“CUANDO LA NATURALEZA IMPONE SUS LIMITES” TERREMOTOS.
GEOGRAFIA AMBIENTAL I INTEGRANTES Jaramillo, Cindhy Valeria Madrazo, Lara berenise Barrozo Jasinto, Sergio Emiliano Muñoz, Franco Hernán Flores, Rubén Exequiel Arias, Lucas Fernando David Maximiliano Albornoz
“EL HOMBRE ESTÁ APRENDIENDO A SACAR PROVECHO DE LA FURIA TERRESTRE PARA OBTENER RESPUESTAS A SUS PREGUNTAS; LOS TEMBLORES DE NUESTRO GLOBO VIBRANTE SIRVEN COMO RADIOGRAFÍA DEL INTERIOR PROFUNDO” Reginald A. Daly, 1928
INTRODUCCIÓN El presente trabajo monográfico tiene por objeto recabar información sobre un fenómeno natural ―TERREMOTOS‖, a partir del análisis de diferentes fuentes de información y de posturas de autores varios, para constatar, ampliar, y profundizar el tema. Los terremotos constituyen una de las catástrofes naturales más devastadoras y más aterradoras que existen. La Tierra, fuente y símbolo de lo constante, firme e imperecedero, es súbitamente sacudida y rota, atemorizando al hombre que encara el fenómeno con su condición de mortal y su impotencia ante las fuerzas enormes de la naturaleza. En unos cuantos momentos, miles de personas pueden perder bienes, salud, seres queridos y, tal vez, la vida. Algunos terremotos han llegado a causar cientos de miles de muertes y graves daños en áreas de miles de kilómetros cuadrados, y se recuerdan como fechas dolorosas de la historia de la humanidad. Desde tiempos históricos se guarda la memoria de un gran número de terremotos destructivos; sin embargo, la ciencia que se dedica al estudio sistemático de éstos es bastante reciente. El objeto de estudio de este trabajo monográfico se enmarca a escala mundial, puntualizándose con casos particulares y de actualidad. Interesa no solo conocer la naturaleza, origen o causa de los terremotos, sino también los efectos o impactos en diferentes dimensiones (económica social y ambiental). Para ello es válido considerar la distribución de epicentro de terremotos en el mundo, definiendo las zonas de mayor impacto. Por tratarse de un trabajo monográfico grupal, cada integrante se avoco, como primera medida a la búsqueda de información específica, para la lectura y fichaje correspondiente. En una segunda etapa se re trabajó el material a través de materiales de intercambio de información, clasificación, selección y ordenamiento.
La lectura del trabajo contempla la división en XIV Subtemas que se desarrollan de lo general a lo particular desarrollados de la siguiente manera: I.
NATURALEZA DE LOS TERREMOTOS
II.
EFECTOS DE LOS TERREMOTOS
III.
TSUNAMI O MAREMOTO
IV.
OTROS TIPOS DE MAREMOTOS
V.
MAREMOTOS EN EL PASADO Y ACTUALIDAD
VI.
SISTEMA DE ALERTA DE MAREMOTOS
VII.
DIFERENCIA ENTRE MAREMOTOS Y MAREJADA
VIII.
INTENSIDAD DE LOS TERREMOTOS Y LINEAS ISOSÍSMICAS
IX.
ESCALA DE RICHTER
X.
DISTRIBUCIÓN DE EPICENTROS: ZONAS SISMICAS
XI.
SISMÓGRAFOS
XII.
ONDAS SÍSMICAS
XIII.
¿PUEDEN PREVENIRSE LOS TERREMOTOS?
XIV.
RECOMENDACIONES DE PROTECCIÓN CIVIL
XV. EL TERREMOTO DE IQUIQUE 2014 O TERREMOTO DEL NORTE GRANDE 2014
Este trabajo monográfico responde a una exigencia de la cátedra de Geografía Ambiental, del primer año del profesorado de geografía, más allá de dichos requisitos el grupo considera que el trabajo es interesante, como ejercicio intelectual, en el manejo de la información y como aprendizaje en la adquisición de competencias especificas para la elaboración de una monografía.
I.
NATURALEZA DE LOS TERREMOTOS
Cuando se arroja una piedra en un estanque aparece una serie de ondas que se propagan a través del agua en todas direcciones. De un modo similar, cuando las rocas sufren súbitamente una perturbación, se producen vibraciones que se propagan en todas direcciones a partir del punto de origen. Un terremoto es el paso de estas vibraciones. En las cercanías de la perturbación se puede percibir la agitación del terremoto y los efectos pueden ser catastróficos, pero a mayor distancia el temblor desaparece gradualmente hasta que solo puede ser detectado por medio de delicados instrumentos llamados sismógrafos (del griego seio, sacudir; seísmo, terremoto). Las vibraciones se desencadenan en los cuerpos sólidos por medio de fracturas o golpes súbitos, o por el roce de dos superficies ásperas entre sí. Las causas productoras de los terremotos en la corteza terrestre son las explosiones volcánicas, la iniciación de fallas y los movimientos de rocas a lo largo de los planos de falla. Los terremotos o sismos son vibraciones naturales de la tierra que se originan frecuentemente, en las proximidades de los sistemas montañosos modernos, donde también se concentra la mayor actividad volcánica. La estructura interna de la tierra está conformada por varias capas de diferente composición y consistencia. La capa externa compuesta por rocas sólidas y rígidas constituye la litosfera y se halla dividida en varias partes denominadas placas tectónicas o placas litosféricas. Las placas se mueven, como consecuencia de estos movimientos, las rocas de la litosfera son sometidas a grandes esfuerzos, que finalmente producen su ruptura con la consecuente liberación de energía: los terremotos.
Terremoto Tectónico: Se desarrolla en el interior de una falla tectónica. Esto se debe a la liberación de una concentración o escape de energía que generalmente surge de las profundidades o se acumula en el interior de la falla; este proceso es periódico o espontaneo. Terremoto Perimétrico: Se desarrolla en el interior de una falla continental u oceánica debido a la liberación de una concentración de energía que surge de las profundidades; el proceso es periódico o espontaneo. Terremoto Volcánico: se desarrolla en el interior de una estructura volcánica, debido a la liberación de un escape de energía que surge de las profundidades o se acumula lentamente en el interior de la estructura volcánica. Terremoto Preliminar: Se desarrolla antes de producirse un terremoto de fuerte intensidad, debido a la liberación de energía que se desprende del grueso que forma el escape principal "energía de cabeza" lo que en ocasiones produce la desestabilización de la zona sísmica que recoge la energía que sube de las profundidades.
Cuando estalla una fábrica de municiones, la intensidad del temblor de tierra resultante puede ser comparable con las de un terremoto volcánico, mientras que la de las ondas de choque a través de rocas desencadenadas por las pruebas de ondas subterráneas de bombas H pueden ser mucho mayor. La mayoría de los terremotos naturales incluyendo las ejemplos más difundidos y catastróficos son debido a súbitos movimientos terrestres, generalmente a lo largo de fallas, estos se distinguen con el nombre de terremotos tectónicos (del griego tektón, constructor) se refiere a cualquier cambio estructural en las rocas llevado a cabo por su deformación o desplazamiento. Las causas de los terremotos tectónicos es la acumulación de esfuerzos en las rocas hasta que estas llegan al límite de resistencia, que de repente sufren rupturas y se desplazan. Los movimientos de fallas, pueden ser verticales, horizontales u oblicuos. Cuando las rocas se encuentran en el límite de resistencia a la ruptura, un terremoto puede ser desencadenado por cualquier agente extraño a él tal como la pleamar, una lluvia copiosa o una fuerte inundación, un rápido cambio de presión
barométrica, los temblores producidos por un terremoto independiente de este originado en cualquier otra parte, y actualmente se sospecha que también por las ondas de choque producidas por la explosión de una bomba de hidrogeno. La sacudida principal, que por lo general solo dura unos segundos o, todo lo más, y rara vez, uno minutos puede ser precedida de sacudidas preliminares y esta invariablemente seguida de una serie de sacudidas posteriores. Las preliminares representan el relajamiento previo y la eliminación de pequeñas obstrucciones a lo largo de las zonas o del plano de fallas. Cuando estas han sido superadas se produce el movimiento principal. Pero la completa estabilidad no se restablece inmediatamente. La sucesión espaciada de sacudida, a menudo perturba los bloques fallados adyacentes. Las sacudidas posteriores representan una larga serie de movimientos menores que acompañan el gradual asentamiento de la región. Anualmente se producen en todo el mundo unos 150.000 terremotos perceptibles; pero es posible medir más de un millón con los aparatos adecuados ya que muchos de ellos son tan débiles que sin el registro instrumental no se sabrían que se han producido. Los terremotos realmente fuertes que llegarías a ser catastróficos en zonas pobladas, por término medio se registran aproximadamente cada dos a tres semanas. La mayor parte de ellas se originan bajo los taludes continentales y causan pocos daños desde el punto de vista humano.
II.
EFECTOS DE LOS TERREMOTOS
Uno de los rasgos más alarmantes de los terremotos es el paso de ondas terrestres o superficiales que convierten la superficie en ondulaciones cambiantes. Estas pueden tener solamente unos 30 cm de altura y 6 a 9 metros de cresta a cresta, pero el efecto es tan universalmente terrorífico que suelen exagerarse mucho las modificaciones reales del suelo. La realidad es bastante nefasta. Durante la principal sacudida del enjambre de terremotos que asolaron a chile en mayo de 1970 los observadores científicos describieron el movimiento del suelo como lento y ondulante, como al del mar en fuerte marejada. Aparte de la dislocación de las estructuras construidas a través de una falla cuando ésta entra en acción súbitamente, los efectos más espectaculares y peligrosos se deben al paso de ondas terrestres o superficiales. En las crestas se abren grietas que sólo vuelven a cerrarse cuando las crestas se vuelven en depresiones. A veces se conserva una superficie ondulada fracturada tal como era cuando las ondas superficiales dejaron de afectarle. La peligrosidad de los terremotos reside en los efectos que causa sobre las personas y sobre sus bienes económicos: conductos de agua y gas, así como carreteras se rompen y se abren. Los rieles de ferrocarriles se doblan y retuercen. Se hunden puentes y los edificios se agrietan y se desploman. Las ondas superficiales son una manifestación local, de las vibraciones sísmicas que suelen experimentarse, las cuales son de un orden mucho menor. El traqueteo frecuente a través de unos pocos milímetros es suficiente para destrozar la mayor parte de los edificios que no se han construido con condiciones especiales para soportar as sacudidas sísmicas. Un temblor oscilatorio de sólo 0,016 mm se puede notar perfectamente si se está sentado o de pie. El efecto de las vibraciones verticales de un fuerte terremoto se ha descrito como análogo ―al potente traqueteo de un martillo monstruoso‖. Un gran terremoto puede causar importantes modificaciones en el paisaje, con grietas en la superficie y ascenso de parte de la corteza. También pueden actuar como detonante de procesos de remoción en masa, tales como las avalanchas de rocas. La región de destrucción se desencadenan desprendimientos en laderas de valles, y se precipitan aludes en montañas nevadas. Los glaciares se cuartean, y allí donde terminan se fragmentan al llegar la mar la abundancia de iceberg resulta extraordinaria. Los temblores producen en los suelos gritas, hendiduras y desniveles; no es raro que durante las sacudidas esas grietas se abran y cierren alternativamente. Los estratos de la superficie terrestre por efecto de las sacudidas se desplazan. Los manantiales también sufren efectos sísmicos: algunos desaparecen por breve tiempo definitivamente, otros cambian la composición mineral de sus aguas, varían de temperatura o se desecan. No es
raro tampoco que a los sismos acompañe la formación de volcadillo de lodo que desaparecen pronto. Si bien no es posible pronosticar cuándo se va a producir un terremoto en las regiones expuestas se producen ciertos fenómenos precursores. Entre esos fenómenos citaremos los ruidos subterráneos, las variaciones del nivel de agua de los pozos, el recalentamiento del suelo, las perturbaciones atmosféricas y la agitación que manifiestan muchos animales domésticos. Bastas masas de sedimentos sueltos pueden sufrir tales perturbaciones por sacudidas submarinas que se desploman algunos kilómetros cuesta abajo por el talud continental. En la bahía de Sagami en 1923, algunas partes del fondo del mar del lado continental se ahondaron 300 a 450 metros al perder este espesor de sedimentos mientras que en otras partes situadas más hacia el mar, allí donde ésta enorme masa de sedimento se depositó, subió el nivel de fondo. El paso de las vibraciones sísmicas a través de arenas empapadas de agua, especialmente en distritos aluviales, provoca la compactación del depositó. La disminución del volumen resultante obliga al agua a escapar lo cual suele hacer con violencia suficiente como para subir a través de fisuras en forma de potentes chorros arenosos. Estos con frecuencia salen a la superficie a modo de fuentes aisladas, alrededor de las cuales se forman cráteres de arena. El agua subterránea y su circulación pueden sufrir serias perturbaciones de localización a causa de los terremotos. A través de grietas abiertas pueden vaciarse lagos antiguos en las depresiones pueden formarse nuevos. En 1935 el lago Solar desapareció por una gran fisura que se abrió en su fondo en el valle de fractura de Kenia. Por una dramática coincidencia se a descubierto que también se abren anchas fisuras en el fondo oceánico. El julio de 1958, durante un descenso en Batiscafo de O´Byrne y Kumagori frente a la costa sudeste de Japón uno de los estabilizadores choco contra un acantilado rocoso a una profundidad de unos 3.000 metros. Se supuso que el Batiscafo había sido llevado contra el escarpe del fondo por una corriente inesperada. Al reanudar el descenso con gran cautela se sintieron mas sacudida y se vio que el batiscafo se encontraba arañando la roca por ambos lados. Estaba haciendo de cuña dentro de una fisura ancha y profunda. Ambos estabilizadores quedaron mal parados, pero afortunadamente la subida termino felizmente.
La espantosa pérdida de vidas humanas que suelen acompañar a los grandes terremotos en zonas muy poblados se deben principalmente a causas secundarias, tales como derrumbamiento de edificios, incendios, desprendimientos de tierra y las olas gigantescas llamadas ―tsunamis‖ por los japoneses (TSU, puerto Nami; olas). Las conducciones de gas se rompen y los escapen provocan incendios, que una vez incendiados, se propagan rápidamente sin que se puedan dominar, puesto que las cañerías del agua también están destrozadas. En San Francisco, en 1906, fueron mayores los daños causados por los incendios que por los propios terremotos. El seísmo de Bahía Sagami de 1923 ocurrió justamente a las horas en que las amas de casa de Tokio y Yokohama estaban guisando la comida mediodía. Estallaron incendios en todas direcciones, que completaron el tributo de muerte y destrucción. Se perdieron por lo menos 250.000 vidas, y más de medio millón de casas se destruyeron. En la región de Loess de Kansu en China, murieron 200.000 personas en 1.920, y otras 100.000 en 1.927 por desprendimiento catastróficos de loess que hundieron habitaciones trogloditas, enterraron pueblos y ciudades, y obstruyeron cursos fluviales causando calamitosas inundaciones.
III. TSUNAMI o MAREMOTO (Del Japonés tsu, puesto o bahía, y “nami”, ola del latín, mare, mar y motus, movimiento).
Los Tsunami son enorme ondas marinas que al viajar desplazan gran cantidad de agua hacia las costas. En el mar abierto las distancias entre las crestas de las ondas marinas son cercanas a 100 km. Los períodos varían entre 5 minutos y una hora. Según la profundidad del agua, los tsunamis pueden viajar a velocidades de 600 a 800 km/h. pueden desplazarse en grandes distancias a través del océano, de un continente a otro. Las gigantescas olas marinas a menudo son asociadas a terremotos de gran magnitud se producen por desplazamientos del agua debido a los súbitos e importantes cambios de nivel de fondo de la mar, ósea, por movimientos de falla responsables del terremoto o por desplomes submarinos desencadenados por el terremoto. Relacionados con los desplomes están los desprendimientos hasta aguas muy profundas de inmensos volúmenes de rocas procedentes de las abruptas laderas glaciales de algunos fiordos. Una de las olas más impresionantes así originada se formó en una ensenada en el golfo de Alaska, al sudeste del glacial Malaspina, inmediatamente después de un terremoto en 1958. Copiosas lluvias posteriores a frecuentes repeticiones de heladas y deshielos debilitaron la zona de rocas muy fracturadas de la parte interna de la ensenada, y el terremoto soltó una avalancha rocosa de tal volumen que el agua desplazada inicio una ola de frente muy abrupta que subió una altura de 30 metros o más y alcanzó una velocidad de 200 km/ h. en varios kilómetros a lo largo de las costas se destruyó el bosque y en algunos puntos el impulso del oleaje hizo subir el agua por lo menos 525 m , como se comprobó posteriormente por la altura a la cual los árboles habían sido descortezados y el fondo rocoso desnudado de la cubierta del suelo.
Los tsunami generalmente son el resultado de cambios topográficos producidos en el fondo el mar por potentes movimientos terrestres que tienen lugar a lo largo de las costas cuyas inmediaciones son muy profundas, tales como las adyacentes a las grandes fosas pacíficas. Menos a menudo, el desplazamiento del fondo del mar se produce debido a la formación de una caldera submarina, pero en todos los casos se aplican los mismos principios generales. Si el desplazamiento produce una gran depresión en la superficie del océano, allí afluye agua desde todos los lados y en toda la columna de agua, que puede ser muy alta. Una manifestación de este flujo hacia el interior es una premonición de la formación de un peligroso tsunami. Si el desplazamiento del fondo del mar es hacia arriba y provoca una elevación generalizada de la superficie oceánica, el agua fluye hacia afuera en todas direcciones y desde todas las profundidades. De todos modos, tanto si el desplazamiento se produce hacia arriba como si se produce hacia abajo, el impulso del vasto volumen de agua en movimiento la desplaza de su posición en equilibrio. El flujo y reflujo resultante toma la forma de una serie de ondas oscilatorias gradualmente subsistentes. En zonas de profundidad de aguas estas ondas tienen longitudes de ondas de centenares de km/h, pero no tienen más de un metro de altura, de modo que pasan desapercibidas por los barcos en altamar. Sin embargo, la energía que se está transmitiendo es inmensa, ya que está implicada toda la columna de agua. Por consiguiente, cuando estas olas llegan a ondas progresivamente más someras y a bahías y ensenadas que se van estrechando, suben hasta alturas que repentinamente resultan aterradoramente destructivas junto a su foco de origen, y que todavía pueden volver a ser peligrosa después de trasladarse y dispersarse atreves de millares de kilómetros. El tsunami originado junto con un gran terremoto en el talud occidental de la fosa del Japón el 1933 (magnitud 8,5) elevo olas montañosas de más de 27mts de altura, a lo largo de las costas de algunas de las bahías del pacifico y de las ensenadas del Japón, donde se ahogaron millares de personas. Las olas se registraron en San Francisco unas 10 horas después, o sea, atravesaron el pacífico a 756 km/h. tardaron unas veinte horas en llegar a Iquique, norte de Chile, a una velocidad promedio algo menor debido a que la ruta a San Francisco es algo más profunda. Iquique, y otras partes de las costas pacíficas de Sudamérica tienen su propia larga historia de terremotos y tsunamis destructivos, y algunos de estos han sido suficientemente fuertes como para ser vistos en Hawái y registrados en el Japón. A consecuencia de los frecuentes terremotos originados bajo las profundas fosas del pacífico occidental, unos 150 tsunamis desastrosos han afligido las costas Japonesas desde que allí se comenzó a conservar el registro de los
seísmos. En los años resientes se ha visto que a los terremotos sudmarinos de magnitud superior a 8 invariablemente le han seguido un tsunami.
IV.
OTROS TIPOS DE MAREMOTOS
Existen otros mecanismos generadores de maremotos menos corrientes que también pueden producirse por erupciones volcánicas, deslizamientos de tierra, meteoritos o explosiones submarinas. Estos fenómenos pueden producir olas enormes, mucho más altas que las de los maremotos corrientes. Se trata de los llamados megamaremotos, término que, si bien no es científico, puede usarse de forma poco rigurosa para referirse a los maremotos generados por causas no tectónicas. De todas estas causas alternativas, la más común es la de los deslizamientos de tierra producidos por erupciones volcánicas explosivas, que pueden hundir islas o montañas enteras en el mar en cuestión de segundos. También existe la posibilidad de desprendimientos naturales tanto en la superficie como debajo de ella. Este tipo de maremotos difieren drásticamente de los maremotos tectónicos. En primer lugar, la cantidad de energía que interviene. Está el terremoto del océano Índico de 2004, con una energía desarrollada de unos 32.000 MT. Solo una pequeña fracción de ésta se traspasará al maremoto. Por el contrario, un ejemplo clásico de megamaremoto sería la explosión del volcán Krakatoa, cuya erupción generó una energía de 300 MT. Sin embargo, se midió una altitud en las olas de hasta 50 m, muy superior a la de las medidas por los maremotos del océano Índico. La razón de estas diferencias estriba en varios factores. Por una parte, el mayor rendimiento en la generación de las olas por parte de este tipo de fenómenos, menos energéticos pero que transmiten gran parte de su energía al mar. En un seísmo (o sismo), la mayor parte de la energía se invierte en mover las placas, pero aun así, la energía de los maremotos tectónicos sigue siendo mucho mayor que la de los megamaremotos. Otra de las causas es el hecho de que un maremoto tectónico distribuye su energía a lo largo de una superficie de agua mucho mayor, mientras que los megamaremotos parten de un suceso muy puntual y localizado. En muchos casos, los megamaremotos también sufren una mayor dispersión geométrica, debido justamente a la extrema localización del fenómeno. Además, suelen producirse en aguas relativamente poco profundas de la plataforma continental. El resultado es una ola con mucha energía en amplitud superficial, pero de poca profundidad y menor velocidad. Este tipo de fenómenos son increíblemente destructivos en las costas cercanas al desastre, pero se diluyen con rapidez. Esa disipación de la energía no sólo se da por una mayor dispersión geométrica, sino también porque no suelen ser olas profundas, lo cual conlleva turbulencias entre la parte que oscila y la que no. Eso comporta que su energía disminuya bastante durante el trayecto.
Recreación gráfica de un maremoto aproximándose a la costa.
El ejemplo típico más cinematográfico, de megamaremoto es el causado por la caída de un meteorito en el océano. De ocurrir tal cosa, se producirían ondas curvas de gran amplitud inicial, bastante superficiales, que sí tendrían dispersión geométrica y disipación por turbulencia, por lo que, a grandes distancias, quizá los efectos no serían tan dañinos. Una vez más los efectos estarían localizados, sobre todo, en las zonas cercanas al impacto. El efecto es exactamente el mismo que el de lanzar una piedra a un estanque. Evidentemente, si el meteorito fuera lo suficientemente grande, daría igual cuán alejado se encontrara el continente del impacto, pues las olas lo arrasarían de todas formas con una energía inimaginable. Maremotos apocalípticos de esa magnitud debieron producirse hace 65 millones de años cuando un meteorito cayó en la actual península de Yucatán. Este mecanismo generador es, sin duda, el más raro de todos; de hecho, no se tienen registros históricos de ninguna ola causada por un impacto. Algunos geólogos especulan que un megamaremoto podría producirse en un futuro próximo (en términos geológicos) cuando se produzca un deslizamiento en el volcán de la parte inferior de la isla de La Palma, en las islas Canarias (cumbre Vieja). Sin embargo, aunque existe esa posibilidad (de hecho algunos valles de Canarias, como el de Güímar(Tenerife) o el del Golfo (El Hierro) se formaron por episodios geológicos de este tipo), no parece que eso pueda ocurrir a corto plazo, sino dentro de cientos o miles de años. Esta especulación ha causado una cierta polémica, siendo tema de discusión entre distintos geólogos. Un maremoto es un peligro para el lugar en que se encuentre o se origine, pero también este fenómeno tiene ventajas hacia nuestro planeta.
V. MAREMOTOS EN EL PASADO Y ACTUALIDAD
Se conservan muchas descripciones de olas catastróficas en la Antigüedad, especialmente en la zona mediterránea. Isla Santorini (-1.650): Algunos autores afirman que la leyenda de la Atlántida está basada en la dramática desaparición de la civilización Minoica que habitaba en Creta en el siglo XVI a. C. Según esta hipótesis, las olas que generó la explosión de la isla volcánica de Santorini destruyeron al completo la ciudad de Teras, que se situaba en ella y que era el principal puerto comercial de los minoicos. Dichas olas habrían llegado a Creta con 100 o 150 m de altura, asolando puertos importantes de la costa norte de la isla, como los de Cnosos. Supuestamente, gran parte de su flota quedó destruida y sus cultivos malogrados por el agua de mar y la nube de cenizas. Los años de hambruna que siguieron debilitaron al gobierno central, y la repentina debilidad de los antaño poderosos cretenses los dejó a merced de las invasiones. La explosión de Santorini pudo ser muy superior a la del Krakatoa. Golfo de Cádiz: Los Investigadores Antonio Rodríguez Ramírez y Juan Antonio Morales González, de los Departamentos de Geodinámica-Paleontología y Geología de la Facultad de Ciencias Experimentales de la Universidad de Huelva, ha estudiado abundantes restos de tsunamis en el Golfo de Cádiz. Estos estudios se han centrado en el estuario del Tinto-Odiel y en el del Guadalquivir. Las evidencias más antiguas corresponden al Guadalquivir con un episodio del 1500-2000 años antes de nuestra era, afectando a áreas que distan más de 15 km de la costa. En el estuario del Tinto Odiel aparecen depósitos sedimentarios relacionados con tsunamis históricos del 382-395, 881, 1531 y 1755. En el 218 a.C. y 210 a.C. hubo un tsunami en la península Ibérica. Se tomó el Golfo de Cádiz como objeto de estudio principal y se ha llegado a la conclusión de que hubo una gigantesca ruptura de estratos. Un tsunami se hace reconocible por los destrozos impresionantes de los que quedan restos detectables siglos después;
estos desastres ambientales de transformación del paisaje costero a través de la paleogeografía se pueden reconstruir. Las ondas de tsunami llegan a zonas donde no llega habitualmente el agua marina y esos restos son los que prueban esas catástrofes. Ésta se ha registrado en el estuario del Guadalquivir y en el área de Doñana. Luego el estudio se ha ampliado a la costa atlántica y se ha comparado con las consecuencias paleogeográficas producidas en el gran tsunami y terremoto de Lisboa de 1755. Este estudio nos señala que existen zonas predispuestas a que haya tsunamis, es decir a sufrir esta expulsión de energía por parte de la naturaleza.
Valparaíso (1730): El 8 de Julio a las 04:45 toda el área central de Chile fue remecida por un fuerte terremoto que causó daños en Valparaíso, La Serena, Coquimbo, Illapel, Petorca y Tiltil. El tsunami resultante afectó alrededor de 1.000 km de costa. Por primera vez en su historia, el puerto de Valparaíso fue inundado y severamente dañado. En las partes bajas de El Almendral todas las casas, fortificaciones y bodegas fueron destruidas por la inundación. Lisboa (1755): Maremoto provocado por el terremoto del océano Índico de 2004 en Tailandia.El denominado terremoto de Lisboa de 1755, ocurrido el 1 de noviembre de dicho año, y al que se ha atribuido una magnitud de 9 en la escala de Richter (no comprobada ya que no existían sismógrafos en la época), tuvo su epicentro en lafalla Azores-Gibraltar, a 37° de latitud Norte y 10° de longitud Oeste (a 800 km al suroeste de la punta sur de Portugal). Además de destruir Lisboa y hacer temblar el suelo hasta Alemania, el terremoto produjo un gran maremoto que afectó a todas las costas atlánticas. Entre treinta minutos y una hora después de producirse el sismo, olas de entre 6 y 20 metros sobre el puerto de Lisboa y sobre ciudades del suroeste de la península Ibérica mataron a millares de personas y destruyeron poblaciones. Más de un millar de personas perecieron solamente en Ayamonte y otras tantas en Cádiz;
numerosas poblaciones en el Algarve resultaron destruidas y las costas de Marruecos y Huelva quedaron gravemente afectadas. Antes de la llegada de las enormes olas, las aguas del estuario del Tajo se retiraron hacia el mar, mostrando mercancías y cascos de barcos olvidados que yacían en el lecho del puerto. Las olas se propagaron, entre otros lugares, hasta las costas de Martinica, Barbados, América del Sur y Finlandia. Krakatoa (1883): En 27 de agosto de 1883 a las diez y cinco (hora local), la descomunal explosión del Krakatoa, que hizo desaparecer al citado volcán junto con aproximadamente el 45% de la isla que lo albergaba, produjo una ola de entre 15 y 42 metros de altura, según las zonas, que acabó con la vida de aproximadamente 20.000 personas. La unión de magma oscuro con magma claro en el centro del volcán fue lo que
originó dicha explosión. Pero no sólo las olas mataron ese día. Enormes coladas piroclásticas viajaron incluso sobre el fondo marino y emergieron en las costas más cercanas de Java y Sumatra, haciendo hervir el agua y arrasando todo lo que encontraban a su paso. Asimismo, la explosión emitió a la estratosfera gran cantidad de aerosoles, que provocaron una bajada global de las temperaturas. Además, hubo una serie de erupciones que volvieron a formar un volcán, que recibió el nombre de Anak Krakatoa, es decir, ‗el hijo del Krakatoa‘.
Messina (1908): En la madrugada del 28 de diciembre de 1908 se produjo un terrible terremoto en las regiones de Sicilia y de Calabria, en el sur de Italia.
Fue acompañado de un maremoto que arrasó completamente la ciudad de Mesina, en Sicilia. La ciudad quedó totalmente destruida y tuvo que ser levantada de nuevo en el mismo lugar. Se calcula que murieron cerca de 70.000 personas en la catástrofe (200.000 según estimaciones de la época). La ciudad contaba entonces con unos 150.000 habitantes. También la ciudad de Regio de Calabria, situada al otro lado del estrecho de Mesina, sufrió importantes consecuencias. Fallecieron unas 15.000 personas, sobre una población total de 45.000 habitantes. Océano Pacífico (1946): Un terremoto en el océano Pacífico provocó un maremoto que acabó con 165 vidas en Hawái y Alaska. Este maremoto hizo que los estados de la zona del Pacífico creasen un sistema de alertas, que entró en funcionamiento en 1949.
Alaska (1958): El 9 de julio de 1958, en la bahía Lituya, al noreste del golfo de Alaska, un fuerte sismo, de 8,3 grados en la escala de Richter, hizo que se derrumbara prácticamente una montaña entera, generando una pared de agua que se elevó sobre los 580 metros, convirtiéndose en la ola más grande de la que se tenga registro, llegando a calificarse el suceso de mega tsunami.
Valdivia (1960): El terremoto de Valdivia (también llamado el Gran Terremoto de Chile), ocurrido el 22 de mayo de 1960, es el sismo de mayor magnitud registrado hasta ahora por sismógrafos a nivel mundial. Se produjo a las 15:11 (hora local), tuvo una magnitud de 9,5 en la escala de Richter y una intensidad de XI a XII en la escala de Mercalli, y afectó al sur de Chile. Su epicentro se localizó en Valdivia, a los 39,5º de latitud sur y a 74,5º de longitud oeste; el hipocentro se localizó a 6 km de profundidad, aproximadamente 700 km al sur de Santiago. El sismo causó un maremoto que se propagó por el océano Pacífico y devastóHilo a 10.000 km del epicentro, como también las regiones costeras de Sudamérica. El número total de víctimas fatales causadas por la combinación de terremotomaremoto se estima en 3.000. En los minutos posteriores un maremoto arrasó lo poco que quedaba en pie. El mar se recogió por algunos minutos y luego una gran ola se levantó acabando a su paso con casas, animales, puentes, botes y, por supuesto, muchas vidas humanas. Cuando el mar se recogió varios metros, la gente pensó que el peligro había pasado y en vez de alejarse caminaron hacia las playas, recogiendo pescados, moluscos y otros residuos marinos. Para el momento en que se percataron de la gran ola, ya era demasiado tarde.17 Como consecuencia del terremoto se originó un tsunami que arrasó con algunos lugares de las costas de Japón (142 muertes y daños por 50 millones de dólares), Hawái(61 fallecimientos y 75 millones de dólares en daños), Filipinas (32 víctimas y desaparecidos). La costa oeste de Estados Unidos también registró un maremoto, que provocó daños por más de medio millón de dólares estadounidenses.
Japón (2011): El 11 de marzo de 2011 un terremoto magnitud 9.0 en la escala de Richter golpea Japón. Tras el sismo se generó una alerta de maremoto (tsunami) para la costa pacífica del Japón y otros países, incluidos Nueva Zelanda, Australia, Rusia, G uam, Filipinas, Indonesia, Pa púa Nueva Guinea, Nauru, Hawái, islas Marianas del Norte, Estados Unidos, Taiwán, América Central, México y las costas de América del Sur, especialmente Colombia, Ecuador, Perú y Chile. La alerta de tsunami emitida por el Japón fue la más grave en su escala local de alerta, lo que implica que se esperaba una ola de 10 metros de altura. La agencia de noticias Kyodo informó que un tsunami de 4 m de altura había golpeado la Prefectura de Iwate en Japón. Se observó un tsunami de 10 metros de altura en el aeropuerto de Sendai, en la prefectura de Miyagi, que quedó inundado, con olas que barrieron coches y edificios a medida que se adentraban en tierra. Se habrían detectado, horas más tarde, alrededor de 105 réplicas del terremoto, una alerta máxima nuclear y 1.000 veces más radiación de lo que producía el Japón mismo debido a los incendios ocasionados en una planta atómica. Se temía más tarde una posible fuga radiactiva. Finalmente el tsunami azotó las costas de Hawái y toda la costa sudamericana con daños mínimos gracias a los sistemas de alerta temprana liderados por el Centro de Alerta de Tsunamis del Pacífico.
VI.
SISTEMAS DE ALERTA DE MAREMOTOS
Muchas ciudades como:
México Perú Japón Ecuador Estados Unidos Chile
Disponen de sistemas de alarma y planes de evacuación en caso de un maremoto peligroso. Diversos institutos sismológicos de diferentes partes del mundo se dedican a la previsión de maremotos, y la evolución de éstos es monitorizada por satélites. El primer sistema, bastante rudimentario, para alertar de la llegada de un maremoto fue puesto a prueba en Hawái en los años veinte. Posteriormente se desarrollaron sistemas más avanzados debido a los maremotos del 1 de abril de 1946 y el 23 de mayo de 1960, que causaron una gran destrucción en Hilo (Hawái). Los Estados Unidos crearon el Centro de Alerta de Maremotos del Pacífico (Pacific Tsunami Warning Center) en 1949, que pasó a formar parte de una red mundial de datos y prevención en 1965.
Señal que avisa del peligro de maremoto, en la península de Seward (Alaska).
Señal de evacuación en la isla Ko Phi Phi Don, Tailandia
Uno de los sistemas para la prevención de maremotos es el proyecto CREST (Consolidated Reporting of Earthquakes and Seaquakes) (Información Consolidada sobre Terremotos y Maremotos), que es utilizado en la costa oeste estadounidense (Cascadia), en Alaska y en Hawái por el Servicio Geológico de los Estados Unidos, la National Oceanic and Atmospheric Administration (la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica de EE. UU.), la red sismográfica del nordeste del Pacífico y otras tres redes sísmicas universitarias. La predicción de maremotos sigue siendo poco precisa. Aunque se puede calcular el epicentro de un gran terremoto subacuático y el tiempo que puede tardar en llegar un maremoto, es casi imposible saber si ha habido grandes movimientos del suelo marino, que son los que producen maremotos. Como resultado de todo esto, es muy común que se produzcan alarmas falsas. Además, ninguno de estos sistemas sirve de protección contra un maremoto imprevisto.
Señalética que indica zona de amenaza ante un Tsunami en la península de Cavancha ( Iquique, Chile) A pesar de todo, los sistemas de alerta no son eficaces en todos los casos. En ocasiones el terremoto generador puede tener su epicentro muy cerca de la costa, por lo que el lapso entre el sismo y la llegada de la ola será muy reducido. En este caso, las consecuencias son devastadoras, debido a que no se cuenta con tiempo suficiente para evacuar la zona y el terremoto por sí mismo ya ha generado una cierta destrucción y caos previo, lo que hace que resulte muy difícil organizar una evacuación ordenada. Éste fue el caso del maremoto del año 2004
pues, aun contando con un sistema adecuado de alerta en el océano Índico, quizá la evacuación no habría sido lo suficientemente rápida
VII.
DIFERENCIA ENTRE MAREMOTO Y MAREJADA
Las marejadas se producen habitualmente por la acción del viento sobre la superficie del agua, sus olas suelen presentar una ritmicidad de 20 segundos, y suelen propagarse unos 150 m tierra adentro, como máximo total, tal y como observamos en los temporales o huracanes. De hecho, la propagación se ve limitada por la distancia, de modo que va perdiendo intensidad al alejarnos del lugar donde el viento la está generando. Un maremoto, en cambio, presenta un comportamiento opuesto, ya que el brusco movimiento del agua desde la profundidad genera un efecto de «latigazo» hacia la superficie, el cual es capaz de lograr olas de magnitud impensable. Los análisis matemáticos indican que la velocidad es igual a la raíz cuadrada del producto del potencial gravitatorio (9,8 m/s²) por la profundidad. Para tener una idea, tomemos la profundidad habitual del océano Pacífico, que es de 4000 m. Esto daría una ola que podría moverse a unos 200 m/s, o sea, a 700 km/h. Y, como las olas pierden su fuerza en relación inversa a su tamaño, al tener 4000 m puede viajar a miles de kilómetros de distancia sin perder mucha fuerza. Sólo cuando llegan a la costa comienzan a perder velocidad, al disminuir la profundidad del océano. La altura de las olas, sin embargo, puede incrementarse hasta superar los 30 metros (lo habitual es una altura de 6 o 7 m). Los maremotos son olas que, al llegar a la costa, no rompen. Al contrario, un maremoto sólo se manifiesta por una subida y bajada del nivel del mar de las dimensiones indicadas. Su efecto destructivo radica en la importantísima movilización de agua y las corrientes que ello conlleva, haciendo en la práctica un río de toda la costa, además de las olas 'normales' que siguen propagándose encima del maremoto y arrasando, a su paso, con lo poco que haya podido resistir la corriente. Las fallas presentes en las costas del océano Pacífico, donde las placas tectónicas se introducen bruscamente bajo la placa continental, provocan un fenómeno llamado subducción, lo que genera maremotos con frecuencia. Derrumbes y erupciones volcánicas submarinas pueden provocar fenómenos similares. La energía de los maremotos se mantiene más o menos constante durante su desplazamiento, de modo que, al llegar a zonas de menor profundidad, por haber menos agua que desplazar, la altura del tsunami se incrementa de manera formidable. Un maremoto que mar adentro se sintió como una ola no perceptible,
debido a su larga longitud de onda puede, al llegar a la costa, destruir hasta kilómetros tierra adentro. Las turbulencias que produce en el fondo del mar arrastran rocas y arena, lo que provoca daño erosivo en las playas que puede alterar la geografía durante muchos años. Japón, por su ubicación geográfica, es el país más golpeado por los maremotos.
VIII.
INTENSIDAD DE LOS TERREMOTOS Y LINEAS ISOSÍSMICAS
La constatación de Mitchel de que la capacidad de destrucción de un terremoto - lo que ahora se llama intensidad – disminuye al aumentar la distancia de la fuente de origen de la perturbación, estimuló los intentos de definir el grado de intensidad en términos de información que podía ser aportada por la gente que vivía en la zona cuando se sintió el terremoto. Desde el punto de vista humano, los daños dependen de la densidad de la población, del tipo de vivienda y de las características del terreno: el aluvión poco resistente es más susceptible que la roca firme. Posteriormente ya fue posible añadir la información registrada en los sismógrafos a los efectos descriptos por los observadores. Actualmente la intensidad se expresa por referencia a una escala arbitraria de 12 grados, que se resume en la tabla adjunta. La escala actual es la modificación de una similar (de 10 grados) confeccionada por el sismólogo italiano Mercalli. En términos físicos, la intensidad se determina por la duración y número de las sacudidas y temblores, pero principalmente, por la máxima tasa de cambio de estos movimientos del suelo, o sea, por su aceleración máxima. Esta puede deducirse de los registros de los sismógrafos o sismogramas. Cuando se habla de la intensidad de un sismo, sin indicar dónde fue medida, ésta representa (usualmente) la correspondiente al área de mayor intensidad observada (área pleistocista). Para facilitar la comparación, a la tabla se han añadido valores aproximados de las aceleraciones gravitatorias promedio (g) es de 9800 mm/s2. Cuándo y dónde se sobrepasa este valor (INTENSIDAD XII), las sacudidas verticales procedentes del suelo hacen volar al aire todo lo que este suelto. Pueden vibrar hasta incluso soltarse los árboles y a veces hasta objetos bien recubiertos pueden salir disparados.
En 1935 C.F Richter confeccionó un tipo distinto de escala logarítmica para comparar las magnitudes de los terremotos de California. Desde entonces, su método se ha generalizado y desarrollado provechosamente. La magnitud de un terremoto tectónico se define actualmente de tal modo que se relaciona estrechamente con la cantidad total de energía elástica liberada cuando la roca sobre formada rebota bruscamente y produce una sacudida. Donde la energía, E se expresa en ergios. Para la definición de ergio como unidad de energía. Para una magnitud de 8,6, alcanzada sólo dos veces y superada una vez en el siglo actual. La liberación anual promedio de energía de todos los terremotos varían entre 1025 y 1027 ergios, y la mayor parte de ella, el 80% o más, en general se debe a unas pocas sacudidas realmente importantes. Para evitar la referencia, se ha añadido a la tabla algunos valores numéricos de magnitudes. No obstante, debe quedar bien en claro que la magnitud asignada a un terremoto corresponde sólo a la máxima intensidad de este terremoto. Un seísmo desastroso, se propaga a partir de la intensidad X pasando por todas las intensidades menores; pero solo tiene una magnitud, que se refiere a la energía total liberada por la sacudida. Desde 1904, cuando por primera vez los sismogramas proporcionaron información a partir de la cual se podían calcular las magnitudes, sólo unas pocas sacudidas, incluyendo las de 1977 de China, han sobrepasado la magnitud de 8,4:
1906 Andes de Colombia y Ecuador 8,6 1906 Valparaíso, Chile 8,4 1911 Tien Shan, Sinkiang, China 8,4 1920 Kansu, China 8,5 1933 Fosa del Japón 8,5 1950 Norte de Asam, India 8,6 1960 Chile (tres sacudidas principales 8,3 – 8,9 Alaska 8,6
Escala de Intensidad de los terremotos y de las magnitudes correspondientes aproximadas
INTENSID AD
Descripción de los Efectos característicos
Máxima aceleración Del suelo
I
Instrumental: detectado solo por sismógrafos
3,5
II
Muy débil: lo advierte solamente personas sensibles.
III
IV
V
VI
Débil: como las vibraciones debidas al paso de un camión; los siente la gente en reposo, en especial en los pisos altos. Moderado: los advierte la gente que anda; se mueven los objetos sueltos, incluyendo los vehículos parados Algo fuerte: lo siente todo el mundo; la mayoría de los que duermen se despiertan y suenan las campanas Fuerte: los árboles se balancean y todos sus objetos suspendidos oscilan; se producen daños por caídas de objetos sueltos
Magnitud correspondiente a la máxima intensidad alcanzada
10
15
4,2
25
4,3
50
4,8
100
5,5 -6,1
250
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Muy fuerte: alarma general; las paredes se agrietan y se cae el enyesado de la pared. Destructivo: los conductores de vehículos se sienten seriamente afectados; se rebajan las estructuras de las construcciones; se caen las chimeneas, se destruyen los edificios de estructuras débiles. Ruinoso: se hunden algunas casas allí donde el suelo empieza a agitarse y se abren las tuberías Desastroso: el suelo se agrita; se destruyen edificios, los rieles se doblan. Se producen desprendimientos en laderas abruptas Muy desastroso: poco edificios quedan en pie; se destruyen los edificios y todos los servicios (Férreos, conductos y cables); grandes desprendimientos e inundaciones.
Catastrófico: destrucción total; los objetos son arroja dos al aire; el suelo sube y baja en forma de olas.
5,5 – 6,1
500
6.2
1000
6.9
2500
7 – 7,10
5000
7,4-8,1
7500
(Máximo Conocido 8,9)
9800
A los trabajos iniciales, basados en la intensidad, se puede sacar mucho provecho de este concepto más simple, como la sacaron los primero sismógrafos. Una línea trazada uniendo los puntos de la misma intensidad es una línea isosísmica o isosista. Cada una de ella suele cerrar una zona más o menos circular o elíptica, según que el lugar de origen sea puntual o alargado. El lugar de origen se llama origen, foco o hipocentro y el punto o línea de la superficie terrestre que se encuentra verticalmente encima es el epicentro o línea epicentral. Comparando las intensidades en el epicentro E y en el punto G situado sobre una línea isosísmica a una distancia conocida de E, R, D. como se podría determinar la profundidad del foco. Teóricamente, la intensidad (expresada en términos de aceleración) disminuye a partir del foco en proporción inversa al cuadrado de la distancia. De los registros de 5605 terremotos detectados en Italia, Oldham descubrió que el 90 por ciento de los mismos se originó a profundidades de menos de 8 km; aproximadamente el 8 por ciento a profundidades entre 8 y 30 km, y el resto a profundidades mayores. Los terremotos tectónicos se clasifican actualmente en: SOMEROS: cuando la profundidad de origen es menos de 60 km (o de 70 km, profundidad adoptada por algunos sismólogos). INTERMEDIOS: cuando la profundidad de origen se halla entre 60 ó 70 y 300 km. PROFUNDOS: cunado la profundidad de origen es mayor de 300 km; la profundidad máxima registrada hasta ahora ha sido de unos 720 km. la mayoría de los terremotos profundos se originan entre 500 y 700 km.
Los terremotos volcánicos se producen por fenómenos tales como explosiones de gas, abombamientos y fisuras de estructuras volcánicas y sus zócalos durante el período que precede a una erupción, o formación de calderas. En general se producen en enjambres y suelen ser de origen somero. Por esa razón, la zona en la que se sienten las perturbaciones es correspondiente reducida (rara vez ocupa más de uno pocos centenares de kilómetros cuadrados), aunque la intensidad junto al propio volcán puede ser alta. En contraste con ello, los terremotos tectónicos se pueden sentir en extensiones mil veces mayores.
IX.
ESCALA DE RICHTER
La escala de Richter indica en valores absolutos, la magnitud de un terremoto.
X.
DISTRIBUCIÓN DE EPICENTROS: ZONAS SISMICAS
Los lugares donde se originan los terremotos están confinados a regiones en las que se están produciendo movimientos terrestres o donde los volcanes son activos. La mayoría de los terremotos se forman en tres zonas bien definidas: una zona circunpacífica, una zona mediterránea y transasíatica y una zona de dorsales mesocéanicas que se prolongan en los valles de fracturas africanos. La zona circumpacífica coinciden muy bien con las fosas oceánicas profundas y los arcos de islas asociados, y los seísmos se localizan en los lados continentales de las fosas. Desde Alaska hacia el oeste del pacífico, se dispone paralelamente de las fosas de Kuriles, del Japón, Keramac-La Tonga hacia el noroeste de Nueva Zelanda, mientras que otra gira en redondo hacia el oeste y se dispone paralela a la fosa de Java o Indonesia. En el pacífico oriental, la zona de seísmos sigue la costa oeste norteamericana y es especialmente característica de California, aunque allí no hay ninguna fosa oceánica asociada. Prosigue asía el sur paralelamente a la fosa de Centroamérica y continúa hacia la costa andina, donde está asociada la fosa de Perú-Chile.
Entre los terremotos de la zona circunpacífica los hay de los tres tipos, someros, intermedios y profundos. Los seísmos realmente profundos están prácticamente restringidos a la zona circumpacífica, donde la profundidad de los focos aumenta de somera a intermedia y luego a grande en dirección hacia tierra desde los bordes de las fosas. Esta correlación entre las profundas fosas oceánicas y la faja sísmica debe tener algún significado importante. La evidencia sugiere que la zona sísmica marca las rutas a lo largo de las cuales, lajas de litósfera oceánica se sumerge hacia el manto a lo largo de las fosas.
La segunda faja sísmica, la zona mediterránea y transasiática, se extiende a lo largo de los arcos montañosos alpinos europeos y del norte de África, por Asia Menor y el Cáucaso, y por Irán y Pakistán hacia el Pamir, el Himalaya, el Tibet y China. Esta zona está caracterizada por la mayor parte de los fuertes seísmos de origen someros y otros de origen intermedio. Durante mucho tiempo se creyó que en esta zona no se daban terremotos profundos, pero en 1964 se originó un potente terremoto de 630 km de profundidad bajo las laderas meridionales de Sierra Nevada, España. La zona sísmica mediterránea y transasiática sigue más o menos sistemas orogénicos terciarios y recientes. No hay fosas oceánicas profundas asociadas visibles; en realidad esta zona sísmica está casi toda en continentes, pero se está tratando de descubrir si alguna vez hubo fosas, ahora desaparecidas. La mayoría de los terremotos restantes son de tipo someros y se localizan a lo largo de las dorsales mesocéanicas y de las falla transformantes que las interceptan. A lo largo de las fallas transformantes, están confinados a aquellos partes que conectan y que están comprendidas entre lo que parecen porciones dislocadas de las dorsales.
XI.
SISMÓGRAFOS
A partir del foco de un terremoto se propagan ondas en todas direcciones por toda la tierra, y cuando llega a una estación sismológica quedan registradas por los sismógrafos, siempre que no sean demasiado fuertes y dejen inoperantes al instrumento. Se han ideado una gran variedad de instrumentos para detectar los seísmos. En el período de tiempo comprendido entre las dos guerras mundiales, la mayoría de los que se usaban consistían en péndulos delicadamente equilibrados, diseñados para registrar las componentes o bien horizontales o bien verticales de las vibraciones del suelo. Una buena estación sismológica debía tener dos sismógrafos horizontales montados perpendiculares entre sí – en general uno para responder a los movimientos N-S y otros, los E-O – y un instrumento vertical; así entre los tres daban un registro completo de los movimientos en tres dimensiones.
Aquí será suficiente indicar los principios en los que se basaba el tipo de aparato que suministró la mayor parte de los datos de interés geológico hasta hace unos treinta años. La condición esencial para registrar el paso de las ondas sísmicas es tener un punto que mantenga estacionario, o casi, en cada temblor de tierra sacude todo el instrumento, incluyendo el sistema de registro.
El péndulo horizontal ilustrado en la fig. 13 consiste en una barra cargada con un peso que puede oscilar con respecto a un soporte sólido que está firmemente fijado al suelo, comparte las vibraciones de éste. Debido a su inercia, el peso tiende a mantenerse estacionario. Lo que se registra y luego se amplifica de manera adecuada, es el movimiento relativo etre el extremo de la barra y el resto del instrumento. Un espejito fijado en el extremo de la barra refleja un haz de luz sobre un papel fotográfico enrollado en un tambor cilíndrico que gira alrededor de un tornillo largo; mientras gira el carrete va soltando el papel perpendicularmente al haz de luz reflejada. La longitud del haz determina la ampliación. Así, las vibraciones se van registrando continuamente, salvo en cortas interrupciones que dan un registro del tiempo. El mecanismo de relojería que dirige el tambor también hace actuar un diafragma que corta la luz a intervalos regulares, produciendo las interrupciones. La medición precisa del tiempo es imprescindible, y actualmente está suele asegurarse mediante el registro de señales horarias de radio directamente en el sismograma. Cada banda de papel da un registro de 12 ó24 horas, tiempo adecuado para realizar la sustitución de una banda por otra.
Más recientemente, las necesidades de efectuar prospecciones sísmicas (como por ejemplo para detectar estructuras que pueden contener petróleo) y la imperiosa necesidad de diferenciar terremotos naturales de explosiones nucleares, han estimulado el diseño de instrumento provechando propiedades electromagnéticas que son muy sensibles a movimientos relativos. Ejemplo de ello son el cambio de resistencia eléctrica de ciertos cristales como respuestas a mínimos cambios de presión producidos por el paso de vibraciones, y la débil corriente que establece en un muelle cargado con un peso suspendido en un campo magnético cuando entre ambos hay un movimiento relativo. Pequeños detectores portátiles del tipo último – llamados geófonos – son parte del equipo estándar empleados en la prospección sísmica. Un tipo de geófono muy útil tiene un potente imán permanente, rígidamente fijado a la caja que lo contiene (la cual, ella misma a veces es un cubo que no tiene más de 5 cm de lado); la caja, cuando está funcionando está bien enterrada en el suelo. Cuando llega una vibración, la corriente generada en el muelle suspendido pasa a accionar un registrador en el cual se aloja el resto del instrumento. Allí la corriente pasa a una válvula amplificadora conectada con un galvanómetro, cuyas oscilaciones se registran fotográficamente. A una escala mayor, en 1962 se instaló un sistema muy eficaz de detección y registro de Ekdalemuir, cerca de Dumfries, sur de Escocia. Consiste en una batería de instrumentos contenidos en cilindros de acero, enterrados en el suelo, a intervalos, a lo largo de dos tramos perpendiculares de 8 kilómetros de extensión, y capaces de captar vibraciones de cualquier parte de la tierra. Cada detector está conectado al observatorio, donde las vibraciones se registran automáticamente, y los registros se interpretan muy rápidamente con la ayuda de computadoras electrónicas.
XII.
ONDAS SÍSMICAS
Las ondas sísmicas son ondas que se propagan hacia el exterior desde lugar en el interior de la Tierra, donde se ha producido el terremoto. Hay dos tipos principales de ondas: las Ondas de Cuerpo u Ondas Internas (P y S) que son las que viajan por el interior de la Tierra y las Ondas Superficiales que lo hacen solamente por la superficie terrestre
Generación de las Ondas Internas y Superficiales, ilustrando los diferentes trayectos y tiempos de arribo al sismógrafo.
Ondas de Cuerpo: Las Ondas de Cuerpo, a su vez se dividen en: Ondas Primarias u Ondas P, son ondas de presión, son las que tienen mayor velocidad respecto a las demás y a su vez pueden atravesar materiales sólidos o líquidos. Su movimiento produce la compresión y dilatación temporal de las rocas en la misma dirección que la propagación de la onda. Ondas Secundarias u Ondas S, son ondas de corte o cizalla, más lentas que las Ondas P, viajan solamente por roca sólida. Producen una deformación temporal perpendicular a la dirección en que se desplaza la onda . Las ondas S no atraviesan el núcleo externo terrestre por ser líquido. A modo de ejemplo, en el granito la velocidad de la Onda P (primaria) es VP = 5,20 km/s y la velocidad de la Onda S (secundaria) es VS = 3 km/s. A mayor distancia de producido el sismo, la diferencia de tiempo “S-P” entre el arribo de la Onda P y el arribo de la Onda S aumenta.
Ilustración de las deformaciones que provocan las Ondas Internas.
Ondas Superficiales: Por su parte las Ondas Superficiales son las más lentas y se desplazan solamente en la superficie de la Tierra; por sus características son las más destructivas, y se dividen en: Ondas Rayleigh: Denominadas así en honor al físico y matemático inglés Lord Rayleigh (John William Strutt), que en 1885 demostró teóricamente su existencia. Estas ondas resultan de una combinación particular entre los desplazamientos de las partículas debido a las ondas P y S. Las partículas se mueven en forma elipsoidal en el plano vertical que pasa por la dirección de propagación. Ondas Love: son ondas de cizalla donde las partículas oscilan sólo en la dirección perpendicular al plano de propagación, el movimiento se produce solo en forma horizontal. Estas ondas toman el nombre del matemático británico A. E. H. Love que en 1911 logró crear un modelo matemático de las mismas. La velocidad de las ondas Love es ligeramente superior a la velocidad de las ondas Rayleigh.
Ilustración de las deformaciones que provocan las Ondas Superficiales.
XIII.
¿PUEDEN PREVENIRSE LOS TERREMOTOS? XIV.
Buena parte de los terremotos detectados por la red de sismógrafos, algunos de gran intensidad, se producen en regiones despobladas y, debido a su escasa o nula repercusión en las actividades humanas, su noticia no salta a los titulares de los diarios. Pasan inadvertidos para la mayoría de la gente, salvo para los científicos que siguen empeñados en buscar los elementos que permitan algún día predecir la fecha y el lugar donde se va a producir un terremoto. Lamentablemente, a pesar de que en Japón y EE.UU existen importantes equipos de geofísicos que estudian una metodología dirigida a descubrir los indicios para predecir los terremotos, éstos siguen burlando la capacidad de los científicos. Lo único que han podido deducir los especialistas es su carácter cíclico. También han podido observar que cuando no se producen pequeños temblores que liberan paulatinamente la tensión del subsuelo, ésta se acumula y estalla en un sismo de grandes. Vaticinar o Paliar: Hasta el momento no ha sido posible en ningún país prever con suficiente antelación la llegada de un terremoto. La pregunta es si vale la pena mantener costosos equipos, que tratan infructuosamente de hallar alguna relación de causa – efecto que se repita en cada movimiento sísmico. Y si, en cambio no seria mejor dedicar todos los esfuerzos a desarrollar al máximo las medidas para atenuar los efectos destructivos de las ondas sísmicas. Ante la imposibilidad de predecir el lugar, el momento y la intensidad de un terremoto, los científicos se han dedicado a determinar cuáles son las áreas de mayor riesgos y establecer en ellas las más estrictas normas de construcción antisísmicas, junto con las medidas de actuación una vez producido el movimiento. La acumulación de experiencia también es muy importante para minimizar los efectos de los destructivos terremotos. Medidas antisísmicas: Con los movimientos sísmicos por ahora no se puede aplicar el proverbio ―más vale prevenir que curar‖, porque no existen elementos para alertar a los pobladores de regiones con altos índices de sismicidad. Lo que sí es posible es desarrollar una serie de medidas que permitan atenuar al máximo las consecuencias catastróficas de estos fenómenos naturales: las llamadas normas de sismorresistencia. Las técnicas de construcción antisísmicas han ido evolucionando después de observar las resistencias que ofrecen algunos materiales a los terremotos de magnitud superior a 7 en la escala de Richter. En líneas generales, los edificios antisísmicos deben engrosar las columnas, aumentar la porción de acero en la estructura y profundizar los cimientos. Los materiales deben ser dúctiles para que se oscilen y no se partan, las ornamentaciones exteriores deben estar bien fijas. Los edificios regulares que aumentan las porciones hacia su base sufren menos que los edificios en forma de pirámide invertida. Las piscinas en las azoteas son muy peligrosas en áreas sísmicas, por que agravan la oscilación ante los
temblores. Para evitar los incendios se deben hacer instalaciones de gas y electricidad q se corten automáticamente. Soluciones específicas para cada zona: a todas estas medidas de carácter general es necesario agregar una serie de normas específicas para cada lugar. Por ejemplo, las edificaciones en la ciudad de México deben tener presente que el subsuelo es una antigua laguna que provoca el hundimiento de la ciudad a un ritmo de 7cm por año. Por esa razón es muy importante tener en cuenta el suelo en el que se construyen los edificios. En California, las ciudades de los Ángeles y San Francisco están edificadas sobre la falla de San Andrés, que ha demostrado ser muy activa en desplazamientos de consecuencias catastróficas. Por su parte, el Archipiélago Japonés está situado sobre la unión de tres placas de la corteza terrestre, cuyos movimientos de fricción provocan unas de las mayores incidencias de terremotos del planeta en una región, por otra parte superpoblada. Además de las normas de sismorresistencia que hay que observar en las regiones de alto riesgo sísmico, es importante estar siempre preparados para movilizarse inmediatamente después de producido un terremoto con el objeto de reparar los daños de infraestructuras, sofocar los incendios y asistir a las víctimas con la mayor rapidez que sea posible
XV.
RECOMENDACIONES DE PROTECCIÓN CIVIL
En caso de terremoto, Protección Civil ofrece las recomendaciones siguientes:
Buscar refugio bajo los dinteles de las puertas o de algún mueble sólido, como mesas o escritorios, o bien junto a un pilar o pared maestra. Mantenerse alejado de ventanas, cristaleras, vitrinas, tabiques y objetos que puedan caer y golpearle. No utilizar el ascensor ya que los efectos del terremoto podrían provocar su desplome o quedar atrapado en su interior. Utilizar linterna para alumbrado y evitar el uso de velas, cerrillas, o cualquier tipo de llama durante o inmediatamente después del temblor, que puedan provocar explosión o incendios. Si la sacudida le sorprende en el exterior es conveniente: Ir hacia un área abierta, alejada de edificios dañados. Después de un gran terremoto siguen otros más pequeños denominados réplicas, que pueden ser suficientemente fuertes como para causas destrozos adicionales. Procurar no acercarse ni penetrar en edificios dañados. El peligro mayor por caída de escombros, revestimientos, cristales, etc; está en la vertical de la fachada. Si se está circulando en coche, es aconsejable permanecer dentro del vehículo, así como tener la precaución de alejarse de puentes, postes eléctricos, edificios degradados o zonas de desprendimientos. Posterior a la sacudida: Si se requiere comunicar con amigos o familiares, utilizar mensajes de texto por celular, chat, correos electrónicos o internet en general. El exceso de llamadas puede congestionar las redes celulares y fijas.
XVI.
EL TERREMOTO DE IQUIQUE DE 2014 O TERREMOTO DEL NORTE GRANDE DE 2014
Fue un movimiento telúrico ocurrido a las 20:46 (hora local) del martes1 de abril de ese año. Afectó a las regiones de Arica y Parinacota, Tarapacá y Antofagasta — en Chile— y al departamento de Tacna —en Perú— y tuvo una magnitud de 8,2 MW. Según el Centro Sismológico Nacional, el epicentro estuvo a 89 kilómetros al suroeste de la localidad de Cuyo y a 83 kilómetros al noroeste de Iquique, en el Mar chileno. Tuvo una duración de dos minutos y es el terremoto más fuerte registrado en el 2014 a nivel mundial, y el más fuerte en Chile después del terremoto de la Zona Centro-Sur del país, según el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS, por sus siglas en inglés). Tras el sismo se informó de un tsunami. En cuanto a daños materiales, las comunas de Alto Hospicio de Iquique fueron las más afectadas, tanto por el sismo como por el tsunami. El 16 de marzo de 2014 se produjo en la misma zona un sismo relativamente importante de 6,7 MW que fue seguido por ocurrencias casi diarias de movimientos sísmicos de diversa intensidad. El terremoto del 1 de abril se ubicó en el límite norte de esta secuencia sísmica. Los expertos han coincidido en señalar que no se trataría del Gran terremoto del Norte Grande de Chile puesto que no se ha liberado toda la energía esperada. Ello hace probable la ocurrencia de nuevos sismos de gran magnitud en la zona.
Imágenes del terremoto de Chile 2014
CONCLUSIÓN Al finalizar este trabajo monográfico se ha llegado a la conclusión que la investigación realizada es sumamente importante, dado que es posible ver la complejidad de este desastre natural, ya que el impacto que el mismo produce, tanto ambiental, social y económico, teniendo en cuenta su intensidad y magnitud, puede llegar a ser catastrófico. En pocos minutos, puede llevarse consigo cientos de vidas y modificar el paisaje convirtiéndolos en paisajes calamitoso. En el mismo se pudo observar cuales son las zonas más afectadas por este siniestro y así mismo destacar los elementos que a partir del año 132, fueron necesarios para suministrar datos de interés geológico. Este tipo de acontecimiento natural no se puede predecir, pero se puede tomar recaudos sobre el accionar ante este hecho que preocupa a muchos países de nuestro globo vibrante.
BIBLIOGRAFIA Geología Física. A. Holmes y Doris l. Holmes. Editorial omega. Barcelona 1980 Biblioteca del aprendizaje interactivo. Mundo Hispano. Edición 2007- Barcelona (España) Naturaleza en RED 9, Biología, física, química, astronomía y geología. EGB 3ciclo Átomo, Ciencia naturales 8. Naturaleza en RED 8. Las placas tectónicas. Ciencias para todos. Tercera edición, 1998. Ciencia desde México. Primera edición, 1987 Geografia Fisica Recursos WEB: http://profeblog.es/ http://es.wikipedia.org/wiki/Sismicidad http://es.wikipedia.org/wiki/Terremoto http://www.esmas.com/noticierostelevisa/infografias/sismos http://es.scribd.com/ http://elpais.com/tag/terremotos/a/
