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Un sismo es la vibración de la Tierra producida por una rápida liberación de energía. Los terremotos se producen por el deslizamiento de la corteza terrestre a lo largo de una falla. La energía liberada irradia en todas las direcciones desde su origen, el foco o hipocentro, en forma de ondas. Estas ondas son similares a las producidas cuando se lanza una piedra en un estanque tranquilo. Así, como el impacto de la piedra genera las ondas en el agua, un terremoto genera ondas sísmicas que irradian a través de la Tierra.
La ocurrencia de los sismos está asociada al movimiento de las
placas tectónicas que produce fricciones y deformaciones que
acumulan gran cantidad de energía. Cuando esa energía acumulada
supera el límite de deformación elástica de las rocas se produce
la fractura de éstas, en forma súbita y violenta. Esa liberación
brusca de energía se manifiesta principalmente mediante ondas
sísmicas que se propagan por el interior de la Tierra y se
perciben como una vibración; la fractura inicial es lo que se
denomina terremoto o sismo.
Son fracturas que ocurren normalmente en estructuras geologicas,
que pueden presentar desplazamiento en el plano vertical y/o en
el plano horizontal. Algunas de ellas son muy grandes y pueden
generar grandes terremotos. Un ejemplo es la falla de San Andrés.
Otras son pequeñas y producen sólo terremotos pequeños, poco frecuentes.
Las ondas sísmicas son ondas que se propagan hacia el exterior desde el foco o hipocentro de un evento sísmico. Hay dos tipos principales de ondas: las Ondas de Cuerpo u Ondas Internas (P y S), que son las que viajan por el interior de la Tierra, y las Ondas Superficiales, que se desplazan por la superficie terrestre.
Las ondas de cuerpo, se dividen en:
Ondas Primarias u Ondas P: Son ondas de presión que pueden atravesar
materiales sólidos o líquidos. De todas las ondas sísmicas,
son las de mayor velocidad. Su movimiento produce compresión
y dilatación en la dirección de propagación de la onda.
Ondas Secundarias u Ondas S: Son ondas de corte o cizalla que
viajan solamente por roca sólida. Son más lentas que las ondas P.
Su movimiento produce una deformación temporal perpendicular a
la dirección de propagación de la onda.
La diferencia de velocidad de las ondas P y S proporciona un
método para localizar el epicentro de un movimiento telúrico.
A mayor distancia de donde ocurrió el sismo, mayor diferencia
hay entre el arribo de la onda P y el arribo de la onda S.
Las ondas superficiales se desplazan solamente en la superficie
de la Tierra y son más lentas que las ondas de cuerpo.
Sin embargo, por sus características, son las más destructivas
y se dividen en:
Ondas Rayleigh: Denominadas así en honor al físico y matemático
inglés Lord Rayleigh (John William Strutt), que en 1885 demostró
teóricamente su existencia. Estas ondas resultan de una
combinación particular entre los desplazamientos de las
partículas debido a las ondas P y S. Las partículas se
mueven en forma elipsoidal en el plano vertical que pasa
por la dirección de propagación.
Ondas Love: Estas ondas toman el nombre del matemático
británico A. E. H. Love, que en 1911 logró crear un modelo
matemático de las mismas. Son ondas de cizalla, donde las
partículas oscilan sólo en la dirección perpendicular al
plano de propagación. La velocidad de las ondas Love es
ligeramente superior a la velocidad de las ondas Rayleigh.
Los sismólogos históricamente han intentado obtener formas de
caracterizar el tamaño de los sismos y han utilizado varios
métodos para obtener dos medidas: la intensidad y la magnitud.
La primera que se utilizó fue la intensidad. La intensidad está
relacionada con los efectos de un terremoto y depende de las
condiciones del terreno, la vulnerabilidad de las construcciones
y la distancia al epicentro. De las escalas de intensidad, la
que aún se utiliza, con algunas modificaciones, es la
desarrollada en 1902 por Giuseppe Mercalli. La escala de
Mercalli Modificada (MM) es cerrada y tiene doce grados
expresados en números romanos (I al XII).
La escala tiene carácter subjetivo.
Sin embargo, para poder comparar sismos entre sí, era necesario
contar con una medición que no variase de un lugar a otro del
mundo. Así fue que se desarrollaron las escalas de magnitud.
En 1935, Charles Richter desarrolló la primera escala de
magnitud, la cual utilizaba los registros sísmicos para
calcular las dimensiones relativas de los terremotos.
La magnitud es una medida instrumental relacionada con
la energía elástica liberada por el sismo, que se propaga
como ondas sísmicas en el interior y en la superficie de la
tierra. Esta medida es independiente de la distancia al
hipocentro y al sitio de observación. La magnitud tiene
un valor único, que se obtiene del análisis de los sismogramas.
En resumen, para un mismo terremoto la intensidad tendrá
distintos valores, según el lugar donde se analicen los daños,
mientras que la magnitud tendrá un solo valor.
Actualmente existen numerosas distintas escalas de magnitud.
El uso de estas escalas para caracterizar un temblor explica
la diferencia en los resultados que entregan los distintos
organismos.
Magnitud local (ML, originalmente Magnitud Richter): Se
determina utilizando las ondas internas (ondas primarias P
y secundarias S) captadas por los sismógrafos. Para el cálculo
se utilizan las estaciones más cercanas al lugar donde se generó
el temblor (a menos de 600 km). Esta es la magnitud que más
rápidamente se puede estimar, porque el cálculo se realiza con
las primeras ondas que arriban a cada estación. Este método
pierde precisión a partir de una magnitud del orden de 6.
Magnitud de ondas internas (mb): similar a la ML pero, además,
adiciona las estaciones sismológicas lejanas al hipocentro,
utilizando el mayor número de estaciones posible. El cálculo
también lo realiza utilizando las ondas P y S. Al considerar
una mayor cantidad de mediciones, permite obtener un cálculo
un poco más exacto.
Magnitud de momento (Mw): 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 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 (escala nacional),
pero puede requerir hasta 30 minutos si se emplean datos de
estaciones lejanas (a escala mundial). Esta magnitud es la más
robusta y 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.
Tiempo de origen: Fecha, hora, minutos y segundo a la que ocurrió la ruptura
que inició el evento sísmico. Generalmente, para evitar confusión de diferentes
zonas horarias, el tiempo se registra en tiempo universal coordinado (UTC).
Profundidad del evento: la profundidad del evento es la distancia de la superficie
al lugar donde comienza la ruptura o hipocentro. Usualmente, está dada en kilómetros.
Hipocentro o foco: Es el lugar del interior de la Tierra donde se originan las ondas sísmicas.
Epicentro: Es el punto de la superficie terrestre ubicado por encima del Hipocentro o foco.
Centro Sismológico Nacional (s.f.). Sismología. Chile. Recuperado de:
http://www.csn.uchile.cl/sismologia/grandes-terremotos-en-chile/
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