SISMOLOGIA

1) Sismología: es la ciencia que estudia los aspectos relacionados con la recurrencia de temblores de tierra, terremotos o sismos.

2) Concepto de sismo: los sismos son perturbaciones súbitas en el interior de la tierra que dan origen a vibraciones o movimientos del suelo; la causa principal y responsable de la mayoría de los sismos   (grandes y pequeños) es la ruptura y fractura de las rocas en las capas mas externas de la corteza terrestre.

3) Concepto de sismo II: En el interior de la tierra ocurre un fractura súbita cuando la energía acumulada excede la resistencia de las rocas. Al ocurrir la ruptura, se propagan ( en el interior de la tierra ) una serie de ondas sísmicas que al llegar a la superficie sentimos como un temblor. Generalmente, los sismos ocurren en zonas de debilidad de la corteza terrestre que se conocen como fallas geológicas.

4) Ondas Sísmicas: En el caso de la tierra existen cuatro tipos de ondas sísmicas fundamentales, de la cuales dos son internas, es decir vibraciones que se propagan en el interior de la tierra (como sólido elástico): ondas longitudinales o de compresión y ondas de corte o cizallamiento, y otras dos son externas: ondas de Love y de Rayleigh. Las ondas de compresión, llamadas P en la terminología sismológica, comprimen y dilatan el medio donde se propagan en la dirección de avance del frente de ondas. Las ondas de sonido, por ejemplo, son ondas de compresión que se propagan en el aire. El segundo tipo de ondas que se propagan en sólidos son las ondas de corte, llamadas ondas S. En este caso la deformación que sufre el sólido es en dirección perpendicular a la trayectoria del frente de ondas. La propagación de estas ondas produce un esfuerzo cortante en el medio de donde se origina el nombre de ondas de corte o cizalla.

5 ) Velocidad de las ondas: las ondas se generan por la presencia de superficies de discontinuidad ya que un medio elástico infinito no podrían generarse. En general su existencia se explica considerando que la vibración del medio en lugares en los que existen menores tracciones, y esto sucede por la presencia del vacío o de un medio de menor rigidez, tiende a compensar la energía generando este tipo de vibraciones. La velocidad de propagación de las ondas en el interior de la tierra varía, dependiendo de la densidad y de las propiedades elásticas de las rocas. En rocas típicas de la corteza terrestre las ondas P alcanzan los 15 km/seg, por ejemplo, en rocas ígneas la velocidad de las ondas P es del orden de 6 km/seg, mientras que en rocas poco consolidadas es de aproximadamente 2 km/seg o menor. Las ondas S viajan a una velocidad menor que las ondas p; la relación aproximada entre ambas es: Vp = 3 x Vs. Como las ondas P viajan más rápido que las ondas S, son registradas antes por los sismógrafos, por ello en sismología a las ondas de compresión se les llama ondas primarias (P) y a las ondas de corte, que son registradas mas tarde, ondas secundarias (S).

6) Teoría de la Tectónica de Placas: En términos muy simples, la tectónica de placas mostró que la capa más superficial de la tierra está formada por un conjunto de fragmentos rígidos llamados "placas" que se mueven sobre sobre la superficie de la tierra flotando, por así decirlo, sobre un manto de material viscoso llamado astenosfera. Estas placas o cascarones rígidos, de aproximadamente 100 Km de espesor, varían en dimensiones, desde la enorme Placa del Pacífico, por ejemplo, hasta las pequeñas placas como la de Rivera, frente a las costas de Méjico. En la figura se muestra la subdivisión de placas que conforman la superficie de la Tierra, así como las direcciones de sus movimientos relativos sobre la astenosfera. El proceso donde una placa se introduce por debajo de otra se llama subducción y da como resultado una gran actividad sísmica y volcánica. La actividad sísmica ocurre preferentemente sobre el plano de contacto entre las dos placas, donde se ha formado una enorme falla geológica. La extensión de esta falla llega generalmente hasta los 30 o 40 Km de profundidad, la temperatura aumenta notablemente en profundidad y el movimiento relativo de las placas no tiene ya el comportamiento elástico propio de las fallas geológicas activas, sino que se relaja por deformación plástica; es decir el deslizamiento es continúo y asísmico. Durante los grandes sismos, las fallas que se deslizan pueden llegar a tener una longitud de hasta 1.000 Km, y alcanzar, como se ha visto, hasta los 30 o 40 Km de profundidad.

7) Fallas: La evidencia de los sismos puede ser observada cuando el contacto entre dos placas aflora en la superficie de la Tierra en forma de "falla", como la famosa falla de San Andrés, en California. De hecho, fue en observaciones realizadas en esta falla que pudo deducirse el mecanismo conocido como la "Teoría del Rebote Elástico". Esto ocurrió durante el sismo de San Francisco en el año 1906. La figura muestra las dos placas durante el movimiento lateral que produce la acumulación de esfuerzos. Cuando los esfuerzos rebasan cierto límite se produce el movimiento entre las placas y se propaga en ambas direcciones. Queda un desplazamiento permanente a ambos lados de la falla. Aunque este proceso puede parecer intuitivamente obvio, en realidad no lo es; durante mucho tiempo, se pensó que el fallamiento de la corteza era un efecto de los temblores y no el origen de los mismos. Si bien los sismos son generados por la ruptura en el plano de falla, las ondas así creadas se propagan a través de la tierra porque para los tiempos involucrados en la propagación de las ondas (del orden de varios segundos) esta se comporta como un cuerpo elástico. Cuando una roca es sometida a una fuerza pequeña por un corto tiempo, la roca se deforma; pero al cesar la fuerza, recupera su forma original, sin embargo, cuando la fuerza a que se somete el material es mayor que su resistencia, esta se rompe o falla a lo largo de un plano que es el llamado "plano de falla". Si existe un plano de falla preexistente, una nueva ruptura tenderá a presentarse en el mismo lugar porque este es un plano debilitado por rupturas anteriores. De la misma manera, si tenemos dos placas en contacto, la resistencia entre ellas se da a causa de la fricción entre las caras; sin embargo la fuerza de fricción entre ellas es mucho menor que la que sería necesaria para romper nuevas rocas, de manera que las fuerzas acumuladas tenderán a fallar a lo largo del mismo plano.

8) Detección de los sismos: La vibración de la Tierra debida a la ocurrencia de un temblor se observa experimentalmente con el auxilio de sismógrafos: instrumentos sumamente sensibles a los movimientos de la superficie de la Tierra. Los primeros sismógrafos fueron construidos a fines del siglo XIX, empleando un sistema puramente mecánico. En la actualidad, estos se han modificado y perfeccionado, aunque el principio básico de operación es el mismo: una masa suspendida de un resorte sostenido por un soporte empotrado en el suelo. Cuando el suelo se mueve por el paso de las ondas sísmicas, también se mueve el soporte. Sin embargo la inercia de la masa trata de que ésta permanezca "estable" en su sitio, permitiéndonos medir así el desplazamiento relativo entre la masa y el suelo.

9) Ubicación de epicentros, intensidad y magnitud: Localización del epicentro de un sismo. Como las ondas sísmicas viajan a diferentes velocidades, las diferencias de tiempo de arribo entre las ondas P y S registradas en una estación sismológica están en función directa de su distancia al sitio donde ha ocurrido el temblor. por ejemplo, para distancias regionales la diferencia en segundos entre el tiempo de arribo de las ondas P(tp) y las ondas S(ts) multiplicada por ocho, nos da la distancia aproximada al epicentro en kilómetros { distancia = 8 x ( ts - tp )}. Sin embargo, es obvio que los datos de una sola estación no bastan ara determinar el epicentro del sismo, puesto que la diferencia de tiempos ( ts - tp ) nos da la distancia, pero no la dirección; es necesario contar con un mínimo de tres estaciones sismológicas que registren el temblor para poder estimar la ubicación del epicentro.

10) Magnitud de un sismo: No fue hasta 1931 cuando el sismologo japonés Wadati observó, al comparar los sismogramas de diferentes temblores, que la amplitud máxima de las ondas sísmicas parecía proporcional a la dimensión del sismo. Este concepto fue posteriormente desarrollado en 1935 por Charles Richter quien, estableciendo analogías con la medida del brillo de las estrellas en astronomía, empleó por primera vez el término "magnitud" para catalogar los temblores. La escala original de Richter tomaba las amplitudes máximas de ondas las superficiales de sismos ocurridos a distancias cortas para calcular lo que el denominó magnitud local o magnitud ML. Posteriormente, el uso de la escala original de magnitudes de Richter se extendió para calcular magnitudes a grandes distancias, utilizando las amplitudes máximas de las ondas P (mb) o de ondas superficiales (MS). El sismo del 19 de setiembre de 1985 en México por ejemplo, tuvo un valor de magnitud de 8.1 en la escala MS .

11) Escala de Magnitud: selección de la escala de magnitud más adecuada depende de la magnitud del sismo y de la distancia a la cual se encuentre la estación sismológica. Para evitar confusiones, sin embargo, la información de magnitud ofrecida al público se da generalmente sin especificar que tipo de escala se utilizo. Algunas veces se crean situaciones confusas, cuando se informan diversos valores de magnitud para un mismo sismo. Esto resulta porque muchas veces ML, mb y MS no tienen valores idénticos para un mismo sismo.

12) Sismos de Intraplaca: Aunque la mayor parte de los sismos que ocurren en el mundo se relacionan directamente con el movimiento de las placas tectónicas, hay sismos menos frecuentes que ocurren en los continentes, hacia el interior de las placas; a pesar de que estos sismos son generalmente pequeños, ocurren ocasionalmente eventos de mayor magnitud. A diferencia de los terremotos que son sentidos como movimientos oscilatorios de periodos largos, los sismos locales se presentan como una fuerte sacudida vertical casi instantánea, seguida por vibraciones rápidas de muy corta duración. Frecuentemente, los sismos locales son acompañados de un fuerte ruido subterráneo.

13) Replicas: Las replicas, por definición, son los sismos de magnitud menor que el sismo al cual siguen, y que ocurren sobre el sector de falla geológica recién deslizada; las replicas de un sismo de gran magnitud son más grandes y duran más tiempo que las de un sismo pequeño. podemos pensar que las replicas son sismos menores que liberan parte de la energía que no fue totalmente relajada por el deslizamiento principal, y que tienden a ocurrir en áreas donde la superficie de la falla tiene rugosidades o es heterogénea.

14) Amplificación de las ondas Sísmicas: Las ondas sísmicas son amplificadas notablemente en suelos blandos por ser más fácilmente deformables que la roca firme. Uno de los casos más notorios de amplificación local de vibraciones sísmicas debido a las condiciones del subsuelo son sin duda los de las ciudades de Bogotá y México, que están construidas sobre arcillas que fueron arrastradas de las de las partes altas de los valles y depositadas en el lecho de antiguos lagos. La destrucción de numerosos edificios y las altas intensidades reportadas registradas en el centro de la ciudad de México en el terremoto de 1985 muestra claramente este fenómeno de amplificación local de energía sísmica.

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Fuente:
UM