¿Cómo se forman los terremotos?
1. Terremotos tectónicos
Los terremotos tectónicos son terremotos causados por cambios tectónicos, especialmente por la actividad de fallas. La gran mayoría de los terremotos en el mundo son terremotos tectónicos y representan aproximadamente el 90% del número total de terremotos. La mayoría de ellos son terremotos de fuente superficial, que tienen una amplia gama de impactos y causan graves daños al suelo y a los edificios, provocando a menudo grandes pérdidas de vidas y propiedades.
La mayoría de los terremotos fuertes en mi país son terremotos tectónicos poco profundos y más del 80% están relacionados con actividad de fallas. Por ejemplo, el terremoto de Tonghai en la provincia de Yunnan el 5 de octubre de 1970 (M = 7,7) fue causado por la reactivación de la falla de Qujiang. El terremoto de magnitud 7,9 en Ganzi y Luhuo, Sichuan, en febrero de 1973, fue causado por la reactivación de la falla Xianshuihe. Después del terremoto, se formó en el suelo una fisura terrestre con una tendencia de NW310 y una longitud de 100 km.
Muchos terremotos famosos en el mundo también son terremotos tectónicos. El terremoto de San Francisco de 1906 (M = 8,3) estuvo relacionado con la actividad en la falla de San Andrés. El Gran Terremoto de Kanto de 1923 en Japón (M = 8,3) estuvo relacionado con la actividad de fallas con tendencia NO-SE en la Bahía de Sagami. Una serie de fuertes terremotos ocurrieron en Chile del 21 de mayo al 22 de junio de 1960 (tres terremotos con una magnitud superior a 8 y 10 terremotos con una magnitud superior a 7), todos los cuales ocurrieron en la zona de falla de la Fosa Peruana de 1.400 km de largo de norte a sur.
(A) Causas y mecanismos focales de los terremotos tectónicos
Este tema es el tema central en la teoría de predicción de terremotos, y también es un tema que todavía se está discutiendo y debe abordarse. resuelto.
En la corteza terrestre y el manto superior, debido al movimiento continuo de materiales, se suele generar una enorme fuerza que aprieta y empuja las rocas entre sí, es decir, tensión in situ. Las rocas acumulan una gran cantidad de energía de deformación bajo la acción del estrés in situ. Cuando esta energía supera el límite que la roca puede soportar, ésta se romperá repentinamente en un instante, liberando una gran cantidad de energía, parte de la cual se propagará en forma de ondas elásticas (ondas sísmicas). Cuando las ondas sísmicas locales llegan al suelo, el suelo tiembla. Este es un terremoto.
A juzgar por los terremotos que han ocurrido, su aparición está estrechamente relacionada con las estructuras activas existentes (especialmente fallas activas). Los epicentros de muchos terremotos fuertes se encuentran en zonas de fallas activas. Desde una perspectiva global, la distribución de las zonas sísmicas está estrechamente relacionada con los límites de las placas. Estos límites son en realidad estructuras de falla tensionales, compresivas u horizontalmente alternas.
Existen varias hipótesis sobre por qué la actividad de las fallas produce terremotos potentes y cómo se mueve.
1. Teoría del rebote elástico
Esta es la hipótesis más antigua y más utilizada sobre la causa de los terremotos. Esta es una hipótesis basada en el descubrimiento de que la falla de San Andrés se movió horizontalmente durante el terremoto de San Francisco de 1906. Se supone que los terremotos ocurren porque las rocas de la corteza terrestre están fracturadas y dislocadas, y las rocas mismas son elásticas. Una vez que la fuerza desaparece, la roca deformada elásticamente rebota en la dirección opuesta y vuelve a su forma original. Este tipo de rebote puede producir una velocidad y fuerza sorprendentes, liberando en un instante energía acumulada a largo plazo y provocando terremotos. En resumen, las ondas sísmicas son causadas por el rebote elástico de las rocas a ambos lados del plano de falla y se originan en el plano de falla. Como se muestra en la Figura 8-3, la tensión sobre la capa de roca causa deformación elástica (B) y la fuerza excede la resistencia elástica de la roca, causando fractura (C). Luego, las dos rocas de la falla rebotan a su estado original y se produce el terremoto. Esta hipótesis puede explicar mejor las causas de los terremotos superficiales, pero no es fácil explicar los terremotos de origen medio a profundo. Porque a gran profundidad la roca ya es plástica y no puede rebotar elásticamente.
2. Teoría del creep
El creep también se llama gatear. Bajo la acción de la gravedad, las capas de suelo y roca en la superficie pueden moverse lentamente hacia abajo durante un tiempo prolongado. No existe una interfaz obvia entre el cuerpo en movimiento y la base. La deformación y el movimiento son transitorios, lo que se denomina fluencia. La tasa de peristaltismo es de sólo unos pocos milímetros a unos pocos centímetros por año.
Se descubrió que los edificios construidos sobre fallas activas y las propias fallas activas también presentan este fenómeno de arrastre, es decir, deslizamiento relativamente lento y estable sin terremotos.
Por ejemplo, hay una zona de falla activa en Anatolia a 110 kilómetros al norte de Ankara. Se descubrió que las paredes de los edificios ubicados en esta zona de falla están escalonadas y se desplazan aproximadamente 2 cm por año. Algunas personas también observaron fallas después del terremoto de Medio Oriente y descubrieron que algunas áreas están acompañadas de fluencia sísmica, siendo la cantidad de fluencia de aproximadamente 1 cm por año.
No está muy claro bajo qué circunstancias es probable que se produzcan retorcemientos. Los experimentos han demostrado que la fluencia estable es propensa a ocurrir en condiciones de alta presión, baja temperatura, alta porosidad (contenido de agua) y minerales blandos como dolomita, calcita, serpentina, etc. Algunas personas también creen que la peristalsis es propensa a ocurrir a presiones de confinamiento más altas o temperaturas más altas.
Un fenómeno que se ha ido demostrando gradualmente es el deslizamiento a largo plazo de las formaciones rocosas o el alto porcentaje de deslizamiento de las fallas activas. Debido a que la energía se libera gradualmente a través de un lento deslizamiento, rara vez ocurren terremotos fuertes. En la región de las montañas Altyn de mi país existe una falla de corte a gran escala, que es una falla activa. A través del análisis de imágenes satelitales, se encontró que hay un fenómeno de arrastre, el sistema de agua moderno está cortado, el desplazamiento es obvio y el desplazamiento es grande, pero hay muy pocos registros de terremotos en la historia. Se infiere que el modo activo de esta falla es principalmente fluencia sísmica.
Según los datos sobre la relación entre la fluencia y la magnitud del terremoto, se muestra que en áreas donde la fluencia representa más del 50% de la actividad a largo plazo, el terremoto más grande sólo puede ser de magnitud 5, mientras que En áreas donde la fluencia representa menos del 10% de la actividad a largo plazo, puede ocurrir un gran terremoto de magnitud 8 o superior.
3. Teoría del stick-slip
A gran profundidad, las rocas de ambos lados de la falla deben superar una fuerte fricción si quieren deslizarse. Por lo tanto, en circunstancias normales, los dos grupos. de rocas parecen estar unidas, nadie puede moverse. Sin embargo, cuando la tensión se acumula a un nivel igual o mayor que la fricción, las dos rocas se deslizan repentinamente. Al deslizarse repentinamente, se libera energía y los dos discos se quedan pegados hasta que la energía se acumula hasta cierto punto, provocando el siguiente deslizamiento repentino. Los experimentos han demostrado que el modo de falla de un objeto bajo alta presión es alternar unión y deslizamiento a lo largo de la superficie de fractura, con la sección transversal saltando y deslizándose intermitentemente, y la energía de deformación acumulada se libera después de múltiples caídas de tensión. Esta afirmación se llama teoría del stick-slip.
Hay muchos factores que afectan el modo de actividad de la falla: primero, cuando la temperatura es inferior a 500 °C, la masa rocosa en ambos lados de la superficie de la falla es propensa a deslizarse cuando la falla; La temperatura es superior a 500 °C, es fácil arrastrarse y deformarse. En segundo lugar, la composición de la roca es frágil y dura (como cuarcita, arenisca, etc.), y las rocas a ambos lados de la falla a menudo están dominadas por el deslizamiento si la litología es blanda, la fluencia es dominante; El tercero es la porosidad y el contenido de agua de las rocas. Las rocas con gran porosidad, alta porosidad y alto contenido de agua son naturalmente propensas a deslizarse; por el contrario, las rocas con poros pequeños, baja porosidad y bajo contenido de agua son en su mayoría adherentes; . Además, la cantidad de presión de confinamiento también afectará la forma en que se mueven las fallas. Si las dos placas de la falla continúan deslizándose, es un período propenso a terremotos.
De hecho, una misma falla activa puede tener diferentes patrones de actividad a diferentes profundidades, y la misma falla también puede tener diferentes patrones de actividad en diferentes momentos. Por ejemplo, la falla de San Andrés, con una profundidad de más de 4 km, es una fluencia estable sin terremotos; de 4 a 12 km es un movimiento de deslizamiento acompañado de terremotos por debajo de 12 km (debido a la alta temperatura) es principalmente una fluencia estable. Por tanto, la profundidad focal de los terremotos a lo largo de la falla de San Andrés es de menos de 20 kilómetros.
4. Teoría del cambio de fase
Algunas personas creen que los terremotos profundos son causados por el proceso de cambio de fase de los materiales profundos. En condiciones de alta temperatura y alta presión, los materiales subterráneos provocan cambios repentinos en la estructura cristalina de los minerales de roca, lo que hace que el volumen de la roca se contraiga o expanda repentinamente, formando una fuente de vibración explosiva y se producen terremotos. Esta teoría no ha sido probada en muchos aspectos, por lo que no se ha popularizado mucho. En los últimos años, según el análisis de la propagación de los terremotos de ondas P en áreas subterráneas profundas, también se han producido fallas y dislocaciones en los lugares donde ocurren terremotos profundos, lo que demuestra que los terremotos están relacionados con la actividad de las fallas. Al mismo tiempo, la teoría de las placas tectónicas señala que cuando la placa litosférica se subduce bajo tierra, se producen terremotos de profundidad media dentro de la placa del manto en subducción, en lugar de dentro del material de la astenosfera del manto, por lo que la teoría del cambio de fase naturalmente pierde su base para existencia.
(2) Características de los terremotos tectónicos
Los terremotos tectónicos se caracterizan por una actividad frecuente, una larga duración, un amplio rango de extensión y una fuerte destructividad.
1. La ocurrencia de cualquier terremoto en la secuencia sísmica pasará por un proceso de gestación a largo plazo, es decir, el proceso de acumulación de estrés. Este proceso puede durar más de diez años, décadas o incluso cientos. de años.
Sin embargo, dentro de un cierto período de tiempo (días, semanas, años), una serie de terremotos grandes y pequeños que están relacionados entre sí pueden ocurrir en la misma zona estructural geológica o en el mismo cuerpo fuente. . Esta serie de terremotos se denomina secuencia de terremotos. En una secuencia de terremotos, si un terremoto es particularmente grande, se llama sismo principal; a menudo ocurren una serie de terremotos débiles o pequeños antes del sismo principal, llamados temblores previos después del sismo principal, y a menudo ocurren una serie de terremotos más pequeños que el sismo principal. Los terremotos se llaman réplicas.
Una característica importante de los terremotos tectónicos es que a menudo ocurren en esta secuencia. Esta característica puede estar relacionada con procesos sísmicos tectónicos. En términos generales, cuando la tensión local está a punto de intensificarse más allá de la resistencia de la roca, la capa de roca primero produce una serie de pequeñas dislocaciones (o inicia un proceso alterno a lo largo de la zona de la falla), formando así muchos pequeños terremotos, es decir, sismos previos. Luego, la tensión del suelo continúa aumentando cuando la capa de roca no puede soportarla, hará que toda la capa de roca se deslice o que se deslicen nuevas fallas, formando un gran terremoto, que es un sismo principal. Después del choque principal, es necesario ajustar el equilibrio entre las capas de roca durante un período de tiempo para liberar la energía residual en las capas de roca, provocando así algunas pequeñas réplicas. En los sitios de terremotos, a menudo se ve que aparecen muchas grietas secundarias en el suelo quebrado, lo que indica que el movimiento no se ha detenido por completo hasta que muchos lugares no dañados se destruyen por completo y se libera toda la energía de tensión restante. Esta situación es similar al proceso de comprimir un resorte. Cuando la fuerza desaparece, la energía potencial almacenada se convierte en energía cinética y recupera su estado original, pero es difícil de recuperar. Se necesita un período de ajuste lento de la vibración para restaurar la posición equilibrada original. Este fenómeno se llama efecto primavera. Las rocas también son elásticas, por lo que también deberían tener este efecto elástico. En 1920, el terremoto de Haiyuan en Ningxia (antes Gansu) provocó réplicas que duraron tres años. Su intensidad y frecuencia pueden ser altas o bajas, pero la tendencia general es ir decayendo gradualmente hasta disminuir.
2. Tipos de secuencias de terremotos
Aunque los terremotos tectónicos suelen tener una secuencia determinada, sus reglas de liberación de energía, tiempo activo y proporción de terremotos grandes y pequeños suelen ser diferentes. Según el análisis de los fuertes terremotos ocurridos en China desde junio de 1949 00, las secuencias de terremotos se pueden dividir en tres tipos:
(1) Terremotos de tipo único
También llamados terremotos aislados . Las sacudidas previas y posteriores de este tipo de terremotos son pocas y débiles, y sus magnitudes son muy diferentes a las del terremoto principal. Casi toda la energía sísmica de toda la secuencia se libera a través del sismo principal. Estos terremotos son raros. No se observaron sacudidas previas ni réplicas en el terremoto de Dingyuan en Anhui en el otoño de 1966 ni en el terremoto de Linyi en Shandong en marzo de 1967, y sus magnitudes fueron sólo de 4 a 4,5.
(2) shock principal
Es el tipo más común. La magnitud del shock principal es particularmente destacada, y la energía liberada representa más del 90% de toda la serie. Los sismos previos pueden estar presentes o no, pero las réplicas son numerosas. El 4 de febrero de 1975 se produjo un terremoto de magnitud 7,3 en Haicheng, Liaoning. Hubo más de 500 sismos previos en las 24 horas previas al terremoto, y muchas réplicas ocurrieron después del terremoto principal. El terremoto de Tangshan (magnitud 7,8) del 28 de julio de 1976 prácticamente no tuvo ninguna sacudida previa, pero las réplicas duraron varios años.
(3) Terremotos grupales
La secuencia de terremotos consta de muchos terremotos con magnitudes similares, sin un sismo principal prominente. Este tipo de terremoto tiene muchas sacudidas previas y posteriores, a menudo ocurre en grupos, tiene un tiempo de actividad prolongado, una velocidad de atenuación lenta y un amplio rango de actividad. Por ejemplo, el terremoto de Xingtai en 1966 aumentó gradualmente su magnitud de 3,6, 4,6, 5,3, 6,8, 6,8 a 7,2 del 28 de febrero al 22 de marzo, provocando un gran terremoto. A veces este tipo de terremoto es causado por una combinación o confusión de dos terremotos importantes.
A veces la secuencia de terremotos es más compleja y parece estar compuesta de varios tipos individuales, tipos principales y tipos de enjambres sísmicos. Por ejemplo, el terremoto de Mabian en Sichuan de agosto a septiembre de 1971.
El tipo de secuencia sísmica puede estar relacionado con la uniformidad y complejidad de las rocas y estructuras. Según los experimentos, cuando el medio es uniforme y la tensión dentro del medio no está concentrada, no hay pequeñas grietas delante de la grieta principal y hay muy pocas grietas pequeñas después de la grieta principal. Cuando el medio es desigual y la tensión está localmente concentrada o muy concentrada, aparecerán algunas o muchas pequeñas grietas antes y después de la ruptura principal.
El estudio de los tipos de secuencias sísmicas ayuda a predecir y pronosticar las tendencias de la actividad sísmica. Por ejemplo, el terremoto de Hejian en 1967 se consideró el sismo principal basándose en su precursor y magnitud (magnitud 2,3. No habría réplicas importantes después del sismo principal).
Los hechos han demostrado que esta inferencia es correcta.
En segundo lugar, los terremotos volcánicos
se refieren a los terremotos provocados por la actividad volcánica. Este tipo de terremoto puede ser causado directamente por una erupción volcánica; también puede ser causado por cambios estructurales provocados por la actividad volcánica, que desencadena un terremoto; o puede ser causado por una erupción volcánica provocada por cambios estructurales, que desencadena un terremoto; Por lo tanto, los terremotos volcánicos suelen estar estrechamente relacionados con los terremotos tectónicos.
Los terremotos volcánicos son raros y representan alrededor del 7% del total. La profundidad focal del terremoto no es grande, generalmente no más de 10 kilómetros. Algunos terremotos ocurren cerca de volcanes con profundidades focales de 1 a 10 km. Su aparición no está directa o claramente relacionada con erupciones volcánicas, sino con cambios en la distribución del geoestrés provocados por cambios en el estado del magma o gas subterráneo. Este tipo de terremoto se llama terremoto volcánico tipo A. También hay algunos terremotos concentrados en un rango estrecho cerca de cráteres activos. La profundidad focal es inferior a 1 km y el alcance del impacto es muy pequeño. Se denomina terremoto volcánico de tipo B. A veces, el magma subterráneo se precipita a un lugar muy cercano al suelo, pero no emerge del suelo, y también puede producir terremotos, que se denominan terremotos volcánicos latentes.
Las zonas volcánicas modernas como Italia, Japón, Filipinas, Indonesia y la península de Kamchatka son las más propensas a sufrir terremotos volcánicos.
En tercer lugar, los terremotos de impacto
Este tipo de terremotos son causados por deslizamientos de tierra, derrumbes, etc. , o muchas cuevas subterráneas se forman por la disolución prolongada del agua subterránea en áreas carbonatadas, y la parte superior de las cuevas colapsa. A este último también se le llama terremoto de colapso. Estos terremotos son raros y representan alrededor del 3% del número total de terremotos. La fuente del terremoto es muy poco profunda, su alcance de impacto es pequeño y su magnitud no es grande. En 1935, se produjo un terremoto de colapso en el condado de Baishou, Guangxi, que cubrió un área de aproximadamente 40.000 m2. El suelo se derrumbó formando un charco profundo que se podía oír a decenas de kilómetros de distancia, y las tejas cercanas temblaban. Para otro ejemplo, en marzo de 1972, en la zona occidental de Goaf de la mina de carbón de Datong en la provincia de Shanxi, un colapso de un techo a gran escala provocó un terremoto con una magnitud máxima de 3,4. Los edificios en el área del epicentro sufrieron daños leves.
Cuarto, terremotos de embalses
Hay muy pocos terremotos o ninguno en algunos lugares, pero luego debido a la construcción de embalses, a menudo ocurren terremotos, que se llaman terremotos de embalses. Esto demuestra que este terremoto está relacionado con la acción del agua, y por supuesto con ciertas condiciones estructurales y estratigráficas. La acción del agua es sólo un factor inductor. Por ejemplo, desde que el embalse de Xinfengjiang en Heyuan, Guangdong fue confiscado en 1959, la frecuencia de los terremotos alrededor del área del embalse ha aumentado gradualmente. En marzo de 1962 se produjo un terremoto de magnitud 6,4, con una intensidad del epicentro de 8 grados, lo que lo convierte en uno de los mayores terremotos de reservorio conocidos. Hasta 1972, se habían registrado casi 260.000 terremotos en la zona (Figura 8-4). Otro ejemplo es el famoso embalse de Asuán en Egipto, con una presa de 1.100 metros de altura y una capacidad de almacenamiento de 1,65 millones de m3. Su construcción comenzó oficialmente en 1960, se llenó de agua en 1964 y se puso en funcionamiento en 1968. Antes de la construcción del embalse, no había habido terremotos en la historia de la zona. Ha habido pequeños y micro terremotos desde 1980. En 1981, se produjo un terremoto de magnitud 5,6 en el área del embalse a 60 kilómetros al suroeste del sitio de la presa. En 1982 se produjeron en el mismo lugar terremotos de magnitud 5 y 4,6.
Además, la inyección de agua en pozos profundos y el bombeo subterráneo también pueden provocar terremotos. Por ejemplo, una fábrica militar en Kishan, Colorado, EE.UU., perforó un pozo de 3.614 m de profundidad para tratar aguas residuales e inyectó agua a alta presión en el suelo. En 1962 ocurrieron terremotos con frecuencia. Después de que se detuvo la inyección de agua, la actividad sísmica disminuyó; después de que se reanudó la inyección de agua, los terremotos aumentaron nuevamente.
Las causas de los terremotos mencionados anteriormente, especialmente los terremotos de embalses, han atraído gran atención. En general, se cree que el almacenamiento de agua en embalses puede inducir terremotos bajo ciertas condiciones estructurales geológicas (como fallas activas, fallas densas o que se cruzan, o partes de transición con movimiento diferencial en elevación, etc.). ). Además de los factores humanos, algunos factores naturales, como los períodos de actividad de las manchas solares, las lunas nuevas, el calendario lunar, etc., también pueden provocar terremotos fácilmente. Varios mecanismos desencadenantes requieren más estudios.