CAPITULO 1

CURSO DE SISMOLOGIA

Profesor: Dr. Mario RuizAbril, 2015

CAPITULO 1Resumido de Stein and Wysession.- An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure

RESUMEN-Definicin de Sismologa-Importancia de la Sismologa (Estructura de la Tierra, Estudio de los Terremotos, Exploracin superficial, Tsunamis, Monitoreo de Volcanes, Pruebas Nucleares, Resistencia de los edificios ante vibraciones, Amplificaciones de sitio, Estudios planetarios)- Nociones previas sobre el origen de los terremotos

1.1 DEFINICION DE SISMOLOGIASismologa es el estudio de las ondas elsticas y las ondas de sonido en la tierra slida (Stein & Wysession, 2003).

En la Wikipedia se encuentra la siguiente definicin de Sismologa:(del griego sismos() = terremoto y logos = conocimiento) es el estudio cientfico de los terremotos y la propagacin de las ondas elsticas a travs de la Tierra.

En la sismologa se incluyen los estudios de los efectos de los terremotos, entre ellos los tsunamis, as como el estudio de las diversas fuentes de seales ssmicas tales como volcnicas, tectnicas, ocenicas, atmosfricas y de las fuentes artificiales (explosiones).

1.2 IMPORTANCIA DE LA SISMOLOGIALas principales aplicaciones de la sismologa han sido el conocimiento de la estructura interna de la Tierra, el estudio de los terremotos, tsunamis, el monitoreo de volcanes, el monitoreo de pruebas nucleares o explosiones industriales, la aplicacin en la exploracin de zonas superficiales para la bsqueda de recursos naturales o para fines ingenieriles, la amplificacin de las ondas ssmicas por efectos de geologa local o topografa, y las aplicaciones ingenieriles para construir viviendas y estructuras sismoresistentes (ingeniera ssmica).

1.2.1 Estructura Interna de la Tierra.- Una de las principales contribuciones cientficas de la Sismologa es el conocimiento de la estructura interna de la Tierra. Es conocido que aparte de la exploracin de la superficie terrestre es muy poco lo que se puede conocer de manera directa del planeta. Las exploraciones mas profundas han penetrado hasta 13 km de profundidad cuando el radio de la tierra es de 6,371 km. El estudio de la propagacin de las ondas ssmicas de terremotos o de explosiones permiti descubrir la existencia de discontinuidades, las cuales dividen el interior de la tierra en zonas con diferentes propiedades. La primera discontinuidad descubierta es la llamada Moho, la cual separa las rocas menos densas de la corteza de las rocas ms densas que conforman el manto. Esta discontinuidad fue descubierta en 1909 por el sismlogo yugoslavo Andrija Mohorovicic. La profundidad del Moho depende de su localizacin sea al estar bajo cadenas montaosas, grandes planicies o bajo el ocano. Bajo grandes cadenas montaosas como las Montaas Rocosas la corteza tiene un espesor de 60 km. Bajo las grandes planicies la corteza tiene un espesor mayor.

Richard Oldham en 1906 propuso que la Tierra debe tener un ncleo lquido ya que las ondas S no eran capaces de viajar tan rapidamente a travs de los lquidos.

Sir Harold Jeffreys sostuvo la idea que la Tierra tiene un ncleo lquido.

En 1911, Bruno Gutenberg descubri otra discontinuidad en la velocidad de las ondas ssmicas a una profundidad de 2,900 km. Esta zona de transicin es ahora conocida como la capa D, la cual separa las rocas solidas de silicatos del manto de las rocas de ncleo, las cuales se componen de hierro y nquel {Schick, 2002 #3431}.

Ingue Lehmann fue la cientfica que pudo deducir que el ncleo terrestre tena una parte slida en el interior del ncleo lquido. Por ese descubrimiento realizado en 1936, la separacin entre ncleos slidos y lquidos es denominada actualmente: "Discontinuidad de Lehmann".

La propagacin de los rayos ssmicos obedece a varias leyes de la ptica o de la propagacin del sonido. A mayores profundidades se tienen mayores velocidades de propagacin, lo cual genera la refraccin de las ondas al atravesar a medios con distintas velocidades de propagacin (Fig. 1.1-2). Las ondas tambin se pueden reflejar en las discontinuidades, como por ejemplo en la frontera entre el ncleo y el manto. Adems las ondas se difractan al encontrar obstculo, tales como el ncleo de la Tierra.

Fig. 1.1-2 Rayos ssmicos que se propagan desde su fuente hasta los sitios de recepcin. Los rayos ssmicos muestran una trayectoria curvilnea debido al incremento de la velocidad ssmica con la profundidad.

Para ilustrar el uso de la sismologa en el estudio del interior de la tierra, se puede observar la trayectoria de los rayos ssmico de un evento de magnitud 6 ocurrido en Colombia y registrado a 4,900 km de distancia en Colorado (fig. 1.1-3). Los distintos arribos de las fases ssmicas son sealados con una nomenclatura especial que indica su camino y el tipo de propagacin.

Fig.1.1-3 Izquierda: Componente vertical de una estacin de largo periodo de Golden Colorado de un terremoto producido en Colombia el 29 de Julio de 1967. Aqu se aprecian los arribos de varias fases ssmicas. La distancia entre la fuente ssmica y la estacin es 44. Derecha: Rayos ssmicos de las fases sealadas en el sismograma de la izquierda.

Utilizando diferentes sismogramas se pueden analizar las variaciones en los tiempos de arribo y en las amplitudes de mltiples fases para realizar modelos de la distribucin de velocidades ssmicas en el interior de la Tierra. Debido a que diferentes fases ssmicas tienen diferentes caminos, ellas proveen una importante informacin sobre la distribucin de las velocidades y las propiedades fsicas en el interior de la Tierra.

Tabla 1. Estructura de la Tierra {Schick, 2002 #3431}NombreCaractersticas

ACortezaRango de profundidades: 6km bajo los ocanos (principalmente basaltos), 30 a 60 km bajo los continentes (corteza superior: granitos y gneises; corteza inferior: basaltos). La discontinuidad de Mohorovicic separa la corteza del manto, el cual consiste de rocas ultra-maficas tales como olivinos, piroxenos y granates.

BLitosfera sub-corticalRango de profundidad de 0 a 80 km hasta 150 km.

CAstenosferaRango de profundidad de 80 km hasta 150-400 km

DTransicinZona de transicin donde las rocas bajo altas presiones cambian su estructuran cristalina. Rango de profundidad de 400 a 660 km.

EManto inferior Rango de profundidad: de 660 km a 270 km.

FNcleo externoRango de profundidad: 2900 km hasta 5150. Consiste principalmente de hierro, pero tambin contiene algo de Nquel, Oxigeno y Azufre. Tienen bajas viscosidades. Liquido

GNcleo internoRango de profundidad de 5150 a 6371 km. Es prcticamente un slido de alta viscosidad. Consiste de hierro y nquel. Slido

Con el mejoramiento de la instrumentacin y el aparecimiento de mtodos computaciones que manejen grandes bases de datos se pudo conocer con ms detalle la estructura interna de la Tierra, descubrindose variaciones laterales como la observada en la figura siguiente. Este campo de investigacin se llama tomografa ssmica y se aplica a escala global, regional y local, por ejemplo para conocer la estructura de los volcanes o de una cuenca.

1.2.2 Estudio de los terremotos.- La mayor parte de la informacin acerca de la naturaleza del callamiento durante un terremoto es determinada a partir del anlisis de los sismogramas. Tambin se puede conocer los procesos fsicos que ocurren antes, durante y despus del fallamiento. Las fuentes ssmicas, en particular de los terremotos, son un tema importante de la sismologa. La localizacin de un sismo (hipocentro) es determinada a partir de los tiempos de arribo de las ondas a diferentes estaciones ssmicas. La proyeccin de este punto en la superficie se conoce como epicentro. El tamao del sismo es medido a partir de la amplitud de la seal ssmica o de su duracin y es expresado como magnitud o momento. La geometra de la falla en la que se origino el sismo es inferida del patrn de radiacin de las ondas ssmica. Los cuadrantes de compresin y dilatacin son identificados usando las polaridades de los primeros arribos en estaciones a diferentes azimuts alrededor de la fuente ssmica. Usando datos adicionales, se puede determinar la direccin de la falla, el sentido del movimiento, el tamao del desplazamiento co-ssmico, el tamao del rea de ruptura y la funcin de tiempo del proceso de ruptura.

Fig. Reconocimiento del tipo de fallamiento en base a la distribucion de las polaridades de las ondas P. Tomado de wiley-vch.e-bookshelf.de

Una de las principales motivaciones para estudiar los sismos es reducir la destruccin causada por los grandes terremotos o los terremotos moderados que se hallen bajo o cerca de zonas pobladas. La mayora de los sismos ocurren en reas donde las placas tectnicas chocan, se separan o se deslizan.

Fig. 1.2-1 Mapa de epicentros entre 1963 y 1995 con magnitudes mb>4.0. La mayora de los sismos ocurren a lo largo de los lmites entre las placas tectnicas. En los lugares donde las fronteras son claras los sismos ocurren en delgadas franjas. En cambio en zonas donde los lmites de las placas son mas difusos, como por ejemplo en los Himalayas, los epicentros estn dispersos en zonas mas amplias.

Aunque las placas se mueven constantemente, los lmites de ellas permanecen a menudo atascados y no se mueven la mayor parte del tiempo. Sin embargo en escalas de cientos de aos, subitamente estas zonas se deslizan y el desplazamiento acumulado es liberado en cuestin de segundos. La energa liberada por los terremotos es sumamente grande, por ejemplo el sismo de 1906 en San Francisco, California, tuvo un desplazamiento de 4 m a lo largo de una falla de 450 km y liber la energa de 3x106 Joules, equivalente a 7 Megatones (580 bombas de Hiroshima). El sismo de Chile de 1960 liber aproximadamente 200 veces mas energa que el sismo de San Francisco.

Fig. 1.2-2 Comparacin de la frecuencia, magnitud y energa liberada por los sismos y otros fenmenos. La magnitud usada es la magnitud de momento (IRIS).

Los sismos grandes, muchas veces los sismos moderados y aun los sismos pequeos causan gran impacto en las poblaciones. Las zonas mas propensas a los danos son aquellas con bajos niveles de desarrollo donde el nmero de muertes es mas grande. El sismo de 1990 en el norte de Irn causo la muerte de 40,000 personas y el sismo de 1988 de Spitak, Armenia provoc la muerte de 25,000 personas.

Fig. 1.2-7 Edificio de cinco pisos de Spitak-Armenia destruido durante el terremoto del 7 de Diciembre de 1988. El edificio fue construido con paneles de concreto-prefabricado que fueron conectados en forma inadecuada. El colapso de este tipo de edificios contribuyo en forma significativa a la perdida de 25,000 vidas.

En cambio los terremotos que ocurren en pases desarrollados ocasionan mayores perdidas econmicas y a la propiedad. El sismo de Kobe de 1995 caus la muerte de 5,000 y danos por 100.000 millones de dlares. El sismo de 1994 en Northridge, California, causo perdidas por $ 20.000 millones de dlares y mato a 58 personas. Durante el siglo pasado los sismos han causado un promedio de 11,500 muertes por ao.La sismologa trata por varias vas de mitigar estos efectos. Los estudios de la sismicidad histrica ayudan a reconocer zonas de alto peligro ssmico. Utilizando la informacin ssmica y tectnica se puede estimar la probabilidad de ocurrencia de aceleraciones en diferentes sitios. Los datos ssmicos ayudan a los ingenieros y planificadores a construir edificaciones que resistan estos eventos.

1.2.3 Exploracin de zonas superficiales.- La sismologa se aplica para la exploracin a gran detalle de la zonas a profundidades superficiales, sea con propsitos cientficos, para la bsqueda de recursos naturales o con fines ingenieriles. Una de las tcnicas mas utilizadas es la ssmica de reflexin. Aqu se utilizan fuentes ssmicas artificiales (explosiones o vibradores) que se ubican en la superficie o cerca de ella. Los rayos ssmicos se propagan hacia el interior de la tierra y se reflejan en las discontinuidades para luego ser registrados en series de sensores ssmicos. Los datos son procesados para resaltar los arribos que correspondan a las reflexiones y estimar la estructura de velocidades. Al mostrar en forma conjunta los sismogramas registrados por las distintas estaciones se pueden apreciar las reflexiones en las discontinuidades que estn a profundidad. Con estas imgenes se pueden realizar estudios estratigrficos o estructurales de la zona de inters.

Fig. 1.1-5 Ejemplo esquemtico del mtodo de reflexin ssmica, una de las herramientas bsicas para la exploracin de hidrocarburos.

Fig. 1.1-6 Datos de una campana de reflexin ssmica a lo largo de la cuenca de San Juan, New Mxico (abajo) y la interpretacin geolgica resultante (arriba).

1.2.4 Tsunamis.- Los tsunamis son grandes olas que ocurren cuando una porcin del fondo ocenico es desplazada sea por una erupcin volcnica, deslizamiento submarino o un terremoto con epicentro bajo el mar. Los tsunamis prcticamente no se notan cuando cruzan el ocano pero amplifican en forma notable su tamao cuando llegan a la playa. El terremoto de Sanriku, Japn, en 1896 formo olas de 35 m de altura que destruyeron 100,000 casas y mataron a 26,000 personas.

Fig. 1.2-11 Vista area de la ciudad de Valdez, Alaska, mostrando la inundacin de la playa que sigui al gran terremoto de 1964. El tsunami generado tuvo una altura de 32 m en algunos puntos.

1.2.5 Otros fenmenos.- Los terremotos tambin pueden crear devastadoras avalanchas como la del nevado Huascarn que caus la muerte de 30,000 personas cubiertas por un deslizamiento de rocas y hielo que viajo a una velocidad de 300 km/h.

Los terremotos tambin pueden provocar licuefaccin de suelos arenosos con altos niveles de saturacin de agua. Bajo condiciones normales los granos de agua estn en contacto unos con otros y el agua llena los espacios de poros entre ellos. Las vibraciones fuertes hacen que los contactos entre los granos se pierdan y que el suelo se comporte como una fluida arena-movediza. Esto puede causar la perdida de sustentacin de edificios, puentes y otras obras civiles. Un ejemplo clsico es la cada de los edificios de Nigata Japn durante el terremoto de 1964.

Fig. 1.2-13 Cada de los edificios de departamentos despus del terremoto de Nigata, Japn en 1964. Cerca de un tercio de la ciudad se hundi 2 m como resultado de la compactacin de arena.

1.2.6 Monitoreo de pruebas nucleares.- A partir de 1963, 116 naciones firmaron el Tratado de No-Proliferacin de Pruebas Nucleares (CTBT) A partir de este ao, los Estados Unidos ayudaron a establecer la Red Estandarizada de Estaciones Sismolgicas WWSSN. Actualmente el Sistema de Monitoreo Internacional (IMS) puede detectar, localizar e identificar las detonaciones nucleares subterrneas o atmosfricas usando informacin ssmica, de infrasonido e hidroacstica.

Fig. 1.2-19 Sismogramas que muestran la diferencia entre un sismo tectnico y una explosin.

1.3 Nociones previas sobre el origen de los TerremotosResumido de Por miles de aos, la humanidad crey que el origen de los terremotos tena que ver con aspectos mticos o espirituales y que eran generados por poderes invisibles. En algunas sociedades los terremotos se atribuyeron a animales que vivan debajo de la tierra. Los japoneses pensaron que el monstruo que un escorpin. La gente de la India lo relaciono con una salamandra y los aborgenes de Norte Amrica con una tortuga. Las tribus Maori de Nueva Zelandia asociaron a los terremotos con los pataleos de un nio prximo a nacer en el vientre de la madre Tierra. En la mitologa griega Poseidn, el dios de los mares, fue llamado tambin el hacedor de los temblores, probablemente debido a que los griegos consideraban que la Tierra era un disco flotante en el agua. Probablemente las olas generadas por terremotos con epicentros submarinos en el Mar Mediterrneo causaron importantes danos que dieron lugar a esta creencia.Basados en las observaciones de la naturaleza, filsofos y pensadores de Grecia y Roma, tales como Anaxgoras (500-428 AC) pensaron que los terremotos eran generados por los colapsos de capas de la Tierra debido a inundaciones y debido a que las montanas eran debilitadas por fuegos subterrneos. Aristteles (384-322 AC) dijo que los terremotos eran causados por el aire atrapado en cuevas subterrneas. Las ideas de Aristteles sobre los terremotos as como muchas de sus ideas en muchos mbitos fueron acogidas por los europeos hasta fines de la Edad Media. Con el descubrimiento de la electricidad algunos pensaron que los terremotos tenan causas elctricas. Algunas personas sugirieron que los edificios con forma de pirmide pueden actuar como pararrayos para las tormentas de rayos subterrneas y de esta forma proteger contra los movimientos de la Tierra.En las observaciones de la actividad volcnica, Alexander Von Humboldt noto que estas estn acompaadas de muchos temblores pequeos aunque algunos terremotos ocurren en reas sin volcanes. Como una extensin a la propuesta de Aristteles, Humboldt elaboro una teora que fue muy popular hasta el siglo XX a pesar de ser errnea. El pens que los terremotos eran causados por fuerzas generadas por la expansin de los gases volcnicos debajo de la superficie. Humboldt dijo: Uno puede decir que la Tierra se mueve mas fuerte cuando hay menos pozos o aberturas en la superficie de la Tierra. De esta forma el vio a los volcanes como elementos de seguridad ante los terremotos ya que permitan la liberacin de las fuerzas volcnicas.Los planteamientos de Humboldt fueron combatidos por la corriente de neptunistas para quienes los terremotos en reas sin volcanes eran causados por el colapso de cavernas subterrneas generados por el desgaste del agua subterrnea.En 1865 un grupo de gelogos liderados por Eduard Suess reconocieron la conexin que existe entre las reas afectadas por los terremotos de los Alpes con los lineamientos de las fallas geolgicas, las cuales fueron reconocidas como fracturas de la corteza a lo largo de las cuales las rocas son desplazadas. Rudolf Hoernes, un sobrino de Suess y profesor de la universidad de Graz en Austria concluy que los sismos generados por colapsos y volcanes eran generalmente pequeos y mucho menos notorios que los sismos que el llamo tectnicos. El seal que los sismos que afectan seriamente las zonas de Siria y Palestina eran sismos tectnicos que estaban asociados a la inmensa dislocacin de la zona del Valle del Jordn. Tambin hizo notar que estos terremotos no podan tener un origen en el colapso de cavernas. Posteriormente observaciones del terremoto en el valle de Neo en Japn en 1891 y el sismo de 1906 de San Francisco permitieron la elaboracin de teoras sobre la generacin de los sismos, las cuales se vern posteriormente. Instrumentacion.-Los sismoscopios fueron inventados en el ao 132 DC por Chang Heng.Un exitoso sismgrafo de baja sensitividad fue inventado por Cecchi en 1875.Cientificos britnicos en el Colegio de Ingenier de Tokyo exitosamente construyeron sismgrafos en la dcada de 1880.Von Rebeur-Paschwitz registr por primera vez in telesismo eb 1889.Weichert invent el sistema de amortiguamiento viscoso en 1898

REFERENCIASStein, S., & Wysession, M. (2003). An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure. Malden,, MA, USA: Blackwell Publishing.