2013

Saavedra Vargas, Andres

Peña Renteria, William

Ing. Civil VIII

ORIGEN DE LOS

TERREMOTOS Ing. Jorge Luis García Zuñiga - Ingeniería Antisísmica

Origen de los Terremotos

Universidad Alas Peruanas Página 2

Teoría de la Tectónica De Placas y Generación De Terremotos

Historia

El origen de los terremotos ha sido asignado a causas muy diferentes a lo largo

de la historia. En muchos casos, estas explicaciones han estado estrechamente

vinculadas a las costumbres o creencias religiosas de los diferentes pueblos y han

sido atribuidas a la acción de los dioses, por ejemplo, a Poseidón en al teogonía griega,

o a la lucha entre deidades maléficas y protectoras1, en el antiguo folklore japonés, un

gran siluro, Namazu, que habitaba bajo la Tierra al agitar su cuerpo producía los

terremotos, esta actividad era controlada por un dios, Daimyojin, quien manejaba un

gran mazo de piedra, cuando el Daimyojin se distraía, el Namazu se movía y el suelo

templada2. Tampoco han faltado intentos de explicación más científica como los

debidos filósofos presocráticos (S. V. a.C.) y a Aristóteles (S IV a.C.), quien

consideraba que los terremotos eran producidos por masas de aire caliente que

intentaban escapar del interior de la tierra. 3

Si bien la consideración de un terremoto como una respuesta elástica a fenómenos

geológicos ya fue anunciada por Hooke en su "Discurso sobre Terremotos" (1668), se

puede considerar que el planteamiento moderno se inicia a principios del siglo pasado,

cuando los terremotos comienzan a vincularse con fallas geológicas observables en el

terreno. Von Humboldt parece ser uno de los primeros defensores de este punto de

vista que, sin embargo, no es compartido por Robert Mallet en su estudio del

terremoto de Napóles de 1857, -trabajo considerado el inicio de la sismología

moderna-, ni por Lyell (1868), quien describió la falla y la deformación producidas por

terremotos. Para este autor, y en continuidad con las teorías del S XVII, los

terremotos tenían un origen térmico; como manifestación de un proceso volcánico o

1 Fuente: HERRAIZ, M. (1997).” Conceptos Básicos de Sismología para Ingenieros”. CISMID-UNI, p. 1.

2 Fuente: BOLT, B. (1985). “Terremotos”. EDICIONES ORBIS S.A. p. 1.

3 Fuente: HERRAIZ, M. op. Cit., (1997). p. 1

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como resultado de la contracción y expansión térmicas. De todas formas, la relación

entre los terremotos y las fallas fue abriéndose camino con los años, -en buena medida

gracias a los trabajos de Gilbert (1884)-, de manera que a finales del siglo XIX ya era

comúnmente aceptado que los sismos se originaban por el movimiento relativo de las

dos partes de una fractura de la corteza terrestre.

Sin embargo no fue hasta el 6 de enero de 1912, cuando Alfred Lothar Wegener

(1880-1930), propuso la “teoría de la deriva continental”, esta teoría audaz y novedosa

revolucionó las ideas que se tenían sobre la dinámica terrestre. Wegener (1929),

establece que Sudamérica debió haber estado junto a África, formando con ella un

único continente, escindido en el cretácico en dos partes que luego, como los

fragmentos de un témpano agrietado, se separaron cada vez más en el curso del

tiempo geológico, por tanto los dos bloques de estos dos concuerdan todavía en la

actualidad. [Esta separación se dio por fuertes movimientos sísmicos a un nivel de

cataclismos]

De igual manera, Wegener planteó que la Antártida, Australia, y la India estaban

unidas, lo mismo que Norteamérica Europa y Groenlandia.

Wegener postulaba que hace aproximadamente 200 millones de años la corteza

terrestre consistía de un solo continente único llamado Pangüa o Pangaea, el cual tiene

significado “griego de todas las tierras”, Pangaea estaba rodeada de Phantalasa, que

consistía del pacifico ancestral. Este continente sufrió continuas fracturas y se fue

separando hasta formar dos continentes, Gondwana y Laurasia, y estos al disgregarse

formarían la actual configuración de los continentes (véase figura 5).

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FIGURA 1.

Tres mapas clásicos de la teoría de la “deriva continental” del científico Alfred Lothar Wegener

FUENTE: VELOZO, L. (2000). “Alfred Wegener, un científico visionario del siglo XX”. Revista de

Geografía norte Grande.

Si bien Wegener no pudo encontrar un mecanismo para explicar la deriva de los

continentes, tuvo el mérito de reunir toda la evidencia posible en su época para

establecer sólidamente el movimiento horizontal de los continentes. Este mecanismo

que Wegener nunca pudo explicar convincentemente, se puede entender ahora como la

teoría tectónica, la cual propone que son las placas litosféricas, con los continentes

asentados sobre ellas, las que se mueven, y no los continentes mismos.4 [La teoría de

Wegener, “la deriva continental”, facilito la “teoría de la tectónica de placas”, la

fundamentación de esta, concluyó la idea de Wegener].

En el movimiento de estas placas litosféricas, es en sus bordes de colisión, donde se

producen los terremotos y en conjunto delinean las grandes unidades geográficas,

placas litosféricas. (véase figura 6)

4 Fuente: PEREZ-MALVAEZ, C. et al. (2006). “Noventa y cuatro años de la Teoría de la Deriva Continental

de Alfred Lothar Wegener”. INTERCIENCIA. VOL. 31 N°7. pp. 536-542.

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FIGURA 2.

Actividad sísmica mundial. Los puntos representan los epicentros de terremotos significativos

(After Bolt. 1988).

FUENTE: KRAMER, S. (1996). “Geotechnical Earthquake Engineering”. EDITORIAL MEG

WEIST, p. 27.

El primer modelo mecánico para explicar este proceso fue establecido por Reid

en1911, a partir del estudio de los movimientos de la falla de S. Andrés (California)

ocurridos, en especial, durante el terremoto de S. Francisco de 1906. De acuerdo con

esta teoría, -conocida como "modelo del rebote elástico"-, los sismos son el resultado

de un proceso de deformación elástica y acumulación de esfuerzos en una zona de la

corteza que se mantiene hasta que se supera la resistencia del material, lo que sucede

cuando los esfuerzos de cizalla alcanzan valores próximos a 1 000 bares. En este

momento la falla experimenta una dislocación, los esfuerzos se relajan total o

parcialmente de forma súbita y la energía elástica acumulada se libera bruscamente.

Las rocas deformadas por el esfuerzo "rebotan" a ambos lados de la falla y la

deformación elástica desaparece. El terreno próximo a la falla sufre un

desplazamiento, que en el caso de la falla de San Andrés y el terremoto de 1906,

alcanzó, en algunas zonas, un valor de 6 metros. Parte de la energía liberada se disipa

en fenómenos no elásticos en la zona de ruptura y parte se propaga en forma de ondas

sísmicas que hacen vibrar el terreno. La generación de un sismo consta, por tanto, de

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dos etapas: una de acumulación lenta de la energía elástica y otra de relajación súbita.

Mientras que la primera puede prolongarse muchos años, la segunda dura únicamente

decenas de segundos. Es importante señalar que Reid incluyó en su modelo la

interrupción y el reinicio de la ruptura, marcados por la generación de vibraciones que

se propagan como ondas sísmicas. Como veremos, la existencia de diversas fases en el

proceso de ruptura y su reflejo en la creación de ondas de diferente frecuencia, son

una de las aportaciones más importantes de los modelos modernos que explican el

mecanismo sísmico. También conviene poner de manifiesto que la hipótesis, asumida

generalmente en la estimación de la peligrosidad sísmica, de que la ocurrencia de

terremotos sigue una distribución de Poisson en el tiempo (es decir, que los sismos son

temporalmente independientes), discrepa de los presupuestos básicos del modelo de

Reid.

Todas las placas litosféricas, tienen un rasgo peculiar e inquietante: no están

estáticas, se mueven constantemente, cuestión de centímetros, distancias cortas pero

fatídicas; cuando ese deslizamiento continuo se interrumpe y se reinicia bruscamente,

después de un lapso de años ocurre un sismo. No importa que dichas placas se deslicen

una bajo otra, o lo hagan lateralmente o choquen frontalmente: el desenlace es

inevitable: la corteza terrestre se estremece. En la zona donde ocurren los

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movimientos, cientos de kilómetros cúbicos de roca son deformados, lo que permite

la acumulación de energía potencial; en un determinado momento, los esfuerzos

actuantes, al ser superiores a la fricción que los detiene, producen lo que se conoce

como disparo sísmico5 [rebote elástico].

En las zonas donde el espesor de la litosfera es menor, en general en el fondo de los

océanos [corteza oceánica], el magma que se encuentra a presión y en estado líquido

debajo de la litosfera fluye hacia arriba a través de las discontinuidades de las placas.

La emersión del magma produce empujes sobre las placas adyacentes a la falla; estos

empujes se reflejan en los extremos expuestos de las placas donde se generan

grandes presiones en las zonas de contacto; donde entra en contacto una placa

oceánica con una continental, la primera de menor espesor y mayor densidad se hunde

bajo la segunda, ocasionando su desaparición, a este proceso se le llama, subducción,

(véase figura 7) durante el proceso se forma una fosa paralela a la costa, pero en el

contacto de dos placas continentales que se mueven en sentidos opuestos, se suele

producir una elevación, o sea ambas placas se doblan hacia arriba dando lugar

a la formación de las grandes cadenas montañosas (véase figura 8)6 [como el caso de

la cordillera del Himalaya, producto de la colisión de la placa India contra la placa de

Euroasia].

5 Fuente: DÍAZ, A. (2005). “Dinámica de Suelo”. EDITORIAL LIMUSA S.A. p. 85.

6 Fuente: DÍAZ, A. (2005). “Dinámica de Suelo”. EDITORIAL LIMUSA S.A. p. 88.

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FIGURA 3.

Corte esquemático de la corteza oceánica

FUENTE: BOLT, B. (1985). “terremotos”. EDICIONES ORBIS S.A. p. 72.

FIGURA 4.

Colisión de la placa india con la placa Euroasia.

FUENTE: “the Himalayas: two continents collide”. U.S.G.S.

http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/himalaya.html

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Acerca del mecanismo de los terremotos, el lugar donde se presenta el inicio del

movimiento repentino se llama hipocentro, es decir la zona profunda de la corteza

terrestre donde tiene lugar esa perturbación; también se le conoce como foco sísmico.

El área terrestre, en una dirección vertical al hipocentro, se denomina epicentro7.

Ahora bien, si constantemente se está creando una nueva placa, ¿qué ocurre con la

antigua?; pues estas grandes áreas de placas móviles son absorbidas en algún lugar, y

se cree que el cementerio de las placas son las fosas oceánicas asociadas a

continentes que avanzan o a los arcos de islas. En estos lugares, zonas de subducción,

las capas superficiales de roca se sumergen en el interior de la tierra y a grandes

profundidades, la temperatura y la presión aumentan, y la litosfera que se hunde se

transforma gradualmente hasta que llega a estar mezclada y absorbida por rocas más

profundas.

Esta explicación plantea una nueva pregunta: ¿cuál es la causa de los esfuerzos

diferenciales que provocan la deformación del terreno y la acumulación de tensiones

en la superficie de la Tierra?. La respuesta está vinculada a la dinámica de la litosfera

terrestre y, más en concreto, a la teoría de la tectónica de placas. Según ella, la

litosfera está dividida en un conjunto de placas independientes que se desplazan

arrastradas por las corrientes de convección de la astenosfera, con velocidades

relativas de unos pocos centímetros al año. Se pueden distinguir unas 17 placas

importantes de las que 6 se consideran principales. En todas ellas el interior es

estable y los márgenes inestables. Estos márgenes pueden ser de tres tipos:

divergentes, convergentes y de deslizamiento horizontal.

7 Fuente: DÍAZ. A. (2005). “Dinámica de Suelo”. EDITORIAL LIMUSA S.A. p. 88.

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Los bordes divergentes son zonas de expansión en las que se crea corteza oceánica a

lo largo de una cordillera volcánica submarina situada en medio de un océano. Estas

cordilleras, conocidas como dorsales oceánicas, se extienden a lo largo de miles de

kilómetros y a veces, como en el caso de Islandia, dan lugar a la formación de islas. El

material que procedente del manto es expulsado a la superficie del fondo oceánico, se

sitúa a uno y otro lado de la zona de fisura y se aleja de ella a medida que el proceso

eruptivo continúa produciendo nuevos aportes. Las placas tienden a separarse

arrastradas por la convección del manto que tiene sentidos distintos a uno y otro lado

de la dorsal, dando lugar a la formación o ampliación de los océanos. La actividad

sísmica que se genera en este proceso tectónico es de moderada magnitud y con

profundidades hipocentrales inferiores a 70 km.

Dado que la superficie de la tierra no aumenta, es necesario que existan procesos de

destrucción de litosfera que compensen el material creado en las dorsales oceánicas

(Le Pichón, 1968). Este mecanismo compensador ocurre en los márgenes convergentes,

que son las zonas en las que tiene lugar el encuentro de dos placas. Cuando una de ellas

corresponde a litosfera oceánica, puede producirse un fenómeno de subducción por el

que la placa oceánica se introduce por debajo de aquélla con la que se encuentra, que a

su vez puede ser de tipo oceánico o continental. La placa buzante penetra en la

astenosfera y el manto superior hasta que las elevadas presiones y las grandes

temperaturas hacen que sea absorbida. La zona del fondo oceánico en la que se inicia

la subducción se llama trinchera y muchas veces va acompañada de una línea paralela

de volcanes situados en el interior del continente (como sucede en el Sur del Perú) si

la convergencia es con una placa continental, o por un arco de islas si es con una

oceánica. En este proceso, los terremotos se originan tanto en las áreas de ambas

placas próximas a la línea de encuentro, como en las partes de la placa buzante que

conservan suficiente rigidez para soportar grandes esfuerzos. Estas regiones se

conocen con el nombre de zonas de Wadati - Benioff en honor de sus primeros

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investigadores. Esta diversidad de fuentes sísmicas hace que la profundidad de los

terremotos asociados varíe desde unos pocos kilómetros cerca de la costa hasta 600-

700 km, ya en el interior del continente. Las magnitudes pueden ser muy grandes, y los

mecanismos de tipo normal o inverso. Un ejemplo representativo de este tipo de

bordes lo constituye la subducción de la placa de Nazca bajo la placa de América del

Sur. En ella se han originado muchos terremotos devastadores, como los que asolaron

diversas zonas del Perú en 1604, 1687, 1746, 1784 y 1868, ó el más reciente ocurrido

en Chile en 1960. La subducción de esta placa en el norte y centro del Perú tiene lugar

con un ángulo de buzamiento pequeño, próximo a 10°, mientras que al Sur no supera los

30° (Barazangi y Isacks, 1976; 1979; James y Snoke, 1994; Norabuena et al., 1994).

La edad estimada para la zona de subducción es de 32 millones de años (Ma) para la

parte norte y 42 para la parte sur, y su velocidad se evalúa en 4.3 y 4.5 cm/año,

respectivamente (Scholz y Campos, 1995).

Para ambas variables se trata de valores discretos: las zonas de subducción más viejas

(Tonga, Honshu, Java) superan los 115 Ma, y las más jóvenes (México, Centro América,

Sur de Chile) se sitúan en torno a los 20 Ma. Las mayores velocidades alcanzan 10

cm/año (Tonga, Honshu) y las más pequeñas son del orden de 3 cm/año (Guerrero).

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Distribucion de placas tectónicas. Las flechas señalan la dirección de su movimiento

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CONCLUSIONES

- Conviene señalar que no siempre la subducción genera una actividad sísmica tan

importante como la que ocurre en las zonas de Chile y Perú. Así, en las Islas

Marianas el fenómeno tiene características diferentes: el ángulo de buzamiento

es mayor y los terremotos no alcanzan magnitudes tan notables.

- Finalmente, algunos de los terremotos vinculados al proceso eruptivo de un

volcán no responden al mecanismo descrito en este apartado sino que tienen un

carácter marcadamente explosivo. Por ello se acostumbra a diferenciar entre

terremotos de origen tectónico y terremotos volcánicos.

- Como dato adicional, en los bordes descritos tienen lugar cerca del 95% de los

terremotos de origen tectónico. El resto ocurre en el interior estable de las

placas. Se trata de los sismos intraplaca que algunas veces, como en los

terremotos de Nuevo Madrid (Missouri 1811-1812), Charleston (Carolina del

Sur, 1886) o Pekín (1980), pueden tener una gran magnitud. Aunque no existe

unanimidad sobre este punto, se cree que estos terremotos, -sobre todo los que

se originan en la zona más interna de las placas (mid-plate earthquakes)-

ocurren en zonas de fragilidad, en las que se liberan los esfuerzos que han sido

generados en los bordes de la placa y transmitidos a través de ella.