MASTER DE PROFESOR DE EDUCACIÓN SECUNDARIA OBLIGATORIA Y BACHILLERATO, FORMACIÓN PROFESIONAL Y ENSEÑANZAS DE IDIOMAS

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1 MASTER DE PROFESOR DE EDUCACIÓN SECUNDARIA OBLIGATORIA Y BACHILLERATO, FORMACIÓN PROFESIONAL Y ENSEÑANZAS DE IDIOMAS Ángel Carmelo Prieto Colorado Física de la Materia Condensada, Cristalografía y Mineralogía Facultad de Ciencias Universidad de Valladolid

2 Complementos de Geología Tema 5. Geodinámica interna Teorías orogénicas y tectónica de placas. Límites de placas tectónicas. Volcanes. Terremotos. Pliegues y fallas.

3 Terremotos Un terremoto es la vibración de la tierra producida por una rápida liberación de energía. Durante dicha liberación de energía también se desprende calor. Normalmente están originados por el deslizamiento de los materiales a lo largo de una falla. Pero también se pueden producir terremotos por erupciones volcánicas, impactos de meteoritos, explosiones nucleares y asentamientos de grandes embalses. L a e n e r g í a l i b e r a d a e s i r r a d i a d a e n t o d a s l a s direcciones desde el foco (hipocentro) en forma de ondas. La intensidad de las ondas se amortigua con la distancia al origen, de modo que su detección en zonas lejanas solo es posible con un sismógrafo.

4 Esto ocurre con una gran cantidad de micro seísmos que se producen continuamente, solo son detectables mediante sismógrafos. Después de un terremoto los ajustes a lo largo de la falla suelen producir una serie de seísmos de menor intensidad que se denominan réplicas. Las causas de los terremotos empezaron a esclarecerse a principios del s. XX, a raíz del seísmo de San Francisco, de La existencia de una fractura de 1300 km que recorre el sur de California fue la causa de los desplazamientos horizontales asociados a ese terremoto. Esta fractura es una gran zona de falla que separa las Placas Norteamericana y del Pacífico. La Placa del Pacífico se desplazó 4.7 m, hacia el norte, respecto a la Placa Norteamericana. El geólogo H. F. Reid dedujo un mecanismo para explicar los terremotos: En una zona de la Corteza donde puede existir una falla o una rotura preexistente, cuando actúan las fuerzas tectónicas sobre la zona van provocando una deformación de las rocas que se encuentran a ambos lados de la falla, almacenándose energía elástica, como cuando se dobla una barra de plástico o de madera.

5 Cuando se supera la resistencia al rozamiento que mantiene unidas a las rocas, se provocan esfuerzos en todas las zonas de la placa y un movimiento que libera buena parte de la energía elástica acumulada, y la roca deformada, vuelve a su situación inicial (no deformada). Este salto atrás de las rocas cuando vuelven elásticamente a la forma original fue denominado, por Reid, Rebote Elástico, pues la roca se comporta de forma elástica, como cuando se suelta una goma que previamente se había estirado. Así pues, la mayoría de los terremotos se producen por la liberación rápida de energía elástica almacenada en la roca que ha sido sometida a grandes esfuerzos y tensiones. Una vez superada la resistencia de la roca, esta se rompe bruscamente provocando las vibraciones de los terremotos. Las más intensas del terremoto de San Francisco duraron 40 segundos, que fue lo que duró el desplazamiento a lo largo de la falla. Pero los movimientos adicionales a lo largo de esta falla y de otras vecinas, duraron varios días después del terremoto principal. Estos movimientos de reajuste son los denominados terremotos réplicas.

6 Las réplicas son más débiles, pero sus efectos pueden ser graves si han quedado estructuras debilitadas durante el terremoto principal. Existen los denominados sismos precursores, que suelen preceder al terremoto principal en días, incluso, en años. También pueden producirse terremotos asociados a actividades volcánicas, pero son menos frecuentes y suponen solo el 10 % de los registrados. Vista aérea de Puerto Príncipe. La ciudad quedó destruida tras el terremoto de Haití en En el mundo hay 10 6 terremotos por año y 2/3 se producen en el Cinturón de Fuego del Pacífico. Los llamados seísmos locales están producidos por hundimientos de cavidades internas de la Corteza, corrimientos de tierra, etc.

7 Aproximadamente el 95% de la energía liberada por los terremotos se origina en unos pocos cinturones relativamente estrechos alrededor de todo el mundo. Las zonas de mayor actividad sísmica son el cinturón del Pacífico, desde las regiones próximas al mar Mediterráneo hasta el Himalaya y el sistema de dorsales oceánicas. Distribución global de epicentros sísmicos

8 Los Terremotos se originan en focos situados a profundidades comprendidas entre 5 y 700 Km. Se pueden clasificar arbitrariamente como superficiales -hasta los 70 Km-, intermedios -de 70 a 300 km- y profundos -a más de 300 km. profundidad / km distancia / km La Tectónica de Placas explica el origen y distribución de seísmos en profundidad

9 Las ondas sísmicas se propagan a partir del Hipocentro de forma esférica por el interior de la Tierra. Como ya se señalo, del estudio de tales ondas se puede obtener información relevante sobre la estructura de la Tierra. Los primeros estudios sobre ondas sísmicas conocidos, proceden de China, hace 2000 años. Consiguieron determinar la dirección en la que se había producido un terremoto, mediante un artilugio en el que un mecanismo dejaba caer una bola que indicaba la dirección de procedencia de las ondas sísmicas. Los sismógrafos modernos no difiere mucho del invento chino. Tienen una masa suspendida de un soporte que se fija al suelo, cuando las vibraciones de un terremoto alcanzan al equipo, la inercia de la masa la mantiene relativamente estacionaria, mientras que la Tierra y el soporte se mueven. Este movimiento relativo queda registrado. Sismógrafos Chino y esquema antiguo

10 C o m o l o s t e r r e m o t o s p r o v o c a n movimientos verticales y horizontales, hace falta más de un tipo de sismógrafo. P a r a r e g i s t r a r l o s m o v i m i e n t o s horizontales se utilizan 2 sismógrafos horizontales, uno orientado de norte a sur y el otro de este a oeste. El movimiento vertical se registra suspendiendo la masa de un muelle. La detección de terremotos muy débiles o muy lejanos requiere el uso de sistemas de amplificación de ondas. Esquemas de sismógrafos Vertical, Horizontal y equipos portables actuales analógico y digital.

11 Los sismógrafos detectan cuatro tipos de ondas, agrupadas en dos bloques según su forma y dinámica de propagación: Ondas Profundas ó de Cuerpo: Viajan por el interior de la Tierra. Ondas Primarias o longitudinales (p): Son las más rápidas y por tanto las primeras en ser detectadas en estaciones sismográficas. Ondas Secundarias o transversales (s): Son las segundas ondas detectadas en las estaciones sismográficas. Ondas Superficiales: Viajan sobre la parte externa de la Tierra, se transmiten de forma circular a partir del Epicentro. Son las responsables de los mayores destrozos en la superficie terrestre. Su desplazamiento es más complejo que el de las anteriores. Ondas Love o de Torsión (L): Se mueven perpendicularmente a la dirección de propagación. Ondas Rayleigh (R): Se mueven de forma elíptica con respecto a la dirección de propagación.

12 Ondas Primarias o Longitudinales, p Corteza: 5-7 km/s Manto y núcleo: 8 km/s Agua: 1.5 km/s Aire: 0.3 km/s Son ondas longitudinales, las vibraciones (oscilaciones) de las partículas de los materiales que atraviesan tienen lugar en la misma dirección de propagación. Se denominan ondas p ó primarias por ser las primeras en detectarse en los sismógrafos. Son ondas de compresión, que empujan -comprimen- y tiran -expandende las rocas en la dirección de propagación. Se propagan a través de todo tipo de materiales, independientemente del estado de agregación, gas, líquido o sólidos, en que se encuentren. Su velocidad depende directamente del módulo de compresión (K), del de rigidez (μ) y es inversamente proporcional a la densidad (ρ) de la roca. Son de alta frecuencia y longitud de onda corta.

13 Ondas Secundarias o Transversales, s Corteza: 3-4 km/s Manto: 4.5 km/s Núcleo sólido: km/s Estas ondas sacuden a las partículas en ángulos rectos con respecto a la dirección de propagación. Son ondas transversales. Se denominan ondas s ó secundarias por ser las segundas en detectarse en los sismógrafos, es decir, son hasta 1.7 veces más lentas que las p. Son ondas de cizalladura, se propagan y transmiten solo en materiales sólidos. Su velocidad depende directamente del módulo de rigidez (μ) y es inversamente proporcional a la densidad (ρ) de la roca. Su amplitud es ligeramente superior a la de las ondas primarias. El epicentro de un seísmo se determina por la diferencia de velocidades entre las ondas p y s, [vs-vp].

14 Ondas Love o de Torsión, L Ondas Rayleigh, R Tierra: km/s Son ondas estacionarias resultado de la interferencia de las ondas p y s cuando alcanzan la superficie terrestre. Son responsables de los movimientos en la superficie y de todo lo que en ella se sustenta. Las Ondas Love ó de Torsión (L), se mueven perpendicularmente a la dirección de propagación. Las partículas de las rocas superficiales vibran en un solo plano correspondiente a la superficie del terreno. Las Ondas Rayleigh (R), se mueven de forma elíptica respecto a la dirección de propagación. Las partículas de las rocas superficiales realizan un movimiento elíptico en el sentido de la propagación y en el plano vertical, similar a las olas) siendo las más lentas y las que más se perciben, pues tienen gran amplitud y longitud, siendo las que provocan los mayores desastres.

15 Por lo que respecta a la localización de los terremotos, hay que señalar que el foco o hipocentro es el lugar del interior de la Tierra donde se originan las ondas sísmicas, mientras que el epicentro es el lugar de la superficie terrestre situado directamente encima del foco. Para localizar el epicentro hay que estudiar la diferencia de velocidad entre las ondas p y s, teniendo en cuenta que las primeras son más rápidas. En consecuencia, cuanto mayor es el intervalo medido en un sismógrafo entre la llegada de las ondas p y las s, más lejos se encuentra el origen del terremoto. Utilizando gráficas de espacio / tiempo recorrido por las ondas p y s, y sabiendo la diferencia del tiempo entre la llegada de ambas ondas, se calcula la distancia al origen. Para terminar la situación del origen del terremoto necesitamos datos de 3 ó más estaciones sísmicas. Considerando la Tierra como una sola capa y completamente homogénea, se podría considerar constante la velocidad de la onda p, y a partir de ella saber el recorrido en km para un tiempo, [ts-tp]. Los sismogramas, de un mismo sismo, obtenidos en tres estaciones argentinas diferentes, ubicadas en Tucumán (THA), Córdoba (TCA) y La Rioja (VCA) ilustran el modo utilizado para determinar los epicentros.

16 Las diferencias de tiempos ts-tp, de cada estación, llevadas como radios de circunferencias alrededor de cada estación sísmica, sobre un globo terrestre nos da un único punto de corte donde se ubicua el epicentro. El método descrito se denomina de triangulación y siendo tan simple e ilustrativo, fué el utilizado hasta del empleo de los modernos programas de análisis existentes, en la actualidad.

17 En la actualidad el cálculo, si bien se basa en el mismo principio, es más complejo y se incorporan datos de todas las estaciones disponibles, con el fin de considerar todas las direcciones posibles y minimizar el margen de error en la determinación del epicentro. En el proceso de cálculo se incorporan para cada región (profundidades y velocidades para las capas que conforman la corteza y la parte superior del manto), y se tienen en cuenta las variaciones de velocidad sufridas por las ondas en toda su trayectoria, para lo cual se dispone de curvas normalizadas espacio- tiempo, donde se observa cómo el tiempo, ts-tp, aumenta a medida que las ondas recorren mayores distancias. espacio / tiempo (min.) Los datos sísmicos son procesados de modo automático, mediante modelos matemáticos iterativos, que confieren valores con probabilidades máximas de ubicación. Como resultado final se obtiene la ubicación geográfica, la profundidad y la hora en la cual ocurrió el evento. distancia (Km)

18 Hasta principios del siglo XX el tamaño y la intensidad de los terremotos se realizaba de forma subjetiva en función de los destrozos ocasionados. En la actualidad son dos medidas las que describen el tamaño de un terremoto, la intensidad -medición del grado de temblor del terreno en un punto determinado basada en la cantidad de daños-, y la Magnitud, que estima la cantidad de energía liberada en la fuente del terremoto En 1902, Giuseppe Mercalli desarrolló una escala de intensidad basada en los daños producidos en determinados tipos de estructuras. Esta escala va del 1 al 12 y evalúa el daño producido por un terremoto en un lugar determinado. La escala modificada de Mercalli se desarrollo utilizando como referencia los daños en edificios de California. El inconveniente de las escalas de intensidad es que la destrucción puede ó no ser una verdadera medida de la severidad real del terremoto, dado que la intensidad de un terremoto no solo depende de su fuerza, sino también de la distancia al epicentro, la naturaleza de los materiales de la superficie y el diseño de los edificios.

19 Para ello, es más conveniente utilizar la magnitud o cantidad de energía liberada durante el acontecimiento. En principio, la magnitud de un terremoto podría determinarse por la cantidad de material que se desliza a lo largo de la falla y la distancia que se desplaza. Pero, en realidad esta evaluación solo puede hacerse de forma aproximada. En 1935, Charles Richter, intentó clasificar los terremotos en grupos de magnitud del 1 al 10. Para ello se calcula la magnitud de los terremotos a partir de la amplitud máxima registrada en un sismógrafo y, para que todas las estaciones sismográficas obtengan la misma magnitud, hay que hacer unos ajustes, en función de la distancia, con el fin de corregir la atenuación de las ondas sísmicas con la distancia al foco.

20 El terremoto registrado de mayor magnitud de Richter es de 8.9, donde se liberó una energía equivalente a la explosión de 1000 Tn de TNT. Por otro lado, los seres humanos no percibimos terremotos con una magnitud de Richter menor de 2, aunque con instrumentos muy sensibles estos sí que pueden se detectados. Actualmente, la Escala Richter se usa de forma generalizada para definir la magnitud de un terremoto y cada unidad de la escala se corresponde con incrementos de energía múltiplos de 32. Los tsunamis o maremotos son consecuencia del desplazamiento vertical del fondo oceánico durante un terremoto. Producen olas en superficie con velocidades de avance que alcanzan km/h. A pesar de ello, un tsunami puede pasar inadvertido en alta mar pues la altura puede ser de 1 metro y la separación de las olas de km. Pero al entrar en zonas costeras las olas se empiezan a ralentizar ya que hay menos profundidad y empiezan a juntarse alcanzando alturas de 30 metros, lo que provoca una gran elevación de nivel del mar, que al alcanzar la costa puede provocar grandes desastres.

21 Del análisis de los perfiles de propagación de ondas sísmicas p y s, en función de la profundidad, se puede deducir una estructura sismográfica de la Tierra. Se acredita la existencia en profundidad de discontinuidades sísmicas que actúan como interfases e n t r e l a s g e o e s f e r a s terrestres y las ubican con precisión. A partir de las velocidades de las ondas se puede estimar que tipos de rocas existen, así como su distribución en profundidad.

22 Sismogramas obtenidos en sismógrafos de diversas estaciones en los primeros 30 min. trás un sismo y a partir de su epicentro, distribución de trayectorias de las ondas p y s por el interior de la Tierra.

23 Existe una buena relación entre el modelo de tectónica de placas y la distribución global de los terremotos. También son correlacionables, de modo evidente, los sismos con foco profundo y las fosas oceánicas. Se constata que sólo los terremotos superficiales se producen a lo largo de placas con límites divergentes y de falla transformante.

24 Destrucción causada por los Terremotos Los daños atribuibles a las vibraciones de los Terremotos dependen de: Magnitud, intensidad y duración de las vibraciones Distancia al epicentro Profundidad del foco ó hipocentro Naturaleza de los materiales que atraviesan las ondas sísmicas Naturaleza sobre la que descansa la estructura Diseño de la estructura Densidad de población del área afectada Tampoco hay que olvidar la posibilidad de fenómenos secundarios que pueden acrecentar los daños (incendios, inundaciones, corrimientos de tierras, hundimientos del terreno, ).

25 Los principales daños que se producen durante los terremotos, en función de la magnitud, son Daños en los edificios: agrietamientos, desplome. Daños en las vías de comunicación: Hundimiento de puentes, túneles, deslizamientos de taludes, Dificultan las evacuaciones. Desestabilización de laderas: continentales y/ó marinas. Rotura de presas: altos riesgos de inundaciones. Rotura de conducciones de agua y gas: se provocan incendios e inundaciones. Desviación de cauces de ríos: Inundaciones, dificultan la evacuación. Desaparición de acuíferos: modificación de ecosistemas. Licuefacción: Los sedimentos poco consolidados y saturados en agua, como arcillas y limos sueltos, como consecuencia de las vibraciones se convierten en un fluido móvil. Ello induce que los edificios se hundan y algunas infraestructuras (depósitos subterráneos, conducciones de agua, etc., tienden a flotar.

26 Seiches: Chapoteo rítmico del agua en lagos, embalses y cuencas cerradas. Las Olas inducidas pueden debilitar los muros de los embalses y causar la destrucción o la rotura de la presa. Tsunamis ú olas de mar sísmicas: Son olas gigantescas que se producen cuando el epicentro está en el mar. Pueden ser muy destructivas, sobre todo las denominadas olas de puerto. Se generan por el desplazamiento vertical a lo largo de una falla localizada en el fondo marino ó en un corrimiento de tierras provocado por un terremoto. Formación de un Tsunami

27 En mar abierto su altura alcanza solamente 1 m, pero con velocidades de hasta 900 Km/hora y, cuando alcanza las zonas costeras menos profundas, el agua se apila hasta alturas de 30 m, con gran poder destructor y acompañadas de deslizamientos y subsidencia del terreno. Evolución de un Tsunami

28 Predicción de Terremotos Las predicciones a corto plazo, tienen dos objetivos: Informar sobre la localización y la magnitud de un gran terremoto en un corto espacio de tiempo. investigar y controlar la existencia de los fenómenos precusores que preceden a los terremotos como son levantamientos, subsidencias y deformación de rocas. Los pronosticos a largo plazo, proporcionan la probabilidad de que se produzca un terremoto de cierta magnitud en una escala temporal de entre 30 y 100 años, o más. En la actualidad, no existe ningún método fiable para realizar predicciones sísmicas a corto plazo, aunque si se sabe que hay zonas más propensas a sufrir terremotos, como las situadas cerca de los límites de las placas litosféricas. Esto no indica que otras zonas estén exentas de sismos, aunque normalmente, serán de menor magnitud. Uno de los mejores métodos de predicción consiste en el control, y estudio de las fallas activas, bien sea sobre el terreno ó desde satélites.

29 Los registros históricos ayudan a establecer mapas de peligrosidad. Mapa de sismicidad de la Península Ibérica y zonas próximas. IGN

30 La experiencia ha venido demostrando que algunos animales pueden sentir algunas ondas precursoras de los terremotos y manifestarlo mediante ciertos comportamientos. Las medidas preventivas pueden ser de tres tipos: Estructurales Se debe realizar una planificación arquitectónica de las ciudades con riesgos sísmicos, si bien, actualmente los grandes edificios del mundo han de cumplir con una serie de normas de construcción sismo resistente, aunque no se encuentren en zonas sísmicas, como: Edificios sin balcones y con marquesinas para recoger los cristales rotos. Reforzamiento de muros con contrafuertes diagonales de acero. Sistemas de adsorción de choques entre edificios durante la vibración. Cimientos aislantes y flexibles con incorporación de caucho.

31 Conducciones de gas / agua flexibles con cierres automáticos. No edificar en taludes. Evitar amontonamientos de edificios, guardando ciertas distancias. Construir sobre sustrato rocoso. Si el sustrato es blando, no construir muchas alturas. No estructurales: Ordenación del territorio. Planes de protección civil. Sistemas de alerta. Educación para la actuación en casos de seísmos De control: Sobre todo mediante el estudio continuo de las fallas activas, para conocer su implicación en un futuro terremoto. La inyección en dichas fallas de fluidos puede aliviar las tensiones entre las rocas y frenar la aparición de terremotos o disminuir su intensidad y magnitud.

32 Sismicidad en la Península Ibérica Mapa de peligrosidad sísmica de la Norma Sismorresistente actual NCSE-02. IGN

33 Ángel Carmelo Prieto Colorado Física de la Materia Condensada, Cristalografía y Mineralogía Facultad de Ciencias Universidad de Valladolid