Terremotos CIENCIA

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Ciencia

Los t., sismos, movimientos sísmicos o temblores de tierra, son sacudidas o movimientos súbitos, bruscos y de breve duración de la corteza terrestre (v.). La ciencia que estudia los t. y los fenómenos con ellos relacionados es la Sismología, rama de la Geodinámica interna, que cuenta con gran número de investigadores, dada la repercusión de los t., una de las más temibles catástrofes naturales.

Causas de los terremotos. Los temblores de tierra pueden ser producidos por muchas causas; así, pequeños sismos tienen su origen en variaciones bruscas y elevadas de la presión atmosférica (ciclones), fuertes y repentinas lluvias, mareas acusadas, hundimientos de cavernas cársticas o masas de yeso, deslizamientos y desprendimientos de rocas, etc. Modernamente, las explosiones nucleares, en la atmósfera o subterráneas, provocan también terremotos. Siguen en importancia los t. volcánicos, causados por las perturbaciones volcánicas previas a la erupción -explosiones gaseosas, ascensión del magma por la chimenea, destaponamiento de conductos- o por ésta misma; en ocasiones alcanzan gran intensidad (v. VOLCANES). Los grandes t. tienen origen tectónico (V. TECTÓNICA), es decir, en dislocaciones internas de la corteza, que producen la rotura de las rocas formando una falla (v.) o el deslizamiento de los bloques a lo largo de una falla ya existente. Las fuerzas tectónicas se acumulan en una zona hasta sobrepasar el límite de elasticidad, con la consiguiente rápida y brusca modificación en la posición de los bloques. Cuando las rocas están próximas al punto de ruptura el t. puede ser desencadenado por una causa ajena, como otro t. lejano, un ciclón, deslizamiento, explosión nuclear, etcétera. El punto del interior de la Tierra donde se produce un t. es el foco o hipocentro; el punto de la superficie terrestre situado en su vertical, y primero en registrar el sismo, es el epicentro.

Duración y frecuencia. Normalmente, los t. no duran más de unos pocos segundos; excepcionalmente, unos minutos. En el caso más complejo, el sismo se desarrolla en tres tiempos: 1) Movimientos preliminares o premonitores, de poca intensidad y duración, que pueden repetirse durante varios días antes de la sacudida principal; han sido investigados a fondo por sismólogos japoneses, que tratan de utilizarlos para prever los terremotos. Durante esta fase se inicia el movimiento tectónico. 2) Movimiento principal, que puede durar de unos segundos a pocos minutos. 3) Movimientos de reajuste o réplica, de menor intensidad; a veces, se prolongan durante bastante tiempo a intervalos variables.

Los t. pueden ir precedidos, acompañados o incluso seguidos por los ruidos sísmicos o "retumbos", sonidos sordos y retumbantes, como de truenos lejanos, en ocasiones muy acusados. Se registran t., de mayor o menor intensidad, de modo prácticamente continuo; de ellos, sólo muy pocos son macrosismos de efectos considerables. La inmensa mayoría son microsismos, apenas perceptibles, pero que constituyen un verdadero "ruido de fondo" de la Tierra.

Ondas sísmicas. El trastorno tectónico causante de un t. se traduce en ondas de vibración que, a partir del hipocentro, se extiende radialmente. Se distinguen tres tipos: 1) Ondas P, primarias (primae undae) o longitudinales. Tienen caracteres comunes a las ondas S; viajan por el interior de la Tierra; su velocidad aumenta con la profundidad, como consecuencia del aumento de densidad de los materiales atravesados. Debido a esto, el avance del frente de onda no es rectilíneo, sino convexo hacia el centro de la Tierra, y se refracta en los distintos medios. Las ondas primarias se denominan así por ser las primeras en llegar a los registros, puesto que son las de velocidad más alta (8-13 Km/seg.) Esta velocidad, VP, depende de la incompresibilidad, I, rigidez, R y densidad, D, de los materiales:I+ZRV P= YDSe debe esto a su carácter de ondas longitudinales, es decir, de compresión, semejantes a las ondas sonoras; las partículas vibran en la misma dirección del avance de la onda. Se propagan tanto a través de sólidos como de fluidos. 2) Ondas S, secundarias (secundae undae) o transversales. Más lentas que las P, su velocidad, V5, es función de la rigidez y densidad de los materiales, con una media de 4-8 km/seg.:RVs= VDcon una relaciónVpIVs=1,7.

Son ondas transversales semejantes a las producidas en una cuerda tensa agitada por un extremo, en las que la vibración es normal a la dirección de avance. Se propagan exclusivamente en sólidos. 3) Ondas L, largas o superficiales. Son las más lentas -velocidad constante de 3,5 Km/h. aprox- y de periodo más amplio. Viajan en superficie, a lo largo de la discontinuidad cortical, reflejándose en los planos limitantes superior e inferior, como las ondas formadas en un estanque al arrojar una piedra. Los frentes de onda irradian del epicentro. Se distinguen dos tipos: ondas de Love, con movimiento de las partículas horizontal y normal a la dirección de propagación; y ondas de Rayleigh, con movimiento de las partículas en órbitas elípticas en el plano de propagación; son las últimas en llegar a los aparatos de registro.

Sismógrafos y sismogramas. Los aparatos de registro de un t. se denominan sismógrafos. El más antiguo conocido es del s. II y procede de China. Los sismógrafos normales se basan en el efecto de inercia pendular; un péndulo (v.) de gran masa permanece inmóvil durante las vibraciones sísmicas, a causa de su inercia (v.), mientras el soporte vibra solidariamente con el terreno. Para evitar que el péndulo adquiera vibraciones sincrónicas con el resto, se aplican diversos sistemas de amortiguación: elásticos o hidráulicos. Los movimientos diferenciales del péndulo respecto al soporte son llevados a un registro por distintos métodos: un estilete unido al extremo del péndulo, que marca sobre un tambor giratorio, es el mecanismo más sencillo. Para ampliar la vibración se utilizan medios luminosos -un espejo en el extremo del péndulo refleja un rayo de luz sobre una cinta de papel fotográfico en el tambor-, eléctricos, etc. (fig. 1). Según la posición del péndulo, los sismógrafos pueden ser horizontales y verticales, para registrar respectivamente los movimientos verticales y horizontales del suelo. Una estación sísmica debe tener sismógrafos capaces de registrar los movimientos en las tres direcciones espaciales: dos horizontales normales . entre sí y una vertical normal al plano de las anteriores.

Las técnicas recientes han perfeccionado y puesto a punto muchos tipos de sismógrafos: en prospección geofísica son muy útiles los geófonos portátiles, basados en las variaciones inducidas en campos electromagnéticos por efecto de los movimientos relativos dentro del aparato. Uno de los sistemas de sismógrafos más efectivo es elinstalado en Eskdalemvir (Escocia), consistente en dos series de aparatos enterrados que forman dos filas perpendiculares, cubren una considerable extensión, son capaces de registrar microsismos de muy pequeña intensidad y transmiten los datos por computadores a los sistemas centrales de registro. El resultado del registro sismográficó de un t. es un sismograma; en general, se aprecian en él tres fases principales, que corresponden a la llegada de los tres tipos de ondas -P, S y L- y sus intervalos correspondientes (fig. 2). En los sismogramas se registran no sólo las ondas que llegan directamente, sino también las reflejadas no procedentes directamente del foco.

Efectos de los terremotos. Al paso de las ondas sísmicas, especialmente de las L, se forman grietas en las crestas de las ondulaciones, que pueden volver a cerrarse; a veces, la anchura de estas grietas es enorme. Como consecuencia de las vibraciones, se pueden producir deslizamientos de tierras y canchales, aludes de nieve, etc. Desplazamientos verticales u horizontales de accidentes del terreno (valles, arroyos, escarpes, etc.) pueden originarse en las zonas afectadas por fallas y según la naturaleza de éstas; así, en el t. de San Francisco, causado por la falla de San Andrés, se produjeron desplazamientos de los labios de esta falla, de tipo horizontal, de más de 4 m. Otro de los efectos de más grave repercusión en los t. de epicentro submarino (maremotos) es la formación de gigantescas olas -olas sísmicas, olas de marea, o tsunamis en japonés- a veces de más de 30 m. de altura y que pueden desplazarse a más de 470 millas/h. Las olas producidas en un maremoto en el Japón pueden alcanzar las costas de California en pocas horas.

Los t. producen el desplome y la destrucción de las obras públicas (edificios, puentes, presas, etc.). Sus efectos desastrosos en las ciudades se han debido, en muchas ocasiones, no al derrumbe de los edificios, sino a las consecuencias secundarias, como la rotura de conducciones de agua y gas, que ocasionan inundaciones e incendios. En las costas, es temible la violencia de los tsunamis que, retrocediendo primero en una intensa bajamar, se lanzan luego con violencia hacia adelante. Otra causa de grandes pérdidas humanas pueden ser, en zonas rurales, los desplomes de tierras sueltas sobre poblados, como los que tuvieron lugar en los t. de Kansú (China) en 1920 y 1927, al deslizar ingentes volúmenes del loess que forma esta región. En regiones de acusada sismicidad se han levantado construcciones resistentes a los temblores, ya sea de materiales ligeros o con métodos especiales de cimentación (cimientos sobre balsas hidráulicas, etc.). En la tabla 1 se incluye una relación de t. catastróficos registrados en los últimos siglos.

Escalas de intensidad. La intensidad de un t. se mide tradicionalmente por los efectos destructivos que causa en los bienes humanos; a este respecto, el italiano MercaIii estableció una escala de intensidad que se ha hecho clásica (tabla 2). Sin embargo, estas medidas carecen de un valor objetivo, ya que un mismo t. puede causar efectos más o menos desastrosos según las condiciones del lugar afectado, tipo de construcciones, etc. Para apreciar la verdadera intensidad física de un t. hay que tomar como base otras medidas, como son la aceleración máxima de los movimientos del suelo o, lo que expresa de modo real la magnitud del sismo, la cantidad de energía elástica liberada en el movimiento tectónico causante del t., determinable por medidas sismográficas. De acuerdo con esto, Richter (1935) estableció una escala de magnitudes reales (M) según la fórmulaM=logia E-5,812,4,siendo E la energía liberada expresada en ergios. Como ya se ha indicado, a una misma magnitud real (Richter) pueden corresponder intensidades (Mercalli) diversas, según las circunstancias. La magnitud más alta registrada en este siglo es de 8,9 (Chile 1960), correspondiente a una liberación de energía de 1027 erg.

La intensidad de los efectos disminuye desde el epicentro a la periferia; las líneas que unen los puntos de igual intensidad (isosistas o líneas isosísmicas) son aproximadamente concéntricas al epicentro. Las líneas que unen puntos donde el t. se registra a la misma hora se llaman homosistas. Se denomina área macrosísmica la comprendida por la isosista de grado 11 (perceptible para el hombre), y área pleistosísmica la comprendida por la isosista de mayor intensidad. Según el tipo de epicentro, hay dos formas de isosistas: circulares en los epicentros puntuales, propios de sismos localizados y de intensidad no muy elevada; y elípticas en los epicentros lineales, a veces de gran extensión, propios de sismos de gran intensidad que afectan a amplias regiones (fig. 3).

Localización de hipo y epicentro. La determinación de la profundidad h del hipocentro (H) puede hacerse a partir de las intensidades observadas en el epicentro (E) y en un punto (P) a distancia conocida d -IE e Ip---, según las fórmulasIp/IE=h2lrz=senz a;tg a=h/d;h=d-tg a, según la fig. 4.

Según esta profundidad, los t. se clasifican en: superficiales (menos de 60-70 Km.), intermedios (70 a 300 Km.) y profundos (batisismos, a más de 300 Km. La máxima profundidad registrada es de 720 Km.

Las causas de los batisismos no se han investigado satisfactoriamente aún.

Representando en una gráfica tiempo-distancia el trayecto de las ondas sísmicas, se obtienen curvas dromocrónicas u hodócronas (fig. 5). En ellas se aprecia que el lapso de tiempo entre la llegada de las ondas P y S aumenta con la distancia; aproximadamente el intervalo P-S en minutos, registrado en un observatorio, menos una unidad es igual a la distancia al epicentro en miles de Km.; p. ej., a un intervalo de 2,5 min. correspondería una distancia aproximada de 1.500 Km. Con medidas de tres observatorios puede determinarse la situación del epicentro (fig. 6).

Geografía sísmica. Las zonas de mayor sismicidad (t. más frecuentes e intensos) coinciden aproximadamente con los cinturones volcánicos circumpacífico y mediterráneo, aún inestables, donde se produjeron los movimientos orogénicos alpinos en el Terciario (v. TERCIARIA, ERA). El reajuste de estas zonas aún activas, y la actividad interna de la corteza terrestre en ellas, se manifiesta en dos fenómenos superpuestos: vulcanismo y sismicidad. Algunas de las regiones más afligidas por t. son: Japón, China, Filipinas, Irán, Turquía, Italia y Grecia, y la costa americana del Pacífico: región andina (Chile especialmente), México, California y Alaska, atravesada por importantes fracturas corticales. Se ha establecido un índice de sismicidad para una región a base del número de sacudidas anuales por cada 100.000 Km2. En España son zonas de sismicidad media el valle del Guadalquivir y región bética (máxima en el país), valle del Ebro, Sur de los Pirineos y cordillera Costera Catalana, regiones afectadas por la orogenia alpina.

Aplicaciones de las investigaciones sísmicas. Las medidas sismológicas de las velocidades de las ondas sísmicas en los materiales atravesados han permitido determinar la estructura del globo terrestre con sus zonas de núcleo, manto y corteza, las superficies de discontinuidad, los espesores, las densidades, etc. La propiedad de las ondas S de no propagarse en fluidos ha hecho suponer la presencia de un núcleo externo en estado fluidificado. Las ondas L y su reflexión continua en la corteza han constituido uno de los métodos más definitivos en el estudio de la estructura cortical (v. TIERRA II). Los métodos sísmicos en prospección geofísica (v.) se basan en la producción artificial de sismos de pequeña intensidad, mediante explosiones de dinamita, y su estudio con geófonos. Mediante el conocimiento de la reflexión y la refracción de las ondas sísmicas, se pueden localizar estructuras del subsuelo -anticlinales, domos salinos, etc- determinando profundidad, buzamientos y demás caracteres. El método de reflexión se aplica a los yacimientos petrolíferos conocidos y a la búsqueda de otros nuevos, detectando estructuras consideradas como "trampas" de petróleo.

JUAN E. RAMÍREZ.

BIBL.: A. HOLMES, Geología física, Barcelona 1962; J. P. RoTHE, Sismos y volcanes, Barcelona 1972; P. BYERLY, Seismology, Nueva York 1953; 1. MILNE, Earthquakes and other earth movements, Londres 1956; C. DAVISON, Great earthquakes, Londres 1948; H. JEFFREYs, Earthquakes and mountains, Londres 1962; B. MELÉNDEZ y 1. M. FÚSTER, Geología, Madrid 1969.