II. LA FUENTE SÍSMICA
CUANDO LAS fuerzas que actúan sobre la roca se incrementan rápidamente que ésta puede comportarse plásticamente; y si son tan grandes que la roca no puede soportarlas deformándose elásticamente, hacen que falle, es decir, que se rompa súbitamente.
Para explicar cómo la falla del terreno había sido la causa del terremoto de
San Francisco de 1906, H. Reid propuso, en 1910, el modelo del rebote elástico
(1) el cual se ilustra en la figura 13. La figura 13 (a) muestra un pedazo de
terreno antes de ser deformado por las fuerzas indicadas como flechas gruesas;
la línea representa una carretera construida cuando el terreno aún no estaba
deformado. La figura 13 (b) muestra cómo la línea de la carretera se deforma
cuando lo hace el terreno; la línea inferior representa una nueva carretera
construida sobre el terreno deformado. Finalmente, cuando el terreno ya no soporta
los esfuerzos, se rompe a lo largo de un plano, representado en la figura por
la línea A-A', el llamado plano de falla; la carretera antigua recobra
su forma recta [Figura 13 (e)], pero con una discontinuidad sobre el plano de
falla, mientras que la carretera nueva ha quedado deformada en la cercanía de
dicho plano. La distancia B-B' entre las puntas de la carretera deformada nos
indica qué tanto se desplazó un lado de la falla respecto al otro; la mitad
de este desplazamiento (el desplazamiento para un solo lado de la falla) es
llamado corrimiento o corrimiento de falla, y puede ir de unos cuantos
centímetros a varios metros.
Dependiendo de los esfuerzos que actúen sobre un cuerpo, éste puede fallar en alguna de las tres formas siguientes. La primera forma, mostrada en la figura 14 (a), es de falla normal o de deslizamiento, que resulta de esfuerzos de tensión. En ésta y las demás figuras los esfuerzos se indican con flechas gruesas; la flecha delgada sobre el plano de falla indica el corrimiento relativo de un lado de la falla respecto al otro. El ángulo que forman el plano de falla con la horizontal es el echado; mientras que el ángulo que forma la dirección de la proyección horizontal del plano de falla, con el Norte, se llama rumbo (si se expresa como, por ejemplo, N 10°E) o azimut (si se expresa en grados, medidos en sentido de las manecillas del reloj a partir del norte).
La figura 14 (b) muestra el segundo tipo, que es de falla reversa o de cabalgadura. Este tipo de falla ocurre cuando los esfuerzos son compresionales.
El tercer tipo de falla, mostrado en la figura 14 (c), es el de falla transcurrente o de rumbo, que se produce cuando los esfuerzos son cortantes sin componente vertical. En este caso el corrimiento es horizontal.
Cuando los esfuerzos que actúan sobre el terreno son una combinación de esfuerzos
de tensión o compresión con esfuerzos de corte, el terreno puede fallar en una
forma mixta, como se muestra en la figura 14 (d).
Cuando podemos considerar a la falla como un punto, ya porque sea muy pequeña o porque estemos observando longitudes de onda (concepto que será explicado más adelante) muy largas, cada uno de los tipos de fallamiento puede ser representado por un conjunto de fuerzas llamado doble par (2), que se representa en la figura 14, junto a cada tipo de falla. La magnitud de cada uno de los pares de fuerzas es llamada momento sísmico y se representa generalmente por Mo. El momento sísmico es un parámetro importante para caracterizar el "tamaño" de un sismo; depende de la rigidez del medio, del área de ruptura y del corrimiento promedio (3 y 4).
Si consideramos cómo es el desplazamiento de los puntos de un material que
rodean al punto de aplicación de un doble par, vemos que es distinto para distintas
direcciones. La figura 15 representa una falla transcurrente observada desde
arriba; muestra al doble par e indica el desplazamiento de los puntos como una
figura de cuatro lóbulos, parecida a un trébol de cuatro hojas. Los lóbulos
señalados por un signo C son direcciones en donde el material del terreno es
comprimido, mientras que los indicados por un signo D señalan dilatación. En
cada caso la distancia desde el centro hasta la orilla del lóbulo es proporcional
a la magnitud del desplazamiento en esa dirección; de donde vemos que el fallamiento
produce grandes desplazamientos en unas direcciones y desplazamientos nulos
en otras (nodos) (5).
Figura 15. Falla transcurrente (vista superior y patrón de radiación. (C = compresión; D = dilatación.)
En general, una falla radiará cantidades distintas de energía en diferentes direcciones (la forma en que lo hace es llamada patrón de radiación), y lo hará de tal o cual manera según los distintos tipos de ondas. La figura que representa el patrón de radiación cerca de la fuente es llamada solución de plano de falla, y es de gran utilidad para la determinación del tipo y mecanismo de una falla sísmica (6).
Parte de la energía elástica que estaba almacenada en forma de esfuerzo en la roca deformada (como la que se almacena en un resorte comprimido) se gasta en crear la falla, i. e., romper la roca y vencer la fricción entre ambas caras de la fractura, que trata de frenar el movimiento (7); otra parte puede permanecer en las rocas (esfuerzo residual) y el resto se libera en forma de ondas sísmicas; esta energía liberada, llamada energía sísmica. Es, es la que viaja, a veces atravesando la Tierra entera y causando daños aun en lugares alejados de la zona de la ruptura, y se conoce como terremoto.
La energía liberada por los sismos más grandes es enorme (del orden de 
ergs, véase página 105); es 100 000 veces mayor que la bomba atómica de 20 kilotones
que destruyó Hiroshima, y mayor que la de las grandes bombas nucleares de varios
megatones (1 kilotón = 4.2 x 
ergs) (18).
La energía total gastada durante el sismo depende del corrimiento promedio en la falla, del tamaño (área) y del nivel promedio de esfuerzos en ella (4). Solamente una fracción de esta energía [no se sabe qué tanto, pero posiblemente sea del orden de 1% (9) y dependa de la velocidad de ruptura (10) ] es radiada en forma de ondas sísmicas, por lo que el nivel promedio de esfuerzos determinado a partir de Es y de Mo es sólo un límite inferior para la energía total.
Es posible, por medio del estudio de la forma de las ondas sísmicas, complementado con otros estudios y observaciones de campo, obtener estimaciones de los valores de Mo, de las dimensiones de la falla y de la caída de esfuerzo (esfuerzo antes del sismo menos esfuerzo remanente) en la fuente (II). Observaciones de caídas de esfuerzo (que son un límite inferior para los esfuerzos que actúan durante el sismo) van de unos cuantos bars a unos 100 bars (un bar es aproximadamente igual a una atmósfera de presión) para sismos que ocurren en las orillas de los trozos de corteza terrestre conocidos como placas litosféricas (de las cuales hablaremos más extensamente en el capítulo IV) (12) y son ligeramente mayores en los sismos que ocurren dentro de éstas (13). Las caídas de esfuerzos de los terremotos de Michoacán del 19 y 20 de septiembre de 1985 fueron 19 y 43 bars, respectivamente (6).
Sin embargo, experimentos de laboratorio en los cuales se comprimen muestras de roca hasta que se rompen indican que, para las presiones que se pueden esperar en el interior de la Tierra (del orden de 9 kbar a 33 km de profundidad, 31 kbar a 100 km, 170 kbar a 500 km), se requieren esfuerzos cortantes de decenas de miles de bars para lograr que fallen las muestras (14 y 15).
Por lo tanto, existe actualmente una controversia acerca de cuál es el nivel real de esfuerzo cortante en las rocas de las capas más superficiales de la Tierra, donde ocurren los mismos. Es posible conciliar ambas observaciones si consideramos que la resistencia a la ruptura de las rocas varía de lugar a lugar (16), y que pueden existir concentraciones de esfuerzos muy altas.
Las concentraciones de esfuerzo pueden ocurrir donde una asperidad [una zona con resistencia a la ruptura mucho mayor que la del material que la rodea (17)] haya resistido mientras se rompía el material a su alrededor. Los lugares adyacentes a zonas de baja resistencia a la ruptura o a microfallas (pequeñas áreas donde la fricción puede considerarse nula), donde el corrimiento de las caras produce concentraciones de deformación y, posiblemente, debilitamiento de la roca (18), son lugares donde también pueden ocurrir concentraciones de esfuerzo. Al romperse el sitio donde hay una gran concentración de esfuerzo, el fallamiento, con su consiguiente corrimiento, produce concentraciones de esfuerzo en los bordes de la ruptura que, si son mayores de lo que puede soportar la roca, hacen que la falla se propague, esto es, que crezca (19) y continúe creciendo hasta que las concentraciones de esfuerzo que produce ya no sean lo suficientemente grandes para romper la roca, creando una nueva superficie de falla.
El punto donde comienza la ruptura se llama hipocentro, y el punto de la superficie terrestre localizado inmediatamente arriba de él se llama epicentro. Se llama foco sísmico al hipocentro y la zona de ruptura, donde ocurrió la liberación de energía del sismo. Los sismos se consideran someros, si ocurren a una profundidad menor de 60 km; profundos, si ocurren a más de 300 km de profundidad, y de profundidad intermedia en el resto de los casos. A veces se emplea el término profundidad normal para indicar entre 30 y 60 km (20).
Si el medio que rodea al hipocentro tiene un nivel alto de esfuerzo, es muy fácil que la ruptura se propague; mientras que si el nivel es bajo (por ejemplo, por haber ocurrido recientemente un sismo fuerte allí), es probable que la ruptura se detenga. Otra posible causa para que la ruptura se detenga es que se encuentre una asperidad que no pueda romper con las concentraciones de esfuerzo que produce (21), o a cambios en la orientación del plano de la falla. Algunos de estos efectos han sido observados en el campo, tras algunos temblores medianos y fuertes (22) y en simulaciones de rupturas sísmicas hechas en computadoras (23).
Como las propiedades de la roca y las concentraciones de esfuerzo cambian de lugar a lugar, los grandes sismos, que rompen áreas grandes, tienen generalmente fuentes más o menos complicadas. En virtud de que no se rompe toda el área al mismo tiempo, sino que la ruptura se propaga y lo hace, aparentemente, a velocidades cercanas a las de ondas de cizalla (que estudiaremos en el siguiente capítulo) (24, 25 y 10) tarda cierto tiempo, llamado tiempo de ruptura, en alcanzar su extensión total. La función que describe la manera como se propagó la ruptura durante este tiempo es llamada función temporal de fuente (26). La ruptura puede ser gradual y continua y generar ondas de periodo largo, o puede ser como una sucesión de sismos más pequeños y generar ondas que presentan vibraciones muy rápidas (esto es, altas frecuencias, las cuales serán discutidas en el siguiente capítulo), dependiendo, posiblemente, del tamaño y número de las asperidades (27). Se ha observado que estas características son distintas para diferentes regiones de la Tierra (28).
Las funciones de fuente de los sismos de Michoacán de septiembre 19 y 20 de 1985 duraron 61 y 15 segundos, respectivamente; el primer evento (el más grande) estuvo compuesto por dos subeventos, cada uno de 17 segundos, que ocurrieron con 27 segundos de separación (6). Esta es una razón por la cual el mismo liberó energía durante un tiempo largo, lo cual probablemente fue, como veremos más adelante, uno de los factores que contribuyeron a que causara tantos daños en la ciudad de México.
La figura 16 muestra las áreas de ruptura (170 x 50 km² y 66 x 33 km², respectivamente) de estos sismos; los epicentros están indicados por asteriscos. También se indican las áreas rotas por otros sismos cercanos: Colima (1973), Playa Azul (1981) y Petadán (1979). Aparentemente, la ruptura del sismo del 19 de septiembre, habiendo comenzado en el hipocentro, se propagó principalmente hacia el sureste; casi se detuvo al alcanzar la zona rota previamente en 1981, pero logró continuar, terminando de romper, durante el segundo subevento, el resto del área indicada. Durante los días siguientes al 19 se observó muy poca actividad sísmica en la región rota por el sismo de 1981; lo que indica un bajo nivel de esfuerzos en esa área.
Figura 16. Áreas de ruptura y réplicas de los sismos de Michoacán
de septiembre de 1985.
El sismo del 20 de septiembre comenzó su ruptura cerca de donde terminó el evento principal, y continuó hacia el sureste, rompiendo un área de la región costera rota previamente por el sismo de 1979, pero menos tierra adentro; esto indica que la ocurrencia de un sismo (en este caso el de 1979) no indica que una región costera no pueda producir más sismos en un futuro próximo, a menos que el sismo haya roto completamente su zona sismogénica (6).
II.5.1 Preeventos. Los temblores que ocurren antes (de segundos a meses) de un temblor grande (llamado evento principal) y que tienen el efecto de concentrar los esfuerzos que darán lugar a éste, se llaman sismos premonitores o preeventos. Utilizaremos en adelante el segundo término, pues hablaremos también de otros tipos de premonitores.
Como ejemplos de preeventos observados en los terremotos de México, podemos citar la secuencia de Petadán de 1979 que aparece en la Introducción; el sismo con M = 4 del 14 de marzo ocurrió 28 segundos antes del evento principal (29). A veces, un terremoto muy grande puede ser preevento de otro más grande aún como, por ejemplo, en el caso de Yakutat Bay, Alaska, 1899 (véase lista); sin embargo, como veremos más abajo, no siempre es necesario preocuparse por esta posibilidad, pues es posible estimar el tamaño máximo de los terremotos que pueden ocasionarse en un lugar determinado.
Los preeventos son estudiados actualmente, entre otras razones, por su posible aplicación a la predicción de la ocurrencia del evento principal (30). Desgraciadamente, en muy pocos lugares existe una cobertura apropiada de estaciones sismográficas que permita el monitoreo regular de todas las zonas sísmicas.
II.5.2 Réplicas. Después de un temblor grande ocurren muchos temblores más pequeños, llamados réplicas, cuyos focos están localizados en el área de ruptura del evento principal o en su periferia. Se piensa que pueden deberse a la rotura de áreas resistentes que no se rompieron durante el evento principal y a la extensión del plano de falla. Estas áreas se rompen después, porque, debido a las propiedades anelásticas (viscosas) de las rocas, no toda la energía de deformación es gastada súbitamente durante el sismo principal; parte de la energía almacenada en las rocas de la región que rodea la falla alimenta a ésta posteriormente (31 y 32). La ocurrencia de réplicas puede durar desde días hasta años, dependiendo del tamaño del evento principal y del tipo de roca en que ocurran.
Si alguno de los sismos que siguen a un evento grande es aproximadamente del mismo tamaño que éste, no se considera réplica, sino que ambos sismos se consideran como un evento múltiple. Consideramos como réplicas a los sismos que siguen al evento principal y que son menores que éste por un factor de 3.16 (correspondiente a medio grado de magnitud, como se verá más abajo).
Es común que después de un terremoto, grupos de sismólogos vayan a la región epicentral, llevando sismógrafos portátiles para registrar las réplicas. Una localización cuidadosa de un gran número de réplicas permite determinar el área de ruptura del evento principal (6); aunque, como mencionamos arriba, el área de réplicas tiende a crecer (33), por lo que se considera que el área que corresponde a la ruptura del evento principal (ruptura cosísmica) es menor o igual que la inferida por las réplicas que ocurren inmediatamente después (unas horas o unos cuantos días) del evento principal (34). Generalmente los sismólogos indican durante cuánto tiempo fueron observadas las réplicas usadas para inferir un área de ruptura. El crecimiento del área de réplicas con el tiempo es relativamente pequeño en las regiones costeras de México, Alaska y las Aleutianas; y es relativamente grande en zonas de Japón y del Pacífico austral y occidental (33).
A veces ocurren episodios sísmicos que consisten en un gran número de eventos sin que haya alguno que sea bastante mayor que los demás, i. e., sin evento principal. Este tipo de episodio es llamado enjambre; los eventos que lo constituyen raramente son muy grandes y es característico de zonas donde la corteza terrestre puede alcanzar altas temperaturas, como las volcánicas, geotérmicas y de creación de nueva corteza terrestre (de las cuales hablaremos más adelante).
Veremos a continuación que aparte de las fuentes sísmicas asociadas con fallas, y que se conocen como fuentes tectónicas, existen otros tipos de fuentes sísmicas, esto es, procesos capaces de causar ondas sísmicas. A continuación describiremos brevemente algunas de estas fuentes.
II.7.1 Fuentes de colapso. Son, generalmente, poco energéticas y las ondas que producen no son peligrosas; aunque el colapso en sí pueda serlo (por ejemplo en el caso de colapsos en túneles). Las fuentes más grandes de este tipo son las asociadas con el colapso de las depresiones que se forman, en la parte superior de algunos volcanes, como consecuencia de erupciones explosivas.
II.7.2 Fuentes explosivas. Pueden ser desde muy pequeñas, como las asociadas con explosiones químicas utilizadas en la construcción, hasta bastante grandes, como explosiones nucleares de varios megatones que, como se vio arriba, son comparables a sismos de magnitud intermedia. Las explosiones sobre la superficie de la Tierra o en la atmósfera no generan casi ondas sísmicas, por lo que son solamente las explosiones subterráneas las de interés sismológico.
Tras explosiones subterráneas grandes se observan a menudo colapsos de capas de las cavidades causadas por la misma explosión [espalación (35) ]. También se ha observado que explosiones nucleares subterráneas de varios megatones "disparan" sismos tectónicos; esto es, aparentemente provocan la liberación de la energía elástica acumulada alrededor del sitio de la explosión. Este efecto es conocido como liberación tectonica (36).
II.7.3 Fuentes volcánicas. Existen cuatro tipos de fuentes sísmicas asociadas con la actividad volcánica (37): llamamos sismo volcánico tipo A a sismos generalmente pequeños (M < 6) que ocurren a profundidades de 1 a 20 km bajo los volcanes, y usualmente en forma de enjambres. Presentan altas frecuencias y el comienzo de los registros de estos eventos en los sismogramas es súbito y abrupto.
Los sismos volcánicos tipo B ocurren por lo general en, o cerca de, los cráteres activos; son muy someros y de magnitudes muy pequeñas, presentando arribos graduales a emergentes; son aparentemente ondas superficiales (38). Es común que el número de sismos tipo B aumente antes de las erupciones, por lo que son útiles para la predicción de éstas. Son causados, probablemente, por procesos de degasificación (pequeñas explosiones) del magma.
A veces, generalmente antes de una erupción, se observa en los sismógrafos que operan sobre el volcán una vibración más o menos continua, llamada tremor volcánico. Esta vibración es probablemente causada por movimientos de la columna magmática y/o por multitud de enjambres de sismos tipo B. Sirve también como ayuda para la predicción de erupciones.
Finalmente tenemos los sismos volcánicos explosivos, que son generados por las erupciones explosivas; su magnitud, que es proporcional a la energía cinética de la erupción, es generalmente pequeña y son sentidos solamente en las inmediaciones del volcán. Esto se debe a que la mayor parte de la energía de la erupción se disipa en el aire; las grandes erupciones explosivas generan una onda de aire, una onda de choque que, como su nombre lo indica, se propaga como onda sónica en el aire y que es a menudo registrada por los sismógrafos instalados cerca del volcán.
Por lo tanto podemos decir que las explosiones volcánicas no presentan un riesgo sísmico; su gran poder de destrucción es debido más bien a las ondas de aire y a los productos que arrojan. La ocurrencia de sismos tectónicos fuertes cerca de volcanes puede ocasionar cambios en la estructura geológica que causen, o propicien, actividad en éstos; por otro lado, los cambios de presión resultantes de una erupción pueden propiciar la liberación de energía elástica, que pueda estar almacenada en la región, por sismos someros (39).
II.7.4 Fuentes de impacto. Es posible suponer que el impacto de un meteorito pueda generar ondas sísmicas apreciables, ya que su efecto es parecido al de una fuente explosiva en la superficie terrestre; el meteorito de Siberia (30 de junio de 1908) produjo ondas de aire enormes (40). Sin embargo, ni ese meteorito ni el caído también en Siberia el 12 de febrero de 1947 produjeron ondas sísmicas que fueran sentidas ni siquiera en lugares próximos; incluso, las de este último no fueron registradas por un sismógrafo colocado a una distancia de 400 km (20). Es probable que la energía del impacto se libere principalmente a la atmósfera, y tanto el tamaño como la velocidad de los meteoritos son disminuidos por el roce con la atmósfera terrestre. De hecho, es muy rara la ocurrencia de impactos de meteoritos contra la superficie de la Tierra, ya que la mayor parte son consumidos por la fricción con la atmósfera. Los meteoritos pueden ser más importantes como fuentes sísmicas en sitios carentes de atmósfera, como la Luna.
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