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Los terremotos y Localización de un terremoto

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Los terremotos y Localización de un terremoto

Mensaje por Argon el Jue Oct 11, 2012 1:26 pm



Figura. TERREM-01 Foco y epicentro de un terremoto. El foco es la zona del interior de la Tierra donde se produce el desplazamiento inicial. El epicentro es el punto de la superficie que está directamente encima del foco.

Recordemos que el Foco es el lugar del interior de la Tierra donde se originan las ondas sísmicas. El epicentro (epi : sobre; centr : punto) es el punto de la superficie situado directamente encima del foco (véase Figura TERREM-01).

La diferencia de velocidad de las ondas P y S proporciona un método para localizar el epicentro. El principio utilizado es análogo al de una carrera entre dos coches, uno más rápido que el otro. La onda P gana siempre la carrera, llegando por delante de la onda S. Pero, cuanto más dure la carrera, mayor será la diferencia en los momentos de llegada a la línea final (estación sísmica). Por consiguiente, cuanto mayor sea el intervalo medido en un sismograma entre la llegada de la onda P y la primera onda S, mayor será la distancia al origen del terremoto. Se ha desarrollado un sistema de localización de los epicentros sísmicos utilizando sismogramas de terremotos cuyos epicentros podían ser identificados fácilmente por evidencias físicas. A partir de esos sismogramas, se han construido gráficas donde se representa la distancia al epicentro frente al tiempo de llegada de la señal (Figura TERREM-10) Las primeras gráficas de distancia-tiempo se Perfeccionaron mucho cuando se dispuso de los sismogramas de las explosiones nucleares, porque se conocían la localización y el momento precisos de la detonación.

Utilizando el sismograma de muestra de la Figura TER09 y las curvas distancia-tiempo de la Figura TER10, podemos determinar la distancia que separa la estación de registro del terremoto mediante dos operaciones:

(1) determinación, con el sismograma, del intervalo temporal entre la llegada de la onda P y la primera onda S, y

(2) con la gráfica distancia-tiempo, determinación del intervalo P-S en el eje vertical y uso de esa información para determinar la sustancia al epicentro en el eje horizontal. A partir de esta información, podemos determinar que este terremoto se produjo a 1.400 kilómetros de distancia del instrumento de registro.



Figura TERREM-08 Tipos de ondas sísmicas y su movimiento característico. (Obsérvese que durante un terremoto fuerte, el temblor de tierra consta de una combinación de varios tipos de ondas sísmicas.)

A. como se ilustra con un muelle, las ondas P son ondas compresionales que alternan la compresión y la expansión del material que atraviesan. El movimiento hacia delante y hacia atrás producido cuando las ondas compresionales recorren la superficie puede hacer que el terreno se doble y se fracture, y pueden provocar la rotura de las líneas eléctricas.

B. Las ondas S hacen que el material oscile en ángulo recto con la dirección del movimiento de la onda. Dado que las ondas S pueden desplazarse en cualquier plano, producen un temblor de tierra vertical lateral.

C. Un tipo de onda superficial es, en esencia, el mismo que el de una onda S que exhibe sólo movimiento horizontal. Este tipo de onda superficial mueve el terreno de un lado a otro y puede ser particularmente dañino para los cimientos de los edificios.

D. Otro tipo de onda superficial recorre la superficie terrestre de una manera muy parecida a las olas oceánicas fuertes. Las flechas muestran el movimiento elíptico de la roca cuando pasa la onda.



figura TERREM-09 Sismograma típico. Obsérvese el intervalo temporal (aproximadamente 5 minutos) transcurrido entre la llegada de la primera onda P y la llegada de la primera onda S.

Ahora que conocemos la distancia, ¿qué pasa con la dirección? El epicentro podría estar en cualquier dirección desde la estación sísmica. Como se muestra en la Figura TER11, puede encontrarse la localización precisa cuando se conoce la distancia para tres o más estaciones sísmicas diferentes. Sobre un globo terrestre, Íazamos un círculo alrededor de cada estación sísmica. Cada círculo representa la distancia al epicentro para cada estación. El punto donde los tres círculos se cruzan en el epicentro del terremoto. Este método se denomina triangulación.



Figura TERREM-10. La representación distancia-tiempo se utiliza para determinar la distancia al epicentro. La diferencia entre el tiempo de llegada de las primeras ondas P y de las pdmeras ondas S en el ejemplo es de 5 minutos. Por tanto, el epicentro está aproximadamente a 3.400 kilómetros

El estudio de los terremotos se fomentó durante los años sesenta mediante esfuerzos encaminados a discriminar entre explosiones nucleares subterráneas y terremotos naturales. Estados Unidos estableció una red mundial de más de cien estaciones sísmicas coordinadas a través de Golden, Colorado. La mayor de ellas, localizada en Billings, Montana, consiste en un conjunto de 525 instrumentos agrupados en 2l grupos que cubren una región de 200 kilómetros de diámetro. Utilizando datos de estos instrumentos, los sismólogos, mediante computadores de gran velocidad, son capaces de distinguir entre las explosiones nucleares y los terremotos naturales, así como de determinar la posición del epicentro de un terremoto.



Cinturones sísmicos

Aproximadamente el 95 por ciento de la energía liberada por los terremotos se origina en unos pocos cinturones relativamente estrechos alrededor de todo el mundo (Figura TER12). La mayor energía se libera a lo largo de un cinturón que recorre el borde externo del océano Pacífico y que se conoce como cinturón circum-Pacífico. Dentro de esta zona se encuentran regiones de gran actividad sísmica, como Japón, Filipinas, Chile y varias cadenas deislas volcánicas; un ejemplo lo constituyen las Aleutianas.

Otra concentración importante de fuerte actividad sísmica atraviesa las regiones montañosas que flanquean el mar Mediterráneo, continúa a través de Irán y pasa por el Himalaya. La Figura TER12 indica que hay aún otro cinturón continuo que se extiende a través de miles de kilómetros por todos los océanos del mundo. Esta zona coincide con el sistema de dorsales oceánicas, que es un área de actividad sísmica frecuente, pero de baja intensidad. Las áreas de Estados Unidos incluidas en el cinturón circum-Pacífico se encuentran adyacentes a la falla de San Andrés de California y a lo largo de las regiones de la costa occidental de Alaska, entre ellas las Aleutianas. Además de estas áreas de alto riesgo, otras partes de Estados Unidos son consideradas regiones con alta probabilidad de actividad sísmica.



Figura TERREM-11 El epicentro de un terremoto se localiza utilizando las distancias obtenidas desde tres o más estaciones sísmicas.

http://rutageologica.cl/index.php?option=com_content&view=article&id=383&Itemid=88&limitstart=7

Profundidad de los focos

Los registros sísmicos revelan que los terremotos se originan a profundidades que oscilan entre 5 kilómetros y casi 700 kilómetros. De una manera algo arbitraria, los focos sísmicos se han clasificado por su profundidad de aparición. Los que se originan dentro de los primeros 70 kilómetros se denominan superficiales, mientras que los generados entre 70 kilómetros y 300 kilómetros de profundidad se consideran intermedios y aquellos cuyo foco se encuentra a más de 300 kilómetros se califican de profundos. Alrededor del 90 por ciento de todos los terremotos se produce a profundidades inferiores a 100 kilómetros, y casi todos los terremotos muy dañinos parecen originarse a poca profundidad.

Por ejemplo, el movimiento del terremoto de 1906 de San Francisco se produjo dentro de los 15 kilómetros superiores de la corteza, mientras que el ocurrido en Alaska en 1964 tuvo una profundidad focal de 33 kilómetros. Los datos sísmicos revelan que, si bien se han registrado terremotos superficiales con magnitudes de 8,6 en la escala Richter, los terremotos de profundidad intermedia más intensos han tenido valores por debajo de 7.5 y los de foco profundo no han superado la magnitud de 6,9.

Al representar los datos de los terremotos en función de su localización geográfica y de su profundidad, se observaron varias cuestiones interesantes. En vez de una mezcla aleatoria de terremotos superficiales y profundos, aparecieron algunos modelos de distribución muy definidos (Figura TER12). Los terremotos generados a lo largo del sistema de dorsales oceánicas siempre tienen un foco superficial y ninguno es muy intenso. Además, se observó que casi todos los terremotos de foco profundo se producían en el cinturón circum-Pacífico, en particular en las regiones situadas tierra adentro de las fosas oceánicas profundas.



En un estudio llevado a cabo en la cuenca del Pacífico se estableció el hecho de que las profundidades focales aumentan con el incremento de la distancia hacia las fosas oceánicas profundas. La Figura TERREM-12 es una buena

ilustración de este fenómeno. Obsérvese, por ejemplo, que en Suramérica las profundidades focales aumentan en dirección al continente desde la fosa Peni-Chile. Estas regiones sísmicas, denominadas zonas de Wadati-Benioff, en honor a los dos científicos pioneros que las estudiaron, se sumergen a un ángulo medio de unos 45 grados en relación con la superficie. ¿A qué se debe que los terremotos estén localizados a lo largo de una zona estrecha que se inclina hasta casi alcanzar los 700 kilómetros de profundidad hacia el interior de la Tierra? Consideraremos esta pregunta más adelante en este mismo capítulo.

Medición de las dimensiones sísmicas

Históricamente los sismólogos han utilizado varios métodos para obtener dos medidas fundamentalmente diferentes que describen el tamaño de un terremoto: la intensidad y la magnitud. La primera que se utilizó fue la intensidad, una medición del grado de temblor del terreno en un punto determinado basada en la cantidad de daños. Con el desarrollo de los sismógrafos, se hizo evidente que una medición cuantitativa de un terremoto basada en los registros sísmicos era más conveniente que los cálculos personales inexactos. La medición que se desarrolló, denominada magnitud, se basa en los cálculos que utilizan los datos proporcionados por los registros sísmicos (y otras técnicas) para calcular la cantidad de energía liberada en la fuente del terremoto.

Escalas de intensidad

Hasta hace poco más de un siglo, los registros históricos constituían la única información de la gravedad de los temblores y de la destrucción provocados por los terremotos. El uso de estas descripciones, compiladas sin ningún esquema pre-establecido, dificultaba las comparaciones precisas de las dimensiones sísmicas, en el mejor de los casos.

Quiza cl primer intento de describir las consecuencias de un terremoto se realizó después del gran terremoto de 1857 en Italia. Mediante la cartografía sistemática de los efectos del terremoto. se estableció una medida de la fuerza y la distribución del movimiento del suelo. El mapa generado por este estudio utilizaba líneas para conectar los lugares con los mismos daños y, por tanto, con la misma intensidad (Figura TER13). Mediante esta técnica, se identificaron las isosistas, y la zona de mayor intensidad se situó cerca del centro donde se produjo el mayor temblor de suelo, y a menudo (aunque no siempre) se estableció el origen de las ondas sísmicas.

Para estandarizar el estudio de la gravcdad de un terremoto, los investigadores han desarrollado varias escalas de intensidad que consideraban el daño provocado en los edificios, así como descripciones individuales del acontecimiento, y los efectos secundarios, cono deslizamientos y la extensión de la ruptura del suelo. Alrededor de 1902, Giuseppe Mercalli había desarrollado r¡na escala de intensidad relativamente fiable, que todavía se utiliza hoy con algunas modificaciones ( TERREM-13). La escala de intensidad modificada de Mercalli que se muestra en la Tabla TER01, se desarrolló utilizando como estándar los edificios de California, pero su uso es apropiado en la mayor parte de Estados Unidos y Canadá, para calcular la fuerza de un terremoto. Por ejemplo, si un terremoto destruye algunas estructuras de madera bien construidas y la mayoría de los edificios de mampostería, se asignaría una intensidad de X en la escala de Mercalli a la región.

A pesar de su utilidad para suministrar a los sismólogos una herramienta para comparar la gravedad de un terremoto, en especial en las regiones donde no hay sismógrafos, las escalas de intensidad tienen graves inconvenientes. En particular, las escalas de intensidad se basan en los efectos (en gran medida la destrucción) de los terremotos que dependen no solamente de la gravedad del temblor del suelo, sino también de factores, como la densidad de población, el diseño de los edificios y la naturaleza de los materiales superficiales. El modesto terremoto de magnitud de 6,9 ocurrido en Armenia en 1988 fue extremadamente destructivo, fundamentalmente debido a la baja calidad de construcción de los edificios, mientras que el sismo que azotó la ciudad de México en 1985 fue devastador debido a los sedimentos blandos sobre los cuales descansa la ciudad. Por tanto, la destrucción producida por los terremotos no es una medida verdadera de la dimensión real del terremoto.

http://rutageologica.cl/index.php?option=com_content&view=article&id=383&Itemid=88&limitstart=1

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