Unidad 7 - Geofísica, 4to año PDF

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Geofísica, 4to año...

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7.- Sismología. Elasticidad de las rocas y ondas sísmicas. Diferentes tipos de ondas: internas y superficiales. Velocidad y tiempo de recorrido. Sismógrafos y sismogramas. Parámetros de un terremoto. Epicentros e Hipocentros. Magnitud e intensidad de un terremoto. Mapas de zonificación sísmica. Noción de riesgo sísmico. El interior terrestre a partir de la sismología. Distribución mundial de los terremotos. Puede ser interesante para el alumno hacer una visita a la página: http://ansatte.uit.no/kku000/webgeology/webgeology_files/spanish/interior Tierra_8.swf Allí puede encontrar esquemas sencillos sobre ciertos fenómenos geofísicos en especial referidos a comportamiento de ondas en el interior terrestre y algo de magnetismo. Sismología Sismología es una rama de la geofísica que se encarga del estudio de los terremotos y la propagación de las ondas elásticas (ondas sísmicas) que se generan en el interior y en la superficie de la Tierra. La sismología incluye, entre otros fenómenos, el estudio de maremotos y marejadas asociadas (tsunamis) y de las vibraciones previas a las erupciones volcánicas. En general los terremotos se originan en los límites de placas tectónicas y son producto de la acumulación de tensiones por interacciones entre dos o más placas. La interpretación de los sismogramas que registran al paso de las ondas sísmicas permite estudiar las características del interior de la Tierra. La Sísmica, por su parte es la ciencia que estudia los métodos de prospección que se basan en el análisis de del frente de ondas elásticas producidas por fuentes artificiales de energización del suelo. Elasticidad de las rocas y ondas sísmicas Para entender los conceptos básicos sobre sismología y sísmica es necesario conocer algunos principios de elasticidad de los materiales y de propagación de las ondas elásticas (ondas sísmicas). Ondas elásticas La forma más sencilla de propagación de una onda en un medio geológico elástico y homogéneo consiste en una serie de compresiones y dilataciones alternadas, durante las cuales las partículas adyacentes en alguna parte de la

propagación están, respectivamente, más próximas o más alejadas entre sí que lo normal. Si a un medio rocoso le imprimimos un impacto (energizamos), el frente de onda sísmico se desplazará en forma de esferas -que se comprimen y se dilatan alternativamente- en todas las direcciones del espacio y que finalmente, van siempre aumentando de tamaño. En la figura 2-2 se esquematiza el fenómeno y se grafica la longitud de la onda que es la distancia entre dos esferas de igual clase. Como los radios de desplazamientos serán mucho mayores que las longitudes de onda, el frente de onda se convierte en líneas rectas paralelas y puede considerarse a la onda como una onda plana. Las perpendiculares a estos frentes son los denominados “rayos sísmicos” (Figura 4.4).

Abajo vemos como el Principio de Huygens explica que cada punto afectado por el frente de avance de una onda se convierte a su vez en un nuevo frente de onda

Rayo sísmico

Las ondas sísmicas que se producen en un medio sólido son, ver adelante (Figura 2.3): Ondas de cuerpo u ondas internas: Justamente se denominan así porque afectan el interior de los diferentes medios por donde viajan. ► Primarias (P) o Longitudinales. Son muy importantes en sísmica, poseen la mayor energía y son las más veloces. ► Secundarias (S) Transversales o de Corte. Transmiten su energía en forma polarizada (corte perpendicular). Son más lentas que las primarias. No se transmiten en medio líquidos. Son usadas para determinar la composición fluida del interior de la Tierra pues sus registros se cortan en los líquidos. Ondas de superficie: De menor interés en sísmica, son menos veloces que las (S) se propagan sobre superficies libres o entre contactos de diferentes medios. Lo hacen en dirección paralela a la superficie y su amplitud decrece con la profundidad: ► Rayleigh o retrógradas. Si bien se propagan en igual sentido que las anteriores, las partículas vibran en el plano vertical efectuando giros

retrógrados. Se producen por interacción de las ondas P y S con la superficie libre. Se las llama ondas de “ground roll” (baja frecuencia y velocidad). En

suelos poco consolidados suelen enmascarar los

registros. ► Love. Sus partículas vibran transversalmente en las superficies de contacto entre capas (medios estratificados). Son más lentas que las Rayleigh. Se polarizan en un solo plano perpendicular a su avance

En las figuras de arriba (2.3) y de abajo (Figs. 4.2 y 4.3) se aprecia el mismo fenómeno de transmisión de ondas y las deformaciones elásticas que provocarán en el suelo. (Fig. 4.2 ondas de cuerpo) y (Fig. 4.3 ondas de superficie).

Velocidad y tiempo de recorrido de las ondas Como se explicó, las ondas P y S son las más importantes en sísmica aplicada y sus velocidades se relacionan a través de ecuaciones. Algunas de ellas implican, necesariamente conocer el comportamiento de ciertas constantes elásticas de los materiales. Es por eso que se verán más adelante. Sin embargo, adelantamos que existe una simple ecuación que relaciona las velocidades de las ondas Secundarias (Vs) con la de las Primarias (Vp):

Vs = Vp

3

Algunas velocidades promedio asignables a ondas P y S: Tipo de Material

Vp [m/s] 330 (0º + 0,6 m/s por º)

Aire

Así, 342 m/s a 20°

Vs [m/s] -----------

Capa meteorizada

700

404

Agua

1500 mar – 1435 dulce

----------

Rocas sedimentarias

2000

1155

Rocas terciarias

2800

1617

3200 Rocas cretácicas Rocas paleozoicas de 5200 basamento geofísico 5300 Rocas granitoides

2194 3002

6100

3522

Rocas gneíssicas

3060

Teniendo en cuenta la relación de velocidad entre ambos tipos de ondas se comprende el desfasaje temporal en la llegada de las ondas cuando se producen los terremotos. En un primer remesón llegan las ondas (P) y luego llegan las ondas (S) que al ser de corte son más destructivas pues afectan los cimientos de las edificaciones. Constantes elásticas de los materiales Para entender el comportamiento de las ondas sísmicas que afectan a los cuerpos elásticos hace falta conocer algunos principios que gobiernan la elasticidad de los medios y en consecuencia la propagación de las ondas. Tensión y Deformación Tensión es la aplicación de una fuerza (W) sobre la unidad de área (A).

T=

W A

Se expresa en distintas unidades, entre las que se mencionan:

[Nw/m2] (mks); [Pa] (SI); [Din/cm2] (cgs) [Bar] (cgs) Presión es el caso en que la tensión es perpendicular al área y se ejerce contra el cuerpo.

Tracción es el caso en que la tensión es perpendicular al área y se ejerce desde el cuerpo hacia fuera.

Cizalla es el caso en que la fuerza aplicada es paralela al área.

Módulo de Young (E) o Módulo de Elasticidad Es la deformación (dL) que sufre una probeta de material de longitud (L) cuando se le aplica una tensión (W/A). El módulo de Young (o de Elasticidad) (E) que es la constante de proporcionalidad entre estas deformaciones, responde a la ecuación: D

W/A E= dL / L

dD

dL

L

Nw / m 2 Unidades E = : [1Nw/m2]; [1Pa]; [10 Din/cm2]; [10-5 bar] m/ m Módulo de Rigidez (m) Es la deformación angular (Ω) que sufre una probeta cuando se le aplica una tensión o esfuerzo de corte tangencial (W/A) (Cizalla). En el caso de los líquidos, como estos no pueden deformarse el Módulo de Rigidez (m) es cero.

Ω Tiene iguales unidades que el Módulo Elasticidad (Young). Coeficiente de Poisson (σ) Representa el acortamiento (dL) con la deformación (D) cuando se aplica compresión a una probeta de roca.

D dD

σ=

dD / D dL / L

L

dL

(σ) es adimensional y su valor para casi todas las rocas es de 0,25 Como se expresara previamente, con referencia a las velocidades de las ondas, ahora que conocemos estos parámetros de elasticidad, podemos vincularlos con las velocidades que serán propias de cada tipo de material.

Cálculo de Vp vinculando al módulo de Elasticidad o Young (E), Módulo Poisson (σ) y Densidad de la roca (ρ)

VP =

(1 − σ ) E (1 + σ )(1 − 2σ ) ρ

En la naturaleza, los valores de (Vp) varían más en función del Módulo de Elasticidad (Young) (E) que de la densidad (ρ) ya que esta es más constante y varían en un rango menor. Como regla general tendremos que las rocas más viejas y más compactas presentan mayor velocidad de transmisión de las ondas. La velocidad de las ondas P aumenta con la elasticidad del medio y disminuye con la densidad.

También tenemos otra ecuación (aproximada o simplificada) que vincula al módulo de Young y la densidad con las velocidades de las ondas P: (E) es el Módulo elástico de la roca (ρ) es la densidad de la roca

Vp =

E

ρ

También es válido relacionar Poisson con ambos tipos de ondas internas como sigue:

Vp = Vs

2.(1 − σ ) (1 − 2σ )

Como el coeficiente de Poisson (σ) para rocas consolidadas es típicamente 0,25 tendremos que:

Vp ≈ 1,7.Vs

Para explicar el concepto de porqué la velocidad de propagación se rige proporcional al por el modulo de Young e inversamente proporcional a la densidad usaré un ejemplo que di en una consulta escrita a un alumno: En respuesta al porqué de esta relación, En principio te remito a pensar en la ecuación que vimos en la primer parte de sismología donde vinculamos velocidad con el módulo de elasticidad y la densidad:

Vp =

E

ρ

Esta ecuación ya te está señalando que a mayor densidad menor velocidad. Ahora ensayaré una explicación del porqué de esta ecuación….veremos si puedo ser claro: La velocidad del sonido se propaga en función directa al módulo de elasticidad e inversa a la densidad. En un sedimento elástico (imaginemos rígido tipo acero o aluminio), las partículas afectadas por un impulso tienden a volver rápidamente a su posición original y esto hace que una compresión sea seguida rápidamente de una dilatación o viceversa (para restablecer la posición original o de equilibrio de la partícula). Así, entonces, en elemento elástico con alto módulo de Young (elasticidad) se transmite rápido el sonido que es una forma de transmitir la energía. Por otro lado, pensemos que la densidad cuanto mayor sea comprimirá más la materia impidiendo de algún modo el movimiento oscilatorio de las partículas. O sea, no es lo mismo densidad que elasticidad aunque a veces rocas ígneas sean más densas y también más veloces. Lo que está sucediendo es que también aumentó el módulo de elasticidad y es por eso que se volvieron más veloces. Abajo te pongo un ejemplo “de libro” donde se calcula la velocidad del sonido para aluminio conociendo el módulo de elasticidad y su densidad. Observar que se cumple lo dicho:

Si quieren pueden calcularlo para el plomo cuyo módulo de Young es 1,47.1010 N/m2 y su densidad 11,3 .103 kg/m3. Yo lo calculé y da 1140 m/s. Casi 5 veces más lento. Imaginen entonces, el aluminio (o el acero) son más rígidos o de mayor módulo de Young y si hacen una campana de este material esta sonará más (vibrará más) que si hacen una campana de plomo que será más densa (más pesada) pero más “fofa”. Una sonara ¡tangggggg!!! Y la otra ¡pof! ¿Se entendió? Sismología (Terremotos) Un terremoto es el movimiento brusco de la Tierra, causado por la repentina liberación de energía acumulada durante cierto tiempo. La corteza de la Tierra está conformada por una docena de placas de hasta aproximadamente 70 km de grosor, cada una con diferentes características físicas y químicas. Estas placas tectónicas están en continuo movimiento aunque este se presente como imperceptible. En algunos casos estas placas chocan entre sí, entonces una placa inicia su desplazamiento sobre o bajo la otra (las más densas abajo) originando lentos cambios. Pero si el desplazamiento es dificultado, comienza a acumularse una energía de tensión que en algún momento se liberará y una de las placas se moverá bruscamente contra la otra liberando entonces una cantidad variable de energía que origina el Terremoto. Sólo el 10% de los terremotos ocurren alejados de los límites de placas.

Esquemas de movimientos de placas

Límite transcurrente o de falla transformante Límites divergentes (de dorsal o constructivos

Límites convergentes de subducción o destructivos Subducción de Corteza oceánica-Corteza oceánica. Se origina un arco de isla volcánico. Ejemplo, a lo largo del límite occidental de la placa Pacífica, numerosos arcos de islas que dominan toda esa costa (Aleutianas, Filipinas, Japón, etc.).

Subducción de Corteza continental-Corteza oceánica. La Corteza oceánica se introduce bajo la litosfera de la otra placa de forma mucho más pronunciada puesto que es más pesada. Origina una cordillera paralela al límite (orógeno de subducción) donde las máximas alturas coinciden por lo general con edificios volcánicos. Ejemplo es el límite de la placa Pacífica (Nazca) con la Sudamericana.

La colisión continental. Supone el final del proceso de subducción por la completa desaparición de la litosfera oceánica que existía entre dos masas continentales, dando lugar a que una cabalgue sobre la otra, puesto que la Corteza continental es poco densa para subducir. Una colisión de este tipo origina grandes cordilleras (orógenos de colisión) como los Alpes o el Himalaya.

La actividad subterránea originada por un volcán en proceso de erupción puede originar un fenómeno similar. En general se asocia el término terremoto con los movimientos sísmicos de dimensión considerable,

aunque rigurosamente su etimología significa

"movimiento de la Tierra" y es sinónimo de sismo.

Epicentro

Hipocentro

Para calcular el epicentro se necesitan al menos 3 estaciones sismológicas que intersectan los círculos de distancias calculados a través de las velocidades “S-P”

Hipocentro (o Foco) Es el punto en la profundidad de la Tierra desde donde se libera la energía en un terremoto. Cuando ocurre en la corteza, aproximadamente hasta 70 km de profundidad, se denomina superficial. Si ocurre entre los 70 y los 300 km se denomina intermedio y si es de mayor profundidad: profundo. Epicentro Es el punto de la superficie de la Tierra directamente sobre el hipocentro.

Sismógrafos y sismogramas La detección de un terremoto se realiza a través de un instrumento llamado sismógrafo, el que registra en un papel la vibración de la Tierra producida por el sismo (sismograma). Nos informa la magnitud y la duración del evento sísmico. Este instrumento registra dos tipos de ondas: las internas o de cuerpo, que viajan a través de la Tierra desde su profundidad y las superficiales, que viajan a través de la superficie terrestre y que producen la mayor vibración de ésta (y probablemente el mayor daño)

Localización de Hipocentros Esto se calcula si se conocen los tiempos de arribo de las ondas P y S y las velocidades de propagación. Con el estudio de curvas de tiempo/distancia para terremotos locales, Omori establece una fórmula para calcular la distancia hipocentral (D) que la relaciona con la diferencia de tiempos S-P (TS-P) y las velocidades VP y la VS . Se debe suponer que todas las trayectorias (curvas tiempo/distancia) hasta 1000 km son lineales. Si consideramos las fases sísmicas P y S, entonces TP será el tiempo de arribo de la onda P, TS lo será para la onda S y T0 el tiempo de inicio del terremoto; entonces tendremos: Asimismo, les recuerdo que para grandes distancias, la distancia D tiende a ser igual a la distancia epicentral. Es decir el cálculo es el mismo para hipocentro que para epicentro.

En la ecuación “C” es la constante De Omori (es la relación entre velocidades). Se acepta que para la parte superior del manto (zona de generación de terremotos) VP oscila entre 5,7 a 6 km/s y que VP = 1,7 VS. De allí que tengamos que aproximadamente C≈ 8 km/s. Entonces la distancia al hipocentro desde la estación sismológica donde se midió la diferencia de tiempo S-P será aproximadamente:

D ≈ 8. TS-P

Magnitud e Intensidad de un Terremoto Los terremotos pueden ser evaluados y clasificados a través dos parámetros o conceptos (Magnitud e intensidad): ► Magnitud que es la cantidad de energía liberada. El concepto de magnitud lo introdujo Charles Richter en 1935. Se asocia a una función logarítmica calculada sobre el sismograma a partir de la amplitud de la onda registrada por el sismógrafo. Vale decir, la Amplitud aumenta 10 veces por cada grado que sube la escala. Así, 0º =1.10

-3

mm; 1º = 1.10

-2

mm; 2º = 0,1 mm; 3 = 1 mm; 4 = 1 cm… La

energía, en cambio, se multiplica por 33 veces por cada grado de aumento en la escala. Hay distintas escalas de magnitud dependiendo del tipo de onda sísmica usada en la medición. Así se habla de Magnitud Local (Ml), Magnitud de ondas de superficie (Ms), Magnitud de onda de volumen o internas (mb), Magnitud de duración (MD). ESTOS TEMAS SE DESARROLLARON Y EXPLICARON DETALLADAMENTE EN CLASE. A cada terremoto se le asigna un valor de magnitud único, pero la evaluación se realiza, cuando no hay un número suficiente de estaciones, principalmente basada en registros que no fueron realizados forzosamente en el epicentro sino en puntos cercanos. De allí que inicialmente se asigne distinto valor a cada localidad o ciudad e interpolando las cifras se consigue ubicar el epicentro. Una vez coordinados los datos de las distintas estaciones, lo habitual es que no haya una diferencia asignada mayor a 0.2 grados para un mismo punto. Esto puede ser más difícil de efectuar si ocurren varios terremotos muy cercanos en tiempo y/o espacio. Aunque cada terremoto tiene una magnitud única, su efecto (intensidad) variará grandemente según la distancia, la condición del terreno, los estándares de construcción y otros factores.

Modelos de “Ruptura Sísmica” (liberación de tensión en el plano de falla): Se presentan dos modelos principales que a veces pueden darse de forma combinada (ej. Terremoto de Valdivia, Chile, mayo 1960) Aspereza Sísmica (Kanamori y Stewart, 1978) (se caracteriza por la presencia de sismos precursores al evento principal). Ej. Haicheng, China, 1976). Barrera Sísmica (Aki y Das, 1967) (este modelo se da cuando se presentan remesones posteriores al evento principal, (ej. Haiti, enero de 2010, Chile, febrero 2010). A veces se dan las dos condiciones de ruptura juntas como en el terremoto de Sendai Japón (marzo 2011) o de Chile (mayo 1960) donde hubo sismos precursores y también remesones (muchos de elevada magnitud). Abajo se presenta la escala de Magnitud de Richter y sus efectos:

Magnitud en escala Richter Menos de 3.5

Efectos del terremoto Generalmente no se siente, pero es registrado.

3.5 - 5.4

A menudo se siente, pero sólo causa daños menores.

5.5 - 6.0

Ocasiona daños ligeros a edificios.

6.1 - 6.9

Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas.

7.0 - 7.9

Terremoto mayor. Causa graves daños.

8 o mayor

Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas.

Esta escala es "abierta", de modo que no hay un límite máximo teórico.

► Intensidad que corresponde al grado de destrucción que causan en el área afectada. La intensidad es un concepto subjetivo que fue sufriendo variaciones de interpretación desde 1883 cuando Rossi y Forel la crearon sobre una escala de 10 grados. Posteriormente se usó la escala Mercalli (1902) también de 10 grados. Más tarde, a partir de 193...