trabajo de sismología
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Trabajo elaborado en la Facultad de Ingeniería de la UNACH para la clase de Ingeniería SísmicaTRANSCRIPT
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UNIVERSIDAD AUTONOMA DE CHIAPAS
CAMPUS I
FACULTAD DE INGENIERÍA
LUIS ALFREDO BALLINAS HERNÁNDEZ
8° “B”
INGENIERÍA SISMICA
TUXTLA GUTIERREZ CHIAPAS A 26 DE ENERO DEL 2016
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Índice
Introducción……………………………………………………………………………….. 4
1. Historia…………...………………………………………………………………………6
2. Sismología………….………………………………………………………………...…6
2.1 Historia de la sismología………………….…………………………………..8
2.2 Sismólogos famosos…………….……………………………….…………...9
3. Tectónica de placas…………………………………………………………….……..10
3.1 Límites de las placas………………………………………………….….... 13
3.2 Movimiento de placas…………………….……………………………...….16
3.3 Bordes de placas ……………………………………….………………….. 17
4. Sismos…………………………………………………………………………….…... 18
4.1 Tsunamis……………………………………….…………………………… 19
4.2 Zonas sísmicas del mundo.……………………………………………….. 21
4.3 Origen de los sismos.…………………………………………………….... 22
4.4 Clases de sismos………….….…………………………………………..… 23
4.5 Replicas…………………..…………………………………………….….… 24
4.5 Fallas………………….……………………………………………….…….. 25
5. Ondas sísmicas………………………………………………………………….….... 28
6. Instrumentación………………………………………………………………….…… 30
6.1 Sismógrafos y Sismogramas……….…………………………………...….30
6.2 Acelerómetro….……………………………………………………….……. 32
7. Escalas…………………………………………………………………………….….. 34
7.1 Magnitud……………….…………………………………………….…….…35
7.2 Tipos de magnitud….……………………………………………….…….....36
7.3 Intensidad……………….…………………………………………………... 39
8. Servicio Sismológico Nacional………………………………………………..….…. 46
9. Riesgo sísmico…………………………………………………………………….…. 47
9.1 ¿Cómo reaccionar ante un sismo? ….…………………………………....48
9.2 Sismicidad en México………………….……………………………….….. 51
10. Sistema de alerta sísmica ………………………………………………………... 52
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11. Sismo de Kobe……….……….…………………………………….……………..…53
11.1 La ciudad de Kobe………………..………………………………….….…53
11.2 Datos del sismo ………………………………………………………….... 54
11.3 Daños estructurales……………………………….………………………. 55
12. Conclusión………..………………………………………………….…………..….. 59
13. Bibliografía…….……………………………………………………........……….... 60
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Introducción
Desde inicios de la humanidad se han buscado respuestas a todas las preguntas
que surgen en el entorno de las personas, ¿Por qué llueve?, ¿Qué tiembla?; y
muchas otras preguntas más, y gracias a la curiosidad del ser humano se han ido
resolviendo estas preguntas con el paso del tiempo y a medida que la tecnología
avanza.
La importancia de querer saber el ¿Por qué?, ¿Cómo? Y ¿Cuándo? De los sismos,
se debe a su poder destructor que suelen llegar a tener, y por eso el ser humano ha
querido saber todo lo necesario de estos para que estar preparados cuando
sucedan.
En el presento trabajo se verá una extensa investigación acerca de los sismos, se
entenderán conceptos básicos así como se aprenderá a diferenciar conceptos que
para las personas no expertas o poco relacionadas con el tema suelen confundir.
Se verán los instrumentos con los que se cuenta actualmente para su registro y su
análisis.
Es importante conocer las características y clases de sismos si se desea diseñar
una estructura que resista un sismo de equis magnitud. También se verá distintas
escala de magnitud e intensidad, las cuales nos sirven para darnos una idea de que
tan fuerte y que tan destructivo fue un sismo.
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1. Historia
El estudio de los terremotos se denomina Sismología y es una ciencia relativamente
reciente. Hasta el siglo XVIII los registros objetivos de terremotos son escasos y no
había una real comprensión del fenómeno. De las explicaciones relacionadas con
castigos divinos o respuestas de la Tierra al mal comportamiento humano, se pasó
a explicaciones pseudo-científicas como que eran originados por liberación de aire
desde cavernas presentes en las profundidades del planeta.
Figura 1. Pobladores aterrados por terremoto culpando a un Dios.
El primer terremoto del que se tenga referencia ocurrió en China en el año 1177 A
de C. Existe un Catálogo Chino de Terremotos que menciona unas docenas más
de tales fenómenos en los siglos siguientes.
En la Historia de Europa el primer terremoto aparece mencionado en el año 580 A
de C, pero el primero claramente descrito data de mediados del siglo XVI.
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Los terremotos más antiguos conocidos en América ocurrieron en México, a fines
del siglo XIV y en Perú en 1741, aunque no se tiene una clara descripción de sus
efectos.
Desde el siglo XVII comienzan a aparecer numerosos relatos sobre terremotos, pero
parece ser que la mayoría fueron distorsionados o exagerados.
En Norteamérica se reporta una importante serie de terremotos ocurridos entre 1811
y 1812 cerca de New Madrid, Missouri, destacándose uno de magnitud estimada
alrededor de los 8 grados. La mañana del 16 de Diciembre de 1811. El 23 de Enero
y el 7 de Febrero de 1812 hubo otros dos terremotos considerables en la zona,
especialmente el último mencionado, cuyas réplicas duraron meses y fue sentido
en zonas tan lejanas como Denver y Boston. Por no estar tan pobladas entonces,
las ciudades no registraron demasiadas muertes o daños.
No ocurrió lo mismo en 1906 cuando en San Francisco se produjeron más de 700
víctimas y la ciudad fue arrasada por el sismo y el incendio subsecuente en el mayor
terremoto de la historia de EE.UU. 250.000 personas quedaron sin hogar.
En Alaska, el 27 de Marzo de 1964 se registró un terremoto de aún mayor energía,
pero por ser una zona de poca densidad demográfica, los daños en la población no
fueron tan graves, registrándose sólo 107 personas muertas, lo que no es tanto si
se considera que el terremoto fue sentido en un área de 500.000 millas cuadradas
y arrancó los árboles de la tierra en algunas zonas.
2. Sismología
La sismología es la rama de la geofísica que se encarga de estudios de terremotos
y la propagación de ondas sísmicas que se generan en el interior y en la superficie
de la Tierra. Gracias a esta ciencia y quizás su mayor aportación es la tectónica de
placas.
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Para entender la tectónica de placas debemos conocer la estructura interna de la
Tierra:
Corteza: Se inicia en la superficie y llega hasta una profundidad promedio de
35 km. En algunas zonas continentales como las cadenas montañosas,
puede ser mayor; en otras, bajo los océanos, su espesor es menor: unos 10
km. La corteza es completamente sólida y fracturable.
Manto: Comprende desde la parte inferior de la corteza hasta
aproximadamente 2900 km de profundidad. Debido a las condiciones de
temperatura y presión imperantes en el material de esta capa, su estado
físico oscila entre sólido y plástico.
Núcleo Externo: Su espesor es de unos 2300 km, comprendidos entre los
2900 y los 5200 km de profundidad. Con base en datos sismológicos se ha
podido inferir que es líquido. Esto se puede deber a condiciones de
temperatura elevada.
Núcleo Interno: Éste es el centro de la Tierra; su diámetro es de 2340 km.
Según se ha calculado, se encuentra en estado sólido.
Figura 2. Partes de la corteza terrestre.
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Sobre la litosfera (parte exterior de la Tierra) se encuentran las “placas” que con sus
movimientos nos generan las cadenas montañosas y todo tipo de relieve que
encontramos en la superficie terrestre. Al encimarse unas con otras se le conoce
como subducción.
Figura 3. Fenómeno de subducción
Con base en la teoría elaborada por Wegener y numerosas contribuciones de
geólogos y geofísicos, se desarrolló la teoría de tectónica de placas.
2.1 Historia de la Sismología
El estudio de los sismos es tan antiguo como la humanidad misma. Existen registros
escritos en China de hace 3000 años, en los cuales se describe el impacto de las
sacudidas sísmicas tal como los percibimos hoy en día. Registros japoneses y de
Europa oriental con 1600 años de antigüedad también describen en detalle los
efectos de los sismos sobre la población. En América se cuenta con códices mayas
y aztecas, que se refieren a este fenómeno natural. También existen documentos
en la época colonial que detallaron los principales eventos que afectaron regiones
americanas.
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En la mitología griega Atlas sostenía al mundo en sus hombros y Poseidón, dios de
los mares, hacia tambalear a Atlas generando así sismos.
La Iglesia Católica, por su parte, encuadraba el fenómeno en interpretaciones
literales de la Biblia, que los consideraba castigos divinos. En la Biblia también se
mencionan catástrofes que probablemente fueron debidas a sismos como la
narración del colapso de las murallas de Jericó cerca del año 1100 A .C. y la
destrucción de Sodoma y Gomorra.
2.2 Sismólogos famosos
Beno Gutenberg
Hiroo Kanamori
Inge Lehmann
Giuseppe Mercalli
John Milne
Andrija Mohorovicic
Richard Dixon Oldham
Marquis of Pombal Sebastião de Melo
Charles Francis Richter
Vassilis Papazachos
Panayotis Varotsos
Indra Narayan Gupta
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3. Tectónica de placas
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.
Posteriormente, con base en la teoría elaborada por Wegener y numerosas
contribuciones de geólogos y geofísicos, se desarrolló la teoría de tectónica de
placas. En ella se postula que la litosfera está dividida, formando una especie de
mosaico de sectores rígidos, conocidos como placas, las cuales se mueven entre
sí, y cuyos desplazamientos promedio son de 2 a 12 centímetros por año.
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.
Figura 4. Placas tectónicas de la Tierra.
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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
Al principio el origen de los terremotos se explicaba muy diferentes, puesto que en
muchos casos, estas explicaciones se derivaban de sus costumbres y/o creencias
religiosas de los diferentes pueblos y eran atribuidas a la acción de los dioses.
En ella se postula que la litosfera está dividida, formando una especie de mosaico
de sectores rígidos, conocidos como placas, las cuales se mueven entre sí, y cuyos
desplazamientos promedio son de 2 a 12 centímetros por año. 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.
Si bien la consideración de un terremoto como una respuesta elástica a fenómenos
geológicos ya fue anuncia por Hooke en 1668, se puede decir que el planteamiento
moderno se inicia a principios del siglo pasado, cuando los terremotos comienzan a
vincularse con fallas geológicas observables en el terreno.
No todas las regiones sufren la misma cantidad de sismos o de la misma magnitud;
México se encuentra en una de las zonas sísmicamente más activas del planeta.
Por esto, la superficie terrestre se ha dividido en 3 zonas sísmicas:
Regiones sísmicas: zonas activas de la corteza terrestre muy propensas a
sufrir grandes movimientos sísmicos. Suelen coincidir con regiones donde se
levantan cadenas montañosas de reciente formación (orogénesis).
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Regiones penisísmicas: zonas en las que sólo se registran terremotos
débiles y no con mucha frecuencia.
Regiones asísmicas: zonas muy estables de la corteza terrestre en las que
raramente se registran terremotos. Son sobre todo regiones muy antiguas de
corteza de tipo continental (escudos).
Las placas litosféricas son esencialmente de dos tipos, en función de la clase de
corteza que forma su superficie. Hay dos clases de corteza. La oceánica y la
continental.
Placas oceánicas. Son placas cubiertas íntegramente por corteza oceánica,
delgada y de composición básica. Aparecerán sumergidas en toda su
extensión, salvo por la presencia de edificios volcánicos intraplaca, de los
que más altos aparecen emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus
bordes. Los ejemplos más notables se encuentran en el Pacífico: la placa
Pacífica, la placa de Nazca, la placa de Cocos y la placa Filipina.
Placas mixtas. Son placas cubiertas en parte por corteza continental y en
parte por corteza oceánica. La mayoría de las placas tienen este carácter.
Para que una placa fuera íntegramente continental tendría que carecer de
bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto es posible
en fases de convergencia y colisión de fragmentos continentales, y de hecho
pueden interpretarse así algunas subplacas de las que forman los
continentes. Valen como ejemplos de placas mixtas la placa Sudamericana
o la placa Euroasiática.
Figura 5. Placa tectónica mixta.
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En una zona de subducción el movimiento de una placa bajo la otra se realiza
venciendo las fuerzas de fricción, generadas en el contacto entre ambas, el
movimiento de una placa contra la otra tiene lugar discontinuamente, por “brincos”.
Esto es lo que genera temblores o sismos en esas zonas.
3.1 Límites de las placas
Los límites convergentes de placas se forman donde las placas litosféricas chocan
a lo largo de sus fronteras con las demás. Tales colisiones causan deformación
extensa en la corteza terrestre, dando lugar a la formación de los volcanes, el
levantamiento de las cordilleras y la creación de profundas fosas oceánicas. Los
límites convergentes de placas se caracterizan también por las actividades sísmicas
extensas, que se producen a lo largo de las secciones de la frontera convergente
Nazca-Pacífico en Chile y Perú, por ejemplo.
Los tres principales tipos de límites de placas convergentes son la convergencia
oceánico-continental, la convergencia oceánica-oceánica y la convergencia
continental-continental. La convergencia oceánico-continental se produce cuando
una placa oceánica converge con una placa continental y subduce debajo de esta.
Un límite convergente de placa oceánico-oceánico ocurre cuando una placa
oceánica subduce debajo de otra, lo que resulta en la creación de una profunda fosa
oceánica. Por último, el límite de convergencia de la placa continental-continental
se produce cuando dos placas continentales chocan de frente. En esta colisión,
ninguna de las placas queda subducida ya que las rocas continentales son ligeras
y resisten el movimiento hacia abajo. La colisión empuja las rocas hacia arriba o
hacia los lados.
Los límites de la placa oceánica-continental se caracterizan por una cadena
montañosa, donde la placa continental se levanta sobre la subducción de la placa
oceánica, rodeada por un foso de subducción profunda en el lado de la fosa
oceánica. Los límites convergentes oceánicos-oceánicos resultan en la creación de
volcanes submarinos. Durante millones de años, la lava en erupción a lo largo de la
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frontera se acumula en el fondo del océano hasta que un volcán submarino se eleva
sobre el nivel del mar para convertirse en volcanes insulares, que quedan
dispuestos en cadenas para formar un arco de islas. Los límites convergentes
continental-continentales se caracterizan a menudo por los acontecimientos de
construcción de montaña, como en la Orogenia de Caledonian, que reunió a las
islas británicas.
Figura 6. Ejemplos de bordes (divergentes, convergentes y transformantes).
Las zonas convergentes pueden ser de dos tipos:
Zona de subducción: donde una placa oceánica se introduce debajo de otra
continental, y en las que se producen grandes terremotos superficiales (profundidad
de 0 a 60 km), intermedios (60 a 300 km) y profundos (300 a 700 km).
Zona de colisión: cuando el choque es entre placas continentales se produce una
gran deformación pero el proceso de subducción no se desarrolla, producen
terremotos de gran magnitud.
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Un ejemplo de un límite de placa oceánica-continental es la subducción de la placa
del Pacífico bajo la placa de Nazca en la costa oeste de las Américas, que formó la
cordillera de los Andes. Un ejemplo actual de un límite de placa oceánica-oceánica
es la Fosa de las Marianas, que resultó de la subducción de la placa Filipina debajo
de la placa del Pacífico. Un ejemplo de un límite de placa continental-continental es
la colisión de la placa india con la placa euroasiática, que dio lugar a la formación
de la meseta tibetana y la cordillera del Himalaya.
Figura 7. Cordillera del Himalaya.
Un límite divergente es un área de la corteza terrestre donde dos placas tectónicas
se alejan una de la otra. Hay tres tipos de límites de placas, llamados divergente,
convergente y transformable. Como su nombre indica, los límites convergentes se
van acercando conforme se mueven. Los límites transformables son zonas donde
las placas se encuentran y se deslizan horizontalmente una alrededor de la otra.
Debajo de Islandia, un límite divergente entre la placa tectónica de Norte América y
la de Eurasia está abriendo lentamente una grieta a través del centro de Islandia.
Mientras estas placas se apartan, la tierra por encima de ellos se mueve con la
placa, lo que al final causa que el país de Islandia se parta en dos y forme dos islas
separadas. Conforme estas dos islas se forman, las aguas del océano Atlántico
llenarán el área entre las islas causando una frontera de agua entre las dos partes
de Islandia.
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La Cordillera Central Atlántica de montañas fue formada por el movimiento de la
placa Norteamericana y la placa Euroasiática a lo largo de su límite divergente. La
formación de montañas de la también llamada Dorsal Mesoatlántica es la más larga
del mundo y yace en el fondo del Océano Atlántico, va creciendo a lo largo del fondo
del océano donde se formó la nueva corteza del planeta a partir de la lava volcánica.
Los océanos del planeta tierra se formaron por el movimiento de las placas
tectónicas en los límites divergentes. Al abrirse grandes grietas que no se llenaron
de magma los océanos no sólo nacieron sino que también se ampliaron debido a
los límites divergentes de las placas tectónicas.
Límites de fricción. Es como llamamos a la situación en que dos placas aparecen
separadas por un tramo de falla transformante. Las fallas transformantes quiebran
transversalmente las dorsales, permitiéndoles desarrollar un trazado sinuoso a
pesar de que su estructura interna exige que sean rectas. Topográficamente las
fallas transformantes aparecen como estrechos valles rectos asimétricos en el fondo
oceánico. Sólo una parte del medio de cada falla es propiamente límite entre placas,
proyectándose los dos extremos cada uno dentro de una placa.
3.2 Movimientos de las placas.
Las placas tectónicas, al estar sobre la astenosfera se mueven, se mueven a una
velocidad de unos 2,5Km anuales (parecido a la velocidad a la que nos crecen las
uñas).
Pero el movimiento de todas las placas tectónicas no es en la misma dirección, y
esto provoca que choquen y rocen unas contra otras, llegando el choque, a veces,
hasta la superficie de la tierra en forma de terremotos, formación de montañas e
incluso tsunamis (terremotos originados en el mar) si son choques entre placas
oceánicas.
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Todos estos fenómenos se producen con mucha más intensidad en los bordes de
las placas tectónicas.
El movimiento de las placas lo estudia la llamada Tectónica de Placas, el problema
es que este movimiento muchas veces es impredecible. Pero algo sabemos y es
como se pueden mover.
- Movimiento Divergente: Es cuando dos placas se separan y producen lo que se
llama una falla (agujero en la tierra) o una cadena montañosa submarina.
- Movimiento Convergente: Es cuando dos placas se juntan, la placa más delgada
se hunde sobre la más gruesa. Esto produce las cadenas montañosas.
- Movimiento deslizante o Transformantes: Las dos placas se deslizan o resbalan
en direcciones contrarias. También provocan fallas.
3.3 Bordes de placa
Las zonas de las placas contiguas a los límites, los bordes de placa, son las regiones
de mayor actividad geológica interna del planeta. En ellas se concentran:
El vulcanismo. La mayor parte del vulcanismo activo se produce en el eje
de las dorsales, en los límites divergentes, pero al ser submarino y de tipo
fluidal, poco violento, pasa muy desapercibido. Detrás vienen las regiones
contiguas a las fosas por el lado de la placa que no subduce.
La orogénesis, es decir, el levantamiento de montañas. La orogénesis
acompaña a la convergencia de placas, tanto donde hay subducción, donde
se levantan arcos volcánicos y cordilleras, como los Andes, ricas en
volcanes; como en los límites de colisión, donde el vulcanismo es escaso o
ausente, pero la sismicidad es particularmente intensa.
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La sismicidad. Existen terremotos intraplaca, originados en fracturas en las
regiones centrales y generalmente estables de las placas; pero la inmensa
mayoría se producen en bordes de placa. Las circunstancias del clima y de
la historia han hecho concentrarse una buena parte de la población mundial
en las regiones más sísmicas de los continentes, las que forman los
cinturones orogenéticos, junto a límites convergentes. Algunos terremotos
importantes, como el que destruyó Lisboa en 1755, se originaron en límites
de fricción, generalmente en el océano. Los terremotos más importantes de
las dorsales son los que se producen en donde las fallas transformantes
actúan como límite entre placas.
4. Sismos
Pero, ¿Cómo definimos un sismo?, se denomina sismo o terremoto a los
movimientos que ocurren en la corteza terrestre como consecuencia de una
disipación de energía por el roce de la tectónica de placas. Esta energía se propaga
en forma de onda sísmica hacia todas direcciones, al punto donde se origina el
sismo se le conoce como “foco” o “hipocentro” y al punto más cercano de este en la
corteza terrestre se le conoce como “epicentro”.
Figura 8. Localización del Hipocentro y Epicentro.
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La sacudida sísmica en un lugar dado puede ser debida a temblores próximos o
lejanos. La proximidad a la fuente implica, no solo el previsible incremento en la
amplitud sino también un aumento de la frecuencia de las ondas registradas. La
influencia de una estructura con un periodo propio característico, será muy distinta
según su distancia al foco sísmico. Por ello se impone la necesidad de definir
claramente cuándo el sismo es próximo y cuándo no.
El desarrollo de equipos capaces de registrar el movimiento fuerte del suelo ha
permitido disponer de datos sísmicos de alta frecuencia y ha favorecido
extraordinariamente el estudio de proceso de fractura en el foco. Estos instrumentos
están diseñados para detectar la aceleración del suelo.
La comprensión del problema sísmico dio un paso decisivo cuando, en 1910, Shida
observó que la polaridad del primer impulso de la onda P registrada en una estación
sísmica dependía del acimut de la estación respecto al epicentro. En otras palabras,
la primera llegada era hacia arriba, indicando compresión del suelo sobre el
sismómetro, o hacia abajo, indicando dilatación, según la zona en torno al epicentro
en la que se hubiera realizado la observación.
4.1 Tsunamis
Un tsunami es una ola o serie de olas que se producen en una masa de agua al ser
empujada violentamente por una fuerza que la desplaza verticalmente. Terremotos,
volcanes, derrumbes costeros o subterráneos e incluso explosiones de gran
magnitud pueden generar este fenómeno.
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Figura 9. Tsunami
El brusco movimiento del agua desde la profundidad genera un efecto de “latigazo”
hacia la superficie que es capaz de lograr olas de magnitud impensable. Teniendo
en cuenta que la profundidad habitual del Océano Pacífico es de unos 4.000 metros,
se pueden provocar olas que se mueven a 700 km/h. Y como las olas pierden su
fuerza en relación inversa a su tamaño, al tener 4.000 metros puede viajar a miles
de kilómetros de distancia sin perder mucha fuerza.
Sólo cuando llegan a la costa comienzan a perder velocidad, al disminuir la
profundidad del océano. La altura de las olas, sin embargo, puede incrementarse
hasta superar los 30 metros (lo habitual es una altura de seis o siete metros).
La causa más frecuente para la formación de olas gigantes son los terremotos
ocurridos en el fondo marino. Cuando éste se mueve violentamente en sentido
vertical, el océano ve alterado su equilibrio natural. Cuando la inmensa masa de
agua trata de recuperar su equilibrio, se generan las olas gigantescas.
Su tamaño dependerá de la magnitud del seísmo y de la deformación vertical del
fondo marino. No todos los terremotos generan tsunamis, sino sólo aquellos de
magnitud considerable, que ocurren bajo el lecho marino y que son capaces de
deformarlo.
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Si bien cualquier océano puede experimentar un tsunami, es más frecuente que
ocurran en el Océano Pacífico, donde son también más comunes los terremotos de
magnitudes considerables (especialmente las costas de Chile, Perú y Japón).
Además el tipo de falla que ocurre entre las placas de Nazca y Sudamericana
(donde se ha producido el seísmo que ha azotado Chile), llamada de subducción -
cuando una placa se va deslizando bajo la otra- hacen más propicia la deformidad
del fondo marino y, por ende, los tsunamis u olas gigantes.
Precisamente por eso los más devastadores casos de olas gigantescas han ocurrido
en el Océano Pacífico, pero también se han registrado casos en el Atlántico e
incluso en el Mediterráneo. Un gran tsunami acompañó los terremotos de Lisboa en
1755, el del Paso de Mona de Puerto Rico en 1918, y de Grand Banks de Canadá
en 1929.
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.
4.2 Zonas Sísmicas del Mundo
A finales del siglo XIX y a principios del XX, en varios países, incluido México, se
establecieron estaciones sismológicas. Mediante sismógrafos de diversos tipos se
inició el registro instrumental de las ondas sísmicas generadas por terremotos, tanto
de origen local como lejano. De manera relativamente precisa, esto permitió
determinar la ubicación y la profundidad de los focos sísmicos.
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Con el transcurso del tiempo se conformó un mapa bien definido de la distribución
geográfica de los sismos. Desde el advenimiento de la sismología moderna a los
investigadores les sorprendió que, en un mapa, al representar los focos de los
terremotos registrados durante un periodo de tiempo dado, siempre éstos se
concentraron a lo largo de franjas relativamente angostas, indicando zonas de alta
sismicidad.
A su vez, estas franjas limitan o separan grandes regiones oceánicas y
continentales de actividad sísmica escasa o nula. Como se observa en el mapa de
sismicidad mundial, la distribución de los focos sugiere la división de la superficie
terrestre en una serie de placas. Esto apoya la teoría de tectónica de placas, ya
explicada. Se observa que la franja de sismicidad más importante se encuentra en
la periferia del Océano Pacífico. Comprende Patagonia y Chile en América del Sur,
Centroamérica, parte occidental de México, Estados Unidos, Canadá y Alaska,
atraviesa las Islas Aleutianas, continúa por la Península de Kamtchatka, Japón, Islas
Filipinas y termina en Nueva Zelanda, en el sur. Además, esta zona sísmica se
caracteriza por una actividad volcánica intensa. Por esto se le conoce como
Cinturón de Fuego del Pacífico, o simplemente Cinturón Circunpacífico. Es claro
que, a escala mundial, la sismicidad se concentra en zonas bien delimitadas. En
contraste, grandes regiones de la Tierra están libres de actividad sísmica de gran
magnitud o en ellas casi nunca ocurren terremotos. Tal es el caso de Brasil, norte y
centro de Canadá, Noruega, Suecia, oeste de África y gran parte de Australia.
4.3 Origen de los sismos.
Los sismos tectónicos se suelen producir en zonas donde la concentración de
fuerzas generadas por los límites de las placas tectónicas da lugar a movimientos
de reajuste en el interior y en la superficie de la Tierra. Es por esto que los sismos
de origen tectónico están íntimamente asociados con la formación de fallas
geológicas. Suelen producirse al final de un ciclo denominado ciclo sísmico, que es
el período de tiempo durante el cual se acumula deformación en el interior de la
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Tierra que más tarde se liberará repentinamente. Dicha liberación se corresponde
con el terremoto, tras el cual, la deformación comienza a acumularse nuevamente.
A pesar de que la tectónica de placas y la actividad volcánica son la principal causa
por la que se producen los terremotos, existen otros muchos factores que pueden
dar lugar a temblores de tierra como: desprendimientos de rocas en las laderas de
las montañas, hundimiento de cavernas, variaciones bruscas en la presión
atmosférica por ciclones e incluso actividad humana. Estos mecanismos generan
eventos de baja magnitud que generalmente caen en el rango de microsismos,
temblores que solo pueden ser detectados por sismógrafos.
4.4 Clases de Sismos
Volcánicos: directamente relacionados con las erupciones volcánicas. Son
de poca intensidad y dejan de percibirse a cierta distancia del volcán. Sólo
en las explosiones de caldera, como las de Santorini o Krakatoa alcanzan
grandes intensidades.
Figura 10. Partes de un volcán.
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Tectónicos: originados por ajustes en la litosfera. El hipocentro suele
encontrarse localizado a 10 ó 25 kilómetros de profundidad, aunque algunos
casos se llegan a detectar profundidades de hasta 70 kilómetros y también
pueden ser más superficiales. Se producen por el rebote elástico que
acompaña a un desplazamiento de falla.
Figura 11. Sismo tectónico.
Batisismos: su origen no está del todo claro, caracterizándose porque el
hipocentro se encuentra localizado a enormes profundidades (300 a 700
kilómetros), fuera ya de los límites de la litosfera. Se pueden deber a
transiciones críticas de fase en las que materiales que subducen se
transforman bruscamente, al alcanzarse cierto valor de presión, en otros más
compactos.
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4.5 Replicas
Las réplicas de los sismos son de magnitudes menores que la del sismo principal que se
inician inmediatamente después del sismo principal y duran por varios meses o años,
dependiendo del tamaño y clase del sismo principal. Normalmente el número de eventos
por unidad de tiempo así como la magnitud máxima decrecen con el tiempo. Si el foco del
sismo es más o menos superficial o de profundidad intermedia, del orden de los 60 Km. o
menor, suelen ocurrir las denominadas réplicas, que son sismos menores, posteriores a
uno principal, y corresponde a reacomodos del campo de esfuerzos que liberó la energía
en el sismo principal. En algunas oportunidades se suelen presentar premoniciones,
correspondientes a sismos de magnitud menor que el sismo principal, que suele ocurrir
meses o días antes que éste. Sobre las premoniciones se tiene mucho menos información
que sobre las réplicas. No hay datos que confirmen un patrón que tiendan a una cierta
generalización. En general cuando ocurre un sismo con profundidad focal en el rango antes
mencionado, en los días y aún meses subsiguientes ocurren una gran cantidad de sismos
de menor magnitud; una tendencia más o menos conocida indica que las magnitudes de
las réplicas decrecen con el correr del tiempo.
4.6 Fallas
Se entiende por falla una estructura tectónica a lo largo de la cual se ha producido
una fractura y un desplazamiento diferencial de los materiales adyacentes.
En geología una falla es una discontinuidad que se forma en las rocas someras de
la Tierra (200 km de profundidad) por fracturamiento cuando concentraciones de
fuerzas tectónicas exceden la resistencia de las rocas. La zona de ruptura tiene una
superficie más o menos bien definida denominada plano de falla y su formación va
acompañada de deslizamiento tangencial (paralelo) de las rocas a este plano.
Elementos de una falla
Plano de falla: superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que
se separan en la falla.
Labio levantado: el bloque que queda elevado sobre el otro.
26
Labio hundido: el bloque que queda por debajo del labio levantado.
Características de una falla
Las siguientes características nos permiten describir las fallas:
Dirección: ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de
falla con el eje norte - sur.
Buzamiento: ángulo que forma el plano de falla con la horizontal.
Salto de falla: distancia entre un punto dado de uno de los bloques y el
correspondiente en el otro, tomada a lo largo del plano de falla.
Escarpe: distancia entre las superficies de los dos labios, tomada en vertical.
Una falla es sísmicamente activa cuando hay constancia de que, en un tiempo
determinado ha sido causante de al menos un terremoto. La comisión Reguladora
Nuclear de los Estados Unidos (USNRC), para el contexto de la falla de San Andrés,
considera en 1980 que una falla es activa cuando se dan las siguientes
circunstancias:
1. Ha habido, al menos, un movimiento en la superficie o cerca de ella en los
últimos 35 000 años, o movimiento con recurrencia en los últimos 50 000
años.
2. Existe constancia instrumental de la ocurrencia de los sismos relacionados
con la falla.
3. La falla se relaciona estructuralmente con fallas potenciales que satisfacen
las dos características anteriores.
Las fallas activas se clasifican en 3 tipos:
A. Cuando el desplazamiento en los últimos 1000 años ha sido superior a 1 m.
B. Si vale entre 10 cm y 1 m.
C. Cuando ha sido inferior a 10 cm.
27
Elementos de una falla
Plano de falla: superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que
se separan en la falla.
Labio levantado: el bloque que queda elevado sobre el otro.
Labio hundido: el bloque que queda por debajo del labio levantado.
La longitud de la falla se relaciona directamente con la magnitud de los terremotos
que pueden generar y con el tiempo de duración de la ruptura, uno de los
parámetros más importantes para el diseño sismoterrestres.
Las fallas se clasifican en tres tipos en función de los esfuerzos que las originan y
de los movimientos relativos de los bloques:
•Falla inversa. Este tipo de fallas se genera por compresión. El movimiento es
preferentemente horizontal y el plano de falla tiene típicamente un ángulo de 30
grados respecto a la horizontal. El bloque de techo se encuentra sobre el bloque de
piso. Cuando las fallas inversas presentan un manteo inferior a 45º, estas pasan a
tomar el nombre de cabalgamiento.
•Falla normal. Este tipo de fallas se generan por tracción. El movimiento es
predominantemente vertical respecto al plano de falla, el cual típicamente tiene un
ángulo de 60 grados respecto a la horizontal. El bloque que se desliza hacia abajo
se le denomina bloque de techo, mientras que el que se levanta se llama bloque de
piso. Otra manera de identificar estas fallas es la siguiente. Si se considera fijo al
bloque de piso (aquel que se encuentra por encima del plano de falla) da la
impresión de que el bloque de techo cae con respecto a este. Conjuntos de fallas
normales pueden dar lugar a la formación de horsts y grábenes.
•Falla de desgarre, en dirección, o transcurrente. En esta tipología el componente
vertical del salto es despreciable y el movimiento predominante es horizontal. Se
distinguen dos tipos de fallas de desgarre: dextral y sinistral. Situándose el
observador en cualquiera de los bloques y mirando hacia dónde se desplaza el otro,
28
son dextrales aquellas donde el movimiento relativo de los bloques es hacia la
derecha, mientras que en las sinistrales, ocurre al contrario.
No se deben confundir con las fallas transformantes, que están asociadas al
concepto de borde transformante de la teoría de tectónica de placas, ni con las fallas
transversales, que son aquellas que permiten acomodar movimientos diferenciales
de los bloques a lo largo de un plano de falla.
• Falla rotacional o de tijeras. Es la que se origina por un movimiento de
basculamiento de los bloques que giran alrededor de un punto fijo, como las dos
partes de una tijera.
•Falla oblicua. Es aquella que presenta movimiento en una componente vertical y
una componente horizontal.
5. Ondas sísmicas
El fallamiento de la roca consiste precisamente en la liberación repentina de los
esfuerzos impuestos al terreno. De esta manera, la tierra es puesta en vibración.
Esta vibración es debida a la propagación de ondas.
Las ondas sísmicas, que transmiten parte de la energía que se libera en el foco al
producirse el terremoto, son básicamente de dos tipos: onda interna o de volumen
y ondas superficiales. Las primeras se pueden propagar por las zonas profundas de
la tierra y son de dos clases: ondas primarias (P) y ondas secundarias (S). Las
ondas superficiales pueden entenderse como en un sólido que posee una superficie
libre, como la superficie de la Tierra, pueden generarse ondas que viajan a lo largo
de la superficie. Estas ondas tienen su máxima amplitud en la superficie libre, la
cual decrece exponencialmente con la profundidad, y son conocidas como ondas
de Rayleigh en honor al científico que predijo su existencia.
Ondas P
29
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 330m/s
en el aire, 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/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.
El término superficial se debe a que las ondas se generan por la presencia de
superficies de discontinuidad ya que en un medio elástico infinito no podrían
generarse.
Las velocidades de las diferentes ondas dependen de las características del medio;
por ejemplo, en rocas ígneas la velocidad de las ondas P es del orden de 6 km/seg,
30
mientras que en rocas poco consolidadas es de aproximadamente 2 KM/seg o
menor. Así, las ondas P de un terremoto originado en la costa de Acapulco serían
percibidas en la Ciudad de México, en alrededor de un minuto.
Figura 12. Ondas sísmicas.
6. Instrumentación
6.1 Sismógrafos y sismogramas
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.
31
Para que el sismógrafo registre movimiento tiene que fijarse a un punto en el
espacio; si lo fijáramos al suelo no marcaría movimiento ya que al ocurrir movimiento
todo el aparato se movería simultáneamente y por lo tanto no se registraría
movimiento alguno.
Figura 13. Sismógrafo
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.
Además del péndulo y el sistema de amortiguamiento los sismógrafos emplean un
sistema de amplificación para producir registros que puedan ser analizados a simple
vista. Antiguamente la amplificación se realizaba por medio de un sistema mecánico
en la actualidad la amplificación se realiza electrónicamente.
Otro tipo de instrumentos emparentados con los sismógrafos y que son muy
utilizados 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
32
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 específicas 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.
6.2 Acelerómetros
Los acelerómetros son dispositivos que miden la aceleración, que sea la tasa de
cambio de la velocidad de un objeto. Esto se mide en metros por segundo al
cuadrado (m/s²) o en las fuerzas G (g). La sola fuerza de la gravedad para nosotros
aquí en el planeta Tierra es equivalente a 9.8 m/s², pero esto varía ligeramente con
la altitud (y será un valor diferente en diferentes planetas, debido a las variaciones
de la atracción gravitatoria). Los acelerómetros son útiles para detectar las
vibraciones en los sistemas o para aplicaciones de orientación.
¿Como funciona un acelerómetro?
Los acelerómetros son dispositivos electromecánicos que detectan las fuerzas de
aceleración, ya sea estática o dinámica. Las fuerzas estáticas incluyen la gravedad,
mientras que las fuerzas dinámicas pueden incluir vibraciones y movimiento.
Generalmente, los acelerómetros contienen placas capacitivas internamente.
Algunos de estos son fijos, mientras que otros están unidos a resortes minúsculos
que se mueven internamente conforme las fuerzas de aceleración actúan sobre el
33
sensor. Como estas placas se mueven en relación el uno al otro, la capacitancia
entre ellos cambia. A partir de estos cambios en la capacitancia, la aceleración se
puede determinar.
La Unidad de Sismología e Instrumentación Sísmica opera y proporciona
mantenimiento a una extensa red de acelerógrafos instalados en las principales
zonas sísmicas del país. Adicionalmente, los equipos de registro sísmico pueden
llegar a presentar variaciones en sus constantes de medición por errores en la
información proporcionada por el fabricante en el caso de equipos nuevos o por
causas asociadas a fallas durante su operación o simplemente por el envejecimiento
y deterioro de sus componentes electrónicos, es necesario realizarles pruebas de
calibración dinámica y estática que permitan verificar o corregir tales variaciones.
Otra actividad que se realiza es el envío de señales sísmicas, en tiempo real;
mediante protocolos de Internet convencional así como de radiofrecuencias y/o
satelitales. Esta actividad es fundamental para la elaboración de mapas de
intensidades sísmicas inmediatamente después de ocurrido un temblor pero
además permite conocer el estado de operación de los equipos en todo momento.
También se diseñan, construyen y reparan fuentes de alimentación de corriente
alterna, sistemas de suministro de energía basados en paneles solares, estructuras
metálicas de soporte y herrajes.
Actualmente el Instituto de Ingeniería de la UNAM, opera la red acelerográfica más
importante del país para el registro de temblores fuertes.
En este laboratorio se realizan calibraciones de los acelerómetros, proponiendo a
menudo sugerencias al fabricante para mejorarlo. También se han realizado los
diseños e implementación de redes acelerográficas en estructuras tales como
edificios, puentes, un tramo elevado del Viaducto Bicentenario, la Catedral
Metropolitana de la ciudad de México, la pirámide de Monte Albán y un Relleno
Sanitario en la zona de Texcoco.
34
7. Escalas
Uno de los mayores problemas para la medición de un terremoto es la dificultad
inicial para coordinar los registros obtenidos por sismógrafos ubicados en diferentes
puntos ("Red Sísmica"), de modo que no es inusual que las informaciones
preliminares sean discordantes ya que fueron basadas en informes que registraron
diferentes amplitudes de onda. Determinar el área total abarcada por el sismo puede
tardar varias horas o días de análisis del movimiento mayor y de sus réplicas. La
prontitud del diagnóstico es de importancia capital para echar a andar los
mecanismos de ayuda en tales emergencias.
A cada terremoto se le asigna un valor de magnitud único, pero la evaluación se
realiza, cuando no hay un número suficiente de estaciones, principalmente basada
en registros que no fueron realizados forzosamente en el epicentro sino en puntos
cercanos. De allí que se asigne distinto valor a cada localidad o ciudad e
interpolando las cifras se consigue ubicar el epicentro.
Una vez coordinados los datos de las distintas estaciones, lo habitual es que no
haya una diferencia asignada mayor a 0.2 grados para un mismo punto. Esto puede
ser más difícil de efectuar si ocurren varios terremotos cercanos en tiempo o
área.
Aunque cada terremoto tiene una magnitud única, su efecto variará grandemente
según la distancia, la condición del terreno, los estándares de construcción y otros
factores.
Resulta más útil entonces catalogar cada terremoto según su energía intrínseca.
Esta clasificación debe ser un número único para cada evento, y este número no
debe verse afectado por las consecuencias causadas, que varían mucho de un lugar
a otro
35
7.1 Magnitud
La magnitud es un parámetro que indica el tamaño relativo de los temblores, y está,
por lo tanto relacionado con la cantidad de energía liberada en la fuente del temblor.
Es un parámetro único que no depende de la distancia que este el observador (no
es una variable física).
La magnitud es el tercer parámetro que evalúa el tamaño de un terremoto, este
parámetro, en sus diferentes escalas, se relaciona directa o indirectamente con las
amplitudes de las fases registradas.
La escala Richter es la escala estándar para comparar terremotos, mide la energía
liberada por un sismo. Es logarítmica, es decir, sus
números miden factores de diez. Un terremoto de
mayor magnitud a otro por un punto en escala
Richter es diez veces más potente.
El sismo más grande registrado con escala Richter
alcanzó los 9.5 puntos; el 22 de mayo de 1960 en
Chile.
Figura 14. Charles Francis Richter.
Aunque existen varias escalas de magnitud, por razones prácticas la escala más
utilizada ha sido la de Richter.
Aunque cada terremoto tiene una magnitud única, su efecto variará grandemente
según la distancia, la condición del terreno, los estándares de construcción y otros
factores. Los sismólogos usan diferentes valores de la escala de Intensidad Mercalli
para describir los distintos efectos de un terremoto.
36
Tabla 1. Tabla de escala Richter
7.2 Tipos de magnitud
Magnitud local, ML
La magnitud local es la que normalmente se conoce como magnitud Richter. La
magnitud Richter fue propuesta por Charles F. Richter en 1935. Inicialmente fue
empleada para calcular magnitudes de sismos que ocurrían en California y que eran
registrados en un tipo de instrumentos específicos. Esta escala ha sido calibrada
para poder ser usada en diferentes partes del mundo y usando registros de otros
instrumentos. Sin embargo, por limitaciones intrínsecas al tipo de datos
sismológicos que emplea, esta escala ya no es usada y ha sido remplazada por
otras escalas de magnitud más robustas y generales, como la de Magnitud de
momento, Mw. Es importante precisar que, de no ser explicitado por la agencia que
determine la magnitud de un sismo, no se debe implicar que dicha magnitud
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 solo 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
37
corresponde a la escala de Richter. Por ejemplo, los valores de magnitud que
reporta el SSN u otras agencias internacionales, como el USGS, no son empleando
dicha escala de magnitud.
Magnitud de coda, Mc
Esta magnitud se obtiene a partir de la duración del registro sísmico. La coda de un
sismograma corresponde a la parte tardía de la señal que decrece
monotónicamente conforme pasa el tiempo hasta alcanzar su nivel original, previo
al sismo. La duración de la coda es proporcional al tamaño del sismo, aunque puede
verse afectada por otros factores, como lo es la naturaleza del suelo en el que se
encuentra la estación.
Magnitud de ondas de cuerpo, 𝒎𝑩
Su valor se obtiene a partir de la amplitud máxima, observada en los sismogramas,
de las ondas de cuerpo con períodos de oscilación de 1 segundo. Un problema de
esta magnitud es que se satura a magnitudes de 6.5 - 6.8; es decir, no es posible
determinar 𝑚𝐵 para sismos con magnitud superior a estos valores.
Magnitud de ondas superficiales, MS Su valor se obtiene a partir de la amplitud
máxima, observada en los sismogramas, de las ondas superficiales con períodos
de oscilación entre 18 y 22 segundos. Esta escala permite determinar magnitudes
de sismos más grandes, pero también sufre una saturación cuando se trata de
sismos con magnitudes mayores de 8.3 - 8.7.
Magnitud de momento, Mw
Esta magnitud se determina a partir del momento sísmico, que es una cantidad
proporcional al área de ruptura (i.e., al tamaño de la falla geológica que rompió) y al
deslizamiento que ocurra en la falla. Su estimación es compleja y puede llevarse a
38
cabo empleando diversos métodos y tipos de datos. En general, su cálculo requiere,
por lo menos, de los primeros 15 minutos después de ocurrido el evento sísmico en
el caso de que se empleen datos locales (i.e., a escala nacional), pero puede
requerir hasta 30 minutos si se emplean datos de estaciones lejanas (i.e., a escala
mundial). Esta magnitud es la más robusta; a diferencia de ML, mB y MS, la escala
Mw no se satura, por lo que hoy en día es la más confiable y la más usada por las
agencias dedicadas a la detección de sismos. También es la magnitud más usada
por científicos para comparar los tamaños entre sismos.
Magnitud de energía, Me La magnitud de energía es proporcional a la energía que
irradió el sismo en forma de ondas sísmicas. Para un sismo dado, este valor puede
ser diferente al determinado para Mw,, pues Me cuantifica un aspecto diferente del
sismo. Su cálculo es laborioso, por lo que generalmente esta magnitud no es
reportada por las agencias durante los primeros días de sucedido el sismo.
Magnitud de energía, ME, y magnitud de amplitud, MA, para México
Para sismos de magnitudes mayores de 4.5 y cuyo epicentro haya tenido lugar en
las costas de Guerrero, se tienen calibradas dos tipos de magnitud usando una sola
estación, por lo que su estimación es muy rápida. ME se basa en un cálculo simple
de la energía irradiada y MA en la amplitud máxima observada en el registro de la
estación sismológica ubicada en Ciudad Universitaria de la UNAM. Estas
estimaciones son consideradas preliminares pues se obtienen sólo con un dato
sismológico.
39
7.3 Intensidad
La escala sismológica de Mercalli es una escala de doce grados desarrollada para
evaluar la intensidad de los terremotos a través de los efectos y daños causados a
distintas estructuras. Así, la intensidad de un terremoto no está totalmente
determinada por su magnitud, sino que se basa en sus consecuencias,
empíricamente observadas. Debe su nombre al físico italiano Giuseppe Mercalli.
La escala de Mercalli se basó en la simple escala de diez grados formulada por
Michele Stefano Conte de Rossi y François-Alphonse Forel. La escala de Rossi-
Forel era una de las primeras escalas sísmicas para medir la intensidad de eventos
sísmicos. Fue revisada por el vulcanólogo italiano Giuseppe Mercalli en 1884 y
1906.
En la actualidad, la escala se conoce como la escala de Mercalli modificada (MM).
Grado Descripción
I - Muy débil. Imperceptible para la mayoría excepto en condiciones
favorables. Aceleración menor a 0,5 Gal.
II - Débil. Perceptible sólo por algunas personas en reposo,
particularmente aquellas que se encuentran ubicadas en los
pisos superiores de los edificios. Los objetos colgantes suelen
oscilar. Aceleración entre 0,5 y 2,5 Gal.
III - Leve. Perceptible por algunas personas dentro de los edificios,
especialmente en pisos altos. Muchos no lo perciben como un
terremoto. Los automóviles detenidos se mueven ligeramente.
Sensación semejante al paso de un camión pequeño.
Aceleración entre 2,5 y 6,0 Gal.
40
IV -
Moderado.
Perceptible por la mayoría de personas dentro de los edificios,
por pocas personas en el exterior durante el día. Durante la
noche algunas personas pueden despertarse. Perturbación en
cerámica, puertas y ventanas. Las paredes suelen hacer ruido.
Los automóviles detenidos se mueven con más energía.
Sensación semejante al paso de un camión grande. Aceleración
entre 6,0 y 10 Gal.
V - Poco
fuerte.
Sacudida sentida casi por todo el país o zona y algunas piezas
de vajilla o cristales de ventanas se rompen; pocos casos de
agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se
observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos
altos. Se detienen los relojes de péndulo. Aceleración entre 10 y
20 Gal.
VI - Fuerte. Sacudida sentida por todo el país o zona. Algunos muebles
pesados cambian de sitio y provoca daños leves, en especial en
viviendas de material ligero. Aceleración entre 20 y 35 Gal.
VII - Muy
fuerte.
Ponerse de pie es difícil. Muebles dañados. Daños
insignificantes en estructuras de buen diseño y construcción.
Daños leves a moderados en estructuras ordinarias bien
construidas. Daños considerables en estructuras pobremente
construidas. Mampostería dañada. Perceptible por personas en
vehículos en movimiento. Aceleración entre 35 y 60 Gal.
VIII -
Destructivo.
Daños leves en estructuras especializadas. Daños
considerables en estructuras ordinarias bien construidas,
posibles derrumbes. Daño severo en estructuras pobremente
construidas. Mampostería seriamente dañada o destruida.
Muebles completamente sacados de lugar. Aceleración entre 60
y 100 Gal.
IX - Muy
destructivo.
Pánico generalizado. Daños considerables en estructuras
especializadas, paredes fuera de plomo. Grandes daños en
41
importantes edificios, con derrumbes parciales. Edificios
desplazados fuera de las bases. Aceleración entre 100 y 250
Gal.
X -
Desastroso.
Algunas estructuras de madera bien construidas quedan
destruidas. La mayoría de las estructuras de mampostería y el
marco destruido con sus bases. Vías ferroviarias dobladas.
Aceleración entre 250 y 500 Gal.
XI - Muy
desastroso.
Pocas estructuras de mampostería, si las hubiera, permanecen
en pie. Puentes destruidos. Vías ferroviarias curvadas en gran
medida. Aceleración mayor a 500 Gal.
XII -
Catastrófico.
Destrucción total con pocos supervivientes. Los objetos saltan al
aire. Los niveles y perspectivas quedan distorsionados.
Imposibilidad de mantenerse en pie.
Tabla 2. Tabla de intensidad de Mercalli
También para medir intensidad tenemos la escala MKS, propuesta en 1964 por
Medveder, Sponhever y Kamik; de ahí derivadas sus siglas.
Grado Consecuencias
I No percibida por humanos, sólo por sismógrafos
II Percibida sólo por algunas personas en reposo, en pisos altos
III Percibida por algunas personas en el interior de los edificios. Similar al paso
de un camión ligero
IV Percibido por muchos en el interior de los edificios. No atemoriza. Vibran
ventanas, muebles y vajillas. Similar al paso de un camión pesado.
V Las personas que duermen se despiertan y algunas huyen. Los animales se
ponen nerviosos. Los objetos colgados se balancean ampliamente. Puertas y
ventanas abiertas baten con violencia. En ciertos casos se modifica el caudal
de los manantiales.
42
VI Muchas personas salen a la calle atemorizadas. Algunos llegan a perder el
equilibrio. Se rompe cristalería y caen libros de las estanterías. Pueden
sonar algunas campanas de campanarios. Se producen daños moderados
en algunos edificios. Puede haber deslizamientos de tierra.
VII La mayoría se aterroriza y corre a la calle. Muchos tienen dificultades para
mantenerse en pie. Lo sienten los que conducen automóviles. Muchas
construcciones débiles sufren daños e incluso destrucción. Alguna carretera
sufre deslizamientos. En las lagunas se nota oleaje y se enturbian por
remoción del fango. Cambian los manantiales: algunos se secan y otros se
forman.
VIII Pánico general, incluso en los que conducen automóviles. Los muebles,
incluso pesados, se mueven y vuelcan. Muchas construcciones sufren daños
o destrucción. Se rompen algunas canalizaciones. Estatuas y monumentos
se mueven y giran. Pequeños deslizamientos de terreno, grietas de varios
centímetros en el suelo. Aparecen y desaparecen nuevos manantiales.
Pozos secos vuelven a tener agua y al revés.
IX Pánico general. Animales que corren en desbandada. Muchas
construcciones son destruidas. Caen monumentos y columnas y se rompen
parcialmente las conducciones subterráneas. Se abren grietas de hasta 20
centímetros de ancho. Desprendimientos y deslizamientos de tierra y aludes.
Grandes olas en embalses y lagos
X La mayoría de las construcciones sufren daños y destrucción. Daños
peligrosos en presas y puentes. Las vías se desvían. Grandes ondulaciones
y roturas en carreteras y canalizaciones. Grietas de varios decímetros en el
suelo. Muchos deslizamientos. El agua de canales y ríos es lanzada fuera
del cauce.
XI Quedan fuera de servicio las carreteras importantes. Las canalizaciones
subterráneas destruidas. Terreno considerablemente deformado.
XII Se destruyen o quedan dañadas prácticamente todas las estructuras, incluso
las subterráneas. Cambia la topografía del terreno. Grandes caídas de rocas
43
y hundimientos. Se cierran valles, se forman lagos, aparecen cascadas y se
desvían ríos.
Tabla 3. Tabla de intensidad MKS
La escala japonesa de intensidad sísmica.
Esta escala demuestra el grado de temblores en un punto de la Tierra mostrado con
escala.
El número mayor demuestra un temblor más fuerte siendo una escala que va de 0
a 7. Shido 5 y 6 se dividen en alta o baja por que la escala llega a contar con 10
grados.
Intensidad Consecuencias
0 No sienten temblores los humanos
1 Sienten temblores suaves algunas personas en edificios
2 Sienten temblores muchas personas en edificios
Los objetos colgantes como lámparas se mueven
3 Sienten temblores casi todas las personas en edificios.
A veces hacen ruidos las vajillas en armarios.
4 Despiertan a la mayoría de las personas que están
durmiendo.
Los objetos inestables podrían caerse
5 (baja) Algunas personas tienen dificultad para actuar
Podrían moverse los muebles y caerse libros y platos.
5 (alta) Muchas personas tienen dificultad para actuar.
Los muebles grandes, como armarios, maquinas
vendedoras situadas afuera podrían caerse.
6 (baja) Imposible estar de pie.
44
Se rompen los azulejos de la pared, vidrios de las
ventanas, y salen grietas.
Las tapias de ladrillos o cemento sin armadura podrían
caerse.
6(alta) Imposible estar de pie y solamente moverse gateando.
7 No puede actuarse voluntariamente
Salen grietas del suelo, derrumbes de montañas, fallas
de edificios frecuentemente.
Tabla 4. Tabla de escala japonesa de intensidad sísmica
Energía
Al momento de un sismo, gran parte de la energía acumulada en la corteza terrestre
es liberada en forma de calor y otra parte es irradiada en forma de ondas sísmicas.
Con base en tal hecho, en la década del treinta del siglo pasado, Charles Richter
definió, tomando como base las características de California, el concepto de
"magnitud" pensando en un parámetro que describiera, de alguna manera, la
energía sísmica liberada por un terremoto.
Una buena manera de imaginarse la energía disipada por un terremoto según la
escala de Ritcher es compararlo con la energía de la detonación de TNT. Notar que
por cada grado que aumenta la magnitud, la energía aumenta hasta 30 veces.
Por ejemplo, para igualar la potencia de la bomba nuclear lanzada en Hiroshima
(que tenía una potencia aproximada de 13 kilotones) serían necesarias 13,000
toneladas de TNT. Esta energía es inmensa en nuestra vida cotidiana si se tiene en
cuenta que la detonación de 1,000 kilogramos de TNT, libera 4,000 veces más
energía que la necesaria para alzar un coche de 1,000 kilogramos de peso a una
altura de 100 metros.
45
De acuerdo con información del Servicio Sismológico Nacional, a continuación se
presenta información de la equivalencia en energía liberada por sismos, sus costos
por los daños ocasionados, así como la frecuencia mundial de ocurrencia de este
tipo de eventos.
Magnitud Ritcher Equivalencia en TNT Ejemplo
-1.5 1 gr Romper una piedra
1.0 6 onz barreno pequeño
1.5 2 libras
2.0 13 libras
2.5 63 libras
3.0 397 libras
3.5 1000 libras Mina
4.0 6 tn
4.5 32 tn Tornado
5.0 199 tn
5.5 500 tn Terremotos
6.0 1270 tn
6.5 31550 tn
7.0 199000 tn
7.5 1 Megatón
8.0 3.27 Megatones
8.5 31.55 Megatones
9.0 200 Megatones
10.0 6300 Megatones Falla de San Andrés
46
12.0 1 Gigatón
Romper la tierra en 2 o
Energía solar diariamente
recibida
Tabla 5. Tabla de equivalencia en energía liberada por sismos y sus costos.
8. Servicio sismológico Nacional
El principal objetivo del Servicio Sismológico Nacional (SSN) es proporcionar
información oportuna sobre la ocurrencia de sismos en México y la información
necesaria para evaluar y prevenir el riesgo sísmico a nivel nacional.
En 1904, México y otros 17 países se reunieron con el fin de crear una asociación
sismológica internacional y mejorar la instrumentación sísmica a nivel mundial. Para
cumplir con los compromisos adquiridos en esa reunión, el gobierno mexicano
decretó la fundación del SSN el 5 de septiembre de 1910. Desde 1929 el SSN es
parte del Instituto de Geofísica de la UNAM.
El equipo para el registro de temblores del SSN está organizado en diferentes
subredes: la red de banda ancha, la red del Valle de México y la red sismológica
nacional.
La red de banda ancha está configurada para monitorear la sismicidad en las
regiones de mayor potencial sísmico dentro de la República Mexicana : a lo
largo de las costas del Océano Pacífico y de Veracruz.
La red del Valle de México que registra y analiza los temblores que ocurren
en el Valle de México. La mayoría de las estaciones de esta red se
encuentran en el Estado de México.
La red sismológica nacional está formada por 15 estaciones distribuidas
dentro del territorio nacional.
47
Registro de la Actividad Sísmica
Los equipos de medición se encuentran alojados en casetas especialmente
construidas para protegerlos de la intemperie y minimizar los efectos del ruido y la
temperatura. La adquisición y procesamiento de los datos sísmicos se realizan
mediante computadoras personales. Las estaciones cuentan, además, con un reloj
GPS que permite obtener referencias de tiempo con una precisión muy alta.
Los datos se transmiten en tiempo real a través de la red de microondas de
TELECOMM y llegan a la estación central por medio de líneas telefónicas privadas.
En la estación central, ubicada en Ciudad Universitaria, se almacena, procesa y
analiza la información de las diferentes redes.
9. Riesgo Sísmico
Se entiende por peligrosidad sísmica la probabilidad de que un parámetro elegido
para medir el movimiento del suelo supere un nivel dado a lo largo del tiempo que
se considera de interés. Es un concepto básicamente sismológico y constituye el
dato de entrada para la evaluación de la vulnerabilidad y el riesgo sísmico y sus
aplicaciones en la planificación urbano o el diseño sismorresistente.
La vulnerabilidad se define como la respuesta de una estructura determinada ante
una carga sísmica. Su evaluación corresponde, sobre todo, a ingenieros y
arquitectos.
La consideración conjunta de la peligrosidad sísmica en el emplazamiento, la
vulnerabilidad de las edificaciones y el valor económico de las mismas constituye el
riesgo sísmico.
Los métodos para evaluar la peligrosidad sísmica pueden ser deterministas y
probabilistas. Ambos consideran la sismicidad como un fenómeno estacionario, y
suponen que los sismos que ocurran en el futuro serán de las mismas
características que los sucedidos en el pasado. Como esta hipótesis no refleja bien
48
la realidad física, también se han considerado modelos no estacionarios que tienen
en cuenta la diferente probabilidad de ocurrencia de los sismos antes y después de
un terremoto de notable magnitud.
Los métodos deterministas analizan la sismicidad propia de cada zona
sismogenética que afecta al lugar cuya peligrosidad se estudia, con objeto de
estimar el máximo sismo potencial o que razonablemente se puede esperar de cada
una de ellas. Este es el único terremoto considerado en el análisis y se acepta que
volverá a repetirse en el futuro. Por ello mide la contribución de la zona al peligro
sísmico en el emplazamiento. Para estimar su tamaño, normalmente se considera
datos de paleo sismicidad; sismicidad histórica y sismicidad instrumental. Con
objeto de hacer más segura la estimación, muchas veces la magnitud y la intensidad
obtenidas se aumentan en medio grado y un grado, respectivamente. Este máximo
terremoto exponencial, o razonablemente esperable, se sitúa en el lugar de cada
zona sismogenética más próximo al emplazamiento, punto al que, ante una ley de
atenuación, se traslada el parámetro que expresa el efecto del terremoto. La
peligrosidad final se toma como el máximo de las acciones correspondientes a todas
las zonas sismogenéticas. Si estas no han sido definidas, el proceso se realiza
considerando directamente los efectos de cada terremoto de la región que rodea al
emplazamiento.
9.1 ¿Cómo reaccionar ante un sismo?
Existen varias medidas que pueden tomarse en caso de ocurrir un temblor.
Naturalmente, en regiones sísmicamente activas existen medidas que deben
tomarse antes de que ocurra uno. Estas consisten en buscar las condiciones más
adecuadas de seguridad de los sitios donde se permanece más tiempo: la casa, el
trabajo, la escuela, y mantener a la mano un pequeño equipo con linterna, botiquín
de primeros auxilios, un radio de baterías y llaves de mecánico, pinzas y
desarmador.
49
La seguridad de toda construcción se garantiza construyéndolas de acuerdo con los
códigos de construcción antisísmica de la región; si en los centros de trabajo se
observa poca seguridad en las instalaciones, se debe solicitar que sean reforzadas.
En la Ciudad de México, las escuelas y en general las obras civiles deben ser
construidas, por ley, tomando en cuenta el código de construcción, pero si se
observa alguna anomalía conviene reportarla a las autoridades competentes.
En nuestro hogar debemos asegurarnos de saber que sitio ofrece mayor seguridad
con objeto de dirigirnos a él sin apresuramiento cuando ocurre un sismo. El lugar
debe ser de fácil acceso y el camino hacia el mismo debe estar libre de obstáculos.
Si la salida al exterior es considerada como lo más conveniente es importante
asegurarse de que no existen anuncios cercanos u otros objetos pendientes y de
cuál es la localización de los cables de electricidad.
Deben evitarse el colocar objetos pesados o peligrosos, como lámparas, botellas,
adornos o libros, en repisas y lugares elevados, a no ser que estén bien sujetos.
Aquí es preciso insistir que estas medidas deben tomarse antes de la ocurrencia de
un sismo y como medida de hacer nuestros lugares de residencia (casa, oficina,
taller etc.) más seguros.
Cuando ocurra un temblor, es conveniente tomar en cuenta lo siguiente:
1. Conservar la calma y tratar de serenar a las personas que nos rodean. Evitar dar
gritos ya que éstos infunden pánico, y éste es el origen, en muchos casos, de más
fatalidades que el temblor mismo.
2. Dirigirse rápidamente; pero sin apresuramiento al sitio designado previamente
como más seguro en el inmueble o fuera de él, de acuerdo con lo ya mencionado
en párrafos anteriores. Si esto no es posible, es conveniente buscar los sitios que
ofrezcan mayor seguridad dentro del inmueble (debajo del dintel de puertas, debajo
de mesas robustas, lugares con techumbres livianas, etcétera).
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3. Tener cuidado de no permanecer debajo de objetos colgantes u objetos mal
colocados. Alejarse de las ventanas, ya que los vidrios se rompen con las
sacudidas, tampoco permanecer cerca de objetos que se puedan desplazar o
derribar (como armarios altos, vitrinas, muebles con ruedas, etcétera).
4. En las escuelas, los maestros deben conservar la serenidad y tratar de dar
confianza a los alumnos, pedir a éstos que se alejen de las ventanas y, de ser
posible, protegerse debajo de las mesas o pupitres de trabajo o los dinteles de las
puertas. Si están en los patios de recreo, pedir que permanezcan lejos de los
edificios. Estas explicaciones y un simulacro deberían constituir práctica ordinaria al
inicio de las clases en todas las escuelas.
5. En otros centros de mucha concentración se aconseja no salir precipitadamente,
ya que ésta es la actitud de la mayor parte de la gente y se ha visto que esto causa
muchos accidentes personales. Lo mejor es buscar sitios seguros debajo de
estructuras reforzadas.
6. Se debe tomar en cuenta que los temblores no duran mucho tiempo, pero a veces
ocurren otros a continuación (las réplicas de párrafos anteriores). De manera que
debe obrarse con cautela al final de cada uno.
Estas indicaciones no podrán nunca por si mismas sustituir las medidas de
seguridad que representa un edificio bien construido y en el que se respetan las
normas de seguridad. Muchas veces nos es imposible personalmente tener control
sobre esto pero podemos sumarnos siempre a la opinión pública que exige se
respeten los reglamentos respectivos de construcción y operación de lugares de
reunión masiva denunciando cuando se hace caso nulo de los mismos.
Después de ocurrir un temblor se debe revisar si hubo daños y accidentados y
suministrar ayuda si es necesario. Es muy importante revisar si las diferentes
instalaciones eléctricas, de gas y agua, no sufrieron daños. Si es de noche, no
encender fuego para alumbrarse (utilizar una lámpara de baterías) hasta no estar
51
seguro de que no existen fugas de gas. No use el teléfono si no es para transmitir
un mensaje de mucha urgencia.
En las escuelas u oficias, antes de movilizar a los alumnos o empleados, conviene
inspeccionar el estado de los lugares de acceso: puertas, escaleras, barandales,
etcétera. Posteriormente, evacuar la escuela para una revisión detallada de sus
instalaciones y, finalmente, sintonizar el aparato de radio para verificar la existencia
de mensajes a la población de parte de las autoridades competentes.
9.2 Sismicidad en México
En nuestro país el desarrollo instrumental empezó a principios del siglo;
afortunadamente la historia de los grandes sismos del país no dejó de ser registrada
en un gran número de documentos.
En 1910 se inauguró la red sismológica mexicana. Desde esa fecha hasta nuestros
días se ha mantenido una observación continua de los temblores cuyos registros se
conservan en la Estación Sismológica de Tacubaya y otras instalaciones del
Instituto de Geofísica de la UNAM, institución encargada de operar el Servicio
Sismológico Nacional (SSN) y su red de estaciones sismológicas. Desde 1992 el
SSN inició un proyecto de modernización que pretende establecer estaciones con
una cobertura más amplia y una localización más estratégica. Las estaciones
estarán dotadas de sismógrafos modernos de banda ancha con señales enviadas
por telemetría a las instalaciones del SSN en el Instituto de Geofísica.
Figura 15. Logo del Servicio Sismológico Nacional
52
Las zonas de mayor sismicidad se concentran en la costa occidental del país a lo
largo del borde de varias placas cuyo contacto tiene expresión en un bajo
topográfico conocido como trinchera. Aunque la Ciudad de México no se encuentra
sobre la costa, se encuentra lo suficientemente cercana para experimentar los
efectos de los sismos; la causa de que estos sean más dañinos en esta que en otros
lugares radica entre otras cosas en la naturaleza de su terreno.
10. Sistema de alerta sísmica
Con el propósito de contribuir en la mitigación de los efectos desastrosos en la
ciudad de México que pudiesen producir los sismos fuertes provenientes de la
«Brecha de Guerrero», el Centro de Instrumentación y Registro Sísmico (CIRES),
A.C., creado en 1986, bajo el auspicio de la Fundación Javier Barros Sierra, obtuvo
el apoyo económico de las autoridades del Gobierno de la Ciudad de México para
diseñar y construir el Sistema de Alerta Sísmica (SAS).
En la ciudad de México opera desde hace cerca de diez años un Sistema de Alerta
Sísmica, desarrollado por el Centro de Instrumentación y Registro Sísmico de la
Fundación Javier Barros Sierra que es prácticamente único en el mundo. Se basa
en el hecho de que los sismos que más afectan a la ciudad ocurren a gran distancia
de la misma, en la costa del Océano Pacífico, por lo que las ondas que producen la
vibración del terreno y los daños, tardan cerca de un minuto en llegar a la ciudad, lo
que permite instalar una red de instrumentos a lo largo de la costa, que detecte el
sismo en el momento en que ocurre y envíe una señal de radio a una estación de
control en la ciudad de México, que puede disparar una señal de alerta con cerca
de 50 segundos de anticipación a que comience la sacudida en la ciudad. El sistema
ha sido utilizado en planteles escolares y en algunos edificios públicos, donde se
espera que la población desaloje rápida y ordenadamente los edificios y se reúna
en las zonas de seguridad al escuchar la señal de alarma.
53
11. Sismo de Kobe
11.1 La Ciudad de Kobe
Kobe, con su millón y medio de habitantes es la sexta en tamaño en el Japón.
Sofisticada y con un centro urbano cosmopolita de gran actividad, era considerada
como uno de los lugares más agradables donde vivir en el Japón.
Figura 16. Ciudad de Kobe
Destruida durante la II Guerra Mundial, y tuvo que ser reconstruida en medio de la
escasez de materiales de construcción y técnica pobre. Con la recuperación
económica del Japón, Kobe se convierte en el sexto puerto más grande del mundo
y con la de mayor infraestructura para manejo de contenedores de carga en el
Japón.
El Japón está localizado en el extremo occidental del llamado “Círculo de Fuego del
Pacífico”, y es, sin lugar a dudas, uno de los países de mayor actividad sísmica y
volcánica del mundo. Kobe forma parte de la llamada región Hanshin junto con
Osaka y el área entre ambas, formando un abanico que da frente a la Bahía de
Osaka. Esta región es la segunda en concentración de actividad económica del
Japón, y con sus más de 12 millones de habitantes es igualmente la segunda región
más poblada, después de Kanto, la Región Metropolitana de Tokio.
54
Figura 17. Ubicación del área de desastre.
11.2 Datos del sismo.
Este gran terremoto ocurrió a las 5:46 de la mañana del Martes, 17 de enero 1995.
Este terremoto también se conoce por los nombres siguientes: Kobe, Hyogo Sur,
Hyogo-ken Nanbu. El terremoto tuvo una magnitud local de 7.2. La duración fue de
unos 20 segundos. El foco del terremoto fue de menos de 20 Km. por debajo de
Awaji-shima, una isla en el Mar de Japón interior. Esta isla se encuentra cerca de la
ciudad de Kobe, que es una ciudad portuaria.
El sismo producido al norte de la isla Awajishima fue de un largo período, producido
por un gran desplazamiento a través de una falla de 9 Km de largo, a consecuencia
de una falla existente, llamada la falla de Nojima que corre a lo largo de la costa
oeste de la isla de Awajishima. El máximo desplazamiento lateral fue de 1.7 m y el
desplazamiento vertical de 1.3 m. El momento total sísmico se estimó en 2.4 x 1026
dinas –cm.
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El terremoto fue particularmente devastador porque había un foco superficial. El
sismo tuvo un “mecanismo de desgarre”. La ruptura de la superficie resultante tenía
un desplazamiento horizontal promedio de alrededor de 1,5 metros en la
falla Nojima. Esta falla que corre a lo largo de la costa noroeste de la isla de Awaji.
Número de Víctimas: El terremoto causó 5.100 muertes, principalmente en Kobe.
Figura 18. El movimiento del terreno en la zona de falla.
El problema de la ciudad de Kobe es que el suelo está formado por diferentes tipos
de suelos sueltos, rocosos y blandos, problema que se presentó también en el de
la ciudad de México y de San Francisco. El movimiento del terreno fue de período
largo de aproximadamente 16 cm en la dirección horizontal y de 10 cm en la
dirección vertical, las más grandes jamás registradas en Japón.
11.3 Daños estructurales
La razón de la falla de algunos edificios se debió a la intensidad del sismo que se
alcanzó en algunas zonas de la ciudad, tal como el sismo de México, donde los
movimientos del terreno fueron amplificados. El movimiento del suelo se caracterizó
por la repetición de un número de ciclos de gran amplitud y frecuencias de 1 a 2
segundos. Las construcciones de alto período de vibración, respondieron con
56
vibraciones elevadas que introdujeron fuerzas de inercia de gran magnitud y que en
muchos casos provocaron daños que redujeron la rigidez de la estructura,
aumentando su período de vibración natural, por lo que las solicitaciones
aumentaron, que en ocasiones llevaron a la falla e inclusive al colapso.
Edificios de varios pisos de 20 años de antigüedad colapsaron en el 5to. piso debido
a que el antiguo código permitía que la estructura fuera más débil a partir del 5to.
piso.
Los techos de cerámicos en Japón sobre casas de madera provocan que la fuerza
cortante sea mayor y por ende, el momento en la base aumenta, con la consiguiente
falla del marco al no tener un puntal o riostra o el volteo de la estructura.
Muchas casa de madera sufrieron daños estructurales, inclusive en la mayoría de
ellos sufrieron colapso, esto debido a que en aquella zona las casas poseen techos
demasiado pesados, aunque las casas de madera resistan mejor un sismo, este es
un gran inconveniente, algunas casas de albañilería o de concreto resistieron mejor
los movimientos del terreno, ya que su gran peso fue la causa de su poco daño.
Las ciudades de Kobe y Osaka están conectados por una autopista elevada. El
terremoto partió en varias porciones a esta carretera. La mayoría de las muertes y
lesiones se produjeron cuando las casas viejas con estructura de madera y pesados
techos de teja de barro se derrumbaron. Tenga en cuenta que esas casas solo han
sido diseñadas para ser muy fuerte en la dirección vertical, ya que debe soportar su
peso estático propio. Por otro lado, los edificios pueden ser muy sensibles al
movimiento horizontal del suelo.
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Figura 19. Autopista destruida por terremoto.
Además, muchas de las estructuras en Kobe construidas desde 1981 habían sido
diseñadas con los estrictos códigos sísmicos. La mayoría de estos edificios
resistieron el terremoto. En particular, la nueva construcción dúctil-marco para
edificios de gran altura soportaron en general adecuadamente.
Desafortunadamente, muchos de los edificios en Kobe habían sido construidos
antes del desarrollo de estrictos códigos sísmicos. El colapso de los edificios fue
seguido por más de 300 incendios a pocos minutos del terremoto. Los incendios
fueron causados por las líneas de gas rotas. La respuesta a los incendios se vio
dificultada por el hecho de que el sistema de abastecimiento de agua y la
interrupción del sistema de tránsito.
Las pérdidas económicas se ha estimado en alrededor de 200 mil millones de
dólares. La proximidad del epicentro, y la propagación de la ruptura directamente
debajo de la región altamente poblada, ayudaron a explicar la gran pérdida de vidas
y el alto nivel de destrucción.
58
Los expertos japoneses que, desde el gran terremoto de Kyoto de 1923 fueron
perfeccionando los reglamentos y métodos de construcción antisísmica (hubo una
revisión de las normas en 1971 y otra en 1981) confiaban en que los daños ocurridos
en otras partes del mundo no sucederían en el Japón. Sin embargo, la realidad
demostró otra cosa: alrededor de 400.000 edificios y viviendas resultaron dañados.
Las edificaciones con daños más severos fueron las construidas con los
reglamentos anteriores a 1970, mientras que las construidas según el reglamento
de 1981, fueron más resistentes.
Debido a la acción de las vibraciones sísmicas, los suelos arenosos de la región
perdieron su capacidad de soportar cargas. Esta fue una de las mayores causas de
destrucción de estructuras e instalaciones en las áreas costeras de la Bahía de
Osaka, especialmente en las áreas ganadas al mar e islas artificiales como Port
Island y Rokko.
Otro problema grave es el de la licuefacción, este consiste en que ante un
movimiento sísmico el terreno baja su capacidad portante. El problema de
licuefacción se presenta en zonas localizadas en suelos de poca densidad, esto
provoca el volteo de la estructura, es decir la falla del terreno, antes de que la
edificación llegue siquiera al colapso.
Se calcula que la suma invertida en la reconstrucción de Kobe asciende a unos 120
mil millones de dólares.
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12. Conclusión
La capacidad destructiva de los sismos generó su interés de estudio, ahora gracias
a eso se ha realizado gran cantidad de estudios para poder comprenderlos, para
así poder si bien no predecirlos o evitar que sucedan, estar preparados con todas
las medidas de prevención necesarias para que estos no terminen en catástrofes.
Los estudios sismológicos sirven para que al conocer su origen, propagación,
magnitud, intensidad y así se puedan elaborar normas de seguridad apropiadas
para que las obras civiles garanticen seguridad a los usuarios en caso de que
ocurran terremotos.
De no tener medidas suficientes de seguridad en el diseño de estructuras, en el
proceso constructivo; puede llegar a generar grandes daños tanto sociales como
económicos cuando se presente un terremoto de una magnitud grande.
60
13. Referencias
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