II. LA FUENTE S�SMICA
CUANDO LAS fuerzas que act�an sobre la roca se incrementan r�pidamente que �sta puede comportarse pl�sticamente; y si son tan grandes que la roca no puede soportarlas deform�ndose el�sticamente, hacen que falle, es decir, que se rompa s�bitamente.
Para explicar c�mo la falla del terreno hab�a sido la causa del terremoto de
San Francisco de 1906, H. Reid propuso, en 1910, el modelo del rebote el�stico
(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 l�nea representa una carretera construida cuando el terreno a�n no estaba
deformado. La figura 13 (b) muestra c�mo la l�nea de la carretera se deforma
cuando lo hace el terreno; la l�nea 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 l�nea 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 cercan�a de
dicho plano. La distancia B-B' entre las puntas de la carretera deformada nos
indica qu� tanto se desplaz� 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
cent�metros a varios metros.
Dependiendo de los esfuerzos que act�en sobre un cuerpo, �ste 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 tensi�n. En �sta y las dem�s 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 �ngulo que forman el plano de falla con la horizontal es el echado; mientras que el �ngulo que forma la direcci�n de la proyecci�n 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 act�an sobre el terreno son una combinaci�n de esfuerzos
de tensi�n o compresi�n 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 peque�a o porque estemos observando longitudes de onda (concepto que ser� explicado m�s 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 s�smico y se representa generalmente por Mo. El momento s�smico es un par�metro importante para caracterizar el "tama�o" de un sismo; depende de la rigidez del medio, del �rea de ruptura y del corrimiento promedio (3 y 4).
Si consideramos c�mo es el desplazamiento de los puntos de un material que
rodean al punto de aplicaci�n 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 l�bulos, parecida a un tr�bol de cuatro hojas. Los l�bulos
se�alados por un signo C son direcciones en donde el material del terreno es
comprimido, mientras que los indicados por un signo D se�alan dilataci�n. En
cada caso la distancia desde el centro hasta la orilla del l�bulo es proporcional
a la magnitud del desplazamiento en esa direcci�n; 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 patr�n de radiaci�n. (C = compresi�n; D = dilataci�n.)
En general, una falla radiar� cantidades distintas de energ�a en diferentes direcciones (la forma en que lo hace es llamada patr�n de radiaci�n), y lo har� de tal o cual manera seg�n los distintos tipos de ondas. La figura que representa el patr�n de radiaci�n cerca de la fuente es llamada soluci�n de plano de falla, y es de gran utilidad para la determinaci�n del tipo y mecanismo de una falla s�smica (6).
Parte de la energ�a el�stica 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 fricci�n 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 s�smicas; esta energ�a liberada, llamada energ�a s�smica. Es, es la que viaja, a veces atravesando la Tierra entera y causando da�os aun en lugares alejados de la zona de la ruptura, y se conoce como terremoto.
La energ�a liberada por los sismos m�s grandes es enorme (del orden de 
ergs, v�ase p�gina 105); es 100 000 veces mayor que la bomba at�mica de 20 kilotones
que destruy� Hiroshima, y mayor que la de las grandes bombas nucleares de varios
megatones (1 kilot�n = 4.2 x 
ergs) (18).
La energ�a total gastada durante el sismo depende del corrimiento promedio en la falla, del tama�o (�rea) y del nivel promedio de esfuerzos en ella (4). Solamente una fracci�n de esta energ�a [no se sabe qu� tanto, pero posiblemente sea del orden de 1% (9) y dependa de la velocidad de ruptura (10) ] es radiada en forma de ondas s�smicas, por lo que el nivel promedio de esfuerzos determinado a partir de Es y de Mo es s�lo un l�mite inferior para la energ�a total.
Es posible, por medio del estudio de la forma de las ondas s�smicas, complementado con otros estudios y observaciones de campo, obtener estimaciones de los valores de Mo, de las dimensiones de la falla y de la ca�da de esfuerzo (esfuerzo antes del sismo menos esfuerzo remanente) en la fuente (II). Observaciones de ca�das de esfuerzo (que son un l�mite inferior para los esfuerzos que act�an durante el sismo) van de unos cuantos bars a unos 100 bars (un bar es aproximadamente igual a una atm�sfera de presi�n) para sismos que ocurren en las orillas de los trozos de corteza terrestre conocidos como placas litosf�ricas (de las cuales hablaremos m�s extensamente en el cap�tulo IV) (12) y son ligeramente mayores en los sismos que ocurren dentro de �stas (13). Las ca�das de esfuerzos de los terremotos de Michoac�n 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 cu�l es el nivel real de esfuerzo cortante en las rocas de las capas m�s superficiales de la Tierra, donde ocurren los mismos. Es posible conciliar ambas observaciones si consideramos que la resistencia a la ruptura de las rocas var�a 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 romp�a el material a su alrededor. Los lugares adyacentes a zonas de baja resistencia a la ruptura o a microfallas (peque�as �reas donde la fricci�n puede considerarse nula), donde el corrimiento de las caras produce concentraciones de deformaci�n y, posiblemente, debilitamiento de la roca (18), son lugares donde tambi�n pueden ocurrir concentraciones de esfuerzo. Al romperse el sitio donde hay una gran concentraci�n 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 contin�e 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 �l se llama epicentro. Se llama foco s�smico al hipocentro y la zona de ruptura, donde ocurri� la liberaci�n de energ�a del sismo. Los sismos se consideran someros, si ocurren a una profundidad menor de 60 km; profundos, si ocurren a m�s de 300 km de profundidad, y de profundidad intermedia en el resto de los casos. A veces se emplea el t�rmino 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 f�cil que la ruptura se propague; mientras que si el nivel es bajo (por ejemplo, por haber ocurrido recientemente un sismo fuerte all�), 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 orientaci�n 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 s�smicas 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 �reas grandes, tienen generalmente fuentes m�s o menos complicadas. En virtud de que no se rompe toda el �rea 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 cap�tulo) (24, 25 y 10) tarda cierto tiempo, llamado tiempo de ruptura, en alcanzar su extensi�n total. La funci�n que describe la manera como se propag� la ruptura durante este tiempo es llamada funci�n temporal de fuente (26). La ruptura puede ser gradual y continua y generar ondas de periodo largo, o puede ser como una sucesi�n de sismos m�s peque�os y generar ondas que presentan vibraciones muy r�pidas (esto es, altas frecuencias, las cuales ser�n discutidas en el siguiente cap�tulo), dependiendo, posiblemente, del tama�o y n�mero de las asperidades (27). Se ha observado que estas caracter�sticas son distintas para diferentes regiones de la Tierra (28).
Las funciones de fuente de los sismos de Michoac�n de septiembre 19 y 20 de 1985 duraron 61 y 15 segundos, respectivamente; el primer evento (el m�s grande) estuvo compuesto por dos subeventos, cada uno de 17 segundos, que ocurrieron con 27 segundos de separaci�n (6). Esta es una raz�n por la cual el mismo liber� energ�a durante un tiempo largo, lo cual probablemente fue, como veremos m�s adelante, uno de los factores que contribuyeron a que causara tantos da�os en la ciudad de M�xico.
La figura 16 muestra las �reas de ruptura (170 x 50 km� y 66 x 33 km�, respectivamente) de estos sismos; los epicentros est�n indicados por asteriscos. Tambi�n se indican las �reas rotas por otros sismos cercanos: Colima (1973), Playa Azul (1981) y Petad�n (1979). Aparentemente, la ruptura del sismo del 19 de septiembre, habiendo comenzado en el hipocentro, se propag� principalmente hacia el sureste; casi se detuvo al alcanzar la zona rota previamente en 1981, pero logr� continuar, terminando de romper, durante el segundo subevento, el resto del �rea indicada. Durante los d�as siguientes al 19 se observ� muy poca actividad s�smica en la regi�n rota por el sismo de 1981; lo que indica un bajo nivel de esfuerzos en esa �rea.
Figura 16. �reas de ruptura y r�plicas de los sismos de Michoac�n
de septiembre de 1985.
El sismo del 20 de septiembre comenz� su ruptura cerca de donde termin� el evento principal, y continu� hacia el sureste, rompiendo un �rea de la regi�n 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 regi�n costera no pueda producir m�s sismos en un futuro pr�ximo, a menos que el sismo haya roto completamente su zona sismog�nica (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 dar�n lugar a �ste, se llaman sismos premonitores o preeventos. Utilizaremos en adelante el segundo t�rmino, pues hablaremos tambi�n de otros tipos de premonitores.
Como ejemplos de preeventos observados en los terremotos de M�xico, podemos citar la secuencia de Petad�n de 1979 que aparece en la Introducci�n; el sismo con M = 4 del 14 de marzo ocurri� 28 segundos antes del evento principal (29). A veces, un terremoto muy grande puede ser preevento de otro m�s grande a�n como, por ejemplo, en el caso de Yakutat Bay, Alaska, 1899 (v�ase lista); sin embargo, como veremos m�s abajo, no siempre es necesario preocuparse por esta posibilidad, pues es posible estimar el tama�o m�ximo de los terremotos que pueden ocasionarse en un lugar determinado.
Los preeventos son estudiados actualmente, entre otras razones, por su posible aplicaci�n a la predicci�n de la ocurrencia del evento principal (30). Desgraciadamente, en muy pocos lugares existe una cobertura apropiada de estaciones sismogr�ficas que permita el monitoreo regular de todas las zonas s�smicas.
II.5.2 R�plicas. Despu�s de un temblor grande ocurren muchos temblores m�s peque�os, llamados r�plicas, cuyos focos est�n localizados en el �rea de ruptura del evento principal o en su periferia. Se piensa que pueden deberse a la rotura de �reas resistentes que no se rompieron durante el evento principal y a la extensi�n del plano de falla. Estas �reas se rompen despu�s, porque, debido a las propiedades anel�sticas (viscosas) de las rocas, no toda la energ�a de deformaci�n es gastada s�bitamente durante el sismo principal; parte de la energ�a almacenada en las rocas de la regi�n que rodea la falla alimenta a �sta posteriormente (31 y 32). La ocurrencia de r�plicas puede durar desde d�as hasta a�os, dependiendo del tama�o 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 tama�o que �ste, no se considera r�plica, sino que ambos sismos se consideran como un evento m�ltiple. Consideramos como r�plicas a los sismos que siguen al evento principal y que son menores que �ste por un factor de 3.16 (correspondiente a medio grado de magnitud, como se ver� m�s abajo).
Es com�n que despu�s de un terremoto, grupos de sism�logos vayan a la regi�n epicentral, llevando sism�grafos port�tiles para registrar las r�plicas. Una localizaci�n cuidadosa de un gran n�mero de r�plicas permite determinar el �rea de ruptura del evento principal (6); aunque, como mencionamos arriba, el �rea de r�plicas tiende a crecer (33), por lo que se considera que el �rea que corresponde a la ruptura del evento principal (ruptura cos�smica) es menor o igual que la inferida por las r�plicas que ocurren inmediatamente despu�s (unas horas o unos cuantos d�as) del evento principal (34). Generalmente los sism�logos indican durante cu�nto tiempo fueron observadas las r�plicas usadas para inferir un �rea de ruptura. El crecimiento del �rea de r�plicas con el tiempo es relativamente peque�o en las regiones costeras de M�xico, Alaska y las Aleutianas; y es relativamente grande en zonas de Jap�n y del Pac�fico austral y occidental (33).
A veces ocurren episodios s�smicos que consisten en un gran n�mero de eventos sin que haya alguno que sea bastante mayor que los dem�s, i. e., sin evento principal. Este tipo de episodio es llamado enjambre; los eventos que lo constituyen raramente son muy grandes y es caracter�stico de zonas donde la corteza terrestre puede alcanzar altas temperaturas, como las volc�nicas, geot�rmicas y de creaci�n de nueva corteza terrestre (de las cuales hablaremos m�s adelante).
Veremos a continuaci�n que aparte de las fuentes s�smicas asociadas con fallas, y que se conocen como fuentes tect�nicas, existen otros tipos de fuentes s�smicas, esto es, procesos capaces de causar ondas s�smicas. A continuaci�n describiremos brevemente algunas de estas fuentes.
II.7.1 Fuentes de colapso. Son, generalmente, poco energ�ticas y las ondas que producen no son peligrosas; aunque el colapso en s� pueda serlo (por ejemplo en el caso de colapsos en t�neles). Las fuentes m�s 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 peque�as, como las asociadas con explosiones qu�micas utilizadas en la construcci�n, 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 atm�sfera no generan casi ondas s�smicas, por lo que son solamente las explosiones subterr�neas las de inter�s sismol�gico.
Tras explosiones subterr�neas grandes se observan a menudo colapsos de capas de las cavidades causadas por la misma explosi�n [espalaci�n (35) ]. Tambi�n se ha observado que explosiones nucleares subterr�neas de varios megatones "disparan" sismos tect�nicos; esto es, aparentemente provocan la liberaci�n de la energ�a el�stica acumulada alrededor del sitio de la explosi�n. Este efecto es conocido como liberaci�n tectonica (36).
II.7.3 Fuentes volc�nicas. Existen cuatro tipos de fuentes s�smicas asociadas con la actividad volc�nica (37): llamamos sismo volc�nico tipo A a sismos generalmente peque�os (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 s�bito y abrupto.
Los sismos volc�nicos tipo B ocurren por lo general en, o cerca de, los cr�teres activos; son muy someros y de magnitudes muy peque�as, presentando arribos graduales a emergentes; son aparentemente ondas superficiales (38). Es com�n que el n�mero de sismos tipo B aumente antes de las erupciones, por lo que son �tiles para la predicci�n de �stas. Son causados, probablemente, por procesos de degasificaci�n (peque�as explosiones) del magma.
A veces, generalmente antes de una erupci�n, se observa en los sism�grafos que operan sobre el volc�n una vibraci�n m�s o menos continua, llamada tremor volc�nico. Esta vibraci�n es probablemente causada por movimientos de la columna magm�tica y/o por multitud de enjambres de sismos tipo B. Sirve tambi�n como ayuda para la predicci�n de erupciones.
Finalmente tenemos los sismos volc�nicos explosivos, que son generados por las erupciones explosivas; su magnitud, que es proporcional a la energ�a cin�tica de la erupci�n, es generalmente peque�a y son sentidos solamente en las inmediaciones del volc�n. Esto se debe a que la mayor parte de la energ�a de la erupci�n 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 s�nica en el aire y que es a menudo registrada por los sism�grafos instalados cerca del volc�n.
Por lo tanto podemos decir que las explosiones volc�nicas no presentan un riesgo s�smico; su gran poder de destrucci�n es debido m�s bien a las ondas de aire y a los productos que arrojan. La ocurrencia de sismos tect�nicos fuertes cerca de volcanes puede ocasionar cambios en la estructura geol�gica que causen, o propicien, actividad en �stos; por otro lado, los cambios de presi�n resultantes de una erupci�n pueden propiciar la liberaci�n de energ�a el�stica, que pueda estar almacenada en la regi�n, por sismos someros (39).
II.7.4 Fuentes de impacto. Es posible suponer que el impacto de un meteorito pueda generar ondas s�smicas 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 ca�do tambi�n en Siberia el 12 de febrero de 1947 produjeron ondas s�smicas que fueran sentidas ni siquiera en lugares pr�ximos; incluso, las de este �ltimo no fueron registradas por un sism�grafo colocado a una distancia de 400 km (20). Es probable que la energ�a del impacto se libere principalmente a la atm�sfera, y tanto el tama�o como la velocidad de los meteoritos son disminuidos por el roce con la atm�sfera 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 fricci�n con la atm�sfera. Los meteoritos pueden ser m�s importantes como fuentes s�smicas en sitios carentes de atm�sfera, como la Luna.
1. Reid, H. F. (1910), The Mechanism of the Earthquake, The California Earthquake of April 18, 1906. Informe de la Comisi�n Senatorial de Investigaci�n, vol. 2, Carnegie Institution, Washington, D. C., pp. 16-28.
2. Burridge, R., y L. Knopoff (1964), "Body wave equivalents of seismic dislocations". Bull. Seism. Soc. Amer., vol. 54, pp. 1875-1888.
3. Aki, K (1966), "Generation and propagation of G waves from the Niigata earthquake of June 16, 1964, 2. Estimation of earthquake moment, released energy, and stress-strain drop from the G wave spectrum". Bull. Earthquake Res. Inst, Tokyo Univ., vol. 44, pp. 73-88.
4. Brune, J. (1976), "The physics of earthquake strong motion", en Seismic Risk and Engineering Decisions, Lomnitz, C. y Rosenblueth, E. (comps.), Elsevier Scientific Publ. Co., Pa�ses Bajos, pp. 141-177.
5. Aki, K, y P. Richards (1980), Quantitative Seismology. W. H. Freeman and Co., EUA.
6. Ud�as, A., E. Buforn, D. Brillinger y B. Bolt (1980), "A numerical method for individual and regional fault plane determinations". Publ. Inst. Geophys. Pol . Acad. Sc., vol. A-10, pp. 87-94.
7. Husseini, M., D. jovanovich, M. Randall y L. Freund (1975), "The fracture energy of earthquakes". Geophys. J. R. astr. Soc., vol. 43, pp. 367-385.
8. Dahlman, O., y H. Israelson (1977), Monitoring Underground Nuclear Explosions. Elsevier Scientific Publishing Co., Amsterdam.
9. McGarr, A., S. Spottiswoode, N. Gay y W. Ortlepp (1979), "Observations relevant to seismic driving stress, stress drop, and efficiency". J. Geophys. Res., vol. 84, pp. 2251-2261.
10. Husseini, M., y M. Randall (1976), "Rupture velocity and radiation efficiency". Bull. Seism. Soc. Amer., vol. 66, pp. 1173-1187.
11. Brune, J. (1970), "Tectonic stress and the spectra of seismic shear waves from earthquakes". J. Geophys. Res., vol. 75, pp. 4997-5009.
12. Kanamori, H., y D. Anderson (1975), "Theoretical basis of some empirical relations in seismology". Bull. Seism. Soc. Amer., vol. 65, pp. 1073-1095.
13. Sykes, L., y M. Sbar (1973), "Intraplate earthquakes, lithospheric stress, and the driving mechanism of plate tectonics". Nature, vol. 245, pp. 298-302.
14. Gutenberg, B. (195 l), Internal Constitution of the Earth. Dover Publ. Inc., EUA.
15. Handin, J. (1966), "Strength and ductility", en Handbook of Physical Constants. S. Clark (comp.), Geol. Soc. Amer. Memoir 97, pp. 224-273.
16. Israel, M., y A. Nur (1979), "A complete solution of a onedimensional propagating fault with nonuniform stress and strength". J. Geophys. Resolutions, vol. 84, pp. 2223-2234.
17. Kanamori, H. (1981), "The nature of seismicity patterns before large earthquakes", en Earthquake Prediction-An International Review, D. Simpson y P. Richards, (comps.), Maurice Ewing Series 4, Amer. Geophys. Union., pp. K 1 - K 19.
18. Burridge, R., G. Conn y L. Freund (1979), "The stability of a rapid mode II shear crack". J. Geophys. Res., vol. 84, pp. 2210-2222.
19. Freund, L. ( 1979), "The mechanics of dynamic shear crack propagation". J. Geophys. Res., vol. 84, pp. 2199-2209.
20. Richter, C. (1958), Elementary Seismology. W. H. Freeman Co., EUA.
21. Das, S., y K. Aki (1977), "Fault plane with barriers: A versatile earthquake model". J. Geophys, Res., vol. 82, pp. 5658-5670.
22. Gonz�lez, J., F. Nava y C. Reyes (1984), "Foreshock and aftershock activity of the 1976 Mesa de Andrade, Mexico, earthquake". Bull. Seism. Soc. Amer., vol. 74, pp. 223-233.
23. Nava, F., y C. Lomnitz (1986). "Computer simulation of dynamic processes of earthquake generation on an active fault". Exposici�n.
24. Archuleta, R., y J. Brune (1975), "Surface strong motion associated with a stick-slip event in a foam rubber model of earthquakes". Bull. Seism. Soc. Amer., vol. 65, pp. 1059-1071.
25. Andrews, D. (1976), "Rupture propagation with finite stress in antiplane strain J. Geophys. Res., vol. 81, pp. 3575-3582.
26. Nava, F. y J. Brune (1983), "Source mechanism and surface wave excitation for two earthquakes in the northern Baja California area''. Geoph. J. Roy. Astr. Soc., vol. 73, pp. 739-763.
27. Ruff, L., y H. Kanamori (1983), "The rupture process and asperity distributions of three great earthquakes from longperiod diffracted P-waves". Phys. Earth Planet. Int., vol. 31, pp. 202-230.
28. Lay, T., H. Kanamori y L. Ruff (1982), "The asperity model and the nature of large subduction zone earthquakes". Earthquake Pred. Res., vol. 1, pp. 3-71.
29. Meyer, R., W. Pennington, L. Powell, W. Unger, M. Guzm�n, J. Havskov, S. Singh, C. Vald�s y J. Yamamoto (1980), "A first report on the Petatlan, Guerrero, Mexico, earthquake of 14 March 1979". Geoph. Res. Lett., vol. 7, pp. 97-100.
30. McNally, K. (1982), "Variations in seismicity as a fundamental tool in earthquake prediction". Bull. Seism. Soc. Amer., vol. 72, pp. S351-S366.
31. Benioff, H. (1951), "Earthquakes and rock creep", Primera parte. Bull. Seism. Soc. Amer., vol. 41, pp. 31-62.
32. Lomnitz, C. (1956), "Creep measurements in igneous rocks". Jour. Geology, vol. 25, pp. 437-479.
33. Tajima, F., y H. Kanamori (1985), "Aftershock area expansion and mechanical heterogeneity of fault zone within subduction zones". Geoph. Res. Lett., vol. 12, pp. 345-348.
34. N��ez-Corn�, F., L. Ponce, K- McNally y L. Quintanar (1977-1978), "Oaxaca, Mexico, earthquake of november, 1978: A preliminary report on seismic activity for period 20 January-20 April 1979". Geof. Int. vol. 17, pp. 351-357.
35. Viecelli, J. (1973), "Spallation and the generation of surface waves by and underground nuclear explosion". J. Geophys. Res., vol. 78, pp. 2475 ss.
36. Wallace, T., D. HeImberger y G. Engen (1983), "Evidence of tectonic release for underground nuclear explosions in long-period P waves". Bull. Seism. Soc. Amer., vol. 73, pp. 593-613.
37. Minakami, T. (1974), "Seismology of volcanoes in Japan", en Physical Volcanology, L. Civetta, Gasparini, P., Luongo, G. y Rapolla, A. (comps.), Elsevier Scientific Publish. Co., Pa�ses Bajos, pp. 1-27.
38. McNutt, S. (1986), "Observations and analysis of B-type earthquakes, explosions, and volcanic tremor at Pavlov volcano, Alaska". Bull Seism. Soc. Amer., vol. 76, pp. 153-175.
39. Abe, K. (1979), "Magnitudes of major volcanic earthquakes of Japan 1901 to 1925". J. Fac. Sc., Hokkaido Univ., Ser. VII, vol. 6, pp. 201-212.
40. Bullen, K (1963), An Introduction to the Theory of Seismology. Tercera edici�n, Cambridge University Press, G. B.
