Australia y el Océano Atlántico son más propensos a sufrir terremotos.
Los terremotos artificiales son terremotos provocados por actividades humanas. Por ejemplo, las vibraciones causadas por explosiones industriales y explosiones nucleares subterráneas; la inyección de agua a alta presión en pozos profundos y el almacenamiento de agua en grandes embalses aumentan la presión sobre la corteza terrestre, provocando a veces terremotos.
El lugar donde se generan las ondas sísmicas se denomina fuente del terremoto. La proyección vertical de la fuente del terremoto sobre el suelo se llama epicentro. La profundidad desde el epicentro hasta la fuente se llama profundidad focal. Generalmente, aquellos con una profundidad focal inferior a 70 km se denominan terremotos superficiales, aquellos con una profundidad de 70 a 300 km se denominan terremotos de las Llanuras Centrales y aquellos con una profundidad superior a 300 km se denominan terremotos profundos. Los terremotos destructivos suelen ocurrir en terremotos poco profundos. Por ejemplo, la profundidad focal del terremoto de Tangshan de 1976 fue de 12 kilómetros.
Áreas sísmicas
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Los terremotos se distribuyen principalmente en la Cuenca del Pacífico, el cinturón Albis-Himalaya, la Cordillera del Atlántico Medio y la Cordillera del Índico Central. En términos generales, los terremotos ocurren principalmente en zonas de actividad tectónica, como dorsales oceánicas y valles de rift, trincheras, fallas transformadoras y márgenes de placas antiguas dentro de los continentes.
Fuente: Es el lugar donde se producen los terremotos en la tierra.
Profundidad de enfoque: La distancia desde la dirección vertical del enfoque a la superficie es la profundidad de enfoque. A los terremotos dentro de 60 kilómetros los llamamos terremotos superficiales; los de 60 a 300 kilómetros, terremotos moderados y los de más de 300 kilómetros de profundidad; El terremoto más profundo registrado hasta el momento tiene 720 kilómetros.
Epicentro: El terreno que se encuentra frente al origen del terremoto se denomina epicentro. El epicentro y sus alrededores se denominan áreas de epicentro, también conocidas como áreas de terremotos extremos. La distancia desde el epicentro a cualquier punto del terreno se llama distancia epicentral. Aquellos con distancias de epicentro dentro de los 100 kilómetros se denominan terremotos cercanos; aquellos con distancias de epicentro dentro de los 1.000 kilómetros se denominan terremotos cercanos; aquellos con distancias de epicentro superiores a los 1.000 kilómetros se denominan telesismos.
Ondas sísmicas: Durante un terremoto, las ondas elásticas que aparecen en el interior de la tierra se denominan ondas sísmicas. Al igual que arrojar una piedra al agua, las olas se extenderán en círculos.
Las ondas sísmicas incluyen principalmente ondas longitudinales y ondas transversales. Las ondas cuya dirección de vibración coincide con la dirección de propagación son ondas longitudinales (ondas P). Las ondas longitudinales provenientes del subsuelo hacen que el suelo rebote hacia arriba y hacia abajo. Las ondas cuya dirección de vibración es perpendicular a la dirección de propagación son ondas transversales (ondas S). Las ondas de corte provenientes del subsuelo pueden provocar vibraciones horizontales en el suelo. Las ondas de corte son la principal causa de daños a los edificios durante los terremotos.
Debido a que las ondas longitudinales se propagan más rápido en la Tierra que las ondas transversales, en los terremotos, las ondas longitudinales siempre llegan primero a la superficie, mientras que las ondas transversales siempre van detrás. De esta manera, cuando ocurre un terremoto importante recientemente, la mayoría de las personas sentirán altibajos al principio y sentirán fuertes sacudidas horizontales después de unos pocos segundos a más de diez segundos. Esto es importante porque las ondas longitudinales nos advierten de que pronto llegarán ondas transversales que causan daños a los edificios, así que esté preparado.
Durante el terremoto de Tangshan de 1976, un cuadro que vivía en un edificio se despertó repentinamente por el terremoto. Debido a que este cuadro generalmente sabía algo sobre terremotos, cuando sintió que el terremoto temblaba, rápidamente se metió debajo de la mesa. Después de cinco o seis segundos, el techo se derrumbó. No fue hasta el mediodía, después de ser rescatado, que sintió profundamente que si no se hubiera escondido debajo de la mesa con decisión, habría muerto hace mucho tiempo. Dijo que el conocimiento de los terremotos le salvó la vida.
Uno de los grandes logros de la sismología es que las personas comprenden plenamente el mecanismo de excitación de las ondas sísmicas. A finales del siglo pasado, un sismólogo escribió al comentar sobre este terremoto: "La causa del terremoto aún está oculta en la oscuridad. Esto puede ser un misterio eterno, porque el lugar donde ocurrieron estas fuertes vibraciones está dentro del campo de observación humana a distancia." "Muchas personas contemporáneas creen que el vulcanismo es la causa principal de los terremotos, mientras que otros prefieren creer que los terremotos se originan a partir de las enormes diferencias de gravedad causadas por las altas montañas.
Después del establecimiento de la red sísmica a principios del siglo XX, se completó el monitoreo global de la actividad sísmica y se descubrió que muchos terremotos importantes ocurrieron lejos de volcanes y montañas.
Un número cada vez mayor de geólogos tienen como misión realizar estudios de campo sobre terremotos destructivos. A menudo les sorprende la magnitud de las fallas del terreno, que pueden identificarse por deformaciones topográficas a lo largo de sistemas lineales. A finales del siglo pasado, quedó claro para los científicos que los terremotos en general están estrechamente relacionados con procesos tectónicos que provocan una deformación generalizada de la superficie de la Tierra, que también crea montañas, valles, crestas oceánicas y trincheras. Los geólogos especulan que la causa del intenso movimiento es la dislocación rápida y a gran escala de las rocas superficiales. Sus extrapolaciones rápidamente se convirtieron en una afirmación segura de que se habían descubierto la mayoría de los mecanismos de los terremotos.
Hoy en día, se cree que casi todos los terremotos naturales de poca profundidad tienen el mismo origen. La deformación a gran escala de la capa exterior de la Tierra causada por fuerzas tectónicas profundas en la Tierra es la causa fundamental de los terremotos. Los deslizamientos repentinos a lo largo de fallas geológicas son la causa directa de la radiación de energía de las ondas sísmicas.
4.1 Capas de falla geológica
En el laboratorio, cuando las rocas se comprimen, se pueden "romper" y "destruir" de diferentes maneras. En algunas fracturas repentinas, la roca es cortada por la fractura, las rocas de ambos lados se deslizan entre sí y muchas grietas dividen la roca en pedazos. Si los pedazos de roca rotos se pueden volver a ensamblar, este tipo de falla se llama falla frágil. En otro tipo de falla de roca, en lugar de deslizarse repentinamente, los lados de la muestra se muelen lentamente, uniéndose aún a lo largo de una sección inclinada. La falla de esta roca no puede liberar la energía elástica almacenada tan rápidamente como la falla frágil.
En la naturaleza, las superficies de fractura a gran escala se denominan fallas geológicas. Como se ha visto en el laboratorio, dos lados de una falla pueden deslizarse uno hacia el otro de forma gradual e imperceptible; también pueden estallar repentinamente, liberando energía en forma de terremoto; En este último caso, los dos lados de la falla se mueven en direcciones opuestas, por lo que las rocas que una vez cruzaron la falla se desplazan. Muchas fallas son muy largas y algunas se pueden rastrear a miles de metros en la superficie.
Las fracturas presentan diversas características. Pueden ser superficies de fractura claras con sólo pequeñas dislocaciones visibles (Figura 4.1).
También pueden ser zonas de fractura extendidas de rocas, de decenas o cientos de metros de ancho, que se mueven repetidamente a lo largo de la zona de fractura de vez en cuando. tiempo. Una vez que se forma una falla, a menudo se convierte en un sitio de desplazamiento continuo bajo la acción de una tensión continua. Esto puede ser confirmado por el lodo fragmentado cerca del perfil. La mayor parte del macizo rocoso del perfil contiene un gran número de fracturas provocadas por el desplazamiento de la roca. Durante varios terremotos, la roca en la zona de la falla puede triturarse y cortarse muy finamente, convirtiéndola en un material arcilloso plástico llamado hendidura de falla. Este material es débil y la energía elástica no se puede almacenar como ocurre en las rocas elásticas quebradizas y profundas.
Las fallas se han clasificado en función de su geometría y direcciones de deslizamiento relativas. Como se muestra en la Figura 4.2, la posición de una falla en coordenadas tridimensionales viene dada por dos ángulos: el primero es la inclinación de la falla, es decir, el ángulo entre la sección y el plano horizontal. El segundo es la dirección de la falla, es decir, el ángulo de la línea de falla expuesta en la superficie con respecto a la dirección norte verdadera.
Figura 4.1 Una falla normal pequeña y bien definida atraviesa formaciones rocosas cerca de Kanab, Utah.
Figura 4.2 Tipos de fallas geológicas
Las fallas oblicuas (a la derecha en la figura) se caracterizan por un movimiento horizontal (fallas de deslizamiento) y movimientos verticales (fallas normales y fallas inversas).
Las fallas se pueden clasificar según su dirección de movimiento a lo largo de buzamiento y rumbo. Las fallas de deslizamiento, a veces llamadas inferencias horizontales, pueden causar que los dos lados de una falla se deslicen horizontalmente entre sí. La roca se mueve relativamente paralela al impacto. Si nos paramos en un lado de esta falla y vemos que el movimiento en el otro lado es de izquierda a derecha, este movimiento de falla se llama deslizamiento lateral derecho. Asimismo, también se pueden identificar fallas de rumbo lateral izquierdo.
El movimiento de la falla puede ocurrir completamente a lo largo del buzamiento, lo que se denomina falla de deslizamiento-buzamiento. En este momento, un lado de la falla se mueve hacia arriba y hacia abajo en relación con el otro lado, y su movimiento de fractura es básicamente paralelo a la dirección de la falla. La roca se mueve verticalmente, lo que a veces resulta en una pared de roca visible más pequeña, llamada acantilado. . Este tipo de falla se puede dividir en dos subcategorías: una es una falla normal, en la que la roca sobre la sección inclinada se mueve hacia abajo en relación con la roca debajo de la falla, la otra es una falla inversa, en la que la roca sobre la sección inclinada; se mueve hacia arriba. Una falla de cabalgamiento es una falla inversa con un ángulo de buzamiento pequeño. Las fallas rara vez son puramente deslizamiento o inmersión, pero generalmente tienen componentes de movimiento horizontal y vertical.
Este tipo de fractura se llama fractura oblicua. Algunos planos de falla no pueden penetrar el suelo suprayacente desde el lecho de roca porque el suelo cerca de la superficie absorbe el deslizamiento diferencial. En este punto, las fallas sólo pueden detectarse cavando trincheras de exploración o cortando acantilados ocultos.
4.2 Movimiento del suelo de otras fuentes
La mayoría de los terremotos destructivos, como el terremoto de San Francisco de 1906, el terremoto de Armenia de 1988 y el terremoto de Landers de California de 1992, son causados por rocas falladas. por ruptura repentina. Aunque los terremotos a menudo se denominan terremotos tectónicos, las fuertes vibraciones del suelo también pueden deberse a muchas otras fuentes.
El segundo tipo de terremotos más conocidos son los que se producen durante las erupciones volcánicas. Mucha gente, como los primeros filósofos griegos, imaginaba que los terremotos estaban relacionados con la actividad volcánica. De hecho, en muchas partes del mundo los terremotos van acompañados de forma impresionante de volcanes. Ahora sabemos que, si bien las erupciones volcánicas y los terremotos son el resultado de fuerzas tectónicas en las rocas, no necesariamente ocurren al mismo tiempo. Hoy en día llamamos terremotos volcánicos a los terremotos asociados a la actividad volcánica.
En los grandes terremotos volcánicos, el mecanismo focal determinado por las ondas sísmicas puede ser el mismo que en los terremotos tectónicos. Cerca de volcanes en erupción, las rocas se deforman debido a la acumulación y el movimiento de magma, y la energía de deformación elástica se acumula en las rocas. Las rupturas de fallas causadas por estas tensiones actúan como terremotos tectónicos pero no están directamente relacionadas con los volcanes. Sin embargo, debido al rápido movimiento del magma en erupción en los túneles volcánicos subterráneos y a la excitación de vapor y gas sobrecalentados, las rocas circundantes vibrarán, un fenómeno llamado temblores volcánicos.
Otro tipo de terremoto es un pequeño terremoto de "colapso" que ocurre cuando una cueva subterránea o una mina colapsa. Este fenómeno es una variante de la llamada explosión de mina. Cuando una mina explota, la tensión inducida en el rebaje hace que una gran cantidad de roca explote fuera del frente de la mina y genere ondas sísmicas.
El 23 de abril de 1974 se produjo un espectacular deslizamiento de tierra a lo largo del río Mantaro en Perú, que desencadenó una onda sísmica de magnitud 4,5. Aproximadamente 1,6 kilómetros cúbicos de roca se deslizaron a lo largo de 7 kilómetros, matando a unas 450 personas. El deslizamiento de tierra no es provocado por terremotos tectónicos adyacentes sino por la inestabilidad de la montaña. Cuando el suelo y las rocas se mueven rápidamente hacia abajo, parte del potencial de gravedad puede convertirse en ondas sísmicas, que son claramente registradas por estaciones sísmicas a cientos de kilómetros de distancia. Un sismómetro a 80 kilómetros de distancia registró tres minutos de movimiento del suelo. La duración de este temblor es consistente con la velocidad y extensión del deslizamiento del suelo, operando a aproximadamente 140 km/h en la distancia de deslizamiento observada de 7 km.
Debido a que los terremotos a menudo causan deslizamientos de tierra, a veces a gran escala, es difícil separar la causa del efecto. El mayor deslizamiento de tierra de la historia moderna pudo haber ocurrido en 1911 en Usu, en la meseta rusa del Pamir. Galitzin, el pionero de la sismología moderna, registró las ondas sísmicas provocadas por el deslizamiento de tierra de Wusu en un sismómetro cerca de San Petersburgo. Como resultado, las ondas sísmicas emitidas por el deslizamiento de tierra viajaron 3.000 kilómetros. Al principio pensó que se había registrado un terremoto tectónico normal. No fue hasta 1915 que envió un equipo de investigación para estudiar el deslizamiento de tierra de Wusu, ¡sólo para descubrir que el deslizamiento de tierra había arrasado 2,5 kilómetros cúbicos de roca!
Figura 4.3 Monte Cook en Nueva Zelanda Después de 1991, 140.000 metros cúbicos de roca y nieve se derrumbaron en 15 años.
El escenario (a) y el sismograma de avalancha del Monte Cook registrado a 75 kilómetros de distancia equivalen a un terremoto de magnitud 3,9 (b).
Es raro que un meteorito de gran tamaño choque con la atmósfera o la superficie de la Tierra, provocando un terremoto de colisión. Un ejemplo mágico es el del meteorito Tunguska que entró en la atmósfera terrestre en una zona remota de Siberia el 30 de junio de 1908. Bajo la influencia del estrés y el calor generados por la rápida desaceleración de la atmósfera, el meteorito explotó a menos de 10 kilómetros de la superficie terrestre, arrasando grandes extensiones de bosque. Muchas estaciones sísmicas en Rusia y Europa, algunas a hasta 5.000 kilómetros de distancia, registraron ondas sísmicas. Al principio se pensó que se trataba de un gran terremoto tectónico.
Existen algunos registros de terremotos inducidos por inyección de fluido en pozos profundos o grandes yacimientos, aunque todavía se cree que el mecanismo es la liberación de energía de deformación por ruptura de falla.
Estos ejemplos plantean la pregunta: ¿Hasta qué punto el agua de un pozo o embalse puede inducir terremotos que de otro modo tardarían muchos años en ocurrir?
Un caso bien documentado es el incidente del lago Mead, ocurrido después del llenado de la presa Hoover en el río Colorado en 1935. El área no tiene registros históricos de actividad sísmica antes de que se formara el lago, pero con frecuencia se produjeron pequeños terremotos después de que el lago fue incautado. Cuando el embalse se llenó de agua, se instaló una estación sísmica en la zona. Los registros muestran que existe una estrecha correspondencia entre el número de terremotos y los cambios en el almacenamiento de agua de los embalses.
Este efecto es más evidente en grandes embalses con profundidades de agua superiores a 100 metros y 1 kilómetro cúbico. Sin embargo, la mayoría de estos grandes embalses están libres de terremotos, y sólo cinco de los 26 embalses más grandes del mundo han inducido indudablemente terremotos, incluidas la presa Kariba de Zambia y la presa alta de Asuán en Egipto. La explicación más razonable puede ser que el pozo o yacimiento haya sido presionado por fuerzas tectónicas, lo que hace que las fracturas estén casi listas para deslizarse. La presión del agua aumenta, lo que aumenta la tensión en la roca y promueve el deslizamiento. reducir su fuerza.
Finalmente, los humanos hicieron explotar explosivos químicos y dispositivos nucleares provocando terremotos. En una explosión cercana a la superficie, las ondas sísmicas generadas en la zona de fragmentación se propagan en todas direcciones. Inicialmente, cuando las ondas P llegan al suelo, éste se abultará. Si la energía es lo suficientemente fuerte, la roca y el suelo serán arrojados, como si fuera una cantera.
Por supuesto, los humanos y los animales salvajes provocan en ocasiones terremotos, aunque suelen ser pequeños, como golpes mecánicos en el suelo.
4.3 Lenta acumulación de energía elástica
Analicemos más a fondo las causas de los terremotos tectónicos. Las fuerzas profundas de la Tierra deforman las rocas en áreas sísmicamente activas y las deformaciones aumentan con el tiempo. Esta deformación es en gran medida elástica, al menos en la escala de unos mil años. La llamada deformación elástica se refiere a los cambios de volumen y forma de las rocas cuando se les aplica tensión. Cuando se elimina la tensión, rebotan a su estado original, como una pelota de goma apretada. Este movimiento elástico de la roca se puede detectar mediante una geodesia precisa y sistemática para distinguir entre deformaciones elásticas e inelásticas (es decir, irreversibles).
Para lograr este objetivo, existen tres métodos geodésicos principales. Se identificaron dos tipos de movimiento horizontal. En la primera categoría, el ángulo entre las marcas en el suelo se mide con un pequeño telescopio. Este proceso se llama triangulación. El segundo tipo, llamado trilateración, mide la distancia entre puntos de referencia terrestres. En la tecnología moderna de trilateración, la luz (a veces un rayo láser) se refleja desde un espejo a una cierta distancia de un punto alto, y se utiliza un telémetro fotoeléctrico para medir el tiempo que tarda la luz en viajar hacia adelante y hacia atrás en ambas direcciones ( Figura 4.4). Cuando el camino es largo, la velocidad de la luz cambia con las condiciones atmosféricas. Por lo tanto, durante mediciones precisas, un avión o helicóptero vuela a lo largo de la línea de visión y mide la temperatura y presión del aire para realizar correcciones. A una distancia de 20 kilómetros, la precisión de estas mediciones puede alcanzar aproximadamente 65.438 ± 0,0 centímetros.
Figura 4.4 Un rayo láser utilizado para geodesia en Parkfield, California, apuntando a un espejo distante.
El tercer tipo de medición consiste en medir el movimiento vertical estableciendo una línea de nivel en el campo. Esta nivelación simplemente determina la altura de los puntos de referencia en diferentes lugares del suelo. Las mediciones repetidas pueden revelar variaciones entre las mediciones. La red nacional de encuestas establece pilas de puntos de referencia nacionales en ubicaciones fijas en todo el país. Si es posible, extienda el horizonte hasta el borde del continente para que se puedan determinar los cambios absolutos en la elevación del terreno utilizando el nivel medio del mar como punto de referencia. En los últimos años, los satélites síncronos también se han utilizado como puntos de referencia conocidos, utilizando puntos fijos en la superficie terrestre para emitir ondas de radio a los satélites para medir el tiempo de viaje.
Diferentes métodos de medición indican que los movimientos horizontales y verticales del suelo han alcanzado niveles observables en zonas sísmicamente activas como California y Japón. También muestran que en zonas estables del continente, como los antiguos bloques de Canadá y Australia, poco ha cambiado, al menos en el pasado reciente. Quizás los resultados más importantes de las mediciones de deformación regional relacionadas con los terremotos provengan de California. Allí comenzaron a realizar estudios periódicos ya en 1850 y después del terremoto de San Francisco de 1906. Sus resultados juegan un papel clave en las teorías modernas sobre la ocurrencia de terremotos. Los estudios a lo largo del sistema de fallas de San Andrés se han perfeccionado durante la última década, con énfasis en la predicción de terremotos.
Los topógrafos utilizan telémetros fotoeléctricos ópticos y de rayos láser para medir la distancia entre puntos de referencia en las cimas de las montañas a ambos lados de la falla de San Andrés. El cambio de tendencia de la deformación es particularmente obvio. La medición muestra que hay una deformación lateral derecha en la falla, mientras que la longitud de la línea de medición que no cruza la zona de la falla principal cambia muy poco.
4.4 Principio del Rebote Elástico
En el descubrimiento científico, a menudo no es la primera descripción o la primera hipótesis de un evento, sino la creencia de que se ha descubierto algo nuevo. evento. Actualmente, los principios físicos ampliamente aceptados de los mecanismos de ruptura de un terremoto se establecen a través de estudios convincentes del terremoto de San Andrés de 1906. Antes de 1906, se realizaron dos series de estudios de triangulación en el área cortada por la falla de San Andrés. Un conjunto es de 1851 a 1865, el otro es de 1874 a 1892. El ingeniero estadounidense Reed notó que en los 50 años transcurridos entre 65438 y 0906, el apogeo en el lado opuesto de la falla se movió 3,2 metros y el lado oeste se movió hacia el noreste. Cuando estas mediciones se compararon con un tercer conjunto de datos medidos después del terremoto, se encontró que se produjo una importante cizalladura horizontal antes y después del terremoto, paralela a la ruptura de la Falla de San Andrés (ver Figura 8.4 en el Capítulo 8).
Desde el trabajo de Reed, los sismólogos han creído generalmente que los terremotos naturales son causados por un deslizamiento repentino de la parte superior de la Tierra a lo largo de fallas geológicas. Este deslizamiento se extiende a lo largo del perfil y la velocidad de propagación de esta grieta de deslizamiento es menor que la velocidad de la onda sísmica de corte en la roca circundante. La tensión elástica almacenada puede hacer que las rocas a ambos lados de la fractura salten hacia atrás a una posición aproximadamente libre de tensión. Así, al menos en la mayoría de los casos, cuanto más larga y ancha es la zona de deformación, más energía se libera y mayor es la magnitud del terremoto tectónico. La Figura 4.5 muestra la relación entre el momento sísmico y la longitud de la falla.
Figura 4.5 La relación entre el momento sísmico de los terremotos intraplaca y la longitud de la zona de ruptura de la falla
Como se muestra en la Figura 4.6, las fuerzas que causaron el terremoto de 1906 se representan en la cifra. Piense en esto como una vista aérea de una hilera de vallas que cruzan verticalmente la falla de San Andrés. La valla atraviesa verticalmente la falla y se extiende varios metros a cada lado. Las fuerzas tectónicas, representadas por flechas abiertas, deforman las rocas elásticas. A medida que trabajan lentamente, los alambres (cercas) se doblan, escalonando el lado izquierdo con respecto al derecho. Esta tensión no puede continuar indefinidamente, y aquellas rocas débiles o en el punto de máxima tensión serán destruidas tarde o temprano. Habrá un rebote después de esta ruptura, o un rebote en ambos lados de la ruptura. Así, en la Figura 4.6, D salta nuevamente hacia las rocas a ambos lados de las fallas D1 y D2. La Figura 4.7 muestra que la valla que cruzaba la falla se dislocó después de que la falla se rompió durante el terremoto de 1906.
Figura 4.6 Resultado del rebote elástico de una valla a través de una falla.
(A) Bajo la acción de la fuerza tectónica, la valla que cruza la falla se dobla y los puntos A y B se mueven en direcciones opuestas.
(b) El punto D se rompe y el punto D se rompe; dos lados de la falla se rompen. La roca tensa del lado rebota hacia D1 y D2.
Figura 4.7 Cercas a través de la falla de San Andrés en áreas costeras durante el terremoto de San Francisco de 1906.
Mal 2,6 metros, el terreno a lo lejos se mueve hacia la derecha.
Desde el terremoto de 1906, el rebote elástico ha sido identificado como la causa directa de los terremotos tectónicos. Como un reloj, cuanto más apretado esté, mayor será la tensión elástica de la roca y mayor será la energía almacenada. Cuando se rompe, la energía elástica almacenada se libera rápidamente, parte de ella se convierte en calor y otra parte en ondas elásticas, formando un terremoto.
Las deformaciones verticales en las rocas también son comunes. En este caso, se produce un rebote elástico a lo largo de la sección inclinada, provocando que la capa colapse verticalmente y forme un acantilado. Los acantilados de falla causados por grandes terremotos pueden alcanzar varios metros de altura y, a veces, extenderse por decenas o cientos de kilómetros a lo largo del rumbo de la falla.
Experimentos en el Laboratorio de Mecánica de Rocas han aclarado cómo cambian las deformaciones en las rocas de la Tierra antes de los terremotos. En estos experimentos, se comprimen muestras de rocas saturadas de agua en un medio fluido a altas temperaturas. Las investigaciones muestran que la corteza se deforma lentamente bajo la acción de fuerzas tectónicas locales, lo que lleva a la concentración de microfisuras en las rocas cercanas a las fallas tectónicas. El agua se esparce lentamente, llenando las grietas y poros de la roca. Debido al desarrollo de microfracturas, el volumen de las zonas de alta deformación a lo largo de las fallas aumenta, debilitando aún más la zona de la falla. Al mismo tiempo, el agua en las grietas reduce la fuerza de unión de la roca, reduciendo la fricción a través de posibles planos de falla, permitiendo que la roca se afloje y eventualmente se deslice a lo largo de un plano de falla importante.
Las grietas deformadas de esta manera rebotan elásticamente y se propagan.
Las sacudidas previas y posteriores de los terremotos también se pueden entender estudiando el proceso de desarrollo de la ruptura cerca del deslizamiento principal. Los sismos previos son el resultado de tensiones a lo largo de la falla y microrupturas en el material fracturado, ya que las condiciones físicas no estaban maduras en ese momento y la falla principal aún no se había desarrollado. El deslizamiento limitado en el epicentro cambia ligeramente el patrón de fuerza. El movimiento del agua y la distribución de las microfisuras finalmente provocaron rupturas más grandes, lo que provocó grandes terremotos. Debido al lanzamiento, las sacudidas violentas y el calentamiento local de los bloques de roca en la zona de ruptura principal, las condiciones físicas de la zona de ruptura principal son muy diferentes de las que existían antes del terremoto principal. Como resultado, se produjeron otras pequeñas fallas que provocaron réplicas. Posteriormente, la energía de tensión en esta zona disminuye gradualmente, como un reloj aburrido, y puede volver a estabilizarse después de muchos meses.
El mayor terremoto en Estados Unidos en 40 años
Suponemos que la ocurrencia de fuertes terremotos reduce la tensión sobre las fallas, y una vez que las réplicas terminan en una zona, se produce una calma seguirá. Pero las fallas importantes a menudo son sólo una parte de una compleja red de fallas que amenazan un área. La liberación catastrófica de energía de deformación en una fractura puede aumentar la tensión en las fracturas adyacentes. Los terremotos más grandes que han azotado a los Estados Unidos en los últimos años ilustran cómo los grandes terremotos impredecibles pueden afectar la actividad sísmica y los peligros sísmicos de una región.
65438 A las 4:58 a.m. del domingo 28 de junio de 1992, se produjo un fuerte terremoto en la localidad de Landers en el desierto de Mojave, California (ver Figura 4.10). La magnitud de la onda superficial del choque principal fue de 7,5. Posteriormente se descubrió que el tronco del árbol de rebote elástico estaba roto, y fue precisamente a causa de su dislocación que se produjo un fuerte temblor en el sur de California, que también se sintió en Denver, Colorado.
El epicentro se localizó entre la localidad de Landers y Yucca Valley, a unos 30 kilómetros al noreste de la zona de la falla de San Andrés. La pequeña zona residencial sufrió temblores de alta intensidad. Gorog describió los daños en el costado de su bolera en Yucca Valley y dijo: "Fue horrible, realmente horrible. Se negó a calmarse y siguió oscilando y nunca se detuvo". ocurrió en la misma zona que el tan citado terremoto de Kern de 1952. Sin embargo, por estar ubicado en el desierto, sólo una persona murió y otras cinco resultaron gravemente heridas. El terremoto destruyó más de 77 viviendas y dañó 4.300 viviendas, con daños materiales estimados en aproximadamente 50 millones de dólares.
Durante los días siguientes, cientos de sismólogos y geólogos vinieron a recopilar datos y presenciaron pruebas claras de ruptura. El espectacular desplazamiento de la superficie lateral derecha forma una serie de fallas de rumbo dispuestas en un patrón de "gansos voladores". Cada falla es adyacente a otra falla a la derecha o izquierda del frente, como una serie de pasos. Las principales fallas conectadas por esta serie de fallas se han dibujado en el mapa geológico de California, pero debido a que sus extremos están separados por 10 kilómetros, alguna vez se consideraron fallas independientes. Como falla profunda y continua, se cree que las fallas individuales se deslizaron hace 12.000 años, pero no se han movido desde entonces. Por lo tanto, no se prevé que se produzca un terremoto de magnitud 7,5, incluidos los 80 kilómetros de dislocación de la falla.
Como se muestra en las Figuras 4.8 y 4.9, el deslizamiento de la superficie medido a lo largo de la falla es de 2 m cerca del módulo de aterrizaje y aproximadamente 5,5 m a lo largo de la dirección noroeste de la falla. También hay un sorprendente acantilado sísmico de 1 metro de altura que aparece en algunas secciones a lo largo de la transición de la falla principal.
Figura 4.8 Un par de imágenes de satélite de un área de 256 kilómetros de ancho a lo largo de la falla de Emerson en el desierto de Mojave.
Esta falla fue una de varias que se cruzaron durante el terremoto de Landers. La foto de la izquierda fue tomada el 27 de julio de 1991.
Once meses antes del terremoto; la foto de la derecha fue tomada sólo 27 días después del terremoto. Grietas del suelo causadas por fallas durante los terremotos.
Las costuras son claramente visibles y van desde la esquina superior izquierda hasta la esquina inferior derecha. El desplazamiento a través de la falla en este lugar es de aproximadamente 4 metros.
Figura 4.9 Sección reciente de la escarpa de Emerson que muestra un deslizamiento (llamado rasguño) después del terremoto de Landers de 1992.
La reacción en cadena sísmica más inusual se produjo después del terremoto de Randers. Después del sismo principal, se produjeron continuamente una serie de réplicas a lo largo de la falla de deslizamiento (Figura 4.10). En términos generales, después de un terremoto poco profundo, habrá un aumento repentino y brusco de la actividad sísmica en un área más grande en los días siguientes.
Tres horas después del terremoto principal, se produjo un fuerte terremoto de magnitud 6,5 alrededor del lago Daxiong y el suelo volvió a temblar. Los temblores fueron causados por el deslizamiento de otra falla en el oeste, a unos 45 kilómetros del epicentro de la primera falla. Los cambios de tensión del sistema de fallas regional se estudiaron mediante simulaciones computacionales. Los resultados mostraron que el deslizamiento de la falla del terremoto de Landers provocó un aumento de la tensión local en la falla, que fue la causa del terremoto del lago Daxiong. Los cálculos también sugieren que el terremoto de Landers puede haber aumentado las tensiones en la falla de San Andrés del Sur, intensificando la tendencia al corte de deslizamiento y reduciendo la resistencia de San Andrés a las presiones circundantes que son invisibles y continuas. En conjunto, estos impactos pueden aumentar la probabilidad de futuros terremotos importantes en la región.
Figura 4.10 Mapa de réplicas y distribución de fallas dentro de los 25 días posteriores al terremoto de Landers en el sur de California.
El sismo principal está representado por un asterisco y los cambios de profundidad de color indican los cambios de tensión causados por los terremotos regionales de 1979 a 1992.
La tensión aumenta al este del paso del Cajón en la falla de San Andrés y disminuye al oeste del mismo.
Dentro de las 24 horas posteriores a que se produjera el sismo principal de Landers, las redes locales dentro de un radio de 600 kilómetros del epicentro detectaron un terremoto de magnitud 11 o superior y 3,4 de magnitud. Según la probabilidad normal de terremotos en California y Nevada, la probabilidad de que estos dos eventos ocurran consecutivamente es sólo de una entre mil millones. ¡Estos terremotos simultáneos son raros en la historia geológica! Por lo tanto, especulamos que el terremoto de Landers causó este aumento sísmico aumentando directamente las deformaciones elásticas en las rocas, o porque sus ondas sísmicas viajaron a través de fallas individuales e indujeron tensiones cambiantes en ellas.
Lo más difícil de entender es que la frecuencia de pequeños terremotos aumenta significativamente a lo largo del lado oriental de Sierra Nevada, a 400 kilómetros de las Landas, desde el sur del valle de Owen hasta el norte del cráter Changu. La sismicidad de fondo también aumentó significativamente en la cuenca de Mona, las montañas Lassen y el monte Shasta en el extremo norte del norte de California, a 800 kilómetros de la ruptura principal en el norte.
El terremoto de Landers activó muchos acelerómetros y registraron fuertes señales oscilantes. Las observaciones en muchos lugares alrededor del origen de la falla indican que la ruptura epicentral del terremoto de Landers puede haberse extendido de sur a norte. El movimiento del suelo en el extremo norte de la falla es mucho más fuerte que en el extremo sur de la falla. Los espectadores pueden experimentar el mismo efecto, ya que la intensidad del sonido aumenta cuanto más cerca está el hablante. El término académico se llama enfoque direccional, que describe la concentración de energía en una dirección causada por el movimiento de la fuente de onda. Debido a que la dirección de la ruptura es diferente, su movimiento puede ser mayor o menor que el promedio, por lo que la intensidad del terremoto depende de la dirección de la ruptura.
4.6 Momento del Terremoto
La medida más útil de la magnitud total de un terremoto proviene de modelos mecánicos de deslizamiento repentino en la superficie de ruptura bajo la influencia de tensiones tectónicas. Esta medida mencionada en el Capítulo 3 se llama momento sísmico. Fue propuesto por el sismólogo estadounidense Aki entre 65438 y 0966. Ahora es popular entre los sismólogos porque está directamente relacionado con la naturaleza física del proceso de ruptura. En base a ello, podemos inferir las características geológicas de las zonas de fallas activas.
El concepto mecánico de par se puede describir con un sencillo experimento. Coloque sus manos a ambos lados de la pesada mesa cuadrada, empuje con una mano y tire con la otra, horizontalmente. Cuanto más separadas estén las manos, más fácil será girar la mesa. En otras palabras, la fuerza necesaria para girar la mesa disminuye a medida que aumenta el efecto de palanca de los dos brazos. Estas dos fuerzas iguales y opuestas se llaman pareja. La magnitud de este par se llama momento, y su magnitud se determina multiplicando el valor de una de las dos fuerzas por la distancia entre ellas.
Este concepto se puede extender a los sistemas de fuerzas que provocan deslizamientos en fallas geológicas. En este caso, el suelo