GEOLOGIA: SEMANA 14

EL MOVIMIENTO SÍSMICO

La magnitud es una medida de la energía producida por un sismo y no es una medida del movimiento que se sintió. Lo que usted sienta es muy complicado - fuerte o suave, largo o corto, brusco o en vaivén – y no es posible describirlo por medio de un número. Algunos de los aspectos del movimiento pueden ser descritos por la velocidad (qué tan rápido se mueve el suelo), la aceleración (qué tan rápido está cambiando la velocidad del suelo), la frecuencia (ondas sísmicas vibran en diferentes frecuencias igual que las ondas sonoras), y la duración (qué tanto dura el movimiento fuerte). Lo que sienta durante un terremoto es controlado por tres factores principales: magnitud, distancia y condiciones locales del suelo.

CAUCA Y EFECTO DE LOS TERREMOTOS

En el planeta Tierra, globalmente hablando, las ocurrencias de fenómenos sísmicos son poco menos que continuas, como puede comprobarse, buscando los iconos de “Earthquake”, en este Enlace con RSOE – EDIS (Emergency and Disaster Information Service), en que se pueden localizar y hacer seguimiento, no sólo de los terremotos, sino de otros muchos fenómenos y sucesos como incendios forestales, inundaciones, erupciones volcánicas, y muchos otros desastres de todo tipo, identificables sin más que un simple “clic” sobre los iconos, que se muestran en los emplazamientos afectados.

Hay pocas cosas que sean, a la vez, tan naturales y tan alarmantes como los temblores de tierra, es decir los terremotos; y son naturales puesto que, como comentaremos después, son consecuencia de la búsqueda de equilibrio por parte de la litosfera, que es uno de los cinco Subsistemas que componen el Sistema Climático Terrestre (atmósfera, hidrosfera, criosfera, biosfera y la citada litosfera), aunque en este caso poco o nada tengan que ver estos temblores sísmicos con el famoso cambio climático.

Y son alarmantes porque un seísmo mueve literal y físicamente el suelo que pisamos, lo que junto con la amenaza de ser sepultados en vida, son dos delas cosas que más teme el ser humano. Como sabemos bien los aficionados a los comic: “Que el cielo caiga sobre mi cabeza” era el mayor temor de Abraracurcix, el jefe de los irreductibles galos Asterix, Obelix y compañía.

En términos de la Geofísica, los seísmos no son catástrofes, sino movimientos necesarios en la búsqueda del equilibrio de la litosfera. El planeta Tierra posee un nivel de organización y una dinámica, que se mantiene con una energía interna derivada de la masa (gravedad), del calor primitivo de formación y de la desintegración de elementos radiactivos internos.

Según la Teoría de la Tectónica de Placas, en su evolución la Tierra emplea gran parte de esa energía en mantener continuamente la corteza oceánica, es decir el inmenso depósito que es el fondo de los océanos. En este proceso se genera la corteza que forma los continentes, la corteza continental, que se va moviendo, agrietando y colisionando, formando las cadenas montañosas o cordilleras que se adhieren a los continentes haciéndolos cada vez más grandes y gruesos, en detrimento de la corteza del fondo oceánico. Y este proceso continuará hasta que el tamaño y el grosor de los continentes sean tan grandes, que la Tierra no tenga la energía necesaria para poder seguir rompiéndolo y moviéndolos.

La corteza terrestre está en continuo movimiento, y los sismógrafos permiten detectar cada año no menos de un millón de seísmos, de los que150.000 son perceptibles en forma de sacudidas de la superficie terrestre.

Sólo de dos a tres de todos ellos alcanzan la fuerza de terremotos con destrucciones tremendas. Un 10% de los temblores registrados se originan por derrumbes de cavidades subterráneas (temblores por derrumbe) y por actividad volcánica (temblores eruptivos).

Todos los demás, es decir la inmensa mayoría, pueden atribuirse a movimientos de unas partes de la corteza contra otras (temblores tectónicos o por dislocación). Cualquier desplazamiento de grandes masas rocosas, comparable a una especie de “reajuste de cargas” de la superficie terrestre, tiene como consecuencia un terremoto.

El foco de un sismo puede ser muy extenso, sin embrago, a los efectos de las mediciones y cálculos, se trabaja con la hipótesis de que el foco es un punto, al que se denomina hipocentro, que es el punto desde el que parten las sacudidas en todas direcciones, y el punto situado en la superficie terrestre, justo en la vertical del hipocentro, se denomina epicentro.

Cuando el hipocentro en encuentra bajo una zona marítima u oceánica, tiene lugar un maremoto; el epicentro estará situado en la superficie del mar, y la energía se transmite a partir de ese punto mediante oleaje que se dirige hacia las costas pudiendo dar lugar a los conocidos tsunamis de efectos devastadores.

La clasificación de un terremoto es compleja, en el sentido de que los daños pueden ser muy distintos, dependiendo de cuál sea el área afectada, tanto por su extensión como sobre todo por la densidad de población en ella; no obstante, dos escalas utilizadas muy frecuentemente son la Escala Richter y la Escala Mercalli, que miden la intensidad del sismo y la cantidad de energía liberada en el epicentro, mediante los índices que se establecen y definen en la siguiente tabla, clasificados por los efectos potenciales

El riesgo sísmico es la probabilidad de que se produzca un seísmo en un determinado lugar, el número de víctimas que ocasionaría y cómo afectaría al tipo de construcciones existentes en la zona. Así, una zona de fallas despoblada tendría una peligrosidad sísmica muy alta pero un riesgo sísmico muy bajo. Para disminuir el riesgo sísmico de una zona se deben tomar medidas de predicción y prevención; sin embargo a día de hoy no es posible determinar en qué momento se producirá un terremoto, pero sí es posible estimar la probabilidad de ocurrencia, en base al seguimiento de los desplazamientos de las placas tectónicas, puesto que en esos desplazamientos se va acumulando energía que, potencialmente, será liberada en forma de seísmo. En las imágenes siguientes se puede ver la distribución de placas tectónicas del planeta, así como los mapas de nivel de riesgo para algunas zonas del área mediterránea en general y de España en particular.

La ingeniería antisísmica es una rama que aúna tanto la ingeniería civil como ingeniería mecánica y de estructuras. Su misión es evitar completamente, si fuera posible, o al menos tratar de minimizar los efectos de los seísmos tanto sobre los edificios como sobre otras infraestructuras, del tipo de puentes, viaductos, nudos de comunicaciones, etc.

Para ello es importante primero un estudio de los efectos de anteriores terremotos, las formas en que las ondas se mueven y afectan al terreno, el tipo de daños, etc., después se estudian los efectos y consecuencias de futuros temblores, para lo cual se usan simuladores, con edificios a escala, incluyendo la escala 1:1, es decir “a tamaño natural”, comprobando los efectos del temblor sobre los modelos. Aquí se puede enlazar con dos videos demostrativos de los test de resistencia sísmica: (Video de ensayo de edificio

– Enlace), o bien el (Mismo ensayo, más completo y comentado – Enlace).

Los estudios no solo están orientados a conseguir que un determinado edificio se mantenga en pie, sino a mantener la mayor parte de la infraestructura y servicios del mismo funcionando, como agua, luz, teléfono, etc. Esto lleva a dos actuaciones principales dentro de los grados de seguridad que se estudian:

1.- Una es la encaminada a mantener el edificio estable y seguro para aquellas personas que se encuentren tanto dentro de él como fuera, en las proximidades del mismo. De acuerdo con la normativa que ha de cumplir la construcción de edificios, este nivel es suficiente para la mayoría de los hogares y casas dedicados a vivienda.

2.- Otra actuación será la que intente mantener operativos todos los sistemas básicos esenciales, como pueden ser edificios públicos, hospitales, centrales eléctricas, etc.

A menudo podemos comprobar que la diferencia de daños entre un terremoto y otro no depende tanto de la fuerza potencial de los mismos, sino de la forma en la que fueron hechas las construcciones existentes en el área afectada. Es evidente que si hemos de enfrentarnos a un terremoto, debemos tratar de preocuparnos, ocuparnos y asegurarnos, hasta donde nos sea posible, de que “el suelo no desaparezca bajo nuestros pies, ni el cielo caiga sobre nuestras cabezas”.

UBICACION DEL EPICENTRO

El epicentro (del gr. ἐπί, epi, «sobre, en» y κέντρον, kéntron, «centro») es el punto en la superficie de la tierra que se encuentra sobre la proyección vertical del hipocentro o foco, el punto del interior de la Tierra en el que se origina un terremoto

El epicentro es usualmente el lugar, espacio, territorio, superficie, con mayor daño y estas ondas sísmicas llegan al exterior del subsuelo y de la tierra. Sin embargo, en el caso de grandes terremotos, la longitud de la ruptura de la falla puede ser muy grande, por lo que el mayor daño puede localizarse no en el epicentro, sino en cualquier otro punto de la zona de ruptura. Por ejemplo, en el terremoto de Denali de 2002, que alcanzó una magnitud de 7,9 grados, el epicentro se encontraba en el extremo oeste de la zona de ruptura, pero el mayor daño ocurrió a unos 330 km del extremo este de la zona de ruptura.

DISTANCIA EPICENTRAL

Durante un terremoto las ondas sísmicas se propagan esféricamente desde el hipocentro. La vigilancia sísmica se produce en el lado opuesto de la Tierra al epicentro porque el núcleo líquido exterior refracta la onda longitudinal o complexional mientras que absorbe las ondas transversales o distorsiones. Fuera de la zona de sombra sísmica pueden detectarse ambos tipos de onda pero, debido a sus diferentes velocidades y recorridos a través de la Tierra, llegan en momentos diferentes. Midiendo la diferencia de tiempo en cualquier sismógrafo, así como la distancia en un gráfico de tiempo de viaje en el que la onda primaria y la onda secundaria tienen la misma separación, los sismólogos pueden calcular la distancia del epicentro del terremoto. Esta distancia se llama distancia epicentral (δ, delta), comúnmente medida en grados (°).

Una vez calculadas las distancias epicentrales en al menos tres estaciones de medición sísmica, es sencillo averiguar la ubicación del epicentro aplicando el método de trilateración.

UBICACIÓN DEL FOCO

El hipocentro (del gr. ὑπο, hypo, «debajo» y κέντρον kéntron, «centro»), foco de un terremoto o foco sísmico, es el punto interior de la Tierra donde se inicia un movimiento sísmico o terremoto.

El epicentro (del gr. epi, «encima, sobre») es la proyección del hipocentro sobre la superficie terrestre, la vertical del foco; que suele ser el lugar donde el sismo se siente con mayor intensidad. Como indican los correspondientes prefijos griegos, el hipocentro es un punto del interior de la litosfera, mientras que el epicentro está en la superficie de ésta.

Distribución de los sismos sobre la tierra

Gracias a Raul Estevan Bencosme por enviarnos este material para ser publicado en ARQHYS.com como modo de colaboración. Los sismos se agrupan en largas y no muy anchas franjas (en términos relativos a su longitud), a lo largo de las fosas o zonas de subducción, muy especialmente a lo largo del llamado Cinturón de Fuego del Pacifico, que se inicia al sur de Sur América, se prolonga hasta la Alaska en Norte América y pasa hasta Japón para continuar hasta bien al sur de Nueva Zelandia. En promedio el 85% de la energía sísmica liberada anualmente en el mundo corresponde al mencionado cinturón. Otras franjas claramente delimitadas resultan concordantes con los dorsales oceánicos, pero la concentración sísmica es mucho menos densa que en el cinturón del Pacifico. Por último, otra notable franja se asocia con cadenas montañosas de Europa y Asia, pasando por Turquía. En esta franja han ocurrido grandes sismos. CARACTERISTICAS DE LOS SISMOS. La perturbación que se origina en el foco produce en la masa del subsuelo, en la zona de generación, una serie de ondas: de aceleraciones, periodos y velocidades diferentes. Las ondas. Así producidas se transmiten a distancias considerables del foco Considerando a la tierra cómo un cuerpo elástico, las perturbaciones que se originan en el foco sísmico tenderán a propagarse en forma de ondas a través de la tierra dando origen a los movimientos vibratorios del suelo que son las manifestaciones características de los terremotos. El movimiento de la superficie del terreno durante un sismo, es producido por el paso de ondas de esfuerzo; estas ondas sísmicas proceden de una región de la corteza terrestre dónde se ha generado una repentina modificación del equilibrio del estado de esfuerzos. El terremoto se manifiesta en la superficie cómo un movimiento muy irregular; la trayectoria descrita por un punto forma una curva espacial determinada por su proyección sobre tres ejes ortogonales. Un eje vertical y dos horizontales normales entre si que suelen ser las direcciones N-S y E-O. Las ondas que trasmiten los movimientos del temblor de tierra, tienen un periodo, es decir una duración y una amplitud. Los terremotos provocan ondas transversales y ondas superficiales como las de un mar agitado. En un punto determinado los movimientos resultan sumamente complejos; a los períodos fundamentales de las ondas se suman otros de distinta índole y así resultan superposiciones de diferentes movimientos cuyos resultados son muy variados; las ondas sísmicas se trasmiten en terrenos de distinta configuración, y frecuentemente al llegar a una zona de discontinuidad, ésta se comporta como un nuevo foco emisor de otras ondas. Al generarse un sismo sobre la corteza terrestre, se producen: a) Ondas de Cuerpo.- Que se propagan a través del interior de la tierra y se clasifican en – Ondas Longitudinales (P) Ondas Transversales (S). Ondas de Superficie u Ondas dirigidas , que se propagan a lo largo de la superficie de la tierra y son : – Ondas Rayleihg – Ondas Love – Ondas Stoneley – Ondas Channel ONDAS LONGITUDINALES .- También llamadas primarias de compresión o Irrotacionales, se denominan con la letra P , debido a que son las primeras que llegan al sitio dónde se registra el movimiento .Estas ondas de esfuerzos se generan por el movimiento de partículas hacia atrás y adelante (compresión y tracción) en dirección de la propagación de la onda, se caracterizan por el cambio de volumen sin causar rotación

Zonas de actividad sísmica

Las zonas de la Tierra con mayor actividad sísmica, dada su relación con los fenómenos volcánicos, suelen coincidir entre sí. Se ha demostrado que la actividad volcánica y sísmica tiene su máxima intensidad en aquellas zonas donde se produce la expansión o extensión de la corteza, ejemplo de las dorsales oceánicas, zonas de subducción, etc.

Se estima que la Tierra posee cinco zonas de máxima actividad volcánica y sísmica: Circumpacífica, Mediterránea-asiática, Índica, Atlántica y Africana.

Zona Circumpacífica

Zona Circumpacífica o Cinturón de Fuego (destacado en rojo)

También llamada Anillo o Cinturón de Fuego, la zona Circumpacífica se origina en la cordillera de los Andes y Montañas Rocosas, y se extiende de forma circular por el océano Pacífico, costas de América, Asia y Oceanía. Se distinguen volcanes en Alaska (Katmai), archipiélago de las Aleutianas (más de 30 volcanes activos), península de Kamchatka, islas Kuriles (arcos isla que enlazan las Aleutianas, Japón y Filipinas), Japón (Asama, Fuji-Yama), islas Marianas, Sumatra, Krakatoa, Java; Filipinas, Nueva Guinea, Nuevas Hébridas, Nueva Zelanda y Tonga; Antártida (Bird, Erebus y Terror), Chile, Argentina (Aconcagua), entre Bolivia y Chile (Guallatiri), Perú (Misi), Ecuador (Chimborazo; Cotopaxi), Colombia (Nevado del Ruiz; Tolima), Costa Rica, Nicaragua, El Salvador, Guatelama, México (Popocatepetl; Colima; Paracutin; Pico de Orizaba), Norteamérica, Santa Elena. En la placa Pacífica se encuentran como zonas calientes las islas Hawai (Mauna-Loa; Mauna-Kea y Kilauea).

Zona Mediterráneo-asiática

La zona mediterráneo-asiática se extiende transversalmente de Oeste a Este desde el océano Atlántico hasta el Pacífico. Se distinguen volcanes en Italia (Etna, Vulcano, Strómboli y Vesubio) y en Grecia. En cuanto a las zonas sísmicas se extienden desde los Alpes occidentales hasta las orientales, Turquía, Cáucaso, golfo Pérsico, Irán, Asia Central (Himalaya), hasta Indonesia donde coincide con la zona Circumpacífica.

Zona Índica

La zona Índica enlaza con la Circumpacífica por Sumatra y Java rodeando el océano Índico. Se distinguen montañas submarinas con vulcanismo activo, ejemplo de la isla de Reunión y Comores.

Zona Atlántica

La zona Atlántic

a se extiende de Norte a Sur por el centro del océano Atlántico. Se distinguen volcanes en Islandia (Hekla, Laki, Helgafell); Ascensión, Santa Elena, Tristan da Cunha y Gough; islas de Madeira e islas Salvajes. Asociados a fallas transformantes se distinguen los archipiélagos de Azores y Canarias (Teide, Teneguía).

Pincha en la imagen para ampliar el mapa de placas

Zona Africana

La zona africana se extiende desde Mozanbique a Turquía en la región oriental. Se distinguen los volcanes Kilimanjaro, Meru, Kenia, Niragongo, Erta-Ale, Fantalé. Entre Etiopía y Somalia nace un nuevo océano (el denominado triángulo de Afar) donde una dorsal oceánica incipiente separa la placa Africana de la Arábiga.En el África occidental destaca el Mont Camerún, que se relaciona por fallas con el vulcanismo de las islas de Príncipe, Fernando Póo, Santo Tomé y Annobón.

Línea isosísmica o isosista

Línea que une los puntos de igual intensidad de un terremoto (movimiento sísmico); generalmente es una línea cerrada alrededor del epicentro. En ausencia de un gran número de sismógrafos en la zona, las líneas isosísmicas se determinan normalmente por encuestas públicas.

Tipos de ondas sísmicas

Las ondas sísmicas nacidas en el hipocentro son de dos tipos: ondas P y ondas S; las que circulan por el exterior de la corteza son las ondas L. Todas estas ondas pueden ser detectadas y registradas en los aparatos llamados sismógrafos, y a través de ellos evaluar el epicentro, intensidad, dirección, y otros parámetros de un seísmo.

Ondas P

Las ondas P o primarias (también llamadas de compresión por producir cambios de volumen en los materiales), se denominan así porque son las primeras en producirse. Son ondas longitudinales, es decir, oscilaciones o vibraciones de las partículas de los materiales, que se desplazan en la misma dirección de propagación que las ondas que las originaron. Estas ondas son las que se mueven a mayor velocidad, y tienen la capacidad de hacerlo en cualquier medio, sea agua, hielo, roca, etc.

Ondas S

Las ondas S o secundarias, (también llamadas de cizalla o distorsión), se llaman así porque son las segundas en llegar. Son ondas transversales, es decir, las vibraciones de las partículas de los materiales se producen en dirección perpendicular a la propagación del movimiento original. Estas ondas pueden vibrar en planos horizontales o verticales. Se desplazan más lentamente que las ondas P, y no tienen capacidad de hacerlo a través de fluidos ni de alterar el volumen de los materiales.

Ondas L

Las ondas L no son más que ondas estacionarias, fruto de la interferencia de las ondas P y S cuando alcanzan la superficie de la corteza terrestre, es decir, la fusión de las ondas P y S al encontrarse ambas en la superficie crean una tercera onda resultante L. Se reconocen dos tipos de ondas L: ondas Love (o de torsión) y ondas Rayleigh; las primeras se mueven perpendicularmente a la dirección de propagación, mientras que las segundas lo hacen de forma elíptica con respecto a la citada dirección. Las ondas L son las más lentas de todas, pero por el contrario tienen una gran amplitud y longitud, y por eso suelen ser las que provocan los mayores desastres.

ESCALAS SÍSMICAS

Magnitud e Intensidad

Es importante destacar que estamos acostumbrados a escuchar hablar de los sismos en términos de grados ritcher, pero ¿que es lo que realmente mide esta escala?

La magnitud de un sismo es una medida de la energía sísmica liberada durante el proceso de ruptura de una falla. Existen muchas formas diversas de medir la energía. Cada una de estas formas es una adaptación a los instrumentos existentes con los que se registran las ondas sísmicas. Es por ello que existen muchos tipos de magnitudes; mb, MS, MW, etc. La mayoría de estas magnitudes tienen validez únicamente para un pequeño rango de magnitudes. Solo la magnitud MW, la medida del momento sísmico (Mo) es la que tiene validez para cualquier rango de magnitudes.

Es importante aclarar que la magnitud de un sismo y la intensidad con que se sintió el sismo son dos cosas diferentes y se esta midiendo dos fenómenos distintos que generalmente se confunden.

La magnitud mide la energía liberada por un sismo y por lo tanto es un parámetro intrínseco del sismo, esto es, la magnitud de un sismo es la misma sin importar donde se realice la medida. La intensidad, por otro lado, estima los efectos de un sismo sobre las construcciones humanas, depende mucho de la distancia al foco del sismo; de las condiciones del suelo; de las condiciones de los edificios; de la perceptibilidad de la gente; de la profundidad del foco; y poco de la energía sísmica.

Por lo tanto, la intensidad sirve al propósito de estimar los daños ocasionados por un sismo y la magnitud para caracterizar el sismo.

Diferencias entre escala de Ritcher y Mercalli, da click aquí:

La escala de magnitud de Richter.

Esta escala fue inventada en 1935 por el sismólogo Charles F. Richter. La cual mide la magnitud de los sismos, para dicha medición se usa la distancia máxima de las vibraciones que se registran en un sismograma (Amplitud sísmica). La medición se hace con un sismógrafo estándar y a una distancia convencional de 100 km del epicentro.

Magnitud en escala Richter Efectos del terremoto

Menos de 3.5 Generalmente no se siente, pero es registrado

3.5-5.4 A menudo se siente, pero sólo causa daños menores.

5.5-6.0 Ocasiona daños ligeros a edificios.

6.1-6.9 Puede ocasionar daños severos en áreas donde vive

mucha gente.

7.0-7.9 Terremoto mayor. Causa graves daños.

8 o mayor Gran terremoto. Destrucción total a

comunidades cercanas

Esta es una escala Logarítmica, es decir la magnitud de un sismo aumenta 10 veces de un grado al siguiente. Por ejemplo un temblor de grado 5 es 10 veces más intenso que uno de grado 4 y un temblor de grado 8 no es el doble de intenso que uno de 4 grados, sino 10,000 veces más fuerte.

Para que te puedas hacer una idea de la energía de cada grado observa en la tabla los efectos que causan.

La mayoría de los sismólogos ultilizan métodos diferentes del que acabamos de usar para calcular la magnitud de los terremotos. El encontrar la longitud, profundidad y deslizamiento de una falla puede llevar varios días, semanas o incluso meses después de un gran terremoto. El mapeo de las fallas sísmicas que hacen los geólogos, o el dibujo de la distribución espacial de las réplicas como hacen los sismólogos, puede proporcionar estos parámetros después de un considerable esfuerzo. Pero algunos terremotos grandes y la mayoría de los pequeños, no presentan ni fallas superficiales ni tienen suficientes réplicas para poder estimar su magnitud.

También, resulta de mucha ultilidad el poder calcular rápidamente la magnitud de un evento, así que cualquier medida de emergencia requerida puede llevarse a cabo cuando antes.

Una de las contribuciones más valiosas de Charles Richter fue el descubrir que las ondas sísmicas propagadas por todos los terremotos pueden proporcionar buenas estimaciones de sus magnitudes. El consiguió los registros de las ondas sísmicas de un gran número de terremotos, y desarrolló un sistema de calibración para medición de las magnitudes.

Richter demostró que entre mayor era la energía intrínseca de un terremoto, mayor era la "amplitud" de movimiento del terreno en una distancia dada. El Calibró su escala de magnitud usando la medida de "amplitud" máxima de la onda de cizallamiento (la onda S) en un periodo de 20 segundos, registrando los datos en un sismómetro altamente sensible a este tipo de ondas. Aunque inicialmente su trabajo fue calibrado únicamente por estos sismómetros específicos, y sólo para terremotos en el sur de California, los sismólogos han desarrollado factores de escala para ampliar la escala de magnitud Richter a muchos otros tipos de medición en todo tipo de sismómetros, y alrededor del mundo. De hecho, se han llevado a cabo estimaciones de magnitud para miles de terremotos en la luna y para dos temblores en el planeta "Marte".

El diagrama inferior muestra como usar el método original de Richter para calcular la magnitud por medio de un sismograma.

La escala de Mercalli

La escala de Mercalli se utiliza para evaluar y comparar la intensidad de los sismos o terremotos. Va desde I a XII, y describe y puntúa los terremotos más en términos de reacciones y observaciones humanas que en términos matemáticos, como hace la escala de Richter, que mide la energía del sismo en su epicentro y se basa en una escala exponencial.

La escala de Mercalli es más subjetiva, porque la intensidad aparente de un terremoto depende de la distancia al epicentro a la que se encuentra el observador.La escala de Mercalli Modificada es la que se usa en los Estados Unidos y en otros muchos países. La modificación fue realizada en 1931 por Wood y Neumann.

TERREMOTO

Un terremoto (del latín terra ‘tierra’, y motus ‘movimiento’), también llamado seísmo o sismo (del griego σεισμός [seismós]), temblor o temblor de tierra, es un fenómeno de sacudida brusca y pasajera de la corteza terrestre producida por la liberación de energía acumulada en forma de ondas sísmicas. Los más comunes se producen por la ruptura de fallas geológicas. También pueden ocurrir por otras causas como, por ejemplo, fricción en el borde de placas tectónicas, procesos volcánicos o incluso pueden ser producidas por el hombre al realizar pruebas de detonaciones nucleares subterráneas.

El punto de origen de un terremoto se denomina hipocentro. El epicentro es el punto de la superficie terrestre directamente sobre el hipocentro. Dependiendo de su intensidad y origen, un terremoto puede causar desplazamientos de la corteza terrestre, corrimientos de tierras, maremotos (o también llamados tsunamis) o la actividad volcánica. Para medir la energía liberada por un terremoto se emplean diversas escalas, entre ellas, la escala de Richter es la más conocida y utilizada en los medios de comunicación.

CAUSA

La causa de los terremotos se encuentra en la liberación de energía de la corteza terrestre acumulada a consecuencia de actividades volcánicas y tectónicas, que se originan principalmente en los bordes de la placa.

Aunque las actividades tectónicas y volcánicas son las causas principales por las que se generan los terremotos hay otros factores que pueden originarlos:

· Acumulación de sedimentos por desprendimientos de rocas en las laderas de las montañas.

· hundimiento de cavernas.

· Modificaciones del régimen fluvial.

· Variaciones bruscas de la presión atmosférica por ciclones.

Estos fenómenos generan eventos de baja magnitud, que generalmente caen en el rango de microsismos: temblores detectables sólo por sismógrafos.

LOCALIZACIÓN

Los terremotos tectónicos suelen ocurrir en zonas donde la concentración de fuerzas generadas por los límites de las placas tectónicas da lugar a movimientos de reajuste en el interior y en la superficie de la Tierra. Por este motivo los sismos de origen tectónico están íntimamente relacionados con la formación de fallas geológicas. Comúnmente acontecen al final de un ciclo sísmico: período durante el cual se acumula deformación en el interior de la Tierra que más tarde se liberará repentinamente. Dicha liberación se corresponde con el terremoto, tras el cual la deformación comienza a acumularse nuevamente.

El punto interior de la Tierra donde se origina el sismo se denomina foco sísmico o hipocentro. El punto de la superficie que se halla directamente en la vertical del hipocentro —que, por tanto, es el primer afectado por la sacudida— recibe el nombre deepicentro.

En un terremoto se distinguen:

· Hipocentro, zona interior profunda, donde se produce el terremoto.

· Epicentro, área de la superficie perpendicular al hipocentro, donde con mayor intensidad repercuten las ondas sísmicas.

PROPAGACIÓN

El movimiento sísmico se propaga mediante ondas elásticas (similares a las del sonido) a partir del hipocentro. Las ondas sísmicas son de tres tipos principales:

· Ondas longitudinales, primarias o P. Ondas de cuerpo que se propagan a velocidades de 8 a 13 km/s en el mismo sentido que la vibración de las partículas. Circulan por el interior de la Tierra, donde atraviesan líquidos y sólidos. Son las primeras que registran los aparatos de medición o sismógrafos. De ahí su nombre «P».

· Ondas transversales, secundarias o S. Son ondas de cuerpo más lentas que las anteriores (entre 4 y 8 km/s). Se propagan perpendicularmente en el sentido de vibración de las partículas. Atraviesan únicamente sólidos. En los sismógrafos se registran en segundo lugar.

· Ondas superficiales. Son las más lentas: 3,5 km/s. Resultan de interacción de las ondas P y S a lo largo de la superficie terrestre. Son las que causan más daños. Se propagan a partir del epicentro. Son similares a las ondas (olas) que se forman sobre la superficie del mar. En los sismógrafos se registran en último lugar.

TERREMOTO INDUCIDO

Se denomina sismo inducido o terremoto inducido a los sismos o terremotos producidos como consecuencia de alguna intervención humana que altera el equilibrio de fuerzas en la corteza terrestre. Entre las principales causas de sismos inducidos podemos mencionar: la construcción de grandes embalses; el fracking; los ensayos de explosiones nucleares.

Grandes embalses

Los reservorios grandes pueden alterar la actividad tectónica. La probabilidad de que produzca actividad sísmica es difícil de predecir; sin embargo, se deberá considerar el pleno potencial destructivo de los terremotos, que pueden causar desprendimientos de tierra, daños a la infraestructura de la represa, y la posible falla de la misma.

Fracking

Actualmente se tiene certeza de que si como consecuencia de eliminación de desechos en solución, o en suspensión, éstos se inyectan en el subsuelo, o por extracción de hidrocarburos, en las regiones ya sometidas a fuertes tensiones se provoca un brusco aumento de la presión intersticial, una intensificación de la actividad sísmica.

Los datos sobre el aumento del terremoto son impresionantes: De 1976 a 2007, en Oklahoma cada año se habían registrado sólo un terremoto de magnitud 3 o mayor. Pero desde 2008 hasta 2013 sismos de esa magnitud eran 44 en cada año. La novedad de este estudio —en comparación con otros estudios que ya había vinculados estadísticamente fracking y terremotos en Oklahoma, Texas, Arkansas y Kansas— es que cuenta con ayuda de simulaciones informáticas del mecanismo de "viaje" del agua en el subsuelo. No sólo se incrementó los terremotos, determina el estudio, sino que evidencia como los terremotos se han registrado mucho más lejos de la planta de lo que hubiéramos esperado. El debate acerca de la peligrosidad de fracking sucediendo durante años, y este estudio ciertamente alimenta las protestas de aquellos que se oponen a este tipo de actividad.³

Explosiones nucleares

La onda de presión de explosiones subterráneas puede propagarse a través de la tierra y causar terremotos menores.⁴ La teoría sugiere que una explosión nuclear podría disparar rupturas de fallas geológicas y así causar un sismo mayor a distancias de pocos cientos de kilómetros del punto de impacto.⁵

Pronto se deberían controlar mejor estos sismos inducidos y, en consecuencia, preverlos. Tal vez, pequeños sismos inducidos podrían evitar el desencadenamiento de un terremoto de mayor magnitud.

ESCALAS DE MAGNITUD

· Escala magnitud de onda superficial

· Escala magnitud de las ondas de cuerpo

· Escala sismológica de Richter, también conocida como escala de magnitud local (M_L), es una escala logarítmica arbitraria en la que se asigna un número para cuantificar el efecto de un terremoto.

· Escala sismológica de magnitud de momento es una escala logarítmica usada para medir y comparar seísmos. Está basada en medición de la energía total que se libera en un terremoto. En 1979 la introdujeron Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori, como sucesora de la escala de Richter.

ESCALAS DE INTENSIDAD

· Escala sismológica de Mercalli, de 12 puntos, desarrollada para evaluar la intensidad de los terremotos según los efectos y daños causados a distintas estructuras. Debe su nombre al físico italiano Giuseppe Mercalli.

· Escala Medvédev-Sponheuer-Kárník, también conocida como escala MSK o MSK-64. Es una escala de intensidad macrosísmica usada para evaluar la fuerza de los movimientos de tierra basándose en los efectos destructivos en construcciones humanas y en cambio de aspecto del terreno, así como en el grado de afectación a la población. Consta de doce grados de intensidad. El más bajo es el número uno. Para evitar el uso de decimales se expresa en números romanos.

· Escala Shindo o escala cerrada de siete, conocida como escala japonesa. Más que en la intensidad del temblor, se centra en cada zona afectada, en rangos entre 0 y 7.

Los diez mayores terremotos de la historia reciente

№	Año	Magnitud	Nombre	País	Lugar y coordenadas
1	1960	9,5 M_W	Terremoto de Valdivia de 1960	Chile	Valdivia 38°14′24″S 73°3′0″O
2	2004	9,3 M_W	Terremoto del océano Índico de 2004	Indonesia	Frente al norte de Sumatra
3	1964	9,2 M_W	Terremoto de Alaska de 1964	Estados Unidos	Anchorage, Alaska. 61°N 148°O
4	2011	9,0M_W	Terremoto y maremoto de Japón de 2011	Japón	Costa de Honshu 38°19′19.20″N 142°22′8.40″E
5	1952	9,0 M_W	Terremoto de Kamchatka de 1952	Unión Soviética (Rusia)	Península de Kamchatka 52°48′N 159°30′E
6	1868	9,0 M_W	Terremoto de Arica de 1868	Perú	Arica, actualmente Chile 18°36′S 71°0′O
7	1700	9,0 M_W	Terremoto de Cascadia de 1700	Estados Unidos y Canadá	California, Oregón, Washington y Columbia Británica
8	2012	8,9 M_W	Terremoto de Indonesia de 2012	Indonesia	Aceh 02°18′39.6″N 93°03′46.8″E
9	1833	8,8-9.2 M_W	Terremoto de Sumatra de 1833¹³¹⁴	Indonesia (Indias Orientales Neerlandesas)	En el mar al sur de la isla de Sumatra, a 175 km al sur de Padang 3°30′S 102°12′E
10	2010	8,8 M_W	Terremoto de Chile de 2010	Chile	Cauquenes (provincia de Cauquenes)35°50′45.6″S 72°42′57.6″O

Los terremotos más fuertes por año desde la década del 2010 a la fecha

Magnitud	Fallecidos	Región y País	Nombre	Fecha
9,0 M_w	20.896	Tōhoku, Japón.	Terremoto de la costa del Pacífico de Tōhoku de 2011	11 de marzo de 2011
8,8 M_w	527	Biobío, Chile.	Terremoto de Chile de 2010	27 de febrero de 2010
8,6 M_w	10	Aceh, Indonesia.	Terremoto del océano Índico de 2012	11 de abril de 2012
8,4 M_w	13	Coquimbo, Chile.	Terremoto de Illapel de 2015	16 de septiembre de 2015
8,3 M_w	0	Okhotsk, Rusia.	Temblor del Mar de Okhotsk de 2013	24 de mayo de 2013
8,2 M_w	6	Tarapacá, Chile.	Terremoto de Iquique de 2014	1 de abril de 2014

Efectos de los terremotos

Los efectos de un terremoto pueden ser uno o más de los que se detallan a continuación:

Movimiento y ruptura del suelo

Movimiento y ruptura del suelo son los efectos principales de un terremoto en la superficie terrestre, debido a roce de placas tectónicas, lo cual causa daños a edificios o estructuras rígidas que se encuentren en el área afectada por el sismo. Los daños en los edificios dependen de: a) intensidad del movimiento; b) distancia entre la estructura y el epicentro; c) condiciones geológicas y geomorfológicas que permitan mejor propagación de ondas.

Corrimientos y deslizamientos de tierra

Terremotos, tormentas, actividad volcánica, marejadas y fuego pueden propiciar inestabilidad en los bordes de cerros y de otras elevaciones del terreno, lo cual provoca corrimientos en la tierra.

Incendios

El fuego puede originarse por corte del suministro eléctrico posteriormente a daños en la red de gas de grandes ciudades. Un caso destacado de este tipo de suceso es elterremoto de 1906 en San Francisco, donde los incendios causaron más víctimas que el propio sismo.

Licuefacción del suelo

La licuefacción ocurre cuando, por causa del movimiento, el agua saturada en material, como arena, temporalmente pierde su cohesión y cambia de estado sólido a líquido. Este fenómeno puede propiciar derrumbe de estructuras rígidas, como edificios y puentes.

Tsunami (Maremoto)

Los tsunamis son enormes ondas marinas que al viajar desplazan gran cantidad de agua hacia las costas. En el mar abierto las distancias entre las crestas de las ondas marinas son cercanas a 100 km. Los períodos varían entre cinco minutos y una hora. Según la profundidad del agua, los tsunamis pueden viajar a velocidades de 600 a 800 km/h. Pueden desplazarse grandes distancias a través del océano, de un continente a otro.

Inundaciones

Las inundaciones son creadas por el desbordamiento de agua a nivel de tierra. Pueden ser efectos secundarios de los terremotos debido al daño que puedan sufrir las presas. Además, pueden crear deslizamiento de tierras en los ríos, los cuales también crean colapso e inundaciones.

Impactos humanos

Un terremoto puede causar lesiones o incluso pérdidas de vidas, daños en las carreteras y puentes, daño general de los bienes, y colapso o desestabilización de edificios. También puede ser el origen de enfermedades, falta de necesidades básicas, y primas de seguros más elevadas.

Recomendaciones de Protección Civil

Si está en el interior de un edificio, es importante:

· Buscar refugio bajo los dinteles de las puertas o de algún mueble sólido, como mesas o escritorios, o bien junto a un pilar o pared maestra.

· Mantenerse alejado de ventanas, cristaleras, vitrinas, tabiques y objetos que puedan caer y golpearle.

· No utilizar el ascensor, ya que los efectos del terremoto podrían provocar su desplome o quedar atrapado en su interior.

· Utilizar linternas para el alumbrado y evitar el uso de velas, cerillas, o cualquier tipo de llama durante o inmediatamente después del temblor, que puedan provocar explosión o incendio.

Si la sacudida le sorprende en el exterior, es conveniente:

· Ir hacia un área abierta, alejada de edificios dañados. Después de un gran terremoto, siguen otros más pequeños, denominados réplicas, que pueden ser suficientemente fuertes como para causar destrozos adicionales.

· Procurar no acercarse ni penetrar en edificios dañados. El peligro mayor por caída de escombros, revestimientos, cristales, etc., está en la vertical de las fachadas.

· Si se está circulando en coche, es aconsejable permanecer dentro del vehículo, así como tener la precaución de alejarse de puentes, postes eléctricos, edificios degradados o zonas de desprendimientos.

Posterior a la sacudida

· Si se requiere comunicar con amigos o familiares, utilizar mensajes de texto por celular, chat, correos electrónicos o internet en general. El exceso de llamadas puede congestionar las redes celulares y fijas.

La estructura interna de la Tierra

La estructura interna de la Tierra, como la de otros planetas terrestres (planetas cuyo volumen está ocupado principalmente de material rocoso), está dividido en capas de densidad creciente. La Tierra tiene una corteza externa de silicatos solidificados, un manto viscoso, y un núcleo con otras dos capas, una externa sólidamente, mucho más fluida que el manto y una interna sólida. Muchas de las rocas que hoy forman parte de la corteza se formaron hace menos de 100 millones (1×10⁸) de años. Sin embargo, las formaciones minerales más antiguas conocidas tienen 4.400 millones (4,4×10⁹) de años, lo que nos indica que, al menos, el planeta ha tenido una corteza sólida desde entonces.

Gran parte de nuestro conocimiento acerca del interior de la Tierra ha sido inferido de otras observaciones. Por ejemplo, la fuerza de la gravedad es una medida de la masa terrestre. Después de conocer el volumen del planeta, se puede calcular su densidad. El cálculo de la masa y volumen de las rocas de la superficie, y de las masas de agua, nos permiten estimar la densidad de la capa externa. La masa que no está en la atmósfera o en la corteza debe encontrarse en las capas internas.

Capas definidas por su composición

Corteza

La corteza terrestre es una capa comparativamente fina; su grosor oscila entre 11 km en las dorsales oceánicas y 70 km en las grandes cordilleras terrestres como los Andes y el Himalaya.

Los fondos de las grandes cuencas oceánicas están formados por la corteza oceánica, con un espesor medio de 7 km; está compuesta por rocas máficas (silicatos de hierro y magnesio) con una densidad media de 3,0 g/cm³.

Los continentes están formados por la corteza continental, que está compuesta por rocas félsicas (silicatos de sodio, potasio y aluminio), más ligeras, con una densidad media de 2,7 g/cm³.

La frontera entre corteza y manto se manifiesta en dos fenómenos físicos. En primer lugar, hay una discontinuidad en la velocidad sísmica, que se conoce como la Discontinuidad de Mohorovicic, o "Moho". Se cree que este fenómeno es debido a un cambio en la composición de las rocas, de unas que contienen feldespatos plagioclásicos (situadas en la parte superior) a otras que no poseen feldespatos (en la parte inferior). En segundo lugar, existe una discontinuidad química entre cúmulos ultramáficos y harzburgitas tectonizadas, que se ha observado en partes profundas de la corteza oceánica que han sido obducidas dentro de la corteza continental y conservadas como secuencias ofiolíticas.

Manto

El manto terrestre se extiende hasta una profundidad de 2.890 km, lo que le convierte en la capa más grande del planeta. La presión, en la parte inferior del manto, es de unos 140 GPa (1,4 M atm). El manto está compuesto por rocas silíceas, más ricas en hierro y magnesio que la corteza. Las grandes temperaturas hacen que los materiales silíceos sean lo suficientemente dúctiles como para fluir, aunque en escalas temporales muy grandes. La convección del manto es responsable, en la superficie, del movimiento de las placas tectónicas. Como el punto de fusión y la viscosidad de una sustancia dependen de la presión a la que esté sometida, la parte inferior del manto se mueve con mayor dificultad que el manto superior, aunque también los cambios químicos pueden tener importancia en este fenómeno. La viscosidad del manto varía entre 10²¹ y 10²⁴ Pa·s.⁴ Como comparación, la viscosidad del agua es aproximadamente 10^-3 Pa.s, lo que ilustra la lentitud con la que se mueve el manto.

¿Por qué es sólido el núcleo interno, líquido el externo, y semisólido el manto? La respuesta depende tanto de los puntos de fusión de las diferentes capas (núcleo de hierro-níquel, manto, y corteza de silicatos) como del incremento de la temperatura y presión conforme nos movemos hacia el centro de la Tierra. En la superficie, tanto las aleaciones de hierro-níquel como los silicatos están suficientemente fríos como para ser sólidos. En el manto superior, los silicatos son normalmente sólidos (aunque hay puntos locales donde están derretidos), pero como están bajo condiciones de alta temperatura y relativamente poca presión, las rocas en el manto superior tienen una viscosidad relativamente baja. En contraste, el manto inferior está sometido a una presión mucho mayor, lo que hace que tenga una mayor viscosidad en comparación con el manto superior. El núcleo externo, formado por hierro y níquel, es líquido a pesar de la presión porque tiene un punto de fusión menor que los silicatos del manto. El núcleo interno, por su parte, es sólido debido a la enorme presión que hay en el centro del planeta.

Núcleo

La densidad media de la Tierra es 5.515 kg/m³. Esta cifra lo convierte en el planeta más denso del sistema solar. Si consideramos que la densidad media de la corteza es aproximadamente 3.000 kg/m³, debemos asumir que el núcleo terrestre debe estar compuesto de materiales más densos. Los estudios sismológicos han aportado más evidencias sobre la densidad del núcleo. En sus primeras fases, hace unos 4.500 millones de años, los materiales más densos, derretidos, se habrían hundido hacia el núcleo en un proceso llamado diferenciación planetaria, mientras que otros menos densos habrían migrado hacia la corteza. Como resultado de este proceso, el núcleo está compuesto ampliamente de hierro (Fe)(80%), junto con níquel (Ni) y varios elementos más ligeros. Otros elementos más densos, como el plomo (Pb) o el uranio (U) son muy raros, o permanecieron en la superficie unidos a otros elementos más ligeros.

Diversas mediciones sísmicas muestran que el núcleo está compuesto de dos partes, una interna sólida de 1220 km de radio y una capa externa, semisólida que llega hasta los 3400 km. El núcleo interno sólido fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y se cree de forma más o menos unánime que está compuesto principalmente de hierro con algo de níquel. Para explicar el comportamiento de las ondas sísmicas cuando atraviesan el núcleo interno, algunos científicos han inferido un ordenamiento y empaquetado atómico que sería coherente con la estructura contínua de un único cristal de hierro que formara todo el núcleo interno.

El núcleo externo rodea al interno y se cree que está compuesto por una mezcla de hierro, níquel y otros elementos más ligeros. Recientes propuestas sugieren que la parte más interna del núcleo podría estar enriquecida con elementos muy pesados, con mayor número atómico que el cesio (Cs)(trans-Cesio, elementos con número atómico mayor de 55). Esto incluiría oro (Au), mercurio (Hg) y uranio (U).

Se aceptaba, de manera general, que los movimientos de convección en el núcleo externo, combinados con el movimiento provocado por la rotación terrestre (efecto Coriolis), son responsables del campo magnético terrestre, mediante un proceso descrito por la hipótesis de la dínamo. El núcleo interno está demasiado caliente para mantener un campo magnético permanente (ver temperatura de Curie) pero probablemente estabilice el creado por el núcleo externo. Pruebas recientes sugieren que el núcleo interno podría rotar ligeramente más rápido que el resto del planeta. En agosto de 2005 un grupo de geofísicos publicaron, en la revista Science que, de acuerdo con sus cálculos, el núcleo interno rota aproximadamente entre 0,3 y 0,5 grados más al año que la corteza. Las últimas teorías científicas explican el gradiente de temperatura de la Tierra como una combinación del calor remanente de la formación del planeta, calor producido por la desintegración de elementos radiactivos y el enfriamiento del núcleo interno.

Minerales encontrados

Los diferentes minerales encontrados en las diferentes capas terrestres, son resultado de la combinación de diversos elementos químicos que se encuentran en el interior del planeta Tierra.