En sismología , una ruptura sísmica es la extensión del deslizamiento que se produce durante un terremoto en la corteza terrestre . Los terremotos ocurren por muchas razones que incluyen: deslizamientos de tierra, movimiento de magma en un volcán, la formación de una nueva falla o, más comúnmente, un deslizamiento de una falla existente. [1]
Un terremoto tectónico comienza con una ruptura inicial en un punto de la superficie de la falla, un proceso conocido como nucleación. La escala de la zona de nucleación es incierta; algunas pruebas, como las dimensiones de ruptura de los terremotos más pequeños, sugieren que tiene menos de 100 m, mientras que otras pruebas, como un componente lento revelado por los espectros de baja frecuencia de algunos terremotos, sugiere que es más grande. [2] La posibilidad de que la nucleación implique algún tipo de proceso de preparación está respaldada por la observación de que alrededor del 40% de los terremotos están precedidos por sismos previos . Sin embargo, algunos terremotos grandes, como el terremoto M8.6 de 1950 entre India y China , [3] no tienen sismos previos y no está claro si simplemente causan cambios de tensión o son simplemente el resultado de tensiones crecientes en la región del sismo principal. [4]
Una vez iniciada la ruptura, comienza a propagarse a lo largo de la superficie de la falla. La mecánica de este proceso no se comprende bien, en parte porque es difícil recrear las altas velocidades de deslizamiento en un laboratorio. Además, los efectos de los fuertes movimientos del suelo hacen que sea muy difícil registrar información cerca de una zona de nucleación. [2]
Después de la nucleación, la ruptura se propaga desde el hipocentro en todas direcciones a lo largo de la superficie de la falla. La propagación continuará mientras haya suficiente energía de deformación almacenada para crear una nueva superficie de ruptura. Aunque la ruptura comienza a propagarse en todas direcciones, a menudo se vuelve unidireccional, con la mayor parte de la propagación en una dirección principalmente horizontal. Dependiendo de la profundidad del hipocentro, el tamaño del terremoto y si la falla se extiende tan lejos, la ruptura puede llegar a la superficie del suelo, formando una ruptura superficial . La ruptura también se propagará por el plano de la falla, alcanzando en muchos casos la base de la capa sismogénica , debajo de la cual la deformación comienza a volverse de naturaleza más dúctil . [2]
La propagación puede tener lugar en una sola falla, pero en muchos casos la ruptura comienza en una falla antes de saltar a otra, a veces repetidamente. El terremoto de Denali de 2002 se inició en una falla de empuje , el empuje del glaciar Sutsina, antes de saltar a la falla de Denali durante la mayor parte de su propagación antes de saltar finalmente de nuevo a la falla de Totschunda . La ruptura del terremoto de Kaikōura de 2016 fue particularmente compleja, ya que se observó ruptura de la superficie en al menos 21 fallas distintas. [5]
Algunas rupturas simplemente se quedan sin suficiente energía almacenada, lo que impide una mayor propagación. [2] Esto puede ser el resultado de la relajación de la tensión debido a un terremoto anterior en otra parte de la falla o porque el siguiente segmento se mueve por fluencia sísmica , de modo que la tensión nunca aumenta lo suficiente como para soportar la propagación de la ruptura. En otros casos, hay pruebas contundentes de barreras persistentes a la propagación, lo que da un límite superior a la magnitud del terremoto. La longitud de la ruptura se correlaciona con la magnitud del terremoto y varía desde un orden de magnitud de kilómetros de un solo dígito para un terremoto de magnitud 5 a 6 hasta cientos de kilómetros para terremotos más fuertes (magnitud 7 a 9), aunque la correlación no es exacta y existen valores atípicos. . [6]
La mayoría de las rupturas se propagan a velocidades en el rango de 0,5 a 0,7 de la velocidad de la onda de corte , y sólo una minoría de rupturas se propagan significativamente más rápido o más lento que eso.
El límite superior de la propagación normal es la velocidad de las ondas de Rayleigh , 0,92 de la velocidad de la onda de corte, normalmente unos 3,5 km por segundo. Las observaciones de algunos terremotos indican que las rupturas pueden propagarse a velocidades entre la onda S y la onda P. Todos estos terremotos de supercortante están asociados con movimientos de deslizamiento. La ruptura no puede acelerarse a través del límite de la onda de Rayleigh, por lo que el mecanismo aceptado es que la ruptura por supercortante comienza en una ruptura "hija" separada en la zona de alta tensión en la punta de la ruptura principal que se propaga. [7] Todos los ejemplos observados muestran evidencia de una transición a supercortante en el punto donde la ruptura salta de un segmento de falla a otro.
La propagación de la ruptura más lenta de lo normal está asociada con la presencia de material relativamente débil mecánicamente en la zona de la falla. Este es particularmente el caso de algunos megaterremotos , donde la velocidad de ruptura es de aproximadamente 1,0 km por segundo. Estos terremotos tipo tsunami son peligrosos porque la mayor parte de la liberación de energía ocurre con frecuencias más bajas que los terremotos normales y carecen de los picos de actividad de ondas sísmicas que alertarían a las poblaciones costeras sobre un posible riesgo de tsunami. Normalmente, la magnitud de la onda superficial para tal evento es mucho menor que la magnitud del momento, ya que la primera no captura la liberación de energía de longitud de onda más larga. [8] El terremoto de Sanriku de 1896 pasó casi desapercibido, pero el tsunami asociado mató a más de 22.000 personas.
Se producen rupturas extremadamente lentas en una escala de tiempo de horas a semanas, dando lugar a terremotos lentos . Estas rupturas muy lentas ocurren a mayor profundidad que la zona bloqueada donde ocurren rupturas sísmicas normales en los mismos megaempujes. [9]
{{cite journal}}: Mantenimiento CS1: varios nombres: lista de autores ( enlace )