Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 Ubicación y medición de los sismos Para la medición del movimiento sísmico existen instrumentos que actualmente son electrónicos y de mucha precisión, conocidos como sismómetros (“aparato que mide los sismos”), o bien como sismógrafos (si grafica el movimiento del sismo); más específicamente, si medimos aceleraciones del terreno, tendremos acelerómetros o acelerógrafos. Estos equipos son montados en lugares de interés donde todo el equipo que conforma el sistema forma una estación acelerográfica (acelerómetro, baterías y celdas solares, antena y sistemas de telemetría, incluso la caseta de albergue). De muchos es conocido el tipo de gráfica que se registra por el movimiento de un sismo, que anteriormente se dibujaba con una aguja que oscilaba sobre un papel que iba avanzando mientras se registraba la gráfica en él (como algunos electrocardiogramas). Actualmente se registra digitalmente a una memoria electrónica, pero sigue siendo útil ver graficar aquellos equipos en tiempo real. Se obtiene así una gráfica que avanza en el tiempo en la dirección horizontal –las abscisas–, y que registra los desplazamientos o aceleraciones en sentido vertical –las ordenadas– (como se muestra en la siguiente gráfica). Normalmente los instrumentos modernos constan de tres acelerómetros que pueden medir el movimiento simultáneo en tres direcciones ortogonales: una vertical con movimientos arriba y abajo; y dos horizontales, una se alinea en la dirección Este-Oeste; y la otra, Norte-Sur. Los especialistas identifican en estos registros cuáles son las ondas principales y las secundarias, ya que se aprecia una marcada diferencia cuando llegan las ondas S, y con esto se puede definir el tiempo en que llegó cada tipo de onda. Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 Acelerograma y llegadas de ondas P y S [gráfica]. (s.f.). Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 Una vez establecidas las diferencias entre las velocidades de las distintas ondas sísmicas y, por lo tanto, del tiempo de llegada a un cierto punto de medición, basta con realizar algunos cálculos para obtener la distancia a la que se originó el sismo registrado. Si la velocidad se calcula como la distancia recorrida por las ondas entre el tiempo usado, podemos calcular la distancia (d) como el producto de la velocidad (v) por el tiempo de arribo (t) (d = v · t); conocemos la velocidad promedio de cada tipo de ondas, y el tiempo se determina en el registro sísmico medido. Este cálculo se puede hacer con la diferencia de tiempos de llegada de las ondas P respecto de las ondas S y la diferencia de velocidades. Con este cálculo se conoce a qué distancia del punto de medición se originó el sismo, pero con una sola estación no se puede saber en qué dirección ocurrió. Localización del epicentro [mapa]. (s.f.). Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 En efecto, sabiendo únicamente la distancia a la que está el epicentro del punto de medición sólo se puede trazar un círculo en un mapa, cuyo radio sea dicha distancia (por ejemplo S1 en el mapa ) sabiendo que el epicentro está en algún punto sobre dicho círculo. Localización del epicentro [mapa]. (s.f.). Sin embargo, si se tiene un segundo punto de medición y se calcula su distancia al epicentro (S2 en el mapa), se puede trazar un segundo círculo. En este caso el epicentro estará en uno de los dos puntos en que intersectan dichos círculos. Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 Localización del epicentro [mapa]. (s.f.). Finalmente, con un tercer sitio de medición y su correspondiente distancia, queda identificado un único punto de intercepción entre los tres círculos que cumple simultáneamente con estar a las distancias calculadas (tal como se ilustra en el mapa). Por lo tanto, se requiere un mínimo de tres estaciones acelerográficas para ubicar el epicentro de un sismo; y mientras más estaciones se tengan, más confiable será la ubicación. Afortunadamente México ya cuenta con cientos de estaciones acelerográficas distribuidas en el territorio y en especial en las zonas de mayor sismicidad; así, los sistemas automáticos de cómputo identifican en pocos segundos el epicentro de un sismo por la ubicación en que convergerían todos esos círculos. Aun así existe incertidumbre en el cálculo exacto del epicentro ya que se asumen Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 velocidades de onda promedio y composición general de la corteza en el sitio de interés, además de la probable imprecisión en identificar con certeza el tiempo de llegada si no es muy clara la diferencia en las ondas graficadas en el acelerograma. Por ello en muchas ocasiones varias instituciones ubican los epicentros en distintos lugares, aunque cercanos entre sí. Otra característica de la propagación de las ondas es que el movimiento, con la distancia, va decayendo en amplitud. A este fenómeno se le conoce como atenuación de las ondas sísmicas; indica que a mayor distancia, los movimientos son cada vez más pequeños ya que la energía cinética se va disipando en el trayecto. Por lo tanto, los mayores efectos sísmicos se tienen siempre en la zona epicentral (cerca del epicentro), y los efectos destructivos van disminuyendo con la distancia. Por ejemplo, en el siguiente mapa se muestran los registros de aceleraciones, graficados a la misma escala vertical y horizontal entre sí, de un sismo del 25 de abril de 1989, medido en la dirección norte-sur (componente norte-sur). Nótese que cerca del epicentro, en la costa del estado de Guerrero, las aceleraciones son sumamente grandes comparados con los registros medidos a decenas y cientos de kilómetros, los cuales se reducen notablemente. Asimismo, en esta figura se aprecia otro fenómeno que se discutirá más adelante y que se conoce como efecto de sitio, ya que en lugares como la ciudad de México vuelven a amplificarse los movimientos sísmicos. Otra característica digna de notar es que el registro en el epicentro es muy intenso, pero breve; en cambio, a la distancia la duración del movimiento se alarga. Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 Atenuación de ondas sísmicas con la distancia [mapa]. (s.f.). Escalas de intensidad En sismología la intensidad de un sismo se refiere a los efectos sentidos en un lugar determinado; se asigna en función de la percepción de las personas y los daños en las construcciones y efectos en el sitio. En 1883, S. de Rossi y F. Forell propusieron la primera escala de intensidad, con grados de 1 al 10. En 1902, Giuseppe Mercalli propuso otra escala, de doce grados, modificada en 1931 por H. Hood y F. Newmann, para construcciones más modernas, a esta última se le conoce como Escala de Mercalli Modificada (MM), que ahora se utiliza profusamente. En la siguiente tabla se muestra ligeramente resumida la descripción de los grados de la escala MM. Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 I. II. III. IV. V. VI. VII. Escala de Mercalli Modificada (resumida) Detectado sólo por instrumentos VIII. Difícil conducir vehículos, Sentido por personas en reposo en pisos daño severo en mampostería pobre, superiores daño ligero en mampostería buena pero sin Lámparas oscilan diseño, Ventanas y puertas crujen grietas en taludes inclinados Sentido en la calle, objetos inestables IX. Pánico general, adobe destruido, desplazados, puertas se abren y cierran daño severo a mampostería buena pero sin Sentido por todos, diseño, vidrios se quiebran, objetos caen de estantes y daño severo a edificios con marcos libreros, daño ligero en adobe X. Mampostería destruida, edificios dañados o Dificultad para estar de pie, destruidos, puentes destruidos, daño en presas, sentido en vehículos andando, rieles deformados daño severo en adobe, XI. Daño general en construcciones, rieles muy daño ligero en mampostería pobre deformados, ruptura de tuberías enterradas XII. Destrucción total, masas de roca desplazadas, objetos lanzados al aire Escala de Mercalli Modificada (resumida) [cuadro]. (s.f.). Sin embargo, esta medición resulta un tanto subjetiva, debido a que la cuantificación depende de la sensibilidad de cada persona y de la apreciación que se haga de los efectos. También depende de la calidad de las construcciones en cada lugar en donde se evalúe; necesariamente, en lugares con muchas construcciones vulnerables habrá más daños que en otros lugares donde se tenga mejor calidad de las edificaciones. Además existe el problema de que en zonas no pobladas no hay ni personas que sientan el efecto del sismo ni construcciones que se dañen. Esta escala reviste, sin embargo, una forma muy útil de catalogar los daños después de un sismo y permite incluso la elaboración de mapas de intensidades sísmicas para sismos determinados, como el que se muestra a continuación. Este mapa es del sismo de Oaxaca del 30 de septiembre de 1999, en el cual se marca con líneas de igual intensidad sísmica (o isosistas) las regiones para cada grado de la escala MM desde el grado VIII en el epicentro hasta grado II. Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 24° Latitud N 22° Guadalajara III 20° Cd. de Mexico Puebla IV Tehuacán 18° Oaxaca Acapulco VIII Tututepec 16° VII VI V IV III II Mihuatlán Puerto Escondido 106° 104° 102° 100° 98° 96° 94° 92° 90° Longitud O Mapa de intensidades, sismo de Oaxaca, 30 de septiembre de 1999. M=7.0 [mapa]. (s.f.). Por último, debe señalarse que hay otras posibles representaciones de la intensidad basadas en otro tipo de datos más objetivos, incluso medidos por instrumentos, como puede ser un mapa de desplazamientos máximos o de aceleraciones máximas del terreno, lo que proporciona información instrumental interesante de qué tan intenso se percibió el sismo en distintos puntos del país. Escalas de magnitud Con el objetivo de comparar el tamaño de los terremotos en todo el mundo, era necesaria una medida que no dependiera –como la escala de intensidad– de la densidad de población ni del tipo de construcción. La manera de evaluar el tamaño real de un sismo está relacionada con la cantidad de energía liberada, que es independiente de la ubicación de los instrumentos que la registran. Es decir, se determina un único valor de magnitud para cada sismo independientemente de “cómo se sintió” o los daños que pudo haber ocasionado. Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 Charles Richter [fotografía]. (2005). Tomada de [Nota técnica: Centro Nacional de Prevención de Desastres. (2005). Fascículo Sismos. (5ª ed.). México: Autor.] En 1932, Charles Richter desarrolló una escala estrictamente cuantitativa, aplicable a sismos ocurridos en regiones tanto habitadas como no pobladas, utilizando las amplitudes de las ondas registradas por un sismógrafo en particular. Calibró su escala de magnitud usando la medida de “amplitud” máxima de la onda S en un periodo de 20 segundos; registró los datos en un sismómetro Wood-Anderson, altamente sensible a este tipo de ondas, con lo que precisó la escala de magnitud (que se denomina con una letra M mayúscula) y lo calibró con sismos registrados en el sur de California. El cálculo numérico que propuso Richter es el siguiente: M = log(A) + 3 log(8 t) − 2.92 Donde A es la amplitud máxima medida en mm en el sismógrafo especial; t es la diferencia de tiempo de llegada de las ondas S respecto a las ondas P (conocido como S–P) en segundos, y log implica el logaritmo en base 10. Por ejemplo, para una amplitud de 23 mm y un tiempo t de 24 s: M = log(23) + 3 · log(8 · 24) − 2.92 = 5.3 La magnitud se reporta siempre con un decimal. Red Nacional de Evaluadores – CENAPRED Unidad 4 Por lo tanto, la energía liberada por un sismo crece exponencialmente en función de la magnitud. En efecto, una diferencia de un grado de magnitud entre dos sismos cualesquiera implica, en términos de energía liberada, una diferencia de 32 veces. Así, un sismo de magnitud 8 equivale a 32 sismos de magnitud 7; 1000 sismos de magnitud 6; 32000 sismos de magnitud 5, y 1000000 sismos de magnitud 4. Esto permite comprender la enorme cantidad de energía que liberan los sismos según se sube de un grado al siguiente. La conveniencia de designar los efectos de un sismo mediante números (magnitud) ha requerido que el método se amplíe a otros tipos de sismógrafos por todo el mundo, por lo que 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. Por ejemplo, está la escala de magnitud de momento sísmico (Mw). En esta el momento sísmico se calcula como la rigidez de la roca por la superficie de fractura y por la distancia del deslizamiento. Otra escala es la basada en ondas de superficie (Ms), que toma la amplitud de las ondas de Rayleigh. También están la escala de la magnitud de energía (Me), la de cuerpo (Mb), basada en la amplitud de las ondas P, entre otras. En publicaciones científicas pueden reportarse magnitudes con la anterior nomenclatura, cuyos valores son similares a los de la escala de Richter, que es referida como magnitud local (ML). Cada escala es aplicable a distintos rangos de magnitudes, distancias desde el epicentro y otras implicaciones más específicas para los científicos. Aun con estas herramientas, en el caso de muchos eventos es difícil estimar la magnitud con una precisión de más de 0.2 unidades, y los sismólogos frecuentemente verifican las magnitudes estimadas por medio de la obtención y análisis de datos adicionales. Cada laboratorio calcula el promedio de las magnitudes obtenidas de las diferentes estaciones a las que tienen acceso, y pueden pasar varios días para que las diferentes organizaciones lleguen a un consenso acerca de cuál fue la mejor estimación de magnitud.
