Terremoto - Earthquake

Los epicentros de los terremotos ocurren principalmente a lo largo de los límites de las placas tectónicas, y especialmente en el Cinturón de Fuego del Pacífico .
Movimiento global de placas tectónicas

Un terremoto (también conocido como terremoto , tremor o temblor ) es la sacudida de la superficie de la Tierra como resultado de una liberación repentina de energía en la litosfera de la Tierra que crea ondas sísmicas . Los terremotos pueden variar en tamaño, desde los que son tan débiles que no se pueden sentir hasta los que son lo suficientemente violentos como para lanzar objetos y personas por el aire y causar destrucción en ciudades enteras. La sismicidad , o actividad sísmica , de un área es la frecuencia, el tipo y el tamaño de los terremotos experimentados durante un tiempo. La palabra temblor también se usa para ruidos sísmicos no relacionados con terremotos .

En la superficie de la Tierra, los terremotos se manifiestan sacudiendo y desplazando o perturbando el suelo. Cuando el epicentro de un gran terremoto se encuentra en alta mar, el lecho marino puede desplazarse lo suficiente como para causar un tsunami . Los terremotos también pueden desencadenar deslizamientos de tierra y, ocasionalmente, actividad volcánica.

En su sentido más general, la palabra terremoto se usa para describir cualquier evento sísmico, ya sea natural o causado por humanos, que genera ondas sísmicas. Los terremotos son causados ​​principalmente por la ruptura de fallas geológicas , pero también por otros eventos como actividad volcánica, deslizamientos de tierra, explosiones de minas y pruebas nucleares . El punto de ruptura inicial de un terremoto se llama hipocentro o foco. El epicentro es el punto a nivel del suelo directamente sobre el hipocentro.

Terremotos naturales

Tres tipos de fallas:
A. Strike-slip
B. Normal
C. Inversa

Los terremotos tectónicos ocurren en cualquier parte de la tierra donde hay suficiente energía de tensión elástica almacenada para impulsar la propagación de fracturas a lo largo de un plano de falla . Los lados de una falla se mueven entre sí de manera uniforme y asísmica solo si no hay irregularidades o asperezas a lo largo de la superficie de la falla que aumenten la resistencia por fricción. La mayoría de las superficies de falla tienen tales asperezas, lo que conduce a una forma de comportamiento de adherencia y deslizamiento . Una vez que la falla se ha bloqueado, el movimiento relativo continuo entre las placas conduce a un aumento de la tensión y, por lo tanto, a la energía de deformación almacenada en el volumen alrededor de la superficie de la falla. Esto continúa hasta que la tensión ha aumentado lo suficiente como para atravesar la aspereza, permitiendo de repente deslizarse sobre la parte bloqueada de la falla, liberando la energía almacenada . Esta energía se libera como una combinación de ondas sísmicas de tensión elástica radiada , calentamiento por fricción de la superficie de la falla y agrietamiento de la roca, lo que provoca un terremoto. Este proceso de acumulación gradual de deformación y tensión puntuado por fallas ocasionales de terremotos repentinos se conoce como la teoría del rebote elástico . Se estima que solo el 10 por ciento o menos de la energía total de un terremoto se irradia como energía sísmica. La mayor parte de la energía del terremoto se usa para impulsar el crecimiento de la fractura del terremoto o se convierte en calor generado por la fricción. Por lo tanto, los terremotos reducen la energía potencial elástica disponible de la Tierra y elevan su temperatura, aunque estos cambios son insignificantes en comparación con el flujo de calor conductivo y convectivo que sale del interior profundo de la Tierra.

Tipos de fallas sísmicas

Hay tres tipos principales de fallas, todas las cuales pueden causar un terremoto entre placas : normal, inversa (empuje) y de deslizamiento. Las fallas normales e inversas son ejemplos de deslizamiento por inmersión, donde el desplazamiento a lo largo de la falla es en la dirección del buzamiento y donde el movimiento sobre ellas involucra una componente vertical. Las fallas normales ocurren principalmente en áreas donde la corteza se está extendiendo , como un límite divergente . Las fallas inversas ocurren en áreas donde la corteza se está acortando , como en un límite convergente. Las fallas de rumbo son estructuras empinadas donde los dos lados de la falla se deslizan horizontalmente uno al lado del otro; Los límites de transformación son un tipo particular de falla de rumbo. Muchos terremotos son causados ​​por el movimiento de fallas que tienen componentes tanto de deslizamiento de inmersión como de deslizamiento de rumbo; esto se conoce como deslizamiento oblicuo.

Las fallas inversas, particularmente aquellas a lo largo de los límites de placas convergentes , están asociadas con los terremotos más poderosos, los megaterremotos , incluidos casi todos los de magnitud 8 o más. Los terremotos de Megathrust son responsables de aproximadamente el 90% del momento sísmico total liberado en todo el mundo. Las fallas de rumbo, en particular las transformadas continentales , pueden producir grandes terremotos de hasta una magnitud de 8. Los terremotos asociados con fallas normales son generalmente de menos de una magnitud de 7. Por cada unidad de aumento en magnitud, hay un aumento de aproximadamente treinta veces en la energía liberada. Por ejemplo, un terremoto de magnitud 6,0 ​​libera aproximadamente 32 veces más energía que un terremoto de magnitud 5,0 y un terremoto de magnitud 7,0 libera 1000 veces más energía que un terremoto de magnitud 5,0. Un terremoto de magnitud 8,6 libera la misma cantidad de energía que 10.000 bombas atómicas que las que se utilizaron en la Segunda Guerra Mundial .

Esto es así porque la energía liberada en un terremoto, y por lo tanto su magnitud, es proporcional al área de falla que se rompe y la caída de tensión. Por lo tanto, cuanto mayor sea la longitud y mayor el ancho del área fallada, mayor será la magnitud resultante. La parte superior y quebradiza de la corteza terrestre y las losas frías de las placas tectónicas que descienden hacia el manto caliente son las únicas partes de nuestro planeta que pueden almacenar energía elástica y liberarla en rupturas de fallas. Las rocas a más de 300 ° C (572 ° F) fluyen en respuesta al estrés; no se rompen en los terremotos. Las longitudes máximas observadas de rupturas y fallas mapeadas (que pueden romperse en una sola ruptura) son de aproximadamente 1000 km (620 millas). Ejemplos son los terremotos en Alaska (1957) , Chile (1960) y Sumatra (2004) , todos en zonas de subducción. Las rupturas sísmicas más largas en fallas de rumbo, como la falla de San Andrés ( 1857 , 1906 ), la falla de Anatolia del Norte en Turquía ( 1939 ) y la falla de Denali en Alaska ( 2002 ), tienen entre la mitad y un tercio de la longitud de las longitudes a lo largo de los márgenes de las placas en subducción y las de las fallas normales son aún más cortas.

Foto aérea de la falla de San Andrés en Carrizo Plain , al noroeste de Los Ángeles

Sin embargo, el parámetro más importante que controla la magnitud máxima del terremoto en una falla no es la longitud máxima disponible, sino el ancho disponible porque este último varía en un factor de 20. A lo largo de los márgenes de las placas convergentes, el ángulo de buzamiento del plano de ruptura es muy superficial, típicamente alrededor de 10 grados. Por lo tanto, el ancho del plano dentro de la corteza superior quebradiza de la Tierra puede llegar a ser de 50 a 100 km (31 a 62 millas) ( Japón, 2011 ; Alaska, 1964 ), lo que hace posible los terremotos más poderosos.

Las fallas de rumbo tienden a estar orientadas casi verticalmente, lo que da como resultado un ancho aproximado de 10 km (6,2 millas) dentro de la corteza frágil. Por lo tanto, los terremotos con magnitudes mucho mayores que 8 no son posibles. Las magnitudes máximas a lo largo de muchas fallas normales son aún más limitadas porque muchas de ellas están ubicadas a lo largo de los centros de expansión, como en Islandia, donde el espesor de la capa frágil es de solo unos seis kilómetros (3,7 millas).

Además, existe una jerarquía de niveles de estrés en los tres tipos de fallas. Las fallas de empuje son generadas por los niveles de tensión más altos, las fallas de rumbo por las intermedias y las fallas normales por los niveles de tensión más bajos. Esto puede entenderse fácilmente considerando la dirección de la mayor tensión principal, la dirección de la fuerza que "empuja" la masa rocosa durante la falla. En el caso de fallas normales, el macizo rocoso es empujado hacia abajo en dirección vertical, por lo que la fuerza de empuje ( máxima tensión principal) es igual al peso del propio macizo rocoso. En el caso de empuje, el macizo rocoso "escapa" en la dirección del esfuerzo principal mínimo, es decir, hacia arriba, levantando el macizo rocoso y, por lo tanto, la sobrecarga es igual al esfuerzo principal mínimo . Las fallas de rumbo son intermedias entre los otros dos tipos descritos anteriormente. Esta diferencia en el régimen de tensión en los tres entornos de falla puede contribuir a las diferencias en la caída de tensión durante la falla, lo que contribuye a las diferencias en la energía radiada, independientemente de las dimensiones de la falla.

Terremotos lejos de los límites de placas

Comparación de los sismos de 1985 y 2017 en la Ciudad de México, Puebla y Michoacán/Guerrero

Cuando los límites de las placas ocurren dentro de la litosfera continental , la deformación se extiende sobre un área mucho más grande que el propio límite de la placa. En el caso de la transformada continental de la falla de San Andrés , muchos terremotos ocurren lejos del límite de la placa y están relacionados con tensiones desarrolladas dentro de la zona más amplia de deformación causada por grandes irregularidades en la traza de la falla (p. ej., la región de la "Gran curva"). El terremoto de Northridge se asoció con un movimiento en un empuje ciego dentro de dicha zona. Otro ejemplo es el límite de placa convergente fuertemente oblicuo entre las placas arábiga y euroasiática donde atraviesa la parte noroeste de las montañas Zagros . La deformación asociada con este límite de placa se divide en movimientos de sentido de empuje casi puros perpendiculares al límite sobre una amplia zona hacia el suroeste y movimiento de rumbo casi puro a lo largo de la falla principal reciente cerca del límite de placa real. Esto se demuestra por los mecanismos focales de los terremotos .

Todas las placas tectónicas tienen campos de tensión internos causados ​​por sus interacciones con las placas vecinas y la carga o descarga sedimentaria (p. ej., desglaciación). Estos esfuerzos pueden ser suficientes para causar fallas a lo largo de los planos de falla existentes, dando lugar a terremotos intraplaca.

Terremotos de foco superficial y de foco profundo

Edificio colapsado del Gran Hotel en la metrópoli de San Salvador , después del terremoto superficial de San Salvador de 1986

La mayoría de los terremotos tectónicos se originan en el anillo de fuego a profundidades que no superan las decenas de kilómetros. Los terremotos que ocurren a una profundidad de menos de 70 km (43 mi) se clasifican como terremotos de "foco superficial", mientras que aquellos con una profundidad focal entre 70 y 300 km (43 y 186 mi) se denominan comúnmente "de foco medio". o terremotos de "profundidad intermedia". En las zonas de subducción , donde la corteza oceánica más antigua y más fría desciende debajo de otra placa tectónica, pueden ocurrir terremotos de foco profundo a profundidades mucho mayores (que van desde 300 a 700 km (190 a 430 millas)). Estas áreas de subducción sísmicamente activas se conocen como zonas de Wadati-Benioff . Los terremotos de foco profundo ocurren a una profundidad donde la litosfera subducida ya no debería ser frágil, debido a la alta temperatura y presión. Un posible mecanismo para la generación de terremotos de foco profundo son las fallas causadas por la transición de fase del olivino a una estructura de espinela .

Terremotos y actividad volcánica

Los terremotos a menudo ocurren en regiones volcánicas y son causados ​​allí, tanto por fallas tectónicas como por el movimiento del magma en los volcanes . Tales terremotos pueden servir como una advertencia temprana de erupciones volcánicas, como durante la erupción de 1980 del Monte St. Helens . Los enjambres de terremotos pueden servir como marcadores para la ubicación del magma que fluye a lo largo de los volcanes. Estos enjambres pueden ser registrados por sismómetros e inclinómetros (un dispositivo que mide la pendiente del suelo) y usarse como sensores para predecir erupciones inminentes o próximas.

Dinámica de ruptura

Un terremoto tectónico comienza con una ruptura inicial en un punto de la superficie de la falla, un proceso conocido como nucleación. La escala de la zona de nucleación es incierta, con algunas pruebas, como las dimensiones de ruptura de los terremotos más pequeños, lo que sugiere que es menor de 100 m (330 pies), mientras que otras pruebas, como un componente lento revelado por espectros de baja frecuencia. de algunos terremotos, sugieren que es más grande. La posibilidad de que la nucleación involucre algún tipo de proceso de preparación está respaldada por la observación de que alrededor del 40% de los terremotos están precedidos por temblores previos. Una vez que se ha iniciado la ruptura, comienza a propagarse a lo largo de la superficie de la falla. La mecánica de este proceso es poco conocida, en parte porque es difícil recrear las altas velocidades de deslizamiento en un laboratorio. Además, los efectos del fuerte movimiento del suelo dificultan mucho el registro de información cerca de una zona de nucleación.

La propagación de la ruptura generalmente se modela utilizando un enfoque de mecánica de fractura , comparando la ruptura con una grieta de corte de modo mixto que se propaga. La velocidad de ruptura es una función de la energía de fractura en el volumen alrededor de la punta de la grieta, aumentando con la disminución de la energía de fractura. La velocidad de propagación de la ruptura es varios órdenes de magnitud más rápida que la velocidad de desplazamiento a través de la falla. Las rupturas de los terremotos generalmente se propagan a velocidades que están en el rango de 70 a 90% de la velocidad de la onda S, que es independiente del tamaño del terremoto. Un pequeño subconjunto de rupturas sísmicas parece haberse propagado a velocidades mayores que la velocidad de la onda S. Todos estos terremotos de supercizalla se han observado durante grandes eventos de deslizamiento. La zona inusualmente amplia de daño cosísmico causada por el terremoto de Kunlun de 2001 se ha atribuido a los efectos del estampido sónico desarrollado en tales terremotos. Algunas rupturas sísmicas se desplazan a velocidades inusualmente bajas y se denominan terremotos lentos . Una forma particularmente peligrosa de terremoto lento es el terremoto del tsunami , observado donde las intensidades sentidas relativamente bajas, causadas por la lenta velocidad de propagación de algunos grandes terremotos, no logran alertar a la población de la costa vecina, como en el terremoto de Sanriku de 1896 .

Sobrepresión co-sísmica y efecto de la presión intersticial

Durante un terremoto, se pueden desarrollar altas temperaturas en el plano de la falla, lo que aumenta la presión intersticial como consecuencia de la vaporización del agua subterránea que ya está contenida dentro de la roca. En la fase cosísmica, dicho incremento puede afectar significativamente la evolución y la velocidad del deslizamiento y, además, en la fase post-sísmica puede controlar la secuencia de Réplica porque, después del evento principal, el aumento de la presión intersticial se propaga lentamente hacia la red de fracturas circundante. Desde el punto de vista de la teoría de resistencia de Mohr-Coulomb , un aumento en la presión del fluido reduce la tensión normal que actúa sobre el plano de falla que lo mantiene en su lugar, y los fluidos pueden ejercer un efecto lubricante. Como la sobrepresurización térmica puede proporcionar una retroalimentación positiva entre el deslizamiento y la caída de la fuerza en el plano de falla, una opinión común es que puede aumentar la inestabilidad del proceso de falla. Después del sismo principal, el gradiente de presión entre el plano de falla y la roca vecina provoca un flujo de fluido que aumenta la presión intersticial en las redes de fracturas circundantes; dicho aumento puede desencadenar nuevos procesos de fallamiento al reactivar fallas adyacentes, dando lugar a réplicas. Análogamente, el aumento de la presión intersticial artificial, mediante la inyección de fluidos en la corteza terrestre, puede inducir sismicidad .

Fuerzas de marea

Las mareas pueden inducir algo de sismicidad .

Grupos de terremotos

La mayoría de los terremotos forman parte de una secuencia, relacionados entre sí en términos de ubicación y tiempo. La mayoría de los grupos de terremotos consisten en pequeños temblores que causan poco o ningún daño, pero existe la teoría de que los terremotos pueden repetirse en un patrón regular.

Réplicas

Magnitud de los terremotos de Italia central de agosto y octubre de 2016 y enero de 2017 y las réplicas (que continuaron ocurriendo después del período que se muestra aquí)

Una réplica es un terremoto que ocurre después de un terremoto anterior, el sismo principal. Los cambios rápidos de tensión entre las rocas y la tensión del terremoto original son las principales causas de estas réplicas, junto con la corteza alrededor del plano de falla roto a medida que se ajusta a los efectos del sismo principal. Una réplica se encuentra en la misma región del terremoto principal, pero siempre de una magnitud menor; sin embargo, aún pueden ser lo suficientemente poderosas como para causar aún más daños a los edificios que ya sufrieron daños previamente por el terremoto original. Si una réplica es más grande que el sismo principal, la réplica se vuelve a designar como el sismo principal y el sismo principal original se vuelve a designar como un sismo anterior . Las réplicas se forman cuando la corteza alrededor del plano de falla desplazado se ajusta a los efectos del sismo principal.

Enjambres de terremotos

Los enjambres de terremotos son secuencias de terremotos que golpean un área específica dentro de un período corto. Se diferencian de los terremotos seguidos de una serie de réplicas por el hecho de que ningún terremoto en la secuencia es obviamente el principal, por lo que ninguno tiene una magnitud notablemente superior a la otra. Un ejemplo de un enjambre de terremotos es la actividad de 2004 en el Parque Nacional de Yellowstone . En agosto de 2012, un enjambre de terremotos sacudió el Valle Imperial del sur de California , mostrando la mayor actividad registrada en el área desde la década de 1970.

A veces, una serie de terremotos ocurren en lo que se ha llamado una tormenta sísmica , donde los terremotos golpean una falla en racimos, cada uno desencadenado por la redistribución de la tensión o la sacudida de los terremotos anteriores. Similares a las réplicas pero en segmentos adyacentes de fallas, estas tormentas ocurren a lo largo de los años, y algunos de los terremotos posteriores son tan dañinos como los primeros. Este patrón se observó en la secuencia de alrededor de una docena de terremotos que azotaron la Falla de Anatolia del Norte en Turquía en el siglo XX y se ha inferido para grupos anómalos más antiguos de grandes terremotos en el Medio Oriente.

Intensidad de los temblores de tierra y magnitud de los terremotos

El temblor o sacudida de la tierra es un fenómeno común, sin duda, conocido por los humanos desde los tiempos más remotos. Antes del desarrollo de los acelerómetros de movimiento fuerte que pueden medir la velocidad máxima del suelo y la aceleración directamente, la intensidad del movimiento telúrico se estimaba en función de los efectos observados, clasificados en varias escalas de intensidad sísmica . Solo en el último siglo se identificó la fuente de tales sacudidas como rupturas en la corteza terrestre, y la intensidad de las sacudidas en cualquier localidad depende no solo de las condiciones locales del terreno, sino también de la fuerza o magnitud de la ruptura, y de su distancia.

La primera escala para medir la magnitud de los terremotos fue desarrollada por Charles F. Richter en 1935. Las escalas posteriores (ver escalas de magnitud sísmica ) han conservado una característica clave, donde cada unidad representa una diferencia de diez veces en la amplitud de la sacudida del suelo y un 32 -diferencia de veces en energía. Las escalas posteriores también se ajustan para tener aproximadamente el mismo valor numérico dentro de los límites de la escala.

Aunque los medios de comunicación comúnmente informan las magnitudes de los terremotos como "magnitud de Richter" o "escala de Richter", la práctica estándar de la mayoría de las autoridades sismológicas es expresar la fuerza de un terremoto en la escala de magnitud de momento , que se basa en la energía real liberada por un terremoto.

Frecuencia de ocurrencia

Se estima que ocurren alrededor de 500.000 terremotos cada año, detectables con la instrumentación actual. Se pueden sentir alrededor de 100,000 de estos. Los terremotos menores ocurren casi constantemente en todo el mundo en lugares como California y Alaska en los EE. UU., así como en El Salvador, México, Guatemala, Chile, Perú, Indonesia, Filipinas, Irán, Pakistán, las Azores en Portugal, Turquía, Nueva Zelanda, Grecia, Italia, India, Nepal y Japón. Los terremotos más grandes ocurren con menos frecuencia, siendo la relación exponencial ; por ejemplo, aproximadamente diez veces más terremotos de magnitud superior a 4 ocurren en un período de tiempo particular que terremotos de magnitud superior a 5. En el Reino Unido (de baja sismicidad), por ejemplo, se ha calculado que las recurrencias promedio son: un terremoto de 3,7 a 4,6 cada año, un terremoto de 4,7 a 5,5 cada 10 años y un terremoto de 5,6 o más cada 100 años. Este es un ejemplo de la ley de Gutenberg-Richter .

El terremoto y el tsunami de Messina se cobraron hasta 200.000 vidas el 28 de diciembre de 1908 en Sicilia y Calabria .

El número de estaciones sísmicas ha aumentado de unas 350 en 1931 a muchos miles en la actualidad. Como resultado, se informan muchos más terremotos que en el pasado, pero esto se debe a la gran mejora en la instrumentación, más que a un aumento en el número de terremotos. El Servicio Geológico de los Estados Unidos estima que, desde 1900, ha habido un promedio de 18 grandes terremotos (magnitud 7,0–7,9) y un gran terremoto (magnitud 8,0 o mayor) por año, y que este promedio se ha mantenido relativamente estable. En los últimos años, el número de grandes terremotos por año ha disminuido, aunque probablemente se trate de una fluctuación estadística más que de una tendencia sistemática. Estadísticas más detalladas sobre el tamaño y la frecuencia de los terremotos están disponibles en el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS). Se ha observado un aumento reciente en el número de grandes terremotos, lo que podría explicarse por un patrón cíclico de períodos de intensa actividad tectónica, intercalados con períodos más largos de baja intensidad. Sin embargo, los registros precisos de los terremotos solo comenzaron a principios del siglo XX, por lo que es demasiado pronto para afirmar categóricamente que este es el caso.

La mayoría de los terremotos del mundo (90% y 81% de los más grandes) tienen lugar en la zona en forma de herradura de 40.000 kilómetros de largo (25.000 millas) llamada cinturón sísmico circunpacífico, conocido como el Cinturón de Fuego del Pacífico . que en su mayor parte limita con la Placa del Pacífico . Los terremotos masivos también tienden a ocurrir a lo largo de otros límites de placas, como a lo largo de las montañas del Himalaya .

Con el rápido crecimiento de megaciudades como Ciudad de México, Tokio y Teherán en áreas de alto riesgo sísmico , algunos sismólogos advierten que un solo sismo puede cobrar la vida de hasta tres millones de personas.

Sismicidad inducida

Si bien la mayoría de los terremotos son causados ​​por el movimiento de las placas tectónicas de la Tierra , la actividad humana también puede producir terremotos. Las actividades tanto por encima como por debajo del suelo pueden cambiar las tensiones y tensiones en la corteza, incluida la construcción de reservorios, la extracción de recursos como el carbón o el petróleo, y la inyección de fluidos subterráneos para la eliminación de desechos o el fracking . La mayoría de estos terremotos tienen magnitudes pequeñas. Se cree que el terremoto de Oklahoma de 2011 de magnitud 5,7 fue causado por la eliminación de aguas residuales de la producción de petróleo en pozos de inyección , y los estudios apuntan a la industria petrolera del estado como la causa de otros terremotos en el siglo pasado. Un artículo de la Universidad de Columbia sugirió que el terremoto de Sichuan de 2008 de magnitud 8.0 fue inducido por la carga de la presa Zipingpu , aunque el vínculo no se ha probado de manera concluyente.

Medición y localización de terremotos.

Las escalas instrumentales utilizadas para describir el tamaño de un terremoto comenzaron con la escala de magnitud de Richter en la década de 1930. Es una medida relativamente simple de la amplitud de un evento, y su uso se ha vuelto mínimo en el siglo XXI. Las ondas sísmicas viajan por el interior de la Tierra y pueden ser registradas por sismómetros a grandes distancias. La magnitud de onda superficial se desarrolló en la década de 1950 como un medio para medir terremotos remotos y mejorar la precisión de eventos más grandes. La escala de magnitud de momento no solo mide la amplitud del choque sino que también tiene en cuenta el momento sísmico (área de ruptura total, deslizamiento promedio de la falla y rigidez de la roca). La escala de intensidad sísmica de la Agencia Meteorológica de Japón , la escala de Medvedev-Sponheuer-Karnik y la escala de intensidad de Mercalli se basan en los efectos observados y están relacionadas con la intensidad del temblor.

Cada temblor produce diferentes tipos de ondas sísmicas, las cuales viajan a través de la roca con diferentes velocidades:

La velocidad de propagación de las ondas sísmicas a través de rocas sólidas oscila entre aprox. 3 km/s (1,9 mi/s) hasta 13 km/s (8,1 mi/s), dependiendo de la densidad y elasticidad del medio. En el interior de la Tierra, las ondas de choque o P viajan mucho más rápido que las ondas S (relación aprox. 1,7:1). Las diferencias en el tiempo de viaje desde el epicentro hasta el observatorio son una medida de la distancia y se pueden usar para obtener imágenes tanto de las fuentes de los terremotos como de las estructuras dentro de la Tierra. Además, la profundidad del hipocentro se puede calcular aproximadamente.

En la corteza superior, las ondas P viajan en el rango de 2 a 3 km (1,2 a 1,9 millas) por segundo (o menos) en suelos y sedimentos no consolidados, aumentando a 3 a 6 km (1,9 a 3,7 millas) por segundo en sólidos. rock. En la corteza inferior, viajan a unos 6 a 7 km (3,7 a 4,3 millas) por segundo; la velocidad aumenta dentro del manto profundo a unos 13 km (8,1 millas) por segundo. La velocidad de las ondas S varía de 2 a 3 km (1,2 a 1,9 millas) por segundo en sedimentos livianos y de 4 a 5 km (2,5 a 3,1 millas) por segundo en la corteza terrestre hasta 7 km (4,3 millas) por segundo. en el manto profundo. Como consecuencia, las primeras ondas de un terremoto lejano llegan a un observatorio a través del manto terrestre.

En promedio, la distancia en kilómetros al terremoto es el número de segundos entre los tiempos de las ondas P y S 8 . Las ligeras desviaciones son causadas por falta de homogeneidad de la estructura del subsuelo. Mediante tales análisis de sismogramas, el núcleo de la Tierra fue localizado en 1913 por Beno Gutenberg .

Las ondas S y las ondas superficiales que llegan más tarde causan la mayor parte del daño en comparación con las ondas P. Las ondas P aprietan y expanden el material en la misma dirección en la que viajan, mientras que las ondas S sacuden el suelo hacia arriba y hacia abajo y hacia adelante y hacia atrás.

Los terremotos no solo se clasifican por su magnitud sino también por el lugar donde ocurren. El mundo está dividido en 754 regiones Flinn-Engdahl (regiones FE), que se basan en límites políticos y geográficos, así como en la actividad sísmica. Las zonas más activas se dividen en regiones FE más pequeñas, mientras que las zonas menos activas pertenecen a regiones FE más grandes.

Los informes estándar de terremotos incluyen su magnitud , fecha y hora de ocurrencia, coordenadas geográficas de su epicentro , profundidad del epicentro, región geográfica, distancias a los centros de población, ubicación incierta, varios parámetros que se incluyen en los informes de terremotos del USGS (número de estaciones que informan , número de observaciones, etc.) y un ID de evento único.

Aunque tradicionalmente se han utilizado ondas sísmicas relativamente lentas para detectar terremotos, los científicos se dieron cuenta en 2016 de que las mediciones gravitacionales podrían proporcionar una detección instantánea de terremotos, y lo confirmaron al analizar los registros gravitacionales asociados con el terremoto de Tohoku-Oki ("Fukushima") de 2011.

Efectos de los terremotos

Grabado en cobre de 1755 que representa a Lisboa en ruinas y en llamas después del terremoto de Lisboa de 1755 , que mató a unas 60.000 personas. Un tsunami abruma a los barcos en el puerto.

Los efectos de los terremotos incluyen, entre otros, los siguientes:

Sacudida y ruptura del suelo

Edificios dañados en Port-au-Prince , Haití , enero de 2010.

Las sacudidas y la ruptura del suelo son los principales efectos creados por los terremotos, que resultan principalmente en daños más o menos severos a los edificios y otras estructuras rígidas. La severidad de los efectos locales depende de la combinación compleja de la magnitud del terremoto , la distancia desde el epicentro y las condiciones geológicas y geomorfológicas locales, que pueden amplificar o reducir la propagación de las ondas . La sacudida del suelo se mide por la aceleración del suelo .

Las características geológicas, geomorfológicas y geoestructurales locales específicas pueden inducir altos niveles de sacudidas en la superficie del suelo, incluso en terremotos de baja intensidad. Este efecto se denomina amplificación de sitio o local. Se debe principalmente a la transferencia del movimiento sísmico de suelos profundos duros a suelos superficiales blandos y efectos de focalización de la energía sísmica debido a la configuración geométrica típica de los depósitos.

La ruptura del terreno es una rotura y desplazamiento visible de la superficie terrestre a lo largo del trazado de la falla, que puede ser del orden de varios metros en el caso de grandes terremotos. La ruptura del suelo es un riesgo importante para las grandes estructuras de ingeniería, como represas , puentes y centrales nucleares, y requiere un mapeo cuidadoso de las fallas existentes para identificar cualquiera que pueda romper la superficie del suelo durante la vida útil de la estructura.

licuefacción del suelo

La licuefacción del suelo ocurre cuando, debido a la agitación, el material granular saturado de agua (como la arena) pierde temporalmente su resistencia y se transforma de sólido a líquido. La licuefacción del suelo puede hacer que estructuras rígidas, como edificios y puentes, se inclinen o se hundan en los depósitos licuados. Por ejemplo, en el terremoto de Alaska de 1964 , la licuefacción del suelo hizo que muchos edificios se hundieran en el suelo y finalmente se derrumbaran sobre sí mismos.

Impactos humanos

Ruinas de la Torre Għajn Ħadid , que se derrumbó en un terremoto en 1856

Un terremoto puede causar lesiones y pérdida de vidas, daños a carreteras y puentes, daños a la propiedad en general y colapso o desestabilización (que puede provocar un colapso futuro) de edificios. Las secuelas pueden traer enfermedades, falta de necesidades básicas, consecuencias mentales como ataques de pánico, depresión para los sobrevivientes y primas de seguro más altas.

Deslizamientos de tierra

Los terremotos pueden producir inestabilidad en las laderas y provocar deslizamientos de tierra, un peligro geológico importante. El peligro de deslizamientos de tierra puede persistir mientras el personal de emergencia intenta un rescate.

incendios

Los terremotos pueden provocar incendios al dañar las líneas de energía eléctrica o de gas. En caso de rotura de la red de agua y pérdida de presión, también puede ser difícil detener la propagación de un incendio una vez que ha comenzado. Por ejemplo, más muertes en el terremoto de San Francisco de 1906 fueron causadas por incendios que por el propio terremoto.

tsunami

Los tsunamis son olas marinas de largo período y longitud de onda producidas por el movimiento repentino o abrupto de grandes volúmenes de agua, incluso cuando ocurre un terremoto en el mar . En mar abierto, la distancia entre las crestas de las olas puede superar los 100 kilómetros (62 millas) y los períodos de las olas pueden variar de cinco minutos a una hora. Dichos tsunamis viajan de 600 a 800 kilómetros por hora (373 a 497 millas por hora), según la profundidad del agua. Las grandes olas producidas por un terremoto o un deslizamiento de tierra submarino pueden invadir las áreas costeras cercanas en cuestión de minutos. Los tsunamis también pueden viajar miles de kilómetros a través del mar abierto y causar destrucción en costas lejanas horas después del terremoto que los generó.

Por lo general, los terremotos de subducción por debajo de la magnitud 7,5 no causan tsunamis, aunque se han registrado algunos casos de esto. La mayoría de los tsunamis destructivos son causados ​​por terremotos de magnitud 7,5 o más.

inundaciones

Las inundaciones pueden ser efectos secundarios de los terremotos, si las represas están dañadas. Los terremotos pueden provocar deslizamientos de tierra que represan los ríos, que colapsan y provocan inundaciones.

El terreno debajo del lago Sarez en Tayikistán está en peligro de inundaciones catastróficas si la presa de deslizamiento de tierra formada por el terremoto, conocida como la presa Usoi , fallara durante un futuro terremoto. Las proyecciones de impacto sugieren que la inundación podría afectar a aproximadamente 5 millones de personas.

Grandes terremotos

Terremotos (M6.0+) desde 1900 hasta 2017
Terremotos de magnitud 8.0 y mayores desde 1900 hasta 2018. Los volúmenes 3D aparentes de las burbujas son linealmente proporcionales a sus respectivas muertes.

Uno de los terremotos más devastadores en la historia registrada fue el terremoto de Shaanxi de 1556 , que ocurrió el 23 de enero de 1556 en Shaanxi , China. Murieron más de 830.000 personas. La mayoría de las casas en el área eran yaodongs —viviendas excavadas en las laderas de loess— y muchas víctimas murieron cuando estas estructuras se derrumbaron. El terremoto de Tangshan de 1976 , que mató a entre 240.000 y 655.000 personas, fue el más mortífero del siglo XX.

El terremoto de Chile de 1960 es el terremoto más grande que se ha medido en un sismógrafo, alcanzando una magnitud de 9,5 el 22 de mayo de 1960. Su epicentro estuvo cerca de Cañete, Chile. La energía liberada fue aproximadamente el doble que la del siguiente terremoto más poderoso, el terremoto del Viernes Santo (27 de marzo de 1964), que tuvo su epicentro en Prince William Sound , Alaska. Los diez terremotos más grandes registrados han sido megaterremotos ; sin embargo, de estos diez, solo el terremoto del Océano Índico de 2004 es simultáneamente uno de los terremotos más mortíferos de la historia.

Los terremotos que causaron la mayor pérdida de vidas, aunque poderosos, fueron mortales debido a su proximidad a áreas densamente pobladas o al océano, donde los terremotos a menudo crean tsunamis que pueden devastar comunidades a miles de kilómetros de distancia. Las regiones con mayor riesgo de gran pérdida de vidas incluyen aquellas donde los terremotos son relativamente raros pero poderosos, y las regiones pobres con códigos de construcción sísmicos laxos, no aplicados o inexistentes.

Predicción

La predicción de terremotos es una rama de la ciencia de la sismología que se ocupa de la especificación del tiempo, la ubicación y la magnitud de futuros terremotos dentro de los límites establecidos. Se han desarrollado muchos métodos para predecir la hora y el lugar en que ocurrirán los terremotos. A pesar de los considerables esfuerzos de investigación de los sismólogos , aún no se pueden hacer predicciones científicamente reproducibles para un día o mes específico.

Pronóstico

Si bien el pronóstico generalmente se considera un tipo de predicción , el pronóstico de terremotos a menudo se diferencia de la predicción de terremotos . El pronóstico de terremotos se ocupa de la evaluación probabilística del riesgo general de terremotos, incluida la frecuencia y la magnitud de los terremotos dañinos en un área determinada durante años o décadas. Para fallas bien entendidas, se puede estimar la probabilidad de que un segmento se rompa durante las próximas décadas.

Se han desarrollado sistemas de alerta de terremotos que pueden proporcionar una notificación regional de un terremoto en curso, pero antes de que la superficie del suelo haya comenzado a moverse, lo que podría permitir que las personas dentro del alcance del sistema busquen refugio antes de que se sienta el impacto del terremoto.

Preparación

El objetivo de la ingeniería sísmica es prever el impacto de los terremotos en los edificios y otras estructuras y diseñar dichas estructuras para minimizar el riesgo de daños. Las estructuras existentes se pueden modificar mediante la rehabilitación sísmica para mejorar su resistencia a los terremotos. El seguro contra terremotos puede proporcionar a los propietarios de edificios protección financiera contra las pérdidas resultantes de los terremotos. Las estrategias de gestión de emergencias pueden ser empleadas por un gobierno u organización para mitigar los riesgos y prepararse para las consecuencias.

La inteligencia artificial puede ayudar a evaluar edificios y planificar operaciones preventivas: el sistema experto Igor es parte de un laboratorio móvil que respalda los procedimientos que conducen a la evaluación sísmica de edificios de mampostería y la planificación de operaciones de rehabilitación en ellos. Se ha aplicado con éxito para evaluar edificios en Lisboa , Rodas , Nápoles .

Las personas también pueden tomar medidas de preparación, como asegurar los calentadores de agua y los artículos pesados ​​que podrían lesionar a alguien, ubicar los cortes de los servicios públicos y recibir información sobre qué hacer cuando comience el temblor. Para áreas cercanas a grandes masas de agua, la preparación para terremotos abarca la posibilidad de un tsunami causado por un gran terremoto.

Vistas históricas

Una imagen de un libro de 1557 que representa un terremoto en Italia en el siglo IV a.

Desde la vida del filósofo griego Anaxágoras en el siglo V a. C. hasta el siglo XIV d. C., los terremotos generalmente se atribuían al "aire (vapores) en las cavidades de la Tierra". Tales de Mileto (625–547 a. C.) fue la única persona documentada que creía que los terremotos eran causados ​​por la tensión entre la tierra y el agua. Existían otras teorías, incluidas las creencias del filósofo griego Anaxamines (585–526 a. C.) de que los episodios cortos de sequedad y humedad en pendientes inclinadas causaban actividad sísmica. El filósofo griego Demócrito (460–371 a. C.) culpó al agua en general de los terremotos. Plinio el Viejo llamó a los terremotos "tormentas subterráneas".

Estudios recientes

En estudios recientes, los geólogos afirman que el calentamiento global es una de las razones del aumento de la actividad sísmica. Según estos estudios, el derretimiento de los glaciares y el aumento del nivel del mar alteran el equilibrio de presión sobre las placas tectónicas de la Tierra, lo que provoca un aumento en la frecuencia e intensidad de los terremotos.

en la cultura

mitología y religión

En la mitología nórdica , los terremotos se explicaban como la lucha violenta del dios Loki . Cuando Loki, dios de la travesura y la lucha, asesinó a Baldr , dios de la belleza y la luz, fue castigado atándolo a una cueva con una serpiente venenosa colocada sobre su cabeza que chorreaba veneno. La esposa de Loki, Sigyn , estaba junto a él con un cuenco para recoger el veneno, pero cada vez que tenía que vaciar el cuenco, el veneno goteaba sobre la cara de Loki, obligándolo a sacudir la cabeza y golpear contra sus ataduras, lo que hizo que la tierra temblara.

En la mitología griega , Poseidón era el causante y dios de los terremotos. Cuando estaba de mal humor, golpeaba el suelo con un tridente , provocando terremotos y otras calamidades. También usó terremotos para castigar e infligir miedo a las personas como venganza.

En la mitología japonesa , Namazu (鯰) es un bagre gigante que provoca terremotos. Namazu vive en el lodo debajo de la tierra y está protegido por el dios Kashima , quien sujeta al pez con una piedra. Cuando Kashima baja la guardia, Namazu se retuerce y provoca violentos terremotos.

En la cultura popular

En la cultura popular moderna, la representación de los terremotos está formada por el recuerdo de grandes ciudades arrasadas, como Kobe en 1995 o San Francisco en 1906 . Los terremotos ficticios tienden a ocurrir repentinamente y sin previo aviso. Por esta razón, las historias sobre terremotos generalmente comienzan con el desastre y se enfocan en sus secuelas inmediatas, como en Short Walk to Daylight (1972), The Ragged Edge (1968) o Aftershock: Earthquake in New York (1999). Un ejemplo notable es la novela clásica de Heinrich von Kleist, The Earthquake in Chile , que describe la destrucción de Santiago en 1647. La colección de ficción corta de Haruki Murakami After the Quake describe las consecuencias del terremoto de Kobe de 1995.

El terremoto individual más popular en la ficción es el hipotético "Grande" que se espera algún día de la falla de San Andrés de California , como se describe en las novelas Richter 10 (1996), Goodbye California (1977), 2012 (2009) y San Andreas (2015) entre otros trabajos. El cuento ampliamente antologado de Jacob M. Appel, A Comparative Seismology , presenta a un estafador que convence a una anciana de que un terremoto apocalíptico es inminente.

Las representaciones contemporáneas de terremotos en el cine varían en la forma en que reflejan las reacciones psicológicas humanas ante el trauma real que se puede causar a las familias directamente afectadas y sus seres queridos. La investigación sobre la respuesta en salud mental a los desastres enfatiza la necesidad de ser consciente de los diferentes roles de la pérdida de familiares y miembros clave de la comunidad, la pérdida del hogar y el entorno familiar, la pérdida de suministros y servicios esenciales para mantener la supervivencia. Particularmente para los niños, la clara disponibilidad de adultos que los cuiden y puedan protegerlos, nutrirlos y vestirlos después del terremoto, y ayudarlos a entender lo que les ha sucedido, ha demostrado ser aún más importante para su estado emocional y físico. salud que la simple entrega de provisiones. Como se observó después de otros desastres que involucraron destrucción y pérdida de vidas y sus representaciones en los medios, observado recientemente en el terremoto de Haití de 2010 , también es importante no patologizar las reacciones a la pérdida y el desplazamiento o la interrupción de la administración y los servicios gubernamentales, sino más bien validar estas reacciones, para apoyar la resolución constructiva de problemas y la reflexión sobre cómo se podrían mejorar las condiciones de los afectados.

Ver también

Referencias

Fuentes

enlaces externos