Terremotos y escalas de terremotos.
Al año hay alrededor de un millón de terremotos registrados
en la Tierra. De estos, solo unos 20 superan la magnitud 6 en la escala de
Ritcher, es decir, son considerados terremotos graves. Desde el principio de la
toma de datos sobre terremotos, unos 15 millones de personas han muerto a causa
de los mismos.
Los terremotos nos han servido para deducir la composición
interna de la Tierra. Las ondas van por el interior de la tierra desde su
origen y sufren variaciones de velocidad que pueden ser deducidas desde la
superficie. Esto nos servirá para obtener conclusiones sobre la composición de
las capas terrestres.
La comprensión del fenómeno de los terremotos y su
significado es relativamente reciente, del siglo XIX.
Los terremotos se producen en zonas relativamente definidas
en la Tierra, en los bordes de las placas. Lo cual no quere decir que donde no
hay aun borde de placa no pueda haberlos, aunque son más raros, menos intensos
y en ocasiones no están muy bien explicados.
¿Por qué se producen? Por un lado tenemos la teoría del
rebote elástico de Reid. Explica los terremotos someros (aunque no tanto los
profundos) y dice que en una zona de la corteza se produce o existe una
fractura sobre la que cada bloque de corteza actúa con una determinada fuerza.
Es decir, la corteza tiende a moverse. La roca puede deformarse sin romperse.
Así, en la zona de fractura se va produciendo un desplazamiento sin rutpura. Se
denomina etapa de deformación elástica. Cuanto más larga sea esta etapa, más
energía se acumula y más violento puede ser el terremoto. Finalmente se supera
el límite de elasticidad y se rompe la roca, la energía acumulada se libera
violentamente, aproximadamente la mitad en forma de calor y la otra mitad en
forma de ondas sísmicas. Las capas deformadas vuelven a su posición original
sin deformación, pero desplazadas.
Hay zonas como la Falla de San Andrés en la que se sabe
aproximadamente la probabilidad de un terremoto porque este proceso de
deformación está muy estudiado. Hay bloque trabados, que en vez de desplazarse,
se deforman y acumulan energía. Son las zonas más peligorsas, ya que estos
bloques pueden acumular mucha energía.
En algunas zonas hay una cierta periodicidad, los terremotos
importantes se suceden tras un periodo de tiempo aproximadamente constante.
Para definir y localizar un movimiento sísmico hay cuatro
parámetros importantes. Lo primero es el foco o punto de la corteza donde se
produce la fractura. Puede encontrarse a muchos kilómetros por debajo de la
superficie, aunque en la mayor parte de los casos los focos son someros.
Entendemos por focos someros aquellos que se encuentran a menos de 70km de
profundidad. Los intermedios, entre 70 y 300km. Los focos profundos son
aquellos que se producen a más de 300km de profundidad.
Se estima que a partir de 600km ya no se producen focos de
terremotos, ya que las rocas no son rígidas, sin elásticas, por lo que se
deforman y no se rompen liberando energía.
El segundo parámetro importante es el epicentro. Es un dato
inmediato y es el punto de la superficie terrestre situado en los vértices del
foco.
Para definir la posición de un terremoto hay que dar la
profundidad del foco, así como la latitud y longitud del epicentro. Con estos
tres datos localizaremos geológicamente el lugar donde se ha producido.
Un tercer dato es la importancia del terremoto. La escama
más aceptada es la escala de Ritcher, que mide la magnitud del mismo. Otras
escalas, como la de Marcaly, miden los efectos sobre personas y construccinoes.
Esta segunda escala es subjetiva y disminuye a medida que nos alejamos del
epicentro. Se miden 12 grados.
La escala de Ritcher es más objetiva y mide la energía
liberda en el epicentro. Se basa en una fórmula que tiene en cuenta la amplitud
máxima que alcanzan las ondas P en un sismógrafo:
Magnitud=logΔ+3logΔ-3,37
Donde Δ es la amplitud máxima de
las ondas P.
Nos da una escala de 1 a 9. Un terremoto un grado superior a
otro es 31 veces mayor, ya que se trata de una escala logarítmica. Y no se
concoen terremotos superiores a 9. Se cree que estes es el valor máximo de
enrgía que se puede acumular. Los terremotos de valores cercanos a 9 son muy
raros.
El sismógrafo clásico es un aparato constituido por una gran
masa suspendida de un soporte con un hilo sin casi rozamiento. Tiene
incorporado al peso de gran masa una aguja que incide sobre un cilindro
giratorio y que lleva un rollo de papel. De esta forma, la oscilación de la
masa genera sobre el papel una gráfica. Cuando hay un movimiento, el peso que
tiene gran inercia tiende a quedarse en reposo, mientras el suelo se mueve y
por eso le produce la oscilación.
Hoy en día existen sismógafos más complejos, con agujas que
detectan el movimiento horizontal y agujas que detectan el movimiento vertical.
Ondas sísmicas.
La mitad de la energía acumulada en la zona de fractura se
liberará en forma de calor. La otra mitad se liberará en forma de ondas
sísmicas (en inglés, body waves). Hay dos grandes tipos, las internas y las
superficiales.
Dentro de las ondas internas hay dos grandes tipos, las
primarias o longitudinales y las secundarias o transversales.
Las ondas primarias o longitudinales son más conocidas como
ondas p. Los las primeras que llegan al sismógrafo. Las partículas se mueven en
la misma dirección en el que se propaga el movimiento, en forma de dilataciones
y compresiones de los materiales.
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| Ondas p o primarias |
La velocidad de las ondas primarias o longitudinales viene
definida por la siguiente fórmula:
p=√((K+4/3 μ)/ρ)
Donde K es el módulo de compresión de los materiales, μ representa la rigidez del medio y ρ
representa la densidad del medio.
Las ondas p son similares a las ondas sonoras. Como las
sonoras, se transmiten más rápido en el agua que en el aire y más velozmente
aun en medio sólidos, es decir, son más rápidas cuanto más comprimidas estén
las partículas. El interior de la Tierra está más compacto y por eso hay más
velocidad. A mayor profundidad, las ondas p viajan más deprisa.
El segundo tipo de ondas internas son las secundarias o
transversales, más conocidas como ondas s. Llegan en segundo lugar a los
sismógrafos y provocan movimientos transvertsales a la dirección en la que se
propagan.
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| Ondas s o secundarias. |
La velocidad de las ondas s se calcula mediante la siguiente
fórmula:
s=√(μ/ρ)
Donde μ representa de nuevo la
rigidez del medio y ρ representa la densidad.
Debemos tener en cuenta que en medio líquido la rigidez tiene un valor de 0.
Por lo tanto, las ondas s solo se transmiten por sólidos, no se transmiten por
líquidos.
Las ondas superficiales son de dos tipos, las ondas Love y
las ondas Rayleigh.
Las ondas Love son movimientos transversales a la dirección
de propagación en un solo plano, es decir, en el plano de la superficie.
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| Ondas Love |
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| Ondas Rayleigh |
Las ondas superficiales son lentas. Viaja a velocidad
aproximadamente constante, ya que viajan por la superficie de la Tierra y esta
no ofrece grandes discontinuidades.
El registro del momento en que llegan a un sismógrafo cada
onda da una información muy importante para determinar dónde está el epicentro
de un terremoto.
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| Orden de registro de ondas en un sismógrafo |
Si tomamos datos de tiempo de llegada de cada tipo de onda,
obtenemos las curvas de los tiempo de llegada de cada onda sísmica. Existe una
gráfica para estimar el tiempo de llegada en función de la distancia a la que se
produce el terremoto.
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| Gráfico de tiempo de llegada de ondas y distancia del terremoto |
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| Velocidad de las ondas y profundidad. |
Las ondas que se ven en estaciones más alejadas han tenido
que pasar por zonas más profundas, por profundidades mayores. Cuánto más lejos
nos encontremos del epicentro, más velocidad detectamos en las ondas.
El tiempo de retardo entre la llegada de las ondas p y s
sirve para localizar dónde se sitúa el epicentro del terremoto. Para esto se
necesita un mínimo de tres estaciones. Cuánto más lejos del epicentro, mayor
tasa de retardeo entre las ondas. En cada estación, como se conoce la velocidad
de propagación en los dos tipos de onda, por el retardo se puede calcular la
distancia al foco.
La distancia al foco hará que cada estación pueda establecer
un círculo de radio r a su alrededor donde se sabe que se encuentra el
epicentro del terremoto. Pero una sola estación no puede establecer en qué
punto de la circunferencia se encuentra.
Con dos estacioenes obtenfdremos dos puntos de intersección,
es decir, dos posibles epicentros. Con tres estaciones podemos encontrar la
localización exacta, ya que será el punto de intersección de las tres
circunferencias.
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| Localización del epicentro usando tres estaciones sismográficas. |
En cuanto a los factores que influyen en la propagación de
las ondas, éstas se propagan a velocidades mayores cuanto mayor sea la presión
de las partículas. Por este motivo aumenta al aumentar la profundidad (a mayor
profundidad, mayor presión). Los aumentos de temperatura disminuyen la
velocidad de propagación, ya que a mayor temperatura, mayor fluidez de los
materiales. El estado de los materiales también influye sobre la velocidad de
propagación, pues los líquidos disminuyen su propagación, hasta el punto de que
las ondas s dejan de propagarse.
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