CAPÍTULO 14 LOS TERREMOTOS DEFIICIÓ Se llama terremotos a las vibraciones de la tierra producidas por súbitas liberaciones de energía elástica originada en el interior de la tierra. Debido a súbitas dislocaciones de la corteza, se generan ondas elásticas que se irradian en todas direcciones y se propagan hasta la superficie de la tierra con efectos muchas veces devastadores. La mayor parte de los terremotos se generan en fallas geológicas asociadas a los bordes de las placas tectónicas que conforman la corteza terrestre, otros se deben a la activación o reactivación de fallas geológicas presentes en los continentes, en sitios diferentes a los bordes de placas. Se llama FOCO al sitio donde se genera la perturbación sísmica y EPICETRO a la zona superficial situada directamente encima del foco a donde llegan las ondas que producen las vibraciones. (Figura 1).

Figura 1: Foco y Epicentro en un terremoto

MECAISMO A raíz del terremoto que destruyó la ciudad de San Francisco en 1906, se realizaron estudios muy cuidadosos de las características de los desplazamientos de las rocas a lo largo de la falla de San Andrés donde se originó el movimiento sísmico. Esta falla enfrenta rocas de la placa del Pacífico con rocas de la Placa de Norte América y durante el sismo su parte norte fue afectada por desplazamientos horizontales de casi 5 metros A partir de estos estudios el profesor H. F. Reid propuso la teoría del Rebote Elástico que se ilustra en las gráficas de la Figura 2.

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Ruptura pre-existente antes del desplazamiento

Deformación muy lenta y diferencial de la roca debido a fuerzas tectónicas en la zona de falla, con acumulación de energía elástica

Superada la resistencia de la roca se activa o se reactiva la falla con desplazamientos en las zonas más débiles acompañados de una recuperación o rebote elástico de las rocas, que permite la liberación de la energía acumulada durante la deformación. .

Una vez liberada toda la energía las partículas de la roca se reacomodan

Figura 2 Ilustración de la teorías del Rebote Elástico de Reid (tomado de Tarbuck y Lutgens)

En algunos segmentos de las fallas se producen movimientos muy lentos y graduales que generan muy poca perturbación sísmica (fault creep); en otros segmentos se producen deslazamientos pequeños que pueden generar terremotos débiles que pueden pasar desapercibidos, en otros segmentos las rocas se deforman gradualmente sin fallar de tal manera que acumulan gran cantidad de energía durante varios años hasta que algún día fallan súbitamente (stick slip) causando los terremotos que provocan desatres. Los períodos de recurrencia de estos sismos mayores son diferentes para cada región. En el caso de la falla de San Andrés los terremotos grandes ocurren cada 50 a 200 años. La activación o reactivación de fallas geológicas origina desplazamientos tanto horizontales como verticales en superficie y si la magnitud de la perturbación no es muy

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grande o el foco es muy profundo, es posible que no ocurran efectos sensibles en la superficie. Los grandes terremotos están precedidos por sismos más pequeños conocidos como precursores y seguidos por sismos también menores conocidos como réplicas. REGISTRO DE LOS SISMOS Los sismos se registran en SISMÓGRAFOS. Esto aparatos funcionan según un principio que se ilustra en la Figura 3. Una masa suspendida libremente de un soporte fijo en el terreno. Cuando ocurre una vibración en profundidad y ésta llega al instrumento, la masa suspendida se mantiene estacionaria (inercia) mientras que el terreno junto con el soporte se mueve y este movimiento se registra en el tambor giratorio. El sismógrafo de la Figura 3 está diseñado para registrar movimientos horizontales en tanto que el sismógrafo de la Figura 4 permite registrar movimientos verticales.

Figura 3: Principio de funcionamiento de un sismógrafo que registra movimientos horizontales del terreno

Figura 4 Sismógrafo diseñado para registrar movimientos verticales del terreno

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LOS SISMOGRAMAS En el capítulo 3 se presentaron los aspectos sismológicos relacionados con el origen y características de las ondas sísmicas. Como se recordará las ondas P y S corresponden a las ondas de cuerpo, es decir, las que se desplazan a través del subsuelo; en tanto que las ondas L son las superficiales, que corresponden a las que se desplazan por la superficie, más lentamente que las de cuero. La Figura 5 muestra la forma como se registran las ondas L, P y S. La primeras en llegar son las ondas P, luego las S y finalmente las L, estas últimas las de mayor amplitud. Se puede medir en minutos, el retrazo entre la primera onda P y la primera onda S. Entre mayor sea este retraso, mayor será la distancia al epicentro del sismo.

Figura 5 Sismograma típico. Las ondas L son las de mayor amplitud. Se aprecia además un retraso de 5 minutos entre llegada de la primera onda P y llegada de la primera onda S.

LOCALIZACIÓ DE U TERREMOTO 1. Distancia al epicentro Entre mayor sea el intervalo de tiempo (retraso) entre la llegada de la primera onda P y la llegada de la primera onda S, mayor será la distancia al origen del terremoto. A partir de sismogramas típicos-escogidos- se han generado graficas como las de la Figura 6 que muestran la relación entre la distancia al epicentro y el tiempo de llegada de las señales sísmicas, con base en curvas típicas de ondas P y S. En esta figura se puede establecer como ejemplo que para un retraso de 5 minutos la distancia al epicentro es de 3800 kilómetros aproximadamente. Esto en cualquier dirección. 2. Dirección En un globo terrestre se trazan círculos al rededor de cada una de por lo menos 3 estaciones donde se registró el sismo. (Figura 7) Los radios de estos círculos deben coincidir con las distancias al epicentro para cada estación. El punto donde los 3 círculos se cruzan debe corresponder al epicentro del terremoto. 326

Figura 6: Relación distancia –tiempo para determinar la distancia al epicentro de un terremoto.

Figura 7 Localización del epicentro

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PROFUDIDAD DE LOS TERREMOTOS (Figura 8)

Existen varias escalas de profundidad para los terremotos. A continuación se menciona una de ellas: SUPERFICIALES 0 A 70 Km ITERMEDIOS 70 A 300 Km > 300 Km PROFUDOS

Figura 8 Profundidad

DISTRIBUCIÓ GEOGRÁFICA DE LOS SISMOS Los terremotos se concentran a lo largo de tres cinturones sísmicos: •

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•

El 85% de la energía se libera en el Cinturón de Fuego del Pacífico en Sur América, Japón, Filipinas y varias cadenas de islas volcánicas. Casi todos los sismos de foco intermedio y profundo, se originan tierra adentro de las fosas oceánicas. La mayor sismicidad es de tipo tectónico, asociada las superficies de Wadati-Benioff. El 10% de la energía liberada en los terremotos se da a lo largo de la zona mediterránea-trans-asiática, con zonas de elevada sismisidad como Italia, Grecia, Irán y China. Se deben a compresión de las placas africana e índica sobre la placa Eurasiática El 5% de la energía liberada en los terremotos se produce en el sistema de las dorsales oceánicas, por movimientos a lo largo de las fallas de transformación. Generalmente son de foco superficial y ninguno es de intensidad importante.

ITESIDAD Es una medida subjetiva de los daños. Giuseppe Mercalli desarrolló en 1902 la escala de intensidad de I a XII muy conocida. La Figura 9 reproduce esa escala con algunas modificaciones introducidas por el U.S. COSAT and Geodetic Survey. Es claro que esta escala es aún muy subjetiva porque la gente puede dar interpretaciones muy diferentes según su “punto de vista”, o las circunstancias. La intensidad de un terremoto depende no solamente de la cantidad de energía que alcanza la superficie terrestre. Se tiene que evaluar otros factores, como por ejemplo: (1) el objetivo del daño: edificios, puentes u otras estructuras, obras lineales (carreteras , oleoductos etc), taludes de carretaras u otras excavaciones y las laderas naturales; (2) la calidad de las edificaciones; (3) el tipo de suelo en el sitio afectado; si son suelos blandos amplifican más las ondas elásticas que los suelos duros o los substratos rocosos. (4) De dos

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terremotos que liberen la misma energía, el más dañino seguramente es aquel cuyo foco es menos profundo. .

I II III IV V VI VII

VIII

IX X XI XII

La gente en general no lo siente. Lo sienten algunas personas en reposo, principalmente el pisos elevado de edificios. Lo sienten varias personas en los pisos altos de edificios pero no todas lo reconocen como un terremoto. Lo sienten y reconocen varis personas en los interiores de los edificios pero solo algunas pocas afuera Lo siente todo el mundo; algunos que dormían se despiertan. Todos lo sienten y comienzan los daños: Algunos muebles pesados se mueven y caen algunas paredes. Todo el mundo sale a la calle y se presentan daños de magnitud que depende de la calidad del diseño y de los materiales mismos de las edificaciones. Los daños en las edificaciones mejor concebidas es despreciable. Los daños en las edificaciones bien concebidas son ya importantes y las mal concebidas sufren daños considerables (caen columnas, monumentos, muros etc) Daños considerables en estructuras bien concebidas apreciables: los edificios se desplazan de sus cimientos y se abren grieta en el suelo. Se destruyen algunas estructuras de madera bien construidas y las grietas del terreno se propagan considerablemente. Casi todas las edificaciones se destruyen lo mismo que la mayoría de los puentes. Daño total: Se aprecia claramente el movimiento ondular del suelo y varios objetos son lanzados al aire.

______________________________________________________________________ Figura 9 Ede Mercalli modificada segú el U.S. COSAT and Geodetic Survey. MAGITUD En este caso los terremotos se clasifican según la cantidad de energía liberada que depende de la cantidad de material que se desplaza en la zona de falla y la distancia de ese desplazamiento. Pero muy pocas fallas cortan la superficie de la tierra de tal manera que es difícil medir directamente la cantidad de desplazamiento. En 1935 Charles Richter del Instituto Tecnológico de California clasificó los terremotos que ocurría en el Sur de California en grupos de magnitud grande, media o pequeña con base en la interpretación de los sismogramas. La Magnitud de Richter se determina con base en la amplitud de la mayor onda registrada en un sismograma. Para normalizar la medición se deben hacer ajustes relacionados con el debilitamiento de las ondas sísmicas conforme se alejan del foco y con la sensibilidad del aparato que registra el sismo. Al respecto Richter propuso 100 kilómetros como distancia normalizada y el instrumento Wood-Anderson como el dispositivo de referencia. En el sismograma de la Figura 10 la amplitud de la mayor onda L registrada es de 23 mm y el intervalo entre la llega de de la onda P y las llegada de la onda S es de 24 segundos (S-P en la grafica). Tomando gráficamente estos valores e Interpolando gráficamente se obtiene una magnitud de 5. 329

La magnitud de Richter se mide n la escala de 1 a 9. De los registrados algunos alcanzan la magnitud 8.9 (liberaron 1026 ergios de energía, equivalente a la detonación de 1000 millones de TNT. Los seres humanos no sentimos terremotos con magnitud