SISMOS
GENERALlDADES
El
tiempo medido en términos geológicos difiere de la expectativa común que
tenemos de él en nuestra vida cotidiana (tiempo de vida, historia, etc).
La edad de la tierra se estima en 4500
millones de años; establecidos mediante métodos de evaluación de rocas. Y
mediante la interpretación del recorrido de las ondas sísmicas a través de los
estratos, se puede deducir –por análisis inverso- la conformación interna de la
tierra.
La estructura del globo terráqueo comprende estratos conocidos como: núcleo interno, núcleo externo, manto y corteza. El radio de la tierra es de aproximadamente 6400km.
La
capa
superficial o corteza varía en su espesor de 6km en el fondo marino a 35km en
continente.
Su constitución es rocosa (granito y basalto).
El
Manto, es la capa que subyace a la corteza, con un espesor promedio de 2800km,
es de calidad rocosa (roca ultra básico).
La gran mayoría de los terremotos se
originan en la corteza terrestre y en las capas superiores del manto.
ESTRUCTURA DEL GLOBO TERRESTRE
HISTORIA Y PROGRESO DE LA INGENIERÍA
SISMICA
El origen de los terremotos ha sido asignado a causas diversas a lo largo de la historia. Las explicaciones por lo general han estado estrechamente ligadas a las costumbres o las creencias religiosas –acción de los dioses o lucha entre deidades maléficas y protectoras.
El filósofo griego Aristóteles (IV a.c), consideraba que los terremotos eran provocados por masas de aire caliente que intentaban escapar del interior de la tierra.
En
la obra “Discurso sobre terremotos” de 1668; Hooke considera que el terremoto
es una respuesta elástica a fenómenos geológicos. Sin embargo recién a fines
del siglo XIX se estructura un
“planteamiento moderno”, vinculando a los sismos con fallas geológicas
observables en el terreno.
A
finales del siglo XIX era comúnmente aceptado que los sismos se originaban por
el movimiento relativo de las dos partes de una fractura de la corteza
terrestre. Y para 1911 Reid establece el primer modelo
mecánico para explicar este proceso, a partir del estudio de los movimientos de
la falla de San Andrés en California, EEUU. Tomando experiencias del terremoto
de San Francisco en 1906.
Reid
plantea la teoría del “modelo del rebote elástico”, mediante la cual los sismos
son el resultado de un proceso de deformación elástica y acumulación de
esfuerzos en una determinada zona de la corteza. Al momento dela 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.
Parte de la energía liberada se propaga en forma de ondas sísmicas que hacen
vibrar el terreno; otra parte de la energía liberada se disipa en fenómenos no
elásticos en la zona de ruptura.
TECTÓNICA
DE PLACAS
La
generación de un sismo consta de 2 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 segundos.
Los
modelos modernos que explican el mecanismo sísmico, establecen la existencia de
diversas fases en la etapa de ruptura, y el reflejo en la creación de ondas
sísmicas de diferente frecuencia.
La
zona donde se generan los sismos –capa sismogenética-
tiene una profundidad de 30-40km y corresponde a la esquizosfera,
donde existe suficiente rigidez para que puedan producirse fracturas frágiles
y
que constituye la zona más superficial de la Litosfera. La litósfera a su vez
se extiende hasta los 100km de profundidad abarcando la corteza y parte
superior del manto .
La
parte del manto situada debajo de la Litosfera hasta una profundidad aprox. a
200km se llama astenosfera
donde se presentan lentos movimientos de convección. El basalto de la astenosfera
fluye por extrusión a lo largo de las dorsales oceánicas, lo cual hace que se
renueve y expanda constantemente el fondo oceánico.
Según la teoría de la tectónica de
placas, 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 17 placas
importantes, en todas ellas el interior es estable y los márgenes inestables.
Estos márgenes pueden ser de tres tipos: divergentes, convergentes y de
deslizamiento horizontal.
Los bordes divergentes son zonas de
expansión, donde se crea corteza oceánica a lo largo de cordilleras volcánicas
submarinas llamadas dorsales oceánicas. Generando sismos de moderada magnitud
con profundidades inferiores a 70km.
Como compensación y equilibrio, en
las zonas convergentes se genera la subducción
MAPA DE PLACAS TECTÓNICAS CON SUS
VECTORES DE MOVIMIENTO
TIPO DE MARGENES DE PLACAS TECTONICAS
Zonas convergentes (subducción en el litoral) y divergentes (convección en la dorsal oceánica).
FALLAS Y ONDAS SISMICAS
Se
denomina falla a una estructura tectónica, a lo largo de la cual se ha
producido una fractura y un deslizamiento diferencial de los materiales
adyacentes, siendo de especial interés, identificar las fallas activas
Las
ondas sísmicas, transmiten parte de la energía que se libera en el foco al
producirse el terremoto, y son básicamente de dos tipos: ondas internas o de
volumen y ondas superficiales.
Las
Ondas de volumen, se pueden propagar en las zonas profundas de la tierra y son
de dos clases: ondas P (primarias) y ondas S (secundarias). Llamadas así por
ser respectivamente, las primeras y segundas en llegar a una estación dada. Las
ondas P son longitudinales y corresponden a modificaciones de volumen sin
cambio de forma. A su vez las ondas S
son transversales y se relacionan con cambios de forma sin cambio de volumen.
Además
de las ondas P y S, si el medio tiene una superficie libre o una estructura de capas, puede trasmitir
ondas que son apreciables únicamente en la superficie, y son las denominadas
ondas superficiales. Siendo las más importantes las ondas Rayleigh
y las ondas Love.
Las
ondas superficiales Rayleigh y Love,
tienen velocidad de propagación menor de las ondas S, su amplitud decrece con
la profundidad y los desplazamientos que generan se encuentran en el plano de
incidencia.
Las ondas Superficiales son
importantes a grandes distancias –sismos lejanos- y sus efectos sobre
determinadas estructuras pueden ser apreciables. Así las ondas Rayleigh
son particularmente peligrosas para tuberías enterradas a profundidades
pequeñas.
Link de video:
Terremoto en Pisco Ica 2007 -fotos y datos web-
El Terremoto
de Pisco de
2007 fue
un sismo registrado
el 15 de agosto de 2007 a
las 18:40:57 hora local con una duración cerca de 175 segundos (2 min 55 s).
Su epicentro se
localizó en las costas del centro del Perú a
40 kilómetros al oeste de Pisco y
a 150 km al suroeste de Lima,
y su hipocentro se
ubicó a 39 kilómetros de profundidad. Fue uno de los terremotos más violentos
ocurridos en el Perú en los últimos años; el más poderoso (en cuanto a
intensidad y a duración), pero no el más catastrófico, desde ese punto de vista
el terremoto
de 1970 produjo
mayor cantidad de muertes (70,000muertes).
El siniestro, que tuvo una magnitud de
8.0 en la escala
sismológica de magnitud de momento y una intensidad máxima de IX en
la escala
de Mercalli Modificada, dejó 595 muertos, casi 2,291 heridos,
76.000 viviendas totalmente destruidas e inhabitables y 431 mil personas
resultaron afectadas. Las zonas más afectadas fueron las provincias de Pisco, Ica, Chincha, Cañete, Yauyos, Huaytará y Castrovirreyna.
La magnitud destructiva del terremoto también causó grandes daños a la
infraestructura que proporciona los servicios básicos a la población, tales
como agua y saneamiento, educación, salud y comunicaciones.
No permitamos que esto se vuelva a ver!.
