Terremotos

Contenido
¿Dónde ocurren los terremotos?
Terremotos en el pasado . . . . . . . . . . . .
Observatorios para estudiar terremotos . . .
Profundidades de los terremotos . . . . . . .
Tipos de ondas sı́smicas en un terremoto . .
Propagación de las ondas elásticas . . . . . .
Las Causas de los Terremotos . . . . . . . . .
¿Qué produce las ondas sı́smicas? . . . . . . .
¿Cómo localizar un terremoto? . . . . . . . . .
¿Cómo calcular la magnitud sı́smica? . . . . .
¿Qué hacer en caso de ocurrir un terremoto?
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Qué es un Tsunami?
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Generación de un Tsunami
Tsunami generado por un volcán . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Tsunami generado por un derrumbe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Tsunami generado por un sismo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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Bibliografı́a
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Terremotos
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¿Dónde ocurren los terremotos?
Terremotos en el pasado
Los terremotos pueden ser violentos y, hasta ahora, no se han podido predecir. A menudo sus
convulsiones han dejado al hombre tan desamparado que siempre los ha temido. En muchos
paı́ses las leyendas populares atribuı́an los terremotos a monstruos grotescos que estaban
en la Tierra. Por ejemplo, en el antiguo folklore japonés, un gran siluro (namazu) yacı́a
bajo la Tierra y al agitar su cuerpo producı́a los terremotos (ver la lámina de la cubierta).
La actividad del namazu era controlada por un dios (daimyojin) que manejaba un gran
mazo de piedra. Pero cuando el daimyojin se distraı́a,el namazu se movı́a y el suelo temblaba.
El primer tratamiento sistemático y no mı́tico de los terremotos viene de Grecia, cuya población experimentó los volcanes Egeos y los terremotos a la largo del Mediterráneo, a veces
acompañados de olas de “marea”(maremotos). Algunos filósofos griegos dieron explicaciones
mecánicas para estos acontecimientos naturales. Estrabón, por ejemplo, reparó en que los
terremotos ocurrı́an más frecuentemente a lo largo de las costas que tierra adentro. El, al
igual que Aristóteles, sugirió que los terremotos eran causados por vientos subterráneos que
encendı́an los materiales combustibles del subsuelo.
A medida que se extendió el uso de la escritura los hombres empezaron a compilar descripciones de los terremotos graves. Las más antiguas son las descripciones chinas que datan
de hace más de 3.000 años. Se cree que este catálogo asombrosamente extenso documenta
todos los terremotos entre moderados y grandes desde el año 780 a. C. hasta el presente. En
Japón, el catálogo de terremotos destructores no es tan extenso, pero no tiene prácticamente
lagunas desde aproximadamente el año 1.600 d. C., y se dispone de listas menos fiables
desde el año 416 d. C. Estos catálogos históricos son cruciales para nuestra comprensión
de la relación entre los terremotos y los rasgos geológicos de nuestro planeta, y para la
valoración del riesgo sı́smico en grandes obras de ingenierı́a, tales como presas y reactores
nucleares.
En el mundo occidental, hay una historia bien documentada de cası́ 17 siglos, correspondiente a la parte oriental del cinturón alpino, desde Grecia hasta Afganistán. Para épocas
incluso más remotas, se pueden encontrar alusiones esporádicas a grandes terremotos en la
región mediterránea en la Biblia y en los escritos árabes. Parece demostrado que la primera
mención bı́blica de un terremoto es la experiencia de Moisés en el Monte Sinaı́. Referencias
más definidas probablemente son la narración del colapso de las murallas de Jericó en tomo
al 1.100 a. C. y quizás la de la destrucción de Sodoma y Gomorra. Los terremotos palestinos
están asociados a las fallas geológicas de la fosa tectónica que va por el norte del Golfo
de Eilat a través del Mar Muerto. Aunque en este siglo la fractura del valle del Jordán
ha sı́do el emplazamiento de sólo unos pocos terremotos, entre pequeños y moderados, los
estudios históricos indican que la totalidad del área sufre, en promedio, dos o tres terremotos
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Transcrito por: Iosu Mikel Landa
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destructores cada siglo ∗ .
En las partes del mundo más recientemente habitadas, como son los Estados Unidos y el
Canadá, las crónicas de los terremotos históricos son, naturalmente, más limitadas. Una de
las primeras narraciones describe un terremoto que sacudió Massachusetts en 1638, que
hizo caer las chimeneas de piedra al suelo. También, relatos algo más extensos, describen un
gran terremoto canadiense en el área de los Tres Rı́os, en una parte más baja del rı́o San
Lorenzo, el dı́a 5 de febrero de 1663. En cuanto a California, contamos con descripciones
anteriores a 1800 hechas por los Padres Franciscanos, que documentaron el desarrollo de
las misiones españolas. Por eso sabemos que una serie de terremotos dañaron en 1.800 la
misión de San Juan Bautista, y que 1.812 fue llamado “el año de los terremotos” debido a la
gran cantidad de actividad sı́smica que se sintió en ese año.
La investigación de terremotos ocurridos en un pasado lejano es un trabajo ingrato. Hay
una anécdota del profesor George Louderback, geólogo de la Universidad de California en
Berkeley, el cual tuvo gran interés en desenmarañar la historia de los terremotos del pasado
en California. Los relatos históricos hablan de un terremoto en la mañana del 8 de diciembre
de 1812 (un martes), que destruyó la Misión de San Juan de Capistrano, en el que murieron
40 indios que asistı́an a Misa. Louderback se preguntó: ¿por qué los indios estaban orando
en martes? Determinó que aquel dı́a era un dı́a festivo, de forma que la asistencia a la iglesı́a
era comprensible. Investigaciones posteriores mostraron, sin embargo, que aquél dı́a en
particular no se celebraba normalmente en Roma. ¿Por qué estaban entonces los indios en la
iglesia en martes? Ası́ pues, las investigaciones históricas conducen algunas veces a nuevos
problemas.
A mediados del siglo XIX la documentación referente a California era bastante detallada.
En el gran terremoto del 9 de enero de 1857, por ejemplo, se hicieron varias referencias
independientes al enorme agrietamiento de la tierra en California Central, cerca del poblado
de Fuerte Tejón. Este terremoto fue una de las primeras indicaciones de la ruptura de lo
que ahora se denomina la falla de San Andreas. El temblor de Fuerte Tejón es el terremoto
grande más reciente ocurrido en la parte sur de la falla de San Andreas.
∗
La actividad sı́smica histórica ha sido frecuente cerca del monasterio de San Juan Baustista donde Jesús
fue bautizado. Una gran sacudida local tuvo lugar el 23 de mayo de 1834
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Transcrito por: Iosu Mikel Landa
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Observatorios para estudiar terremotos
En los primeros años de este siglo fueron instaladas estaciones sismográficas en muchos
puntos del mundo. En estas estaciones funcionan continuamente sismógrafos sensibles que
registran pequeñas ondas de terremotos que han sido generadas en lugares lejanos. Por
ejemplo, el terremoto de San Francisco de 1906 fue bien registrado en docenas de estaciones
sismográficas en un gran número de paı́ses, incluyendo Japón, Italia y Alemania. ∗
La importancia de esta red mundial fue que la documentación sobre terremotos no quedase
por más tiempo únicamente en informes subjetivos de efectos notados y vistos. Pronto se
desarrolló un programa internacional de cooperación en el cual los informes de los terremotos podı́an ser intercambiados para ayudar a la exacta localización de los mismos. Por
primera vez, aparecieron estadı́sticas de ocurrencia temporal de terremotos y su distribución
geográfica, incluso en regiones no pobladas. Esta información se denomina la sismicidad de
una región.
En 1960, alrededor de 700 observatorios de terremotos estaban en funcionamiento en
numerosos paı́ses, con una gran variedad de sismógrafos. La capacidad de localizar de modo
uniforme terremotos de magnitud moderada en cualquier lugar de la superficie terrestre,
fue subsecuentemente perfeccionada en gran manera por el establecimiento, por los Estados
Unidos, de una red llamada la Red Estandarizada Mundial de Estaciones Sismográficas.
En 1969, cerca de 120 de estas estaciones especiales fueron distribuidas en 60 paı́ses. En
el mismo intervalo de tiempo, también en los paı́ses no participantes, se hizo un avance
parecido en la tecnologı́a de la observación de terremotos.
Profundidades de los terremotos
Los terremotos son simplemente temblores del suelo. Las ondas que genera el terremoto
se denominan ondas sı́smicas , y al igual que las ondas sonoras que emite un gong que ha
sido golpeado, las ondas sı́smicas se emiten a partir de una fuente de energı́a en algún lugar
de la parte más superficial de la Tierra. Aunque en los terremotos naturales esta fuente se
reparte en un cierto volumen de roca, con frecuencia es conveniente especificar la fuente
de un terremoto como sı́ fuera un punto , a partir del cual parten las ondas. Este punto se
denomina foco del terremoto. En los terremotos naturales éste se encuentra evidentemente a cierta profundidad bajo la superficie terrestre. En los terremotos artificiales, tales como las explosiones nucleares subterráneas,el foco es esencialmente un punto cercano a la superficie de la Tierra. Es también conveniente asignar un nombre al punto de la superficie
terrestre que se encuentra directamente encima del foco: este se denomina epicentro
del terremoto.
¿A qué profundidad de la Tierra están los focos? Uno de los primeros e intrigantes descubrimientos de los sismólogos fue que, aunque muchos focos están sı́tuados a poca profundidad,
∗
En 1968, utilicé estos registros para calcular, con métodos modernos, la localización del punto de inicio del
terremoto de 1906. ¡Fue solamente a pocos kilómetros del puente “Golden Gate”en la bahı́a de San Francisco!
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Transcrito por: Iosu Mikel Landa
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en algunas regiones se encuentran a cientos de kilómetros. Tales regiones incluyen los
Andes sudamericanos, las islas Tonga, Samoa, la cadena de las Nuevas Hébridas, el mar del
Japón, Indone sı́a y las Antillas en el Caribe (véase figura 1); cada una de estas regiones
está asociada a fosas oceánicas profundas. En general, la frecuencia con que ocurren los
terremotos en estas regiones disminuye rápidamente para profundidades mayores de 200
kilómetros, pero algunos focos llegan a estar a 700 kilómetros. De forma bastante arbitraria,
los terremotos con foco entre 70 y 300 kilómetros se denominan focos intermedios
y los de mayor profundidad son denominados focos profundos . Algunos terremotos
con foco intermedio y profundo se localizan lejos de la región del Pacı́fico, en el Hindu Kush,
en Rumania, en el Mar Egeo y bajo España.
Definición
El hipocentro, también llamado foco sı́smico, es el lugar en el interior de la corteza
terrestre donde tiene origen un sismo, y se encuentra debajo del epicentro, que es el punto
en la superficie terrestre –aunque puede estar sumergido– donde el terremoto suele ser más
intenso.
Los terremotos superficiales son los que producen mayor devastación y los que contribuyen
aproximadamente a las tres cuartas partes de la energı́a total liberada por terremotos
en el mundo. En California, por ejemplo, todos los terremotos conocidos hasta la fecha
han tenido foco superficiales. De hecho, ha sido demostrado que la gran mayorı́a de los
terremotos que han ocurrido en la California Central se originaron en focos situados en los
primeros 5 kilómetros de la Tierra y sólo unos pocos a profundidades hasta 15 kilómetros.
Desafortunadamente por varias razones, la determinación de la profundidad del foco no
es tan precisa como la localización de su epicentro sobre la superficie. No obstante, la
profundidad puede ser a veces de vital interés práctico, ya que el temblor del suelo puede
afectar más fuertemente a un emplazamiento (por ejemplo, el de un reactor nuclear) cuando
el foco está a una profundidad de 10 kilómetros que cuando está a 40.
La mayorı́a de los terremotos superficiales entre moderado y grandes son seguidos, en las
horas posteriores e incluso en varios meses siguientes por numerosos terremotos menores en
la zona. Estos terremotos son llamados réplicas y los terremotos verdaderamente grandes
son algunas veces seguidos por un increı́ble número de ellas. El gran terremoto de la Isla de
Rat, en las Islas Aleutianas, del 24 de Febrero de 1965, fue seguido en los 24 dı́as, por más
de 750 réplicas suficientemente importantes como para ser registradas por sismográfos lejanos. Unos pocos terremotos son precedidos por premonitores más pequeños procedentes del
área de origen, y se ha sugerido que éstos sean utilizados para predecir la sacudida principal.
Algunas veces, si los focos pueden ser localizados con precisión, indican la forma y el tamaño
de la región bajo la superficie que es la fuente de los terremotos.
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Transcrito por: Iosu Mikel Landa
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Tipos de ondas sı́smicas en un terremoto
Una palmadita en el aire envı́a ondas a lugares distantes en forma de compresiones y
dilataciones del aire; la energı́a, originalmente mecánica en el movimiento de las manos, es
transformada del aire. Una Piedra arrojada al agua emite ondas que se propagan por su
superficie en forma de olas. De forma parecida, en gelatina y otros materiales elásticos, un
golpe repentino producen un temblor a medida que las ondas se propagan desde el impulso
por todo el cuerpo elástico. Ası́ también, las rocas de la Tierra tienen propiedades elásticas a
causa de las cuales se deforman y vibran cuando sen presionadas por fuerzas aplicadas a
ellas.
Afortunadamente para nuestro conocimiento de los terremotos, sólo tres tipos básicos de
ondas elásticas producen la sacudida que se siente y causa daños en un terremoto. estas
ondas son similares en muchas de sus caracterı́sticas principales a las ondas ya mencionadas
en el aire, agua y gelatina. De los tres tipos sólo dos se propagan en el interior de las rocas.
La más rápida de estas ondas internas es llamada apropiadamente onda primaria u onda
P. Su movimiento es el mismo que el de una onda de sonido en que, a medida que se propaga,
comprime y dilata alternativamente la roca. estas ondas P, como las ondas sonoras, son
capaces de viajar a través, tanto de rocas sólidas, tales como montañas de granito, como de
materiales lı́quidos, tales como magma volcánica o el agua de los océanos. Es importante
mencionar también que debido a su naturaleza, semejante a la del sonido, cuando las ondas
P emergen desde el interior de la Tierra a la superficie, una fracción de ellas pueden ser
transmitidas en la atmósfera como ondas sonoras, audibles para los animales y las personas
si sus frecuencia están dentro del rango del oı́do∗
La onda más lenta a través de las rocas es llamada onda secundaria u onda S. Cuando
una onda S se propaga, deforma la roca lateralmente en ángulo recto a la dirección de
propagación. La observación confirma que si un lı́quido es deformado lateralmente o girado,
no se recupera inmediatamente. de aquı́ se deduce que las ondas S no pueden propagarse en
las partes lı́quidas de la Tierra, tales como los oceános.
∗
Mayor que aproximadamente 15 ciclos por segundo.
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El tercer tipo general de ondas sı́smicas es llamado onda superficial u onda S ya que su
movimiento está restringido a la superficie del suelo. Estas ondas corresponden a las olas que
viajan a través de un lago. El movimiento debido a estas ondas se localiza principalmente en
la superficie libre, y según aumenta la profundidad, el desplazamiento a ellas disminuye.
Las ondas superficiales de los terremotos se pueden dividir en dos tipos. La primera se llama
onda Love, su movimiento es esencialmente, el mismo que el de las ondas S que no tienen
desplazamiento vertical; mueve el suelo de lado a lado en un plano horizontal paralelo a
la superficie de la Tierra, pero en ángulo recto a la dirección de propagación, como puede
apreciarse en la figura.
Los efectos de las onda Love son el resultado de la sacudida horizontal que actúa sobre los
cimientos de las estructuras y, por tanto, producen daños.
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El segundo tipo de onda superficial es conocida como onda Rayleigh. Como las ondas
oceánicas del mar de fondo, las partı́culas de material pertubadas por una onda Rayleigh
se mueven vertical y horizontalmente en el plano vertical orientado en la dirección en que
viajan las ondas.
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Propagación de las ondas elásticas
La elasticidad de un sólido homogéneo e isotrópico, puede ser definida por dos constantes κ
y µ.
κ es el módulo de incompatibilidad o módulo de compresión.
- Para granito, κ es aproximadamente 27× 1010 dinas por cm2 ;
- Para agua, κ es aproximadamente 2,0× 1010 dinas por cm2 ;
µ es el módulo de rigidez
- Para granito, µ es aproximadamente 1,6× 1011 dinas por cm2 ;
- Para agua, µ = 0;
A. En el interior de un sólido elástico
p con densidad ρ pueden propagarse dos ondas elásticas:
Ondas P
Velocidad α = (κ + 3/4µ)/p
Para granito, α = 5, 5km/s;
Para agua, α = 5, 5km/s;
p
Ondas S
Velocidad β = µ/p
Para granito, α = 5, 5km/s;
Para agua, α = 5, 5km/s;
B. En la superficie libre de un sólido elástico pueden propagarse dos ondas elásticas superficiales:
Ondas Rayleigh
Velocidad CR < 0, 92β
Donde β es la velocidad de la onda S
Ondas Love (para un sólido estratificado)
Velocidad β1 < cL < β2
Donde β1 y β2 son las velocidades de la onda S en las capa superficial más profunda,
respectivamente.
C. Las dimensiones de una onda armónica están medidas en términos de periodo T y
longitud de onda λ
Velocidad v = λ/T
Velocidad f = 1/T
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Transcrito por: Iosu Mikel Landa
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Las Causas de los Terremotos
Hasta hace relativamente poco tiempo la gente creı́a que las causas de los terremotos siempre permanecı́an ocultas en la oscuridad, ya que se originaban en las profundidades, lejos
del alcance de la observación humana. Durante mucho tiempo la idea dominante fue que los
terremotos sucedı́an como un castigo por las faltas humanas.
Hoy en dı́a podemos explicar los terremotos y la mayor parte de sus propiedades en términos
de teorı́as fı́sicas. Este punto de vista moderno mantiene que deben esperarse terremotos a
causa del constante reajuste geológico de nuestro planeta.
¿Qué produce las ondas sı́smicas?
Cuando los gigantes bloques de roca que forman la corteza de la Tierra se mueven debido
a la tectónica de placas, están destinadas a chocar entre sı́. Estos bloques de roca entran
en contacto en las fallas. Algunas veces resbalan suavemente una contra la otra en una
falla. Pero otras, chocan y quedan atoradas, las superficies ásperas de roca previenen el
movimiento a lo largo de la falla. Eso podrı́a conllevar a un terremoto.
Si los bloques de roca están enganchados entre sı́, podrı́a no haber movimientos a lo largo
de una falla. Sin embargo, la fuerza tectónica de la placa continúa empujando las rocas,
de manera que la energı́a se acumula durante décadas, siglos, y a veces incluso durante
milenios.
Eventualmente, cuando la fuerza es bastante grande, la energı́a es liberada en forma de
terremoto. La roca se rompe, a menudo subterráneamente, y se traslada a una nueva posición.
Las vibraciones, llamadas ondas sı́smicas, viajan hacia el exterior en todas direcciones desde
el punto donde fue lanzada la energı́a. Al igual que una piedra que es lanzada a un lago y
envı́a cı́rculos concéntricos hacia fuera, las ondas sı́smicas son irradiadas desde el foco de
un terremoto. Estas ondas sı́smicas es lo que se siente en la superficie de la Tierra cuando
están en un terremoto.
Durante un terremoto, la energı́a es liberada en forma de ondas que viajan desde el punto
del origen del terremoto en un lugar llamado foco. Las ondas sı́smicas se originan en el foco.
Los ondas sı́smicas causan un temblor intenso en la superficie de la Tierra, estos temblores
pueden derrumbar edificios y carreteras.
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¿Cómo localizar un terremoto?
El Sı́smólogo tiene el singular trabajo de localizar el centro de un terremoto. Antes, este
trabajo se hacı́a determinando la fuerza del movimiento del suelo a partir de los informes de
las reacciones humanas y de los daños causados. A partir de ello, la posición y extensión de
la fuente de la fuente de radiación de ondas podı́a ser determinada aproximadamente. El uso
de de estos métodos para localizar el epicentro macrosı́smico de terremotos devastadores
es un medio últil, puesto que en muchas áreas del mundo, terremotos que ocurrieron antes
de que los sismógrafos fueran inventados, son importantes para evaluar el riesgo sı́smico,
para estructuras tales como grandes presas y centrales nucleares. Aunque estos métodos
de campo dan poca información de la profundidad del foco de un terremoto, algunas veces
definen bastante bien los lugares donde los geólogos deben buscar la ruptura de falla en
superficie ∗
Hoy en dı́a, para la mayorı́a de los terremotos la localización se determina a partir del tiempo
que tardan las ondas P y a veces las ondas S en viajar desde el foco hasta el sismógrafo.
En algunas áreas sı́smicas, redes especiales de estaciones sismográficas han sido instaladas
para localizar incluso terremotos muy pequeños. Por ejemplo, alrededor de nuevas grandes
presas, se instalan sismógrafos sensibles para detectar en forma continua terremotos que
pueden tener importancia para la seguridad de la presa. A veces los sismógrafos de las
estaciones de una red están conectados con un observatorio central donde las señales se
registran unas al lado de las otras, en pelicula o en cintas magnéticas. Este procedimiento
ayuda mucho a la localización exacta de los terremotos, no sólo porque el régimen de llegada
de las ondas P y S hace fácil una inmediata localización aproximada si no porque sólo se
necesita un reloj de cuarzo exacto en el observatorio central.
Si sólo se dispone de los tiempos de llegada a un observatorio, entonces sólo se puede
determinar razonablemente bien la distancia entre la fuente y el observatorio, pero no la
situación geográfica, si se dispone de los tiempos en tres observatorios, entonces se puede
usar una triangulación para determinar la longitud y la latitud del foco de un terremoto
y el tiempo de ocurrencia de éste. En realidad, es práctica común utilizar la lectura de
varios observatorios. El Centro Sismologico Internacional en Inglaterra, por ejemplo, puede
normalmente localizar un terremoto moderado en la Cordillera Centro-antlántica bajo el
Oceáno Atalntico utilizando la lectura de 60 estaciones de sismogáficas o más, situadas
alrededor del mundo. El cálculo se realiza con ordenadores electrónicos muy rápidos.
¿Cómo calcular la magnitud sı́smica?
El Dr. Charles F. Richter demostró que a mayor energı́a intrı́nseca de un terremoto, mayor
era la “amplitud”relacionada al movimiento del suelo, a una distancia dada, ocasionado por
el paso de una onda sı́smica. Si bien, inicialmente su trabajo fue calculado únicamente para
ciertos sismómetros especı́ficos, y sólo para terremotos en el sur de California, los sismólogos
∗
Un nuevo giro en la localización de un terremoto sobre terreno ocurrió en California recientemente, cuando
un geólogo en Sacramento, hablando por teléfono con un colega en San Francisco, dijo “Eh, siento como el
edificio oscila debido a un terremoto”. Después de unos instantes, su colega en San Francisco dijo: “Oye yo
también” la conclusión fue que el terremoto provenı́a del nordeste.
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Transcrito por: Iosu Mikel Landa
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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.
En la parte superior de la Figura, se ilustra cómo usar el método original de Richter para
calcular la Magnitud (3) a partir de un sismograma.
Se inicia con la medición de la mayor Amplitud A (1), de la onda sı́smica del terremoto; y
de la diferencia de tiempo ∆ts−p (2), entre el arribo de la onda P y la onda S. Ambos valores
están relacionados por la ecuación dada por Richter:
ML = log10 A(mm) + 3log10 [8∆ts−p (s)] − 2,92
También se puede determinar rápidamente el valor de la Magnitud a partir del nomograma,
conformado por las escalas ilustradas en el diagrama de la Figura de arriba.
Se fija el valor de la Amplitud A, en la escala de la derecha, y se une con una lı́nea (color
rojo) al valor de la diferencia de tiempo entre el arribo de la onda S y P, en segundos,
correspondiente a la escala de la izquierda. El valor de la Magnitud queda determinado por
el punto de intersección de esa lı́nea con la escala de Magnitud.
En la actualidad e l cálculo de la Magnitud de un sismo, se efectúa automáticamente por
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software; y se obtiene, también, a partir del estudio de la amplitud máxima de la onda
registrada de cada estación.
El valor final de Magnitud correspondiente a un temblor resulta del promedio matemático
del cálculo de esta Magnitud obtenida en cada estación que registró el sismo. Existen en la
actualidad diversas formas de cálculo para la Magnitud de un sismo, todas ellas derivadas a
partir de técnica desarrollada por Richter:
X El cálculo de magnitud desarrollado por Richter en 1935, se conoce y aplica actualmente
con el nombre de ML . Es utilizada para calcular magnitudes de sismos superficiales
con distancia epicentral menor a 2.000 km.
X En 1945, B. Gutemberg desarrolla la magnitud mb , la cual se obtiene a partir de las
ondas internas de los sismos y es utilizada principalmente para sismos profundos con
distancias epicentrales mayores a 2.000 km y menores a 11.000 km.
X En 1956, en sociedad, B.Gutemberg y C. F. Richter idearon la magnitud MS , la cual es
utilizada para terremotos superficiales con distancia epicentral entre 2.000 km y 17.000
km aproximadamente. Para el cálculo de esta magnitud se considera la amplitud de
las ondas superficiales que se generan en la corteza terrestre.
X Por último, en 1979 M. Hanks y H. Kanamori desarrollaron el cálculo para la magnitud
de un sismo denominada Mw . Esta se obtiene a partir de un espectro de desplazamientos obtenido a partir del sismograma y puede ser utilizada para calcular la magnitud
de eventos a diferentes profundidades y diferentes distancias epicentrales.
¿Qué hacer en caso de ocurrir un terremoto?
En caso de terremoto, Protección Civil ofrece las recomendaciones siguientes:
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 podrı́an 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 caı́da de
escombros, revestimientos, cristales, etc., está en la vertical de las fachadas.
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Transcrito por: Iosu Mikel Landa
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Si se está circulando en un automóvil, es aconsejable permanecer dentro del vehı́culo, ası́ 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.
Qué es un Tsunami?
La palabra “tsunami”es de origen japonés. Significa “Gran ola en la bahı́a”. Los cientı́ficos
japoneses fueron los primeros en llevar a cabo estudios especializados sobre los tsunamis.
La costa Este del Japón recibe la mayor actividad de tsunamis en el mundo, lo cual probablemente explica por qué la palabra japonesa fue adoptada internacionalmente.
El tsunami está compuesto por una serie de olas generadas por avalanchas, erupciones
volcánicas o movimientos sı́smicos repentinos del fondo del océano que se propagan a través
del mar en distintas direcciones a gran velocidad, pudiendo llegar a recorrer grandes distancias.
Estas olas son imperceptibles desde los buques en alta mar y no pueden ser vistas desde
el aire. Pero a medida que llegan a aguas menos profundas, su velocidad de propagación
disminuye y su tamaño o longitud de ola aumenta, alcanzando a veces alturas de hasta 30
metros.
Existen algunos signos que nos pueden prevenir de la llegada de un tsunami. Por ejemplo el
retroceso gradual de las aguas costeras o el ascenso del nivel del agua nos pueden advertir
que un tsunami se está acercando.
Generación de un Tsunami
Las perturbaciones naturales como sismos, erupciones volcánicas y derrumbes superficiales submarinos, pueden generar tsunamis. Además de las perturbaciones provocadas por el hombre, tales como las explosiones atómicas bajo el agua, pueden también
provocar las poderosas olas. Sin embargo la causa más común es el sismo.
2018
Transcrito por: Iosu Mikel Landa
Terremotos
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Tsunami generado por un volcán
Como sabemos, una erupción volcánica submarina puede estar precedida de una serie de
sismos de diferente magnitud. Estos sismos provocan una salida de energı́a súbita que
mueve las masas de agua provocando un tsunami.
Tsunami generado por un derrumbe
Alrededor de 81 millones de toneladas de hielo y rocas se precipitaron a la Bahı́a de Lituya,
Alaska en 1958. Un sismo habı́a soltado la enorme masa y el derrumbe creó un tsunami
que se precipitó a través de la bahı́a. Las olas producidas treparon hasta una sorprendente
altura de 350 a 500 metros – las olas más altas jamás registradas. Ellas dejaron la pendiente
de los cerros limpia de todos los árboles y arbustos. Milagrosamente sólo murieron dos
pescadores.
Tsunami generado por un sismo
El tsunami más destructivo de la historia generado por un sismo, ocurrió a lo largo de la
costa de Chile, el 22 de mayo de 1960. La magnitud del terremoto que lo produjo fue de 9.5
grados en la escala de Richter.
No se puede precisar con exactitud el daño y muertos atribuibles o que se pudieran dar en
este tsunami a lo largo de la costa de Chile. La combinación doble del tsunami y terremoto
produjo en Chile 2.000 muertos, 3.000 heridos, dos millones de damnificados y 550 millones
de dólares en daños. El tsunami causó 61 muertos en Hawaii, 20 en las Filipinas, 3 en
Okinawa y 100 o más en Japón. Las olas del tsunami producidas por este terremoto afectaron
las costas del Pacı́fico, entre ellas las costas del Ecuador.
Dos eventos sı́smicos importantes sucedieron en el año 2010 en el Continente Americano. El
primero, un gran sismo que afectó a Haitı́, en el mes de enero del 2010. Este evento tuvo
una magnitud de 7.0 grados en la escala de Richter. Se produjo a 15 kilómetros de la capital
Puerto Prı́ncipe y a 10 kilómetros de profundidad. Este sismo causó muchas muertes y daños
materiales. No hubo la presencia de tsunami.
En el mismo año 2010, un segundo evento sı́smico de grandes proporciones afectó a Chile
el 27 de febrero. Su magnitud 8.8 grados en la escala de Richter. El epicentro se ubicó a
11 kilómetros de la costa Chilena. Como resultado de éste, se produjo además un tsunami
devastador que asoló extensas zonas costeras de este paı́s. Las vı́ctimas y daños materiales
fueron inmensos.
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Transcrito por: Iosu Mikel Landa
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Bibliografı́a
[X] Bolt A., Bruce, Terremotos
Editorial Reverté
[X] https://es.wikipedia.org/wiki/Terremoto - terremoto - wikipedia, la Enciclopedia Libre.
[X] Unesco tsunamis - todo lo que debemos saber y hacer Pág 21-22
2018
Transcrito por: Iosu Mikel Landa