimentada por nosotros como un terremoto. Países tan lejanos como Irán, Chile, Japón y Nueva Zelanda son particularmente vulnerables a esta actividad sísmica. [4]


Referencias:

[1] Raimundo Delgado, Mário Lopes. Sismos e Edifícios, Primeira Edição. Capítulo I: Breve referência à história da Engenharia Sísmica, pp1. Portugal, julho 2008.

[2] Wegener, A. (1912): Die Entstehung der Kontinente. Geologische Rundschau, 3(4): 276-292. (Título en español: El origen de los Continentes. Recorrido Geológico)

[3] Rivadeneira, F., Segovia, M., Alvarado, A., Egred, J., Troncoso, L., Vaca, S. y Yepes, H. Breves fundamentos sobre los terremotos en el Ecuador. Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional. Corporación Editora Nacional. Quito, Ecuador. Noviembre 2007.

[4] Mapa: Zonas de peligro de terremotos em todo el mundo (2 de abril del 2014). Plataforma virtual de la radio canadiense CBCnews. Recuperado de: http://www.cbc.ca/news2/interactives/world-quakes/. Acceso: 20 de mayo de 2018.

Equipos de monitoreo

Para un monitoreo con precisión se necesitan al menos tres estaciones que registren el evento, y para esto se utilizan 2 tipos de instrumentos, los acelerógrafos y los sismómetros. Los primeros registran la aceleración del suelo y los segundos miden la velocidad.

Los acelerógrafos son usados fundamentalmente para registrar movimientos fuertes, que están relacionados con sismos grandes o terremotos. Se usan especialmente en zonas pobladas para ver el comportamiento del suelo sobre el que se asientan las ciudades.  Ciertamente los acelerógrafos no son usados convencionalmente para la localización de los sismos. Sin embargo, el desarrollo tecnológico presente lo ha permitido y de hecho, la mayoría de los sistemas de alerta temprana están basados en el uso de este tipo de instrumentos.  La determinación de la magnitud usando registros de aceleración también ha sido implementada por muchos otros investigadores. [1, 2, 3, 4, 5]

En cambio los sismómetros pueden detectar sismos de cualquier magnitud. Debido a que los sismómetros son sensibles en un rango más amplio, estos equipos son los que frecuentemente se emplean en el monitoreo sísmico, y dependiendo de la frecuencia de onda que registran son clasificados en categorías, siendo los más utilizados los sensores de banda ancha y banda muy ancha.

Los sensores de “banda ancha” son muy populares actualmente ya que proveen una información sísmica completa debido a que pueden registrar ondas en un rango mayor de frecuencias, lo que ayuda a estudios sismológicos más detallados permitiendo dar una visión más completa del fenómeno. Los sensores de “banda muy ancha” tienen un mayor rango de registro y se emplean principalmente en estudios sismológicos globales, estos sensores son mucho más costosos y debido a su sensibilidad los lugares de instalación deben estar en la mayoría de los casos bajo tierra en roca firme. [6]


Referencias:

[1] Drouet, S., Cotton, F., & Guéguen, P. (2010), vs30,k,regional attenuation and Mw from accelerograms: application to magnitude 3-5 French earthquakes, Geophysical Journal International, 182, 880–898.

[2] Gupta, I.D. (2000). Using strong-motion accelerograms for estimation of local magnitudes of earthquake in Himalayan region. ISET Journal of Earthquake Technology, No 398, Vol 37, March-Sept. pp 1-10.

[3] Kanamori, H. & Jennings, P. (1978). Determination of local magnitude, Ml, from strong-motion accelerograms, Bull. Seism. Soc. Am., 68, 2, pp 471-486.

[4] Margaris, B.N. & Papazachos, B.(1999) Moment-magnitude relations based on strong-motion records in Greece,Bull. Seism. Soc. Am., 89, 2, pp 442-455.

[5] Zollo, A., Amoroso, O., Lancieri, M., Wu, Y. & Kanamori, H. (2010)  A threshold-based earthquake early warning using dense accelerometer networks, Geophysical Journal International, 183, 963–974.

[6] Trnkoczy, A., Havskov, J. y Ottemoller, L. Seismic Networks. IASPEI New Manual os Seismological Observatory Practice, vol 1, capítulo 8.

Monitoreo Sísmico

Conociendo que los terremotos son eventos imparables con los que estamos destinados a cargar, el monitoreo sísmico es la interpretación de los estudios de la actividad sísmica de la tierra. Cualquier ubicación geográfica del planeta sufre este fenómeno de la naturaleza y estas regiones pueden ser consideradas de alta o baja sismicidad. En América latina el 70% del territorio está comprendido por alto riesgo sísmico.

Existen tres principales objetivos para los cuales se implementan redes sísmicas de monitoreo: para emitir avisos, establecer las características de la sismicidad de una región, e investigar el interior de la Tierra.

Emitir avisos. La función de los avisos es dar una información rápida y precisa de dónde ocurrió el evento para que los organismos encargados de la emergencia den prioridad a esa zona.

Características de la sismicidad de una región. Se busca obtener una base de datos que permita evaluar el peligro sísmico de una región, al definir las áreas más propensas a sufrir aceleraciones importantes producidas por el paso de las ondas sísmicas. Debido al grado de aceleración que impriman las ondas sísmicas, se tendrán los efectos en las edificaciones. Estos datos son importantes para el diseño de estructuras y para realizar reforzamiento estructura en aquellas ya construidas.

Investigar el interior de la Tierra. Permitirá conocer la estructura interna de la tierra y comprender su funcionamiento.

¿Qué sucede después de un terremoto?

Después de un terremoto importante, llegarán eventualmente las que son siempre más pequeñas que el evento principal, sin embargo pueden ser tan fuertes como un nuevo terremoto por lo que pueden añadir daños gravísimos a las zonas afectadas. Estas réplicas ocurren en las secciones de la falla que no se deslizaron, o que no aliviaron por completo la tensión acumulada o por el contrario donde este estés aumentó.

Si la intensidad de una supuesta réplica supera a la del anterior temblor, no se la considera como tal réplica, sino como un nuevo terremoto principal. El primer terremoto comienza a ser considerado entonces como sismo premonitor [1]. Las réplicas suelen suceder en el área de ruptura de la falla y en otras fallas que en su momento fueron afectadas por el movimiento principal.

Los científicos han demostrado que hay menos posibilidades de que se produzcan réplicas a medida que avanza el tiempo. Cuando pasan 24 horas del primer terremoto, las posibilidades de que se produzca otro movimiento se reducen a la mitad. Cuando pasan diez días, la posibilidad es una entre diez.


Referencias:

[1] Martín Algarra (jueves 25 de febrero de 2016). Por qué se producen las réplicas de un terremoto y qué peligros adicionales traen. La información, Periódico digital. Recuperado de: https://www.lainformacion.com/tecnologia/mundo/por-que-se-producen-las-replicas-de-un-terremoto-y-que-peligros-adicionales-traen_aa0axjdtr7oxyhb08hrgr6. Acceso: martes 8 de mayo de 2018.

¿Cómo se localiza un terremoto?

Una de las maneras más sencillas para localizar un epicentro de un sismo es la triangulación. Este método, al igual que los otros, usan los diferentes tipos de ondas que generan los sismos, las mismas que viajan a distintas velocidades, por lo que arriban a las estaciones sísmicas a diferentes tiempos.

Las llamadas ondas P o primarias viajan más rápido que cualquier otro tipo de inda sísmica y en consecuencia llegan primero a cualquier estación. Las ondas S o secundarias viajan aproximadamente a 2/3 de la velocidad de las ondas P. Conforme las estaciones se alejan de la fuente de las ondas, la diferencia en el tiempo de arribo de las ondas P y S se incrementa. En la Figura (i) se muestra un ejemplo de un sismo en Ecuador, en el cual se utilizan tres estaciones sísmicas. Se nota claramente la diferencia de tiempo que tiene cada arribo de la onda P y S.

El tiempo entre el arribo de la onda P y la onda S es medido en cada estación. Esta diferencia está relacionada con la distancia entre la estación y el sismo, de la misma manera como se determina la distancia entre un relámpago y un trueno por la diferencia de llegada entre la luz y el sonido. Tomando como centro cada estación se dibuja un círculo de radio igual a la distancia encontrada y el punto de intersección será la ubicación del sismo como se muestra en la Figura (d).

(i) Sismograma de un sismo local que llega a las estaciones JAMA, PISA y COTA, Ecuador. (d) Localización epicentral de un sismo en Ecuador mediante el método de triangulación.

Este procedimiento permite determinar únicamente el epicentro de un sismo superficial, es decir, menos de 30 km de profundidad. Lo anteriormente descrito es un procedimiento rápido y manual. Cuando se cuentan con más estaciones se recurren a programas más sofisticados que entre otras cosas consideran las características del medio por el que viajan. [1]


Referencias:

[1] Rivadeneira, F., Segovia, M., Alvarado, A., Egred, J., Troncoso, L., Vaca, S. y Yepes, H. Breves fundamentos sobre los terremotos en el Ecuador. Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional. Corporación Editora Nacional. Quito, Ecuador. Noviembre 2007.