* Es una disciplina que se presenta como científica o que imita las formas de una ciencia, aunque no

es reconocida como tal por la comunidad científica tradicional.

Nombres: Vony Maldonado -20141181009, Karen Gracia-20141181010, Jessica Flechas-

20141181023, Sebastián Avendaño- 20141181036.

Titulo

ANÁLISIS FÍSICO DE UN MOVIMIENTO TELÚRICO

Planteamiento del problema

Un terremoto ocurre cuando las placas tectónicas se comprimen mutuamente. Este fenómeno

genera una serie de movimientos que tienen determinadas características físicas. Por esto, es

importante relacionar dicho fenómeno con temáticas de análisis físico, pues permitirá

examinar de una manera detalla el comportamiento de un movimiento telúrico y sus

alteraciones a nivel energético, su movimiento oscilatorio y sus estados de equilibrio; dado

que en la medida en que crecen las presiones y las rocas se movilizan liberan energía que, en

forma de ondas, viaja por la corteza terrestre y provoca el temblor.

¿Cómo es el comportamiento de un movimiento telúrico desde la perspectiva de la

termodinámica y la física de ondas?

Objetivos

1. Estudiar el comportamiento físico de los movimientos telúricos.

2. Analizar el comportamiento de las ondas y los estados de equilibrio termodinámico en

la propagación temporal del campo de tensiones que generan los movimientos de las

placas tectónicas.

3. Realizar un artículo divulgativo en donde se expongan las temáticas físicas que

intervienen en un sismo, y explicar por medio de técnicas manuales su epicentro.

Introducción

El estudio de los terremotos se denomina Sismología y es una ciencia relativamente reciente,

se dan explicaciones pseudo-científicas* respecto a este fenómeno como que eran originados

por liberación de aire desde cavernas presentes en las profundidades del planeta.

Tomando lo anterior como base se buscara ampliar el conocimiento acerca del

comportamiento físico de los movimientos telúricos y los estados de equilibrio que se

originan en los mismos.

Para ello se tendrán en cuenta datos encontrados en distintas fuentes y se realizara un ejercicio

para poder determinar el epicentro del fenómeno.

Justificación

El siguiente proyecto está destinado al estudio del comportamiento físico de los movimientos

telúricos por medio del análisis del comportamiento de las ondas y de los estados de

equilibrio en dichos fenómenos lo cual se hará evidente por medio de un artículo divulgativo

y una explicación manual referente al epicentro de un terremoto.

Un terremoto es el movimiento brusco de la Tierra causado por la brusca liberación de

energía acumulada durante un largo tiempo. En general se asocia el término terremoto con

los movimientos sísmicos de dimensión considerable, aunque rigurosamente su etimología

significa "movimiento de la Tierra".

La medición de la magnitud de un fenómeno sísmico se realiza a través de un instrumento

llamado sismógrafo, que registra en un papel la vibración de la Tierra producida por el sismo

(sismograma), informando la magnitud y la duración del fenómeno. Este instrumento registra

dos tipos de ondas: las superficiales que viajan a través de la superficie terrestre y que

producen la mayor vibración de ésta; y probablemente el mayor daño, y

las centrales o corporales, que viajan a través de la Tierra desde su profundidad.

Por medio de la investigación del fenómeno, principalmente se pretende aumentar nuestro

conocimiento asociado con las magnitudes físicas y el análisis físico de tal movimiento

telúrico, de tal manera que ese conocimiento se logre dar a conocer de diferentes maneras.

Metodología

Inicialmente, se determinan los procesos físicos que intervienen en un movimiento telúrico.

Para analizar dicho fenómeno es necesario definir conceptos generales como: el cuerpo

vibratorio, vibración, vibración libre y forzada, resonancia, ecuación del movimiento,

frecuencia, periodo, frecuencia natural, frecuencia forzada; y características como:

sismología, sismicidad, amenaza sísmica, microzonificación sísmica, fallas geológicas, ondas

sísmicas, acelerograma, sismograma, epicentro, hipocentro, distancia epicentral (D),

distancia focal (R) y profundidad focal (H).

Se relacionan cada una de los conceptos y las características estudiadas anteriormente.

Se realiza la relación geométrica entre el foco y el epicentro del sismo (Ver figura 1), a partir

de variables como la distancia focal, la profundidad focal, la distancia epicentral. Adjunto a

esto, de termina el origen de un sismo según sus focos. (Ver figura 2)

Figura 1. Relación geométrica entre foco y sitio

Figura 2. Origen de los sismos.

Al identificarse el origen de un sismo y su relación geométrica con el foco, se determinan las

causas de los movimientos:

Actividad tectónica.

Movimientos de las placas:

1. Zona de expansión.

2. Subducción.

Teoría de placas.

Fallas geológicas.

Se analizan las ondas sísmicas y/o ondas elásticas de deformación, su clasificación: Ondas

de cuerpo, Ondas de superficie; se mide su velocidad y se reconoce el instrumento de

medición y registro: el sismógrafo. Adjunto a esto se evalúan las magnitudes de medición de

los sismos, la escala que más se usa es la de Richter que tiene 10 grados de medida y se

denota por M; y la intensidad que es una medida subjetiva de los efectos de un sismo se mide

por la escala de Mercalli y se denota por MM.

Finalmente, para reforzar los conceptos de propagación de las ondas sísmicas y redes de

localización de sismos se realiza una actividad, que consiste en localizar un terremoto

manualmente, a partir de los registros sísmicos obtenidos en cinco estaciones. Esta actividad

se desarrolla en varios pasos o fases:

Primer paso: En el primer paso los alumnos deben medir en los registros sísmicos de cada

una de las estaciones, la diferencia de tiempos de llegada entre las ondas P y las ondas S.

Segundo paso: Una vez definidos los tiempos entre la llegada de las ondas S y P, los alumnos

deben representar esos tiempos en un gráfico de velocidades, que representa el tiempo que

tardan en recorrer las ondas P y las S una distancia dada. En el gráfico, el espacio que queda

entre las dos curvas define la diferencia de tiempo de llegada entre la onda P y la onda S. La

línea roja corresponde a la onda S y la línea azul a la de las ondas P. Se representa esa

diferencia de tiempo entre las dos curvas: se localiza el punto en el que las dos curvas estén

separadas por los valores de tiempo definidos en los sismogramas (a escala con respecto al

eje de las ordenadas), y podemos leer directamente en el eje de las abscisas la distancia de

cada una de las estaciones al epicentro del terremoto.

Tercer paso: Una vez definidas las distancias de cada estación al epicentro del terremoto,

podemos establecer la posición del mismo. En un mapa se muestran la localización de las

estaciones, para poder establecer la posición del epicentro debemos dibujar a escala una

circunferencia centrada en cada una de las estaciones, el radio de la circunferencia debe de

ser la distancia obtenida en el paso anterior. Es importante utilizar la escala adjunta al mapa.

El punto donde se corten las circunferencias define la posición del epicentro del terremoto.

Fundamento Teórico

Conceptos generales:

Cuerpo vibratorio

Cuando un cuerpo se mueve en línea recta en torno a una posición de equilibrio se dice que

tiene unmovimiento vibratorio u oscilatorio. Si además siempre tarda el mismo tiempo en

completar una oscilación y la separación máxima de la posición de equilibrio es siempre la

misma decimos que se trata de un movimiento vibratorio armónico simple (mvas).

Las magnitudes y unidades S.I. que definen un movimiento vibratorio son las

siguientes:elongación (m), amplitud (m), periodo (s),frecuencia (Hz), velocidad de

vibración (m/s) yaceleración de vibración (m/s2).

Vibración

Es la oscilación o el movimiento repetitivo de un objeto alrededor de una posición de

equilibrio. La posición de equilibrio es la a la que llegará cuando la fuerza que actua sobre él

sea cero. Este tipo de vibración se llama vibración de cuerpo entero, lo que quiere decir que

todas las partes del cuerpo se mueven juntas en la misma dirección en cualquier momento.

El movimiento vibratorio de un cuerpo entero se puede describir completamente como una

combinación de movimientos individuales de 6 tipos diferentes. Esos son traslaciones en las

tres direcciones ortogonales x, y, y z, y rotaciones alrededor de los ejes x, y, y z. Cualquier

movimiento complejo que el cuerpo pueda presentar se puede descomponer en una

combinación de esos seis movimientos. De un tal cuerpo se dice que posee seis grados de

libertad.

Vibración libre

Ocurre cuando un sistema oscila bajo la acción de fuerzas inherentes al sistema mismo y, cuando las fuerzas externamente aplicadas son inexistentes. El sistema bajo vibración libre

vibrará a una o más de sus frecuencias naturales que, son propiedad del sistema dinámico que

depende de su distribución de masa y rigidez.

V. forzada

Las vibraciones que tienen lugar bajo la extensión de fuerzas externas es una vibración

forzada. Cuando la excitación es oscilatoria, el sistema es obligado a vibrar a la frecuencia de

excitación si esta coincide con una de las frecuencias naturales del sistema, se produce una

situación de resonancia y ocurre oscilaciones peligrosamente grandes.

Resonancia

Es el número de vibraciones que se producen en la unidad de tiempo (segundos, minutos,

horas.. etc). Se denota por la letra f, y es una magnitud inversa al período (f=1/T).

Periodo

Tiempo que tarda la partícula vibrante en realizar una oscilación completa. Se denota por la

letra T, y es una magnitud inversa a la frecuencia (T= 1/F).

Frecuencia natural

La frecuencia natural o de resonancia de un sistema es aquella frecuencia que tiene una

tendencia o facilidad para vibrar. Todo sistema posee una o varias frecuencias naturales de

forma que al ser excitadas se producirá un aumento importante de vibración. La fórmula de la

frecuencia natural es:

siendo m la masa y K la rigidez. De esta fórmula se deduce que si la rigidez aumenta, la

frecuencia natural también aumentará, y si la masa aumenta, la frecuencia natural disminuye.

Frecuencia forzada;

Es la vibrura o un sistema en respuesta a una fuerza aplicada. Si el sistema es lineal, la vibración estará a la misma frecuencia que la fuerza pero si es no lineal, la vibración ocurrirá

a otras frecuencias, especialmente en los armónicos de la frecuencia forzada.

Sismo

Es una vibración ú oscilación de la superficie terrestre ocasionada por una perturbación transitoria del equilibrio elástico o gravitacional de las rocas en o bajo la superficie. Un sísmo

ó terremoto es el movimiento brusco de la Tierra (con mayúsculas, ya que nos referimos al

planeta), causado por la brusca liberación de energía acumulada durante un largo tiempo.

Sismología

Es una de las ramas más desarrolladas de la Geofísica que estudia los sismos y los fenómenos relacionados con ellas.

Sismicidad

Es el grado de incidencia de sismos en una región, siendo la Costa Peruana la zona de mayor

sismicidad en nuestro Pais.

Amenaza sísmica

La Amenaza Sísmica es un término técnico mediante el cual se caracteriza numéricamente

la probabilidad estadística de la ocurrencia (o excedencia) de cierta intensidad sísmica (o

aceleración del suelo) en un determinado sitio, durante un período de tiempo.

La Amenaza Sísmica puede calcularse a nivel regional y a nivel local, para lo cual se deben

considerar los parámetros de fuentes sismogénicas, así como también los registros de eventos

sísmicos ocurridos en cada zona fuente y la atenuación del movimiento del terreno

Microzonificación sísmica

La microzonificación sísmica consiste en establecer zonas de suelos con comportamiento

similar durante un sismo, de manera que puedan definirse allí, recomendaciones precisas para

el diseño y construcción de edificaciones sismo resistentes. Para cada una de las zonas,

además de especificarse la fuerza sísmica posible, deben identificarse los tipos de fenómenos

asociados que pueden desencadenarse a raíz del sismo, como son los deslizamientos, la

amplicación exagerada del movimiento o la posibilidad de la licuación del suelo. La

definición de estas zonas se hace con base en criterios tipográficos, estratigráficos, espesores

y rigidez relativa de los materiales, entre otras características de los suelos.

Acelerograma,

Es una representación temporal de la aceleración que experimenta el suelo en un determinado

punto durante un terremoto.

Los valores de la aceleración se obtienen mediante unos instrumentos llamados acelerógrafos,

que registran la aceleración del suelo según tres direcciones perpendiculares; dos horizontales

y una vertical. Debido a que la variación de la aceleración es muy irregular en el tiempo, es

necesario que la toma de datos se realice en intervalos muy pequeños de tiempo, utilizándose

generalmente valores de 0.01 o 0.02 s.

Los acelerogramas se caracterizan por ser altamente irregulares y oscilatorios, con pequeñas

amplitudes iniciales que crecen rápidamente hasta alcanzar los valores máximos y decrecer

igualmente rápido hasta que se detiene el movimiento.

Sismograma

Es un aparato que registra el movimiento del suelo causado por el paso de una onda sísmica.

Los sismógrafos fueron idea dos a fines del siglo pasado y perfeccionados a principios del

presente. En la actualidad, estos instrumentos han alcanzado un alto grado de desarrollo

electrónico, pero el principio básico empleado no ha cambiado.

Epicentro

Es la proyección del foco en la superficie terrestre.

Hipocentro

Es el lugar de la corteza terrestre, en el cual se originan los sismos ;también se le denomina

Hipocentro. En el Foco se presentan las causas de los sismos y desde ahí se propagan en

forma de ondas en todas las direcciones. El Foco se encuentra a diferentes profundidades en

el interior de la Tierra; los sismos superficiales son los que se producen hasta los 60 km. de

profundidad, los intermedios entre los 60 y 300 kms., y los sismos profundos son aquellos

cuyos focos se encuentran sobre mayores profundidades.

Distancia epicentral (D)

Es la distancia entre la estación sismologica dónde se registra un sismo y el epicentro del mismo.

Profundidad focal (H)

Es la distancia vertical entre el foco de un sismo y su epicentro

Origen de los sismos:

Teoría de las placas

El calor asciende. El aire caliente asciende por encima del aire frío y las corrientes de agua

caliente flotan por encima de las de agua fría. El mismo principio se aplica a las rocas calientes

que están bajo la superficie terrestre: el material fundido de la astenosfera, o magma, sube,

mientras que la materia fría y endurecida se hunde cada vez más hacia al fondo, dentro del

manto. La roca que se hunde finalmente alcanza las elevadas temperaturas de la astenosfera

inferior, se calienta y comienza a ascender otra vez.

Este movimiento continuo y, en cierta forma circular, se denomina convección. En los bordes

de la placa divergente y en las zonas calientes de la litosfera sólida, el material fundido fluye

hacia la superficie, formando una nueva corteza.

Subducción

Las placas tienen movimientos de separación de aproximación, se separan o se aproximan y

cuando unas se separan a diferente velocidad de otras se “compite” por el mismo espacio el

cual genera que parte de la corteza oceánica, individualizada en una placa litosfera, se

sumerge bajo otra placa de carácter continental.

¿Qué es un terremoto?

Un terremoto es una vibración de la Tierra producida por una rápida liberación de energía, la

energía liberada se irradia a partir de un punto en todas las direcciones: el foco.

La energía se propaga en la forma de ondas; alrededor del mundo, las vibraciones son captadas

por unos instrumentos muy sensibles: los sismógrafos.

Terremotos y Fallas

Los movimientos que provocan los terremotos están asociados a grandes fracturas de la corteza

terrestre denominadas fallas, el movimiento de las fallas puede ser explicado por la Teoría de

la Tectónica de Placas.

Teoría del Rebote Elástico

El mecanismo que produce los terremotos fue explicado por primera vez por H.F. Reid

– Las rocas a ambos lados de una falla son deformadas por la acción de fuerzas tectónicas:

- Las rocas se flexionan y almacenan energía elástica

- La resistencia friccional que mantiene los bloques rocosos juntos es superada a partir

de un cierto umbral

Fuente: http://www.sernageomin.cl/Museo_Geologico/sismologia/sismo_01.htm

Establece que existen ciertas zonas preferenciales de la corteza terrestre (figura a) donde se

van acumulando lentamente grandes esfuerzos que son soportados por los materiales (rocas)

que la constituyen. Estos esfuerzos ocasionan en las rocas deformaciones elásticas cada vez

mayores (figura b) hasta que se supera la resistencia de las mismas (figura c) , y se produce

entonces una liberación casi instantánea de la energía acumulada a través del tiempo. El

resultado de este mecanismo es la propagación de la energía liberada, en forma de ondas

sísmicas y el retorno a un estado de equilibrio elástico de la zona previamente sometida a

esfuerzos, con la presencia de una fractura o falla geológica, muchas veces visible en la

superficie de la tierra.

Sismología

Sismógrafos: instrumentos que registran las ondas sísmicas, registran el movimiento de la

Tierra en relación con una masa estacionaria situada dentro de un tambor rotatorio o una

cinta magnética

La figura 1 muestra un esquema del mecanismo del sismógrafo que se usa para registrar los

movimientos horizontales de la tierra durante un sismo. En una base fija al suelo y a través de

un soporte rígido se cuelga de un fino hilo una gran masa, esta masa debido a

la inercia prácticamente no se mueve con el movimiento horizontal de la base y la flexibilidad

del hilo, por tal motivo se mantiene estática mientras la base se mueve al ritmo de las

oscilaciones horizontales. Verticalmente la inelasticidad del hilo mantiene todo como un

conjunto. Una punta muy fina que funciona como pluma de tinta va escribiendo en el papel de

un tambor giratorio un trazo equivalente al movimiento relativo de la base con respecto a la

pluma o lo que es lo mismo la amplitud de las oscilaciones del suelo.

La versión del sismógrafo para el registro de los movimientos verticales se muestra en la figura

2. En este caso la masa inerte está fija en la punta de una fina lamina ancha, muy flexible

verticalmente pero muy rígida horizontalmente. De esta manera la masa se mantiene estática

debido a la flexibilidad de la lámina en lo referente al movimiento vertical, pero sigue fielmente

los movimientos de la base en sentido horizontal evitando movimiento relativo entre la aguja y

el tambor registrador. Igual que en el caso anterior una fina pluma va trazando en el papel del

tambor giratorio la amplitud de las oscilaciones verticales del terreno, el amortiguador es

necesario para evitar que el sistema flexible oscile constantemente a su frecuencia natural una

vez perturbado su equilibrio. Los sismógrafos profesionales son aparatos muy sensibles y que

además pueden registrar las oscilaciones horizontales en cualquier dirección y no en una sola

como el representado aquí.

ONDAS

Al ocurrir un terremoto, las ondas sísmicas se propagan en todas direcciones partiendo desde

el hipocentro. Sin embargo, no todos los tipos de ondas son iguales ya que existen diferencias

importantes entre ellas.

Las ondas sísmicas se clasifican en dos grandes grupos de acuerdo a la forma de propagación

en la tierra: ondas de cuerpo y ondas superficiales.

Ondas de cuerpo

Se llaman así porque estas tienden a viajar a través del interior del planeta (adentrándose incluso

a grandes profundidades). Las ondas superficiales, por el contrario, viajan a lo largo de la

superficie de la Tierra y no tienden a adentrarse a capas profundas. Mientras que las ondas de

cuerpo siempre aparecen en los sismogramas, las ondas superficiales solo aparecen en aquellos

registros de terremotos cuyo hipocentro no haya sido muy profundo.

Las ondas de cuerpo se subdividen a su vez en dos tipos:

> Ondas P u ondas primarias

> Ondas S u ondas secundarias

Las ondas P se llaman así por ser las que primero se registran en un sismograma (son las más

veloces), las ondas S por ser las segundas en velocidad. La forma de propagarse de ambos tipos

se muestra en las Figuras 1 y 2. Las ondas P comprimen y dilatan el medio conforme se

propagan mientras que las ondas S lo cortan o cizallan.

Figura 1.

Figura 2.

Ondas Superficiales

Las ondas superficiales también se subdividen en dos tipos:

> Ondas Rayleigh

> Ondas Love

Las ondas Rayleigh tienen un movimiento elíptico retrógrado tal como lo muestra la Figura 3

mientras que las ondas Love tienen un movimiento similar al de una serpiente (Figura 4).

Figura 3.

Figura 4.

La Figura 5 muestra un sismograma. Cada tipo de onda se muestra con un color diferente. La

parte antes del arribo de las ondas P se denomina pre-evento y por lo general está constituido

por ruido ambiente (agitación del suelo por efectos del tránsito vehicular, el viento, etc. que es

imperceptible para el hombre). Las ondas P son las primeras en llegar, ya que la velocidad

promedio de propagación es casi dos veces mayor a la de las ondas S. Las ondas S se

diferencian de las ondas P en que poseen mayor amplitud.

La energía de las ondas se calcula en base a su amplitud. Por tanto, una onda de igual período

pero mayor amplitud poseerá una mayor cantidad de energía. Las ondas S son por tanto las que

transportan la mayor cantidad de la energía de un sismo. Esto significa también que la mayoría

de los daños producidos a estructuras será debido a las ondas S (las responsables de la fuerza

de la sacudida).

Las ondas superficiales viajan a velocidades mucho menores que las velocidades a las que

viajan las ondas P y S. Son ondas que, al igual que las ondas S, poseen amplitudes mayores a

las de las ondas P, pero sus períodos son mucho más largos. En la Figura 5 se muestra solamente

la onda L, esto porque el registro mostrado corresponde al de una componente

horizontal.La coda es la parte del sismograma que decae conforme pasa el tiempo hasta llegar

al nivel original del pre-evento cuando los otros tipos de ondas han pasado. La coda puede

llegar a durar un tiempo significativo dependiendo del tamaño del sismo.

Figura 5.

Localización del Foco de un Terremoto

Foco: Lugar dentro de la Tierra donde se originan las ondas sísmicas se producen.

Epicentro: Proyección vertical, en superficie, del foco sísmico, se localiza empleando la

distinta velocidad de propagación de las ondas P y S. Se necesitan los registros de, al menos,

tres estaciones sísmicas, en cada estación se determina el lapso de tiempo que separa la llegada

de la primera onda P y la primera S. Se dibuja un gráfico de tiempo de viaje de las ondas

sísmicas para determinar la distancia

Profundidad de generación de sismos

Los terremotos se originan,típicamente, a profundidades que van desde los 5 hasta los 700

kilometros. Los focos de los terremotos se clasifican como

– Superficiales (0 - 70 km)

– Intermedios (70 - 300 km)

– Profundos (> 300 km)

Se pueden reconocer pautas de distribución: Los terremotos de foco superficial tienden a

concentrarse a lo largo del sistema de dorsales oceánicas, la práctica totalidad de terremotos

profundos se produce en el Cinturón Circupacífico, en particular en las regiones continentales

adyacentes a las grandes fosas oceánicas.

Medida del Tamaño de un Sismo

Existen dos formas (o escalas) de medir el tamaño de un terremoto:

• Intensidad: es una medida del grado de agitación provocado por un terremoto en un ámbito

local, de acuerdo con la cantidad de daño producido

• Magnitud: estima la cantidad de energía liberada en el foco del terremoto

Fundamento metodológico

Calculo del epicentro de un terremoto:

Cuando ocurre un terremoto, las ondas generadas por la liberación repentina de energía en el

foco o hipocentro viajan en todas direcciones y son registradas por los sismómetros que se

encuentran en las estaciones sismológicas ubicadas en todo el territorio nacional y en algunos

casos, internacional. El tiempo que tardan en registrarse las ondas P (ondas primarias) y las

ondas S (ondas secundarias) en cada estación sismológica determinan la

localización epicentral del sismo.

Por sus características de propagación, estas ondas viajan a diferentes velocidades, siendo la

onda P más veloz que la S, con lo cual la onda P se va alejando paulatinamente de la onda S a

medida que nos apartamos del epicentro. Por lo tanto, mientras más lejos se encuentre una

estación del hipocentro del terremoto, mayor será la diferencia de tiempo de llegada entre la

onda P y la onda S; por lo que esta diferencia de tiempo (TS-P) proporciona una medida de cuán

distante está el epicentro del lugar de medición.

Fuente: http://www.inpres.gov.ar/docentes/C%C3%A1lculo%20del%20epicentro.pdf

Considerando a la Tierra compuesta por una sola capa y completamente homogénea, se podría

considerar constante la velocidad de la onda P, que equivale entre 5 y 8 Km/s; y a partir de

ella saber el recorrido en km para un determinado tiempo TS-P.

Utilizando un mapa del área y un compás, se dibujaban tres circunferencias, tomando como

centro las estaciones mencionadas, como radio la distancia entre el epicentro y cada una de las

estaciones, y la zona donde los arcos se interceptan determinan el lugar aproximado de

localización del epicentro.

Fuente: http://www.inpres.gov.ar/docentes/C%C3%A1lculo%20del%20epicentro.pdf

Para este caso, se determinó el epicentro aproximado del terremoto de chile 2010, ocurrido

a las 03:34:17 hora local (UTC-3), del sábado27 de febrero, que alcanzó una magnitud de

8,3 MW de acuerdo al Servicio Sismológico de Chile y de 8,8 MW según el Servicio Geológico

de Estados Unidos. El sismo, tuvo una duración de cerca de 2 minutos 45 segundos, al menos

en Santiago.

Epicentro

Latitud Longitud

35. 84° S 72,219° W Tabla 1. Epicentro (teórico) que tuvo el terremoto de chile 2010.

Estación Distancia en Km.

Porland (USA) 10296

Montería, Est. Sismológica (Cordoba- Colombia) 4967

Tumaco, Faro (Nariño-Colombia) 4227 Tabla 2. Estaciones sismológicas que registraron el terremoto de chile 2010.

Nota: En la bibliografía no se encontraron los datos de tiempo de las ondas S y P para cada

una de las estaciones nombradas en la tabla 2, por lo que no fue posible realizar el

procedimiento anteriormente expuesto. Sin embargo, se encontraron las distancias entre cada

estación y el epicentro del terremoto.

El epicentro se calculó, ubicando en un mapa del mundo político las coordenadas de las

estaciones sismológicas (Tabla 2). Luego, con la ayuda del compás se trazaron 3

circunferencias que tenían como centro la ubicación de la respectiva estación, y como radio la

distancia entre el epicentro del terremoto y la estación; la intersección de las 3 circunferencias

era el epicentro “experimental” del terremoto.

Resultados

Figura 1: Epicentro calculado por la intersección de las 3 circunferencias.

Epicentro calculado Epicentro teórico

Coordenada aproximada : Coordenada Teórica:

Latitud Longitud Latitud Longitud

32° S 73° W 35. 84° S 72,219° W

Tabla 3. Comparación entre el epicentro determinado o calculado, y el epicentro Teórico, sus coordenadas y su

ubicación en el mapa.

Respecto a lo anterior, y como se puede observar en la tabla 3, las coordenadas del epicentro

calculado difieren en latitud 3.84° y en longitud 0.781°. Sin embargo se tiene en cuenta que

los datos del epicentro calculado son valores aproximados, dado que el mapa donde se realizó

la actividad no tenía la medición de longitud y latitud en intervalos de 30°.

Este margen de error, se generó posiblemente a que no se ubicaron correctamente las

estaciones sismológicas (Tabla 2), o a que en el proceso no se realizó correctamente el proceso

de medición.

Conclusiones

Se estudió físicamente el comportamiento de los movimientos telúricos, los factores que interviene en dicho fenómeno y las alteraciones que generan.

Se analizó el comportamiento de las ondas, su clasificación según esto; y los factores que generan los movimientos de las placas tectónicas, los cuales son principales

causantes de los terremotos.

Se calculó por medio de técnicas manuales, como el uso del compás: y por medio de

variables como la distancia, la intersección y el radio de una circunferencia, el epicentro

aproximado del terremoto de chile 2010.

El epicentro aproximado no difiere mucho el valor estipulado teóricamente, debido a que se tiene un margen de error mínimo.

El margen de error obtenido en el epicentro aproximado, se debe posiblemente a una incorrecta medición y ubicación de las estaciones y su distancia del epicentro, respecto

a las circunferencias realizadas.

Bibliografía

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http://www.sismo24.cl/500sismos/700seismo.html

Angelfire. (ND). Terremotos y otros desastres naturales. Recuperado de.

http://www.angelfire.com/nt/terremotos1/

Geodocente. (ND). Localización de un sismo. Recuperado de:

https://formacion.uam.es/pluginfile.php/167/mod_resource/content/2/localizacion_d

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Gutiérrez, M. Slideshare. Análisis sísmico. Recuperado de:

http://es.slideshare.net/MirkoG/analisis-sismico?next_slideshow=1

Laboratorio de Ingeniria Sismica (LIS). Generalidades de un terremoto.

Recuperado de: www.lis.ucr.ac.cr/index.php?id=7

Museo Geologico . Teoría del rebote elastico . Recuperado de:

http://www.sernageomin.cl/Museo_Geologico/sismologia/sismo_01.htm