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Figura 1. Esta caricatura muestra lo que sucede en la superficie debido a la ruptura de un terremoto. Observe la progresión de la tensión que conduce a la falla y la cantidad de desplazamiento.

Una ruptura por terremoto es el grado de deslizamiento que ocurre durante un terremoto en la corteza terrestre. Los terremotos ocurren por muchas razones que incluyen: deslizamientos de tierra, movimiento de magma en un volcán, la formación de una nueva falla o, lo más común de todas, un deslizamiento en una falla existente. [1]

Nucleación

Un terremoto tectónico comienza con una ruptura inicial en un punto de la superficie de la falla, un proceso conocido como nucleación. La escala de la zona de nucleación es incierta, con alguna evidencia, como las dimensiones de ruptura de los terremotos más pequeños, lo que sugiere que es menor a 100 m, mientras que otras evidencias, como un componente lento revelado por espectros de baja frecuencia de algunos terremotos, sugiera que es más grande. [2] La posibilidad de que la nucleación implique algún tipo de proceso de preparación está respaldada por la observación de que alrededor del 40% de los terremotos están precedidos por sismos previos . Sin embargo, algunos grandes terremotos, como el terremoto de M8.6 en 1950 entre India y China , [3] no tienen premoniciones y no está claro si solo causaronel estrés cambia o son simplemente el resultado del aumento de estrés en la región del choque principal. [4]

Una vez iniciada la ruptura, comienza a propagarse a lo largo de la superficie de la falla. La mecánica de este proceso no se comprende bien, en parte porque es difícil recrear las altas velocidades de deslizamiento en un laboratorio. Además, los efectos del fuerte movimiento del suelo hacen que sea muy difícil registrar información cerca de una zona de nucleación. [2]

Propagación

Después de la nucleación, la ruptura se propaga desde el hipocentro en todas las direcciones a lo largo de la superficie de la falla. La propagación continuará mientras haya suficiente energía de deformación almacenada para crear una nueva superficie de ruptura. Aunque la ruptura comienza a propagarse en todas las direcciones, a menudo se vuelve unidireccional, con la mayor parte de la propagación en una dirección principalmente horizontal. Dependiendo de la profundidad del hipocentro, el tamaño del terremoto y si la falla se extiende tan lejos, la ruptura puede alcanzar la superficie del suelo, formando una ruptura superficial . La ruptura también se propagará por el plano de falla, llegando en muchos casos a la base de la capa sismogénica , debajo de la cual la deformación comienza a tornarse más dúctil por naturaleza.[2]

La propagación puede tener lugar en una sola falla, pero en muchos casos la ruptura comienza en una falla antes de saltar a otra, a veces repetidamente. El terremoto de Denali de 2002 se inició en una falla de empuje , el empuje del glaciar Sutsina, antes de saltar a la falla de Denali durante la mayor parte de su propagación antes de volver a saltar finalmente a la falla de Totschunda . La ruptura del terremoto de Kaikoura de 2016 fue particularmente compleja, con rupturas superficiales observadas en al menos 21 fallas separadas. [5]

Terminación

Algunas rupturas simplemente se quedan sin suficiente energía almacenada, lo que evita una mayor propagación. [2] Esto puede ser el resultado de la relajación de la tensión debido a un terremoto anterior en otra parte de la falla o porque el siguiente segmento se mueve por fluencia asísmica , de modo que la tensión nunca se acumula lo suficiente para soportar la propagación de la ruptura. En otros casos, existe una fuerte evidencia de barreras persistentes a la propagación, dando un límite superior a la magnitud del terremoto.

Velocidad

La mayoría de las rupturas se propagan a velocidades en el rango de 0.5-0.7 de la velocidad de la onda de corte , y solo una minoría de rupturas se propaga significativamente más rápido o más lento que eso.

El límite superior de la propagación normal es la velocidad de las ondas de Rayleigh , 0,92 de la velocidad de la onda de corte, normalmente unos 3,5 km por segundo. Las observaciones de algunos terremotos indican que las rupturas pueden propagarse a velocidades entre la onda S y la velocidad de la onda P. Todos estos terremotos de supercizalla están asociados con el movimiento de deslizamiento. La ruptura no puede acelerarse a través del límite de la onda de Rayleigh, por lo que el mecanismo aceptado es que la ruptura por cizallamiento superior comienza en una ruptura "secundaria" separada en la zona de alta tensión en la punta de la ruptura principal que se propaga. [6] Todos los ejemplos observados muestran evidencia de una transición a supercizalla en el punto donde la ruptura salta de un segmento de falla a otro.

La propagación de ruptura más lenta de lo normal está asociada con la presencia de material relativamente débil mecánicamente en la zona de falla. Este es particularmente el caso de algunos terremotos de megafonía , donde la velocidad de ruptura es de aproximadamente 1,0 km por segundo. Estos terremotos de tsunami son peligrosos porque la mayor parte de la liberación de energía ocurre a frecuencias más bajas que los terremotos normales y carecen de los picos de actividad de ondas sísmicas que alertarían a las poblaciones costeras sobre un posible riesgo de tsunami. Por lo general, la magnitud de la onda superficial para tal evento es mucho menor que la magnitud del momento, ya que la primera no captura la liberación de energía de longitud de onda más larga. [7] El terremoto de Sanriku de 1896 pasó casi desapercibido, pero el tsunami asociado mató a más de 22.000 personas.

Las rupturas extremadamente lentas tienen lugar en una escala de tiempo de horas a semanas, dando lugar a terremotos lentos . Estas rupturas muy lentas ocurren más profundamente que la zona cerrada donde ocurren rupturas normales de terremotos en los mismos megathrusts. [8]

Ver también

Referencias

  1. ↑ Stephen Marshak, Earth: Portrait of a Planet (Nueva York: WW Norton & Company, 2001): 305–6.
  2. ^ a b c d Consejo Nacional de Investigación (EE. UU.). Comité de Ciencia de Terremotos (2003). "5. Física de terremotos y ciencia de sistemas de fallas" . Living on an Active Earth: Perspectives on Earthquake Science . Washington DC: Prensa de las Academias Nacionales. pag. 418 . ISBN 978-0-309-06562-7. Consultado el 8 de julio de 2010 .
  3. ^ Kayal, JR (2008). Sismología de micro-terremotos y sismotectónica del sur de Asia . Saltador. pag. 15. ISBN 978-1-4020-8179-8. Consultado el 29 de noviembre de 2010 .
  4. ^ Maeda, K. (1999). "Distribución temporal de los premonitorios inmediatos obtenidos mediante un método de apilamiento" . En Wyss M., Shimazaki K. e Ito A. (ed.). Patrones de sismicidad, su significación estadística y significado físico . Reimpresión de Pageoph Topical Volumes. Birkhäuser. págs. 381–394. ISBN 978-3-7643-6209-6. Consultado el 29 de noviembre de 2010 .
  5. ^ Stirling MW, Litchfield NJ, Villamor P, Van Dissen RJ, Nicol A, Pettinga J, Barnes P, Langridge RM, Little T, Barrell DJA, Mountjoy J, Ries WF, Rowland J, Fenton C, Hamling I, Asher C, Barrera A, Benson A, Bischoff A, Borella, Carne R, Cochran UA, Cockroft M, Cox SC, Duke G, Fenton F, Gasston C, GrimshawC, Hale D, Hall B, Hao KX, Hatem A, Hemphill-Haley M , Heron DW, Howarth J, Juniper Z, Kane T, Kearse J, Khajavi N, Lamarche G, Lawson S, Lukovic B, Madugo C, Manousakis I, McColl S, Noble D, Pedley K, Sauer K, Stahl T, Strong DT, Townsend DB, Toy V, Villeneuve M, Wandres A, Williams J, Woelz S y R. Zinke (2017). "El terremoto de Kaikōura M w 7.8 2016" (PDF) . Boletín de la Sociedad de Nueva Zelanda para la Ingeniería Sísmica . 50 (2): 73–84. doi : 10.5459 / bnzsee.50.2.73-84 .CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
  6. ^ Rosakis, AJ; Xia, K .; Lykotrafitis, G .; Kanamori, H. (2009). "Ruptura de cizallamiento dinámico en interfaces de fricción: velocidad, direccionalidad y modos". En Kanamori H. y Schubert G. (ed.). Sismología de terremotos . Tratado de Geofísica. 4 . Elsevier . págs. 11-20. doi : 10.1016 / B978-0-444-53802-4.00072-5 . ISBN 9780444534637.
  7. ^ Bryant, E. (2008). "5. Tsunami generado por terremoto" . Tsunami: el peligro subestimado (2 ed.). Saltador. págs. 129-138. ISBN 978-3-540-74273-9. Consultado el 19 de julio de 2011 .
  8. ^ Quezada-Reyes A. "Terremotos lentos: una visión general" (PDF) . Consultado el 1 de noviembre de 2018 .

Enlaces externos