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Los temblores y sus efectos
Por: *Red Sismica del Noroeste de México

El fenómeno de los temblores


Con frecuencia los medios de comunicación ponen de actualidad ciudades como Tangshan (1976), Guatemala (1976), México (1985), El Salvador (1986), Armenia (1989) o Kobe (1995), entre muchas otras, asoladas por grandes terremotos que les causan considerables daños materiales y un gran número de víctimas. La superficie de la Tierra, considerada por el hombre como un soporte firme de su actividad, es sacudida por grandes vibraciones ante las cuales se muestra como un frágil material. Los temblores o sismos son probablemente las catástrofes ante las cuales el hombre se siente más indefenso y aterrado. Ocurren sin advertencia alguna, y aún cuando ningún temblor dura por más de 30 a 50 segundos en su máxima intensidad este tiempo es más que suficiente para causar graves daños al hombre y sus centros de población.

El temblor es un movimiento vibratorio causado por un deslizamiento repentino de bloques de roca sobre una falla geológica. El movimiento vibratorio generado se propaga por la Tierra en todas las direcciones en forma de ondas elásticas u ondas sísmicas. El punto interior de la Tierra donde se origina un temblor se denomina hipocentro o foco, y el de la superficie terrestre, directamente por arriba del foco, epicentro. Normalmente es en la vecindad del epicentro donde se observa la mayor intensidad del temblor. La profundidad a que se encuentra el foco de un sismo varía desde unos cuantos kilómetros hasta algo más de 650 kilómetros.

La distancia entre el epicentro de un temblor y el punto de observación se conoce como la distancia epicentral. Para sismos cercanos a la estación de registro la distancia se mide en kilómetros. Para epicentros muy lejanos la distancia se mide en grados. De acuerdo a la distancia, los temblores se clasifican como temblores locales (hasta 100 km), temblores regionales (hasta 1000 km), o telesismos(más de 1000 km).

Por la profundidad a la que se originan, los temblores se clasifican como temblores superficiales (0 a 60 km), intermedios (61 a 300 km) o profundos (301 a 650 km). Se ha observado que la mayor parte de los epicentros sísmicos están distribuidos en áreas de grandes trincheras oceánicas y que los hipocentros correspondientes yacen sobre planos inclinados que son paralelos a fallas geológicas cuyas dimensiones alcanzan a ser hasta de 650 kilómetros de profundidad y 4500 km de longitud. La profundidad focal tiene gran importancia en los efectos que produce el temblor. Los sismos de foco superficial actúan sobre áreas reducidas, pero sus efectos son considerables, pues las ondas sísmicas apenas se atenúan antes de llegar a la superficie. En cambio los de foco profundo afectan a zonas mucho mayores, pero la intensidad, en igualdad de magnitud, es menor, debido a que las ondas sísmicas llegan más debilitadas a la superficie.

 

Fallas geológicas


Una falla es una fractura que separa dos bloques de roca, los cuales pueden deslizarse uno respecto al otro en forma paralela a la fractura. A cada deslizamiento repentino de estos bloques se produce un temblor. Existen tres tipos de fallas: fallas de rumbo o transcurrentes, fallas normales y fallas inversas. Las fallas de rumbo son fallas verticales (o casi verticales) donde los bloques se mueven horizontalmente. Este movimiento horizontal puede ser de tipo lateral derecho o de tipo lateral izquierdo, dependiendo de si un observador parado en uno de los bloques ve que el bloque de enfrente se mueve hacia la derecha o hacia la izquierda. Las fallas normales son fracturas inclinadas con bloques que se deslizan en forma vertical principalmente. En este caso los bloques reciben el nombre de Techo y Piso, siendo el techo el bloque que yace sobre la fractura inclinada. Si el techo de la falla se mueve hacia abajo la falla es de tipo normal. En caso contrario se trata de una falla inversa. Cuando el movimiento de los bloques es una combinación de movimiento horizontal y vertical se trata de una falla oblicua.

 

La falla de San Andrés


El 18 de abril de 1906 la falla de San Andrés llamó dramáticamente la atención del mundo con un devastador terremoto de magnitud 8.1 en San Francisco, California. Esta gigantesca falla es el área de contacto, o frontera, entre dos de las grandes placas tectónicas: la del Pacífico y la de Norteamérica. Se extiende desde el norte del estado de California hasta la cuenca de San Bernardino, en el sur del mismo estado. Hacia el sur de San Bernardino, la falla de San Andrés se ramifica dando lugar a otras fallas, entre las que destacan las fallas de San Jacinto y Banning. La falla de San Andrés, con una longitud de más de 1250 km, se extiende a profundidades de alrededor de 15 kilómetros. Los bloques de roca a uno y otro lado de esta falla se mueven horizontalmente, con un movimiento de tipo lateral derecho. Esto quiere decir que una persona parada en cualquiera de los dos bloques al mirar hacia el otro bloque verá que éste se mueve hacia la derecha. Como resultado del terremoto de 1906 se observó un desplazamiento relativo de los bloques de la falla de 6.5 metros. Esto y la consideración de que en los 50 años previos a este terremoto la falla había acumulado alrededor de 3.2 metros de desplazamiento, o movimiento de puntos en ambos lados de la falla, se estimó un intervalo de 100 años para que la falla acumule la cantidad suficiente de energía para generar otro terremoto de iguales proporciones. Por esta razón, se considera que mientras más tiempo haya transcurrido desde 1906, más cerca estaremos del siguiente gran terremoto de esta importante falla.


Ondas elásticas.


La energía liberada durante un temblor se propaga por la Tierra en forma de ondas elásticas denominadas como ondas P, ondas S y ondas superficiales de Love y Rayleigh. Las ondas P hacen que el suelo se mueva hacia delante y hacia atrás en la misma dirección en la que éstas se propagan (ondas compresionales); las ondas S producen movimientos perpendiculares a su dirección de propagación (ondas de cizalla); y las ondas de Love y Rayleigh producen movimientos horizontales y elíptico-longitudinales del suelo, respectivamente. Por su capacidad de transmitirse por el interior de la Tierra, a las ondas P y S también se les conoce como ondas de cuerpo. A diferencia de éstas, y como su nombre lo indica, las ondas superficiales solamente viajan cerca de la superficie terrestre. La onda P, por ser la más rápida, es la primera en registrarse en una estación sismológica. Se transmite por la corteza a una velocidad promedio de 6 km/seg. La onda S es más lenta y se propaga a una velocidad de aproximadamente el 60 % de la velocidad de la onda P.

 

Tipos de temblores


La causa de un temblor es la liberación súbita de energía dentro de una región confinada del interior de la Tierra. Atendiendo al tipo de energía liberada durante un proceso sísmico, los sismos pueden ser tectónicos o volcánicos. Se ha observado que la energía de deformación elástica se libera en la medida necesaria para dar lugar a sismos de gran magnitud. De esta manera, sismos relacionados con liberaciones de energía de deformación elástica reciben el nombre de sismos tectónicos. Las fallas o fracturas en la corteza cuyos desplazamientos relativos se pueden observar directamente, están asociados con sismos superficiales. Para temblores de foco profundo, donde las temperaturas y presiones son elevadas, se cree que cambios súbitos de volumen, asociados con cambios de fase en la composición de los materiales e inestabilidad de flujo de calor, podrían ser explicaciones de su origen.

Los sismos volcánicos están directamente relacionados con la actividad volcánica de una región de la Tierra. Usualmente su magnitud no excede de 6.5 grados, pero pueden ser muy dañinos cuando son muy superficiales. El origen de la energía que causa este tipo de sismos puede ser químico y cinético, asociado este último a los movimientos magmáticos bajo los volcanes. Por otro lado, también las explosiones de los gases que se llevan a cabo durante la erupción de los volcanes dan lugar a sismos de poca intensidad. Otra posibilidad más es la creación de esfuerzos compresivos en la corteza, debida al movimiento ascendente de la cámara magmática por efectos boyantes. Tanto el incremento en frecuencia de estos sismos como la migración de focos a la superficie pueden ser indicativos de una inminente erupción. Estudios acerca de este tipo de actividad sísmica ayudan a prevenir grandes catástrofes.

 

Enjambres y réplicas


Frecuentemente se observa que siguiendo a un fuerte temblor ocurre una serie de temblores pequeños a los cuales se les ha dado el nombre de réplicas. La magnitud y número de estas réplicas depende del tamaño del evento principal, notándose en algunos casos que la magnitud de la réplica mayor es alrededor de un orden de magnitud menor que la magnitud del temblor principal. La duración de una serie de réplicas es muy variable pudiendo ser de horas, días o de hasta más de un año, como fue el caso de la serie de réplicas que siguió al gran terremoto de Alaska en 1964. La zona que comprende los epicentros de las réplicas se conoce como la zona epicentral o área de réplicas y sus dimensiones son indicación de las dimensiones de la ruptura asociada con el temblor principal.

En algunas regiones (California, Baja California, Golfo de California, Japón, Alemania, América del Sur) han ocurrido grandes series de temblores de diferente magnitud que no han seguido de un evento principal. A estas series de temblores, en las que ninguno de los eventos destaca como sismo principal, se les conoce como enjambres de temblores. Actividad sísmica de este tipo se observa principalmente en regiones de actividad volcánica.

 

Temblores y Tectónica de Placas


Los epicentros de los temblores que ocurren a diario en todo el mundo no se distribuyen aleatoriamente sobre la superficie de la Tierra. La actividad sísmica global se concentra en bandas o zonas estrechas, continuas y sinuosas, las cuales definen las fronteras de alrededor de las 15 o más placas tectónicas que constituyen la parte más superficial de la Tierra. La configuración geométrica de esta estructura de mosaicos no es simétrica ni simple, y se caracteriza por un movimiento continuo relativo de sus elementos. Estas placas colisionan en algunas zonas y se separan en otras, desplazándose con una velocidad de movimiento relativo entre ellas de entre menos de 1 cm y unos 10 cm por año. Aún cuando estas velocidades parecen bajas, es posible que las placas se desplacen unos 75 km en sólo un millón de años, un intervalo corto geológicamente hablando. A medida que éstas se mueven, se acumula tensión en la parte más superficial de la Tierra. Con el tiempo, en las fallas existentes a lo largo de los bordes de las placas o cerca de ellos se originan desplazamientos abruptos y se producen temblores. Después de cada temblor se inicia nuevamente el ciclo de recarga de tensión que dará lugar a sismos futuros. La interacción global entre las placas es la causa de la continua actividad sísmica en nuestro planeta.


Una placa tectónica (o placa litosférica) es una gran capa de roca sólida, de forma irregular y generalmente compuesta de material oceánico y continental. Su tamaño puede variar de unos cientos a miles de kilómetros cuadrados; las placas del Pacífico y Antártica están entre las de mayores dimensiones. El espesor de las placas varía considerablemente, pudiendo ser de unos 15 km en litósfera oceánica joven a unos 200 km o más en litósfera continental vieja (por ejemplo hacia el interior de Norte y Sur América).

La teoría que explica el proceso cinemático y las implicaciones de los movimientos relativos entre placas se conoce como Tectónica de Placas. Esta teoría evolucionó de la hipótesis de la dispersión del fondo oceánico y fue claramente establecida entre los años 1963-1967. Una contribución muy importante a la hipótesis de la Tectónica de Placas fue proporcionada por la sismología. Con base en un gran número de sismos ocurridos entre 1961 y 1967, Barazangi y Dorman (1969) delinearon las múltiples zonas de actividad sísmica del mundo. Estas zonas sísmicas, estrechas, continuas y que nunca se cruzan, marcan las fronteras de varias placas rígidas que encajan perfectamente unas con otras para constituir la superficie entera de la Tierra. A primera aproximación, estas placas no se deforman internamente, sino que toda la deformación ocurre en sus fronteras que es donde se llevan a cabo los deslizamientos relativos entre ellas (Actualmente se sabe que, aunque a un nivel menor, es posible que exista deformación en el interior de las placas). Los epicentros de los temblores son la información disponible más precisa para la ubicación de las fronteras entre placas. La distribución de placas, por otro lado, nada tiene que ver con la distribución de océanos y continentes, por lo que bien pueden existir placas constituidas de porciones oceánicas y porciones continentales.

 


Factores que contribuyen a los daños causados por los terremotos


Los daños causados por un terremoto son el resultado de factores tales como la magnitud del terremoto, la duración del movimiento del suelo, el tipo de suelo y el tipo de construcción. La duración del movimiento sísmico depende de la magnitud del temblor, de la distancia que existe entre quien lo percibe y el epicentro, y de la geología en el sitio del observación. Las oscilaciones sísmicas pueden durar 3 veces más en suelos blandos (sedimentos) que en suelos rígidos (granito). En el caso de edificios altos los efectos del temblor se sentirán también por más tiempo. La duración del movimiento más intenso del suelo puede ser de entre 10 y 20 segundos cuando la magnitud del temblor es de 6 a 7. Para terremotos de magnitudes mayores que éstas las vibraciones que causan los daños materiales pueden durar hasta 40 ó 50 segundos. Ciertas construcciones no son suficientemente resistentes al movimiento lateral que ocasionan los terremotos, y mientras más tiempo oscilen más severo será el daño que éstas puedan sufrir. Los temblores no se pueden prevenir, pero el daño que éstos pueden causar puede ser reducido con un diseño apropiado de las estructuras, con programas de prevención ante emergencias, con la concientización de la población y con construcciones edificadas con un buen estándar de seguridad.

 

Magnitud e Intensidad de un temblor


La magnitud es un parámetro que indica el tamaño relativo de los temblores, y está, por lo tanto, relacionada con la cantidad de energía liberada en la fuente del temblor. Es un parámetro único que no depende de la distancia a la que se encuentre el observador. Se determina calculando el logaritmo de la amplitud máxima de ondas registradas en un sismógrafo. La escala de magnitud es logarítmica, significando esto que un temblor de magnitud 7.0, por ejemplo, produce un movimiento que es 10 veces más fuerte que el producido por uno de magnitud 6.0. Aunque existen varias escalas de magnitud, por razones prácticas la escala más utilizada ha sido la Magnitud Local o de Richter. Sin embargo, en los últimos años se ha estado dando preferencia a la Magnitud Momento, una escala de magnitud que a diferencia de las otras escalas puede ser aplicada a temblores de cualquier tamaño. Para obtener esta magnitud se determina primeramente el momento sísmico del temblor, a través de multiplicar el área de la ruptura y el desplazamiento neto de los bloques de la falla. El uso de estos parámetros hace que esta magnitud sea la más representativa del tamaño del temblor, en comparación a otras magnitudes que son calculadas solo con alguna fase sísmica en particular.


A diferencia de la magnitud, la intensidad es un parámetro variable que describe los efectos que un temblor causa sobre la sociedad y sus estructuras. Para determinarla se consideran tanto los efectos percibidos por la gente como los daños causados por el temblor en las estructuras y en el medio ambiente. A diferencia de la magnitud que tiene un valor único, para un temblor dado existirán varias intensidades, dependiendo de la ubicación donde se esté observando. Las condiciones geológicas del sitio de observación juegan un papel de considerable importancia en la intensidad de un temblor. En sitios con suelo blando, o en ambientes sedimentarios, las intensidades pueden ser de 2 a 3 veces más altas que las observadas en suelos de roca firme. Consecuentemente, aunque se espera que la intensidad de un temblor se reduzca a medida que nos alejamos del epicentro, en ocasiones las condiciones geológicas de regiones alejadas del epicentro dan lugar a intensidades más altas que en la vecindad del epicentro. Un ejemplo de este fenómeno es el caso del temblor de Michoacán, de septiembre de 1985, que causó daños severos en la ciudad de México.


La escala de intensidad que más se utiliza es la Escala Modificada de Mercalli. Esta escala se representa en números romanos y va del I al XII. Una intensidad de II, por ejemplo, corresponde a un movimiento percibido levemente por una persona en reposo, mientras que una intensidad de XII corresponde a destrucción total.


La siguiente tabla establece una relación aproximada entre magnitud e intensidad.

 


Escala de Mercalli

Magnitud Richter

I.


II.

Casi nadie lo siente.


Sentido por unas cuantas personas.


2.5

No es sentido en general, pero es registrado por sismómetros.

III.



IV.




V.

Notado por muchos, pero sin la seguridad de que se trate de un temblor.


Sentido por muchos en el interior de las casas. Se siente como si un vehículo pesado golpeara la casa.


Sentido por casi todos; mucha gente despierta; los árboles y los postes de alumbrado se balancean.


3.5

Sentido por mucha gente.

VI.



VII.

Sentido por todos; mucha gente sale corriendo de sus casas; los muebles se desplazan y daños menores se observan.


Todos salen corriendo al exterior; se observan daños considerables en estructuras de pobre construcción. Daños menores en edificios bien construidos.


4.5

Puede causar daños menores en la localidad.

VIII.



IX.

Daños ligeros en estructuras de buen diseño; otro tipo de estructuras se colapsan.


Todos los edificios resultan con daños severos; muchas edificaciones son desplazadas de su cimentación; grietas notorias en el suelo.


6.0

Sismo destructivo.

X.

Muchas estructuras son destruidas. El suelo resulta considerablemente fracturado.


7.0

Un terremoto o sismo mayor.

XI.



XII.

Casi todas las estructuras caen. Puentes destruidos. Grandes grietas en el suelo.


Destrucción total. Las ondas sísmicas se observan en el suelo. Los objetos son derribados y lanzados al aire.

8.0 ó

Mayor

Grandes terremotos.


 


Riesgo sísmico


Se considera como riesgo sísmico la probabilidad del daño a las construcciones y el número de personas que resultarán lesionadas o muertas en el caso de un fuerte temblor.  El riesgo sísmico varía en una región dependiendo de la cercanía a las fallas activas, al tipo de suelo, al potencial de firmeza o asentamiento del suelo y a la edad y diseño de las edificaciones. El reconocimiento de estos factores proporciona las bases para la planeación de futuros complejos habitacionales con un peligro sísmico reducido. Edificaciones importantes, tales como hospitales y escuelas, deberán construirse en los lugares más seguros, mientras que las áreas de mayor riesgo tendrán que ser usadas para parques o pequeñas edificaciones. Contrariamente a lo que pudiera pensarse, mientras mayor es el desarrollo de una región, mayor es también su vulnerabilidad ante sismos fuertes. En la actualidad, los daños que los temblores pueden ocasionar son más severos debido a que la población mundial ha aumentado considerablemente, existiendo asentamientos humanos en muchas regiones de alta sismicidad. Aunque nada puede hacerse para evitar que los temblores ocurran, sí se puede aprender a vivir con los problemas que éstos pueden ocasionar. Al construir en áreas sísmicas, las obras deberán tener capacidad para resistir los fuertes embates de los temblores. Asimismo, las normas de construcción antisísmica deberán adecuarse continuamente usando bases de datos cada vez mejores y más completas. Para una evaluación correcta del riesgo sísmico se requiere que sismólogos, geólogos e ingenieros analicen la información sísmica disponible conjuntamente con datos geológicos e información relacionada con el comportamiento dinámico del suelo, de las estructuras que éste soporta y de la interacción entre ambos. El sismólogo, por su parte, tiene como uno de sus retos principales explicar las características de los movimientos del suelo (aceleración, velocidad y desplazamiento) ya registrados y predecir estos movimientos para terremotos futuros.

 

http://sismologia.cicese.mx/resnom/capsulas/capsula_ptI.php

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