Terremotos en el mundo INGCHMA

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:

 Terremotos en el mundo.

 

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!.