Los terremotos o sismos son vibraciones de la tierra producidas por la liberación súbita de energía desde rocas que se rompen, debido a que han sido sometidas a esfuerzos que superan sus límites de resistencia.

Los terremotos o sismos son vibraciones de la tierra producidas por la liberación súbita de energía desde rocas que se rompen, debido a que han sido sometidas a esfuerzos que superan sus límites de resistencia. 

Esta energía que adopta la forma de ondas, irradia en todas las direcciones desde el origen del terremoto, denominado foco o hipocentro.

Los movimientos que producen la mayoría de los terremotos ocurren a lo largo de grandes fracturas denominadas fallas, que suelen estar asociadas con los bordes de placa.

Más de 300.000 terremotos con intensidad suficiente para dejarse sentir se producen cada año en todo el mundo. Por fortuna, en la mayoría de los casos se trata de temblores pequeños y producen pocos daños. 

En general, sólo tienen lugar unos 75 terremotos significativos cada año, y muchos de ellos se producen en regiones remotas.

Sin embargo, a veces se produce un terremoto grande cerca de un centro de población importante. Bajo esas condiciones, un terremoto se cuenta entre las fuerzas naturales más destructivas de la Tierra.


¿Cómo se generan los terremotos?

La principal causa de los terremotos se encuentra en la liberación de energía de la corteza terrestre, producto de la actividad que se originan, principalmente, en los límites de las placas tectónicas.

Los terremotos de origen volcánico se asocian al fraccionamiento de la roca debido al movimiento del magma. Estos movimientos telúricos son de menor magnitud a los originados por la actividad tectónica.

Aunque las actividad tectónica y volcánica son las causas principales por los que se generan los terremotos, hay otros factores que pueden originarlos:


  • Colapso de techos de caverna.
  • Acumulación de sedimentos por desprendimientos de rocas en las laderas de las montañas.
  • Modificaciones del régimen fluvial.
  • Variaciones bruscas de la presión atmosférica por ciclones.


Estos fenómenos generan eventos de baja magnitud, que generalmente se clasifican en el rango de los microsismos y/o temblores detectables sólo por sismógrafos.


Tipos de Sismos

La mayor parte de los sismos ocurren por el movimiento súbito de la corteza terrestre, causado por la actividad tectónica de la Tierra. Sin embargo, se pueden generar movimientos telúricos de menor magnitud, causados principalmente por la intervención del hombre.


Tectónicos

Los sismos de tipo tectónico pueden clasificarse de acuerdo al contexto en que ocurren:

  • Sismos intraplaca: se producen cuando un esfuerzo compresivo en una zona de contacto de placas supera al acoplamiento mecánico que traba su movimiento, lo que lleva a un movimiento relativo de las mismas. También se conocen como terremotos de subducción.
  • Sismos intraplaca de profundidad intermedia y elevada: son sismos muy parecidos a los de subducción, pero mucho menos comunes, ya que se producen en el interior de la placa y no en los límites entre placas. Las profundidades de estas fallas van desde 50 y más kilómetros de profundidad. Su poder destructor es similar a los de subducción.
  • Sismos superficiales o corticales: se deben a deformaciones producidas a baja profundidad en el interior de una placa continental como consecuencia de la convergencia de placas tectónicas.
  • Sismos del interior de una placa oceánica: se deben a los esfuerzos y deformaciones a los que se encuentra sometida una placa oceánica. Un caso especial es el esfuerzo de flexión que esta sufre en el punto de inicio de su subducción.
  • Sismos de falla transformante: se deben al desplazamiento lateral de una placa tectónica con respecto a una placa vecina. En muchos casos se extienden más allá de la zona de contacto propiamente tal, a causa de los esfuerzos transmitidos.


Inducidos

Se denomina sismo o terremoto inducido a los producidos como consecuencia de alguna intervención humana que altera el equilibrio de fuerzas en la corteza terrestre, y que generalmente son de muy baja magnitud. Algunos de los sismos inducidos pueden ser provocados por:

  • Grandes embalses: pueden ser ocasionados por grandes reservorios que pueden afectar la actividad tectónica. La probabilidad de que se produzca actividad sísmica es difícil de predecir. Sin embargo se debe considerar el 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.
  • Fracturamiento Hidráulico (Fracking): son producto de la inyección de fluidos de alta presión a través de un pozo. Esta técnica generalmente se usa para el incremento de la extracción de hidrocarburos. En regiones sometidas a fuertes tensiones, se provoca un aumento brusco de la presión intersticial, lo que causa un aumento de la actividad sísmica.
  • Explosiones nucleares: son generados por la onda de presión producto de explosiones subterráneas, la cual propagan ondas en el subsuelo capaces de generar terremotos menores. La teoría sugiere que una explosión nuclear podría disparar rupturas de fallas geológicas, y así causar un terremoto mayor a distancia de pocos cientos de kilómetros del punto de impacto.


Conceptos Sísmicos Básicos


Falla

Es un punto débil en la placa tectónica donde se libera presión dentro de la corteza. Pueden tener longitudes desde pocos metros hasta centenares de kilómetros, como por ejemplo la falla de San Andrés en California, Estados Unidos.

Los movimientos repentinos de las fallas son normalmente los responsables de la mayoría de los terremotos. Muchas fallas antiguas han permanecido inactivas.


Epicentro

Es el lugar en la superficie terrestre que se encuentra directamente encima del foco o hipocentro del terremoto. Es el punto de la superficie donde es mayor la intensidad de (amplificación) de un terremoto.

Generalmente este término es el que más se utiliza a nivel de los medios de difusión de información, ya que permite determinar la distancia en que se origina un sismo con respecto a los centros poblados afectados.


Hipocentro o  Foco

Es el lugar exacto donde ocurre el sismo en el interior de la Tierra, producto de la reacomodación y/o liberación de tensiones de una falla. La energía liberada irradia en todas las direcciones desde su origen en forma de ondas.

Estas ondas son análogas a las producidas cuando se lanza una piedra en un estanque tranquilo. Exactamente igual a como el impacto de la piedra induce el movimiento de las ondas en el agua, un terremoto genera ondas sísmicas que irradian a través de la Tierra. 

Aún cuando la energía de las ondas sísmicas se disipan conforme se alejan del foco, instrumentos sensibles localizados por todo el mundo, pueden registrar estos movimientos. En la Figura 1, se puede observar cada uno de los conceptos básicos de los sismos.


Conceptos Sísmicos
Fig. 1. Representación gráfica de cada uno de los conceptos sísmicos.


Diferencias entre Epicentro e Hipocentro

Partiendo de los conceptos anteriores, podemos resumir las diferencias entre Epicentro e Hipocentro (Foco) como se muestra en la Tabla 1:


Tabla 1. Diferencias entre Epicentro e Hipocentro

Características Epicentro Hipocentro
Posición en la Tierra Superficie Subsuelo
Ondas asociadas Ondas de cuerpo y ondas superficiales Ondas de cuerpo solamente
Dimensionalidad Usada como referencia de medición en 2D en la propagación de la onda sísmica Usada como referencia de medición en 3D en la propagación de la onda sísmica


Ondas Sísmicas

Las perforaciones más profundas no son más que un rasguño sobre la superficie comparándolas con el radio terrestre, sin embargo, conocemos varias de las características principales de la estructura interna de la Tierra gracias al estudio de las ondas sísmicas que la atraviesan.

El fallamiento de la roca consiste precisamente en la liberación repentina de los esfuerzos que está sometido, de esta manera la tierra es puesta en vibración, produciendo ondas sísmicas que se transmiten en todas direcciones.


Ondas de cuerpo

Viajan a través del interior de la Tierra siguiendo caminos curvos debido a la variada densidad y composición del interior de sus capas, las ondas de cuerpo son compresionales y transversales por ello están divididas en dos grupos: primarias P y secundarias S.


Ondas P 

Las ondas P comprimen y dilatan el medio para propagarse en dirección longitudinal (ver Figura 2). Se pueden propagar en cualquier medio a través de cualquier tipo de material, con velocidades típicas de 330 m/s en el aire, 1450 m/s en el agua y cerca de 5000 m/s en el granito

.

Onda P
Fig. 2. Onda P, compresión y dilatación del medio.


Ondas S

Las ondas S son ondas transversales o de corte, el suelo es desplazado perpendicularmente a la dirección de propagación, alternadamente hacia un lado y hacia el otro, pueden viajar a través de medios sólidos. 

Su velocidad es menor a la de una onda P, se pueden propagar en cualquier medio a través de cualquier tipo de material con velocidades típicas de 190 m/s en el aire, 840 m/s en el agua y cerca de 2900 m/s en el granito (ver Figura 3).


Onda S
Fig. 3. Onda S, transversales o de corte con respecto al medio.


Ondas superficiales 

Son más lentas que las de cuerpo y se desplazan solamente en la capa externa de la Tierra, cuando un sólido posee una superficie libre pueden generarse ondas que viajan a lo largo de ella. 

Estas ondas tienen su máxima amplitud en el medio y va decreciendo exponencialmente con la profundidad, estas ondas se dividen en ondas Rayleigh y ondas Love.


Ondas Rayleight 

Las ondas Rayleigh se propagan mediante un movimiento elíptico y retrógrado del medio, su velocidad de propagación es aproximadamente un 70% de las ondas S (ver Figura 4).


Onda Rayleigh
Fig. 4. Onda Rayleigh, su propagación es elíptica en dirección al plano.


Ondas Love

Las ondas Love (ver Figura 5), producen un movimiento de corte en la superficie del medio, el cual es perpendicular a la dirección de propagación.


Onda Love
Fig. 5. Onda Love, su movimiento es perpendicular a la dirección de propagación.



Escalas de Magnitud e Intensidad de los Terremotos

La Tierra es un planeta en movimiento, y se ha comprobado no solamente por los eventos sísmicos de su corteza, que suceden de manera puntual, sino también por estudios científicos que han comprobado que ha sido un proceso acumulativo durante millones de años. 

Los especialistas han creado formas para poder estimar el potencial destructivo de un terremoto, con la creación de escalas de magnitud e intensidad sísmica.


Magnitud Sísmica

La magnitud sísmica es una medida del tamaño de un sismo, se determina a partir de un sismograma o un acelerograma obtenido en las distintas estaciones sísmicas que registran las ondas producidas por el mismo.

El cálculo de la magnitud es un proceso iterativo que se obtiene por algoritmos computacionales de forma automática para una estimación de manera expedita.

En general, los valores finales de magnitud que reportan las instituciones encargadas de recabar esta información coinciden, sin embargo pueden existir pequeñas diferencias debido a los métodos que utilicen. 

Existen varios tipos de magnitudes sísmicas, las cuales se explican en las siguientes secciones.


Magnitud Richter

La primera escala para medir magnitudes sísmicas, fue desarrollada en 1935 por Charles F. Richter y popularmente conocida como la escala "Richter", es en realidad la escala de magnitud local, etiqueta ML.

La definición propuesta por Charles F. Richter expuso una escala de magnitud basada en sismos locales, propuso que la magnitud es el logaritmo en base diez de la máxima amplitud de las ondas sísmicas registradas con un sismógrafo estándar tipo Wood-Anderson, a una distancia de 100 km del epicentro del temblor, y a esto le restaba el logaritmo de una amplitud base. Esta definición es aplicada únicamente para temblores registrados al sur de California.

Richter en el año 1935, del Instituto de Tecnología de California, desarrolló la primera escala de magnitud utilizando los registros sísmicos para calcular las dimensiones relativas de los terremotos. 

Como se muestra en la Figura 6, la escala de Richter se basa en la amplitud de la mayor onda sísmica (P, S u onda superficial) registrada por el sismógrafo.


Determinación gráfica de la Magnitud Richter
Fig. 6. Ilustración que muestra cómo puede determinarse gráficamente la Magnitud Richter.


El método de registro sismográfico procede de un instrumento Wood-Anderson. En primer lugar, se mide la altura (amplitud) de la mayor onda en el sismograma (23 mm) y luego la distancia hasta el foco mediante el intervalo de tiempo entre las ondas S y P (24 segundos). 

A continuación, se dibuja una línea entre la escala de distancia (izquierda) y la escala de amplitud de onda (derecha). Así, deberíamos obtener la magnitud Richter (Ml) de 5.

Dado que las ondas sísmicas se debilitan a medida que la distancia entre el foco sísmico y el sismógrafo aumenta (de una manera parecida a la luz), Richter desarrolló un método que considera la disminución de la amplitud de onda con el incremento de la distancia. 

En teoría, siempre que se utilizaran los mismos instrumentos, o unos equivalentes, todas las estaciones de control obtendrían la misma magnitud de Richter para cada terremoto registrado. (Richter seleccionó el sismógrafo Wood-Anderson como dispositivo de registro normalizado).

No obstante, en la práctica, las diferentes estaciones de registro obtenían magnitudes de Richter ligeramente diferentes para el mismo terremoto, como consecuencia de las variaciones en los tipos de roca a través de los cuales se desplazan las ondas.

Aunque la escala de Richter no tiene un límite superior, la mayor magnitud registrada en un sismógrafo Wood-Anderson fue de 8,9. Estos eventos liberaron aproximadamente 10²⁶ ergios de energía: equivalentes a la detonación de 1.000 millones de toneladas de TNT.

A la inversa, los seres humanos no sentimos terremotos con una magnitud Richter inferior a 2,0. Con el desarrollo de instrumentos más sensibles, se han registrado temblores de magnitud menores de 2. 

La fuerza de los terremotos varía enormemente; los grandes terremotos producen amplitudes de onda miles de veces superiores a las generadas por temblores débiles. Para acomodar esta gran variación, Richter utilizó una escala logarítmica para expresar la magnitud.

En esta escala, un aumento de diez veces en la amplitud de onda corresponde a un incremento de 1 en la escala de magnitud. Por tanto, la cantidad de vibración del suelo para un terremoto de magnitud 5 es 10 veces mayor que para un terremoto que tenga una magnitud Richter de 4.

Además, cada unidad de magnitud Richter corresponde aproximadamente a un aumento de la energía de 32 veces. Por tanto, un terremoto con magnitud de 6,5 libera 32 veces más energía que uno con una magnitud de 5,5 veces, y aproximadamente 1.000 veces más energía que uno de magnitud de 4,5. 

Un terremoto grande, con una magnitud de 8,5 libera millones de veces más energía que los terremotos más pequeños sentidos por los seres humanos. 

En la Figura 7, podemos observar una representación gráfica de la Magnitud Richter, la energía liberada y la ocurrencia calculada por año.


Magnitud Richter
Fig. 7. Magnitud local o magnitud Richter.


Magnitud de Coda (Mc)

Esta magnitud se obtiene a partir de la duración del registro sísmico. La coda de un sismograma corresponde a la parte tardía de la señal que decrece conforme pasa el tiempo hasta alcanzar su nivel original previo al sismo, la duración de la coda es proporcional al tamaño del sismo.


Magnitud de ondas de cuerpo (Mb)

Su valor se obtiene a partir de la amplitud máxima observada en los sismogramas, de las ondas de cuerpo P con períodos de oscilación de 1 segundo.


Magnitud de ondas superficiales (Ms)

Se obtiene a partir de la amplitud máxima observada en los sismogramas de las ondas superficiales, por lo general con las ondas Rayleigh con períodos de oscilación entre 18 y 22 segundos.


Magnitud de Momento (Mw)

Esta magnitud se determina a partir del momento sísmico, que es una cantidad proporcional al área de ruptura y al deslizamiento que ocurra en la falla, su estimación es compleja y puede llevarse a cabo empleando diversos métodos y tipos de datos.

En general, su cálculo requiere por lo menos, de los 15 minutos después de ocurrido el evento sísmico en el caso de que se empleen datos locales y hasta 30 minutos si se emplean datos de estaciones lejanas.


Magnitud de Energía (Me)

Es proporcional a la energía que irradia el sismo en forma de ondas, para un sismo dado, este valor puede ser diferente al determinado para Mw, pues Me cuantifica un aspecto diferente del sismo. 

Su cálculo es laborioso por lo que generalmente esta magnitud no es reportada por las instituciones durante los primeros días de sucedido el sismo.


Intensidad Sísmica

La Intensidad Sísmica es una medida de los efectos causados por un sismo en un lugar determinado de la superficie terrestre, un sismo pequeño pero muy cercano puede causar grandes daños en cuyo caso se dice que su intensidad es grande; en cambio un sismo muy grande pero muy lejano puede apenas ser sentido, su intensidad es baja.

La escala de intensidad fue propuesta por primera vez en Italia por el científico Giuseppe Mercalli, la escala original constaba de diez grados y la que se usa actualmente se llama escala de Mercalli Modificada que consta de doce grados. 

A diferencia de la magnitud, la intensidad se relaciona con los efectos sobre las personas y el nivel de daño de las estructuras.

Los valores bajos por lo general están asociados con la forma como las personas sintieron el sismo, mientras que valores mayores con la forma como fue afectado el paisaje o las construcciones hechas por el hombre. La Tabla 2 define los grados de la escala de intensidad de Mercalli.


Tabla 2. Escala de Mercalli modificada.

I
Muy débil
Sacudida sentida por pocas personas y en condiciones de perceptibilidad especialmente favorables.
II
Débil
Se percibe sólo por personas en reposo, particularmente ubicada en los pisos superiores de los edificios.
III
Leve
Se percibe en los interiores de los edificios y casas, las personas no distinguen claramente que la naturaleza del fenómeno es sísmica por su semejanza con la vibración por el paso de un vehículo.
IV
Moderado
Los objetos colgantes oscilan visiblemente, muchas personas lo notan en el interior de los edificios. En el exterior la percepción no es tan general. Se escuchan vibraciones de la valija, puerta y ventanas, se siente el crujir de algunos tabiques de madera y los automóviles detenidos se mecen.
V
Poco fuerte
La mayoría de las personas lo percibe aún en el exterior, los líquidos oscilan dentro de sus recipientes y aún pueden derramarse. Los objetos inestables se mueven o vuelcan, los péndulos de los relojes alteran su ritmo o se detienen. Es posible estimar la dirección principal del movimiento sísmico.
VI
Fuerte
Los objetos colgantes oscilan visiblemente, muchas personas lo notan en el interior de los edificios. En el exterior la percepción no es tan general. Se escuchan vibraciones de la valija, puerta y ventanas, se sienten crujir algunos tabiques de madera y los automóviles detenidos se mecen.
VII
Muy fuerte
Los objetos colgantes se estremecen; se experimenta dificultad para mantenerse de pie, el fenómeno es percibido por los conductores de automóviles en marcha, se producen daños de consideración en estructuras mal construidas o mal proyectadas. Sufren daños menores (grietas) las estructuras corrientes de albañilería bien construidas. Las chimeneas débiles se quiebran a nivel de la techumbre. Los terraplenes y taludes de arena o grava experimentan pequeños deslizamientos.
VIII Destructivo Se hace difícil e inseguro el manejo de vehículos, se producen daños de consideración y aún el derrumbe parcial en estructuras de albañilería bien construidas. En estructuras de albañilería bien proyectadas y construidas sólo se producen daños leves, caen chimeneas en casas e industrias; caen igualmente monumentos, columnas, torres y estanques elevados. Se producen cambios en las corrientes de agua y en la temperatura de vertientes, aparecen grietas en el suelo húmedo.
IX
Muy destructivo
Se produce pánico general, las estructuras de albañilería mal construidas se destruyen. Las estructuras de albañilería bien construidas se dañan seriamente y a veces se derrumban totalmente, sufren daños en los depósitos de agua y gas. Se quiebran tuberías subterráneas. Aparecen grietas aún en suelos secos. En regiones aluviales, pequeñas cantidades de lodo y arena son expelidas del suelo.
X
Desastroso
Se destruyen gran parte de las estructuras de albañilería de toda especie. Se destruyen los cimientos de las estructuras de madera bien construidas, incluso puentes se destruyen, se producen daños en represas, diques y malecones. Se producen grandes desplazamientos del terreno en los taludes. Cantidades apreciables de lodo y arena se desplazan horizontalmente sobre las playas y terrenos planos. Los rieles de las vías férreas quedan ligeramente deformados.
XI
Muy desastroso
Muy pocas estructuras de albañilería quedan en pie. Los rieles de las vías férreas quedan fuertemente deformados. Las tuberías quedan totalmente fuera de servicio.
XII Catastrófico El daño es casi total, se desplazan grandes masas de roca y objetos saltan al aire.


Zonas Sísmicas

El planeta Tierra ha sido dividido de acuerdo al riesgo de sufrir terremotos. provocados por la actividad tectónica. Estas zonas son:


Sísmicas

Son zonas de la corteza terrestre muy propensas a sufrir grandes terremotos, suelen coincidir con regiones donde se levantan cadenas montañosas de reciente formación, y en otras en donde existe fricción entre las placas tectónicas

Estas zonas de alto riesgo son las que están en lugares en donde las placas tectónicas que chocan, o simplemente se rozan, provocando actividad sísmica.

Las tres regiones del mundo que presentan más riesgos de terremotos son el Cinturón de Fuego del Pacífico, el Cinturón Euroasiático-Melanésico y la Dorsal Mesoatlántica.

La primera es de estas zonas es la mayor actividad en el mundo, ya que supone hasta un 90% de la energía sísmica del planeta.

Es un anillo bastante amplio, bordeando el Pacífico y las costas sudamericanas. Desde allí llega a Japón y a las Indias Orientales.

El llamado Cinturón Euroasiático-Melanésico recorre todas las áreas montañosas de Europa y Asia, llegando a la Melanesia. Así va desde España hasta estas islas, pasando por Turquía y el Himalaya.

La última zona señalada, la Dorsal Mesoatlántica, está localizada en el océano Atlántico.


Penisísmicas

Son áreas en las que sólo se registran sismos débiles y no con mucha frecuencia.

Esto no significa que sean regiones menos seguras; estadísticamente, en estos sitios los terremotos son bastante menos frecuentes e intensos.

No hay que confundir esta clasificación con la de riesgo de terremoto, que suele tener en cuenta la población afectada: un terremoto en una zona penisísmica muy poblada puede causar más daños que uno en la zona sísmica despoblada.


Asísmicas

Son regiones muy estables de la corteza terrestre en las que raramente se registran movimientos telúricos.

Estas zonas suelen ser antiguas, con corteza de tipo continental y lejanas a las fronteras entre placas. En la Figura 8, podemos observar la distribución de zonas sísmicas (roja-naranja), penisísmicas (amarillo-verde) y asísmicas (blanco) en el mundo.

Zonas sísmicas del mundo
Fig. 8. Zonas sísmicas en el mundo.

Fuente:

  • Tarbuck, E. y Lutgens, F. Ciencias de la Tierra 8va. Edición. Pearson Education. Madrid, España (2005).
  • Colaboradores de Wikipedia. Terremoto. Wikipedia, la enciclopedia libre (2021). https://es.wikipedia.org/wiki/Terremoto
  • Lagos, S. La Instrumentación Sísmica en México. Tesis de Grado. Universidad Autónoma de México. México, D.F. México (2014).
  • Montano, J. Zona Penisísmica, Asísmica y Sísmica: Características. lifeder.com (2020). https://www.lifeder.com/zona-penisismica-asismica-sismica/
  • Madrid, M. Magnitud e Intensidad Sísmica. Todosismo.com (2020). https://www.todosismo.com/2020/10/magnitud-e-intensidad-sismica.html



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