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CAPÍTULO 14
LOS TERREMOTOS
DEFIICIÓ
Se llama terremotos a las vibraciones de la tierra producidas por súbitas liberaciones
de energía elástica originada en el interior de la tierra. Debido a súbitas dislocaciones de
la corteza, se generan ondas elásticas que se irradian en todas direcciones y se propagan
hasta la superficie de la tierra con efectos muchas veces devastadores. La mayor parte
de los terremotos se generan en fallas geológicas asociadas a los bordes de las placas
tectónicas que conforman la corteza terrestre, otros se deben a la activación o
reactivación de fallas geológicas presentes en los continentes, en sitios diferentes a los
bordes de placas.
Se llama FOCO al sitio donde se genera la perturbación sísmica y EPICETRO a la
zona superficial situada directamente encima del foco a donde llegan las ondas que
producen las vibraciones. (Figura 1).
Figura 1: Foco y Epicentro en un terremoto
MECAISMO
A raíz del terremoto que destruyó la ciudad de San Francisco en 1906, se realizaron
estudios muy cuidadosos de las características de los desplazamientos de las rocas a lo
largo de la falla de San Andrés donde se originó el movimiento sísmico. Esta falla
enfrenta rocas de la placa del Pacífico con rocas de la Placa de Norte América y durante
el sismo su parte norte fue afectada por desplazamientos horizontales de casi 5 metros A
partir de estos estudios el profesor H. F. Reid propuso la teoría del Rebote Elástico que
se ilustra en las gráficas de la Figura 2.
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Ruptura pre-existente antes del
desplazamiento
Deformación muy lenta y diferencial de la
roca debido a fuerzas tectónicas en la zona
de falla, con acumulación de energía
elástica
Superada la resistencia de la roca se activa
o se reactiva la falla con desplazamientos
en las zonas más débiles acompañados de
una recuperación o rebote elástico de las
rocas, que permite la liberación de la
energía acumulada durante la
deformación. .
Una vez liberada toda la energía las
partículas de la roca se reacomodan
Figura 2 Ilustración de la teorías del Rebote Elástico de Reid (tomado de Tarbuck y Lutgens)
En algunos segmentos de las fallas se producen movimientos muy lentos y graduales
que generan muy poca perturbación sísmica (fault creep); en otros segmentos se
producen deslazamientos pequeños que pueden generar terremotos débiles que pueden
pasar desapercibidos, en otros segmentos las rocas se deforman gradualmente sin fallar
de tal manera que acumulan gran cantidad de energía durante varios años hasta que
algún día fallan súbitamente (stick slip) causando los terremotos que provocan desatres.
Los períodos de recurrencia de estos sismos mayores son diferentes para cada región.
En el caso de la falla de San Andrés los terremotos grandes ocurren cada 50 a 200 años.
La activación o reactivación de fallas geológicas origina desplazamientos tanto
horizontales como verticales en superficie y si la magnitud de la perturbación no es muy
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grande o el foco es muy profundo, es posible que no ocurran efectos sensibles en la
superficie. Los grandes terremotos están precedidos por sismos más pequeños
conocidos como precursores y seguidos por sismos también menores conocidos como
réplicas.
REGISTRO DE LOS SISMOS
Los sismos se registran en SISMÓGRAFOS. Esto aparatos funcionan según un
principio que se ilustra en la Figura 3. Una masa suspendida libremente de un soporte
fijo en el terreno. Cuando ocurre una vibración en profundidad y ésta llega al
instrumento, la masa suspendida se mantiene estacionaria (inercia) mientras que el
terreno junto con el soporte se mueve y este movimiento se registra en el tambor
giratorio. El sismógrafo de la Figura 3 está diseñado para registrar movimientos
horizontales en tanto que el sismógrafo de la Figura 4 permite registrar movimientos
verticales.
Figura 3: Principio de funcionamiento de un sismógrafo que registra movimientos horizontales del terreno
Figura 4 Sismógrafo diseñado para registrar movimientos verticales del terreno
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LOS SISMOGRAMAS
En el capítulo 3 se presentaron los aspectos sismológicos relacionados con el origen y
características de las ondas sísmicas. Como se recordará las ondas P y S corresponden a
las ondas de cuerpo, es decir, las que se desplazan a través del subsuelo; en tanto que las
ondas L son las superficiales, que corresponden a las que se desplazan por la superficie,
más lentamente que las de cuero. La Figura 5 muestra la forma como se registran las
ondas L, P y S. La primeras en llegar son las ondas P, luego las S y finalmente las L,
estas últimas las de mayor amplitud. Se puede medir en minutos, el retrazo entre la
primera onda P y la primera onda S. Entre mayor sea este retraso, mayor será la
distancia al epicentro del sismo.
Figura 5 Sismograma típico. Las ondas L son las de mayor amplitud. Se aprecia
además un retraso de 5 minutos entre llegada de la primera onda P y llegada de la
primera onda S.
LOCALIZACIÓ DE U TERREMOTO
1. Distancia al epicentro
Entre mayor sea el intervalo de tiempo (retraso) entre la llegada de la primera onda
P y la llegada de la primera onda S, mayor será la distancia al origen del terremoto.
A partir de sismogramas típicos-escogidos- se han generado graficas como las de la
Figura 6 que muestran la relación entre la distancia al epicentro y el tiempo de
llegada de las señales sísmicas, con base en curvas típicas de ondas P y S. En esta
figura se puede establecer como ejemplo que para un retraso de 5 minutos la
distancia al epicentro es de 3800 kilómetros aproximadamente. Esto en cualquier
dirección.
2. Dirección
En un globo terrestre se trazan círculos al rededor de cada una de por lo menos 3
estaciones donde se registró el sismo. (Figura 7) Los radios de estos círculos deben
coincidir con las distancias al epicentro para cada estación. El punto donde los 3
círculos se cruzan debe corresponder al epicentro del terremoto.
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Figura 6: Relación distancia –tiempo para determinar la
distancia al epicentro de un terremoto.
Figura 7 Localización del epicentro
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PROFUDIDAD DE LOS TERREMOTOS (Figura 8)
Existen varias escalas de
profundidad para los
terremotos. A continuación se
menciona una de ellas:
SUPERFICIALES 0 A 70 Km
ITERMEDIOS 70 A 300 Km
> 300 Km
PROFUDOS
Figura 8 Profundidad
DISTRIBUCIÓ GEOGRÁFICA DE LOS SISMOS
Los terremotos se concentran a lo largo de tres cinturones sísmicos:
•
•
•
El 85% de la energía se libera en el Cinturón de Fuego del Pacífico en Sur América,
Japón, Filipinas y varias cadenas de islas volcánicas. Casi todos los sismos de foco
intermedio y profundo, se originan tierra adentro de las fosas oceánicas. La mayor
sismicidad es de tipo tectónico, asociada las superficies de Wadati-Benioff.
El 10% de la energía liberada en los terremotos se da a lo largo de la zona
mediterránea-trans-asiática, con zonas de elevada sismisidad como Italia, Grecia,
Irán y China. Se deben a compresión de las placas africana e índica sobre la placa
Eurasiática
El 5% de la energía liberada en los terremotos se produce en el sistema de las
dorsales oceánicas, por movimientos a lo largo de las fallas de transformación.
Generalmente son de foco superficial y ninguno es de intensidad importante.
ITESIDAD
Es una medida subjetiva de los daños. Giuseppe Mercalli desarrolló en 1902 la escala
de intensidad de I a XII muy conocida. La Figura 9 reproduce esa escala con algunas
modificaciones introducidas por el U.S. COSAT and Geodetic Survey.
Es claro que esta escala es aún muy subjetiva porque la gente puede dar interpretaciones
muy diferentes según su “punto de vista”, o las circunstancias. La intensidad de un
terremoto depende no solamente de la cantidad de energía que alcanza la superficie
terrestre. Se tiene que evaluar otros factores, como por ejemplo: (1) el objetivo del daño:
edificios, puentes u otras estructuras, obras lineales (carreteras , oleoductos etc), taludes
de carretaras u otras excavaciones y las laderas naturales; (2) la calidad de las
edificaciones; (3) el tipo de suelo en el sitio afectado; si son suelos blandos amplifican
más las ondas elásticas que los suelos duros o los substratos rocosos. (4) De dos
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terremotos que liberen la misma energía, el más dañino seguramente es aquel cuyo foco
es menos profundo. .
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
La gente en general no lo siente.
Lo sienten algunas personas en reposo, principalmente el pisos elevado de
edificios.
Lo sienten varias personas en los pisos altos de edificios pero no todas lo
reconocen como un terremoto.
Lo sienten y reconocen varis personas en los interiores de los edificios pero solo
algunas pocas afuera
Lo siente todo el mundo; algunos que dormían se despiertan.
Todos lo sienten y comienzan los daños: Algunos muebles pesados se mueven y
caen algunas paredes.
Todo el mundo sale a la calle y se presentan daños de magnitud que depende de
la calidad del diseño y de los materiales mismos de las edificaciones. Los daños
en las edificaciones mejor concebidas es despreciable.
Los daños en las edificaciones bien concebidas son ya importantes y las mal
concebidas sufren daños considerables (caen columnas, monumentos, muros
etc)
Daños considerables en estructuras bien concebidas apreciables: los edificios se
desplazan de sus cimientos y se abren grieta en el suelo.
Se destruyen algunas estructuras de madera bien construidas y las grietas del
terreno se propagan considerablemente.
Casi todas las edificaciones se destruyen lo mismo que la mayoría de los
puentes.
Daño total: Se aprecia claramente el movimiento ondular del suelo y varios
objetos son lanzados al aire.
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Figura 9 Ede Mercalli modificada segú el U.S. COSAT and Geodetic Survey.
MAGITUD
En este caso los terremotos se clasifican según la cantidad de energía liberada que
depende de la cantidad de material que se desplaza en la zona de falla y la distancia de
ese desplazamiento. Pero muy pocas fallas cortan la superficie de la tierra de tal manera
que es difícil medir directamente la cantidad de desplazamiento. En 1935 Charles
Richter del Instituto Tecnológico de California clasificó los terremotos que ocurría en el
Sur de California en grupos de magnitud grande, media o pequeña con base en la
interpretación de los sismogramas. La Magnitud de Richter se determina con base en la
amplitud de la mayor onda registrada en un sismograma. Para normalizar la medición
se deben hacer ajustes relacionados con el debilitamiento de las ondas sísmicas
conforme se alejan del foco y con la sensibilidad del aparato que registra el sismo. Al
respecto Richter propuso 100 kilómetros como distancia normalizada y el instrumento
Wood-Anderson como el dispositivo de referencia. En el sismograma de la Figura 10 la
amplitud de la mayor onda L registrada es de 23 mm y el intervalo entre la llega de de la
onda P y las llegada de la onda S es de 24 segundos (S-P en la grafica). Tomando
gráficamente estos valores e Interpolando gráficamente se obtiene una magnitud de 5.
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La magnitud de Richter se mide n la escala de 1 a 9. De los registrados algunos alcanzan
la magnitud 8.9 (liberaron 1026 ergios de energía, equivalente a la detonación de 1000
millones de TNT. Los seres humanos no sentimos terremotos con magnitud <2, solo los
instrumentos más sensibles detectan esos terremotos. En la escala logarítmica un
aumento de 10 veces en la amplitud de onda corresponde a un incremento de 1 en la
escala de magnitud, es decir que, la amplitud de la mayor onda superficial para un
terremoto de magnitud m es 10 veces mayor que la amplitud de onda producida por un
terremoto que tenga una magnitud (m-1). Lo más importante: por cada unidad de
magnitud de Richter la energía se incrementa 32 veces.
Se ha encontrado que la escala de Richter no diferencia adecuadamente los terremotos
de gran magnitud dado que todos estos terremotos tienen amplitudes de onda similares.
El método magnitud de momento estudia los períodos largos en una escala ampliada.
En esta escala el terremoto de San francisco (1906) de Magnitud 8,3, se degradaría a
7,9; Alaska (1964) aumentaría de 8,4 a 9,2 y el más fuerte registrado hasta ahora sería
el de Chile (1960), mayor a 9,5.
Figura 10: determinación gráfica de la magnitud Richter de un terremoto
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EFECTOS
EDIFICACIOES
A medida que se propagan las hondas L de un terremoto el suelo vibra tanto
verticalmente (ondulaciones hacia arriba y hacia abajo), como horizontalmente (de
costado). La magnitud del daño estructural atribuible a las vibraciones depende de
factores tales como la intensidad, la duración de las vibraciones, la naturaleza del
material sobre las que descansan las construcciones y la calidad de su diseño.
Las edificaciones de madera que son más flexibles, resisten mejor que las de concreto,
más rígidas y por su puesto son más vulnerables aquellas menos reforzadas.
Asociados a la destrucción de las ciudades por terremotos se producen graves incendios
originados en el desplazamiento de tuberías de gas y líneas eléctricas.
Amplificación de las ondas sísmicas
La zona alrededor del epicentro de un terremoto, digamos dentro de un radio de 50
kilómetros, vibra con una intensidad similar si bien la destrucción puede ser diferente,
lo cual se debe a la naturaleza del suelo de fundación: los sedimentos blandos por
ejemplo, amplifican las vibraciones mucho más que la roca firme. En el terremoto de
México 85, las construcciones de la costa donde se concentró el terremoto no sufrieron
tanto y las vibraciones se debilitaron progresivamente al incrementarse la distancia al
epicentro, en cambio las de la ciudad de México situada 400 kilómetros lejos de la
costa las ondas que llegaron allí atenuadas, se amplificaron considerablemente debido a
la presencia de sedimentos blandos causando muchos daños.
LICUEFACCIÓ
En terrenos arenosos poco consolidados y saturados las vibraciones provocadas por los
sismos pueden fluidificar el suelo. Estructuras enterradas como tanques de
almacenamiento o alcantarillados pueden flotar y estructuras pesadas como edificios de
varios pisos pueden hundirse.
SEICHES
Las vibraciones sísmicas pueden producir chapoteos rítmicos en el agua de lagos,
embalses o cuerpos de agua similares produciendo daños en presas de embalses: las
presas pueden colapsar, con gran peligro para quienes habitan zonas que puedan ser
afectadas por las aguas de desembalsadas.
TSUAMIS O MAREMOTOS
Olas destructivas que se generan en el mar por efecto de vibraciones sísmicas y como
consecuencia de desplazamientos verticales del suelo oceánico durante un terremoto.
Estas olas pueden avanzar a velocidades asombrosas de más de 500 km/h pero pueden
ser inofensivas en mar abierto porque su altura es muy reducida a la vez que muy
amplio su período (distancia entre crestas). Sin embargo al aproximarse a las costas
debido a la reducción de la profundidad, estas olas se magnifican y son muy
peligrosas. El peligro se advierte con una retirada inesperada del agua de las playas
seguida unos minutos después de una fuerte oleada que puede extenderse centenares de
metros mar adentro. El proceso se repitey cada ola destructora va seguida de una
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retirada rápida del mar. Cuando la gente está educada para comportarse frente a un
maremoto (tsunami) se aleja de la costa hacia sitios altos tras la primera retirada inusual
del mar.
Un sismo ocurrido en Chile en 1960 destruyó varias ciudades en ese país y provocó un
maremoto que causó 22 horas después graves daños en Honshu (principal isla de Japón)
situada a17.000 kilómetros.
Fig 11: tsunami o terremoto
DESLIZAMIETOS Y SUBSIDECIA
Las fuertes sacudidas de los terremotos pueden desencadenar deslizamientos,
desprendimientos, flujos y avalanchas que movilizan principalmente la capa superficial
más suelta del terreno, con preferencia materiales sueltos saturados sin cohesión que
conforman terrenos ondulados o de montañas suaves. En estos casos es común que se
presente licuefacción, como consecuencia del incremento de presión de poros y la
reducción de la resistencia (Gerald Wieczorek)
La avalancha de Huascarán que destruyó el poblado de Yungai y parte de Ranrahirca en
Perú en 1970, provocando la muerte de más de 40.000 personas, se originó en un
terremoto (M 7.7) y se le considera uno de los más movimientos más destructivos
desencadenado por un sismo.
En la taba adjunta se recoge información de otros movimientos en masa desencadenados
por sismos en la historia reciente.
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Eventos
Terremoto de Guatemala
/M7.5
Fecha
Febrero de
1976
Reventador. Dos Terremotos
del Este de Quito (Ecuador)
/M 6.1 y 6.9
Marzo de
1987
Terremoto de Páez
(Colombia)
/ M 6.4
Junio de
1994
Efectos
Desencadenó
más
de
10.000
deslizamientos, principalmente caídas
de rocas y detritos de laderas
escarpadas conformadas por depósitos
piroclásticos descompuestos
Desencadenó cientos de movimientos
entre desprendimientos, flujos de lodo
y avalanchas que destruyó 70
kilómetros del Oleoducto Transandino
y la única importante vía de
comunicación con la zona petrolera del
Este, con pérdidas de 1.5 billones de
dólares.
Gran número de flujos de tierra,
detritos y lodos Cerca de 300 víctimas
humanas y destrucción de varias
poblaciones a lo largo del río Páez en
el sur de Colombia
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