Terremoto

Terremoto

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Distribución mundial de epicentros del 1963 hasta el 1998, notáis como se dibujan las líneas de las dorsales oceánicas.

Un terremoto, también llamado seísmo (del griego "σεισμός", temblor) o, simplemente, temblor de tierra (en algunas zonas se considera que un seísmo es un terremoto de menor magnitud) - resulta de la liberación brusca de energía acumulada por los desplazamientos y las fricciones de las diferentes placas de la corteza terrestre (fenómenos reagrupados bajo el nombre de placas tectónicas).Los más raros son los seísmos debidos a la actividad volcánica o de origen artificial (explosiones por ejemplo). Se producen numerosos seísmos todos los días, pero la mayoría no son sentidos por los humanos. Aproximadamente cien mil seísmos son grabados anualmente sobre el planeta. Los más poderosos de ellos cuentan entre las catástrofes naturales más destructoras.

La ciencia que estudia estos fenómenos es la sismología y el instrumento de estudio principal el sismógrafo.

Características principales

Tipo de fallas, de arriba abajo: Falla transformando, falla normal y falla inversa.

Un sismógrafo en funcionamiento al Observatorio Lick.

Los terremotos de mayor magnitud suelen ir acompañados otros de secundarios (pero no necesariamente menos destructivos) que siguen el choque principal y que reciben el nombre de réplicas . Cuando varios acontecimientos ocurren simultáneamente, o casi, pueden hever sido inducidos por el terremoto inicial al provocar otras fracturas de la roca que ya era cerca del punto crítico de la ruptura. El origen del terremoto se sitúa generalmente en una zona en el interior de la corteza terrestre, que en el caso de los terremotos más devastadores puede tener una extensión de la orden de un millar de kilómetros, pero generalmente es posible determinar un punto preciso como origen de las olas sísmicas. Este punto se denomina hipocentre y es donde se origina el movimiento de una fractura preexistente (falla) o de una nueva fractura. La proyección vertical de la hipocentre sobre la superficie de la Tierra es lugar que denominamos epicentro y es el punto donde suelen producirse los daños más importantes.

Las tres categorías de terremotos

Un terremoto es una sacudida más o menos violenta del suelo que puede tener tres orígenes: ruptura de una falla o de un segmento de falla (seísmos tectónicos); intrusión y desflamejat de un magma (seísmos volcánicos); explosión, derrumbamiento de una cavidad (seísmo de origen natural o debidos a la actividad humana). A la práctica se clasifican los seísmos en tres categorías según los fenómenos que los ha engendrado:

• Los seísmos tectónicos son de lejos los más frecuentes y devastadores. Una gran parte de los seísmos tectónicos se produce a los límites de las placas, donde existe una deslizada entre dos medios rocosos. Esta deslizada, localizada sobre una o varias fallas, es bloqueada durante los periodos intersísmics (entre los seísmos), y la energía se acumula por la deformación elástica de las rocas. Esta energía y la deslizada son bruscamente relajadas en el momento de los seísmos. En las zonas de subducción , los seísmos representan la mitad de los destructores de la Tierra, y disipan un 75% de la energía sísmica del planeta. Es el único lugar donde se encuentran seísmos profundos (de 300 a 645 kilómetros). A nivel de las dorsales medio-oceánicas, los seísmos tienen hogares superficiales (0 a 10 kilómetros), y corresponden a un 5% de la energía sísmica total. Igualmente, a nivel de las grandes fallas de desenganxament, tienen lugar los seísmos que tienen hogares de profundidad intermediaria (de 0 a 20 kilómetros de media) que corresponden a un 15% de la energía. El aflojamiento de la energía acumulada no se hace generalmente en una sola sacudida, y pueden producirse varios reajustes antes de encontrar una configuración estable. Así, se comprueban réplicas en respuesta a la sacudida principal de un seísmo, de amplitud decreciente, y sobre una duración yendo de algunos minutos con más de un año. Estas sacudidas secundarias son a veces más devastadoras que la sacudida principal, puesto que pueden hacer desplomarse los edificios que sólo habían sido malogrados, mientras que los socorsos son a la obra. Se puede producir también una réplica más poderosa aunque la sacudida principal sea cual sea su magnitud. Por ejemplo, un seísmo de 9,0 puede ser seguido de una réplica de 9,3 varios meses más tarde incluso si este encadenamiento se queda extremadamente raro.
• Los seísmos de origen volcánico son resultado de la acumulación de magma a la cámara magmàtica de un volcán. Los sismógrafos graban entonces una multitud de microsismes debidos a rupturas en las rocas comprimidas o al desflamejat del magma. La subida progresiva de los hipocentres (vinculada a la subida del magma) es un indicio probando que el volcán es en fase de despertar y que una erupción es inminente.
• Los seísmos de origen artificial (o "seísmos inducidos") son debidos a ciertas actividades humanas tales que tomadas, bombeos profundos, extracción minera, explosiones subterráneas o pruebas nucleares, que pueden comportar seísmos de débil a mediana magnitud.

Los terremotos engendran a veces tsunamis, la potencia destructora de los cuales amenaza una parte creciente de la humanidad, instalada a las rives del mar. También pueden amenazar las instalaciones petroleras y relativas al gas extraterritoriales y dispersar las descargas submarinas que contienen desechos tóxicos, desechos nucleares y municiones inmersas. Se intenta preverlos, para protegerse, con la ayuda de una red mundial de alerta, que se establece en Indonesia y Asia del Sur, sobre todo.

En ciertos casos, los seísmos provocan la licuefacción del suelo: un suelo blando y rico en agua perderá su cohesión bajo el efecto de una sacudida.

Magnitud e intensidad

Magnitud e intensidad son dos conceptos diferentes que no tienen que ser confundidos, a pesar de los medios de comunicación acostumbren a utilizarlos como sinónimos. La magnitud de un terremoto se refiere a un valor numérico que cuantifica la estimación de la energía liberada. La intensidad describe los efectos del terremoto en función del punto de observación.

Magnitud

La potencia de un terremoto puede ser cuantificada por su magnitud, este concepto fue introducido el 1935 por el sismólogo Charles Francis Richter. La magnitud se calcula a partir de los diferentes tipos de olas sísmicas teniendo en cuenta parámetros como la distancia al epicentro, la profundidad de la hipocentre, la frecuencia de la señal, el tipo de sismógrafo utilizado, etc. En base a este cálculo de carácter logarítmico, cuando la amplitud del movimiento o la energía liberada por el seísmo varían de un factor 10, la magnitud cambia de una unidad. Así, un seísmo de magnitud 7 será diez veces más fuerte que un acontecimiento de magnitud 6, cien veces más fuerte que uno de magnitud 5. Aun así los científicos abandonaron pronto la idea de de Richter de la proporcionalidad con la energía, y se utilizan escaleras diferentes en función del tipo de terremoto.^[1]

La magnitud, a menudo dicha magnitud sobre la escalera de Richter, el término más conocido por el gran público, es generalmente calculada a partir de la amplitud o de la duración de la señal grabada por un sismógrafo. Varios valores pueden así ser calculados (Magnitud local M_L, de duración M_D, de las olas de superficies M_S, de las olas internas M_B).^[1] Pero estos diferentes valores, sólo son fiables dentro de ciertos intervalos y no son demasiado fiables en el caso de los terremotos muy intensos. A partir del estudio del terremoto de San Francisco del 1906 H.F. Reid propuso mecanismo para explicar la generación de un terremoto conocido como rebote elástico,^[1][2]según este concepto un terremoto es una dislocación de material a la que un lado se desplaza respecto del otro.^[3] Se puede demostrar que el sistema de fuerzas equivalente de una dislocación de cizallamiento es un doble parejo de fuerzas sin momento resultante que se puede caracterizar por el momento de uno de los pares de fuerzas.^[1] Los sismólogos prefieren esta magnitud de momento sísmico (notada M_W) que está relacionada directamente con la energía liberada por el seísmo, al estar directamente relacionado con los parámetros de la rotura y además estos parámetros se pueden deducir a partir de los sismogramas.^[4]

Debido a las limitaciones mencionadas de las escaleras de magnitud el 1977 se introdujo una nueva escalera para representar la medida de los terremotos, conocida como escalera de magnitud de momento^[5] (M_W) y creada por Thomas C. Hanks e Hiroo Kanamori. El momento sísmico da la estimación más fiable de la magnitud de un seísmo, en particular para los más grandes. Esto es así porque este concepto se deriva del que a la física se conoce como par de fuerzas y da una idea de la magnitud física del terremoto, la medida de la ruptura de la falla y del desplazamiento que lo acompaña, y la energía liberada.

Intensidad

La magnitud de un seísmo no tiene que ser confundida con la intensidad macrosísmica que se funda en la observación de los efectos y de las consecuencias del seísmo en un lugar dado: vibración de las ventanas, muchas personas que sienten las sacudidas, amplitud de los daños, etc. Las escaleras de intensidad implican grados anotados en números romanos, de Y a XII para las escaleras más conocidas (mercalli, MSK o EMS). Entre las diferentes escaleras, se puede citar:

• La escalera Rossi-Forel (también RF).
• La escalera Medvedev-Sponheuer-Karnik (también MSK).
• La escalera de Mercalli (MM en su versión modificada).
• La escalera de Shindo de la agencia meteorológica japonesa.
• La escalera macrosísmica europea (también EMS98).

Las relaciones entre magnitud e intensidad son complejas. La intensidad depende del lugar de observación de los efectos. Disminuye generalmente cuando uno se aleja del epicentro en base a la atenuación introducida por el mediano geología atravesado por las olas sísmicas, pero eventuales efectos de lugar (eco, amplificación local, por ejemplo) pueden perturbar esta ley mediana de decrecimiento.

Los diferentes tipos de olas sísmicas

Un sismograma mostrando la llegada de las olas P y más tarde las olas S.

Las olas sísmicas son las olas que se propagan por el interior de la Tierra transportando la energía de los terremotos. Estas olas, de tipo elástico, viajan en todas las direcciones desde el punto originario del terremoto y se acostumbran a clasificar en cuatro tipos principales englobados en dos grandes grupos:

• Olas de volumen u olas internas
  • Olas P o primarias
  • Olas S o secundarias
• Olas superficiales
  • Olas R o de Rayleigh
  • Olas Q o de Love (Q por querwellen, transversal o lateral en alemán)

Olas internas

La imagen ilustra (de arriba abajo) el comportamiento de las olas internas P y S, y de las olas superficiales de Love y de Rayleigh.

Las olas internas o de volumen se propagan por el interior de la Tierra, su velocidad depende del material que atraviesan y, de manera general, aumenta con la profundidad en cuanto que el material acontece más denso. Entre las olas internas se distinguen: Las olas P o primarias y las olas S o secundarias.

• Las olas P son longitudinales o de compresión, son "compresiones" y "dilataciones" sucesivas de los materiales, de manera similar a las olas sonoras, las vibraciones se transmiten como oscilaciones en la misma dirección de propagación de las olas. Pueden atravesar todos los materiales, su velocidad de propagación depende de las propiedades elásticas del material y de su densidad. A la agua se propagan a una velocidad típica de 330 m/s, al aire como olas sonoras a 330 m/s, al granito alrededor de los 5.000 m/s pero según el material pueden llegar a lograr los 10 kilómetros por segundo . Dado que las olas P se propagan más rápidamente, son también las primeras (P = primaria) al llegar y ser registradas a los sismógrafos.

• Las olas S, secundarias o de cizallamiento, son transversales, las vibraciones se efectúan perpendicularmente al sentido de propagación de la ola, como sobre una cuerda de guitarra . Estas olas sólo se propagan a través de los sólidos, los fluidos no oponen resistencia. Su velocidad es de aproximadamente un 60% de la de las olas P para el mismo material, oscila entre 2,3 y 4,6 km/s. Al ser más lentas que las olas P, llegan más tarde y aparecen en segundo lugar sobre los sismogramas. Su amplitud es varias veces más grande que la de las olas P.

Olas superficiales

Las olas superficiales son análogas la las que se propagan al agua y se desplazan justo debajo de la superficie de la tierra. Se crean como resultado de la intersección entre las olas internas (P y S) con una superficie de discontinuïtat física, la más estudiada que es la zona de separación entrela corteza y la atmósfera terrestre. Estas olas se propagan a lo largo de la superficie y su energía decae exponencialmente con la profundidad. Hay que señalar que al hipocentre de un terremoto sólo se generan olas P y S. Son mucho más lentas que las olas internas pero su amplitud es bastante más grande y su capacidad destructiva también, habitualmente son estas olas de superficie las que producen los efectos más destructivos de los seísmos. Se diferencian dos tipos: las olas Rayleigh y las olas Love.

• Las olas de Rayleigh u olas R, fueron predichas el 1885 por John William Strutt 3r barón de Rayleigh. Su propagación es similar a las olas que se producen al lanzar una piedra a una balsa, como una serie de perturbaciones en forma elíptica que se alejan del punto donde se han generado. Estas olas no son audibles por los humanos pero si por muchos animales.

• Las olas de Love, olas L o frecuentemente olas Q (querwellen), el 1911 Augustus Edward Hough Love desarrolló un modelo matemático de estas olas. Estas olas hacen vibrar en terreno transversalmente, en un plan horizontal y perpendicularmente respecto a la dirección de propagación de la perturbación.

Grabación de seísmos

Imagen de los archivos de Arte e Historia de Berlín que ilustra los efectos del terremoto de Lisboa del 1775, muestra la ciudad en llamas y edificios hundidos, mientras que las grandes oleadas del tsunami arrasan la costa destruyendo mojados y barcos al puerto.

Fotografía que muestra la destrucción ocasionada por el del terremoto de San Francisco del 1906.

Fotografía de las ruinas del castillo de Orsini a Avezzano (Abruzos, Italia), después del terremoto del 1915 que lo destruyó.

Efectos del terremoto de Gujarat (India) del 2001.

Fotografía del tsunami del 2004 a la playa de Ao Nang (Tailandia).

Destrucción de la sede del gobierno al Aquila (Abruzos, Italia) durante el terremoto del mayo del 2009

Los más antiguos inventarios sísmicos datan del 8è milenario a.C.

Los seísmos más poderosos grabados desde 1900

• Ecuador, 8'8, 1906.
• San Francisco, 8'5, 18 de abril de 1906.
• Valparaiso, Chile, 8'2, 17 de agosto de 1906. Mueren 20.000 personas.
• Kanto, 8'3.
• Kamtchatka, 8'5, 1923.
• Indonesia, 8'5, 1923.
• Chillàn, Chile, 8'3, 24 de enero de 1939. Mueren 28.000 personas.
• Tíbet, 8'6, 1950.
• Kamtchatka, 9'0, 1952.
• Alaska, 9'1, 1957.
• Chile, 9'5, 22 de mayo de 1960.
• Islas Kouriles, 8'5, 1963.
• Alaska, 9'2, 27 de marzo de 1964.
• Alaska, 8'7, 1965.
• Perú, 7'5, 31 de mayo de 1970.
• Ciudad de México, 7,5, 31 de mayo de 1970.
• Ciudad de México, 19 de septiembre de 1985.
• Kbe, Japón, 7'3, 17 de enero de 1995. Mueren 6.432 personas.
• Sumatra-Andaman, 9'3, 26 de diciembre de 2004.
• Sumatra, Nias, 8'7, 28 de marzo de 2005.
• Tonga, 8'3, 4 de mayo de 2006.
• Kouriles, 8'3, 15 de noviembre de 2006.
• Kouriles, 8'3, 13 de enero de 2007.
• Perú, 8, 15 de agosto de 2007.
• Martinica, 7'4, 29 de noviembre de 2007.
• Sichuan, China, 7'9, 12 de mayo de 2008.
• Terremoto de Sumatra del 2009 (Indonesia) 7'6, 30 de septiembre de 2009

Seísmos más asesinos desde 1900

Terremotos habiendo hecho más de 15.000 víctimas, según las estimaciones de las autoridades locales (la notación implica respectivamente el lugar, el país, la fecha, la magnitud notada M y el número de ser humanos muertos):

• Kangra, India, el 04/04/1905, M=8,6, 19 000 muertos.
• Santiago de Chile, Chile, el 17/08/1906, M=8,6, 20 000 muertos.
• Messine, Italia, el 28/12/1908, M=7,5, 100 000 muertos.
• Avezzano, Italia, el 13/01/1915, M=7,5, 29 980 muertos.
• Bali, Indonesia, el 21/01/1917, M=?, 15 000 muertos.
• Gansu, China, el 16/12/1920, M=8,6, 200 000 muertos.
• Tôkyô, Japón, el 01/09/1923, M=8,3, 143 000 muertos. El seísmo es control de un gigantesco incendio.
• Xining, China, el 22/05/1927, M=8,3, 200 000 muertos.
• Gansu, China, el 25/12/1932, M=7,6, 70 000 muertos.
• Quetta, Pakistán, el 30/05/1935, M=7,5, 45 000 muertos.
• Chillán, Chile, el 24/01/1939, M=8,3, 28 000 muertos.
• Erzincan, Turquía, el 26/12/1939, M=8,0, 30 000 muertos.
• Ashgabat, Turkmenistán, el 05/10/1948, M=7,3, 110 000 muertos.
• Agadir, Marruecos, el 29/02/1960, M=5,9,intensité X(MM), aproximadamente 12 000 muertos. (ver Terremoto de Agadir de 1960)
• Irán, el 31/08/1968, M=7,3, 16 000 muertos.
• Chimbote, Perú, el 31/05/1970, M=7,8, 66 000 muertos.
• Yibin, China, el 10/05/1974, M=6,8, 20 000 muertos.
• Guatemala, el 04/02/1976, M=7,5, 23 000 muertos.
• Tangshan, China, el 27/07/1976[8], M=8. El número oficial de muertos son 240 000 personnes. Otras estimaciones hacen estado de 500 000[10] a 800 000 víctimas directas o indirectas. (ver : Terremoto de 1976 a Tangshan).
• Michoacan, México, el 19/09/1985, M=8,1, 20 000 muertos (ver : Terremoto de 1985 en Ciudad de México|México).
• Armenia, el 07/12/1988, M=7,0, 25 000 muertos. (ver : Seísmo del 7 de diciembre de 1988 a Armenia).
• Zangan, Irán, el 20/06/1990, M=7,7, 45 000 muertos.
• Kocaeli, Turquía, el 17/08/1999, M=7,4, 17 118 muertos. (ver : Terremoto en Turquía).
• Bhuj, India, el 26/01/2001, M=7,7, 20 085 muertos.
• Bam, Irán, el 26/12/2003, M=6,6, 26 200 muertos.
• Sumatra, Indonesia, M=9,0, 232 000 muertos. (ver : Terremoto del 26 de diciembre de 2004).
• Norte del Pakistán, el 08/10/2005, M=7,6, 79 410 muertos. (ver : Terremoto del 8 de octubre de 2005).
• Seísmo del Sichuan de mayo de 2008, la China, provincia del Sichuan, el 12/05/2008, M=7,9, 87 149 muertos.
• Seísmo de Haití del enero de 2010, a Puerto ave Prince 12/01/2010 M=7,0 250.000 muertos

Métodos de detección

Antiguo método chino

El antiguo método chino consistía en un jarrón de bronce implicando ocho dragones sobre el perímetro. Una bola era colocada a la cara de cada uno de ellos, lista para caer. Cuando un seísmo tenía lugar (a proximidad relativa), el jarrón de bronce temblaba y dos bolas caían, apuntando una hacia el epicentro, el otro apuntando al contrario. El emperador chino -no pudiendo saber qué lado era el bono- enviaba tropas en las dos direcciones para que ayudaran a organizar los socorros y a mantener la orden después de la catástrofe.

Métodos modernos

La localización del epicentro por medios modernos se hace con la ayuda de varias estaciones sísmicas (3 como mínimo), y un cálculo tridimensional. Los captadores modernos permiten detectar acontecimientos muy sensibles, tales como una explosión nuclear.

Métodos de previsión

Se pueden distinguir tres tipos de previsiones: la previsión a largo plazo (sobre varios años), a medio plazo (sobre varios meses), y a corto plazo (inferior a algunos días).

Las previsiones a largo plazo descansan sobre un análisis estadístico de las fallas catalogadas. Permiten definir normas para la construcción de edificios. De manera general, cuanto más hay tiempo entre dos seísmos, más el segundo es cercano y será más poderoso. Ciertas fallas tales como la de Santo Andrees en California han sido objete de estudios estadísticos importantes habiendo permitido predecir el seísmo de Santa Cruz el 1989. Seísmos importantes son así esperados en California o en el Japón.

Las previsiones a medio plazo son más interesantes para la población . Las investigaciones son en curso para validar ciertas herramientas, como el reconocimiento de formas.

Las previsiones a corto plazo se basan en observaciones muy precisas de los terrenos a riesgo. Los medios de detección pueden tener un coste importante y resultados no garantizados, a consecuencia de la gran heterogeneidad de los signos precursores de un seísmo, incluso su ausencia en seísmos aun así de gran amplitud, tales como TangShan o Michoacan, que había sido previsto a medio plazo pero no a corto plazo. Además los gobiernos tienen necesidad de informaciones certificadas para evacuar una población de los lugares sospechados. Grecia estudia sobre todo la fiabilidad del método FURGÓN, que funciona por grabaciones de variaciones de las corrientes electrotel·lúrics. Este método, aunque fuertemente discutido en el medio científico, parece haber detectado 5 seísmos mayores con varios días por adelantado. Los Estados Unidos utilizan herramientas de gran sensibilidad alrededor de los puntos estadísticamente sensibles (como Parkfield en California): vibradores sísmicos utilizados de exploración petrolera, extensòmetres a hilo de invar, geodimetres en láser, red de nivelación de alta precisión, magnetómetros, análisis de los pozos... En el Japón se estudian los movimientos de la corteza terrestre por GPS y por interferometria (VLBI), métodos dichos de geodesia espacial. En Suráfrica, las grabaciones se hacen a los pasillos de minas de oro, a 2 km de profundidad. En la China se basa en estudios pluridisciplinaris, como la geología , la prospección geofísica o la experimentación en laboratorio.

Conducta a seguir en caso de terremoto

• A las primeras sacudidas, no intentar ni entrar ni salir de inmuebles. Mantenerse al margen de los vidrios y de los cables. En coche , pararse pero no salir.
• Esconderse bajo mesas inmediatamente.
• Coger fuertemente todo bebé o niño pequeño y esconderlo contigo bajo una mesa.
• Alejarse de muebles altos, como vitrinas, estantes, luces de pie.
• Retirar de los fogones o de la cocina cualquier cazuela o sartén en la que se esté cocinando cualquier cosa.
• Cubrirse la cabeza con las manos.
• Después de la temblor, verificar la agua, el gas y la electricidad. Reservar el teléfono a las urgencias y escuchar las consignes radio.
• Un golpe acabadas las temblores, salir inmediatamente y rápidamente de los edificios e inmuebles y dirigirse a espacios abiertos, como plazas o parques, llevarse los niños y dejar atrás cualquier objeto personal pesando o que pueda dar dificultades a la hora de poder salir a salto de mata en caso de nueva temblor.

Referencias

Enlaces externos

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	Viquiversitat

• «IGC Instituto Geológico de Cataluña».
• «SISMIC. Material educativo de sismología. Universitat de Barcelona.».
• «Observatorio del Ebro - Sección de sismología».
• «Fabra - Sección sísmica».
• «Sismoweb de Andorra».
• «EMSC - European-Mediterranean Seismological Centro» (en inglés).
• «Vilaweb - Los terremotos».

mwl:Sismo

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