Tavera Guardia 2011

7/24/2019 Tavera Guardia 2011

1/159

UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN AGUSTN DE AREQUIPA

FACULTAD DE GEOLOGA GEOFSICA Y MINAS

ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERA GEOFSICA

DETERMINACIN DE LA SUPERFICIE DE ACOPLAMIENTO SSMICO

INTERPLACA EN EL BORDE OCCIDENTAL DEL PER

Tesis presentado por el bachilleren Ciencias Geofsicas

Patricia Alejandra Guardia Anampa

Para optar el ttulo deINGENIERO GEOFSICO

AREQUIPA-PER2011


2/159

La Tierra, un EnigmaLa Tierra, un EnigmaLa Tierra, un EnigmaLa Tierra, un Enigma

Y aun as, sigues tu lento caminar sin saber hacia dnde ir

Pasaron ya 200 millones de aos, queda el recuerdo de tu unidad

Tranquilidad irrumpida por sacudimientos internos

Erupciones de furia y dolor, tu mundo interno dulce fragilidad

Bandera al aire cual piratas, cada trozo de corteza sin rumbo marchan

En tu lento caminar, no faltan los brincos que has de dar

Dicen que es cada 100 aos, despus de cantar tu dolor

Sueos destruidos en el pueblo herido, bajo el techo de la penumbra

Se echa lgrimas sobre lo anunciado, por no ser considerado

Seora Tierra, cul es tu motivo para sembrar tristezas?

Si all tus, mujeres en cada rezo ruegan tu bondad

Mira esta rosa, sonre al ver salir el sol, al caer la noche, a la tranquilidad

Ella representa el amor de todos nosotros, entonces Por qu daarla?

Sembrar el miedo en su corazn, no es bondad de vida

Tiende tu mano, siente sus espinas, recibe gotas de sangre

Porque me apartas, porque buscas olvidarme, porque tanto rencor

Ten fe en nosotros, aun deseamos seguir bajo tu cobijo

Sentir tu aroma, tu calor, tu paz, ver tu dulce andar

Deja de dar brincos, sacudirnos para daarnos, otro terremoto ms

Es un castigo a la vida o es tu lento caminar, cesa por favor

Es corta la vida para buscar que t comprendas, que el tiempo se pierde

Dame la mano amiga Tierra y juntos estaremos en el viaje

Y aun as, este tendr un lento caminar

HJT (2011)


3/159

RESUMEN

El borde occidental de Sudamrica es considerado, a nivel mundial, como el de

mayor potencial ssmico y el Per forma parte de esta regin, por ello a travs de su

historia a sido afectado de manera reiterativa con la ocurrencia de eventos ssmicos de

gran magnitud. El mayor nmero de estos eventos han tenido su origen en el proceso de

convergencia entre las Placas de Nazca y Sudamericana, el mismo que se desarrolla, en

promedio en direccin N75E a una velocidad de 7-8 cm/ao. Los sismos que se

producen sobre la superficie de friccin de Placas han presentado sus focos a diversas

profundidades, siendo a la fecha, no conocida las dimensiones de la Superficie de

Acoplamiento Ssmico (SAS) presente en el borde Occidental del Per.

Para algunas reas, la ocurrencia de un gran nmero de rplicas han permitido

inferir las dimensiones de la SAS, aun as es necesario utilizar mayor cantidad de datos

homogneos y mtodos para lograr mayor precisin en el conocimiento de esta fuente

sismognica. En este estudio se hace uso del catalogo ssmico del Instituto Geofsico del

Per (IGP) y del catlogo de mecanismos focales de la Universidad de Harvard (CMT)

determinar la profundidad de la SAS analizando la frecuencia de sismos en profundidad

y la distribucin de los principales ejes de deformacin (P y T) en superficie y

profundidad.

Los resultados obtenidos indican que la profundidad de la SAS esta en funcin del

tipo de subduccin presente en el borde occidental de Per (normal y sub-horizontal):

en la regin norte entre 10 y 70 km; en la regin centro, entre 10-65 y en la regin sur,

entre 10 y 70 km. Por encima de los 10 km, la frecuencia de sismos es minima, y la

deformacin se desarrolla de manera heterognea, y por debajo de la SAS, existe en

algunos casos ocurrencia de sismicidad y/o deformacin heterognea. En la SAS, se

produce el mayor nmero de eventos ssmicos, todos debido al desarrollo de

deformacin netamente compresiva (eje principal de deformacin, P).


4/159

Dedicada a

Mis padresMis padresMis padresMis padres

TeTeTeTefila Anampa y Julin Guardiafila Anampa y Julin Guardiafila Anampa y Julin Guardiafila Anampa y Julin Guardia

A quienes amo profundamente. Gracias por brindarme todo suamor, apoyo en los momentos ms difciles y consejos que me

orientaron a tomar las mejores decisiones.A mis hermanos Danisa y Wilber, gracias por todo.


5/159

AgradecimientosAgradecimientosAgradecimientosAgradecimientos

En primer lugar deseo agradecer a Dios por darme una segunda oportunidad para

vivir, por acompaarme, guiarme y por brindarme una vida llena de aprendizajes,

experiencias y felicidad.

Al Instituto Geofsico del Per por incorporarme como asistente de investigacin

en la Direccin de Sismologa y brindarme las facilidades para poder realizar la presente

tesis.

De manera muy especial a mi asesor, Dr. Hernando Tavera. Director del rea de

Sismologa del Instituto Geofsico del Per, por sus enseanzas, consejos y sobre todo

por brindarme la oportunidad de formarme profesionalmente en el campo de la

investigacin.

A todo el personal que labora en el rea de sismologa, que de alguna manera

compartieron sus enseanzas y su sincera amistad conmigo, Srs. H. Salas, S. Rodrguez,

E. Fernandez, Sra. C. Agero y a todos los trabajadores del IGP, gracias por su apoyo.

A mis amigos y compaeros de tesis, con quienes compart momentos inolvidables:

Estela, Silvia, Luz, Liliana, Cristbal, Cristian, Juan Carlos, Angel, Julio cesar, Washington,

Olga, Carolina, Sheila, Bilha, Geremias,... gracias por su apoyo.

Al Sr. Orlando Lasteros, Tania Lasteros y Nora Lateros, los cuales siempre me

apoyaron durante la poca de la universidad, gracias.

A mis muy queridos hermanos Danisa y Wilber Guardia Anampa, gracias por su

inmenso cario, apoyo incondicional en cada momento de mi vida profesional, los amo

mucho

No poda faltar mi cuada, Marina Crdova y sobre todo mi sobrinita mi Vale, quien

con una sonrisa me alienta para continuar,eres un amor mi gordita


6/159

No me poda olvidar de ti, gracias por los buenos momentos que pasamos, por tus

enseanzas y consejos que me han cambiadosiempre ser tu am,como tu dices,gracias.

A mi To Faustino Anampa quien siempre que poda, me aconsejaba en terminar la

tesis, aunque ya no ests aqu, se que siempre estaras a mi lado, eres mi angelito de la guarda,

que Dios te tenga en la gloria. A mi ta Luisa gracias por sus consejos, y tambin a mis primos.

A mi to, Leonardo Anampa quien siempre me esta aconsejando de alguna manera y se

alegraba de mis logros, gracias To,A mis primos Viani,, Mery, Wilfredo, Isabel, Mximo,

Deysi, que hace poco los conoc. Gracias por brindarme su cario y consejos, sobre todo por los

momentos felices que compart con ellos.

A los Ings, Armando Minaya, Edgar Gonzales, Jorge Soto, Sebastin Ziga y

Francisco Zegarra, y al Dr Orlando Macedo, por sus enseanzas y dejarme compartir sus

experiencias en las aulas de la Universidad

Finalmente, agradezco a todas aquellas personas que de alguna manera hicieron posible

la culminacin de esta tesis y que no las mencione, gracias a todos.


7/159

ndice

Determinacin de la Superficie de Acoplamiento Ssmico Interplaca en el Borde Occidental del Per

NDICE

Resumen

Agradecimientos

ndice

CAPITULO I: INTRODUCCIN 1

1.1 Objetivos 3

1.2 Ubicacin del rea de Estudio 4

CAPITULO II: LA TECTONICA DE PLACAS 6

2.1 Deriva Continental y Tectnica de Placas 8

2.2 Argumentos para Justificar la Hiptesis de la Deriva Continental 10

2.3 Conceptos Reologicos: Litsfera y Astensfera 13

2.3.1 Caractersticas Reolgicas de la Corteza 13

2.3.2 Litsfera y Astensfera 16

2.4 Las Placas Tectnicas 212.4.1 Principales Placas Tectnicas 22

2.4.2 Limites de las Placas Tectnicas 24

2.4.3 Tipos de Contactos entre Placas Tectnicas 25

2.4.4 Consecuencias del Movimiento de Placas 27

CAPITULO III: PROCESO DE SUBDUCCIN 29

3.1 Tipos de Subduccin 31

3.2

Anomalas de Densidad y Temperatura 333.3 Cambios de Fases en el Manto 37

3.4 Acoplamiento Ssmico 40

3.5 Variacin del Esfuerzo de Acoplamiento 44

3.6 Limites de la Superficie de Acoplamiento Ssmico 50

3.7 Tipos de Eventos en Zonas de Subduccin 54

3.8 Tipos de Esfuerzos en Zonas de Subduccin 56

3.9

La Subduccin Per-Chile 59


8/159

ndice


CAPITULO IV: MTODOS PARA INFERIR LA SUPERFICIE DE

ACOPLAMIENTO SSMICO 62

4.1

Frecuencia Ssmica 634.2 Distribucin de Esfuerzos P y T 63

4.3 Tomografa Ssmica 65

CAPITULO V: SUBDUCCIN EN EL PER 67

5.1 Aspectos Tectnicos 67

5.2 Principales Unidades Geomorfolgicas 71

5.3 Proceso de Subduccin en Per 74

5.4

La Fosa Per-Chile 81

5.5 Situacin de la Dorsal de Nazca 85

CAPITULO VI: CARACTERSTICAS DE LA SISMICIDAD EN EL PER 88

6.2 Distribucin de la Sismidad Superficial 89

6.3 Distribucin de la Sismicidad Intermedia 90

6.4 Distribucin de la Sismicidad Profunda 90

6.5 Sismicidad Histrica 92

6.6 Terremotos Histricos e Instrumentales en el Per 95

CAPITULO VII: SUPERFICIE DE ACOPLAMIENTO SSMICO EN EL

BORDE OCCIDENTAL DEL PER 102

7.1 Frecuencia Ssmica 102

7.1.1 Hiptesis 102

7.1.2 Recopilacin de datos 103

7.1.3

Anlisis de la Base de Datos 1067.1.4 Metodologa 106

7.1.5 Secciones Verticales de Sismicidad 109

7.1.6 Superficie de Acoplamiento Ssmico 110

7.2 Distribucin de Esfuerzos P y T 111

7.2.1 Mecanismos Focales 112

7.2.2 Catlogo de Mecanismos Focales 115

7.2.3 Anlisis de la Sismicidad 116


9/159

ndice


7.2.4 Distribucin de Esfuerzos 123

7.2.5 Distribucin de Esfuerzos en Profundidad 128

7.2.5.1 Secciones Verticales de Esfuerzos 1307.2.6 Superficie de Acoplamiento Ssmico 138

CONCLUSIONES

BIBLIOGRAFA

ANEXOS

ANEXO A: Guardia, P., y Tavera H (2010). Inferencias sobre la Superficiede Contacto entre Placas en Per Nazca y Sudamericana.XV

Congreso Peruano de Geologa, Cusco - Per (Octubre 2010).

ANEXO B: Guardia, P. (2009), Estimacin del Contacto Sismognico en elborde Occidental del Per. Compendio de trabajos deinvestigacin realizadas por estudiantes. Volumen 10. P 65-85.


10/159

Capitulo I: Introduccin


1

CAPITULO I

INTRODUCCION

La actividad ssmica a lo largo de las zonas de subduccin, constituye, una de las

principales fuentes de riesgo ssmico en el planeta. Esto debido a que dan origen a

terremotos de gran magnitud que trae consigo la destruccin de ciudades, localidades y

de la poblacin en general. De todos los terremotos, los que ocurren en la zona de

contacto entre Placas Ocenicas subducente y la continental, liberan la mayor cantidad

de energa a nivel global. Por ejemplo, el terremoto de Japn (11/03/2011, Mw 9.0), que

sin duda, el ms reciente evento de gran poder destructor. Otros ejemplos de terremotos,

igualmente importantes, son el de Nazca 12/11/1996, (Mw 7.7); Arequipa 23/06/2001,

(Mw 8.0); Pisco, 15/08/2007, (Mw 8.0); Chile, 27/03/2010, (Mw 8.8); Indonesia,

26/12/2004, (Mw 9.1) y Sumatra, 26/12/2004, (Mw 9.2).

Como es sabido el Per forma parte del denominado Cinturn de Fuego del

Pacifico y su sismicidad tiene su origen en el proceso de subduccin de la Placa de

Nazca bajo la Sudamericana, el mismo que se desarrolla con una velocidad promedio

del orden de 7-8 cm/ao (DeMets et al, 1980; Norabuena et al, 1999). Esta velocidad de

convergencia esta asociada a un contacto sismognico fuertemente acoplado que genera

eventos de diversas magnitudes a diferentes niveles de profundidad. Como todos los


11/159



2

pases con un margen de subduccin, el Per ha sido, es y seguir siendo afectado por

terremotos.

En el Per, el proceso de subduccin de la placa ocenica (Nazca) bajo la placa

continental (Sudamericana), genera una constante acumulacin de energa que se libera

en forma de terremotos, en tanto esto ha motivado a muchos investigadores a realizar

diversos estudios para conocer la geometra de la subduccin, as como zonificar las

reas de mayor deformacin superficial en el interior del continente. El clculo de los

parmetros hipocentrales de terremotos ocurridos en el Per, ha mostrado que estos

ocurren a diferentes profundidades, teniendo como mximo la profundidad de 700 Km.

esta caractersticas ha permitido clasificar a los sismos de acuerdo a la profundidad de

sus focos en superficiales (h 60 km), intermedios (60 < h 350 km) y profundos

(h > 350 km).

En este estudio se realiza una contribucin para el conocimiento de la geometra

de la principal fuente sismo gnica generadora de terremotos en el Per y para ello se

hace uso del catlogo ssmico del IGP y la base de datos de la Universidad de Harvard

(CMT). Se realiza la determinacin de la mxima profundidad en la cual las Placas

presentan un mximo acoplamiento en todo el borde occidental del Per.

El presente estudio se ha estructurado en siete Captulos, que se detallan a

continuacin:

El Captulo I, esta constituido por la introduccin, los objetivos y la presentacin

del estudio.

En el Captulo II, se describe la tectnica de Placas, la deriva de los continentes,

las propiedades fsicas de la corteza, las principales Placas tectnicas y sus lmites, las

diferentes formas de contacto y procesos anmalos en su dinmica.

En el Captulo III, se describe el proceso de subduccin y sus principales tipos, las

propiedades fsicas del proceso y esfuerzos que se generan como parte del proceso.


12/159



3

En el Captulo IV, se describe algunos mtodos desarrollados y aplicandospara

caracterizar la superficie de acoplamiento ssmico en zonas de subduccin.

En el Captulo V, se describe el contexto geodinmico de la convergencia de la

placa de Nazca bajo la Sudamericana, motor de la gnesis de las principales unidades

geomorfolgicas e importantes rasgos tectnicos, que hoy en da, controlan el proceso

de deformacin en el borde occidental del Per.

En el Captulo VI, se describe las caractersticas de la sismicidad en Per,

superficial, intermedia y profunda; asi como las diferentes formas de subduccin

presente en la regin Norte, Centro y Sur del Per. Finalmente se realiza la descripcin

de los terremotos ms notables ocurridos en Per.

En el Captulo VII, se realiza la aplicacin del mtodo de Frecuencia Ssmica

(Nmero de Sismos vs. profundidad), y la Distribucin de los ejes de esfuerzos (P y T)

en profundidad, correlacionando con los mecanismos focales, obtenidos de la base de

datos de la Universidad de Harvard (CMT), para determinar la mxima profundidad de

acoplamiento ssmico entre las Placas de Nazca y Sudamericana.

Y finalmente se detallas las conclusiones a las que se ha llegado despus de

concludo el presente estudio de investigacin

1.1 OBJETIVOS

Determinar la mxima profundidad de la superficie de acoplamiento ssmico

interplaca entre las Placas de Nazca y Sudamericana en el Borde Occidental

del Per.

Identificar las zonas de mayor deformacin y generacin de sismos en el Per,

principalmente los relacionados con la Placa Ocenica de Nazca.

Estimar la mxima profundidad de la Superficie de Acoplamiento Ssmico en

el Borde Occidental del Per aplicando los mtodos de Frecuencia Ssmica


13/159



4

(nmero de sismos vs profundidad) y Distribucin de Esfuerzos (ejes

principales P y T).

1.2 UBICACIN DEL REA DE ESTUDIO

La deformacin y generacin de terremotos en el territorio del Per esta

controlado por el proceso de convergencia de la placa de Nazca bajo la Sudamericana,

siendo esta la fuente principal de generacin de los grandes sismos ocurridos en el pas.

El rea de estudio (Figura 1.1) comprende todo el borde occidental del Per. Esta

rea considera toda la superficie sobre la cual se genera el proceso de subduccin de

Placas (Nazca y Sudamericana).


14/159



5

Figura 1.1 rea de estudio a lo largo del borde occidental del Per. Las flechas indican la direccin deconvergencia de Placas.


15/159

Capitulo II: Tectnica de Placas


6

CAPITULO II

TECTONICA DE PLACAS

La palabra tectnica viene del griego que significa "perteneciente a la

construccin o la estructura", se refiere al estudio de los procesos que dan forma a los

grandes rasgos de la corteza terrestre mediante la creacin de continentes y ocanos, de

montaas y trincheras marinas. Las placasson trozos (ms o menos rgidos) de la partems superficial de la tierra que se mueven unos con respecto a otros, las interacciones

entre estas placas dan lugar a los procesos tectnicos.

Durante millones de aos se ha ido produciendo un lento, pero continuo

desplazamiento de las placas que forman la corteza del planeta Tierra, originando la

llamada "tectnica de placas", una teora que complementa y explica la deriva

continental. Los continentes se unen entre s o se fragmentan, los ocanos se abren, se

levantan montaas, modifica el clima, influyendo todo esto, de forma muy importante

en la evolucin y desarrollo de los seres vivos. Se crea nueva corteza en los fondos

marinos, se destruye corteza en la trinchera ocenica y se producen colisiones entre

continentes que modifican el relieve.

Aunque la teora de la tectnica de placas fue formalmente establecida en los aos

1960 y en los 1970, en realidad esta es producto de ms de dos siglos de observaciones


16/159



7

geolgicas y geofsicas. Por ejemplo, en el siglo XIX se observ que existieron

numerosas cuencas sedimentarias en el pasado de la Tierra, con espesores

estratigrficos de hasta diez veces los observados en el interior de los continentes, y queestas fueron deformadas posteriormente por procesos desconocidos originando

cordilleras montaosas. A estas cuencas se les denomin geosinclinal y al proceso de

deformacin orognesis.

Otro descubrimiento del siglo XIX fue la documentacin de una cadena

montaosa o "dorsal" en medio del Ocano Atlntico que observaciones posteriores

mostraron que se extenda formando una red continua por todos los ocanos. Un avance

significativo en el problema de la formacin de los geosinclinales y sus orogenias

ocurri entre 1908 y 1912 cuando Alfred Wegener propuso que las masas continentales

estaban en movimiento y que estas se haban fragmentado de un supercontinente que

denomin Pangea.

El movimiento de las masas continentales deformara los sedimentos

geosinclinales acumulados en sus bordes, levantando nuevas cadenas montaosas.

Wegener crea que los continentes se deslizaban sobre la superficie de la corteza bajolos ocanos como un bloque de madera sobre una mesa y que esto se deba a fuerzas

producto de deriva de los polos. Sin embargo, pronto fue demostrado que estas fuerzas

son del orden de una diez millonsima a una centsima de millonsima de la fuerza de

gravedad, lo que hacia imposible que estas se pudieran plegar y levantar las masas de

las cordilleras montaosas.

La teora de la Tectnica de placas explic, finalmente, que todos estos

fenmenos (deriva continental, formacin de cordilleras continentales y submarinas)

son manifestaciones de procesos de liberacin del calor original que la Tierra adquiri

durante su formacin. Estos procesos fragmentan la litsfera en placas, hacen que se

separen, deriven y deformen la superficie terrestre. La teora de la tectnica de placas no

ofrece solucin a todas las incgnitas con respecto a la Tierra, si bien en su forma

actual, explica bastante bien el panorama global.


17/159



8

2.1 DERIVA CONTINENTAL Y TECTONICA DE PLACAS

Por siglos los cientficos han intentado describir el origen de los ms importantes

rasgos de la superficie de la tierra, tales como las cuencas ocenicas, los continentes y

los cordones montaosos, y con esto, comprender las causas de algunas manifestaciones

geolgicas como las erupciones volcnicas y los terremotos. Ha sido la teora de la

Tectnica de Placas la que ha provedo las respuestas necesarias para comprender

procesos como los anteriormente indicados. Segn esta teora, la capa ms exterior de la

Tierra, la litsfera, est compuesta de grandes placas rgidas que se mueven sobre una

capa ms dctil, densa y de las altas temperaturas: la astensfera.

En el ao 1924, la primera concepcin de dicha teora fue propuesta por el

Geofsico-meteorlogo Alfred Wegener (1880-1930), quien propuso que los continentes

flotaban sobre el interior subyacente de la tierra, y que peridicamente estos se

fracturaban derivando en diferentes direcciones. Wegener asever que todos los

continentes de la tierra haban estado unidos hacia 200 millones de aos formando un

gran continente llamado Pangea (que significa todas las tierras) (Figura 2.1).

Despus de un vasto periodo de tiempo, dichos continentes se habran fracturado,

formando otros que emigraron a diferentes regiones del globo. Wegener llam a esta

dispersin la Deriva Continental. Esta teora considera los siguientes aspectos:

1. Antes del comienzo de la era paleozoica, las placas estaban unidas formando un

nico continente, la Pangea I.

2. Luego, la Pangea I se fragment y dio lugar a cuatro grandes bloques, y a una serie

de masas continentales menores. Estas placas, sometidas a la deriva continental

formaron, al final de la era Paleozoica, un nuevo supercontinente, la Pangea II. En

este se distinguan claramente dos sectores, Gondwana y Laurasia. Gondwana estaba

integrada por Amrica del Sur, Australia, India, Nueva Zelanda, frica, Madagascar,

y la Antrtida; Laurasia estaba integrada por Eurasia y Amrica del Norte.


18/159



9

3. Durante la era Mesozoica, la Pangea II comenz a fraccionarse nuevamente hasta

llegar a adquirir el aspecto actual de los continentes.

Figura 2.1 Evolucin de los continentes desde principios de la era secundaria, hace unos 200 millonesde aos, hasta la actualidad.


19/159



10

Actualmente, casi nadie duda de la validez de esta hiptesis, debido a que se

descubri la existencia de corrientes de conveccin, movimiento de ascenso vertical de

la masa fluida que constituye la parte superior del manto (capa intermedia de la tierra),y que provoca el movimiento de las placas, incluso en nuestros das.

2.2 ARGUMENTOS PARA JUSTIFICAR LA HIPTESIS DE LA DERIVA

CONTINENTAL

Alfred Wegener en el ao 1912 desarrollo la hiptesis de la deriva continental y

segn esta, los continentes se desplazan sobre el fondo ocenico. Las principales bases

sobre la cual se sustenta esta hiptesis son:

2.2.1 Pruebas paleontolgicas. Se hallaron fsiles de un mismo helecho de

hoja caduca en Sudamrica, Sudfrica, Antrtida, India y Australia. As, como

fsiles del reptil Lystrosauros en Sudfrica, India y Antrtida, y fsiles de

Mesosaurus en Brasil y Sudfrica. Esto indicaba que, tanto la fauna (Figura 2.2)

como la flora, pertenecan a unas mismas zonas comunes que se irandistanciando con el paso del tiempo, claro est, con el deslizamiento de los

continentes.

frica

Sudamrica

Figura 2.2 Distribucin de los reptiles mesosaurus (260 m.a.).

2.2.2 Pruebas geolgicas.Por un lado, el ajuste de los bordes de la plataforma

continental entre los continentes africano y sudamericano (Figura 2.3), esto es,


20/159



11

que encajaban el uno con el otro. Por otro lado, la continuacin de las cadenas

montaosas en el continente sudamericano y en el africano, hoy en da separadas

por el ocano Atlntico. Por ltimo, la continuacin de las cadenas montaosaseuropeas y norteamericanas actualmente separadas por el ocano Atlntico. De

hecho, se comprob el encaje preciso mediante computadora y el ajuste era casi

perfecto. El error medio de estos lmites es menor a un grado.

Sudamrica

frica

Figura 2.3 Pruebas geolgicas que muestran el ajuste entre los bordes de Sudamrica y frica.

2.2.3 Pruebas paleoclimticas. Este tipo de pruebas representaban para

Wegener una de las ms importantes debido a sus conocimientos sobre

meteorologa. El cientfico alemn descubri que existan zonas en la Tierra cuyos

climas actuales no coincidan con los que tuvieron en el pasado (Figura 2.4).

Existen lugares hoy que tienen un clima tropical o subtropical, pero que estaban

cubiertas de hielo hace 300 millones de aos.

frica

Sudamrica

India

Antrtida

Australia

Figura 2.4Pruebas paleoclimticas.


21/159



12

La presencia de un mismo modelo erosivo en distintos continentes, da pie a

pensar, que todos ellos permanecieron unidos en el pasado ya que posean el

mismo clima. Por ejemplo, los mismos depsitos morrnicos en Sudfrica,Sudamrica, India y Australia.

2.2.4 Pruebas paleomagnticas. Se puede saber cul era la posicin de los

continentes con respecto a los polos, atendiendo al magnetismo procedente de la

composicin de sus rocas. De esta forma, observando los trazados magnticos se

lleg a la conclusin de que hubo con anterioridad una conglomeracin de los

continentes actuales.

2.2.5 Distribucin actual de los seres vivos.Despus de la fragmentacin de

los continentes, se han encontrado especies que poseen caractersticas iguales, en

determinados continentes (Figura 2.5), con la nica diferencia de que stas han

ido evolucionando segn su nuevo entorno. Por ejemplo, el caracol de jardn

encontrado tanto en Norteamrica como en Eurasia.

Figura 2.5 Wegener descubri que hace 250 millones de aos todos los continentes que existenhoy en da estaban juntos, formando un solo supercontinente al cual llam "Pangea".


22/159



13

2.3 CONCEPTOS REOLOGICOS: LITSFERA Y ASTENSFERA

Se denomina Reologa, palabra introducida por Eugen Bingham en 1929, alestudio de la deformacin y el fluir de la materia. Una definicin ms moderna expresa

que la reologa es la parte de la fsica que estudia la relacin entre el esfuerzo y la

deformacin en los materiales que son capaces de fluir.

La variacin de la temperatura con la profundidad en la litosfera continental

condiciona gran nmero de procesos geodinmicos y se rige como factor crtico en los

modelos reolgicos. Aunque tanto la conveccin como la conduccin son mecanismos

de transferencia de calor determinantes en la distribucin de temperaturas en la

litsfera, en regiones continentales tectnicamente activas, los procesos conductivos son

los dominantes (Chapman y Furlong, 1992).

2.3.1 Caractersticas reolgicas de la corteza

Desde el punto de vista reolgico, la corteza tambin se divide en dos capas

principales, a las que se agrega una tercera de transicin, que corresponde al

pasaje entre ellas (Figura 2.6). La capa superior es rgida y est caracterizada por

un comportamiento elstico y el tipo de deformacin de sus rocas es

principalmente frgil, cualquiera sea la velocidad con que se deforman. La capa

inferior es mecnicamente dbil y su comportamiento dctil permite que fluya si

se consideran los tiempos en escalas geolgicas. nicamente en escala de tiempos

breves, como ejemplo la velocidad de las ondas ssmicas o de los cambios de

fases mineralgicas, la parte inferior de la corteza tiene un comportamiento

rgido. De acuerdo con esta ambigedad reolgica es posible que bajo ciertas

circunstancias se desarrollen fracturas (Shaw, 1980), transitorias, en la corteza

inferior, que posteriormente se cerraran y desapareceran por efecto de la fluxin.

Tambin la capa inferior de la corteza se caracteriza por la ausencia de

hipocentros ssmicos, confirmando su comportamiento dctil y por lo tanto la baja

resistencia de sus rocas. Reologicamente se la divide en corteza superior, frgil y

corteza inferior, dctil, con una zona de transicin entre ambas (Figura 2.6).


23/159



14

El espesor de la capa frgil es de alrededor de 15 km en zonas cratnicas.

Este espesor disminuye con el aumento del gradiente geotrmico, debido a la

disminucin de la resistencia de las rocas por el aumento de la temperatura. En loque concierne a las rocas gneas, el lmite inferior de la capa frgil representa el

"piso" de los batolitos, ya que a esta profundidad se pierde la identidad de sus

rocas, porque disminuye notablemente el contraste reolgico con la capa.

Figura 2.6 Variacin de la Resistencia mxima ( )de las rocas con la profundidad

( ).

De acuerdo con la ley de facturacin de deslizamiento fraccional de

Navier-Coulomb, gobernada por la siguiente ecuacin: =S+ tg , ( =

esfuerzo tangencial; S = coeficiente de cohesividad; = ngulo de friccin

interna). A la izquierda del eje vertical se representa un campo en extensin y a la

derecha en compresin. En el diagrama (Figura 2.6) se muestran diferentes


24/159



15

ejemplos con valores del flujo calrico superficial variables. La brusca cada de la

resistencia seala la transicin entre la corteza frgil y la dctil. Cuando mayor es

el flujo del calor el lmite entre ambas cortezas se encuentra ms cercano a lasuperficie. Las lneas rectas cortadas representan la resistencia mxima de

vermiculita y de montmorillonita. En a) se representa el comportamiento

reolgico del cuarzo en sistemas carentes de agua. b)Es equivalente a a)pero en

un sistema rico en agua. Obsrvese la disminucin de la resistencia mxima en los

materiales que contienen agua en los poros (adaptado de Meissner , 1986).

La ductilidad de la capa inferior de la corteza, que es rica en feldespato,

contrasta con la rigidez de la parte superior del manto (Fig. 2.7), que se debe a la

presencia de rocas con abundante olivina. La energa de activacin de la olivina es

mayor que la de la plagioclasa, propiedad que la hace ms resistente. Este

contraste en el comportamiento reolgico, promueve un reparto selectivo de los

esfuerzos, desacoplando mecnicamente la corteza, en particular la continental,

del manto (Burov y Diament, 1996).

Figura 2.7 Variacin de la resistencia de la litsfera con la profundidad (sin escala).

La corteza inferior, dctil, esta intercalada entre capas rgidas constituida

por la corteza superior y el manto. El aumento de la rigidez del manto se debe a la

presencia de rocas con abundante olivina, cuyo coeficiente de activacin es casi el

doble de las rocas de la corteza inferior, ms ricas en feldespato.


25/159



16

De todo lo dicho hasta ahora se deduce que la sismicidad est directamente

relacionada con el comportamiento mecnico de los minerales. La ruptura de un

material cuando se supera un esfuerzo crtico o resistencia de dicho materialpuede, en lneas generales, describirse de dos maneras: frgil o dctil. Un

comportamiento frgil es aquel en el que la roca se fractura antes de llegar al

lmite elstico. Un comportamiento dctil es aquel en el que la roca se fractura

despus de deformarse tras pasar el lmite elstico.

Un terremoto de profundidad superficial o intermedia se produce por la

ruptura frgil de los materiales. Esto significa que conocer la distribucin del

campo de ruptura frgil es esencial para explicar la ocurrencia de terremotos. Las

leyes reolgicas que gobiernan los comportamientos frgil y dctil permitirn

estimar esa distribucin. Estas leyes son dependientes de la temperatura, por lo

que se necesita un modelo trmico realista que permita su clculo.

2.3.2 Litsfera y Astensfera

La litsfera es la capa superior de la Tierra que comprende la corteza y laparte superior del manto. En la litsfera se registran la totalidad de los procesos

geolgicos, incluyendo la tectnica de placas y la actividad gnea. El origen de

gran parte de estos procesos est relacionado con la distribucin irregular de la

temperatura, que provoca fuertes cambios en el comportamiento reolgico de la

litsfera. A la litsfera subyace la astensfera, caracterizada por el desarrollo de

corrientes convectivas, las cuales cuando son ascendentes se denominan plumas.

Las provincias gneas gigantes estn asociadas a estas plumas, de modo que existe

una estrecha interaccin entre la astensfera y la litsfera.

El trmino litsfera (del griego litos = duro) en su acepcin ms amplia se

refiere a la capa rgida externa de la Tierra, resistente a los esfuerzos. Comprende

la corteza y la capa superior del manto, esta ltima tambin se denomina "tapa" (=

lid en ingls) debido a su rigidez. Astensfera (del griego astenos = dbil)

representa la capa reolgicamente dbil que subyace a la litsfera y que se


26/159



17

caracteriza por no soportar los esfuerzos, fluyendo en escalas de tiempos

geolgicos.

El concepto de litsfera ha sido utilizado de distintas maneras por los

especialistas. Esto se debe principalmente a que presenta comportamientos

reolgicos diferentes de acuerdo con la variacin de la tasa de deformacin, que

influye en sus propiedades reolgicas. De acuerdo con esta propiedad, el espesor

de la capa rgida dependera de las escalas de tiempo con que se aplican los

esfuerzos. As por ejemplo para escalas de tiempo del orden de 1 x 10 6 a 1 x 109

Ma (por ejemplo la conveccin del manto) el espesor de la litsfera es

significativamente menor con respecto esfuerzos aplicados en escalas de tiempo

breves, como son, por ejemplo, el pasaje de las ondas ssmicas, o los cambios de

fase mineralgicos. Dentro del trmino litsfera son dos las acepciones que con

mayor frecuencia han sido mencionadas: 1) la litsfera como capa rgida,

homologable con el comportamiento elstico, y 2) la litsfera como una capa

delimitada trmicamente.

1.

La litsfera como capa rgida es denominada litsfera mecnica y se basa en uncriterio puramente reolgico. La naturaleza elstica de la litsfera mecnica se

puede inferir a partir del anlisis de su deformacin (y posterior recuperacin)

causada por el agregado de una carga extra sobre la misma. Por ejemplo el

paulatino hundimiento de los escudos canadiense y blticos como

consecuencia de la ltima glaciacin. En estos casos se infiere que el espesor

de la litsfera debe ser suficiente para sostener semejantes pesos. Sobre la base

de modelos tericos el espesor de la litsfera elstica dependera de latemperatura de 550-650 C, en la cual comienzan a ceder los materiales ante

muy bajos esfuerzos, a tasas de deformacin muy lentas. Esta temperatura se

basa en un principio reolgico emprico que dice que una roca comienza a fluir

a la mitad de su temperatura de fusin, que en las rocas ultramficas es de 1280

C. De acuerdo con este modelo la litsfera mecnica est compuesta por la

corteza y parte del manto, que en conjunto conforman tres capas: dos rgidas,

corteza superior y manto y una dctil, la corteza inferior.


27/159



18

2. La segunda acepcin de litsfera es referida como litosfera trmica y est

relacionada con la temperatura de 1280C, que es la temperatura de las rocas

ultramficas del manto superior. En este sentido, el trmino litsfera ha sidoempleado como una capa lmite trmico (thermal boundary layer) y

corresponde al lmite a partir del cual comienza a aparecer un fundido

intersticial en las rocas. Este cambio, originado por la aparicin de ese fundido,

ha provocado un concepto reolgico errneo, consistente en que por la

aparicin del magma los materiales cambian drsticamente de rgidos a

dctiles. Esto no es as, porque a bajas velocidades de deformacin y hasta

temperaturas de alrededor de 700 C las rocas se comportan reolgicamentecomo fluidos y por lo tanto fluyen. Por este motivo, la litsfera mecnica

siempre tiene menor espesor que la trmica. En forma muy general, este lmite

trmico tambin ha sido invocado como la capa ms externa del manto

convectivo. Sin embargo, por lo expresado, no se puede descartar que las

corrientes convectivas tambin puedan llegar hasta la base de la litsfera

mecnica.

Desde un punto de vista atmico se distinguen slidos y lquidos, pero

desde un punto de vista reolgico se distinguen slidos y fluidos. Un fluido es

desde un punto de vista reolgico un material que cede ante un mnimo esfuerzo

diferencial y tiene la particularidad de fluir, sin distincin de su ordenamiento

atmico. Por este motivo es comn que rocas totalmente cristalizadas fluyan en

forma similar a lquidos.

Para todos los anlisis estructurales-tectnicos es conveniente tener presentela definicin de litsfera mecnica. Desde el punto de vista petrolgico, en

cambio, el concepto de litsfera trmica seala una subdivisin que tiene

implicancias en la generacin de los cuerpos gneos. Por encima de ese lmite la

presencia de magma es transitoria, mientras que por debajo la presencia de

magma es permanente.


28/159



19

De acuerdo con la composicin de la corteza, la litsfera ha sido

subdividida en litsfera ocenica y litsfera continental. Como se sabe el espesor

de la litsfera ocenica es menor que la continental. El espesor de la litsferaocenica aumenta con la edad, variando desde unos pocos kilmetros en las

dorsales ocenicas, en general la corteza ocenica alcanza hasta unos 100 km para

edades de unos 130-150 Ma. El espesor de la litsfera continental es de unos 120-

200 km, aumentando en los escudos precmbricos.

Una placa constituye la unidad fundamental de la teora de tectnica de

placas. Es la capa rgida ms externa de la Tierra y sus lmites son homologables

con la litsfera mecnica. Se caracteriza por su comportamiento elstico y por lo

tanto tiene la propiedad de transmitir y acumular los esfuerzos. El lmite inferior

de una placa tiene un marcado contraste reolgico con la capa subyacente, de

menor viscosidad, que puede actuar como una superficie de desacople mecnico.

La placa cuando subduce toma el nombre de slab. El ngulo con que

subduce depende del contraste de densidad entre las litosferas de ambas placas.

Las placas ocenicas jvenes en general tienen menor densidad que las msantiguas y el ngulo de subduccin tiende a ser bajo (10-20), mientras que en las

placas ms densas el ngulo es de unos 30.

La loza representa una perturbacin transitoria en el gradiente geotrmico

de la litsfera, debido a la introduccin de una cua de baja temperatura (Figura

2.8). El Slab se metamorfiza progresivamente a medida que desciende,

alcanzando un grado metamrfico correspondiente a la facies de eclogita. El

metamorfismo y la menor temperatura del slab se traducen en una densidad

mayor a la del medio que la rodea, por lo cual se hunde. La informacin obtenida

a partir de los mtodos geofsicos ha permitido comprobar que la loza puede

alcanzar grandes profundidades. En los Andes, a la altura de Cuzco, Per, James y

Snoke (1994) han detectado la posible presencia de fragmentos de slab ocenica

a una profundidad de aproximadamente 500 km.


29/159



20

Estos autores tambin estimaron que a partir de los 100-150 km de

profundidad el ngulo de descenso de la slab es de aproximadamente 70, lo

cual se puede interpretar que se halla cerca al descenso en cada libre. Estasituacin promueve el desarrollo de corrientes convectivas en el manto, dando

lugar a la redistribucin de su composicin.

Figura 2.8 Variacin de la temperatura en el manto superior y la corteza como consecuencia dela introduccin de litosfera fra por la subduccin. En gris estn indicadas las principales

transiciones mineralgicas que se producen en la loza de subductada. Redibujado de Condie(1997).

A pesar que las placas juegan un papel fundamental en la tectnica global,

el conocimiento en detalle de sus propiedades reolgicas, de su espesor, y de su

relacin mecnica con la astensfera, es en la actualidad incompleta. Uno de los

temas prioritarios es comprender como se distribuyen los esfuerzos en el lmite

entre la placa rgida y la astensfera dctil. La importancia de este fenmeno

radica en que son estos esfuerzos los que aparentemente gobiernan el movimiento

de las placas y la mayor parte de los procesos de deformacin que ocurren en su

interior.

La incapacidad de obtener informacin real y confiable acerca de las

propiedades reolgicas de las placas, proviene de la estrecha dependencia que

existe entre los mecanismos de deformacin de los materiales y la tasa de

deformacin. Esta relacin tiene una gran importancia porque toda la informacin

de lo que ocurren en el interior de la Tierra proviene de los mtodos de anlisis

geofsicos que, al basarse en las velocidades de las ondas ssmicas, solamente


30/159



21

reflejan las situaciones que corresponden a las altas tasas de deformacin. Es

probable que estos mtodos no reflejen enteramente la realidad, ya que no se

podran detectar numerosas estructuras afectadas por deformaciones muy lentas,de alrededor de 106a 109Ma. De acuerdo con estas observaciones, los espesores

promedio de las placas durante estos periodos podran ser ms delgados que lo

que revela los datos proporcionados por las velocidades de las ondas ssmicas,

debido a que la rigidez que se infiere de su comportamiento corresponde

solamente a tasas de deformaciones rpidas. Con el continuo perfeccionamiento

de los instrumentos geofsicos de medicin se podrn obtener datos ms precisos

de la estructura interna de la tierra y de este modo se formularan nuevas hiptesisy modelos.

2.4 LAS PLACAS TECTONICAS

Una placa tectnica o placa litosfrica es un fragmento de litsfera que se

desplaza como un bloque rgido sin presentar deformacin interna sobre la astensfera

de la tierra. Este movimiento se produce por corrientes de conveccin en el interior dela tierra que liberan el calor original adquirido por el planeta durante su formacin.

La tectnica de placas es la teora que explica de manera elegante y coherente la

estructura, historia y dinmica de la superficie de la tierra. Establece que la litsfera (la

porcin superior ms fra y rgida de la Tierra) est fragmentada en una serie de placas

que se desplazan sobre un manto fluido denominada astensfera (Figura 2.9), con una

profundidad que va de 0 a 150 Km. est formada por la corteza ms la parte superficial

del manto. La litsfera se encuentra dividida en grandes fragmentos, las denominadas

placas litosfricas o placas tectnicas, que se desplazan unas respecto a otras, con

velocidades del orden de 2,5 cm/ao. Dado que se desplazan sobre la superficie finita

de la Tierra, las placas interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o lmites

provocando intensas deformaciones en la corteza y litsfera de la tierra, lo que ha dado

lugar a la formacin de grandes cadenas montaosas (los Andes y Alpes) y grandes

sistemas de fallas asociadas con stas (por ejemplo, el sistema de fallas de San Andrs).


31/159



22

Figura 2.9 La litsfera se comporta como un bloque rgido que flota sobre un material rocosoplstico, la astensfera.

El contacto por friccin entre los bordes de las placas es responsable de la mayor

parte de los terremotos. Otros fenmenos asociados son la creacin de volcanes(especialmente notorios en el Cinturn de Fuego del Ocano Pacfico) y las fosas

ocenicas.

2.4.1 PRINCIPALES PLACAS TECTONICAS

Las placas tectnicas son los diferentes fragmentos en qu se encuentra

dividida la litsfera. Actualmente se diferencian siete grandes placas tectnicas y

unas siete pequeas placas tectnicas (Figura 2.10). Estas placas son:

Figura 2.10 Principales placas tectnicas.


32/159



23

Placas tectnicas grandes Placas tectnicas pequeas

1. Placa Euro-asitica

2. Placa Africana3. Placa Indoaustraliana4. Placa Norteamericana5. Placa Sudamericana6. Placa Pacfica7. Placa Antrtica

1. Placa del Caribe

2. Placa de Nazca3. Placa de Cocos4. Placa de Juan de Fuca5. Placa Filipina6. Placa de Scotia7. Placa Arbiga

Segn su constitucin se diferencian dos tipos de placas litosfricas:

Placas ocenicas. Son placas cubiertas ntegramente por corteza ocenica,

delgada y de composicin bsica. Aparecen sumergidas en toda su extensin,salvo por la presencia de edificios volcnicos intra-placa, de los que ms altos

aparecen emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus bordes. Los ejemplos

ms notables se encuentran en el Pacfico: la placa Pacifica, la placa de Nazca, la

placa de Cocos y la placa Filipina.

Placas mixtas. Son placas cubiertas en parte por corteza continental y en parte

por corteza ocenica. La mayora de las placas tienen este carcter. Para que una

placa fuera ntegramente continental tendra que carecer de bordes de tipo

divergente (dorsales) en su contorno. En teora esto es posible en fases de

convergencia y colisin de fragmentos continentales, y de hecho pueden

interpretarse as algunas subplacas de las que forman los continentes. Valen como

ejemplos de placas mixtas la placa Sudamericana o la placa Euroasitica.

Solo existe una placa que pueda llamarse continental, y es la microplaca

iran, que carece totalmente de bordes divergentes (dorsales).


33/159



24

2.4.2 LMITES DE LAS PLACAS TECTONICAS

Todas las placas tectnicas, tienen como vecina a otra y dependiendo elmovimiento una con respecto a la otra y es aqu donde se presenta la mayor

actividad tectnica (sismos, formacin de montaas, actividad volcnica), ya que

es donde se produce la interaccin entre placas, hay tres clases de lmite

principales:

2.4.2.1 Lmites Convergentes (compresin).- Es el lmite donde se unen

las placas, cuando colisionan forma una zona de subduccin (Figura 2.11)

(la placa ocenica se hunde bajo de la placa continental). Segn el tipo de

placa, se dividen en continental-continental, continental-ocenico y

ocenico-ocenico. Un ejemplo representa la combinacin de la placa de

Nazca con la Sudamericana.

2.4.2.2 Lmites Divergentes (tensin).-son lmites en los que las placas

se separan unas de otras y, por lo tanto, emerge magma desde regiones

ms profundas (Figura 2.11) (por ejemplo, la dorsal mesoatlntica formadapor la separacin de las placas de Eurasia y Norteamrica y las de frica y

Sudamrica).

Figura 2.11Lmites de las placas tectnicas.


34/159



25

2.4.2.3 Lmite de Transformacin (movimiento strike-slip).- son

lmites donde los bordes de las placas se deslizan una con respecto a la

otra a lo largo de una falla de transformante (Figura 2.11). Endeterminadas circunstancias, se forman zonas de lmite o borde, donde se

unen tres o ms placas formando una combinacin de los tres tipos de

lmites.

2.4.3 TIPOS DE CONTACTOS ENTRE PLACAS TECTONICAS

2.4.3.1 Los bordes constructivos o zonas de expansin

Se sitan en las dorsales ocenicas y en los rift continentales, como

por ejemplo en el Rift Valley en frica y en la dorsal atlntica. La

actividad volcnica que se produce en estas zonas, como consecuencia de

su divergencia, determina la formacin de nueva corteza ocenica y

provoca el ensanchamiento de los fondos ocenicos y la separacin

progresiva de las placas adyacentes (Figura 2.12).

Figura 2.12 Separacin progresiva de las placas (zonas de expansin).

2.4.3.2 Los bordes destructivos o zonas de subduccin

Son los lugares de subduccin entre las placas ocenicas y

continentales, donde la corteza ocenica comienza a hundirse debajo de la


35/159



26

continental debido a que es ms liviana y de menor grosor. Esta

penetracin, denominada subduccin, produce un rozamiento que genera

fuertes terremotos y vulcanismo all donde ascienden parte de losmateriales fundidos provenientes de la litsfera subducida, formndose

cadenas montaosas como la cordillera los Andes (Figura 2.13). Si la

colisin seproduce entre dos placas ocenicas una de ellas subduce por

debajo de la otra, formndose arcos insulares y grandes fosas abisales.

Figura 2.13 Colisin continente-ocano (a) y ocano ocano (b).

2.4.3.3 Las zonas de colisin

Cuando la convergencia de dos placas provoca el acercamiento de dos

formaciones continentales se produce una fuerte colisin que tiene como

consecuencia el plegamiento muy acusado de los sedimentos acumulados

entre ambas y deformaciones muy intensas de sus bordes (Figura 2.14).

As, por ejemplo, la formacin del Himalaya fue debida a la colisin de la

masa continental del subcontinente indio contra el margen meridional de la

gran placa euroasitica.

Figura 2.14 Colisin continente-continente.


36/159



27

2.4.3.4 Los bordes pasivos o fallas transformantes

Son lmites de placas donde la litosfera no se crea ni se destruye, sinoque se produce un movimiento horizontal paralelo al lmite de placas,

originndose un roce que genera sismos (Figura 2.15). Ejemplos de este

tipo de bordes son las fallas transformantes de las dorsales ocenicas y la

falla de San Andrs en California.

Figura 2.15 Movimiento horizontal paralelo al lmite de las placas

2.4.4 CONSECUENCIAS DEL MOVIMIENTO DE PLACAS

Adems de la formacin o destruccin de relieve, el movimiento de las

placas tectnicas tiene otras consecuencias geolgicas - tectnicas muy

importantes:

2.4.4.1 Terremotos. En las zonas de subduccin, la friccin entre placas

supone que una de ellas se eleva y fuerza a la otra a descender. De este

modo, grandes masas de roca colisionan y originan fricciones y tensiones

muy fuertes en ese punto, desencadenando los movimientos ssmicos. El

punto donde se ha producido la liberacin de energa se llama foco ssmico

o hipocentro. El lugar de la superficie terrestre situado encima del foco

ssmico se denomina epicentro. Cada ao se detectan unos 500.000

terremotos.


37/159



28

2.4.4.2 Formacin de volcanes. Las rocas de la placa que se deslizan

hacia abajo por su mayor densidad se convierten en magma, debido a las

fuertes presiones y a las altas temperaturas. El magma se escapa hacia lasuperficie al encontrar grietas y fisuras en las capas internas, dando lugar a

las erupciones volcnicas.

2.4.4.3 Expansin de los ocanos. El fondo de los mares y los ocanos

estn en continuo crecimiento, ya que a ambos lados de las dorsales o

cordilleras submarinas se van depositando materiales procedentes del

manto.


38/159

Captulo III: Proceso de Subduccin

Determinacin de la Superficie de Acoplamiento Ssmico Interplaca en el Borde Occidental del Per29

CAPITULO III

PROCESO DE SUBDUCCIN

La subduccin de placas, es un proceso de hundimiento de una placa litosfrica

bajo otra en un lmite convergente, segn la teora de tectnica de placas. Generalmente,

es litsfera ocenica, de mayor peso especfico, la que subduce bajo la litsfera

continental, menos densa. (Figura 3.1), de menor peso especfico debido a su mayor

grosor cortical.

En su lento movimiento, hacia las capas ms profundas de la Tierra, la placa

ocenica provoca un aumento lento de las temperaturas en las rocas del antiguo fondo

marino, hasta ms de 1.000 grados Centgrados y a una profundidad de 100 kilmetros

aproximadamente, las rocas de la placa ocenica se funden parcialmente. Durante la

subduccin se observa adems un aumento relativo, pero, rpido de la presin. En una

zona de subduccin, la corteza terrestre as derretida asciende nuevamente hacia la

superficie en donde ayuda a formar volcanes e islas. La formacin de algunos volcanes,

montaas, islas y fosas ocenicas estn relacionadas con los proceso de subduccin,

deriva continental y orognesis.

Como se mencion anteriormente, las zonas de subduccin son zonas largas y

estrechas donde la placa litosfrica desciende por debajo de otra. Dado que la

temperatura y la presin aumentan con la profundidad, una parte de los materiales de la


39/159



placa en subduccin son liberados (en especial el agua), lo que conlleva a la fusin del

manto, que a su vez, asciende a travs de la corteza terrestre continental creando

volcanes. Las zonas de subduccin constituyen una parte muy importante dentro de la

dinmica de los materiales terrestres. Los materiales subducidos han cambiado

posiblemente las propiedades del manto, y permitido que la conveccin se mantenga.

Sismolgicamente las zonas de subduccin son caracterizadas por las zonas de Benioff.

Mientras la litsfera ocenica se aleja de una dorsal del mismo tipo, se enfra, se

engrosa y se vuelve ms densa debido a la contraccin termal (Francheteau, 1983). Pese

a que las rocas baslticas de la corteza ocenica son ms livianas que las rocas del

manto subyacente, las rocas ms fras de la corteza en la litsfera, principalmente gabro,

se hacen lo suficientemente densas para hacer que esta quede en un estado de

inestabilidad gravitacional con respecto a las rocas ms calientes del manto

inmediatamente subyacente a la litsfera, induciendo, de esta forma, el hundimiento de

la litsfera ocenica bajo el continente en el borde denominado fosa ocenica, la cual

alcanza profundidades de 6 8 km. bajo el nivel del mar frente a Chile, y hasta 11 km.

en las Marianas.

Figura 3.1Esquema que muestra los rasgos tpicos de la subduccin.

La subduccin ocurre principalmente en la costa oeste de Amrica del Sur (Chile,

Per, Ecuador, Colombia), Japn, Aleutianas, Java y partes del Mar Mediterrneo

(Figura 3.2) y siempre provocan eventos ssmicos de gran magnitud.


40/159



Figura 3.2Placas litsfericas, las flejas indican la direccin del movimiento de las placas hacia las

zonas de subduccin 1 Dorsales meso-ocenicas cruzadas por fallas transcurrentes (largas fracturas

transversales); 2) Zona de subduccin, donde la placa subducida se inclina hacia abajo y se funde en la

astensfera.

3.1 TIPOS DE SUBDUCCIN

Las placas tectnicas son fragmentos rgidos que se mueven flotando sobre un

manto fluido, tradicionalmente denominado astensfera. Se mueven debido a corrientes

de magma caliente procedente de la base del manto (Figura 3.3). Estas corrientes al

llegar bajo la litsfera se enfran, e impulsadas por los materiales que continan

llegando, vuelven al fondo originndose as diferentes corrientes circulares de

conveccin. Estas corrientes pueden llegar a romper una placa y despus separar los dos

fragmentos, del mismo modo hacer colisionar una placa contra otra.

Figura 3.3 Subduccin de las placas, y esquema que muestra la corrientes de conveccin.


41/159



Los principales tipos de subduccin entre placas son:

3.1.1 Subduccin, ocano-ocano

Se origina con la convergencia de dos placas ocenicas y la formacin de un

arco de isla volcnica. Esta modalidad se produce, por ejemplo, a lo largo de toda

el lmite occidental de la placa Pacfica, configurando la aparicin de numerosos

arcos de islas, que dominan toda esa costa (Aleutianas, Filipinas, Japn, etc.). A

veces se puede originar una pequea dorsal tras el arco de isla (extensin tras

arco). Aqu, el contacto de placas se da alejado del continente (Figura 3.4).

Figura 3.4 Subduccin entre dos placas ocenicas.

3.1.2

Subduccin, ocano-Continente

En este caso la placa ocenica al ser ms densa se introduce por el interior en

estos bordes destruyendo corteza al introducirse por debajo e incorporndose el

material al manto. Como resultado se origina una cordillera paralela al lmite

(orgeno de subduccin) donde las mximas alturas coinciden por lo general con

edificios volcnicos. As, una zona de este tipo es el lmite de la placa de Nazca

con la Sudamericana (Figura 3.5). Aqu, el contacto entre placas se da muycercano al continente.

Figura 3.5 Subduccin entre dos placas ocano-continente.


42/159



3.1.3 Subduccin, continente-continente

Como la litosfera continental es menos densa que el manto, ninguno de ellas

se hunde, por lo cual se pliegan los sedimentos acumulados entre ellas y forman

inmensas cordilleras (Figura 3.6). Un ejemplo de esto, lo representa la cordillera

del Himalaya que ha formado la India al colisionar contra el borde sur del antiguo

continente asitico.

Figura 3.6 Subduccin entre dos placas continente-continente.

3.2 ANOMALIAS DE DENSIDAD Y TEMPERATURA

De acuerdo a los modelos termales de conduccin (McKenzie, 1969), el proceso

de subduccin, a diferentes niveles de profundidad, se relaciona principalmente con el

contraste de temperatura y densidad presenten entre la litsfera y el manto.

Los niveles de densidad indicaran a favor de un afloramiento negativo que da por

resultado una fuerza descendente, que est directamente asociada al proceso de la placa

en la direccin del a subduccin, que se conoce como slab pull. Dicha fuerza jugara

un papel importante en la conduccin del movimiento de la placa, de acuerdo con el

comportamiento elstico de la litsfera, el cual permitir trasmitir esfuerzos y actuar

como conductora de estos (Turcotte y Schubert, 1982). Las fuerzas de las que se

menciona menciona tales como la inclinacin, edad, largo y velocidad con la que

subduce la placa, as como tambin las propiedades del material del manto que le rodea

(McKenzie, 1969; Minear y Tokoz, 1970).


43/159



Para algunos autores como Forsyth y Uyeda (1975); el slab pull actuaria de

forma independiente de la velocidad de la placa siempre que el borde inferior de esta

alcance una profundidad en el cual la placa pierda su integridad por efectos del fuerte

calentamiento, para para Toksoz, Sleep y Smith (1973), podra ocurrir bajo los 600 km,

o por una deflexin al encontrar un fondo duro, el cual se logra asociar a un medio de

alta viscosidad como la messfera (Figura 3.7). la fuerza de resistencia al movimiento

seria proporcional a la velocidad de descenso, el cual se concentrara en la parte inferior

de la placa rgida perpendicular a la fosa ocenica, debido a que la viscosidad del manto

es relativamente bajo en la astensfera, llegando a ser algunos ordenes de magnitud

mayor en la messfera (Gordon, 1965). La suma de las dos fuerzas da por resultado unafuerza neta que regula el estado de esfuerzos a la cual se encuentran sometidas las

placas en las zonas de subduccin.

Figura 3.7 Geometra de la placa subducente. Esta desciende, tirada por la fuerza Fsp (slab pull),

hasta perder su identidad debido a la fusin con el manto, y/o al encontrar en su camino un material ms

duro.

Para Forsyth y Uyeda (1975) existe un rango de velocidad asociado al descenso

que, segn su modelo, representara el punto de balance entre el slab pull y las fuerzas

viscosas de resistencia. En el caso que la fuerza de resistencia al descenso de la placa

(Figura 3.7) fuese despreciable, entrara a jugar un rol ms fundamental, entre otras

(Foryth y Uyeda, 1975), la fuerza de interaccin entre las dos placas en la zona de

contacto, en el cual el movimiento relativo entre ambas es resistido por una fuerza de

colisin que se manifiesta generalmente en grandes terremotos. Estas zonas vendran

a determinar la zona de acoplamiento ssmico interplaca de acoplado a desacoplado en

funcin de los esfuerzos, el cual estara relacionado con el ngulo de inclinacin


44/159



presentes en las zonas de subduccin; el cual se detallara ms adelante con la

elaboracin de los perfiles perpendiculares a la lnea de costa.

Es as que la diferencia de la temperatura determinara la posibilidad y la

capacidad de las placas rgidas para acumular los esfuerzos que repentinamente se

liberan por medio de un terremoto, que son los que delinean la zona de Wadati-Benioff

(W-B) a lo largo de la placa subducente. Si se considera que el espesor de la litosfera es

proporcional a la raz cuadrada de su edad (Francheteau, 1983), el largo y la

profundidad de la zona ssmica se hace proporcional, entonces, al producto de la

velocidad de convergencia y edad de la placa subducente (Molnar, 1979; Jarrard, 1986).

Por lo tanto, la trayectoria de la litsfera descendente en el manto es determinada

por dos factores, la edad litosfrica y la velocidad de convergencia (Figuras 3.8 y 3.9).

La primera est relacionada con la densidad de la placa, induciendo directamente en la

profundidad de la placa, y la segunda, a la dependencia de la velocidad horizontal de la

placa con la velocidad de convergencia en la fosa, incidiendo directamente en el largo

de la placa (Ruff y Kanamori, 1980).

Figura 3.8. Relacin global entre la velocidad de convergencia y edad de la litsfera ocenica

subducente. El nmero de cada zona de subduccin est asociado a la magnitud Mw, y la lnea

segmentada encierra, bajo ella, las regiones donde existe una zona de apertura de tras-arco. Ref. Ruff y

Kanamori, (1980).


45/159



Debido a la diferencia de temperatura entre los distintos niveles de la astensfera,

se han originado movimientos convectivos y posiblemente celdas de conveccin, hace

algunas decenas de millones de aos. Su extremadamente lento movimiento convectivo

(unos pocos centmetros por ao), se mantiene mediante el calor producido por el

decaimiento de elementos radioactivos y por el calor proveniente de las partes ms

profundas de la tierra. Grandes volmenes de rocas calientes profundas, menos densas y

ms livianas que el material circundante, ascienden con estos movimientos hacia la

superficie, mientras que rocas superficiales ms pesadas, densas y fras tienden a

hundirse, se recalientan y ascienden a la superficie una y otra vez, en forma muy similar

a lo que sucede al agua hirviendo en una caldera.

Figura 3.9Relacin global entre la profundidad de penetracin y edad de la litsfera ocenica

subducente. El nmero de cada zona de subduccin est asociada a la magnitud Mw, y las lneas rectas

estn asociadas a la velocidad de convergencia entre las placas involucradas. Ref: Ruff y Kanamori,(1980).


46/159



3.3 CAMBIOS DE FASES EN EL MANTO

Tal como se ha podido observar, todas las fuerzas que actan sobres las placas

litsfericas, derivan desde la gravedad sobre heterogeneidades laterales de densidad o

inversin de densidad (ejemplo: cuando material ms denso se pone sobre, uno menos

denso). Ridge push y slab pull (Figura 3.10) son las dos principales fuerzas que

conducen a desplazamiento de las placas en la superficie de la tierra (Rey, 2002), ambas

fuerzas son debidos a la inversin de densidad. Se observa que la litsfera ocenica es

ms densa que la astensfera inferior, el ridge push est relacionado al deslizamiento de

la placa ocenica desde alta topografa en las Dorsales Ocenicas (MOR) hacia la

regiones ms bajas de una fosa de subduccin (Rey, 2002). El slab pull es relacionado al

empuje gravitacional sobre la placa subductada, adems es ms fuerte que el ridge push

por otra parte el MOR ser plegado y no estirado.

Figura 3.10 Proceso de SLAB PULL en la zona de subduccin del Per.

La velocidad con la que viajan las ondas ssmicas a travs de las rocas depende de

su densidad (Figura 3.11). En este diagrama se puede observar como varia la velocidad

de las ondas S con la profundidad. En la corteza continental (de composicin media

grantica) la velocidad de las ondas S es de unos 3.5 km/s. Dentro de la parte superior

del manto (manto litosfrico) las ondas S viajan a ms de 4 km/s. La razn del cambio


47/159



en la velocidad de las ondas S al pasar de la corteza al manto est en su distinta

composicin. El manto est fundamentalmente constituido por elementos como Mg., Fe,

Si y O. Por lo tanto, la densidad del manto es considerablemente mayor que la corteza.

El olivino ((Mg, Fe)SiO)))) es el mineral ms abundante dentro de los 400 km

superiores del manto.

Figura 3.11 Variacin de la velocidad de la onda S, con la profundidad.

Cuando una onda S atraviesa el lmite entre el manto litosfrico y la astensfera su

velocidad disminuye (Figura 3.11). Esto se debe a que la astensfera posee un pequeo

porcentaje de material fundido. Por debajo de la astensfera las ondas S atraviesan una

zona del manto ms slida. A medida que aumenta la profundidad, la presin crece. El

incremento de la presin origina un aumento de la densidad de las rocas lo que implica

una mayor velocidad de las ondas S. El aumento en la densidad a lo largo de la zona de

transicin origina un aumento brusco en la velocidad de las ondas ssmicas. Por debajode los 460 km. y 700 km. respectivamente la velocidad de las ondas S aumenta

progresivamente a consecuencia del incremento de la presin y la temperatura debido a

los cambios de fase.

Ensayos realizados en laboratorio (McKenzie, 1983), demuestran que si la composicin

del manto es similar a la peridotita, entonces en las rocas que forman los 700 kilmetros

superiores del manto deben existir, al menos, dos cambios de fase slida un cambio de


48/159



fase en estado slido lleva implcito una reordenacin de los tomos de la estructura

cristalina como respuesta a los cambios de presin y temperatura. A presiones

correspondientes a profundidades del orden de los 350 - 450 y 700 km el olivino

cambiara a espinel, y el espinel a perovskita, respectivamente, incidiendo en ambos

casos en una aumento del 10% la densidad del material (Figura 3.12).

Figura 3.12 Cambios de olivino a espinela y perovskita.

Al ser incorporadas estas consideraciones a modelos termales, se puede demostrar,

a partir de las relaciones termodinmicas involucradas (McKen, 1969 y Schubert et al,

1975), que la discontinuidad de los 400 kilmetros (Maxwell, 1985) se desplaza

verticalmente hacia arriba dentro de la placa descendente a profundidades del orden de

200 - 300 kilmetros (Forsyth y Uyeda, 1975). Turcotte y Schubert (1975) estimaron

que del orden de a de la fuerza sobre la placa slab pull se debera a la elevacin

del cambio de fase olivino-espinel, insistiendo en que el origen de esta ltima est en el

contraste de densidad entre el material que desciende y el que la contiene. Sin embargo,

Liu (1983) advierte que tal situacin no es posible, debido a que las fases de transicin

en los silicatos del manto no puedan ser alcanzadas a temperaturas menores que 800 C.

Los modelos que apoyan la idea relacionada con el desplazamiento vertical hacia arriba


49/159



de la discontinuidad de los 400 km. (Turcotte y Schubert, 1971; Ringwood, 1972, 1976;

Schubert et al., 1975 McGarr, 1977) suponen temperaturas en la parte ms fra de la

placa del orden de no menos de 1000 C ms fra que el manto adyacente a

profundidades de 400 km, en la vecindad de transicin olivino fase B (Liu, 1983),

donde las temperaturas que se estima son del orden de los 1400 C 1600 C. asi

entonces, las sugerencias de una distorsin hacia arriba (300 km de profundidad) del

lmite de la fase de transicin del olivino serian incorrectas, y ms bien se esperara que

tal frontera desciende a profundidades del orden de 600 km. Dentro de la litsfera

descendente siendo esta una posible causa de los terremotos generadores a

profundidades del orden de los 500 a 600 km. (Liu,(1983) defiende la hiptesis de loscambios de fase conllevan una liberacin de energa capaz de generar terremotos con

magnitudes del orden de 7.5 desde los 100 km de profundidad). Adems, Liu (1983)

sugiere que las fases de transformacin a las cuales se ve expuesto el material

descendente no ayudan significativamente a hundir la placa, sino ms bien, es el

movimiento de conveccin del manto en el cual arrastra a la litsfera dentro del mismo.

3.4 ACOPLAMIENTO SISMICO

La presencia de grandes sismos (M>6) presentes en las zonas de subduccin

muestran el deslizamiento entre la placa ocenica subducente y la superior (Kanamori,

1986). La distribucin de estos, en diferentes zonas de subduccin, as como tambin a

lo largo de una misma, presentan, patrones diferentes. Una de estas se refiere al nivel de

sismicidad o el grado de acoplamiento ssmico (o mecnico) que existe en la interfaz

interplaca (Kanamori, 1977; 1979: Kelleher et al. 1974; Uyeda y Kanamori, 1979). De

esta forma es probable estimar en las zonas de subduccin, haciendo uso de la

informacin de grandes terremotos, las reas en la cuales las placas se encuentran

fuertemente acopladas (Uyeda y Kanamori, 1979) (Figura 3.13)


50/159



Figura 3.13Dos modos de subduccin presentes en el Cinturn de Fuego del Pacifico (tipo mariana otipo peruano-chilena) Uyeda y Kanamori, (1979).

En una zona de subduccin, como la que se present en el Per y Chile tienen las

siguientes caractersticas:

a) Mecanismos intraplaca del tipo de esfuerzos compresivos.

b) El ngulo de subduccin es normal y sub-horizontal.

c) Existe un prisma acrecional.

d) Las dos placas en contacto estn bien acopladas.

e) La placa en subduccin es una placa joven.

f) Pueden ocurrir sismos fuertes, de magnitud mayor a 8.

Para la subduccin tipo Marianas, sus caractersticas son:

a) Mecanismos intraplaca del tipo de esfuerzos tensinales.

b) El ngulo de subduccin es mayor que en el tipo peruano.

c) No hay indicios de la existencia de un prisma acrecional.

d) Las placas en contacto no estn bien acopladas.

e) La edad de la placa en subduccin es mayor.


51/159



Entre estos dos tipos de subduccin, por sus caractersticas se deduce que la

correspondiente al Per es potencialmente ms activa y mayor generadora de

terremotos. Entonces, los grandes terremotos, en las zonas de subduccin son generados

por la acumulacin de esfuerzos, el nivel de sismicidad se espera que est relacionada

con los parmetros de la placa subducente; es decir, la velocidad absoluta y de

convergencia, edad y ngulo de inclinacin en la placa, a lo largo de la placa en

subduccin.

Autores como Ruff y Kanamori (1980), asumen que la sismicidad en una zona de

subduccin puede ser representada por la magnitud Mw (Magnitud Momento

(Kanamori, 1977)) del terremoto ms grande registrado para una regin determinada

(Stauder, 1975); es decir, la magnitud del evento que repetidamente se produce y rompe

el mismo segmento de fallas y cuyas dimensiones definen al evento. Dicho terremoto, se

le conoce con el nombre de terremoto caracterstico y al segmento se le identifica como

zona o rea de ruptura (Kelleher, 1972); es decir, regin en la cual la deformacin

tectnica es reducida por un terremoto. El modelo de Ruff y Kanamori (1980) se ajusta

muy bien a zonas de subduccin de tipo peruano-chile, en donde la placa peruana es

relativamente joven (45-50 m.a y 5-25 m.a.) y con velocidad de convergencia alta (8.4

cm/ao; De Mets et al, 1990, Norabuena et al, 1999) favoreciendo as, un grado de

acoplamiento alto en la interfaz de las dos placas en razn de potenciar la posibilidad de

acumulacin de energa de deformacin.

Figura 3.14Borde de placas convergentes. Cuando existe un prisma de acrecin, este es formado por losfragmentos de corteza ocenica y las rocas sedimentarias arrancadas de la placa subductada


52/159



Por otra parte, la variacin regional del acoplamiento interplaca se interpreta como

un debilitamiento de la interfaz litosfrica (Kanamori, 1971; 1977) y est asociado al

ancho de la zona de contacto debido a que las variaciones de este reflejan los cambios

en la interaccin mecnica interplaca (Lay y Kanamori, 1986). Es coherente, entonces,

relacionar el grado de acoplamiento sobre el plano de falla de una zona ssmica con las

dimensiones mximas de un terremoto en dicha regin (Kanamori, 1986). Segn esto, el

dbil o fuerte acoplamiento ssmico estara relacionado, en trminos globales, con

cun inclinada se encuentra la placa descendente y con que velocidad se hunde, es

decir, la relacin con la edad de la placa, la cual est relacionada con su densidad, su

temperatura, y con la velocidad de convergencia de sta.

La variacin regional del acoplamiento ssmico ser una manifestacin de la existencia

y distribucin de heterogeneidades en la zona de interfaz interplaca (Modelo de

Asperza Kanamori, 1986). En este sentido parece ser un factor importante la

distribucin de sedimentos a lo lago de la fosa ocenica. La cantidad de sedimentos

vara de una zona a otra debido al control que sobre estos ejerce, por otra parte, la

velocidad de depositacin desde las zonas adyacentes, y por otro lado, la acumulacin

de material raspado. De la corteza ocenica, formando as en algunos casos, las

estructuras denominadas prismas de acrecin (Scholl et al., 1977; Hilde, 1983; Uyeda,

1984) (Figura 3.14). Por lo tanto, se esperara que el acoplamiento ssmico se vea

fortalecido en los casos en que exista un exceso de sedimentos en la fosa conformando

un contacto interplaca uniforme, mientras que los suelos ocenicos con estructura del

tipo horst y graben desarrollara un contacto heterogneo que hara decrecer el

esfuerzo de acoplamiento mecnico (Ruff, 1978). Estas ltimas se piensan como un

efecto de la flexin de la placa antes de subducir (Hilde y Sharman, 1978), lo que

vendra ser un gran ngulo de inclinacin. Al respecto existe una correlacin general

entre la edad de la placa ocenica y el ngulo de inclinacin (Molnar y Atwater, 1978),

sugiriendo que las placas antiguas puedan desarrollar estructuras horst y graben ms

pronunciadas, ya que ellas se comban ms severamente antes de subductar, lo cual

implica pequeas asperezas y un dbil acoplamiento (Figura 3.15). Ruff (1989) seala

que la abundancia de sedimentos en la fosa se correlaciona con el incremento en el

tamao de los terremotos inversos, y propuso que los sedimentos podra desarrollar una


53/159



capa lo suficientemente compacta que al ser subductada se transforma en una interfaz

uniforme. Tal interfaz se fracturara en terremotos ms grandes que aquellos que se

generaran en interfaces rugosas presentando una ruptura horizontal de gran extensin.

Figura 3.15Dos tipos de morfologa asociada a la fosa ocenica a) exceso de sedimentos en la fosa

formando un prisma de acrecin b) estructura de Horst y Graben

3.5 VARIACIN DEL ESFUERZO DE ACOPLAMIENTO

La convergencia de placas genera la variacin del esfuerzo de acoplamiento,

siendo uno de los rasgos ms importantes en la caracterizacin de los tipos de

subduccin (contacto de las placas), siendo posible representarla, en trminos globales,

por medio de la variacin de la magnitud Mw de los sismos observados para cada zona

(Ruff y Kanamori, 1980), lo cual conduce a un fuerte acoplamiento ssmico y la

ocurrencia de grandes sismos (Conrad et al., 2004; Ruff y Kanamori, 1980; Uyeda y

Kanamori, 1979), y esta a su vez, presenta una fuerte correlacin con la edad y

velocidad de la placa en subduccin (Figura 3.8), adems de la existencia de una cuenca

de tras-arco, y una correlacin entre la edad y velocidad con el largo y profundidad

mxima de la placa. Teniendo en cuenta estas relaciones, y las observaciones, es posible

correlacionar las zonas de fuerte acoplamiento ssmico con bajos ngulos de inclinacin

de la zona de W-B (10 a 30); mientras que, las zonas con un bajo acoplamiento

ssmico se relacionan a zonas donde ms bien se presenta extensin en el trasarco y un

movimiento absoluto de la placa superior en sentido opuesto a la fosa (Figura 3.17).


54/159



Silver et al. (1998); Yez y Cembrano (2004); Heuret y Lallemand (2005), Sobolev y

Babeyko (2005), entre otros, encontraron una fuerte relacin global entre la velocidad

absoluta de la placa continental con las cantidades de deformacin; si el movimiento

absoluto de la placa continental es hacia el ocano, entonces se produce acortamiento

(como es el caso de las costa occidentales de Amrica); mientras que, si la placa

continental se aleja en trminos absolutos del ocano, entonces se produce extensin

(como es el caso de la mayor parte del Asa Pacfico).

Kanamori (1971) considera que el cambio sistemtico en el tamao de los

terremotos, desde Alaska hasta las Marianas, asociados al grado de acoplamiento

ssmico, sugiere que el esfuerzo de acoplamiento estara relacionado a las propiedades

de la superficie de contacto, esfuerzo normal al plano de falla, coeficiente de friccin y

rea de contacto (Ruff y Kanamori, 1980; Scholz y Campos, 1995), en especial, en la

degradacin de la interfaz interplaca. Al respecto, Kelleher et al. (1974) observ una

relacin directa entre el tamao de los terremotos (largo de ruptura) y el ancho del

contacto interplaca (Chile 1960, Mw = 9.5 y Alaska 1964, Mw = 9.2). Kelleher et al.

(1974) sugirieron, incluso, que las amplias variaciones existentes entre los tiempos de

recurrencia para grandes terremotos a lo largo de una misma zona de subduccin (caso

de Per y Chile) estaran relacionadas en la geometra de la interfaz. En la seccin con

una angosta interfaz, el movimiento de la placa en subduccin puede ser acomodado con

grandes y frecuentes sismos, cosa contraria para una amplia interfaz, el movimiento de

las placas puede ser acomodada por grandes, poco frecuentes sismos, como es el caso de

las regiones centrales del Per y Chile en donde se considera periodos de recurrencia del

orden de 80 10 aos, y en la regin sur del Per y norte de Chile con periodos de

recurrencia de ms de 12030 aos.

A partir del anlisis de funciones de tiempo de diferentes terremotos y su relacin

con el momento ssmico, as como, con el grado de acoplamiento ssmico, se ha

introducido el modelo de las asperezas (Kanamori, 1986) quien bsicamente seala que

la mayor parte del acoplamiento est confinado al contacto entre irregularidades de las

superficie en contacto. Por lo cual, un fuerte acoplamiento corresponde a una gran rea

de asperezas (Ruff y Kanamori, 1983). Las asperezas podran ser causadas por las


55/159

Captulo III: Proceso de

Tavera Guardia 2011

Documents

Transcript of Tavera Guardia 2011