Tectónica de Placas (página 2)

Límites de
placa

Los límites de
placa se encuentran en el borde de las placas litosferica y son
de tres tipos: convergente, divergente y conservativa. Amplias
son zonas de deformación son características
usuales de los límites de debido a la interacción entre dos placas. Los tres
límites son caracterizados por sus movimientos
distintos.

La primera clase de
límite de placa es el divergente, o centro que se separa.
En estos límites, dos placas se mueven lejos una de la
otra. Como las dos se separaran, los cantos del medio del
océano se crean como magma del manto a través de
una grieta en la corteza oceánica y se enfrían.
Esto, alternadamente, causa el crecimiento de la corteza
oceánica de cualquier lado de los respiraderos. A medida
que las placas continúan moviéndose, y se forma
más corteza, el fondo del océano se amplía y
se crea un sistema de canto.
Los límites divergentes son responsables en parte de
conducir el movimiento de
las placas.

Como usted puede imaginarse, la formación de la
corteza nueva de cualquier lado de los respiraderos
empujaría a las placas a apartarse, como vemos al canto
del Medio Atlantico, que ayuda a Norteamérica y Europa a separase
cada vez más lejos. Los cantos del Medio océano son
encadenamientos extensos de montañas en el océano y
son tan altos si no lo son aun más que los encadenamientos
de montaña en el continente.

El proceso que
conduce realmente al movimiento en estos cantos se conoce como
convección. El magma es empujado hacia arriba a
través de las grietas de los cantos por las corrientes de
la convección. Mientras que un poco de magma entra en
erupción hacia fuera a través de la corteza, el
magma que no entra en erupción continúa
moviéndose bajo la corteza con la corriente lejos de la
cresta del canto. Estas corrientes continuas de la
convección, llamadas células de
la convección, ayudan a mover las placas ausentes de uno
para permitir que más corteza sea creada y el suelo de mar
crezca. Este fenómeno se conoce como separación del
mar al suelo.

Los cantos del medio del océano también
desempeñan un papel muy crucial en el desarrollo de
la teoría
de la tectónica de placas, debido a la calidad
única que los minerales basalto
que poseen. El basalto contiene una cantidad justa de minerales
magnéticos, que alinean con el campo
magnético de la tierra
sobre la cristalización.

En el pasado, el campo magnético de la tierra ha
cambiado la polaridad, causando una revocación en el campo
magnético, que se preserva cuando los cristales se forman.
La alineación de estos minerales magnéticos se
puede utilizar para conocer la edad de la corteza, puesto que
pueden ser correlacionados con edades de revocaciones
magnéticas conocidas en la historia de la tierra. Esto
desempeña un papel dominante en el desarrollo de la
teoría de tectónica de placas porque es la primera
prueba positiva que las placas se movían y lo
habían estado
haciendo durante la mayoría de tiempo
geológico. La corteza más vieja del océano
tuvo su origen hace 100-65 millones de años
(cretáceo temprano), que es relativamente reciente en
tiempo geológico.

Si este es el caso, ¿ a dónde se fue el
resto de la corteza ?

Esto nos conduce al segundo tipo de límite de la
placa, el convergente. Éstos son los márgenes de la
placa donde una placa está reemplazando otra, de tal modo
forzando a la otra a ir debajo de ella. Estos límites
están en la forma de sistemas del foso
y del arco de isla.

Toda la vieja corteza oceánica está
entrando estos sistemas mientras que la corteza nueva se forma en
los centros que se separan. Los límites convergentes
también explican porqué la corteza más vieja
que la cretácea no se puede encontrar en ningún
fondo del océano — ha sido destruida ya por el proceso
del subducción.

Las zonas de subducción son donde se localizan
los terremotos muy
fuertes, que ocurren por la acción
de la losa abajo que va obra recíprocamente con la losa
que reemplaza. El " anillo del fuego " alrededor de los
márgenes del Océano Pacífico es debido
exactamente a las zonas del subduccion encontradas alrededor de
los bordes de la placa del Pacífico.

La subducción también es la causa de la
actividad volcánica en lugares como Japón:
mientras que una losa va más profunda debajo de la placa
que reemplaza, llega a ser más caliente y más
caliente debido a su proximidad a la capa. Esto hace que la losa
se derrita y forme el magma, que se mueve hacia arriba a
través de la corteza y forma eventualmente los volcanes (arcos
de isla) en corteza oceánica o masas intrusivas enormes
(los plutons y los batolitos) en corteza continental.

Las islas aleutianas son otro ejemplo de la
expresión superficial de la subducción.

A veces, cuando hay un límite convergente entre
dos placas continentales, la subduccion no puede ocurrir. Puesto
que la corteza continental es más boyante, o menos densa,
que la corteza oceánica, una placa no reemplaza
fácilmente a la otra. En cambio, las
placas se arrugan mientras se traslapan una en otra, y se crea un
rango muy alto de montaña. Éste es un tipo especial
de límite convergente llamado un límite colisional.
El Himalaya en la India es el
resultado del choque de dos placas continentales (la
Indo-Australiana y la placa Euroasiática).

El tercer tipo de límite de placa se llama
conservativo. Se llama conservativo porque el material de la
placa ni se crea ni se destruye en estos límites, pero las
placas resbalan algo más allá de uno. El ejemplo
clásico es la falla de San Andres en
California.

Las placas Norteamericana y Pacífica están
pasando por este límite, que es la localización de
muchos terremotos. Estos terremotos son causados por la
acumulación y el desbloqueo de la tensión mientras
que las dos placas resbalan más allá una de otra.
Otro ejemplo de un límite transformación (o
conservativa) se considera en los cantos del medio del
océano, donde los centros que se separan se compensan
cerca y se transforman en fallas de algunos metros a varios
kilómetros de longitud.

Fuerzas en la
tierra

Hay tres fuerzas principales que conducen la
deformación dentro de la tierra. Estas fuerzas crean la
tensión, y actúan para cambiar la dimensión
de una variable y/o el volumen de un
material. Los tres tipos principales de esfuerzo son: de
compresión, tracción, y corte. Los esfuerzos se
acumulan causando la deformación de la roca y de la
corteza de tierra. Los esfuerzos de compresión de hacen
una roca acortarse. Los esfuerzos de tracción hacen que
una roca se alargue, o se separen. El corte ocasiona que la
rocas se deslicen
entre ellas.

¿CÓMO SE MIDE
EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS DE LA TIERRA?
Nuestro
planeta no es un cuerpo casi muerto como Marte. Su interior
continúa muy caliente y actuando como verdadero motor de los
cambios geológicos que afectan a su superficie.
La erosión
borra las huellas de pasados acontecimientos, pero los volcanes y
los terremotos continúan demostrando su actividad.
Éstos además, proporcionan pistas sobre la estructura
interna de la Tierra: si los situamos sobre un mapa veremos que
su distribución no es aleatoria. Al contrario,
la mayoría se encuentran siguiendo líneas de
actividad bien definidas, zonas donde el material del manto
terrestre sale a la superficie o donde grandes rocas de la
corteza se desplazan produciendo movimientos
sísmicos.

Diversidad de teorías
Aunque
inicialmente controvertida, en los años sesenta
surgió la teoría que sugiere que estas
líneas de actividad son en realidad los márgenes de
placas que se mueven sobre la superficie terrestre. Los
científicos piensan que dicha superficie está
compuesta por diversas placas de unos 80 kilómetros de
espesor, las cuales se desplazan lentamente sobre una masa
más fluida.

No está claro cuál es el motivo del
movimiento de las placas, pero se sospecha que es debido a un
fenómeno de convección. La materia del
manto terrestre, más caliente, cuanto más cerca
estuviera del núcleo, más ascendería
empujando las placas, para volver a descender al enfriarse. Algo
así pasa con el aire de la
atmósfera.

Otra teoría alternativa sugiere que el fondo
marino más antiguo, más frío y pesado,
sería atraído por la gravedad con mayor fuerza que los
fondos más jóvenes, provocando
desplazamientos.

En todo caso, las placas cambian de posición,
chocando entre ellas, y deslizándose unas debajo de otras.
En estos puntos la actividad geológica es más
intensa, provocando la aparición de montañas o de
profundas simas.

Los continentes y el fondo de los océanos
descansan sobre las placas. De esta manera, el desplazamiento
modifica su aspecto.

Origen de los continentes
Hace 225 millones de
años, aún existía un único continente
denominado Pangea. Hoy en día, Pangea se ha fragmentado,
el agua ha
invadido las zonas bajas y la apariencia de la Tierra ha variado
sustancialmente. Por supuesto, seguirá cambiando con el
paso del tiempo.

Sin embargo, no ha sido fácil demostrar, que
efectivamente las placas se están moviendo hoy en
día, ya que el desplazamiento es muy lento y su medición muy complicada.

Sabemos que se ha producido en el pasado, porque de otro
modo sería casi imposible explicar el por qué de la
aparición de las montañas, la periódica
actividad de los volcanes, los mencionados terremotos, o
justificar las razones por las que los fósiles de animales
prehistóricos que vivían en una misma zona se
encuentran ahora distribuidos a lo largo de diversos continentes,
pero hemos tenido que esperar a la llegada de la era espacial
para poder
constatar que efectivamente aún existe una
tectónica de placas.

Precisión en las mediciones
Las
velocidades barajadas para este fenómeno no suelen superar
unos pocos centímetros al año, así que el
grado de precisión en la medición de las distancias
entre placas debe ser muy elevado. El uso de satélites
es uno de los sistemas más precisos empleados en la
actualidad, en sus dos modalidades, óptica
y electrónica.

Los satélites geodésicos, el primero de
los cuales, el ANNA-1B, fue colocado en órbita en 1962,
sirven como puntos de referencia de dos o más lugares
situados sobre la superficie terrestre. Basta con utilizar una
cámara en dirección al satélite para obtener
una imagen
sincronizada de su paso sobre el bien conocido cielo estelar. La
comparación de diversas imágenes
procedentes de varios lugares de observación permite realizar
cálculos de triangulación bastante
aproximados.

Mayor precisión se obtiene utilizando señales
de radio (teniendo
en cuenta el efecto Doppler) o, sobre todo, rayos láser, que
son enviados hacia el satélite para ser reflejados y
retornar al punto de origen. El láser es apuntado hacia el
vehículo y activado según un protocolo de
tiempo predeterminado. Cuando se detecta el retorno del pulso
mediante un dispositivo fotoeléctrico, es posible medir la
distancia exacta entre el satélite y el punto de
observación.

Este tipo de medidas se hace en condiciones de
luminosidad ambiental adecuadas. Dos mediciones
simultáneas desde dos puntos distintos permite determinar
las coordenadas de uno de ellos respecto al otro y por tanto la
distancia entre ambos.

Por ejemplo, situando dos puntos de observación a
ambos lados de la falla de San Andrés, un lugar de
contacto entre placas, se puede mantener un control periódico
de su movimiento relativo.

Hay otros métodos de
determinación de posiciones, como el archiconocido
GPS, pero su
grado de precisión para aplicaciones civiles es inferior.
Para detectar movimientos de sólo 2 ó 3
centímetros al año se hacen necesarios medios
más aptos, como el citado láser.

Movimiento tectónico
Variaciones tan
pequeñas pueden parecer casi anecdóticas y poco
demostrativas de un movimiento tectónico, pero la realidad
es que a escala
geológica tienen mucha importancia.

Así, el ritmo de separación de 2
centímetros al año entre América
del Norte y Europa coincide con un recorrido de 4.000 km en un
plazo de 200 millones de años (fecha en la que aún
estaban en contacto), exactamente la anchura actual del
océano Atlántico.

El movimiento tectónico no siempre implica una
separación de continentes. Placas como la de la
India/Australia y la Eurasiática están colisionando
en estos momentos y levantando la cadena del Himalaya. En otros
casos, las placas sólo se rozan, produciendo una
importante actividad sísmica, ya que no se trata de un
deslizamiento suave sino que a menudo es abrupto y súbito,
debido a la enorme presión
acumulada.

Para determinar qué puntos son más
susceptibles de sufrir terremotos o volcanes, resulta fundamental
la medición de los desplazamientos tectónicos con
los medios actuales.

SISMOLOGÍA Y
TECTÓNICA DE PLACAS

La ciencia que
estudia los aspectos relacionados con la ocurrencia de temblores
de tierra, terremotos o sismos se
denomina sismología. Esta es una ciencia joven,
puesto que gran parte de sus métodos e instrumentos de
observación fueron desarrollados a lo largo del siglo XX.
A pesar de esto, la sismología ha logrado avances
notables. Quizá una de sus más valiosas
contribuciones al entendimiento de nuestro planeta lo constituya
su aportación a la llamada Tectónica de
Placas.

Para esbozar esta teoría consideremos en primer
lugar la estructura interna de la Tierra. En la figura 1 podemos
ver esquemáticamente su constitución, mas adelante veremos como
contribuyó la sismología a proporcionarnos este
conocimiento.

El núcleo terrestre está compuesto en gran
parte por elementos metálicos como el de fierro y el
níquel. El manto terrestre tiene una composición a
base de silicatos abundantes en potasio, sodio y calcio. El
cascarón más externo de la Tierra, el cual
comprende la corteza y parte del manto, con un espesor de
aproximadamente 100 Km., parece comportarse como un cuerpo
rígido "flotando" en el resto del manto en donde pueden
presentarse movimientos como si se tratara de un fluido. Esta
conducta
semejante a la de un fluido tiene sentido solamente en tiempos
geológicos, es decir, en tiempos del orden de millones de
años.

FIG.1

cascarón exterior llamado litosfera no es
continuo sobre la superficie de la Tierra. sino que está
formado por diferentes "placas", que hacen contacto unas con
otras, como los gajos de una pelota de fútbol. Las placas
sufren movimientos relativos, debidos a fuerzas de origen
aún no completamente conocido, aplicadas a lo largo de las
mismas.

Como la superficie del planeta esta cubierta por las
placas, el movimiento relativo entre ellas solo se logra si en
algunos de los márgenes de las mismas se está
creando nueva litosfera mientras que en otros márgenes
algunas de ellas "cabalgan" o se enciman sobre otras; un proceso
al que se conoce actualmente como
subducción.(figura 2).

FIG.2

Debido a estos movimientos los continentes han variado
su posición relativa a través del tiempo
geológico y se cree que en un tiempo estuvieron todos
reunidos en un gran continente llamado Pangea. Esto nos
explica el ajuste que existe entre, por ejemplo, las costas de
Sudamérica y África. La figura 3 nos muestra. la
distribución geográfica de estas placas. Las zonas
de creación de nueva litosfera se presentan como
cordilleras submarinas y las zonas de subducción forman a
menudo trincheras submarinas de gran profundidad. Podemos
también notar que las diferentes placas no coinciden con
los continentes y los océanos, sino que pueden tener
corteza continental y oceánica.

FIG.3

No se sabe con certeza qué causa los esfuerzos
que producen los movimientos de las placas, pero se cree que
éstos son producidos por transferencia convectiva de
calor,
término que significa que el calor es llevado de un lugar
a otro por el movimiento mismo del medio.

Un ejemplo de este proceso, mas cercano a nuestra
experiencia, ocurre cuando se hierve agua o
cualquier otro líquido. El fluido más cercano a la
fuente de calor se expande, se vuelve menos denso y tiende por lo
tanto a subir a la superficie donde se enfría y es
desplazado hacia el fondo por las nuevas parcelas ascendentes. De
esta manera se establece un proceso continuo de ascenso y
descenso del liquido en celdas permanentes formadas por las
corrientes del fluido (figura 4).

FIG.4

Aunque el manto terrestre está compuesto por
minerales, en su seno pueden presentarse corrientes de
convección como en un líquido; pero como se ha
mencionado, que esto solo tiene sentido en periodos de tiempo muy
largos . Una manera de entender este proceso consiste en
considerar un cierto volumen de roca. Si aplicamos a éste
una tensión por un tiempo corto, la roca vuelve a su
posición inicial es decir se comporta
elásticamente. Si la tensión se aplica por un
período prolongado de tiempo, la roca quedará
deformada permanentemente, es decir la roca "fluye"
plásticamente.

De esta manera podemos ver que el concepto de
material rígido, elástico o fluido depende de las
fuerzas y el periodo de tiempo en que le son aplicadas a un
material. Incidentalmente, esto nos explica también los
plegamientos en los estratos que observamos muchas veces en las
rocas expuestas por los cortes hechos en las
carreteras.

¿Cuál es la relación de este
fenómeno con los temblores? En primer lugar notemos que en
una zona de subducción el movimiento de una placa bajo la
otra se realiza venciendo las fuerzas de fricción,
generadas en el contacto entre ambas. A lo largo de este
contacto, llamado zona de Wadati-Benioff (WB), el
movimiento de una placa contra la otra tiene lugar
discontinuamente, por "brincos". Es esto precisamente lo que
genera los temblores en esas regiones. Para imaginar estos
procesos
pensemos en un bloque de cemento sobre
una mesa, como se muestra en la figura 5.

FIG.5

Si colocamos un peso pequeño en la canastilla, el
bloque no se moverá debido a la fuerza de fricción
entre el bloque y la mesa. Conforme aumentamos el peso, la
tensión en el cable continúa acumulándose
hasta que iguala a la fuerza de fricción, a partir de ese
momento el bloque empezará a moverse.

Análogamente, en la zona WB se acumula
gradualmente la tensión hasta que rebasa un límite,
en ese momento comienza a presentarse un fallamiento en
algún punto llamado foco, desde donde se propaga a
toda una superficie.

Este comportamiento
puede ser observado cuando el contacto entre placas aflora en la
superficie de la Tierra, como en la famosa Falla de San
Andrés, en California. De hecho, fue en observaciones
hechas en esta falla que pudo deducirse este mecanismo, conocido
como la Teoría del Rebote Elástico. Esto
ocurrió durante el sismo de San Francisco en el año
de 1906. La figura 7 muestra las dos placas durante el movimiento
lateral que produce la acumulación de esfuerzos. Cuando
los esfuerzos rebasan cierto límite y el fallamiento se
produce en un punto y se propaga en ambas direcciones. Se dejan
ahora un desplazamiento que permanece entre ambas caras de la
falla.

FIG.6

Aunque este proceso puede parecer intuitivamente obvio,
en realidad no lo es; durante mucho tiempo, se pensó que
el fallamiento de la corteza era un efecto de los temblores y no
el origen de los mismos. Como fuentes de
éstos, se pensaba en intrusiones de magma o colapso de
volúmenes por cambios de densidad de las
rocas que componen la corteza.

Aunque estos mecanismos pueden ciertamente ocurrir, en
la actualidad sabemos que la mayoría de los temblores en
las regiones de subducción, se originan por el mecanismo
expuesto y son llamados "tectónicos". Otros tipos de
sismos están asociados a fenómenos locales, como la
actividad volcánica o el colapso del subsuelo por la
extracción de fluidos o materiales del
subsuelo.

Para finalizar es necesario hacer dos observaciones que
no están explícitas en los párrafos
anteriores. La primera es que si bien los sismos son generados
por la ruptura en el plano de falla, las ondas así
creadas se propagan a través de la tierra porque para los
tiempos involucrados en la propagación de las ondas (del
orden de varios segundos) esta se comporta como un cuerpo
elástico.

La segunda concierne, nuevamente, al comportamiento
mecánico de las rocas. Cuando una roca es sometida a una
fuerza pequeña por un tiempo corto de tiempo, la roca se
deforma; pero al cesar la fuerza, recupera su forma
original.

A esto ya nos referíamos en la discusión
anterior; sin embargo, cuando la fuerza a que se somete el
material es mayor que su resistencia, este
se rompe o falla a lo largo de un plano que es el llamado plano
de falla. Si existe un plano de falla preexistente, una nueva
ruptura tenderá a presentarse en el mismo lugar porque
este es un plano debilitado por rupturas anteriores. De la misma
manera, si tenemos dos placas en contacto, la resistencia al
movimiento entre ellas se da a causa de la fricción entre
las caras; sin embargo la fuerza de fricción entre ellas
es mucho menor que la que seria necesaria para romper nuevas
rocas, de manera que las fuerzas acumuladas tenderán a
fallar a lo largo del mismo plano.

EL GPS EN LA
TECTÓNICA DE PLACAS

¿Que Es GPS?

El sistema de posicionamiento
global (GPS) es una herramienta muy precisa de ubicación
de coordenadas. Convertido por el Departamento de Defensa de los
EE.UU. en 1973, el GPS fue diseñado originalmente para
asistir a soldados y a los vehículos, a los aviones, y a
las naves militares en la determinación exacta de sus
localizaciones por todo el mundo. Hoy, las aplicaciones del GPS
se han extendido para incluir los mundos comerciales y
científicos.

Comercialmente, el GPS se utiliza como un navegador y
herramienta de posicionamiento en los aeroplanos, barcos, coches,
y para casi todas las actividades recreacionales al aire libre
tales como ir de excursión, pesca, y
kayaking. En la comunidad
científica, el GPS desempeña un papel importante en
la geología.
Usado por la Meteorología para el pronóstico de
tiempo y los estudios globales del clima; es
utilizado también para medir movimientos tectónicos
durante y entre terremotos.

¿Cómo Trabaja?

Tres partes son las que conforman el sistema de
posicionamiento global. El primer segmento del sistema consiste
en 24 satélites, moviendose en órbita alrededor de
20.000 kilómetros sobre la tierra en órbitas
circulares de 12 horas. Esto significa que toma a cada
satélite 12 horas para hacer un círculo completo
alrededor de la tierra.

Para cerciorarse de que puedan ser detectados
dondequiera sobre la superficie de la tierra, los
satélites se dividen en seis grupos de cuatro.
Asignan cada grupo un
diverso camino a seguir. Esto crea seis planos orbitales que
rodean totalmente la tierra. Estos satélites envían
las señales de radio a la tierra que contienen la información sobre el satélite.
Usando receptores terrestres del GPS, estas señales se
pueden detectar y utilizar para determinar las posiciones de los
receptores (latitud, longitud y altura.) Las señales de
radio se envían en dos frecuencias de banda L. La banda L
se refiere a un rango de frecuencias entre 390 y 1550
megaciclos.

Dentro de cada señal, se envía una
secuencia cifrada. Comparando la secuencia recibida con la
secuencia original, los científicos pueden determinar
cuánto tiempo toma para que la señal alcance la
tierra desde el satélite. El retardo de la señal es
útil para aprender sobre el Ionosphere y la troposfera,
dos capas atmosféricas que rodeen la superficie de la
tierra. Una tercera señal también se envía a
los receptores del satélite. Esta señal contiene
datos sobre la
salud y la
posición del satélite.

La segunda parte del sistema del GPS es la
estación de tierra, que consiste en un receptor y una
antena, así como las herramientas
de comunicación para transmitir
información al centro de datos. La antena omnidireccional
en cada sitio, actuando como una antena de radio de un
automóvil, recoge las señales basadas en los
satélites y las transmite al receptor del sitio como
corrientes eléctricas. El receptor entonces separa las
señales en diversos canales señalados para un
satélite y una frecuencia determinados en un rato
determinado. Una vez que se hayan aislado las señales, el
receptor puede decodificarlas y partirlas en frecuencias
individuales. Con esta información el receptor produce una
posición general (latitud, longitud, y altura) para la
antena. Luego, los datos recogidos por el receptor se pueden
procesar otra vez por los científicos para determinar
diversas cosas, incluyendo otro conjunto de coordenadas de
posicion para la misma antena, esta vez con exactitud del
milímetro. La tercera parte del sistema es el centro de
datos.

El papel del centro de datos es de peso dos. Éste
monitorea y controla las estaciones globales GPS y utiliza
sistemas informáticos automatizados para extraer y para
analizar datos de los receptores en esas estaciones. Una vez que
estén procesados, los datos, junto con las informaciones
en bruto originales, se ponen a disposición de los
científicos alrededor del mundo para su uso en una
variedad de aplicaciones. Puesto que las estaciones globales del
GPS son construidas y vigiladas por diversas instituciones
todo el mundo, hay muchas diversas localizaciones de centros de
datos.

El GPS en el estudio de sismos

Un ejemplo perfecto de la aplicación de este
sistema de tres partes es la Red GPS Integrada del Sur de
California (SCIGN). La SCIGN es una red de receptores GPS
registradores continuos instalados en un arreglo de tal forma que
vigilen la acumulación de esfuerzos en la corteza de
California del Sur. Esto se hace con la ayuda de las medidas
altamente exactas hechas por el sistema del GPS que permiten que
los científicos registren a escala del milímetro
movimientos en fallas que no pueden ser medidos
ordinariamente.

La comprensión de la sismicidad del área
podría conducir a una mejor comprensión de la
mecánica detrás de los terremotos y
a un mejor gravamen de los peligros del terremoto y de las
estimaciones de los daños. Científicos de la
NASA/JPL, del Instituto Scripps de Oceanografía, y del
U.S. Geological Survey (USGS) usan los datos de este arreglo para
determinar si el movimiento en escala reducida en fallas entre
los terremotos puede indicar señales de un acontecimiento
que pueda ayudar a predecir donde y cuando ocurrirá un
terremoto probablemente.

En el futuro cercano, esta red actuará como clave
en la mejora del estado de preparación y de la respuesta
de la emergencia; determinación de las áreas del
riesgo del
aftershock que siguen terremotos importantes; ayudando a
prevenir la destrucción de edificios, propiedades e
infraestructura; avanzar en la comprensión del proceso de
un terremoto; proporcionar mejores modelos
geofísicos; y a la apertura de nuevas direcciones en el
campo de la dinámica de sólidos de la
tierra.

Usando el GPS para medir los
terremotos

El GPS está siendo utilizado por los
científicos para estudiar la deformación en curso
de la corteza en California meridional causada por la falla de
San Andres y otras fallas en el area de Los Angeles. La SCIGN
mide los movimiento, a escala de milímetro, de la corteza
entre los terremotos, y también registra el desplazamiento
de estaciones durante terremotos, pero no mide las sacudidas
reales de la tierra causada por un terremoto. Los terremotos se
pueden medir en una variedad de maneras. Tradicionalmente, la
dimensión del terremoto ha sido determinada por los varios
métodos sismológicos, que examinan la magnitud de
las sacudidas, que se relaciona directamente con la
energía expulsada en un terremoto.

El GPS mide la magnitud del terremoto examinando la
cantidad final que una estación se ha desplazado en un
acontecimiento. Esto es hecho examinando la distancia total que
una estación ha movido en un terremoto, comparando su
posición antes del acontecimiento con su posición
posterior al acontecimiento. Los científicos han
encontrado que hay un lazo entre la cantidad de desplazamiento
causada por un terremoto y su magnitud. Es usando la
relación entre el desplazamiento y la magnitud por la que
los científicos pueden medir la dimensión relativa
de un terremoto usando GPS. El GPS no se utiliza para medir
sacudidas reales de la tierra debido a la manera en que se
recogen los datos.

Los datos se muestrean en cierto tiempo o razón,
llamada razón de la muestra, que significa que el receptor
registra la información que le es enviada de los
satélites en cierto intervalo de tiempo todo el
día. Por ejemplo, los datos se pueden muestrear en un
intervalo de 30 segundos, que significa el receptor obtiene
señales del satélite cada 30 segundos. Eso
significa que si el sacudir del terremoto dura menos de 30
segundos, no será tomado en cuenta por el
receptor.

Debido a esto, se procesan los datos y se determina una
solución diaria, que significa que el cambio en la
posición del receptor es calculado para un día para
cada vez combinando los datos recogidos a lo largo del
día. Los datos se pueden también procesar en otro
intervalo solución.

Por ejemplo, los datos podrían ser muestreados en
una razón de un segundo y ser procesados, pero las
soluciones
serían menos exactas que en el caso de las soluciones
diarias. Éste es el motivo por el que el GPS no se utiliza
para medir directamente el movimiento de la tierra durante un
terremoto. Los sismómetros están mucho mejor
equipados para registrar exactamente esta clase de movimiento de
alta frecuencia que el GPS. De este modo la magnitud del
terremoto es determinada, en lugar de medir la separación
final de las estaciones y usar la relación entre el
desplazamiento vs. la magnitud.

Geodesia Espacial con GPS

Aunque varios sistemas proporcionan datos similares, el
GPS es el sistema preferido para la mayoría de las
aplicaciones tectónicas. El GPS fue desarrollado en los
años 70 por el Departamento de Defensa de los EE.UU. para
el posicionamiento en tiempo real, la navegación, y la
transferencia del tiempo. Una constelación de 21
satélites NAVSTAR transmite señales que miden el
tiempo cifradas en un par de frecuencias portadoras de la
microonda sincronizadas a los relojes atómicos a bordo muy
exactos. Determinando los rangos de un mínimo de cuatro
satélites de los retardos de la señal y de la
información basada en los satélites de la
órbita de la difusión, un solo receptor del GPS
puede determinar su posición y tiempo en 3
dimensiones.

La exactitud de la posición es 5 a 100 metros y
la exactitud del tiempo está en el nivel del milisegundo o
mejor, dependiendo del nivel de la degradación de la
señal (disponibilidad selectiva) impuesto por los
militares. La exactitud se puede mejorar por las técnicas
diferenciadas, que utilizan dos o más receptores del GPS
para quitar errores de deriva del reloj del receptor y del
satélite. Para los receptores usando solamente las
señales diferenciales codificadas, la exactitud se
extiende a partir del 2 a 10 metros para las unidades hand-held
pequeñas, hasta mejores que 1 metro para los receptores de
grado de exploración. La comunidad científica,
basada en la experiencia con otras técnicas
geodésicas del espacio tales como interferometría
muy larga de la línea de fondo (Very Long Baseline
Interferometry), determinó que el GPS se podría
también utilizar para hacer medidas geodesicas aún
más exactas.

La mejora al nivel de centímetro o a una
precisión mejor es obtenida usando los retardos de la fase
de los portadores de la microonda. El uso de señales
diferenciadas reduce errores de reloj. Combinar ambas frecuencias
transmitidas quita los retardos causados por el paso de las
señales del GPS a través de la ionosfera. Los
retardos troposféricos se pueden estimar para reducir
errores de la posición y, además, para proporcionar
datos atmosféricos valiosos. El elemento final para los
levantamientos de alta precisión es proporcionado por un
continuo funcionamiento de las estaciones globales GPS y de los
centros de datos bajo auspicios del Servicio
Internacional del GPS (IGS). El IGS proporciona datos de
búsqueda esenciales, órbita del GPS de alta
exactitud y la información basada en los relojes del
satélite, parámetros de rotación de la
tierra, un marco unificado de la referencia de las velocidades y
de los coordenadas de la estación, y a la
información ionosférica. Consecuentemente, ambas
posiciones del sitio de IGS y ésas de los estudios locales
del GPS que usan soluciones de IGS pueden alcanzar la
precisión coordinada de 5 a 10 milímetros
dondequiera en la tierra.

La distribución mundial de las estaciones de IGS
es así crucial para los estudios locales del GPS y
proporciona valiosos datos para los estudios globales. Un rango
de instrumentos y de las técnicas del GPS está
disponible para tratar una variedad amplia de aplicaciones de la
investigación (véase abajo). En
algunas aplicaciones, los receptores permanentes del GPS
están instalados. En otros, los monumentos geodesicos se
ocupan en campañas periódicas usando receptores
portatiles. El GPS también se utiliza para varias
aplicaciones de mapeo. El acercamiento específico usado
depende de los requisitos de la precisión y de los
apremios del costo y de la
logística.

Aplicaciones y Métodos GPS

Movimiento de Placas

Los datos del GPS de los movimientos de placas
están dando un cuadro claro de los actuales movimientos de
la placa del día, para la comparación con los
modelos globales del movimiento de la placa los que son promedio
en los ultimos pocos millones de años(2-4). En general,
los resultados son similares, consistente con la idea de que
aunque el movimiento en los límites de la placa puede ser
episódico, la viscosa astenosfera humedece fuera de los
movimientos transitorios, causando el movimiento constante entre
los interiores de la placa. Aparentan, sin embargo, ser
discrepancias algo intrigantes.

En algunos casos, tales como la placa caribeña,
los datos del GPS dan un cuadro absolutamente diferente del
modelo del
movimiento de la placa, que se supuso incierto debido a las
limitaciones en los datos 3-Myr (5).

Figura 1 Movimientos de los sitios del GPS en
marco de la referencia ITRF-94. Observe el movimiento hawaiano
del sitio a lo largo del encadenamiento de la isla, según
lo esperado porque estos movimientos del GPS esencialmente
corresponden a los movimientos absolutos de la placa del actual
día en un marco fijo de referencia del hotspot.

El acuerdo general es importante para el análisis de peligro sísmico, porque
implica que los datos sobre varias escalas de tiempo se pueden
combinar para estudiar la repetición del sismo. Los datos
del GPS se están convirtiendo en así una parte
dominante de estudios del peligro de sismo.

Zonas de Límite de Placa

Los datos del GPS de las zonas de límite de placa
están proporcionando vistas detalladas de la
distribución espacial de la deformación dentro de
zonas de límite de placa. Esto es importante porque la
vista más simple de la placa tectónica implica que
toda la deformación ocurre a través del
límite entre las placas rígidas
idealizadas.

De hecho, los terremotos, el volcanismo, y otras
deformaciones ocurren sobre zonas más amplias del
límite de placa, que parecen cubrir cerca del 15% de la
superficie de la tierra. Aunque los modelos del movimiento de
placa predicen solamente el movimiento integrado a través
del límite, los datos del GPS pueden mostrar cómo
esta deformación varía en espacio y tiempo.
Entender esta deformación es un problema geológico
importante, que también tiene importancia social debido a
los peligros geológicos que resultan a las áreas
pobladas.

Figura 2. Comparación de la geometría de la placa rígida
idealizada con las amplias zonas del límite (rojas)
implicadas por la sismicidad, la topografía, u otra
evidencia de fallamiento. La geometría
exacta de estas zonas, y en algunos casos su existencia,
está bajo investigación. (figura de T. Shoberg y de
P. Stoddard).

La zona límite entre las grandes placas
Norteamericana y Pacífica es especialmente interesante,
porque el movimiento total entre las dos placas varía de
esparcirse en el Golfo de California, a deslizarse fuertemente a
lo largo del sistema del San Andres, a la convergencia en Alaska.
Los movimientos dentro de esta zona del límite
están siendo definidos por programas en
Alaska, California y el Noroeste del Pacífico.

Figura 3 Observaciones del GPS y de VLBI a
través de una porción de la zona límite
Norte Americana y del Pacifico, derivadas
combinando datos de una variedad de las fuentes. Los movimientos
del sitio relativos a la estable Norteamérica muestran un
fuerte deslizamiento a lo largo del sistema de la falla de San
Andres. El movimiento neto a través de la zona del
límite es esencialmente ése predicha por el modelo
global del movimiento de la placa NUVEL-1A. La sismicidad (puntos
púrpuras) ilustra el sistema de San Andres, el este de la
zona de corte de California, y las lineas sísmicas del
inter montañosas y centrales de Nevada.

Resultados similares han sido derivados para las
interacciones complejas a través del límite
meridional de Eurasia por programas en el Himalaya, China, Tien
Shan, el Cáucaso, y zonas de colisión del
Mediterráneo Este. El rifting continental se está
estudiando a través de la grieta del este de
África.

Figura 4 Observaciones GPS de movimiento a
través de una porción de la zona de colisión
de Africa, Arabia y
Eurasia, relativo a Eurasia. Las porciones del norte de Arabia se
mueven a 40 grados NorOeste aproximadamente, consistente con el
modelo global NUVEL-1a del movimiento de placa. El Este de
Turquía muestra una deformación distribuida,
mientras que Turquía occidental y la placa Egea rotan como
la placa de Anatolia alrededor de un polo cerca de la
península del Sinaí, causando un movimiento de
fuerte deslizamiento a lo largo de la falla del Norte de
Anatolia. Una cierta extensión ocurre dentro de la
porción egea de esta placa.

Tales datos se están utilizando para definir la
cinemática de las zonas límite, y
(conjuntamente con otros datos geológicos y
geofísicos) proporcionar datos que se pueden utilizar para
desarrollar y para probar los modelos de su mecánica. Por ejemplo, los datos del GPS
muestran la variación completa del movimiento a
través de los Andes, del interior de la placa
oceánica de Nazca al interior del continente suramericano
estable, y proporcionan a una mirada detallada en el proceso de
la convergencia océano-continente y de la
constitución de montañas en el
continente.

Los programas GPS están proporcionando datos
similares para otros límites convergentes
océano-continente y océano-océano, y
así que están mejorando perceptiblemente nuestro
conocimiento de los complejos procesos allí.

Figuras 5 y 6 Datos del GPS y una interpretación a través de la zona
límite de la placa de Nazca y Sur América en
Perú y Bolivia. Cerca
de 30-40 milímetros por año de deslizamiento,
aproximadamente la mitad del total de la velocidad de
convergencia, se esta acumulando en la falla de empuje del
límite de placa bloqueada y deberia expulsarse como
notorios sismos futuros. Cerca de 10-15 milímetros por
año de acortamiento de la corteza ocurre al interior del
pliegue del cabo sub Andino y el cinturón de empuje,
indicando que los Andes se continuan desarrollando. Esta
velocidad de acortamiento es perceptiblemente mayor que la
deducida a partir de los momentos sísmicos, sugiriendo que
el acortamiento es en gran parte asismico. Los puntos rosados
muestran la sismicidad baja (< 60 kilómetros de
profundidad).

CONCLUSIONES

• Quizá una de las más valiosas
  contribuciones de la sismología al entendimiento de
  nuestro planeta lo constituya su aportación a la llamada
  Tectónica de Placas.
• Como la superficie del planeta esta cubierta por las
  placas, el movimiento relativo entre ellas solo se logra si en
  algunos de los márgenes de las mismas se está
  creando nueva litósfera mientras que en otros
  márgenes algunas de ellas "cabalgan" o se enciman sobre
  otras; un proceso al que se conoce actualmente como
  subducción.
• Es usando la relación entre el desplazamiento
  y la magnitud por la que los científicos pueden medir la
  dimensión relativa de un terremoto usando
  GPS.

Conclusiones

• Los datos del GPS pueden mostrar cómo la
  deformación varía en espacio y
  tiempo.
• Los datos que brindan los estudios con el GPS ayudan
  a prevenir la destrucción de edificios, propiedades e
  infraestructura; avanzar en la comprensión del proceso
  de un terremoto; proporcionar mejores modelos
  geofísicos; y a la apertura de nuevas direcciones en el
  campo de la dinámica de sólidos de la
  tierra.

REFERENCIAS

http://www.ssn.unam.mx/SSN/Doc/Cuaderno1/ch1.html

http://scign.jpl.nasa.gov/learn /

http://www.fcapital.com.ar/esperanza/tierra.htm#Nro3

http://www.terra.es/ciencia/articulo/html/cie747.htm

http://scign.jpl.nasa.gov/learn/plate2.htm

Autor:

José Francisco Espinoza Matos

Facultad de Ingeniería
Civil ? Universidad
Nacional de Ingeniería

LIMA-PERÚ