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M.I. José Luis Luna Alanís
El conocimiento actual acerca del interior de la
Tierra es resultado de numerosos estudios
científicos, en su mayoría basados en la propagación
de las ondas sísmicas a través del propio material
terrestre.
De esta manera ha sido posible determinar su
composición y dividirla en varias capas
concéntricas; del exterior al interior, son:
PLACAS TECTÓNICAS
En 1620, Sir Francis Bacon reconoció claramente que existe
correspondencia en la forma de las líneas de la costa atlántica de
América y las de África Occidental. Con esta base, en 1912 Alfred
Wegener desarrolló la teoría de la deriva continental; en ella se
afirma que, hace 200 millones de años, los continentes actuales
integraban un supercontinente denominado Pangea. Al moverse
constantemente sobre un supuesto sustrato viscoso, los continentes
llegaron a ocupar su posición actual.
Para entender el mecanismo que impulsa a las placas se presenta
la siguiente figura; en ella se muestra que, debido al arrastre
provocado por corrientes de convección, los fragmentos de
litosfera se desplazan sobre la parte viscosa del manto.
Estas corrientes transportan el material caliente hacia zonas poco
profundas mientras que el material con menor temperatura, y
mayor densidad, es llevado a mayores profundidades.
Una placa tectónica es una de las numerosas secciones rígidas
de la litosfera que se mueven como una unidad sobre el
material de la astenosfera, la capa más plástica que está
debajo.
La teoría de la tectónica de placas es una teoría de tectónica
global que se ha consolidado como paradigma en la geología
moderna, a la que ha proporcionado un marco teórico
explicativo de la estructura, historia y dinámica de la corteza
de la Tierra.
Se basa en la observación de que la corteza terrestre (o más
bien la litosfera, de la que forma parte integral), está dividida
en unas veinte placas semirrígidas. Las regiones fronterizas de
estas placas son zonas con actividad tectónica donde se
concentran sismos y erupciones volcánicas y donde se produce
la orogénesis.
Ondas P
Las ondas P son ondas longitudinales o compresionales,
lo cual significa que el suelo es alternadamente
comprimido y dilatado en la dirección de la propagación.
Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73
veces de las ondas S y pueden viajar a través de cualquier
tipo de material. Velocidades típicas son 330 m/s en el
aire, 1 450 m/s en el agua y cerca de 5 000 m/s en el
granito.
Ondas S
Las ondas S son ondas transversales o de corte, lo cual significa que
el suelo es desplazado perpendicularmente a la dirección de
propagación, alternadamente hacia un lado y hacia el otro.
Las ondas S pueden viajar únicamente a través de sólidos debido a
que los líquidos no pueden soportar esfuerzos de corte. Su velocidad
es alrededor de 58% la de una onda P para cualquier material sólido.
Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la P y se siente más
fuerte que ésta. Por ejemplo en el núcleo externo, que es un medio
líquido, no permite el paso de las ondas S.
Ondas superficiales
Las ondas superficiales son análogas a las ondas de
agua y viajan sobre la superficie de la Tierra. Se
desplazan a menor velocidad que las ondas de
cuerpo.
Debido a su baja frecuencia provocan resonancia en
edificios con mayor facilidad que las ondas de
cuerpo y son por ende las ondas sísmicas más
destructivas. Existen dos tipos de ondas
superficiales: ondas Rayleigh y ondas Love.
Ondas Rayleigh
Las ondas Rayleigh son ondas superficiales que
viajan como ondulaciones similares a aquellas
encontradas en la superficie del agua. La existencia
de estas ondas fue predicha por John William Strutt.
Ondas Love
Las ondas "Love" son ondas superficiales que provocan cortes
horizontales en la tierra. Fueron bautizadas por A.E.H. Love, un
matemático británico que creó un modelo matemático de las
ondas en 1911. Las ondas Love son levemente más lentas que
las ondas de Rayleigh.
Definición de Sismo
Se denomina sismo o terremoto a las sacudidas o
movimientos bruscos del terreno producidos en la corteza
terrestre como consecuencia de la liberación repentina de
energía en el interior de la Tierra o a la tectónica de
placas.
Esta energía se transmite a la superficie en forma de ondas
sísmicas que se propagan en todas las direcciones.
El punto en que se origina el terremoto se llama foco o
hipocentro; este punto se puede situar a un máximo de
unos 700 km hacia el interior terrestre. El epicentro es el
punto de la superficie terrestre más próximo al foco del
terremoto.
Los maremotos, también son conocidos como tsunamis,
nombre de origen japonés que significa grandes olas dentro de
las bahías. Así mismo se les conoce como ondas de marea,
aunque a los científicos no les simpatiza el nombre. Lo cierto es
que los Tsunamis son el producto de las erupciones volcánicas y
temblores submarinos que sacuden el planeta.
Los tsunamis atraviesan el océano en forma de olas bajas,
muchas veces sin que las naves que están en alta mar las
perciban, porque la velocidad con que se deslizan alcanza hasta
los 270 Kms por hora, a intervalos de 15 minutos. Al acercarse a
las playas se elevan de forma descomunal (con olas de 18
metros en áreas aplaceradas y 30 metros en las calas) y
revientan con fuerza destructora, aunque no siempre la primera
es la que hace más daño. Sus causas no tienen vínculo alguno
con los vientos, ni con la atracción de la luna y el sol.
La ola tsunami tiene su origen en una onda sísmica
provocada por el súbito desplazamiento de una masa
de agua que es capaz de recorrer enormes trayectos
antes de tener contacto con la tierra y su velocidad está
relacionada con la profundidad de las aguas.
De este tipo de fenómenos naturales, los que suceden
en el océano Pacífico son los que más desastres han
causado a la humanidad, especialmente en países como
Japón, Chile y Perú.
Antes de llegar a una playa, podemos sospechar la llegada
de un tsunami, primero porque las olas se agrandan y llegan con
más fuerza. Pero la señal más inequívoca es cuando el agua
comienza a alejarse de la orilla dejando en seco embarcaciones,
arrecifes y hasta peces.
Cuando esto suceda, corra fuera del mar y aléjese lo más
que pueda hacia lugares altos, porque lo siguiente que vendrá
será el ruido atronador de una inmensa ola que puede variar
entre los seis y veinte metros de altura y que en las ensenadas
puede alcanzar pavorosas proporciones.
Causas que generan un tsunami o maremoto
•Un sismo en el fondo del mar, cuya ruptura se da de
manera lenta.
•La caída de grandes masas de tierra o monumentales
icebergs (témpanos de hielo) sobre el mar o sobre un lago.
•La explosión de un volcán a nivel del mar o en el fondo
del mar.
Magnitud en Escala Richter Efectos del terremoto
Menos de 3.5 Generalmente no se siente, pero es registrado
3.5 - 5.4 A menudo se siente, pero sólo causa daños menores
5.5 - 6.0 Ocasiona daños ligeros a edificios
6.1 - 6.9 Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas.
7.0 - 7.9 Terremoto mayor. Causa graves daños
8 o mayor Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas.
El gran mérito del Dr. Charles F. Richter (del California
Institute for Technology, 1935) consiste en asociar la magnitud
del Terremoto con la "amplitud" de la onda sísmica, lo que
redunda en propagación del movimiento en un área
determinada.
El análisis de esta onda (llamada "S") en un tiempo de 20
segundos en un registro sismográfico, sirvió como referencia
de "calibración" de la escala.
Teóricamente en esta escala pueden darse sismos de magnitud
negativa, lo que corresponderá a leves movimientos de baja
liberación de energía.
Magnitud e Intensidad de un temblor
La magnitud es un parámetro que indica el tamaño relativo de
los temblores, y está, por lo tanto, relacionada con la cantidad de
energía liberada en la fuente del temblor. Es un parámetro único
que no depende de la distancia a la que se encuentre el observador.
Se determina calculando el logaritmo de la amplitud máxima de
ondas registradas en un sismógrafo. La escala de magnitud es
logarítmica, significando esto que un temblor de magnitud 7.0, por
ejemplo, produce un movimiento que es 10 veces más fuerte que el
producido por uno de magnitud 6.0. Aunque existen varias escalas
de magnitud, por razones prácticas la escala más utilizada ha sido
la Magnitud Local o de Richter.
Sin embargo, en los últimos años se ha estado dando
preferencia a la Magnitud Momento, una escala de
magnitud que a diferencia de las otras escalas puede ser
aplicada a temblores de cualquier tamaño.
Para obtener esta magnitud se determina primeramente
el momento sísmico del temblor, a través de multiplicar
el área de la ruptura y el desplazamiento neto de los
bloques de la falla.
El uso de estos parámetros hace que esta magnitud sea
la más representativa del tamaño del temblor, en
comparación a otras magnitudes que son calculadas solo
con alguna fase sísmica en particular.
El instrumento esencial para estudiar los sismos es el
sismógrafo. Este 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 como
veremos a continuación.
El mecanismo consiste usualmente en una masa suspendida
de un resorte atado a un soporte acoplado al suelo, cuando el
soporte se sacude al paso de las ondas sísmicas, la inercia de la
masa hace que ésta permanezca un instante en el mismo sitio de
reposo. Posteriormente cuando la masa sale del reposo, tiende a
oscilar.
Sin embargo, ya que esta oscilación posterior del péndulo no
refleja el verdadero movimiento del suelo, es necesario
amortiguarla. Actualmente se logra por medio de bobinas o
imanes que ejercen las fuerzas amortiguadoras de la oscilación
libre de la masa.
Si se sujeta un lápiz a la masa suspendida, para que pueda
inscribir en un papel pegado sobre un cilindro que gira a velocidad
constante, se podrá registrar una componente del movimiento del
suelo. Este instrumento detecta la componente vertical del
movimiento del suelo y se conoce como sismógrafo vertical. El papel
donde traza el movimiento se conoce como sismograma.
Los sismógrafos que se emplean actualmente, en general, tienen
masas que pueden ser de unos gramos hasta 100 kg., mientras que los
sismógrafos antiguos de amplificación mecánica solían tener grandes
masas con el fin de obtener mayor inercia y poder vencer las fuerzas de
razonamiento que se originan entre las partes móviles del sistema, tal es
el caso del sismógrafo horizontal Wiechert de 17 toneladas que opera en
la estación sismológica de Tacubaya (México D.F.).
El movimiento del suelo con respecto a la masa se efectuaba en
los primeros instrumentos por medio de una pluma o estilete que
inscribía sobre un tambor giratorio. Después se introdujo la
inscripción sobre película o papel fotográfico de un haz de luz
reflejado en la masa o sistema amplificador del sismógrafo.
Actualmente existen sismógrafos que detectan el movimiento
de la masa electrónicamente y lo digitalizan para ser almacenado
en cinta magnética u otros medios de almacenamiento digital.
Otro tipo de instrumentos emparentados con los sismógrafos
y que son muy útil izados en sismología e ingeniería son los
acelerómetros, instrumentos con el mismo principio del
sismómetro pero diseñados para responder a la aceleración del
terreno más que a su velocidad o a su desplazamiento.
Para finalizar esta sección es oportuno mencionar que para
determinar con precisión el epicentro de un temblor así como
otras de sus características, se requiere del auxilio de varias
estaciones sismológicas. Una serie de sismógrafos arreglados
para observar la sismicidad de una región es conocida como una
red sismológica.
En nuestro país el Servicio Sismológico, organismo
encargado de la observación sismológica en el territorio
Nacional, opera la Red Sismológica Mexicana.
Además de esta existen otras redes locales o de
investigaciones especificas como RESNOR, la red
sismológica del noroeste perteneciente al Centro de
Investigación Científica y Enseñanza Superior de
Ensenada y RESCO la red sismológica del Estado de
Colima perteneciente a la Universidad de Colima y
operada por su Centro de Investigación en Ciencias
Básicas.
LUGAR FECHA DESCRIPCION MAGNITUD
Colula (Jalisco) 27 de diciembre de 1568.
Jalisco 25 de agosto de 1611. Muy grande
Oaxaca 23 de agosto de 1696 7.5
Oaxaca 21 de diciembre de 1701
Destructivo
Colima 16 de septiembre de 1711
Varios muertos
Acapulco (Guerrero) 1 de septiembre de 1741
Tsunami
Acapulco (Guerrero) 28 de mayo de 1784 Tsunami, varios muertos
Zapotlan (Jalisco) 25 de marzo de 1806 Muchos muertos
Jalisco 22 de noviembre de 1837
7.7
Oaxaca 9 de marzo de 1845 8.0
Oaxaca 5 de mayo de 1854 8.0
Huajuapan de León (Oaxaca)
19 de julio de 1882.
Sonora 3 de mayo de 1887 42 muertos mínimo
Oaxaca-Guerrero 29 de enero de 1899 8.4
Jalisco 20 de enero de 1900 8.2
Jalisco 16 de mayo de 1900 7.8
Chiapas 23 de septiembre de 1902
8.2
Baja California Norte 16 de octubre de 1902 7.8
Oaxaca-Chiapas 14 de enero de 1903 8.2
Acapulco (Guerrero) 15 de abril de 1907 8.2
Golfo de Baja California 16 de octubre de 1907 7.5
Jalisco 7 de junio de 1911 45 muertos y daños en la Cd. de México.
7.9
Cd. Guzmán (Jalisco) 30 de abril de 1921 7.8
Pinotepa Nacional (Oaxaca)
17 de junio de 1928 Daños en la Cd. de México.
8.0
Puerto Escondido (Oaxaca)
9 de octubre de 1928 7.6
Colima 3 de junio de 1932 8.2
Baja California Norte 16 de octubre de 1902 7.8
Oaxaca-Chiapas 14 de enero de 1903 8.2
Acapulco (Guerrero) 15 de abril de 1907 8.2
Golfo de Baja California 16 de octubre de 1907 7.5
Jalisco 7 de junio de 1911 45 muertos y daños en la Cd. de México.
7.9
Cd. Guzmán (Jalisco) 30 de abril de 1921 7.8
Pinotepa Nacional (Oaxaca)
17 de junio de 1928 Daños en la Cd. de México.
8.0
Puerto Escondido (Oaxaca)
9 de octubre de 1928 7.6
Colima 3 de junio de 1932 8.2
Colima 18 de junio de 1932 7.8
Orizaba (Veracruz) 26 de julio de 1937 34 muertos 7.7
Petatlan (Guerrero) 22 de febrero de 1943 75 muertos 7.5
Acapulco (Guerrero) 28 de julio de 1957 160 muertos. Daños en Cd de México (ángel de la independencia caído)
7.7
Oaxaca 23 de agosto de 1965 5 muertos 7.5
Chiapas 29 de abril de 1970 7.3
Colima 30 de enero de 1973 56 muertos 7.5
Orizaba (Veracruz) 28 de agosto de 1973 600 muertos 7.3
Oaxaca 29 de noviembre de 1978
7.6
Petatlan (Guerrero) 26 de enero de 1979 6.5
Petatlan (Guerrero) 28 de febrero de 1979 5.2
Petatlan (Guerrero) 14 de marzo de 1979 5 muertos 7.6
Tehuantepec (Oaxaca) 22 de junio de 1979 7.1
Huajuapan de León (Oaxaca)
24 de octubre de 1980 50 muertos 7.0
Playa Azul (Michoacán) 25 de octubre de 1981 7.3
Ometepec (Guerrero) 7 de junio de 1982 6.9
Michoacán 19 de septiembre de 1985
20.000 muertos 8.2
Michoacán 20 de septiembre de 1985
7.6
Colima 9 de octubre de 1995 8.0
Santa Rosalìa,
BCS
4 de enero del
2006
6.7
18 Km al
Sureste de Mexicali
4 de abril del
2010
2 7.2
El epicentro del terremoto fue localizado por el Servicio
Sismológico Nacional a 17.6 N y 102.5 W, en el océano
pacifico frente a la desembocadura del Río Balsas. Su hora
de origen fue a las 07:17:48.5 horas local del día 19 de
septiembre de 1985.
Su magnitud fue de 8.1°, este último valor es más
significativo puesto que se refiere a la energía contenida en
las ondas de período largo del espectro.
