CONCLUSIONS AND RECOMMENDATIONS

Los tsunamis de origen sísmico se caracterizan por tres etapas: la generación de la ola, la propagación de esta ola en el mar y la inundación en la costa. Esta división se encuentra relacionada con la existencia de diferencias esenciales en los procesos físicos que controlan una u otra etapa. Para eventos de tipo sísmico, a causa de terremotos submarinos generan un alto incremento en la altura de la ola, parte de la energía de la fuente sísmica es capturado por la columna de agua y se transfiere, principalmente a las demás olas en movimiento. (Levin & Nosov, 2009)

2.3.2.1. Proceso de subducción

Para comprender el proceso de subducción es necesario referirse a la tectónica de placas, según la cual la corteza terrestre está dividida en fragmentos que se desplazan sobre el manto (Ilustración 2-3), lo cual puede explicarse por la teoría de Wegener. (Instituto Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS, 2005)

La teoría de deriva continental fue propuesta en 1912 por Alfred Wegener en Alemania. La teoría sugiere que los continentes no son fijos, sino que se “derivan” a

_____________________________________________________________________ Página 34 de 233 Evaluación de Amenaza Por Tsunami 16 de Mayo de 2011 través del tiempo. La tectónica de placas es el nombre de la teoría que proporciona la hipótesis de Wegener. (Gribbin, 1986)

Ilustración 2-3: Distribución superficial de las placas litosféricas. (Villanueva, 2011)

La teoría se basa en el parecido de la fauna y fósiles encontrados en diferentes continentes, que a pesar de estar separados por varios miles de kilómetros presentan esta similitud, además de la manera en que parecen encajar los continentes a cada lado del océano. Wegener afirmo que los continentes estuvieron unidos formando un súper continente llamado Pangea, que significa “toda la tierra”. Además propuso que los continentes se desplazan sobre la capa de la tierra conformada por los océanos por medio de un desplazamiento lento. La teoría de la deriva continental explica las relaciones existentes entre las fuerzas al interior de la tierra y los procesos de transformación de la corteza terrestre, según esta teoría las fuerzas al interior de las placas provocan los movimientos sísmicos.

Los terremotos del mundo tienden a concentrarse en zonas estrechas, esto se puede explicar por medio de la teoría de tectónica de placas y la teoría de la deriva continental. La tectónica de placas muestra que la litosfera se divide en una serie de placas oceánicas y continentales que se pueden deslizar sobre la astenósfera. Las placas entonces, están en constante movimiento, la interacción de las placas da lugar a importantes procesos geológicos como la formación de cordilleras o cadenas montañosas, terremotos y actividad volcánica.

_____________________________________________________________________ La mayoría de los terremotos se limitan a los estrechos y límites entre placas. La tectónica de placas afirma que existen cuatro tipos de zonas sísmicas:

 El primer tipo de zona sísmica sigue la línea de las cresta oceánicas donde la actividad es baja y ocurre a profundidades muy superficiales, esto se debe a la debilidad de la litosfera, donde la tensión no se acumula lo suficiente para generar terremotos.

 El segundo tipo es de terremotos asociados a pocas profundidades del foco acompañados por actividad volcánica. Un ejemplo claro de este tipo de sismicidad es la falla de San Andrés, allí dos placas generan fricción entre ellas. La fricción alcanza a ser tan grande que puede generar terremotos de grandes magnitudes.

 El tercer tipo de terremoto está relacionado con la colisión de la placa oceánica con la continental. Una placa subduce bajo la otra placa generando fosas oceánicas de gran profundidad. Este tipo de terremotos puede ser superficial, intermedio o profundo de acuerdo a la ubicación en la placa litosférica.

 El cuarto tipo de zona sísmica se produce a lo largo de los límites de las placas continentales, generando terremotos intermedios y de alta profundidad.

De esta manera, los sismos producidos generan una serie de movimientos relativos entre las placas de la litósfera, estos movimientos son de tres tipos: divergentes, convergentes y transformantes. El tipo divergente, separa las placas generando una nueva corteza; el tipo convergente o de subducción, en el que nos centraremos más adelante, se caracteriza por el desplazamiento de una placa que se introduce por debajo de otra conservando las características mecánicas hasta ser consumida por el manto; finalmente, el tipo transformante, las placas se deslizan horizontalmente sin que exista destrucción de alguna.

El proceso físico que ocurre en las zonas de subducción o de tipo convergente inicia cuando dos o más placas tectónicas colisionan de manera continua. El proceso ocurre cuando una placa generalmente más densa, se subduce bajo la otra produciendo una zona inclinada de sismicidad conocida como zona de “Wadati-Benioff”. Esta zona se sumerge y en algunos casos alcanza hasta 700 km al interior de la Tierra, con una inclinación de 40° a 60° (Bergoeing & Protti, 2009), mientras la otra placa asciende dando origen a relieves cordilleranos (Ilustración 2-4). Ejemplos claros de este proceso son la subducción de la placa de Nazca bajo la Cordillera Andina; o las Fosas

_____________________________________________________________________ Página 36 de 233 Evaluación de Amenaza Por Tsunami 16 de Mayo de 2011 Marianas, ubicadas en la gran placa del pacifico, descienden en el borde de la placa de Eurasia. Esta se curva hacia el norte (isla de Guam) y la parte inferior de la placa se encuentra cerca de 12.000 metros por debajo del océano pacifico. La placa que subduce está constituida por gabros y peridotitas lo que la hace más densa, descendiendo hacia el interior de la tierra. Debido a que la temperatura y la presión aumentan, la placa se funde en el manto terrestre fusionando sus materiales ascendiendo a la corteza terrestre a través del magma dando lugar a la creación de volcanes o cordilleras.

Ilustración 2-4: Proceso de subducción. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2009)

Cuando la placa alcanza grandes profundidades de hasta 100 km, los minerales hidratados pasan a estabilizarse convirtiéndose en estructuras más estables donde se libera el agua contenida en estos, de esta manera el agua reduce el punto de fusión fundiendo los materiales presentes en el manto. De esta manera se pueden identificar la formación de algunos volcanes, montañas, cordilleras, islas y fosas oceánicas como producto de procesos de subducción. El magma asciende a través de las zonas de colisión constituyendo reservorios que alimentan los volcanes, estos reservorios se sitúan a unos 8 ó 10 km, de profundidad en la corteza terrestre. (Bergoeing & Protti, 2009)

Las zonas de subducción son zonas de convergencia, donde se generan la mayoría de los volcanes de tierra y sismos producidos al interior de los límites entre dos placas (Ilustración 2-5). Los sismos producidos por este proceso se pueden dar en diferentes ambientes tectónicos, fosa, cuando ocurre la flexión en la placa oceánica o como se explicó anteriormente, por el choque entre placas y la zona de Benioff, donde la corteza subduce las placas convergentes, generando sismos profundos.

_____________________________________________________________________ Ilustración 2-5: Esquema general de la zona de subducción (Instituto Colombiano de Geologia y

Mineria INGEOMINAS, 2005)

Las zonas de subducción son las fuentes de los terremotos más frecuentes a nivel global, liberando la mayor cantidad de energía sísmica con un 91% a nivel mundial, de acuerdo al informe de caracterización de fuentes sísmicas de subducción (Instituto Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS, 2005). Existen zonas muy grandes donde este proceso se da frecuentemente, como ocurre en el cinturón de fuego (Ilustración 2-6).

_____________________________________________________________________ Página 38 de 233 Evaluación de Amenaza Por Tsunami 16 de Mayo de 2011 Los sismos por subducción generan una ruptura de la falla que se propaga por la litósfera y produce una respuesta elástica de la corteza, simultáneo a esto, en la superficie de la tierra, sobre la ruptura y adyacente a esta se generan grandes desplazamientos horizontales y verticales que acompañan el terremoto. Los terremotos por subducción se caracterizan por amplias longitudes de ruptura mayores a 100 km, áreas de ruptura de 103 a 105 km2, desplazamientos desde 5 y mayores o iguales a 20 km y magnitudes Mw de 7.5 a 9.5.

Una característica importante de la subducción la constituye la distribución de los terremotos en profundidad la cual depende de parámetros de las placas, geometría y morfología de la litósfera, la velocidad y la historia tectónica. (Instituto Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS, 2005)

De acuerdo al informe de caracterización de fuentes sísmicas de subducción, existen dos tipos de subducción, chile o andino y Marianas o Back-arc. (Ilustración 2-7).

Andino:

 Buzamiento bajo

 Acoplamiento alto

 Poca profundidad de fosa

 Subducción en placas jóvenes de baja densidad

 Magnitudes de sismos Mw>8.7 Back-arc

 Buzamientos altos

 Acoplamientos bajos

 Grandes profundidades de fosa

 Subducción en placas antiguas, densas y rígidas

_____________________________________________________________________ Ilustración 2-7: tipos de zonas de subducción. (Instituto Colombiano de Geologia y Mineria

INGEOMINAS, 2005)

Los principales factores que controlan el tamaño y localización de sismos catastróficos en zonas de subducción se relacionan con la velocidad entre placas adyacentes, geología de los materiales, área de contacto entre placas, temperatura y presión de fluidos y profundidad del sismo. Rugosidades en la placa adyacente como montañas submarinas, y zonas de fractura, producen un acoplamiento que generara el proceso de subducción. (Instituto Colombiano de Geologia y Mineria INGEOMINAS, 2005)

2.3.2.2. Mecanismo Focal

El mecanismo focal se refiere a la dirección del deslizamiento en un terremoto y la orientación en la que este se presente. Los mecanismos focales pueden ser calculados con la ayuda de la información registrada por los sismogramas. Estos mecanismos focales normalmente son mostrados en mapas como símbolos similares a “pelotas de playa”. Dicho símbolo representa la proyección de un plano horizontal alrededor del origen de un terremoto. (U.S Geological Survey USGS, 2010)

Los mecanismos focales de los terremotos permiten determinar los procesos físicos que dieron lugar al terremoto, teniendo en cuenta el foco del terremoto y el estado de esfuerzos en este lugar. Para la determinación del mecanismo focal, se requieren

_____________________________________________________________________ Página 40 de 233 Evaluación de Amenaza Por Tsunami 16 de Mayo de 2011 deducir los parámetros del sismo ocurrido en el foco y de esta manera conocer las propiedades elásticas del medio

Para comprender como ocurren los mecanismos focales se deben tener en cuenta algunos términos importantes a este proceso. Considerando la existencia de una falla geológica en la superficie la cual actúa como un plano que corta en dos a un bloque, de acuerdo a este movimiento relativo entre los bloques se pueden identificar distintos tipos de falla. Una falla normal ocurre cuando en el movimiento ambos bloques tienden a separarse, si por el contrario los bloques tienden a juntarse se habla de una falla inversa, estos tipo de falla se denominan “dip-slip”. Las fallas de rumbo ocurren cuando los bloques tienden a desplazarse uno respecto al otro, esta falla de rumbo o “strike-slip” puede ser de derecha o izquierda si se acerca al bloque de la derecha o si se acerca al bloque de la izquierda como se muestra en la Ilustración 2-8. (Valenzuela, 2007)

Ilustración 2-8: Mecanismos focales. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2010)

La técnica de obtención del mecanismo focal de los terremotos ha evolucionado, sin embargo el método más común es la evaluación por medio del uso de la polaridad por impulso de ondas P, cuando el número de polaridades no es suficiente para obtener

_____________________________________________________________________ una solución, se usa la técnica de inversión de ondas. Actualmente existen técnicas y métodos numéricos para el estudio de mecanismo focales de terremotos.

2.3.2.3. Polaridad por llegada de ondas p

A continuación se muestra un aparte de (Valenzuela, 2007), donde se explica claramente el método de polaridad de ondas p.

Este método consiste en el análisis de las primeras ondas P registradas. De acuerdo a la geometría del plano de falla y la dirección de la dislocación o desplazamiento de la falla, se usa la teoría de los rayos donde se proyectan estos rayos en todas las observaciones para determinar el ángulo con respecto a la fuente u origen del evento. Para esto se sitúa una esfera imaginaria en el foco y se calcula el azimut y orientación del rayo. En cada estación se determina el sentido de la primera llegada de las ondas P, el cual se grafica considerando la superficie de la tierra y de esta manera se podrá identificar los cuadrantes de compresión y de dilatación asociados al mecanismo focal del evento. Una vez calculada la orientación del rayo sísmico a cada estación se representa en una proyección estereográfica. Cada punto obtenido se dibuja en la parte gris, si el suelo se levanta, cuadrante de compresión, y en blanco si el suelo se hunde en la primera llegada, cuadrante de dilatación.

La esfera focal, es el resultado de las gráficas en una esfera que rodea la fuente y que muestra los ángulos con respecto a la fuente. La representación de los datos de cada estación sísmica se realiza por medio de tres símbolos diferentes: un círculo negro, un circulo blanco y una x (Ilustración 2-9). Si la primera llegada de la onda P es hacia arriba se denota con un circulo negro, si por el contrario es hacia abajo se denota con el circulo blanco, el símbolo x indica que la llegada del rayo o punto fue muy débil como para su identificación.

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Ilustración 2-9: Representación del cálculo del mecanismo focal mediante el método de polaridad por llegada de ondas P. (Muñoz-Martin y Vicente, 2010, p. 24)

Una vez dibujados todos los puntos de primera llegada de ondas P, se buscan ciclografías que separen los símbolos por medio de planos nodales, entonces se rellenan los cuadrantes grises o negros para círculos negros y blancos para los círculos blancos, de esta manera se determina la falla asociada al terremoto, el mecanismo focal de un sismo entonces, queda determinado por la orientación de los planos principal y el plano de falla, además de la dirección de desplazamiento relativo entre las caras de plano de falla.

2.3.2.4. Tensor de momento sísmico

A continuación, tomado de un aparte de Muñoz-Martin y Vicente (2010), donde se explica el método de tensor de momento sísmico.

El método del tensor de momento, permite determinar el mecanismo focal a partir de la modelación de ondas generadas durante un terremoto mediante el cálculo de las fuerzas generadas por los desplazamientos observados en estaciones de medición, estos cálculos entre los desplazamientos y las fuerzas se determinan por medio de las funciones de Green. Brevemente se hará una explicación teniendo en cuenta las consideraciones necesarias para el cálculo del tensor de momento sísmico. Es importante conocer los parámetros y características de la fuente sísmica teniendo en cuenta las fuerzas que actúan en el evento y el recorrido que hacen las ondas, por esto es necesario realizar algunas consideraciones y simplificaciones relacionadas con

_____________________________________________________________________ la modelación: primero que todo, para facilitar la modelación es necesario considerar la tierra como un medio elástico y homogéneo y el foco sísmico como el punto donde las fuerzas sísmicas actúan representando la fractura. Otra simplificación supone que la distancia entre el observador y el foco es mucho mayor que la dimensión del foco. Además de esto las distancias epicentrales deben ser mayores de 30° y menores de 90°. Finalmente las fuerzas actuantes son representadas usando un modelo de fuerza equivalente donde los desplazamientos de la superficie terrestre son idénticos a los de la fuente sísmica.

El mecanismo focal entonces, puede ser calculado a partir de la modelación de ondas, el objetivo del procedimiento es encontrar los pesos que den el mejor ajuste entre los sismogramas sintéticos y los observados a partir de las funciones de Green. El procedimiento inicia con los parámetros de tiempo, origen y coordenadas epicentrales y de profundidad, se deriva el momento inicial, de esta manera los parámetros representan los valores iníciales de un procedimiento iterativo donde se calcula el momento tensor y a su vez, los cambios hipocentrales.

2.3.2.5. Mecanismos y fallas

Los terremotos se pueden idealizar como movimientos de los planos de falla de orientación arbitraria, donde dicha orientación, en el espacio del plano de falla y el movimiento relativo de las caras se entiende de acuerdo a tres ángulos. Como se muestra en la Ilustración 2-10.

El ángulo “strike” corresponde al rumbo de la falla, medido en un plano horizontal en sentido horario y con origen en el norte geográfico. Este ángulo corresponde a la intersección del plano de falla con la superficie horizontal. La variación del ángulo strike definido en el mecanismo focal de un sismo se encuentra entre .

El ángulo “Dip” corresponde al buzamiento del plano de falla, definido en un plano vertical, desde el plano horizontal hacia abajo hasta el plano de falla. El ángulo queda definido por la línea de máxima pendiente horizontal con respecto al plano de falla. Los ángulos strike y dip, orientan el espacio del plano de falla. La variación del ángulo dip definido en el mecanismo focal de un sismo se encuentra entre

_____________________________________________________________________ Página 44 de 233 Evaluación de Amenaza Por Tsunami 16 de Mayo de 2011 El ángulo “Rake”, corresponde al deslizamiento, este describe el movimiento del bloque superior con respecto al bloque inferior de la falla. Este ángulo se mide desde la horizontal hasta la nueva ubicación del punto que se encontraba adyacente al plano del bloque inferior. La variación del ángulo rake en el mecanismo focal de un sismo está entre

Ilustración 2-10: Definición de una falla plana con los tres parámetros de orientación (ángulos strike, dip y rake). (Muñoz-Martin & Vicente, 2010)

El mecanismo focal, como se dijo anteriormente proporcionará la orientación del plano de falla, el sentido de la orientación de los bloques, y el tipo de falla generadora de un terremoto (normal, inversa o de rumbo). Esta información se representa en los “balones de playa” donde se muestra la proyección estereográfica del hemisferio con dos cuadrantes blancos y dos cuadrantes negros o grises, separados por planos perpendiculares o planos nodales, donde uno de estos planos, representa la falla generadora del sismo. (Muñoz-Martin & Vicente, 2010)

En la Ilustración2-11, los cuadrantes grises contienen las regiones a tensión (T) los cuales reflejan el mínimo esfuerzo de compresión, y los cuadrantes blancos, contienen el eje de presión (P), que reflejan el máximo esfuerzo de tensión. (U.S. Geophysical Survey USGS, 2010)

_____________________________________________________________________ Ilustración2-11: Mecanismos Focales (USGS, "Earthquake Glossary – fault - plan solution"

2009).

Considerando los ángulos establecidos anteriormente “dip”, “rake” y “strike”, se pueden definir los mecanismos focales de los sismos:

Los mecanismos focales de rumbo (Strike-Slip) tienen una geometría característica en cruz (Ilustración2-11), cuando el sismo ocurre, el movimiento de las ondas P alrededor del foco produce un movimiento de las partículas situadas en los cuadrantes negros que las aleja del foco, ocurriendo lo contrario en los cuadrantes blancos donde las partículas son atraídas hacia el foco. El movimiento de falla de rumbo puede ser de izquierda o derecha, dependiendo del desplazamiento paralelo a la dirección determinado desde el cuadrante blanco (contiene el eje P) hacia el cuadrante negro (contiene el eje T). (Muñoz-Martin & Vicente, 2010)

Las fallas con movimiento según el buzamiento puede ser de tipo normal o inverso, la geometría característica de estas fallas muestra tres de los cuatro cuadrantes (Ilustración2-11). Para fallas normales el eje vertical cae en un cuadrante blanco, y para fallas inversas en un cuadrante negro.

Finalmente las fallas con movimientos oblicuos presentan una geometría donde son visibles todos los cuadrantes. Sin embargo, si el eje vertical está en el cuadrante blanco la falla tiene una componente normal, si el centro está en un cuadrante negro la falla tienen un comportamiento inverso.

En diferentes regiones del mundo se tiene gran diversidad de mecanismos focales