ORIGEN Y CAUSAS DE LOS SISMOS TECTNICOS

CAUSAS DE LOS SISMOS TECTNICOS

Los sismos son originados por movimientos de la litosfera, estos fenmenos se producen cada ao y se calculan en centenares de millares de ellos; los observadores registran anualmente ms de treinta mil. Por fortuna, muy pocos alcanzan la categora de terremotos, y la mayora ocurren en fondos ocenicos.Esos movimientos bruscos y repentinos del suelo, de intensidad sumamente variable, oscilan entre las sacudidas leves que solo registran los aparatos ms sensibles, y las fuertes que devastan las ciudades y llevan la desolacin y muerte. Ocurren en forma de sacudidas. La principal dura varios segundos, a lo sumo, un minuto o dos; pero previamente pueden registrarse sacudidas de menor intensidad.Expresndolo en trminos ms cientficos, el movimiento ssmico obedece a las mismas leyes del movimiento fsico de los cuerpos y es el resultado de las vibraciones y ondulaciones de los estratos terrestres; tanto las unas como las otras producen sacudidas que se designan con el nombre de ondas ssmicas.Sobre las causas u origen posibles de los sismos, se han dado diversos esquemas de clasificacin de los mismos. Para autores como Ramn Casillas, los sismos pueden ser causados por fracturas en la corteza o manto de la tierra (tectnicos), por el movimiento de un fluido o magma que intente salir de la corteza a la superficie, o los causados por mecanismos como explosiones en las canteras, minas, descompresin de los terrenos y otros eventos inducidos de manera artificial.Otros autores alegan dos grandes orgenes de sismos segn la naturaleza de las causas: naturales (tectnicos y volcnicos) y artificiales (eventos causados por el hombre como llenado de embalses, explosiones de minas, nucleares, etc).Sobre la base de un esquema u otro, los sismos tectnicos son los de mayor relevancia; los cuales sern descritos a continuacin.La corteza de la Tierra est conformada por una docena de placas de aproximadamente 70 km de grosor, cada una con diferentes caractersticas fsicas y qumicas. Estas placas (tectnicas) se estn acomodando en un proceso que lleva millones de aos y han ido dando la forma que hoy conocemos a la superficie de nuestro planeta. En la ilustracin mostrada a continuacin, se especifica la configuracin interna el globo terrqueo destacndose la litosfera o placa de inters.

TECTONICA DE PLACAS

Estructura concntrica y configuracin interna del planeta tierra (Adapta do de P.J. Wyllie, 1975)

Ncleo interno: corresponde a material slido y tiene aproximadamente 2340km de dimetro.Ncleo externo: material lquido y va desde 2900km de profundidad a 5200 km.Manto: Se encuentra en estado oscilante entre slido y plstico. Va desde 100km de profundidad aproximadamente a 2900 km.Litosfera: Corresponde a la parte superior del manto y la corteza terrestre. La corteza constituye una capa slida y fracturable de espesores variables entre 10 y 35 km.Entonces una placa comienza desplazarse sobre o bajo la otra originando lentos cambios en la topografa. Pero si el desplazamiento es dificultado, comienza a acumularse una energa de tensin que en algn momento se liberar y una de las placas se mover bruscamente contra la otra rompindola y liberndose entonces una cantidad variable de energa que origina el Terremoto, es decir que en este caso se produce el desequilibrio de las capas de la corteza terrestre producido por el fenmeno de la contraccin que produce las arrugas o pliegues.Zonas enteras de estratos pueden quedar aplastadas y desechas, las capas pueden desligarse las unas sobre las otras, dislocarse, agrietarse. Debido precisamente a estos fenmenos de dislocaciones interna, el estrato conmovido por el choque produce vibraciones, las cuales se propagan instantneamente a todas las capas rocosas superiores y circundantes.Desde el punto de vista interior donde se ha producido la fractura parte una sacudida que llega a la superficie de la tierra y origina un estremecimiento del suelo: un terremoto o sismo. Han recibido el nombre de terremotos tectnicos porque estn relacionados con la arquitectura del globo, porque originan el relieve terrestre.En conclusin, los sismos llamados tectnicos son aquellos producidos por rupturas de grandes dimensiones en la zona de contacto entre **placas tectnicas** (sismos interplaca) o bien en zonas internas de stas (sismos intraplaca). Como ejemplo de sismos interplaca pueden citarse los**eventos** de julio 1957 (Mag 7.7) y el de septiembre de 1985 (Mag 8.1). En **Mxico**, estos sismos comnmente tienen sus epicentros en la costa occidental entre Jalisco y **Chiapas**, con profundidades tpicas entre 15 y 20 Km. Existen zonas ms propensas a romperse, stas se llaman fallas. En stas se concentra la actividad ssmica y corresponden en la mayora, a los lmites de placas. Slo el 10% de los terremotos ocurren alejados de los lmites de estas placas.En la grfica siguiente se ilustra la distribucin de las principales placas tectnicas.

TEORIA DE LA TECTNICA DE PLACASLas Tectnica de placas (del griego , tekton, "el que construye") es una teora geolgica que explica la forma en que est formada la litosfera (la porcin superior ms fra y rgida de la Tierra). La teora da una explicacin a las placas tectnicas que forman la superficie de la Tierra y a los esplazamientos que se observan entre ellas en su desplazamiento sobre el manto terrestre fluido. Esta teora tambin describe el movimiento de las placas, sus direcciones e interacciones.La teora de la tectnica de placas se divide en dos partes, la de deriva continental, propuesta por Alfred Wegener en la dcada de 1910 y la de expansin del fondo ocenico, propuesta y aceptada en la dcada de 1960, que mejoraba y ampliaba a la anterior.Una placa tectnica es un fragmento de litosfera que se desplaza como un bloque rgido sin presentar deformacin interna sobre la astenosfera de la Tierra. Este movimiento se produce por corrientes de conveccin en el interior de la Tierra que liberan el calor original adquirido por el planeta durante su formacin.La litosfera terrestre est dividida en 12 grandes placas y en varias placas menores o microplacas. Las placas litosfricas son esencialmente de dos tipos, en funcin de la clase de corteza que forma su superficie. Hay dos clases de corteza. la ocenica y la continental.Y segn su corteza, se dividen en: Placas ocenicas. Son placas cubiertas ntegramente por corteza ocenica, delgada y de composicin bsica. Aparecern sumergidas en toda su extensin, salvo por la presencia de edificios volcnicos intraplaca, de los que ms altos aparecen emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus bordes. Los ejemplos ms notables se encuentran en el Pacfico: la placa Pacfica, la placa de Nazca, la placa de Cocos y la placa Filipina. Placas mixtas. Son placas cubiertas en parte por corteza continental y en parte por corteza ocenica. La mayora de las placas tienen este carcter. Para que una placa fuera ntegramente continental tendra que carecer de bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. En teora esto es posible en fases de convergencia y colisin de fragmentos continentales, y de hecho pueden interpretarse as algunas subplacas de las que forman los continentes. Valen como ejemplos de placas mixtas la placa Sudamericana o la placa Euroasitica. Placas continentales. stas estn formadas exclusivamente por litosfera continental, pero slo algunas microplacas entraran en esta clasificacin, debido a que el planeta tiene ms agua que continente.Tambin podemos dividir las placas segn su tamao: Placas principales: africana, euroasitica, indoaustraliana, norteamericana, sudamericana, pacfica y antrtica. Microplacas: cocos, nazca, caribe, filipinas, arbiga, Somalia, Juan de Fuca. Cmo motivar a los estudiantes mediante actividades cientficas atractivasMECANISMO DEL MOVIMIENTO DE PLACASEl movimiento de las placas se debe a la energa interna de la Tierra. Esta energa est distribuida de forma desigual, y es la responsable directa del dinamismo que experimentan las placas litosfricas.Hay tres modelos que explican este movimiento: Modelo de las corrientes de conveccin. Postula que existen corrientes cclicas en el manto, formadas por material caliente que, al ser menos denso, asciende (corriente ascendente) y que al enfriarse y aumentar su densidad, se hunde hacia zonas ms profundas (corriente descendente). All vuelve a calentarse y se cierra el ciclo. El desplazamiento horizontal de este material en la corriente cclica arrastra las placas. Modelo del arrastre de las placas. Se basa en que la litosfera ocenica se enfra a medida que se separa de la dorsal ocenica (lugar de formacin de la litosfera ocenica). Al enfriarse, aumenta su densidad: cuando sta es mayor que la densidad de la astenosfera, la placa comienza a hundirse. Este hundimiento arrastra consigo el resto de la placa. Modelo del empuje de las placas. La litosfera ocenica se forma en una zona elevada del fondo marino, la dorsal. La diferencia de altitud supone que la placa se desplaza a favor de la gravedad, separndose de la dorsal. A su vez, la incorporacin de material procedente del manto para formar nueva litosfera ocenica ejerce un efecto de empuje.TIPOS DE FALLASFallas tectnicasReciben el nombre de fallas las fracturas en que hay desplazamiento de los sectores de roca afectados a ambos lados de la superficie de roturaSegn el tipo de movimiento relativo entre los bloques afectados por la falla se distinguen los siguientes tipos de fallas:Falla normalTambin llamada directa o de gravedad. Se caracteriza porque el plano de falla buza hacia el labio hundido. Se genera como respuesta a esfuerzos distensivos.Los bloques que se desplazan reciben el nombre de bloque o labio levantado y bloque o labio hundido indicando el sentido relativo del movimiento de un bloque respecto al otro.La superficie a lo largo de la cual se produce el movimiento es la superficie o plano de falla y el valor total del desplazamiento medido sobre el plano es el salto de falla, que puede tener componentes en varias direcciones del espacio.Si el salto se manifiesta en la superficie topogrfica hablamos de escarpe, cuyamagnitud puede diferir del salto por efecto de la erosin, por ejemplo.Falla inversaEn este caso el plano de falla buza hacia el labio levantado. Ocurre como consecuencia de esfuerzos compresivos.Mientras que en las fallas normales la superficie de falla suele presentar un buzamiento elevado o ser prcticamente vertical, en las fallas inversas ese plano suele ser muy tendido, con buzamiento bajo. Por debajo de 45 se habla de cabalgamientos y si el buzamiento no alcanza los 10 reciben el nombre de mantos de corrimiento, en los que el desplazamiento suele adems ser de gran magnitud.

Falla en direccin, transversal o de desgarre La superficie de falla suele ser prxima a la vertical. El movimiento responde a fuerzas de cizalla horizontal que causan el desplazamiento lateral de un bloque respecto al otro. En funcin del sentido de ese desplazamiento se distinguen el desgarre dextral, en el que, situndonos sobre uno de los bloques, veramos moverse el otro hacia nuestra derecha, y el sinistral (representado en la ilustracin).

Falla rotacional cilndricaLa superficie de falla es aproximadamente cilndrica como consecuencia del giro de uno de los bloques de falla en torno a un eje de rotacin paralelo a la superficie de falla.

Falla rotacional en tijeraEn este tipo de falla el giro de los bloques tiene lugar respecto a un eje que es perpendicular a la superficie de falla.

Otros elementos comunes en las fallas son:Espejo de falla: es una superficie brillante, de aspecto pulimentado, que puede aparecer sobre las rocas en el plano de falla por efecto de la recristalizacin de los minerales sometidos al incremento de presin y temperatura consecuencia de la friccin generada durante el movimiento de la falla.Estras de falla: son marcas de friccin que muestran las rocas en el plano de falla en forma de finas estras o acanaladuras.Pueden aparecer afectando al espejo de falla.Brecha de falla: es una masa de material fragmentario resultante del efecto de la trituracin que sufren las rocas a lo largo del plano de falla. Si el material resulta metamorfizado por la elevada presin y temperatura, con recristalizacin y cambio mineralgico, el material recibe el nombre de milonita.SISMO MAXIMOESCALASSISMOS EN VENEZUELAINTENSIDADV. 1 INTENSIDADLa intensidad es una medida de los efectos causados por un sismo en un lugar determinado de la superficie terrestre. En ese lugar, un sismo pequeo pero muy cercano puede causar alarma y grandes daos, en cuyo caso decimos que su intensidad es grande; en cambio un sismo muy grande pero muy lejano puede apenas ser sentido ah y su intensidad,en ese lugar,ser pequea.Cuando se habla de la intensidad de un sismo, sin indicar dnde fue medida, sta representa (usualmente) la correspondiente al rea de mayor intensidad observada(rea pleistocista).Una de las primeras escalas de intensidades es la de Rossi-Forel (de 10 grados), propuesta en 1883. En la actualidad existen varias escalas de intensidades, usadas en distintos pases, por ejemplo, la escala MSK (de 12 grados) usada en Europa occidental desde 1964 y adoptada hace poco en la Unin Sovitica (donde se usaba la escala semiinstrumentalGEOFIAN), la escalaJMA(de 7 grados) usada en Japn, etc. Las escalasMMyMSK(propuesta como estndar internacional) resultan en valores parecidos entre s (1 y 2).La escala ms comn en Amrica es la escala modificada de Mercalli (mm) que data de 1931. sta, detallada en el Apndice, va del grado I (detectado slo con instrumentos) hasta el grado XII (destruccin total), y corresponde a daos leves hasta el grado V. Como la intensidad vara de punto a punto, las evaluaciones en un lugar dado constituyen, generalmente, un promedio; por eso se acostumbra hablar solamente de grados enteros.Es comn representar en un mapa los efectos de un sismo mediante curvas, llamadasisosistas,que representan los lugares donde se sinti la misma intensidad. La figura 41 nos muestra un mapa isosstico de los efectos de un sismo ocurrido en Guerrero, cerca de la frontera con Oaxaca, el 26 de agosto de 1959 (3). Generalmente se observan las mayores intensidades cerca de la zona epicentral; aunque, a veces, pueden existir factores, como condiciones particulares del terreno, efectos de guas de ondas, etc. (discutidos ms adelante), que ocasionen que un sismo cause mayores daos a distancias lejanas del epicentro. Otro factor que hace que la regin pleistocista no coincida con la epicentral, es que pueden reportarse las mayores intensidades en otros sitios; donde, debido a la concentracin de poblacin, un terremoto causar ms daos (o al menos sern reportados ms daos) que en una regin comparativa o totalmente deshabitada.

Figura 41. Intensidades e isosistas.

Cuando una falla se propagai. e.,crece, preferentemente, en una direccin determinada, puede producir mayores intensidades en sitios situados a lo largo de esa direccin que a lo largo de otras. Este efecto se conoce con el nombre dedirectividad(4 y 5), y es uno de los factores que hacen que las isosistas no formen crculos concntricos.Como las intensidades son medidas de daos, y stos estn muy relacionados con las aceleraciones mximas causadas por las ondas ssmicas, es posible relacionarlos aproximadamente. Una de tantas relaciones es (6):log a (cm/s) = I/3 - 1/2,donde I es la intensidad. Esta relacin nos dice que una intensidad de XI (11.0) corresponde a aceleraciones del orden de 1468 cm/s2= 1.5 g (g = 980 cm/s2es la aceleracin de la gravedad en la superficie terrestre), una intensidad de IX corresponde a 0.7 g, y una de VII a 0.07 g. Aparentemente la aceleracin mnima que percibe el ser humano es del orden de 0.001 g, correspondiente a la intensidad II.V.2 MAGNITUDES Y ENERGAC. Richter defini, en 1935, el concepto de "magnitud" pensando en un parmetro que describiera, de alguna manera, la energa ssmica liberada por un terremoto (6).La magnitud de Richteromagnitud local,indicada usualmente porest definida como el logaritmo (base 10) de la mxima amplitud (Amax, medida en cm) observada en un sismgrafo Wood-Anderson estndar (un sismgrafo de pndulo horizontal muy sencillo), menos una correccin por la distancia (D) entre el epicentro y el lugar de registro, correspondiente al logaritmo de la amplitud (Ao) que debe tener, a esa distancia, un sismo de magnitud cero (6):ML= log (Amax) - log Ao (D).Richter defini esta magnitud tomando como base las caractersticas de California, Estados Unidos (por lo que no es necesariamente aplicable a cualquier parte del mundo), y para distancias menores de 600 km (de aqu su nombre de "local").Otra escala de magnitudes, muy usada para determinar magnitudes de sismos locales, es la escala basada en la longitud de la coda de los sismos (7). Es tambin logartmica y se designa, usualmente, porMc;es una escala muy estable, pues los valores obtenidos dependen menos que ML de factores como el azimut entre fuente y receptor, distancia y geologa del lugar, que causan gran dispersin en los valores de sta.Para cuantificar los sismos lejanos se utilizan comnmente dos escalas:la magnitud de ondas de cuerpo mbyla magnitud de ondas superficialesoM.En varias partes del mundo se utilizan diferentes definiciones de estas magnitudes; casi todas ellas estn basadas en el logaritmo de la amplitud del desplazamiento del terreno (la amplitud leda en el sismograma se divide entre la amplificacin del sismgrafo para la frecuencia predominante de la onda correspondiente) corregida por factores que dependen de la distancia (a veces tambin de la regin epicentral) y de la profundidad hipocentral, as como del periodo de las ondas observadas (8, 9, 10 y 11).No es raro que los medios de informacin aadan (de su cosecha) las palabras "de Richter" a cualquier valor de magnitud del que estn informando. Sin embargo es muy probable, sobre todo para sismos muy grandes y/o lejanos, que sea alguna otra la magnitud medida. La magnitud de Richter tiene dos problemas graves: un sismo grandesaturalos sismgrafos cercanos a l (es decir, produce ondas mayores de las que los aparatos pueden registrar, resultando en registros que aparecen truncados), de manera que no podemos saber cunto vale el desplazamiento mximo. Es comn que los sismgrafos no saturados se hallen fuera del rango de los 600 km para el cual es vlida la definicin de. Sin embargo, es factible obtener una estimacin dea partir de registros de acelergrafos o de sismgrafos de gran rango dinmico, construyendo un sismograma pseudo-Wood-Anderson, mediante tcnicas de filtrado y procesamiento digital (12 y 13).Otro problema es que, como vimos antes, la ruptura asociada con un sismo grande dura bastante tiempo y radia energa durante todo este tiempo; por lo tanto, como esta definicin de magnitud se refiere solamente a una caracterstica momentnea del sismograma, leda adems en un instrumento de periodo corto, resulta que no puede distinguir entre un sismo que genere un pulso de una amplitud determinada y otro que produzca varios pulsos de la misma amplitud. Este efecto es conocido comosaturacin(tambin) de la magnitud, y hace que la magnitud de Richter sea confiable slo para sismos menores del grado 7.Este problema de la saturacin de la magnitud se aplica tambin a los otros tipos de magnitudes mencionados:, que es leda tambin para periodos cortos, se satura alrededor del grado 7; ,que es determinada de ondas de alrededor de 20s, se satura para grados mayores de 8.3 (14). En general, cualquier medida de magnitud se satura cuando el periodo dominante de las ondas observadas es menor que el tiempo de ruptura de la fuente ssmica. Para evitar este efecto han sido utilizadas escalas de magnitud basadas en medidas a periodos mucho ms largos (15), y actualmente es comn utilizar lamagnitud de momento Mw(16), cuyo valor se calcula a partir del logaritmo del momento ssmico Mo como:Mw = 2/3 Log Mo - 10.7,el cual representa, en teora, las frecuencias ms bajas (14).Por lo tanto, cada medida de magnitud evala un sismo a travs de una "ventana" distinta de frecuencias. MLy mbvaloran los pulsos de periodo corto, relacionados con la cada de esfuerzos y los detalles de la historia de la ruptura; MSmide periodos intermedios y depende, por lo tanto, de tendencias en la historia de ruptura, tambin depende fuertemente de la profundidad de la fuente; Mw y otras medidas de periodo largo miden las caractersticas promediadas de la fuente y se relacionan con las dimensiones y tiempos totales de la ruptura ssmica. Las particularidades de los sismos, observadas a travs de las magnitudes, varan de lugar a lugar; por ejemplo, los que ocurren en las sierras peninsulares, en el norte de Baja California, presentan valores ms pequeos de MS, para un sismo de mbdada, que los sismos que ocurren en el valle de Mexicali; esto puede indicar que los esfuerzos en el terreno son menores en el valle de Mexicali, donde existe una espesa capa de sedimentos y altas temperaturas asociadas con los centros de dispersin (17 y 18).La comparacin entre mby MSpara un sismo dado permite distinguir tambin sismos tectnicos de explosiones. La razn Ms/mbes siempre menor para sismos tectnicos que para explosiones, debido a la diferencia en los procesos de excitacin de ondas y a la relativamente menor dimensin de las fuentes explosivas (1 l).Aunque, como vimos arriba, las isosistas en general no forman crculos, existen varias relaciones aproximadas entre la magnitud de un sismo y su intensidad a cierta distancia de la fuente. Como ejemplo presentamos una apropiada para los sismos someros en Mxico (19):I = 8.16 + 1.45 M - 2.46 log R,donde R es la distancia (en km) de la fuente al punto de observacin.Existen varias frmulas que relacionan la magnitud de un sismo con su energa; diferentes frmulas son aplicables a los sismos en diferentes lugares o suelos. Un ejemplo de la relacin magnitud/ energa radiada, propuesto por Gutenberg y Richter (6), es:log Es(ergs) = 11.4 + 1.5 M.Puede usarse M para sismos pequeos a intermedios, pero para grandes es ms apropiada Mw (16).xComo ejemplos de energas radiadas podemos mencionar los sismos de Michoacn de 1985 (Mw = 8. 1) con Es = 3.8 X 10 ergs, y de Chile 1960 (Mw = 9.5) conergs; mientras que los sismos medianos o pequeos, con magnitudes M = 5 y M = 3 generanyergs, respectivamente. De aqu podemos ver que la energa liberada por los sismos medianos y pequeos es mucho menor que la liberada por los grandes (requeriramos de 33 millones de sismos de magnitud 3, o 31 000 de magnitud 5 para liberar la energa correspondiente a uno de magnitud 8.0); por lo tanto, la ocurrencia de sismos pequeos no sirve como vlvula de escape para la energa de deformacin que dar lugar a sismos grandes.

BIBLIOGRAFIAhttp://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen1/ciencia2/34/html/sec_10.html

http://feditic2.wikispaces.com/ORIGEN+Y+CAUSAS+DE+LOS+SISMOS+TECT%C3%93NICOS

Figueroa, J. (1963), "Isosistas de macrosismos mexicanos".Ingeniera,vol. 33, pp. 45-68.Esteva, L., y E. Rosenblueth (1964), "Espectros de temblores a distancias moderadas y grandes".Bol. Soc. Mex. Ing. Sis.,vol. 2, pp. 1-18.