La réplica más curiosa de 1960

Los grandes terremotos son como esos monstruos que se esconden en la oscuridad: sabemos que están ahí acechando, esperando la oportunidad para tomarnos por sorpresa. No podemos decir cuándo, pero estamos seguros que atacará. Cuando eso ocurre, aprovechamos cada segundo para estudiarlo, analizarlo y conocer sus secretos, ya que esa oportunidad no se repetirá en mucho tiempo, tal vez varios siglos. A veces puede venir acompañado de otros monstruos que quizás compartan sus mismas características. Algo similar sucede con las réplicas de un sismo. Son como pequeños bichos que nos ayudan a comprender mejor las propiedades del terremoto que las origina, pero no por ello pueden dejar de tener cualidades extraordinarias que las hacen únicas.

El monstruo más grande de todos apareció el 22 de mayo de 1960 en el sur de Chile. Sus devastadoras consecuencias son ampliamente conocidas no necesitando de mayor presentación. La secuencia de réplicas que le siguió, con eventos que superaban la magnitud 7 (pequeños monstruos en sí) tuvo momentos tan notables como el sismo principal. Uno de ellos se dio el 6 de junio de 1960.

Ese día, a las 5:55 UTC (1:55 hora chilena), se registró una réplica cerca del extremo sur de la ruptura del megasismo, esto es, en la actual Región de Aysén, con un epicentro entre el fiordo Aysén y el itsmo de Ofqui. Como la cobertura instrumental de la época era escasa en Chile, las fuentes de la época no son unánimes en su magnitud, variando entre Ms 6.9 y 7.5, donde Ms denota que fue calculada con ondas superficiales, registradas principalmente en otras partes del mundo, como Japón, EE.UU. y hasta Suecia. Sin embargo, en una publicación de 1979, los científicos Hiroo Kanamori (famoso por crear la magnitud de momento Mw) y Gordon Stewart dieron cuenta que los datos registrados en Pasadena (California) y Ruth (Nevada) mostraban una duración de ondas superficiales de entre 1 hora y media y 2 horas, muy superiores a los 10 minutos que en promedio se esperaba de un evento de una magnitud cercana a 7 (ellos manejaban el dato de 6.9), sugiriendo, en base a la forma de onda, que dicha réplica se trató en realidad de un sismo “lento” de Ms 6.9 que gatilló al menos 15 eventos similares en un lapso de casi 2 horas. Los cálculos realizados arrojaron que la suma total equivalía a un sismo de Mw 7.8. Lamentablemente, sin más datos, no pasaba de ser una simple conjetura.

Comparación de registros del sismo del 6 de junio (abajo) con otras réplicas. Las flechas muestran los presuntos subeventos de la secuencia – Kanamori y Stewart (1979)

Tendrían que transcurrir más de 30 años para que el mismo Kanamori, junto a Luis Rivera, accedieran a un registro sísmico recientemente descubierto en Isabella (California) que abarca desde el 27 de mayo hasta el 9 de junio de 1960. Sólo hacia el final del sismograma, de 48 metros de largo, aparece el evento del 6 de junio representado por sus ondas superficiales. Recordemos que un sismo genera 3 tipos principales de ondas: P (primaria), S (secundaria) y superficiales, éstas divididas en 2 subtipos: Rayleigh y Love, las cuales a largas distancias poseen grandes amplitudes (tamaños) y períodos (tiempo entre ondas), por lo que suelen ser detectadas por sismógrafos que miden la separación entre 2 puntos separados varios metros, pero casi conectados por una barra. Como puede establecerse si la onda comprime o dilata la barra, se dice que son tensiómetros o medidores de tensión, strainmeters en inglés. Los más modernos pueden tener separaciones de cientos de metros y utilizan un láser para las mediciones.

El nuevo registro encontrado en Isabella, California – Kanamori y Rivera (2017)

Con este nuevo registro era posible establecer con más precisión y confianza las características del sismo. Para empezar, la magnitud. Un análisis de las ondas superficiales resultó en una magnitud Mw 7.7, similar a la estimada anteriormente, por lo que no sólo se confirman las apreciaciones de los expertos, sino que convierte a esta en la réplica más grande del terremoto de 1960. Pero la magnitud no es lo único que importa. También es necesario conocer el mecanismo focal del terremoto. No se asusten, ya les explico.

Normalmente cuando ocurre un temblor nos interesa saber su magnitud (“cuánto fue”) y su profundidad (“por eso se sintió tanto”), pero sólo algunos se interesan por el mecanismo. Sabemos que no todos los sismos tienen el mismo origen o contexto tectónico.  Algunos se producen por la subducción de una placa bajo la otra, mientras otros por una separación o alejamiento entre ellas. Se producen fracturas dentro de una placa, sean profundas o en la forma de fallas superficiales. Independientemente del caso, las ondas viajan a través del planeta siendo captadas por los instrumentos en distintas partes del mundo. La forma en que llegan primero esas ondas a los instrumentos permite conocer las características del movimiento. Sumando la mayor cantidad de observaciones se puede tener una mejor aproximación de ellas.

A modo de resumen, en cada registro se identifica si la primera onda en llegar fue de compresión o tracción. Combinando la información de los distintos sismógrafos se logra tener una idea de la forma de los desplazamientos. Luego esos datos se representan  en una esfera, llamada esfera focal, que permite ilustrar gráficamente cómo se produjo el sismo, indicando las zonas traccionadas o comprimidas, usualmente de color blanco y negro, respectivamente. Por el aspecto visual que presentan son habitualmente llamadas beach balls o “pelotas de playa” por su innegable parecido.

Principales tipos de mecanismos focales – Traducido del original de Highly Alloctonous

Tal como se aprecia en la imagen anterior, cada tipo de sismo tiene una correspondencia con una esfera distinta. Con un poco de práctica y sin necesidad de tener conocimientos profundos en sismología es posible visualmente identificar el origen de un temblor con tan sólo ver el dibujo. Los más comunes son los inversos (ej: subducción), normales (extensión) y transcurrentes, de cizalle o strike slip que son de movimiento lateral. Obviamente nada es tan simple y es frecuente ver combinaciones, como las 2 últimas esferas de la figura. Si entendieron la idea, perfecto. Si no, vean este video de IRIS, un consorcio de investigación sismológica que les puede ayudar a digerir mejor el concepto.

 

Para lograr todo esto los investigadores tuvieron que recurrir a lo que se denomina sismograma sintético. Consiste en recrear un sismo a través de simuladores especiales de manera que se reproduzca lo más fielmente posible el registro real. Cuando se produce un evento las ondas viajan por el interior del planeta reflejándose o refractándose según los cambios en las densidades de las distintas capas de la Tierra. Por esta razón en cada lugar se captan de un modo diferente.

Comparación entre el registro observado (negro) y uno de los sintéticos (rojo) – K y R (1979)

Se observa una aproximación bastante buena entre la señal original y las modelaciones, al menos visualmente. Es una tarea compleja que siempre tendrá un margen de error asociado. Ahora bien, esta información tampoco es suficiente para conocer el mecanismo del sismo. ¿Cómo saberlo entonces? Haciendo otra simulación.

El mecanismo focal que se ve tan bonito en los dibujos está dado numéricamente por una serie de parámetros, principalmente ángulos, que caracterizan la ruptura. Al ser desconocidos los valores en el caso del 6 de junio de 1960 no quedó otra que recurrir a un método “bruto”: hacer correr modelos con una serie de combinaciones de esos parámetros y ver cuál o cuáles generan datos similares a los conocidos. Los resultados fueron los siguientes:

Mecanismos modelados para el sismo del 6 de junio de 1960. Abajo se indican los parámetros para cada caso – K y R (1979)

¿A cuál se parecen? Si comparamos las figuras con la de los tipos de mecanismos nos daremos cuenta que son relativamente similares a los strike-slip, es decir, una falla con desplazamiento lateral. Asumiéndolo así y explicándolo en simple, el movimiento ocurre desde la parte clara a la oscura. Se generan 2 pares de desplazamientos: uno “vertical” y otro “horizontal, razón por la que se dice que existen 2 soluciones posibles.

Sin embargo, ¿cómo se puede establecer que el terremoto fue de este tipo? Afortunadamente (desde el punto de vista geológico) el año 2007 tuvo lugar en la zona un importante enjambre sísmico de más de 7000 temblores que sacudieron el sector fundamentalmente entre enero y junio de ese año. La secuencia alcanzó su máxima expresión el 21 de abril con un sismo de magnitud 6.2 que causó grandes deslizamientos en el Fiordo Aysén originando tsunamis que mataron o hicieron desaparecer a 10 personas. Esta notable sucesión sísmica permitió obtener los mecanismos focales de los eventos principales, dando cuenta de cómo funciona la tectónica local. Además se consideraron otros temblores más recientes que ayudan a comprender aún más el contexto regional.

Mecanismos de algunos de los principales sismos ocurridos en la Región de Aysén – K y R (1979)

La falla Liquiñe-Ofqui presenta fundamentalmente un movimiento denominado dextral. Imagine que se para en ella con un pie a cada lado. El de la derecha se acerca a usted, mientras el izquierdo se aleja. De lo contrario sería llamado siniestral. En la realidad es más complejo porque incorpora un desplazamiento vertical. Estas características hacen suponer fuertemente que la réplica de 1960 haya tenido lugar en un segmento de dicha falla y por ende ese mismo comportamiento. Aunque todo parece converger, la incertidumbre de los modelos sigue siendo un factor a considerar, no descartándose otros mecanismos focales.

Adicionalmente, y tal como había mencionado en un inicio, no debemos olvidar el detalle de su duración. Originalmente a esta réplica se le había asignado una duración de prácticamente 2 horas, resultante de una cadena de sismos de similar magnitud. Con los nuevos antecedentes se ha establecido una duración de fuente (tiempo de liberación de energía) de al menos 190 segundos, algo más de 3 minutos. Eso es mucho para un sismo de Mw 7.7. En promedio un evento de esa magnitud posee una duración que ronda los 30 segundos, tal como fue el caso del Mw 7.6 de diciembre de 2016 en Chiloé. La explicación podría estar en la cercanía del terremoto a la Triple Unión, lugar en que convergen las placas de Nazca, Antártica y Sudamericana. La corteza en las inmediaciones es más joven y presenta mayores temperaturas, condiciones que podrían haber facilitado una ruptura más suave y fluida. Recientemente, el 29 de agosto, hubo un sismo de Mw 7.1 en Nueva Caledonia, al este de Australia, cuya duración superó los 70 segundos, muy por sobre lo habitual de unos 20 segundos en promedio. Se ha sugerido que pudo deberse a sedimentos superficiales que atenuaron el movimiento de la ruptura.

De lo acontecido el 6 de junio de 1960 no se conocen reportes de percepción ni efectos tales como derrumbes semejantes a los de 2007, pero sí del tsunami del 22 de mayo que afectó al fiordo Aysén. Bien sabemos la escasa población histórica de la región, pero aún así esto representaría (a menos que alguien recordara o tuviese datos concretos) que se trató de un terremoto de ruptura más lenta de lo habitual. No confundir con los “terremotos lentos” que suelen tener desplazamientos que duran hasta semanas o meses. Asimismo se ha planteado que su profundidad pudo ser mayor a la de otros eventos relacionados a la Liquiñe-Ofqui, lo que también habría influido en su poca o nula percepción.

Los misterios de 1960 parecen de nunca acabar y éste es uno de ellos. Al parecer tendremos que esperar la próxima vez que el monstruo salga de su escondite para resolverlos.


Referencias:

H. Kanamori, L. Rivera, 2017: “An Mw = 7.7 slow earthquake in 1960 near the Aysén Fjord region, Chile”, Geophysical Journal International 211: 93-106

H. Kanamori, G. Stewart, 1979: “A Slow Earthquake”, Physics of the Earth and Planetary Interiors 18: 167-175

 

 

 

 

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