II. SISMOLOG�A Y ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

ES MUY poco lo que se ha podido observar directamente de la estructura interna de la Tierra; los ca�ones m�s profundos muestran apenas unos cuantos cientos de metros de las rocas m�s superficiales, y las perforaciones m�s profundas llevadas a cabo hasta la fecha no han alcanzado a penetrar y muestrear m�s que unos cuantos kil�metros. Sin embargo ha sido posible obtener bastantes datos acerca del interior de nuestro planeta a partir de estudios geof�sicos.

En este cap�tulo veremos varios conceptos de sismolog�a y algunos resultados de estudios sismol�gicos y gravim�tricos que proporcionan datos acerca del interior de la Tierra y permiten entender algunos de los procesos asociados con la tect�nica de placas.

II.1. QU� SON LOS SISMOS

Cuando se aplican esfuerzos sobre una roca �sta se deforma acumulando en su interior energ�a el�stica de deformaci�n, la cual hace que, si dejamos de aplicar los esfuerzos, la roca recobre su forma original; esto se conoce como comportamiento el�stico de las rocas. Si mantenemos los esfuerzos aplicados sobre la roca durante mucho tiempo (decenas a miles de a�os), la roca se deforma permanentemente, lo que se conoce como comportamiento pl�stico.

Dependiendo del tipo de roca y de las condiciones ambientales de temperatura y presi�n, �sta se comportar� en forma m�s o menos el�stica o pl�stica. Sin embargo, ante fuerzas que se aplican durante tiempos muy cortos (menores que a�os) todas las rocas se comportan de manera el�stica; mientras que en el caso de fuerzas que act�an durante cientos o miles de a�os, todas act�an pl�sticamente, es decir, fluyen.

Ahora bien, una roca se comporta el�sticamente mientras las deformaciones producidas por el esfuerzo aplicado sean relativamente peque�as. Si el esfuerzo aplicado es tan grande que produce deformaciones demasiado grandes, la roca se rompe y se dice que falla; esta ruptura (fallamiento) es s�bita y ocurre a lo largo de planos llamados planos de falla o, simplemente, fallas.

Al aparecer un plano que est� relativamente libre de esfuerzos el material localizado a ambos lados de �l puede desplazarse (casi) con libertad y la roca vuelve a tomar aproximadamente su forma original en forma s�bita, y este movimiento repentino de grandes masas de roca (a menudo varios kil�metros c�bicos) produce ondas el�sticas, conocidas como ondas s�smicas, que viajan unas a trav�s de y otras por la superficie de la Tierra, dando lugar a un sismo. Sismo es el t�rmino t�cnico para referirse a todos los temblores de tierra; a menudo se emplea la palabra terremoto para aludir a los grandes sismos.

Este modelo de acumulaci�n de esfuerzo, falla y liberaci�n de esfuerzo (seguidos de nueva acumulaci�n, etc.) se llama modelo de rebote el�stico. Fue propuesto por H. Reid, con base en sus observaciones de los efectos del terremoto de San Francisco de 1906; es, en formas m�s o menos elaboradas, la base de los modelos actuales de ruptura s�smica.

En la figura 5 se presenta una esquematizaci�n de este modelo, en la cual observamos desde arriba un terreno sobre el cual act�an esfuerzos indicados por las flechas gruesas. En a) vemos el estado inicial del terreno sin deformar, sobre el cual se construye una carretera recta (banda horizontal). Al pasar el tiempo el terreno se deforma, como se muestra en b) donde la forma que ha tomado la carretera (originalmente recta) refleja la deformaci�n, en este momento se traza una segunda carretera recta (l�neas horizontales). En c) ha ocurrido una ruptura a lo largo de un plano vertical que intersecta a la superficie, los tramos de la carretera antigua han recobrado su forma original, aunque discontinua en la falla, y la nueva carretera se ha deformado siguiendo el desplazamiento que tuvo el terreno inmediatamente despu�s del fallamiento. La distancia que se desplazaron los lados de la falla, llamado deslizamiento, se indica en la figura por d).

Figura 5.

Generalmente, la ruptura comienza en un punto y de all� se propaga, esto es, se extiende a puntos cercanos y de all� a otros hasta romper todo el plano de falla; este proceso se lleva a cabo en cuesti�n de fracciones de segundo en el caso de sismos peque�os y puede durar minutos enteros cuando se trata de grandes terremotos. La posici�n del punto inicial de una ruptura s�smica se llama hipocentro y el punto de la superficie terrestre situado arriba de �l se llama epicentro; al volumen de roca cuyo desplazamiento caus� el sismo y dentro del cual se encuentra la falla, se le llama fuente o foco s�smico.

II.2. ONDAS SÍSMICAS

Si se piensa un poco en c�mo influye el movimiento del terreno situado a los lados de la falla en las rocas vecinas, se puede visualizar que empuja al terreno que se encuentra en la direcci�n en que se mueve (compresi�n), jala al que se encuentra en la direcci�n contraria (dilataci�n) y arrastra al que se encuentra en una direcci�n perpendicular a �stas (corte o cizalla). Esta interacci�n produce dos tipos de ondas: una de tipo compresional (como el sonido), llamada onda P (de Primaria, por ser la m�s r�pida), y otra de tipo de cizalla, llamada onda S (de Secundaria, pues es m�s lenta que la P). Estas ondas son denominadas ondas de cuerpo pues viajan a trav�s de los cuerpos (en este caso, de la Tierra).

La interacci�n de estas ondas con la superficie de la Tierra y con otras superficies internas que mencionaremos más adelante, produce dos tipos de ondas denominadas superficiales, pues viajan por la superficie de la Tierra. Existen dos tipos de ondas superficiales; la m�s lenta es la llamada de Rayleigh, que al pasar produce en el piso movimientos verticales y movimientos horizontales paralelos a la direcci�n en que viaja. La otra es la onda de Love, cuya velocidad es intermedia entre las de S y las de Rayleigh, y que produce solamente movimientos horizontales perpendiculares a la direcci�n de propagaci�n.

II.3. MECANISMOS FOCALES

En la ilustraci�n del modelo del rebote el�stico vimos el caso, apropiado para California, de esfuerzos de tipo de corte o de cizalla que producen un tipo de falla llamada de rumbo o transcurrente y que se ilustra en la figura 6a. Podemos tener otros dos tipos de falla que son: normal (Figura 6b) que ocurre cuando el esfuerzo aplicado es de tensi�n, y reverso o de cabalgadura (Figura 6c) cuando el esfuerzo es de compresi�n, Seg�n se indica con las flechas gruesas. En los tres casos, las flechas peque�as se�alan la direcci�n de movimiento de cada lado de la falla. Cuando la falla tiene componentes normal o reversa y transcurrente, como se ilustra en la figura 6d, se habla de un mecanismo mixto.

En lugares donde los esfuerzos son tensionales, pueden ocurrir combinaciones de fallas normales que producen una depresi�n como la esquematizada en la figura 6e; esta estructura, producida a veces por un par de fallas y a veces por muchas de ellas, se conoce como graben (zanja en alem�n). Si los esfuerzos son de compresi�n, entonces combinaciones de fallas reversas pueden producir la estructura de levantamiento conocida como horst, que se ilustra en la figura 6f.

Figura 6.

Como se mencion� en el inciso anterior, el movimiento en la falla produce efectos distintos para distintas direcciones. Esto se ilustra en la figura 7, que presenta una vista perpendicular de una falla. Las flechas grandes indican el movimiento de los lados de la falla; las flechas peque�as paralelas a la falla indican las fuerzas que, aplicadas sobre un punto, producir�an los mismos desplazamientos que ocasion� la ruptura; las flechas peque�as perpendiculares a la falla representan fuerzas que tienen el mismo efecto que sobre los desplazamientos del material de un lado de la falla tiene la presencia del material del otro lado de ella (sin estas fuerzas la falla girar�a).

Estas cuatro fuerzas se conocen como doble par equivalente y facilitan la visualizaci�n de los efectos de la ruptura. Por ejemplo, para las ondas P (Figura 7a), en la direcci�n hacia donde se�alan las fuerzas equivalentes tenemos compresi�n, mientras que en la direcci�n de la cual se alejan tenemos dilataci�n; el efecto total sobre el terreno es la suma de los efectos debidos a cada una de las fuerzas.

Este efecto total llamado patr�n de radiaci�n, est� representado por la curva en forma de tr�bol de la figura 7a. La longitud de una l�nea recta que vaya desde el origen de coordenadas hasta la curva, en una direcci�n dada, nos indica la amplitud de las ondas P generadas por la ruptura en esa direcci�n. La parte continua del tr�bol representa compresi�n y la punteada dilataci�n. Vemos que la amplitud tiene un m�ximo en direcciones que se encuentran sobre el plano perpendicular a la falla y forman �ngulos de 45° con �sta; tiene m�nimos, llamados nodos, sobre dicho plano en la direcci�n perpendicular a la falla y sobre el plano de la falla en todas direcciones.

El patr�n de radiaci�n para las ondas S (Figura 7b) es parecido al de las ondas P pero est� rotado 45° con respecto a �ste; las l�neas s�lida y punteada indican ahora diferentes polaridades para el inicio de la onda. Las ondas superficiales tienen patrones de radiaci�n igualmente sencillos pero m�s dif�ciles de interpretar.

Figura 7.

N�tese que si el deslizamiento hubiera ocurrido, en vez de en el plano de falla, en el plano perpendicular a �l (llamado plano auxiliar), el patr�n de radiaci�n sería el mismo. Por tanto, existe siempre una incertidumbre en la determinaci�n de planos de falla a partir de estudios del patr�n de radiaci�n, aunque generalmente es posible determinar cual de los dos posibles planos es el de falla, basándose en otras observaciones o en consideraciones tect�nicas.

Por lo tanto, del estudio de sismogramas para un sismo determinado, obtenidos en varios puntos de la superficie terrestre a donde llegan ondas que salieron del foco en distintas direcciones, podemos determinar cuál es el patr�n de radiaci�n de este sismo y de all� cu�l es su mecanismo focal. De �ste se puede inferir el tipo de esfuerzos que act�an en la regi�n donde ocurri� y la posible orientaci�n del plano de falla; ambos datos muy importantes para la caracterizaci�n del tectonismo. La aplicaci�n de la sismolog�a a estudios de tectonismo se conoce como sismotect�nica.

II.4. SISMICIDAD MUNDIAL

Se llama sismicidad a la actividad s�smica en un lugar determinado. Los observatorios sismol�gicos rutinariamente localizan el hipocentro de los sismos, determinan sus magnitudes (pueden ser varias, de distintos sismo), anotan los reportes de da�os causados, todo esto en boletines y lo almacenan en bases de datos. Gracias a esta labor, en la actualidad es las principales caracter�sticas de la sismicidad en todo el mundo.

La figura 8 muestra la sismicidad mundial registrada durante 1961-1967; los puntos representan epicentros y su tama�o es proporcional a su magnitud (los sismos muy peque�os no aparecen). Los grandes terremotos ocurridos entre 1904 y 1976 (seg�n H. Kanamori, 1978) se indican en la figura 9.

Figura 8.

Figura 9

Es de inmediato evidente que los sismos no est�n distribuidos en forma uniforme sobre la Tierra, sino en bandas que en su mayor�a coinciden con las orillas o con las partes medias de los oc�anos. En algunas zonas continentales alejadas de los oc�anos la sismicidad coincide con regiones monta�osas, como en los Alpes y los Himalayas.

En las trincheras oce�nicas la sismicidad es somera cerca de ellas y se hace cada vez m�s profunda conforme se adentra bajo el continente o arco de islas correspondiente. Estas zonas inclinadas de sismicidad son llamada zonas de Benioff-Wadati, y es en ellas donde ocurren los sismos más profundos. La figura 10 ilustra la sismicidad de la zona de Benioff-Wadati asociada con la trinchera de Kurile-Kamchatka; arriba a la derecha podemos ver la topograf�a a lo largo de dos cortes que atraviesan la trinchera.

II.5. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

Desde fines del siglo pasado, cuando se determinaron el volumen y la masa de la Tierra, se observ� que su densidad (masa/volumen) promedio (5.519 g/cm³) es mucho mayor que la densidad promedio de las rocas que encontramos en la superficie; por ejemplo, el agua (destilada) tiene densidad 1, los dos tipos de roca m�s representativos de los continentes y del suelo oce�nico, el granito y el basalto, tienen densidades de 2.6-2.7 y 2.8-3.0 g/cm³, respectivamente. Esto indica que las rocas del interior del planeta deben ser mucho m�s densas que las de la superficie.

Adem�s, la Tierra tiene un momento de inercia (una medida de la tendencia que tiene un cuerpo giratorio a seguir girando sin fuerzas que lo impulsen) demasiado peque�o para su masa total, lo que indica que las rocas m�s densas deben estar concentradas cerca del centro.

Figura 10.

Estos resultados basados en observaciones gravim�tricas y astron�micas son ciertamente muy valiosos, pero no suficientes para crear un modelo �nico de densidades. El modelo actual del interior de la Tierra se ha obtenido, primordialmente, del estudio de las ondas s�smicas.

Si la Tierra fuera homog�nea por dentro (como una antigua bala de ca��n) las ondas de cuerpo viajar�an en l�nea recta desde el hipocentro hasta cualquier punto de la superficie terrestre. La velocidad de las ondas s�smicas depende de las propiedades el�sticas del medio (densidad, rigidez e incompresibilidad), por lo que cuando �stas var�an en forma continua con la profundidad las ondas describen trayectorias curvas; si var�an en forma discontinua, esto es, hay cambios bruscos en sus valores, como en la frontera entre dos materiales distintos, parte de la onda (o, a veces, toda ella) puede ser reflejada por la discontinuidad.

Las observaciones de ondas s�smicas indican que en el interior de la Tierra hay grandes variaciones, tanto graduales como s�bitas, de las propiedades el�sticas del medio con la profundidad.

La parte m�s superficial de la Tierra se denomina corteza, y es de dos tipos (Figura 11). La corteza continental es, como su nombre lo indica, la que forma los continentes, es primordialmente gran�tica, tiene en promedio entre 30 y 40 km de espesor y, a profundidad, presenta velocidades para ondas P de alrededor de los 6.0 a 6.5 km/s. La corteza oce�nica es primordialmente bas�ltica y tiene velocidades de las ondas P de unos 6.7 a 6.9 km/s, su espesor medio es de unos 7 km.

La capa que se encuentra inmediatamente bajo la corteza recibe el nombre de manto (Figura 11); entre ellas se halla la discontinuidad llamada de Mohorovicic (o, com�nmente, Moho) descubierta en 1909. Debajo de ella la velocidad de las ondas P en el manto es de unos 7.9 a 8.2 km/s, y su densidad es de unos 3.3 g/cm³.

Figura 11.

El manto llega hasta los 2 950 km de profundidad donde tiene una densidad de unos 5.5 g/cm³ y una velocidad de las ondas P de unos 10.5 km/s (Figuras 11 y 12). Las propiedades del manto var�an bastante; desde cerca de los 100 km hasta los 150 km de profundidad se encuentra una capa de baja velocidad llamada asten�sfera (del griego asqeneia [debilidad] + sjaira [esfera]) donde hay material que posiblemente se encuentra en estado de semifusi�n. Alrededor de los 700 km de profundidad se encuentra una zona donde cambia r�pidamente la velocidad, la cual separa al manto superior, situado encima de esta profundidad, del manto inferior, situado debajo.

Figura 12.

La corteza m�s la parte m�s somera del manto, hasta una profundidad de unos 100 km, son conocidos como litosfera. La raz�n de esta definici�n se ver� en el cap�tulo VI.

A los 2 950 km de profundidad existe otra fuerte discontinuidad, llamada de Gutenberg o fundamental que separa el manto inferior del n�cleo externo. Al pasar del manto al n�cleo externo aumenta la densidad (de 5.5 a 10 g/cm³) pero disminuye dr�sticamente la velocidad de las ondas P (de 10.5 a 8.0 km/s) y �las ondas S no son transmitidas!, lo que indica que el material del n�cleo externo es l�quido.

Tanto la densidad como la velocidad de las ondas P aumentan con la profundidad hasta llegar a los 5 150 km de profundidad, donde encontramos otra discontinuidad (llamada de Lehmann) entre el n�cleo externo y el n�cleo interno, el cual es s�lido y llega hasta el centro de la Tierra situado a 6 371 km de profundidad.

Figura 13.

Estos datos acerca del interior de la Tierra se obtuvieron del estudio de ondas s�smicas con trayectorias como las mostradas en la figura 13. En esta figura, un foco s�smico se sit�a en F; las letras may�sculas que identifican cada rayo indican si �ste atraves� el manto como P (l�nea s�lida) o como S (l�nea punteada); la c min�scula indica reflexi�n en la frontera manto-n�cleo y K indica transmisi�n a trav�s del n�cleo externo, lo cual es s�lo posible para ondas de tipo P, pues los l�quidos no transmiten las ondas 5. Finalmente, i min�scula indica reflexi�n en la frontera n�cleo externo-n�cleo interno, mientras que I may�scula indica transmisi�n a trav�s del n�cleo interno.

II.6. ISOSTASIA

Si se lleva a cabo un levantamiento (medidas hechas a lo largo de una l�nea) gravim�trico sobre una monta�a en un continente, podr�a esperarse (como de hecho se esperaba antiguamente) que la gravedad medida fuera la debida a la atracci�n de los materiales del manto y del n�cleo m�s la de la corteza y, como una monta�a es una acumulaci�n de masa, la gravedad deber�a ser mayor sobre ella.

Los levantamientos observados no muestran definitivamente este tipo de anomal�as sobre las monta�as; esto intrig� mucho a los cient�ficos hasta que G. Airy propuso una explicaci�n que se conoce como isostasia (del griego isoz [mismo] + stasiz [detenci�n]) y que dice que, como los continentes son menos densos (m�s ligeros) que el manto, �flotan sobre �ste!

Recordemos que, aunque el manto es s�lido, ante fuerzas aplicadas durante tiempos muy grandes, act�a como un l�quido en extremo viscoso, y un material m�s ligero que �l, colocado encima se hundir� lentamente hasta desplazar la cantidad de material del manto equivalente a su peso (principio de Arqu�medes). Como el manto es m�s denso, el volumen desplazado es menor que el del continente y parte de �ste sobresaldr� del nivel del manto (Figura 14); exactamente igual a lo que sucede cuando se tira un trozo de madera sobre agua.

Figura 14.

Durante la �ltima gran glaciaci�n (edad de hielo) la regi�n conocida como Fenoscandia, que incluye los pa�ses escandinavos y Finlandia, estuvo cubierta por una enorme capa de hielo que la hizo hundirse en el manto. Ahora que la capa de hielo ha desaparecido, Fenoscandia pesa menos y se est� elevando con velocidades que alcanzan 1 cm/a�o. �ste es un ejemplo que corrobora el principio de isostasia.

Debido a este principio, cada monta�a que observamos tiene una ra�z, es decir una extensi�n continental que se proyecta hacia abajo en el manto y que es m�s profunda cuanto m�s alta es la monta�a (Figura 14). De esta manera, el efecto de la masa extra que representa la monta�a se contrarresta porque abajo de ella material ligero de la corteza ha tomado el lugar del material denso del manto.

Uno de los argumentos que se daban en contra de la teor�a de la deriva continental era que ser�a imposible el movimiento de los continentes abriendo paso a sus ra�ces a trav�s del manto.