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INTRODUCCIÓN Junto con su carga de alarma, y a veces de daño, las ondas sísmicas transportan valiosísima informa- ción geológica y geofísica. Las características de las ondas originadas en un sismo permiten a los sismó- logos establecer el lugar geográfico dónde se pro- dujo, a qué profundidad lo hizo, la cantidad de energía liberada, la orientación de la fractura sobre la cual se produjo el movimiento, la dirección y sentido del mismo... y permiten también diferenciar un sismo natural de una explosión atómica subterrá- nea. Diferentes aspectos del tratamiento de la infor- mación sísmica, la causa de los terremotos y su dis- tribución geográfica y de su incorporación en la en- señanza han sido ya desarrollados por numerosos autores, como Sellés-Martínez y Bonán (2000), Lla- rena et al. (2001), Balaguer (2003), Renard (2004), Molina, Giner y Jáuregui (2004), por citar sólo los publicados en la revista de la AEPECT. En la primera parte de esta contribución se pre- sentarán las características más elementales de las ondas sísmicas y algunos modelos análogos para su reproducción en el aula. Se desarrollarán también los métodos que permiten conocer la localización geográfica, profundidad y magnitud de un sismo a partir de los registros sismográficos y se reseñarán las características de las ondas que transmiten la energía del sismo a través de las masas de agua oce- ánicas, denominadas maremotos o tsunamis. En la segunda parte se brindarán los métodos que permi- ten conocer la orientación del plano de fractura que ha sido activado, así como la dirección del despla- zamiento relativo entre los bloques de la falla. Se completará el análisis con la identificación de la orientación de los esfuerzos tectónicos actuantes en el área. Finalmente se reseñarán las características de las ondas sísmicas generadas por las explosiones nucleares subterráneas y se explicará porqué es fac- tible diferenciar las mismas de un sismo natural. LA ENERGÍA LIBERADA POR LOS SISMOS El sismo que tuvo lugar en el sudeste asiático a fines de Diciembre de 2004 y el terrible tsunami asociado a él, han puesto nuevamente en evidencia la dolorosa paradoja de que toda la información que 20 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005. (13.1) 20-36 I.S.S.N.: 1132-9157 (*) Dpto. de Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Ciudad Universitaria. CP 1428 Buenos Aires - Argentina. Email: [email protected] ¿QUÉ NOS CUENTAN LAS ONDAS SÍSMICAS? What do seismic waves tell us? José Sellés-Martínez (*) RESUMEN Cuando se produce una explosión o un movimiento sísmico se genera una serie de ondas de diferen- tes tipos cuyas características están determinadas tanto por el tipo de fenómeno que da origen a las on- das como por los materiales que dichas ondas atraviesan durante su propagación en todas direcciones. El análisis de las características de las ondas que son recibidas en cada una y en el conjunto de las esta- ciones de una red sismológica permite recuperar dicha información y establecer no sólo el lugar en el cual se ha producido el sismo o la explosión, sino también las características del desplazamiento sobre el plano de falla que se haya activado e incluso la estructura de la corteza y del interior de la Tierra. Los ti- pos de ondas, ya sean compresivas o de cizalla, la diferencia entre los tiempos de llegada de unas y otras a la estación de registro, la polaridad de los primeros arribos, la distribución geográfica de éstos, son entre otras las características que se utilizan para develar qué nos cuentan las ondas sísmicas. ABSTRACT When an explosion or an earthquake take place, diffent waves are generated and radiated in every di- rection. The kind and characteristics of these waves are conditioned by the quake itself and by the mate- rials the waves are travelling through. The analysis of these features on every seismic station and those in the seismic net allows not only to find the location of the earthquake but also its mechanism and, more over, the composition and structure of the earth´s crust and interior. The type of wave (i.e. compressive or shear one), de difference in the arriving time, the polarity of first arrivals, their geographical distribu- tion are, among others, the features that help us unveil what seismic waves tell us. Palabras clave: Terremoto, Tsunami,Ondas P y S, Epicentro, Hipocentro Keywords: Earthquake, Tsunami, P and S Waves, Epicentre, Hipocentre

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INTRODUCCIÓN

Junto con su carga de alarma, y a veces de daño,las ondas sísmicas transportan valiosísima informa-ción geológica y geofísica. Las características de lasondas originadas en un sismo permiten a los sismó-logos establecer el lugar geográfico dónde se pro-dujo, a qué profundidad lo hizo, la cantidad deenergía liberada, la orientación de la fractura sobrela cual se produjo el movimiento, la dirección ysentido del mismo... y permiten también diferenciarun sismo natural de una explosión atómica subterrá-nea.

Diferentes aspectos del tratamiento de la infor-mación sísmica, la causa de los terremotos y su dis-tribución geográfica y de su incorporación en la en-señanza han sido ya desarrollados por numerososautores, como Sellés-Martínez y Bonán (2000), Lla-rena et al. (2001), Balaguer (2003), Renard (2004),Molina, Giner y Jáuregui (2004), por citar sólo lospublicados en la revista de la AEPECT.

En la primera parte de esta contribución se pre-sentarán las características más elementales de lasondas sísmicas y algunos modelos análogos para su

reproducción en el aula. Se desarrollarán tambiénlos métodos que permiten conocer la localizacióngeográfica, profundidad y magnitud de un sismo apartir de los registros sismográficos y se reseñaránlas características de las ondas que transmiten laenergía del sismo a través de las masas de agua oce-ánicas, denominadas maremotos o tsunamis. En lasegunda parte se brindarán los métodos que permi-ten conocer la orientación del plano de fractura queha sido activado, así como la dirección del despla-zamiento relativo entre los bloques de la falla. Secompletará el análisis con la identificación de laorientación de los esfuerzos tectónicos actuantes enel área. Finalmente se reseñarán las característicasde las ondas sísmicas generadas por las explosionesnucleares subterráneas y se explicará porqué es fac-tible diferenciar las mismas de un sismo natural.

LA ENERGÍA LIBERADA POR LOS SISMOS

El sismo que tuvo lugar en el sudeste asiático afines de Diciembre de 2004 y el terrible tsunamiasociado a él, han puesto nuevamente en evidenciala dolorosa paradoja de que toda la información que

20 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005. (13.1) 20-36I.S.S.N.: 1132-9157

(*) Dpto. de Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires, Ciudad Universitaria. CP 1428 Buenos Aires - Argentina. Email:[email protected]

¿QUÉ NOS CUENTAN LAS ONDAS SÍSMICAS?What do seismic waves tell us?

José Sellés-Martínez (*)

RESUMEN

Cuando se produce una explosión o un movimiento sísmico se genera una serie de ondas de diferen-tes tipos cuyas características están determinadas tanto por el tipo de fenómeno que da origen a las on-das como por los materiales que dichas ondas atraviesan durante su propagación en todas direcciones.El análisis de las características de las ondas que son recibidas en cada una y en el conjunto de las esta-ciones de una red sismológica permite recuperar dicha información y establecer no sólo el lugar en elcual se ha producido el sismo o la explosión, sino también las características del desplazamiento sobre elplano de falla que se haya activado e incluso la estructura de la corteza y del interior de la Tierra. Los ti-pos de ondas, ya sean compresivas o de cizalla, la diferencia entre los tiempos de llegada de unas y otrasa la estación de registro, la polaridad de los primeros arribos, la distribución geográfica de éstos, sonentre otras las características que se utilizan para develar qué nos cuentan las ondas sísmicas.

ABSTRACT

When an explosion or an earthquake take place, diffent waves are generated and radiated in every di-rection. The kind and characteristics of these waves are conditioned by the quake itself and by the mate-rials the waves are travelling through. The analysis of these features on every seismic station and those inthe seismic net allows not only to find the location of the earthquake but also its mechanism and, moreover, the composition and structure of the earth´s crust and interior. The type of wave (i.e. compressiveor shear one), de difference in the arriving time, the polarity of first arrivals, their geographical distribu-tion are, among others, the features that help us unveil what seismic waves tell us.

Palabras clave: Terremoto, Tsunami,Ondas P y S, Epicentro, Hipocentro Keywords: Earthquake, Tsunami, P and S Waves, Epicentre, Hipocentre

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los geofísicos y geólogos necesitan para saber mássobre estos eventos y sobre la estructura de la Tie-rra está indisolublemente ligada a las ondas que segeneran cuando ellos tienen lugar; las mismas on-das que producen los movimientos que causan da-ños y pérdidas de vidas humanas.

Como es sabido, los sismos se producen comoconsecuencia de la liberación brusca de una grancantidad de energía. Esta energía tiene su origen enla deformación elástica de las rocas, la que se pro-duce como consecuencia de los desplazamientos re-lativos entre las placas que conforman la corteza te-rrestre. En aquellos puntos en los que eldesplazamiento se ve impedido (por la rugosidadmisma de la superficie de las fallas, o por la falta defracturas preexistentes con una orientación adecua-da como para que los bloques puedan moverse en ladirección requerida) la energía comienza a acumu-larse en forma análoga a como un resorte comenza-ría a comprimirse (Fig. 1a). Cuando la energía quese va acumulando en ese punto de la falla supera laresistencia de las rocas, éstas ceden y se produce eldesplazamiento en forma brusca: el resorte se libera(Fig. 1b). La energía potencial acumulada en el re-sorte se transforma rápidamente en energía cinética,que produce el desplazamiento de los bloques deroca y se transforma en trabajo, en calor y en ondasque son irradiadas en todas direcciones. Podría ocu-rrir que no se trate de roca intacta sino de bloquesde roca previamente fracturados que se encuentranimpedidos de desplazarse como consecuencia delrozamiento entre ellos. En este caso la energía ne-cesaria para superar la resistencia de la roca es me-nor y el sismo se produce cuando se activa el des-plazamiento sobre el plano de fractura preexistente.

Debido a que el rozamiento entre los bloques deroca es muy alto casi el 90% de la energía total li-berada en un sismo se transforma en calor, lo cuálno deja de ser afortunado a la hora de evaluar lamagnitud que alcanzarían los sismos y los dañosasociados a ellos si toda la energía se transformaraen ondas sísmicas. La cantidad de energía que pue-de liberar un sismo es, aún así, muy importante. Enla Tabla 1 se presentan algunos valores estimados yse los compara con explosiones artificiales, expre-sadas en toneladas de TNT (Fuente United StatesGeological Survey, www.usgs.gov).

Las ondas generadas por el sismo viajan agran velocidad. Entre 4 y 20 veces la velocidad deun avión de línea son valores medios para la ma-yoría de las rocas de la corteza terrestre, pudiendo

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Fig. 1: a) Un resorte es comprimido al actuar una fuerza sobre él. b) Cuando la fuerza desaparece el resortese libera y recupera su dimensión inicial, durante esta recuperación toda la energía acumulada durante lacompresión es liberada. En forma similar una roca comprimida por los esfuerzos tectónicos acumula energíahasta que su resistencia es superada. En ese momento la roca se fractura, los bloques resultantes se desplazany la energía que no es consumida como trabajo o calor es liberada en forma de ondas sísmicas.

Magnitud Energía equivalente en toneladas de TNT

4 1.010

5 31.800

6 1.010.000

7 31.800.000

8 1.010.000.000

9 31.800.000.000

Tabla 1. Energía liberada por los sismos

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alcanzar velocidades aún mayores en el manto. LaTabla 2 muestra algunos de los valores típicos,debiéndose tomar en consideración que las veloci-dades son afectadas por factores como la presióna la que se hallan sometidos los materiales y aúnen un mismo tipo de roca las ondas se transmiti-rán con diferente velocidad dependiendo de laprofundidad (y por lo tanto de la presión) a que lamisma se encuentra. Por otra parte no todos los ti-pos de ondas se transmiten a la misma velocidadpor lo tanto los valores que se presentan han sidotodos referidos a un mismo tipo de onda longitu-dinal.

A modo de comparación puede señalarse que lavelocidad de propagación de las ondas transversalesen un granito es casi la mitad que la de las ondaslongitudinales. En la Figura 2a se ilustra la distribu-ción general de velocidades de las ondas en el inte-rior terrestre. En cuestión de minutos estas ondasalcanzan los instrumentos de medición y registrocon que cuentan los observatorios sismológicos quehoy en día constituyen una red que cubre todo el

mundo y en aproximadamente 20 minutos las ondasque pasan por el centro de la Tierra alcanzan elpunto antípoda al epicentro del terremoto. Las on-das pueden recorrer caminos muy complejos, refle-jándose y refractándose en los contactos entre elmanto y el núcleo y entre las zonas interna y exter-na de éste, tal como se ilustra en la Figura 2b. Enesta misma figura pueden apreciarse las denomina-ciones técnicas que describen el camino que ha re-corrido la onda. Más adelante se describirán las di-ferencias entre las ondas P y S que aquí semencionan.

A partir de la información suministrada por lasondas que alcanzan los instrumentos de mediciónse puede encontrar respuesta a preguntas como:¿dónde ocurrió el sismo? ¿a qué profundidad? ¿quémagnitud alcanzó? ¿cuánta energía pudo haber li-berado? ¿existe riesgo de tsunamis? ¿a qué hora al-canzarán éstos las cosas de un determinado país?, eincluso a otras más técnicas como: ¿qué tipo de fa-lla ha sido activada? o ¿en qué dirección se hanmovido los bloques de roca?

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Tipo de roca Granito Halita, Aluviones Calizas Areniscas yeso superficiales

Velocidad de las4-6 km/s 3,5-6,5 Km/s 0,5-2 Km/s 3,5-5,5 Km/s 1,4-4,3 Km/s ondas sísmicas

Tabla 2. Velocidades típicas de las ondas sísmicas para diferentes tipos de rocas

Fig. 2: a) Variación de la velocidad de las ondas sísmicas con la profundidad. b) Debido a la variación siste-mática de la velocidad de las ondas sísmicas con la profundidad (como consecuencia de la variación conjuntade la presión, la temperatura, la composición y la densidad de los materiales) éstas se refractan y reflejan, pu-diendo recorrer diferentes caminos. Se ha desarrollado una nomenclatura particular para describir dichos ca-minos. Así las letras P y S se refieren a las ondas longitudinales y trasversales que atraviesan el manto y el nú-cleo. La letra K corresponde al tramo de la trayectoria de una onda P que se localiza en el núcleo externo,mientras que la I representa el tramo que lo hace en el núcleo interno. En el caso de las ondas S, éstas no sepropagan en el núcleo externo, por comportarse éste como un líquido, pero si lo hacen en el núcleo interno,recibiendo este tramo de su trayectoria la denominación J. Con las letras minúsculas c e i se identifican lasondas que se reflejan en la interfase manto núcleo y núcleo interno-externo respectivamente. Es importanteque al producirse la reflexión de una onda P sobre la interfase manto-núcleo se generan dos ondas reflejadas:una P y una S. Si no existieran diferencias en la velocidad de transmisión de las ondas sísmicas en el interiorde la Tierra todas las trayectorias serían líneas rectas.

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PARA ESTAR “EN ONDA”

En los párrafos anteriores hemos mencionadonumerosas veces a las ondas sísmicas e incluso he-mos hablado de diferentes tipos de ellas, las P y lasS, y hemos señalado que sus velocidades de propa-gación son diferentes. ¿Qué significa todo esto?

Sin entrar en demasiados detalles acerca delas ondas es necesario conocer algunas de susprincipales características para poder entendercómo trabajan los profesionales sismólogos. Unaforma sencilla de estudiar una onda consiste enrepresentar la evolución de una partícula alcanza-da por la onda a medida que pasa el tiempo, re-presentando gráficamente su oscilación como seilustra en la Figura 3. Cuando la onda alcanza unpunto del terreno que se encontraba en reposo,produce un desplazamiento del mismo (ya vere-mos que este desplazamiento puede darse en di-ferentes direcciones según el tipo de onda), des-plazamiento que alcanza un valor máximodespués de un cierto tiempo, a partir del cual sereduce hasta que el punto recupera su posicióninicial, esta etapa conforma la “cresta” de la on-da. A partir de este momento se desarrolla unasegunda etapa del paso de la onda, que conformael “seno” de la misma. El desplazamiento tienelugar en la dirección opuesta a la iniciación de laprimera etapa (por eso se la representa como unvalor negativo, por debajo del eje de tiempo).Como en el caso anterior, una vez alcanzada unaposición de desplazamiento máximo el procesose revierte y el punto vuelve a su posición origi-nal. A partir de la representación gráfica de lascaracterísticas de la onda pueden medirse algu-nos valores significativos. La distancia recorridapor el punto entre su posición de reposo y su po-sición de máximo alejamiento de ésta, se denomi-na amplitud de la onda. El tiempo que tarda elpunto en volver a su posición de reposo luego depasar por ambos puntos de máximo desplaza-miento, es decir cuando se han producido unacresta y un seno consecutivos, recibe el nombrede longitud de onda. Según la energía de la on-

da, ésta variará su amplitud (a mayor energía ma-yor amplitud) y también su efecto sobre el terre-no, poca energía producirá una menor cantidadde vibraciones, mucha energía mantendrá el te-rreno oscilando durante más tiempo. Se denomi-na frecuencia de la onda a la cantidad de ciclosque se completan en un tiempo determinado. Al-tas frecuencias implican muchas vibraciones enpoco tiempo, bajas frecuencias resultan de unareducida cantidad de vibraciones en igual lapso.La inversa de la frecuencia es el período, es de-cir el tiempo que debe transcurrir para que elpunto del terreno recupere su posición inicial lue-go de completar un ciclo. Es importante destacar,dada la semejanza entre las formas de las ondas yde las olas y el uso de éstas como modelo análo-go de una onda, que la amplitud de una onda esla distancia entre la posición de reposo y la demáximo alejamiento de ella, mientras que la altu-ra de la ola es la distancia entre el seno y la cres-ta, es decir el doble de la amplitud (siempre ycuando la forma de la ola no se encuentre distor-sionada por la rompiente).

Si la onda es una onda de presión, el despla-zamiento de cada punto del terreno se produce ha-cia delante y hacia atrás en la dirección del des-plazamiento del frente de ondas, tal como seesquematiza en la Figura 4a . Pueden diferenciar-se en este caso aquellas ondas cuyo primer impul-so es hacia delante (primer impulso compresivo,la onda comienza con una cresta, Figura 4b) deaquellas en las cuales el primer impulso es haciaatrás (primer impulso tractivo, la onda comienzacon un seno, Figura 4c). El primer caso puedeejemplificarse como un resorte que se libera,mientras el segundo estaría representado por unresorte que se contrae bruscamente. Esta caracte-rística, de comenzar con un seno o un valle, se de-nomina polaridad de la primera llegada o arri-bo y es una característica que resultará de graninterés a la hora de analizar la orientación del pla-no de falla y el sentido del movimiento sobre él,como veremos más adelante.

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Fig.3: Representación del desplazamiento (u, en el eje vertical) de una partícula que se mueve alcanzada poruna onda de tipo armónico. A representa la amplitud. a)Cuando el eje horizontal representa distancias (x) ladistancia entre crestas representa la longitud de onda(l); mientras que: b)cuando aquél representa el tiempo(t), dicha distancia corresponde al período (T) de la onda.

a b

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Si se trata de una onda de cizalla, el desplaza-miento de los puntos del terreno que son alcanzadospor el frente de onda se produce hacia un lado yotro perpendicularmente a la dirección de desplaza-miento de dicho frente, tal como se ilustra en la Fi-gura 5. Las Figuras 5b y c representan la posiciónespacial de la partícula a medida que transcurre eltiempo.

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Fig. 4: a) Desplazamiento de una partícula haciadelante y atrás como consecuencia de haber sidoalcanzada por una onda de presión. b) Primer arri-bo compresivo. c) Primer arribo tractivo. En b) y c)el eje vertical representa distancias por delante ypor detrás del punto de reposo.

Fig. 5: Desplazamiento de una partícula hacia uncostado y otro como consecuencia de haber sido al-canzada por una onda de cizalla.

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ONDAS DE CUERPO Y ONDAS SUPERFI-CIALES

Es importante tener en cuenta que al producirseel sismo no se origina un único tipo de ondas y que,además, no todas ellas se desplazan con la mismavelocidad. Así, por ejemplo, las denominadas on-das P, u ondas de presión, se trasmiten tanto a tra-vés de medios sólidos como líquidos; pero las on-das S, o de cizalla, sólo lo hacen a través de mediossólidos (ya se ha visto más arriba que justamentelas ondas S no atravesaban la capa más externa delnúcleo, que se comporta como un material líquido).Ambos tipos de ondas pueden ser modelizadas fá-cilmente con un resorte que se estira y contrae (on-das P) y con una cuerda que serpentea sobre una su-perficie plana (ondas S). Las ondas P y S sedenominan ondas de cuerpo porque se desplazanpor el interior de los medios sólidos, pero no son lasúnicas ondas que existen. Las ondas que se despla-zan exclusivamente por la superficie de la Tierra sedenominan ondas de superficie y son las que, ge-neralmente, producen mayor destrucción, sobre to-do cuando afectan a terrenos formados por sedi-mentos sueltos o saturados de agua. Entre las ondassuperficiales se destacan las ondas de Love y las deRaileigh, que producen complejos movimientos delas partículas, como los que se representan en la Fi-gura 6.

COMENZANDO A “LEER” LAS ONDAS

Las diferentes propiedades de los distintos tiposde ondas y las diferencias de velocidad entre ellasnos brindan importante información acerca de ladistancia entre la estación sísmica y el lugar dóndese produjo el sismo y también acerca de las caracte-rísticas de los materiales que han atravesado las on-das. Tal como se señaló anteriormente las ondasque alcanzan las estaciones sísmicas “del otro lado”del núcleo terrestre no reciben ondas S, pues la par-

te exterior del núcleo es líquida y por lo tanto no lastransmite, lo que genera una “zona de sombra” paraeste tipo de ondas, la que se ilustra en la Figura 7a.Debido a que las ondas sísmicas, como los rayos deluz que alcanzan la superficie de un vidrio, se refle-jan y se refractan según el ángulo con el que inci-den y según también la diferencia de densidad entrelos medios a través de los que se transmiten, existetambién una zona de la superficie terrestre, con for-ma de corona, que se localiza en el hemisferioopuesto a aquel en el cuál ha tenido lugar el sismo,y al que no llegan las ondas P porque las mismas sereflejan en la superficie de contacto manto-núcleoen la forma que se ilustra en la Figura 7b. Esta zonade silencio sísmico de las ondas P se combina conla generada para las ondas S por efecto del núcleolíquido tal como se ha señalado en el párrafo ante-rior.

¿DÓNDE OCURRIÓ EL SISMO? ¿CUÁL ESSU EPICENTRO?

La localización geográfica del sismo se expresaen términos de latitud y longitud geográficas y estevalor se calcula en base al retraso en la llegada delas ondas S con respecto a las ondas P. Este retrasoes debido a la diferencia de velocidad entre las on-das P y S, que hace que su llegada a una estaciónsismológica no sea sincrónica. Las ondas P son lasmás veloces y, cuánto más se retrasan las ondas Scon respecto a ellas, más lejana se encontrará la es-tación del sitio en el cual ha tenido lugar el sismo.El principio del cálculo es muy sencillo y se realizaen base a la medición de la diferencia entre lostiempos de llegada de ambas ondas, medidos direc-tamente sobre el sismograma, tal como se esquema-tiza en la Figura 8.

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Fig. 6: a) Representación del desplazamiento pro-ducido por el paso de una onda Raileigh, el movi-miento de las partículas dibuja una elipse que giraen el sentido contrario a las agujas del reloj, estasondas se atenúan en profundidad. b) idem para unaonda Love, el movimiento de las partículas es a unlado y otro sobre el plano horizontal y el movimien-to también se atenúa en profundidad.

Fig. 7: a) La imposibilidad de transmitir ondas S através del núcleo externo genera una “zona desombra” para las mismas, la que tiene forma decasquete esférico y se ubica en las antípodas delepicentro del sismo, a partir de una circunferenciaque se ubica aproximadamente a 103° de aquél. b)Casquete de sombra para las ondas P. La coronaesférica que no recibe ondas P comienza a aproxi-madamente 103° del epicentro y se extiende porunos 40° hacia el punto antípoda.

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Si se asume una determinada composición geo-lógica del terreno atravesado por la onda podemosdeterminar la velocidad correspondiente a las ondasP y S en ese tipo de terreno (estos valores se en-cuentran tabulados). La diferencia en los tiempos dellegada será función exclusiva de la distancia reco-rrida por las ondas, pero cualquier punto que se ubi-que en un círculo cuyo radio es igual a esa distanciapodría ser el buscado y no es posible aún establecerhacia que dirección se encuentra el sismo, por loque se hace necesario contar con información depor lo menos tres estaciones sísmicas no alineadaspara poder fijar la posición del epicentro, es decir,del punto sobre la superficie terrestre que se en-cuentra exactamente en la vertical del lugar en elcuál se produjo el sismo, llamado hipocentro o fo-co sísmico. Al contar con datos de tres estaciones seobtienen tres círculos de posiciones posibles, perosólo el punto en el cuál se cortan los tres círculos esel verdadero. Esta construcción se ilustra en la Fi-gura 9.

En los laboratorios sismológicos más modernos,en los que se cuenta con equipos especiales quepueden establecer la dirección de propagación de laonda sísmica se puede establecer la localización delepicentro sin necesidad de contar con informaciónde otras estaciones sismográficas, pero dado quesiempre existen inhomogeneidades en el terreno re-corrido por las ondas sísmicas (inhomogeneidades

que hacen que los resultados calculados no siemprecoincidan exactamente con la realidad), igualmentese comparan valores suministrados por diferentesestaciones para establecer un valor definitivo de lo-calización para el foco del terremoto.

El estudio de una gran cantidad de sismos y larealización de cálculos cada vez más refinados per-miten “percibir” cambios en la composición geoló-gica del terreno que atraviesan las ondas y en suspropiedades físicas. En forma similar a como pudodeterminarse que existe una capa (núcleo externo)con propiedades de un líquido, ya que no transmitelas ondas S y por lo tanto genera una “sombra” conrespecto a las mismas en todas las estaciones queestán del otro lado de la Tierra, pueden estimarsevariaciones en las propiedades mecánicas de las di-ferentes capas de la parte más externa de la Tierra,la Litosfera, que se relacionan a cambios en sucomposición y en la temperatura a que se encuen-tran y que se expresan como sutiles diferencias en-tre los tiempos de llegada calculables para los dis-tintos tipos de ondas y los realmente medidos en elsismograma. El importante desarrollo de los méto-dos de análisis de las señales sísmicas que ha podi-do lograrse merced al auxilio de las computadorasha hecho posible el surgimiento de una nueva disci-plina geofísica la “tomografía del manto” que estábrindando resultados insospechados acerca de lasinhomogeneidades del manto, la localización de lasceldas de convección térmica y la geometría de laszonas de subducción.

¿CUÁL ES LA PROFUNDIDAD AL HIPO-CENTRO?

La profundidad a la cual ha tenido lugar elevento, es decir la localización del hipocentro, secalcula en función de la diferencia en el tiempo dellegada de la onda P con respecto al tiempo que secalcula teóricamente teniendo en cuenta la posicióndeterminada para el epicentro. Puede estimarsetambién en función de los tiempos de llegada de laonda P y la onda PP, es decir la onda P que se hareflejado “rebotando” por debajo de la superficie te-rrestre y que, al recorrer un camino algo más largo,llega al sismógrafo con un cierto retraso con respec-to a la onda P, tal como se ilustra en el esquema dela Figura 10.

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Fig. 8: Medición del tiempo transcurrido entre lallegada de las ondas P y las ondas S.

Fig. 9: Determinación de la posición del epicentropor el punto de intersección de los círculos deter-minados para tres estaciones sismológicas.

Fig. 10: Esquema que ilustra el cálculo de la pro-fundidad del hipocentro.

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¿CUÁL HA SIDO LA INTENSIDAD DEL SIS-MO? ¿CUÁL SU MAGNITUD?

La intensidad de un sismo es una medida deldaño causado en una determinada región y es por lotanto un valor sensible tanto a las características ge-ológicas locales como a la calidad de la construc-ción y resulta, en consecuencia, un parámetro depoca utilidad científica, aún cuando sea la verdade-ra medida de su efecto sobre la región. La intensi-dad del sismo viene expresada en grados de la esca-la Mercalli. Un parámetro más útil es ladeterminación de un valor que permita comparar di-rectamente los sismos, no importa donde ocurran eindependientemente del daño observable localmen-te. Para ello se han diseñado diferentes técnicas, to-das derivadas de la propuesta original de Richter,que relaciona la máxima amplitud registrada en to-do el conjunto de ondas recibidas en la estación sís-mica, la distancia al foco del movimiento y la pro-fundidad del mismo, obteniendo un valordenominado magnitud del sismo. Si bien el cálculode Richter es más apropiado que los valores de laescala de Mercalli, también ofrece problemas cuan-do se trata de sismos lejanos o muy profundos ytambién es sensible a la frecuencia del tren de on-das, y por lo tanto ha sufrido varias modificaciones.Actualmente se especifica si la magnitud ha sidocalculada tomando en cuenta la amplitud de las on-das de cuerpo o las ondas superficiales. Puede tam-bién calcularse un valor de magnitud que es el pro-medio de esos valores. Por las razones expuestasmás arriba no puede establecerse una corresponden-cia simple entre los valores de la escala de Richter ysus efectos salvo para las localidades situadas en el

epicentro del sismo, porque el valor es una estima-ción de la “potencia” del sismo en su foco y no desus efectos en un lugar determinado.

La Tabla 3 reproduce los valores de la escala deMercalli y los efectos que acompañan a cada inten-sidad en la localidad geográfica en la que se hace lavaloración y se los compara con la magnitud quepodría tener el sismo si su hipocentro se localizaraen el subsuelo de esa misma localidad. Se muestrantambién los valores aproximados de la cantidad desismos anuales correspondientes a cada valor.

Otras formas de determinar la importancia delsismo se basan en el cálculo del momento sísmicoy de la energía radiada. La estimación del momen-to sísmico se realiza teniendo en cuenta el desplaza-miento promedio (estimado) sobre el plano de fallay el área del mismo (también estimada) que se hadesplazado durante el sismo, teniendo en cuenta,además la fricción sobre el plano de falla. El mo-mento sísmico, por lo tanto, nos da una idea del es-fuerzo requerido para desplazar la roca en toda elárea perturbada por el evento. La segunda se obtie-ne calculando la energía irradiada y transportadapor el conjunto de ondas emitidas y tiene en cuentala amplitud de las ondas registradas por los sismó-grafos en todo el mundo. Este valor es una estima-ción de la energía total disipada en forma de ondasy es una medida del potencial destructivo del sismo.

Vale la pena recordar aquí nuevamente que laenergía irradiada como ondas es sólo una pequeñaporción de toda la energía liberada, generalmentemenos del 10% del total. La mayor parte de la ener-gía acumulada como energía elástica se transformaen calor y el resto es consumido como trabajo en el

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Intensidad Magnitud Efectos Frecuencia

I 1-2 Apenas perceptible900.000

II 2-3 Se siente en edificios altos

III 3-4 Los edificios vibran sensiblemente

IV 4 Semeja el paso de un camión pesado 30.000

V 4-5 Se mueven los objetos pequeños. Oscilan postes y árboles

VI 5-6 Se hace difícil permanecer de pie. Pueden dañarse500chimeneas altas

VII 6 Pueden derrumbarse construcciones de baja calidad.

VIII 6-7 Son afectadas construcciones de mejor calidad. Caen paredes. Poco daño en construcciones antisísmicas

IX 7 Se dañan los edificios. Se fractura el suelo. 100Deslizamientos de tierra

X 7-8 Destrucción generalizada. Fracturas observables en el suelo. Deslizamientos de tierras.

XI 8 Muy pocas construcciones sobreviven. El suelo muestra severashuellas del sismo. La amplitud de las ondas es visible en el suelo.

20

XII Mayor Algunos objetos son proyectados al aire.Destrucción total. Uno cada 5 que 8 a 10 años

Tabla 3. Escalas de Intensidad y Magnitud

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desplazamiento de los bloques de roca en el áreadónde se produce el movimiento y una pequeñafracción de la misma lo es como energía irradiadaen forma de ondas sísmicas.

En la actualidad la facilidad que brindan las com-putadoras para realizar complejos cálculos matemáti-cos en forma casi instantánea y la posibilidad detransmitir datos a todo el mundo en escasos segundoshace que los valores finales que se determinan parala magnitud del sismo, su momento y la energía libe-rada sean el resultado de promediar los valores obte-nidos en un gran número de estaciones, lo que elimi-na los errores que pueden introducirse comoconsecuencia del uso de instrumentos de registro condiferentes características, variaciones en la frecuen-cia de las ondas tomadas en consideración, etc.

¿PODRÁN PRODUCIRSE TSUNAMIS COMOCONSECUENCIA DEL SISMO? ¿A QUÉ HO-RA LLEGARÁN A NUESTRAS COSTAS?

Para que se origine un tsunami hace falta que elsismo haya tenido lugar bajo el agua y que el resaltotopográfico producido en el fondo como consecuen-cia del desplazamiento del terreno sobre el plano defalla sea de cierta magnitud. La onda generada porel brusco desplazamiento de la masa de agua en elfondo marino es irradiada en todas direcciones y aúncuando su velocidad es menor que la de las ondassísmicas que se transmiten a través de los materialesgeológicos, los tsunamis viajan tan rápido como unavión, alcanzando los 700km/hora. Esta diferenciade velocidad con las ondas sísmicas es el margenque queda para poder estimar la potencialidad de laformación de olas gigantescas y lanzar la alarma. Sedispone de sólo unos pocos minutos en las localida-des cercanas al epicentro, pero de algunas horas enlas localidades más alejadas.

Es importante recordar que dadas las caracte-rísticas particulares que tienen las tsunamis, lapérdida de energía que sufren mientras de despla-zan por el océano abierto es muy poca y se acer-can a las costas como pequeñas ondas de sólounos pocos decímetros de amplitud pero gran lon-gitud de onda las que, al comenzar a “sentir” elfondo y a perder velocidad, toman altura y puedenalcanzar valores considerables de 20m o 30m entreseno y cresta sin demasiada dificultad, tal comoilustra la Figura 11.

Si bien la gran mayoría de las tsunamis tienen suorigen en sismos, es importante recordar que las ex-plosiones volcánicas submarinas, los deslizamientosdel terreno que tienen lugar bajo el agua o que sedesmoronan sobre ella y la caída de meteoritos enaguas abiertas pueden también originar ondas de es-te tipo. Existe otro tipo de olas que pueden originar-se como consecuencia de temblores de la superficieterrestre, diferentes de los tsunamis y que son llama-das “seiches” y que afectan a puertos, embalses, es-tanques e incluso piscinas, y que resultan de la am-plificación de las ondas en esos cuerpos de agua porefectos de resonancia. Es importante tener en cuentaque las seiches pueden originarse también por am-

plificación de las olas normales, producidas por elviento en puertos y grandes embalses y no exclusi-vamente por la amplificación de ondas sísmicas.

28 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.1)

Fig. 11: Esquema que ilustra la generación, propa-gación y llegada a la costa de una onda Tsunami.

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SE HA ACTIVADO EL PLANO DE FRACTU-RA: ¿DE QUÉ FORMA?

Se ha analizado en la primera parte de esta pre-sentación la información básica acerca de los pará-metros que describen la localización del foco sísmicoy la magnitud del evento, así como la posibilidad deque al mismo se asocie un tsunami. En esta segundaparte se desarrollarán los fundamentos del análisis delos mecanismos focales tanto en sus característicascinemáticas (de interés para los sismólogos), comodinámicas (de interés para los geólogos). Se analiza-rán finalmente las características de las ondas sísmi-cas generadas en una explosión nuclear subterráneaque hacen posible diferenciar la misma de un sismonatural (de interés para los estrategas).

La técnica utilizada se denomina análisis delmecanismo focal del sismo. Estas técnica presentasin embargo una dualidad en el resultado que brinday requiere de información adicional para llegar auna única solución. Esta información adicional pro-viene del campo de la geología estructural y la geo-dinámica y se refiere a las estructuras (fallas) queestán presentes en el área donde ha ocurrido el sis-mo y a las fuentes de esfuerzos actuantes sobreellas. Con esta información, de las dos solucionespotencialmente correctas, se selecciona aquella quetiene mayor verosimilitud geológica.

FUNDAMENTOS DEL MÉTODO

El método de análisis de los mecanismos foca-les se basa en el análisis de la polaridad de los pri-meros arribos o llegadas de las ondas P, que pue-den ser de tipo compresivo, cuando el suelo esimpulsado hacia fuera (“empujón”) o hacia adentro(“tirón”) con respecto al origen del frente. Ambostipos de impulsos son el resultado de la liberaciónde la energía elástica acumulada como consecuen-cia de que el desplazamiento libre entre las dos ma-sas de roca a ambos lados del plano de falla se en-cuentra impedido en un área o punto de trabazónsobre el plano de falla. A los efectos del método, elárea dónde se produce el desplazamiento es de di-mensiones reducidas y puede ser considerada adi-

mensional frente al tamaño de la Tierra. Es impor-tante señalar aquí que aún cuando el área involucra-da en el conjunto de sismos precursores y réplicasque se asocian al sismo principal puede ser suma-mente extensa, el área que se activa en cada uno delos sismos en particular es sólo una muy pequeñafracción de aquella.

Desde el punto de vista de la teoría de la fractu-ración el método asume que los planos sobre losque se produce el desplazamiento se encuentran a45º de la dirección en que actúan los esfuerzosprincipales. Dado que esto no es siempre rigurosa-mente cierto, existe siempre una diferencia entrelas orientaciones reales y las determinadas a partirdel método.

En cada estación sismológica, mediante la ayu-da de tablas y técnicas convencionales, se retrotraela traza de los rayos sísmicos hasta el punto de ori-gen (foco sísmico). Se recalcula así la orientacióncon que el rayo sísmico emergió del foco. El valordel ángulo de buzamiento es medido con respecto ala horizontal y su orientación lo es sobre un planovertical que contiene al foco sísmico y a la estación.Para ello se utilizan las coordenadas geográficas dela estación receptora y del foco sísmico y la ley develocidades correspondiente a las litologías atrave-sadas por el rayo en su trayectoria. El valor obteni-do es representado en proyección estereográfica,asumiéndose que el centro de la hemisfera de pro-yección se ubica en el foco del sismo y que el planoecuatorial de la proyección es horizontal (Fig. 12).De todos los rayos posibles, sólo aquellos que sehunden hacia el interior del terreno son utilizadospor el método.

Se codifica luego la polaridad de cada uno delos rayos representados de acuerdo con la primerallegada, según corresponda a una compresión (em-pujón) o a una expansión o rarefacción (tirón) en elmaterial. Para ello se utilizan círculos blancos o ne-gros respectivamente. Se obtiene así una distribu-ción de puntos blancos y negros sobre el plano deproyección (Figs. 13 y 14). Cada uno de estos pun-tos representa la orientación y la polaridad del rayoque fue recibido en cada una de las diferentes esta-ciones sísmicas utilizadas en el estudio.

29Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.1)

Fig. 12: La orientación y ángulo de incidencia del rayo sísmico que llega a la estación sismológica debe sercorregido para eliminar la desviación impuesta en su trayectoria por las heterogeneidades del material queatraviesa.

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Estos puntos se distribuyen en cuatro zonas al-ternadas que pueden ser fácilmente definidas me-diante el trazado de dos planos que las separan ne-tamente (planos nodales) (Fig. 15). Uno de losplanos es el plano real sobre el que ocurrió el des-

plazamiento, el otro es un plano virtual, hipotético,que satisface el resultado del análisis, pero que pue-de no tener sentido en el contexto geológico en elque se produjo el sismo.

Las zonas que reciben los primeros impulsoscompresivos se colorean, mientras que las que reci-ben los primeros impulsos expansivos se dejanblancas. Esto se hace teniendo en cuenta que el aná-lisis sólo utilizó unos pocos rayos, pero que, de ha-berse dispuesto de un número infinito de ellos no sehubieran determinado puntos blancos o negros, sinoáreas blancas o negras (Fig. 16).

Salvo indicación en contrario, los estereogramasrepresentativos del mecanismo focal correspondena visiones desde la vertical del hipocentro, es decirque el círculo ecuatorial de la red representa un pla-no horizontal. Sin embargo, en algunos casos puedeser interesante realizar un análisis del mecanismosobre un plano vertical, lo que puede realizarse fá-cilmente dadas las propiedades de la proyección es-tereográfica y la circunstancia que la distribuciónde campos con primeras llegadas compresivas y ex-pansivas guarda un patrón regular (Figs. 17 y 18).

30 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.1)

Fig. 13: El valor de orientación e inclinación decada rayo es representado en proyección estereo-gráfica.

Fig. 14: Distribución de la información provenientede distintas estaciones sismológicas para un mismosismo. Los puntos negros corresponden a primerasllegadas compresivas y los blancos a primeras lle-gadas expansivas.

Fig. 15: Traza de los planos que separan las prime-ras llegadas expansivas y compresivas (planos no-dales)

Fig. 16: Demarcación de los campos de primerasllegadas compresivas y expansivas.

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¿QUÉ TIPO DE FALLA SE ACTIVÓ? ¿ENQUÉ DIRECCIÓN SE MOVIERON LOS BLO-QUES?

Como se ha señalado existen dos formas de in-terpretación de la información brindada por el aná-lisis de los mecanismos focales. Si se atiende alanálisis dinámico, lo que interesa es la reconstruc-ción del campo de esfuerzos que controla la evolu-ción de las estructuras en el área. El análisis cine-mático por su parte se aboca a la identificación delplano sobre el cual se ha producido el movimientoy a la determinación de la orientación del vectordeslizamiento.

Interpretación cinemática

Tal como se ha señalado, en esta interpretaciónse analizan los datos con el fin de obtener la orien-tación de los planos nodales, individualizar cual deellos es el que más probablemente haya sido activa-do (en función del conocimiento geológico del áreaen la zona donde tuvo lugar el sismo) y determinarla orientación del vector desplazamiento sobre elplano de falla.

Reconocimiento del tipo de falla: Es fácil rela-cionar primeros impulsos “empujones” por delantedel bloque que avanza y primeros impulsos “tirones”por detrás de él. Los geólogos pueden así saber si lasfallas que se activaron son directas, inversas otranscurrentes, o una combinación de cualquiera delos dos primeros tipos con el tercero (Fig. 19, 20 y21). Una falla directa es aquélla en la cual un bloqueresbala hacia abajo sobre el otro. En el caso de unafalla inversa, un bloque se monta sobre el otro y en elde la falla transcurrente uno se desplaza lateralmentecon respecto al otro. Se pueden obtener tres distribu-ciones típicas de zonas de primeros arribos compre-

31Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.1)

Fig. 17: Imágenes correspondientes a la proyec-ción horizontal y vertical del análisis del mecanis-mo focal de un mismo sismo. Se trata en este casode una falla normal.

Fig. 18: Falla inversa y diagrama del mecanismofocal correspondiente, corte horizontal y corte ver-tical perpendicular al rumbo de la estructura.

Fig. 19: Falla transcurrente y diagrama del meca-nismo focal correspondiente, corte horizontal y cor-te vertical perpendicular al rumbo de la estructura.

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sivos y expansivos para estos tres tipos básicos de fa-llas. Combinaciones de los tipos anteriores (fallas di-rectas o inversas con componentes de desplazamien-to en la dirección del rumbo) pueden ser tambiénreconocidas a partir de los diagramas obtenidos.

La orientación del plano nodal representativo dela falla no cambia su posición en el diagrama (man-tiene su inclinación y orientación con respecto alnorte), mientras que sí lo hace el plano nodal vir-tual. Es importante tener en cuenta que en el casode fallas transcurrentes, si el desplazamiento derumbo es dextral sobre uno de los planos, será sinis-tral sobre el plano nodal auxiliar (Fig. 22). Sin em-bargo, esto no ocurre en el caso de fallas directas oinversas, que conservan su naturaleza cualquierasea el plano activo.

Determinación de la orientación del vector des-plazamiento: Este valor puede ser obtenido rápida-mente en forma gráfica sobre la proyección estereo-gráfica por cuanto el mismo está contenido en elplano de falla y su dirección es normal al plano no-dal virtual (Fig. 23). Respecto a la convención utili-zada es importante recordar que algunos autoresprovenientes del área de la ingeniería tienden aasignar al esfuerzo tensional signo positivo, por lotanto el esfuerzo compresional tiene signo negativo

32 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.1)

Fig. 23: Determinación gráfica de la orientacióndel vector desplazamiento sobre el plano de falla.

Fig. 20: Falla directa con componente de desplaza-miento dextral

Fig. 21: Falla inversa con componente de desplaza-miento sinistral

Fig. 22: La clasificación de la falla transcurrente en dextral o sinistral es función del plano que haya sido activo.

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e, independientemente de su valor absoluto, apareceen sus fórmulas como s3 , contrariamente a la con-vención geológica que es la que se aplica en estetexto.

¿CUÁL ES LA ORIENTACIÓN DE LOS ES-FUERZOS TECTÓNICOS EN EL ÁREA?

A partir del análisis de varios mecanismos foca-les, los geólogos utilizan varios métodos para re-construir la orientación de los esfuerzos tectónicosen el área. Este análisis se basa en las teorías defracturación corrientes y asume que el eje de com-presión (eje P) se localiza en el cuadrante en disten-sión, mientras que el eje de tensión (eje T) se sitúaen el cuadrante en compresión.

Al estudiar los mecanismos focales, los geofísi-cos realizan una simplificación reduciendo toda lasuperficie de fractura a un foco puntual que en estetrabajo se denomina punto de trabazón (Figs. 24 y25).

Interpretación dinámica

Determinación de la orientación de los esfuer-zos principales en el área del sismo: Los valorescorrespondientes a la orientación de cada uno delos ejes de esfuerzos principales (�1 - �2 - �3) pue-de ser hallada fácilmente sobre la red estereográfi-ca. El esfuerzo intermedio se encuentra en la inter-sección de ambos planos nodales. Para ladeterminación de la orientación de los esfuerzosmáximo y mínimo se asume (como ya se ha señala-do) que los mismos son, respectivamente, bisectri-ces de las áreas en extensión y en compresión delestereograma. El esfuerzo máximo compresivo �1coincide con el eje de compresión (eje P) y el es-fuerzo mínimo compresivo �3 lo hace con el eje detensión (eje T).

La técnica gráfica consiste en determinar la po-sición del plano normal al esfuerzo intermedio (o

sea el plano normal a la intersección de ambos pla-nos nodales) que es el que contiene a los ejes de losesfuerzos máximo y mínimo, ya que los tres ejesson mutuamente ortogonales (Fig. 26).

Dado que en los fundamentos del método seasume que los planos nodales están a 45º de losejes de esfuerzos, a diferencia de lo que común-mente se asume en Geología (que las fracturascompresivas se producen sobre planos que formanmenos de 45º con el esfuerzo compresivo mayor yque las fracturas extensionales lo hacen con ángu-los mayores), cabe esperar una diferencia de orien-tación entre el plano obtenido del análisis del me-canismo focal y el plano geológico de hasta unos15º, pero desde el punto de vista del análisis, noexistirían diferencias en el diseño del estereogra-ma (Fig. 27).

33Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.1)

Fig. 24: Campo de esfuerzos antes de producirse el sismo. Acumulación de esfuerzos en el punto de trabazón.Como consecuencia de que la fuente de esfuerzos es remota y parte del bloque rocoso se desplaza, el materiala sotavento del punto de trabazón se dilata, mientras que a barlovento del mismo se comprime.

Fig. 25: Campo de esfuerzos originado por el sis-mo. Al liberarse el sistema, el desplazamiento de lamasa rocosa comprime el material a sotavento dela trabazón y expande aquél a barlovento.

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¿HA SIDO UN SISMO O UNA EXPLOSIÓNATÓMICA?

Durante la Guerra Fría se hizo imprescindiblecontar con métodos que permitieran reconocer si laspotencias enemigas estaban o no experimentandobombas atómicas. Al contrario de cómo ocurre en elcaso de una falla, cuando se produce una explosiónsubterránea todos los primeros impulsos recibidosen las estaciones sismologicas, independientementede la posición geográfica de estas, son del tipo “em-pujón” y esto permite diferenciar claramente una ex-plosión nuclear subterránea de un sismo natural(Fig. 28a). Si en lugar de tratarse se una explosiónse tratara de una implosión (véase el Anexo), la res-puesta sísmica sería similar pero la polaridad de losprimeros arribos registraria un seno, es decir un “ti-rón” en todas direcciones (Fig. 28b).

CONCLUSIONES

El conocimiento de las leyes que gobiernan lageneración y transmisión de las ondas resultantes deun terremoto o explosión permite utilizar la informa-ción recibida en los receptores (sismógrafos) y pro-cesarla para obtener datos acerca de la ubicación(coordenadas geográficas y profundidad del puntoen el cual se originaron las ondas) y del tipo de fallaque se actvó (inversa, directa o transcurrente) o biensi se trata de una explosión. Para ello deben tomarseen consideración las diferencias en los tiempos dellegada de las ondas de presión y de cizalla y la dis-tribución geográfica de los primeros arribos expan-sivos o compresivos de las ondas de presión. La re-cepción exclusiva en toda la red de ondas conprimeros arribos expansivos permite suponer que elsismo no ha sido originado por un proceso naturalsino que se trata de una explosión nuclear. La recep-

34 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.1)

Fig. 26: Posición de los ejes de esfuerzos para dis-tintos tipos de fallas. a- falla transcurrente, b- falladirecta, c- falla inversa, d- falla directa con compo-nente de rumbo dextral.

Fig. 27: Correlación entre el cambio de la dirección de desplazamiento sobre el plano de falla y la distribuciónde primeros impulsos. Obsérvese que la inclinación de los planos nodales en el diagrama no se modifica. Com-párese con el gráfico que indica que los planos de fractura compresiva forman un ángulo menor de 45º con eleje de esfuerzo compresivo mayor, mientras que los planos de fractura extensiva forman un ángulo mayor de45º con el eje extensivo. Como lo que importa es que los ejes de esfuerzos son bisectrices de los planos nodales,en realidad la simplificación no modifica la posición espacial de los mismos.

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ción o no de ondas de cizalla y las diferencias en lostiempos de arribo en los distintos trenes de ondasprovenientes directamente del foco del sismo o desu reflexión en las discontinuidades del interior te-rrestre permiten establecer la estructura del planeta yel comportamiento mecánico de los materiales.

BIBLIOGRAFÍA

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Sellés-Martínez, J. y Bonán, L. (2000). Problemas de

enseñanza-aprendizaje del tema Mecanismos Focales.Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 8.1, 54-61

ANEXO 1: Implosiones y explosiones

Es importante señalar aquí que los medios de di-fusión han introducido un uso errado del término“implosión” queriendo describir con ella el derrum-be de un edificio mediante explosiones estratégica-mente dispuestas y controladas. El edificio no ex-plota por los aires, pero de ningún modo se trata deuna implosión en el sentido estricto del término.Una implosión verdadera podría simularse con unaesfera de cristal o plástico con aire a presión atmos-férica que es obligada a sumergirse a gran profundi-dad. Cuando la presión del agua sobre la superficiede la esfera supera la resistencia del material y lapresión del aire, la esfera hace implosión y se rompe“hacia adentro”. Por el contrario, si la misma esferafuera obligada a ascender en la atmósfera, al encon-trar presiones cada vez menores, llegaría un momen-to que la presión interna en la esfera, la no ser con-trarrestada desde el exterior produciría la explosiónde la misma, es decir su ruptura “hacia fuera”.

35Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.1)

Fig. 28: a) Cuando se produce una explosión se genera una onda esférica cuya característica es que la polari-dad del primer frente de onda es compresiva en todas direcciones. b) En forma opuesta, si lo que se producees una implosión, la polaridad del primer arribo es expansiva.

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El Terremoto

El 20 de febrero de 1835 Darwin desembarcócon Covington para una de sus usuales correríasen busca de nuevos especimenes. Recorrieron al-gún tiempo los pomares y luego se tumbaron elsuelo a descansar. De repente una brisa agitó losárboles y el suelo empezó a temblar. Se levanta-ron asustados y, aunque consiguieron mantenersede pie, se sentían mareados y vacilantes. “Un te-rremoto fuerte, reflexionaba Darwin después, des-truye de golpe las ideas más arraigadas; la tierra,símbolo por excelencia de todo lo que es sólido,se movió bajo nuestros pies; bastó un instante pa-ra que surgiera en la mente una extraña sensaciónde inseguridad que no habrían producido horas dereflexión.” A bordo del Beagle se sintió como sipor un momento el buque hubiese soltados las an-clas y chocasen contra el fondo.

Sin embargo, el centro del terremoto estabamás al norte, y sólo cuando entraron en el puertode Talcahuano se dieron cuenta de la atrocidadde lo ocurrido. Toda la costa estaba sembrada deescombros, y era “como si hubiesen naufragadoun millar de barcos”. Fardos de algodón reventa-dos, animales muertos, árboles arrancados decuajo, sillas, mesas, incluso los tejados de las ca-sas estaban desperdigados por todas partes, ygrandes cantidades de roca habían caído sobrelas playas.

La gente había sido poro perspicaz; a las 10de la noche se vieron grandes bandadas de avesmarinas que se desplazaban hacia el interior, ylos perro del puerto se echaron al monte. Pero enese momento nadie reparó en estos hechos; de to-das formas, a las 11 se levantó la típica brisa ma-rina. A las 11:40 comenzaron las sacudidas, y enpocos segundos aumentaron hasta alcanzar unaviolencia increíble. Era un extraño movimientode torsión que abría y cerraba, con un crujido se-co, grietas de varios palmos de anchura. Entre-tanto el mar abandonaba la bahía de Talcahuano.Estaban anclados varios veleros, tres grandes ba-lleneros, una corbeta, dos bergantines y una gole-ta; todos quedaron con la quilla al aire sobre unallanura de fango con algas esponjosas. La gentese precipitó entonces hacia los lugares altos ima-ginando que seguiría una gran ola, y treinta mi-nutos después llegó el primer embate que barrióla bahía. En los barcos los marineros se sujetarona las jarcias y allí perdieron la vida pues la olapasó y los deshizo contra la ciudad. En ésta sellevó todo por delante, arrancó árboles y objetos

de todo tipo, casas enteras con su mobiliarioadentro, incluso los caballos, las ovejas y el ga-nado vacuno que pacía en los campos. Todo que-dó flotando en el mar cuando la ola retrocedió, yuna vez más lo barcos chocaron contra el fondo.

Y entonces avanzó una segunda ola, másgrande, que retrocedió sólo para ser seguida poruna tercera más alta todavía. El ruido del aguaera terrible. Era asombrosa la forma en que lamayoría de los barcos aguantaban el vapuleo. Gi-raban unos en torno a los otros como si estuvie-ran atrapados en un torbellino y, aunque algunoschocaban, las anclas los sujetaban. El Colocolo,una goleta de la marina chilena, estaba entrandoen la bahía en ese momento y seguramente capeóel oleaje en aguas profundas. Lo mismo hicieronvarios botes más pequeños cuyos propietariosconsiguieron salir al mar abierto antes de que lasolas rompieran, Una goleta de 9m que estaba enel astillero casi acabada, fue levantada y deposi-tada en medio de las ruinas de la ciudad. Una ni-ñera con una criatura de cuatro años, el hijo deun capitán de la marina, confiaba en escapar en-trando en un bote de remos pero el bote se estre-lló contra un ancla y se partió por la mitad. Lamujer se ahogó y varias horas más tarde se en-contró al pequeño flotando en el mar. Aunquemojado y desfallecido, estaba firmemente senta-do en un trozo del bote naufragado y todavía re-sistía.

Fuera, en mar abierto, el agua ennegreció yparecía estar hirviendo; en dos puntos se vieroncolumnas de humo que brotaban de la superficiey tenían un olor sulfuroso repugnante, el olor–así les parecía a los habitantes del lugar- delmismísimo infierno. Grandes cantidades de pes-cado quedaron envenenadas. Luego se formo unremolino, parecía como si el fondo marino se hu-biera agrietado y el mar se estuviese vaciando enuna cavidad inferior. Después, durante algunosdías se produjeron pleamares y bajamares variasveces por día.

Mientras paseaban por la destruida ciudad,Darwin se atrevió a indicar a Fitz Roy que el ni-vel del terreno estaba más alto ahora que antes,no mucho, sólo unos palmos, pero suficiente parademostrar que la tierra podía elevarse sobre elfondo del mar, y si lo hacía unos palmos ¿porqué no 3.000m?, ¿por qué no montañas ente-ras?¿Qué otra explicación existía para haberseencontrado estratos de conchas marinas en lo altode la cordillera? �

36 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.1)

Recomendado para su análisis en clase

DESCRIPCIÓN DEL TERREMOTO Y TSUNAMI DE VALDIVIA EN 1835 POR CHARLES DAR-WIN. Fuente: (Moorehead, 1980)

ANEXO 2