Geotectónica, 2014 (U.B.A.) TP N° 1
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Nombre: . . . . . . . . . . . . . . . Fecha: . . . . . . . . . . . . . . Geotectónica Trabajo Práctico N° 1 MECANISMOS FOCALES Objetivos Introducción al concepto y de los mecanismos focales, con el objetivo de interpretar y analizar la información que contiene las ondas sísmicas generadas en un terremoto. Obtener la solución de los Mecanismos Focales de una región, y junto con la información geológica de la región, inferir el tipo de ruptura que generó un sismo y en forma regional modelar la estructura en un sector de la corteza. Introducción Las fallas geológicas que se producen en la corteza, se originan al producirse una liberación de tensión acumulada a lo largo de la estructura, produciendo un sismo. El fenómeno de descarga instantánea de energía se denomina Terremoto Terremoto.. Los terremotos normalmente ocurren a lo largo de los límites de placas tectónicas o fallas o líneas de debilidad. Una onda sísmica es una onda elástica generada a partir de energía liberada desde un hipocentro de un terremoto. Estas ondas se dividen en dos grandes grupos: ondas de cuerpo: viajan cuerpo: viajan a través del interior de la tierra, son las ondas P y S ; ondas de superficie: superficie: viajan a lo largo de la superficie terrestre, son las ondas Rayleigh y Love (ver tabla 1 y figura 1a-d). • •
Tabla 1. Principales tipos de Ondas Sísmicas Sísmicas Tipo de Onda
Ondas de cuerpo Ondas de superficie
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Movimiento de la partícula
Nombre
Longitudinal
Ondas P (Primarias) (Primarias)
Transversal
Ondas S (Secuandarias) (Secuandarias )
horizontal transversal
Ondas Love
vertical eliptica
Ondas Rayleigh
Las ondas P, llamadas primarias, son las que se propagan con mayor velocidad, 6.0 km/s en la corteza, presentando además la característica de poder propagarse por cualquier tipo de material, sea sólido o líquido. Las ondas S, S, llamadas llamadas secundarias, viajan a una velocidad algo menor, 3.5 km/s en la corteza, y no se propagan por masas líquidas. Las ondas P y S, son importantes ya que su estudio provee de información sobre el interior de la Tierra, particularmente sobre su estructura, densidad y propiedades elásticas elásticas (ver tabla 1 y figura 1a-d). 1a-d). Por último, las ondas superficiales, Love y Rayleigh, viajan con una velocidad menor aún. Onda P (compresivas (compresivas o longitudinales), consiste en la transmisión de compresión y rarefacción (dilatación) de la roca. El movimiento de las partículas del medio, por el cual las ondas viajan, es hacia adelante y hacia atrás a lo largo de la dirección de propagación. Es similar a la propagación del del sonido (ver figura 1a). Onda S S (transversales), se desplaza por cizalla, por lo cual una masa de roca determinada cambia su forma pero no su volumen. El movimiento de las partículas se produce en forma perpendicular a la dirección de propagación; y el desplazamiento desplazamiento puede ser horizontal o vertical, o una combinación de ambos, dependiendo de la naturaleza del evento sísmico (ver figura 1b). Ondas Love: Love: se originan en la interfase de dos medios con propiedades mecánicas diferentes. El movimiento de las partículas es perpendicular a la dirección de
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propagación de la onda, similar a las ondas S, pero solo ocurre en el plano de la superficie terrestre. La amplitud de las ondas decrece con el aumento de la profundidad. (ver figura 1c). Ondas Rayleigh: se forman en la superficie de la Tierra y las partículas se desplazan según una trayectoria elíptica retrógrada a medida que esta pasa, similar a las olas del mar. La amplitud de la perturbación decrece al aumentar la profundidad (ver figura 1d). Figura 1a-d: ondas de cuerpo P (Primarias) y S (Secundarias); y ondas de superficie Rayleigh y Love.
Análisis de sismos por Mecanismos Focales En un terremoto, la primera onda que llega a un detector (sismógrafo) será una onda P (ver figuras 1a y 2). Al examinar los registros de muchos detectores para un mismo terremoto, en algunas estaciones el primer registro de ondas P que llega representa una compresión (movimientos del terreno hacia "afuera" desde el foco) y en otras una dilatación (movimientos del terreno hacia el foco). Mediante el estudio del primer movimiento de las ondas P registrado en los diferentes sismógrafos, los mecanismos focales de un sismo pueden ser inferidos y de esta forma interpretar el o los planos de las fallas.
Figura 2: sismograma de un terremoto en Perú. Figura 3: regiones de compresión y dilatación Arriba: las ondas S y L se destacan en los registros alrededor del foco del terremoto, separados por horizontales; abajo: las ondas P, S, y Rayleigh se ven los planos de falla y el plano auxiliar. claramente en la componente vertical de los registros. Consideremos una sección vertical perpendicular al plano de una falla normal, en donde el hipocentro de un terremoto está localizado en el punto H (ver figura 3). Cuando la región sobre la falla se mueve pendiente arriba, produce una región de compresión delante de la falla y una región de dilatación (o extensión) por detrás de ella. En conjunto con el movimiento del bloque inferior de la falla hacia abajo, el terremoto produce dos regiones de compresión y dos de dilatación, las cuales rodean el hipocentro. Estas zonas están separadas por dos planos, el plano de la falla y el plano auxiliar, los cuales son perpendiculares y se cruzan a través del foco o hipocentro (H). Cuando una onda sísmica P viaja hacia afuera de una región de compresión y alcanza un observador en el punto C, su primer efecto es empujar la superficie de la tierra hacia arriba; el efecto inicial de una onda P que viaja fuera de una región de dilatación a un observador en D es arrastrar o tirar la superficie de la tierra hacia abajo. Las ondas sísmicas P son las primeras en alcanzar un sismógrafo, tanto en C y D, y por consiguiente el movimiento inicial registrado por el instrumento nos permitirá distinguir si el primer arribo fue de compresión o dilatación.
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Patrones de radiación en cupla simple y c upla doble Las amplitudes de las ondas de P y S varían según la distancia del foco, debido a efectos físicos y dispersión geométrica. Las amplitudes también dependen del ángulo con que el rayo sísmico (onda) deja la fuente. Este factor geométrico plantea varios modelos para el mecanismo de la fuente. El modelo más simple es representar la fuente por un solo par de movimientos antiparalelos. El análisis del modelo de variación de amplitud de la onda P en función del ángulo θ entre el rayo y el plano de falla corresponde a una cupla simple, el cual tiene un carácter cuadrupolar (ver figura 4a). Consiste en cuatro lóbulos, dos que corresponden a la variación angular de amplitud donde el primer movimiento es de compresión, y dos donde el primer movimiento es de dilatación. Los lóbulos están separados por el plano de falla y el plano auxiliar . El modelo de radiación para las ondas-S de cupla simple, implica que la amplitud es ahora dependiente en la velocidad de la onda-S. El modelo de la radiación tiene un carácter dipolar que consiste en dos lóbulos en los que los primeros movimientos son de sentido opuesto. Otro modelo alternativo para detectar la fuente de un terremoto es representado por un par ortogonal de cuplas, llamado cupla doble. Este modelo origina la misma forma en el patrón de radiación para ondas-P como fuente de cupla simple; pero el patron de radiación para las ondas-S es cuadrupolar en vez de dipolar. Esta diferencia en las características de las ondas-S permite a los sismólogos determinar, cual de los dos modelos de fuentes de terremotos, es aplicable (ver figura 4b). Las ondas-S arriban mas tarde que las ondas-P, de manera que sus primeros movimientos deberían resolverse por el ruido de fondo los arribos tempranos. Los cuales se deberían observar y serían consistentes con el modelo de cupla doble. La máxima amplitud para las ondas-P es a 45° del plano de la falla. Por su lado la dirección de máxima amplitud en los campos de compresión y dilatación, define los ejes T y P. El eje T implica “tensión” y el P “compresión”, de las condiciones de presión antes del fallamiento. Geométricamente los ejes P y T son bisectores de los ángulos entre el plano de falla y el plano auxiliar. La orientación de estos ejes, el plano de falla y el plano auxiliar, se pueden obtener mediante el análisis de direcciones de los primeros movimientos registrados en los sismogramas.
Figura 4: Modelos azimutal de variación de amplitud, para cupla simple (a) y cupla doble (b). Las fuentes de terremoto de modelos dobles son el mismo para las ondas-P pero difiere para las ondasS. El radio de cada patrón de azimut θ, a partir d el plano de falla es proporcional a la amplitud de la onda sísmica en esa dirección. Para las ondas-P el plano de falla y el plano auxiliar son planos nodales con desplazamiento cero. La máxima amplitud de compresión está a lo largo del eje de T, 45° del plano de falla. La máxima amplitud del dilatación está a lo largo del eje P, también a 45° del plano de falla.
Solución del plano de falla La trayectoria del rayo en que viajan las ondas-P desde un terremoto al sismograma es curva debido a la variación de velocidad sísmica con la profundidad. El primer paso en la solución del plano de falla es analizar el recorrido del rayo hacia atrás en su fuente. Una esfera pequeña ficticia se imagina rodeando al foco del sismo, el punto donde el rayo corta su superficie se calcula con la ayuda de tablas estandarizadas de velocidades de ondas-P dentro de la Tierra (ver figura 3a). El azimut y el ángulo de salida del rayo desde el foco del terremoto, son calculados y ploteados, como un punto en el hemisferio inferior de la esfera. Esta dirección es entonces proyectada en el plano horizontal a través del epicentro. La proyección del hemisferio inferior entero se llama estereograma.
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La dirección del rayo es marcada con un punto sólido si el primer movimiento fue de empuje desde el foco (es decir, la estación queda dentro del campo de compresión). Un punto abierto indica que el primer movimiento fue un tirón hacia el foque (es decir, la estación está en el campo de dilatación). Los datos del primero movimiento de un terremoto, quedan registrados en varias y diferentes estaciones sísmicas desde el foco. Los puntos sólidos (eje T-tensión, indica compresión) y abiertos (eje-P presión, dilatación) en el estereograma normalmente se ubican los diferentes campos de compresión y dilatación (ver figura 5b). Dos planos ortogonales son dibujados para delinear estos campos. Estos dos planos ortogonales corresponden a los planos de falla y el plano auxiliar, aunque no es posible decidir cual de los dos corresponde al plano de falla y cual al plano auxiliar, solo con los datos sísmicos. Como norma las regiones del estereograma que corresponden a los primeros movimientos de compresión se pintan en negro; para distinguirlos de las regiones con los primeros movimientos de dilatación que se dejan en blanco (ver figura 3c). El eje-P de presión, estará representando geológicamente en el terreno el área donde hubo tensión o dilatación. El eje-T, representa geológicamente en el terreno, el área donde hubo compresión. Figura 5: solución del plano de falla para un terremoto que se originó en una falla transforme. Los círculos negros representan los primeros movimientos de ondas P de compresión y se agrupan en los sectores sombreados de la figura. Los círculos blancos representan dilataciones. Las flechas indican el sentido de desplazamiento de los bloques, en el plano elegido como plano de falla. En este caso los planos son verticales.
La figura 5 muestra la distribución de las primeras llegadas de las ondas P de compresión (eje-T) y dilatación (eje-P), para una falla vertical que experimenta un movimiento horizontal. Una línea corresponderá al plano de falla y la otra es al plano auxiliar , pero como se mencionó anteriormente, esta información no depende de los datos sísmicos. En este caso, la posición de los planos nos determina la dirección del deslizamiento en una falla transformante y, el dato geológico de terreno indica que este terremoto está localizado en una zona de fracturas en la dorsal del Pacífico Oriental, con rumbo aproximado norte 10° oste. En este caso se asume como plano de falla el plano norte 10° oeste. Cuando el plano de falla no es vertical la proyección de los planos es un arco, cuanto más curvo aparece el plano en la proyección menos inclinación tiene la falla, y está cercana a ser una falla horizontal. Si la parte central de la solución del plano de falla, en el mecanismo focal, mostrará las primeras llegadas de dilatación (eje-P), indica extensión bajo el epicentro. Esto es típico de fallas normales con extensión cortical (ver figura 6). La figura 6, muestra dos planos intersectando la superficie, con rumbo Norte-Sur. El dato geológico de campo indica, que el terremoto se produjo en una región donde existe un fallamiento normal, con rumbo general N-S, donde se observan los flancos orientales varios metros por debajo de los occidentales. Este tipo de mecanismos focales con áreas centrales con dilatación, son característicos de fallas directas en regiones donde hay extensión, como en los márgenes de placas constructivos o divergentes (ver figuras 6). La figura 7, muestra un ejemplo de solución del plano de falla, para una falla inversa, donde la característica es una zona central con compresión dominante (eje-T). Este diseño de mecanismo focal es característico de movimientos compresivos a lo largo del plano de falla (ver figura 7). Pertenecen a terremotos en particular en el borde de la Placa Pacífica, producidos en márgenes de placas destructivos o convergentes o zonas de subducción.
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Figura 6: solución del plano de falla para un Figura 7: solución del plano de falla para un sismo de falla normal; perfil a través de una sismo de falla inversa; sección vertical a falla normal. través de una falla inversa. Bibliografía disponible en - William lowrie, 1997. Fundamentals of Geophysics. Cambrige University Press, pp.1-354, Cambrige. - SIAME, Lionel L., BELLIER1, O., and SEBRIER2, Michel. 2006. ACTIVE TECTONICS IN THE ARGENTINE PRECORDILLERA AND WESTERN SIERRAS PAMPEANAS. Revista de la Asociación Geológica Argentina 61 (4): 604-619. - Foeler, C. M. R., 1990. T he Solid Earth. Cambrige University Press, pp.76115, Cambrige. - http://jules.unavco.org/Voyager/Earth, Universidad de Boulder (Colorado, USA). - http://earthquake.usgs.gov, servicio geológico USA. - http://www.seismology.harvard.edu/, Universidad de Harvard.
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Nombre: . . . . . . . . . . . . . Fecha: . . . . . . . . . . . . . . Geotectónica Trabajo Prácti co N° 2 MECANISMOS FOCALES - EJERCICIOS
Ejercicio 1: represente en la red de Wulf (hemisferio inferior) un sismo cuya solución de mecanismo focal es la siguiente:
Plano nodal 1 : Plano nodal 2 : Eje de máxima presión (P): Eje de máxima tensión (T): •
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Dirección de inclinación (°) 62 295 81 211
Inclinación (°) 70 30 21 58
Información geológica: datos estructurales de campo, indican que este mecanismo focal tuvo epicentro en una región donde los lineamientos y estructuras geológicas tienen una dirección regional NNW-SSE. Ejercicio: En base a: la construcción del mecanismo focal sumado a la información estructural, defina el rumbo y buzamiento de la falla, y caracterícela.
Ejercicio 2: análisis e interpretación estructural de una dorsal oceánica en base a mecanismos focales.
Figura 2.1: Modelo hipotético de una dorsal oceánica y zona de subducción. Los puntos A-F corresponden a epicentros de sismos. Las soluciones de los planos de falla en la figura 2.2
Figura 2.2: mecanismos focales con los planos de falla y auxiliar, de los puntos A-F. •
La figura 2.1, muestran en planta, las direcciones de movimiento en diferentes planos de falla; y las direcciones de expansión de las dorsales oceánicas, las cuales son truncadas por fallas transformantes de rumbo este oeste y una zona de subducción.
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La figura 2.2, muestra las soluciones de los mecanismos focales de los sismos detectados en los puntos A a F. Ejercicio: en base a los datos contenidos en el plano de la dorsal oceánica hipotética de la figura 2.1; analice y conteste a que punto (epicentros A-F) corresponde cada unos de los mecanismos focales de la figura 2.2. Luego realice un esquema debajo de cada mecanismo focal de un corte estructural de la falla correspondiente. Por ultimo caracterice cada una de las fallas, y estime cual corresponde a ambientes de dilatación y cual a ambientes de compresión.
Ejercicio 3: análisis e interpretación estructural de un sector de sierras pampeanas occidentales. En las figuras 3.1, se presenta un esquema de la sierra Pie de Palo, con mecanismos focales. En la figura 3.2 se presenta un corte esquemático con algunos mecanismos focales, para su interpretación estructural. • • • • •
a
Analice el significado geológico regional de los sismos. Establezca la dirección media de los esfuerzos. Establezca en forma regional si los esfuerzos son: compresivos, extensivos o ambos. Realice un Informe del comportamiento geodinámico de la región de Pie de Palo. Realice un modelo de esquema estructural de la región de la sierra Pie de palo.
b Figura 3.1. a) Solución de mecanismos focales representados en el hemisferio inferior de sismos poco profundos, profundidad inferior a 60 km, con epicentros ubicados en el Valle del Bermejo y sierra Pie de Palo. En el margen izquierdo superior se muestra una SMF típica con, cuadrantes negros que indican que el primer arribo de la onda P registrado en la estación es compresivo y contienen al eje T (compresión); y cuadrantes blancos que indican que el primer arribo de la onda P es de extensión y contiene al eje P (distensión). b) Mapa regional estructural de Precordillera y Sierras Pampeanas occidentales.
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8 n e s o d a t n e s e r p e r n á t s e s e l a u c s o l ; s e l a c o f s o m s i n a c e m a e s a b n e l a r u t c u r t s e n ó i c a t e r p r e t n i u s a r a p , b 2 . 3 a r u g i f n e ) ' C C ( o c i t á m e u q s e l a n o i g e r l a s r e v s n a r t . e l t r a s o r C e . v s 2 . n 3 a r a t r e u t r g i o F c
