Terremoto
Definición
Un terremoto (también conocido como terremoto , temblor o temblor ) es la sacudida de la superficie de la Tierra, como resultado de la liberación repentina de energía en la litosfera de la Tierra que crea ondas sísmicas. Los terremotos pueden variar en tamaño desde aquellos que son tan débiles que no se pueden sentir a los suficientemente violentos como para sacudir a la gente y destruir ciudades enteras. La sismicidad, o actividad sísmica, de un área es la frecuencia, el tipo y el tamaño de los terremotos experimentados durante un período de tiempo. La palabra temblor también se usa para ruidos sísmicos no sísmicos.
En la superficie de la Tierra, los terremotos se manifiestan sacudiendo y desplazando o interrumpiendo el suelo. Cuando el epicentro de un gran terremoto se encuentra cerca de la costa, el lecho marino puede desplazarse lo suficiente como para causar un tsunami. Los terremotos también pueden desencadenar deslizamientos de tierra y, ocasionalmente, actividad volcánica.
En su sentido más general, la palabra terremoto se usa para describir cualquier evento sísmico, ya sea natural o causado por humanos, que genera ondas sísmicas. Los terremotos son causados principalmente por la ruptura de fallas geológicas, pero también por otros eventos como la actividad volcánica, deslizamientos de tierra, explosiones de minas y pruebas nucleares. El punto de ruptura inicial de un terremoto se llama foco o hipocentro. El epicentro es el punto en el nivel del suelo directamente arriba del hipocentro.
Terremotos naturales
Los terremotos tectónicos ocurren en cualquier lugar de la tierra donde haya suficiente energía elástica almacenada para impulsar la propagación de la fractura a lo largo de un plano de falla. Los lados de una falla se mueven uno sobre el otro suavemente y de forma asísmica solo si no hay irregularidades o asperezas a lo largo de la superficie de falla que aumenten la resistencia de fricción. La mayoría de las superficies de falla tienen tales asperezas y esto conduce a una forma de comportamiento de stick-slip. Una vez que la falla se ha bloqueado, el movimiento relativo continuo entre las placas conduce a un aumento de la tensión y, por lo tanto, a una energía de deformación almacenada en el volumen alrededor de la superficie de la falla. Esto continúa hasta que la tensión haya aumentado lo suficiente como para romper la aspereza, permitiendo de repente deslizar sobre la parte bloqueada de la falla, liberando la energía almacenada. Esta energía se libera como una combinación de ondas sísmicas de deformación elástica radiada, calentamiento por fricción de la superficie de falla y agrietamiento de la roca, lo que provoca un terremoto. Este proceso de acumulación gradual de tensión y estrés puntuado por fallas ocasionales repentinas del terremoto se conoce como la teoría de rebote elástico. Se estima que solo el 10 por ciento o menos de la energía total de un terremoto se irradia como energía sísmica. La mayor parte de la energía del terremoto se utiliza para impulsar el crecimiento de la fractura del terremoto o se convierte en calor generado por la fricción. Por lo tanto, los terremotos reducen la energía potencial elástica disponible de la Tierra y elevan su temperatura, aunque estos cambios son insignificantes en comparación con el flujo de calor conductivo y convectivo que sale del interior profundo de la Tierra. calentamiento por fricción de la superficie de falla y agrietamiento de la roca, causando un terremoto. Este proceso de acumulación gradual de tensión y estrés puntuado por fallas ocasionales repentinas del terremoto se conoce como la teoría de rebote elástico. Se estima que solo el 10 por ciento o menos de la energía total de un terremoto se irradia como energía sísmica. La mayor parte de la energía del terremoto se utiliza para impulsar el crecimiento de la fractura del terremoto o se convierte en calor generado por la fricción. Por lo tanto, los terremotos reducen la energía potencial elástica disponible de la Tierra y elevan su temperatura, aunque estos cambios son insignificantes en comparación con el flujo de calor conductivo y convectivo que sale del interior profundo de la Tierra. calentamiento por fricción de la superficie de falla y agrietamiento de la roca, causando un terremoto. Este proceso de acumulación gradual de tensión y estrés puntuado por fallas ocasionales repentinas del terremoto se conoce como la teoría de rebote elástico. Se estima que solo el 10 por ciento o menos de la energía total de un terremoto se irradia como energía sísmica. La mayor parte de la energía del terremoto se utiliza para impulsar el crecimiento de la fractura del terremoto o se convierte en calor generado por la fricción. Por lo tanto, los terremotos reducen la energía potencial elástica disponible de la Tierra y elevan su temperatura, aunque estos cambios son insignificantes en comparación con el flujo de calor conductivo y convectivo que sale del interior profundo de la Tierra. Este proceso de acumulación gradual de tensión y estrés puntuado por fallas ocasionales repentinas del terremoto se conoce como la teoría de rebote elástico. Se estima que solo el 10 por ciento o menos de la energía total de un terremoto se irradia como energía sísmica. La mayor parte de la energía del terremoto se utiliza para impulsar el crecimiento de la fractura del terremoto o se convierte en calor generado por la fricción. Por lo tanto, los terremotos reducen la energía potencial elástica disponible de la Tierra y elevan su temperatura, aunque estos cambios son insignificantes en comparación con el flujo de calor conductivo y convectivo que sale del interior profundo de la Tierra. Este proceso de acumulación gradual de tensión y estrés puntuado por fallas ocasionales repentinas del terremoto se conoce como la teoría de rebote elástico. Se estima que solo el 10 por ciento o menos de la energía total de un terremoto se irradia como energía sísmica. La mayor parte de la energía del terremoto se utiliza para impulsar el crecimiento de la fractura del terremoto o se convierte en calor generado por la fricción. Por lo tanto, los terremotos reducen la energía potencial elástica disponible de la Tierra y elevan su temperatura, aunque estos cambios son insignificantes en comparación con el flujo de calor conductivo y convectivo que sale del interior profundo de la Tierra. La energía se usa para impulsar el crecimiento de la fractura del terremoto o se convierte en calor generado por la fricción. Por lo tanto, los terremotos reducen la energía potencial elástica disponible de la Tierra y elevan su temperatura, aunque estos cambios son insignificantes en comparación con el flujo de calor conductivo y convectivo que sale del interior profundo de la Tierra. La energía se usa para impulsar el crecimiento de la fractura del terremoto o se convierte en calor generado por la fricción. Por lo tanto, los terremotos reducen la energía potencial elástica disponible de la Tierra y elevan su temperatura, aunque estos cambios son insignificantes en comparación con el flujo de calor conductivo y convectivo que sale del interior profundo de la Tierra.
Tipos de falla sísmica
Hay tres tipos principales de fallas, todas las cuales pueden causar un terremoto entre placas: normal, reversa (empuje) y golpeteo. Las fallas normales y inversas son ejemplos de deslizamiento, donde el desplazamiento a lo largo de la falla es en la dirección de la inclinación y el movimiento en ellas implica una componente vertical. Las fallas normales ocurren principalmente en áreas donde la corteza se extiende, como un límite divergente. Las fallas inversas ocurren en áreas donde la corteza se está acortando, como en un límite convergente. Las fallas de deslizamiento son estructuras empinadas donde los dos lados de la falla se deslizan horizontalmente uno detrás del otro; los límites de transformación son un tipo particular de falla de deslizamiento. Muchos terremotos son causados por movimientos en fallas que tienen componentes tanto de deslizamiento como de deslizamiento; esto se conoce como deslizamiento oblicuo.
Las fallas inversas, particularmente aquellas a lo largo de los límites de las placas convergentes, están asociadas con los terremotos más potentes, los terremotos de megathrust, incluyendo casi todos los de magnitud 8 o más. Las fallas de desbordamiento, en particular las transformadas continentales, pueden producir grandes terremotos de hasta aproximadamente magnitud 8. Los terremotos asociados con fallas normales generalmente son menores a la magnitud 7. Por cada aumento de unidad en magnitud, hay un aumento de aproximadamente treinta veces en la energía liberada. Por ejemplo, un terremoto de magnitud 6.0 libera aproximadamente 30 veces más energía que un terremoto de magnitud 5.0 y un terremoto de magnitud 7.0 libera 900 veces (30 × 30) más energía que una magnitud de terremoto de 5.0. Un terremoto de magnitud 8,6 libera la misma cantidad de energía que 10,000 bombas atómicas como las utilizadas en la Segunda Guerra Mundial.
Esto es así porque la energía liberada en un terremoto, y por lo tanto su magnitud, es proporcional al área de la falla que se rompe y al estrés. Por lo tanto, cuanto mayor es la longitud y más ancho es el área con fallas, mayor será la magnitud resultante. La parte superior y frágil de la corteza terrestre y las placas frías de las placas tectónicas que descienden hacia el manto caliente son las únicas partes de nuestro planeta que pueden almacenar energía elástica y liberarla en rupturas de fallas. Rocas más calientes que alrededor de 300 grados Celsius en respuesta al estrés; no se rompen en terremotos. Las longitudes máximas observadas de rupturas y fallas mapeadas (que pueden romperse en una sola ruptura) son de aproximadamente 1000 km. Ejemplos son los terremotos en Chile, 1960; Alaska, 1957; Sumatra, 2004, todo en zonas de subducción.
Sin embargo, el parámetro más importante que controla la magnitud máxima de un terremoto no es la longitud máxima disponible, sino el ancho disponible porque este último varía en un factor de 20. A lo largo de los márgenes convergentes de la placa, el ángulo de inclinación del plano de ruptura es muy poco profundo. típicamente alrededor de 10 grados. Por lo tanto, el ancho del avión dentro de la corteza superior quebradiza de la Tierra puede llegar a 50 a 100 km (Japón, 2011, Alaska, 1964), lo que hace posible los terremotos más potentes.
Las fallas de deslizamiento tienden a orientarse casi verticalmente, lo que da como resultado un ancho aproximado de 10 km dentro de la corteza quebradiza, por lo que no son posibles los terremotos con magnitudes mucho mayores que 8. Las magnitudes máximas a lo largo de muchas fallas normales son aún más limitadas porque muchas de ellas están ubicadas a lo largo de centros de expansión, como en Islandia, donde el espesor de la capa frágil es de solo unos 6 km.
Además, existe una jerarquía de nivel de estrés en los tres tipos de fallas. Las fallas de empuje son generadas por el más alto, el deslizamiento por falla intermedia y las fallas normales por los niveles de tensión más bajos. Esto puede entenderse fácilmente al considerar la dirección de la mayor tensión principal, la dirección de la fuerza que "empuja" la masa rocosa durante la falla. En el caso de fallas normales, la masa rocosa se empuja hacia abajo en una dirección vertical, por lo tanto, la fuerza de empuje (la mayor tensión principal) es igual al peso de la propia masa rocosa. En el caso del empuje, la masa rocosa "escapa" en la dirección del menor esfuerzo principal, es decir, hacia arriba, levantando la masa rocosa hacia arriba, por lo tanto, la sobrecarga equivale a la menor estrés principal. El deslizamiento de Strike-slip es intermedio entre los otros dos tipos descritos anteriormente. Esta diferencia en el régimen de estrés en los tres entornos de fallas puede contribuir a las diferencias en la caída de tensión durante la falla, lo que contribuye a las diferencias en la energía radiada, independientemente de las dimensiones de la falla.
Terremotos lejos de los límites de las placas
Donde los límites de las placas se producen dentro de la litosfera continental, la deformación se extiende a lo largo de un área mucho más grande que el límite de la placa en sí. En el caso de la transformación continental de falla de San Andreas, muchos terremotos ocurren fuera del límite de placa y están relacionados con deformaciones desarrolladas dentro de la zona más amplia de deformación causada por irregularidades importantes en la traza de falla (por ejemplo, la región de "Big bend"). El terremoto de Northridge se asoció con el movimiento en un empuje ciego dentro de dicha zona. Otro ejemplo es el límite de placa convergente fuertemente oblicuo entre las placas de Arabia y Eurasia, donde se ejecuta a través de la parte noroeste de las montañas Zagros. La deformación asociada con este límite de placa se divide en movimientos de sentido de empuje casi puros perpendiculares al límite sobre una zona amplia hacia el suroeste y un movimiento de golpe casi puro a lo largo de la falla reciente principal cerca del límite real de la placa. Esto se demuestra mediante mecanismos focales de terremotos.
Todas las placas tectónicas tienen campos de tensión internos causados por sus interacciones con las placas vecinas y la carga o descarga sedimentaria (por ejemplo, desglaciación). Estas tensiones pueden ser suficientes para causar fallas a lo largo de planos de fallas existentes, dando lugar a terremotos intraplaca.
Focos de foco profundo y foco profundo
La mayoría de los terremotos tectónicos se originan en el anillo de fuego en profundidades que no exceden las decenas de kilómetros. Los terremotos que ocurren a una profundidad de menos de 70 km se clasifican como terremotos de "foco superficial", mientras que aquellos con una profundidad focal de entre 70 y 300 km se denominan comúnmente terremotos de "foco medio" o "profundidad intermedia". En las zonas de subducción, donde la corteza oceánica más antigua y más fría desciende por debajo de otra placa tectónica, los terremotos de foco profundo pueden ocurrir a profundidades mucho mayores (que van desde 300 hasta 700 kilómetros). Estas áreas de subducción sísmicamente activas se conocen como zonas de Wadati-Benioff. Los terremotos de foco profundo ocurren a una profundidad donde la litosfera subducida ya no debe ser frágil, debido a la alta temperatura y presión.
Terremotos y actividad volcánica
Los terremotos a menudo ocurren en regiones volcánicas y son causadas allí, tanto por fallas tectónicas como por el movimiento del magma en los volcanes. Tales terremotos pueden servir como una advertencia temprana de erupciones volcánicas, como durante la erupción de Mount St. Helens en 1980. Los enjambres de terremotos pueden servir como marcadores de la ubicación del magma que fluye a través de los volcanes. Estos enjambres pueden ser registrados por sismómetros e inclinómetros (un dispositivo que mide la pendiente del suelo) y utilizados como sensores para predecir las erupciones inminentes o futuras.
Dinámica de ruptura
Un terremoto tectónico comienza por una ruptura inicial en un punto en la superficie de la falla, un proceso conocido como nucleación. La escala de la zona de nucleación es incierta, con algunas evidencias, como las dimensiones de ruptura de los terremotos más pequeños, lo que sugiere que es menor a 100 m mientras que otras pruebas, como un componente lento revelado por los espectros de baja frecuencia de algunos terremotos, sugieren que es más grande. La posibilidad de que la nucleación involucre algún tipo de proceso de preparación es respaldada por la observación de que alrededor del 40% de los terremotos están precedidos por simulacros. Una vez que la ruptura se ha iniciado, comienza a propagarse a lo largo de la superficie de la falla. La mecánica de este proceso es poco conocida, en parte porque es difícil recrear las altas velocidades de deslizamiento en un laboratorio.
La propagación de la ruptura generalmente se modela utilizando un enfoque de mecánica de fractura, comparando la ruptura con una fisura de corte en modo mixto de propagación. La velocidad de ruptura es una función de la energía de fractura en el volumen alrededor de la punta de la grieta, aumentando con la disminución de la energía de la fractura. La velocidad de propagación de la ruptura es órdenes de magnitud más rápida que la velocidad de desplazamiento a través de la falla. Las rupturas de terremotos típicamente se propagan a velocidades que están en el rango del 70-90% de la velocidad de la onda S, y esto es independiente del tamaño del terremoto. Un pequeño subconjunto de rupturas de terremotos parece haberse propagado a velocidades mayores que la velocidad de la onda S. Estos terremotos superenclavos se han observado durante grandes eventos de deslizamiento. La zona inusualmente amplia de daños cosísmicos causada por el terremoto de Kunlun en 2001 se ha atribuido a los efectos del auge sónico desarrollado en tales terremotos. Algunas rupturas de terremotos viajan a velocidades inusualmente bajas y se conocen como terremotos lentos. Una forma particularmente peligrosa de terremoto lento es el terremoto del tsunami, observado donde las intensidades relativamente bajas del fieltro, causadas por la lenta velocidad de propagación de algunos grandes terremotos, no alertan a la población de la costa vecina, como en el terremoto de Sanriku de 1896.
Fuerzas de marea
Las mareas pueden inducir algo de sismicidad, ver el desencadenamiento de maremotos de los terremotos para más detalles.
Cúmulos de terremotos
La mayoría de los terremotos forman parte de una secuencia, relacionados entre sí en términos de ubicación y tiempo. La mayoría de los cúmulos de terremotos consisten en pequeños temblores que causan poco o ningún daño, pero existe la teoría de que los terremotos pueden repetirse en un patrón regular.
Réplicas
Una réplica es un terremoto que ocurre después de un terremoto anterior, el mainshock. Una réplica se encuentra en la misma región del impacto principal pero siempre de menor magnitud. Si una réplica es más grande que la descarga principal, la réplica se redesigna como la descarga principal y la descarga principal original se redesigna como una proyección. Las réplicas se forman a medida que la corteza alrededor del plano de falla desplazado se ajusta a los efectos del choque principal.
Enjambres de terremotos
Los enjambres de terremotos son secuencias de terremotos que golpean en un área específica dentro de un corto período de tiempo. Son diferentes de los terremotos seguidos de una serie de réplicas por el hecho de que ningún terremoto en la secuencia es obviamente el principal choque, por lo tanto ninguno tiene magnitudes notables más altas que la otra. Un ejemplo de un enjambre de terremotos es la actividad de 2004 en el Parque Nacional de Yellowstone. En agosto de 2012, un enjambre de terremotos sacudió el Valle Imperial del sur de California, mostrando la actividad más registrada en el área desde la década de 1970.
A veces ocurre una serie de terremotos en lo que se ha llamado una tormenta sísmica , donde los terremotos causan una falla en los cúmulos, cada uno provocado por la redistribución de los temblores o por el estrés causado por los terremotos anteriores. De forma similar a las réplicas, pero en los segmentos adyacentes de falla, estas tormentas ocurren a lo largo de los años, y con algunos de los terremotos posteriores tan dañinos como los primeros. Tal patrón se observó en la secuencia de alrededor de una docena de terremotos que golpeó la falla norte de Anatolia en Turquía en el siglo 20 y se ha inferido para clústeres anómalos más antiguos de grandes terremotos en el Medio Oriente.
La intensidad del temblor de tierra y la magnitud de los terremotos
El temblor o la sacudida de la tierra es un fenómeno común, sin duda conocido por los humanos desde los primeros tiempos. Antes del desarrollo de los acelerómetros de movimiento fuerte que pueden medir la velocidad de avance máxima y la aceleración directamente, la intensidad de la sacudida de la tierra se estimó sobre la base de los efectos observados, según la clasificación en varias escalas de intensidad sísmica. Sólo en el último siglo se ha identificado la fuente de tal temblor como rupturas en la corteza terrestre, con la intensidad de la sacudida en cualquier localidad dependiente no solo de las condiciones locales del terreno, sino también de la fuerza o magnitud de la ruptura, y en su distancia.
La primera escala para medir magnitudes sísmicas fue desarrollada por Charles F. Richter en 1935. Las escalas subsiguientes (ver escalas de magnitud sísmica) han conservado una característica clave, donde cada unidad representa una diferencia de diez veces en la amplitud de la sacudida del suelo, y una 32 veces diferencia en energía. Las escalas subsiguientes también se ajustan para tener aproximadamente el mismo valor numérico dentro de los límites de la escala.
Aunque los medios masivos comúnmente informan magnitudes de terremotos como "magnitud de Richter" o "escala de Richter", la práctica estándar de la mayoría de las autoridades sismológicas es expresar la fuerza de un terremoto en la escala de magnitud de momento, que se basa en la energía real liberada por un terremoto.
Frecuencia de ocurrencia
Se estima que alrededor de 500,000 terremotos ocurren cada año, detectables con la instrumentación actual. Se pueden sentir alrededor de 100,000 de estos. Los terremotos menores ocurren casi constantemente en todo el mundo en lugares como California y Alaska en los EE. UU., Así como en El Salvador, México, Guatemala, Chile, Perú, Indonesia, Irán, Pakistán, las Azores en Portugal, Turquía, Nueva Zelanda, Grecia , Italia, India, Nepal y Japón, pero los terremotos pueden ocurrir en casi cualquier lugar, incluido Downstate New York, Inglaterra y Australia. Los terremotos más grandes ocurren con menos frecuencia, la relación es exponencial; por ejemplo, aproximadamente diez veces más terremotos más grandes que la magnitud 4 ocurren en un período de tiempo particular que los terremotos mayores que la magnitud 5. En el (Reino Unido) (baja sismicidad), por ejemplo, se ha calculado que las recurrencias promedio son: un terremoto de 3.7-4.6 cada año, un terremoto de 4.7-5.5 cada 10 años y un terremoto de 5.6 o más cada 100 años. Este es un ejemplo de la ley Gutenberg-Richter.
La cantidad de estaciones sísmicas aumentó de 350 en 1931 a miles en la actualidad. Como resultado, se informan muchos más terremotos que en el pasado, pero esto se debe a la gran mejora en la instrumentación, en lugar de un aumento en la cantidad de terremotos. El Servicio Geológico de los Estados Unidos estima que, desde 1900, ha habido un promedio de 18 grandes terremotos (magnitud 7.0-7.9) y un gran terremoto (magnitud 8.0 o mayor) por año, y que este promedio ha sido relativamente estable. En los últimos años, la cantidad de grandes terremotos por año ha disminuido, aunque esto probablemente sea una fluctuación estadística más que una tendencia sistemática. Se pueden obtener estadísticas más detalladas sobre el tamaño y la frecuencia de los terremotos en el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS). Se ha observado un aumento reciente en el número de grandes terremotos, que podría explicarse por un patrón cíclico de períodos de intensa actividad tectónica, intercalados con períodos más largos de baja intensidad. Sin embargo, las grabaciones precisas de terremotos solo comenzaron a principios del siglo XX, por lo que es demasiado pronto para afirmar categóricamente que este es el caso.
La mayoría de los terremotos del mundo (90% y 81% de los más grandes) tienen lugar en la zona en forma de herradura de 40,000 km de longitud llamada cinturón sísmico circumpacífico, conocido como el Anillo de Fuego del Pacífico, que en su mayor parte limita la placa del Pacífico. Los terremotos masivos tienden a ocurrir a lo largo de los límites de otras placas, también, como a lo largo de las montañas del Himalaya.
Con el rápido crecimiento de megaciudades como la Ciudad de México, Tokio y Teherán, en áreas de alto riesgo sísmico, algunos sismólogos advierten que un solo terremoto puede cobrar la vida de hasta 3 millones de personas.
Sismicidad inducida
Mientras que la mayoría de los terremotos son causados por el movimiento de las placas tectónicas de la Tierra, la actividad humana también puede producir terremotos. Cuatro actividades principales contribuyen a este fenómeno: almacenar grandes cantidades de agua detrás de una presa (y posiblemente construir un edificio extremadamente pesado), perforar e inyectar líquido en los pozos, y mediante la extracción de carbón y la extracción de petróleo. Quizás el ejemplo más conocido es el terremoto de Sichuan en 2008 en la provincia china de Sichuan en mayo; este temblor resultó en 69,227 muertes y es el decimonoveno terremoto más mortal de todos los tiempos. Se cree que la presa Zipingpu ha fluctuado la presión de la falla a 1,650 pies (503 m) de distancia; esta presión probablemente incrementó la potencia del terremoto y aceleró la velocidad de movimiento de la falla. También se afirma que el mayor terremoto en la historia de Australia fue inducido por la humanidad, a través de la minería del carbón La ciudad de Newcastle se construyó sobre un gran sector de áreas mineras de carbón. Se informó que el terremoto surgió de una falla que se reactivó debido a los millones de toneladas de rocas removidas en el proceso de extracción.
Medición y localización de terremotos
Las escalas instrumentales utilizadas para describir el tamaño de un terremoto comenzaron con la escala de magnitud de Richter en la década de 1930. Es una medida relativamente simple de la amplitud de un evento, y su uso se ha vuelto mínimo en el siglo XXI. Las ondas sísmicas viajan a través del interior de la Tierra y pueden registrarse mediante sismómetros a grandes distancias. La magnitud de la onda de superficie se desarrolló en la década de 1950 como un medio para medir terremotos remotos y mejorar la precisión para eventos más grandes. La escala de magnitud de momento mide la amplitud del choque, pero también tiene en cuenta el momento sísmico (área de ruptura total, deslizamiento promedio de la falla y rigidez de la roca). La escala de intensidad sísmica de la Agencia Meteorológica de Japón, la escala Medvedev-Sponheuer-Karnik,
Cada temblor produce diferentes tipos de ondas sísmicas, que viajan a través de la roca con diferentes velocidades:
- Ondas P longitudinales (ondas de choque o de presión)
- Transversal S-waves (ambas ondas del cuerpo)
- Ondas de superficie - (Rayleigh y Love waves)
La velocidad de propagación de las ondas sísmicas varía desde aprox. 3 km / s hasta 13 km / s, dependiendo de la densidad y elasticidad del medio. En el interior de la Tierra, las ondas de choque o P viajan mucho más rápido que las ondas S (aproximadamente 1.7: 1). Las diferencias en el tiempo de viaje desde el epicentro hasta el observatorio son una medida de la distancia y se pueden usar para obtener imágenes de ambas fuentes de terremotos y estructuras dentro de la Tierra. Además, la profundidad del hipocentro se puede calcular aproximadamente.
En roca sólida, las ondas P viajan a aproximadamente 6 a 7 km por segundo; la velocidad aumenta dentro del manto profundo a ~ 13 km / s. La velocidad de las ondas S oscila entre 2-3 km / s en sedimentos ligeros y 4-5 km / s en la corteza terrestre hasta 7 km / s en el manto profundo. Como consecuencia, las primeras olas de un terremoto lejano llegan a un observatorio a través del manto de la Tierra.
En promedio, la distancia del kilómetro al terremoto es la cantidad de segundos entre la onda P y S multiplicada por 8 . Las desviaciones leves son causadas por inhomogeneidades de la estructura subsuperficial. Mediante tales análisis de sismogramas, el núcleo de la Tierra fue localizado en 1913 por Beno Gutenberg.
Las ondas S y las ondas superficiales que llegan tarde hacen daño principal en comparación con las ondas P. La onda P aprieta y expande el material en la misma dirección en que viaja. La ola S sacude el suelo arriba y abajo y hacia adelante y hacia atrás.
Los terremotos no solo se clasifican por su magnitud, sino también por el lugar donde se producen. El mundo está dividido en 754 regiones de Flinn-Engdahl (regiones FE), que se basan en los límites políticos y geográficos, así como en la actividad sísmica. Las zonas más activas se dividen en regiones FE más pequeñas, mientras que las zonas menos activas pertenecen a las regiones FE más grandes.
El informe estándar de terremotos incluye su magnitud, fecha y hora de ocurrencia, coordenadas geográficas de su epicentro, profundidad del epicentro, región geográfica, distancias a los centros de población, incertidumbre de la ubicación, una serie de parámetros que se incluyen en los informes de terremotos del USGS (número de informes de estaciones, número de observaciones, etc.) y un ID de evento único.
Aunque las ondas sísmicas relativamente lentas se han utilizado tradicionalmente para detectar terremotos, los científicos se dieron cuenta en 2016 que las mediciones gravitacionales podrían proporcionar la detección instantánea de los terremotos, y confirmaron esto mediante el análisis de los registros gravitacionales asociados con el terremoto Tohoku-Oki ("Fukushima").
Efectos de los terremotos
Los efectos de los terremotos incluyen, entre otros, los siguientes:
Agitación y rotura de tierra
La sacudida y la ruptura del suelo son los principales efectos creados por los terremotos, que principalmente provocan daños más o menos severos a los edificios y otras estructuras rígidas. La gravedad de los efectos locales depende de la combinación compleja de la magnitud del terremoto, la distancia desde el epicentro y las condiciones geológicas y geomorfológicas locales, que pueden amplificar o reducir la propagación de las ondas. La sacudida del suelo se mide por la aceleración del suelo.
Las características geológicas, geomorfológicas y geostructurales locales específicas pueden inducir altos niveles de sacudidas en la superficie del suelo incluso en terremotos de baja intensidad. Este efecto se llama amplificación local o del sitio. Se debe principalmente a la transferencia del movimiento sísmico desde suelos duros profundos a suelos blandos superficiales y a efectos de focalización de energía sísmica debido a la configuración geométrica típica de los depósitos.
La ruptura del suelo es una rotura y desplazamiento visible de la superficie de la Tierra a lo largo del rastro de la falla, que puede ser del orden de varios metros en el caso de terremotos mayores. La ruptura de tierra es un riesgo importante para grandes estructuras de ingeniería, como presas, puentes y centrales nucleares, y requiere un mapeo cuidadoso de las fallas existentes para identificar las que puedan romper la superficie del suelo dentro de la vida de la estructura.
Derrumbes y avalanchas
Los terremotos, junto con las tormentas severas, la actividad volcánica, el ataque de las olas costeras y los incendios forestales, pueden producir inestabilidad de la pendiente que conduce a deslizamientos de tierra, un peligro geológico importante. El peligro de deslizamiento de tierra puede persistir mientras el personal de emergencia intenta rescatarlo.
Incendios
Los terremotos pueden causar incendios al dañar la energía eléctrica o las líneas de gas. En caso de rotura de la red de agua y pérdida de presión, también puede ser difícil detener la propagación de un incendio una vez que ha comenzado. Por ejemplo, más muertes en el terremoto de San Francisco de 1906 fueron causadas por el fuego que por el terremoto en sí.
Licuefacción del suelo
La licuefacción del suelo ocurre cuando, debido a la sacudida, el material granular saturado de agua (como la arena) pierde temporalmente su fuerza y se transforma de sólido en líquido. La licuefacción del suelo puede provocar que estructuras rígidas, como edificios y puentes, se inclinen o se hundan en los depósitos licuados. Por ejemplo, en el terremoto de Alaska de 1964, la licuefacción del suelo causó que muchos edificios se hundieran en el suelo y, finalmente, colapsaran sobre sí mismos.
Tsunami
Los tsunamis son ondas marinas de largo período de tiempo de onda larga producidas por el movimiento repentino o abrupto de grandes volúmenes de agua, incluso cuando ocurre un terremoto en el mar. En el océano abierto, la distancia entre las crestas de las olas puede superar los 100 kilómetros (62 millas), y los períodos de oleaje pueden variar de cinco minutos a una hora. Tales tsunamis viajan 600-800 kilómetros por hora (373-497 millas por hora), dependiendo de la profundidad del agua. Las grandes olas producidas por un terremoto o un deslizamiento de tierra submarino pueden invadir las áreas costeras cercanas en cuestión de minutos. Los tsunamis también pueden viajar miles de kilómetros a través del océano abierto y causar destrucción en las costas distantes horas después del terremoto que los generó.
Normalmente, los terremotos de subducción con magnitud 7.5 en la escala de magnitud de Richter no causan tsunamis, aunque se han registrado algunos casos de esto. La mayoría de los tsunamis destructivos son causados por terremotos de magnitud 7,5 o más.
Inundaciones
Una inundación es un desbordamiento de cualquier cantidad de agua que llega a la tierra. Las inundaciones ocurren generalmente cuando el volumen de agua dentro de un cuerpo de agua, como un río o lago, excede la capacidad total de la formación, y como resultado, parte del agua fluye o se sienta fuera del perímetro normal del cuerpo. Sin embargo, las inundaciones pueden ser efectos secundarios de los terremotos, si las presas están dañadas. Los terremotos pueden causar deslizamientos de tierra para represar ríos, que se colapsan y causan inundaciones.
El terreno debajo del lago Sarez en Tayikistán está en peligro de una inundación catastrófica si la presa de deslizamiento de tierra formada por el terremoto, conocida como la presa Usoi, fallara durante un terremoto futuro. Las proyecciones de impacto sugieren que la inundación podría afectar aproximadamente a 5 millones de personas.
Impacto humano
Un terremoto puede causar lesiones y pérdida de vidas, daños en carreteras y puentes, daños generales a la propiedad y colapso o desestabilización (lo que puede llevar al colapso futuro) de los edificios. Las secuelas pueden traer enfermedades, falta de necesidades básicas, consecuencias mentales como ataques de pánico, depresión a los sobrevivientes y primas de seguro más altas.
Terremotos mayores
Uno de los terremotos más devastadores en la historia registrada fue el terremoto de 1556 Shaanxi, que tuvo lugar el 23 de enero de 1556 en Shaanxiprovince, China. Más de 830,000 personas murieron. La mayoría de las casas en el área eran yaodongs-viviendas excavadas en laderas de loess-y muchas víctimas fueron asesinadas cuando estas estructuras colapsaron. El terremoto de Tangshan en 1976, que mató entre 240,000 y 655,000 personas, fue el más mortífero del siglo XX.
El terremoto de Chile de 1960 es el mayor terremoto que se ha medido en un sismógrafo, alcanzando una magnitud de 9,5 el 22 de mayo de 1960. Su epicentro fue cerca de Cañete, Chile. La energía liberada fue aproximadamente el doble que la del siguiente terremoto más poderoso, el terremoto del Viernes Santo (27 de marzo de 1964), que se centró en Prince William Sound, Alaska. Los diez terremotos más grandes registrados han sido terremotos de megathrust; sin embargo, de estos diez, solo el terremoto del Océano Índico en 2004 es al mismo tiempo uno de los terremotos más letales de la historia.
Los terremotos que causaron la mayor pérdida de vidas, aunque fueron poderosos, fueron mortales debido a su proximidad a áreas densamente pobladas o al océano, donde los terremotos a menudo crean tsunamis que pueden devastar a las comunidades a miles de kilómetros de distancia. Las regiones con mayor riesgo de sufrir grandes pérdidas de vidas incluyen aquellas en las que los terremotos son relativamente raros pero poderosos, y las regiones pobres con códigos de construcción sísmicos laxos, no aplicados o inexistentes.
Predicción
La predicción del terremoto es una rama de la ciencia de la sismología relacionada con la especificación del tiempo, la ubicación y la magnitud de los terremotos futuros dentro de los límites establecidos. Se han desarrollado muchos métodos para predecir el momento y el lugar en que ocurrirán los terremotos. A pesar de los considerables esfuerzos de investigación de los sismólogos, las predicciones científicamente reproducibles aún no se pueden realizar en un día o mes específico.
Previsión
Si bien la predicción generalmente se considera un tipo de predicción, la previsión de terremotos a menudo se diferencia de la predicción de terremoto. La previsión de terremotos se refiere a la evaluación probabilística del riesgo sísmico general, incluida la frecuencia y la magnitud de los terremotos dañinos en un área determinada durante años o décadas. Para las fallas bien entendidas, se puede estimar la probabilidad de que un segmento se rompa durante las próximas décadas.
Se han desarrollado sistemas de advertencia de terremoto que pueden proporcionar notificaciones regionales de un terremoto en progreso, pero antes de que la superficie del terreno haya comenzado a moverse, permitiendo potencialmente que personas dentro del alcance del sistema busquen refugio antes de que se sienta el impacto del terremoto.
Preparación
El objetivo de la ingeniería de terremotos es prever el impacto de los terremotos en los edificios y otras estructuras y diseñar tales estructuras para minimizar el riesgo de daños. Las estructuras existentes se pueden modificar mediante la modificación sísmica para mejorar su resistencia a los terremotos. El seguro contra terremotos puede proporcionar a los propietarios de edificios protección financiera contra las pérdidas resultantes de los terremotos.
Las estrategias de gestión de emergencias pueden ser empleadas por un gobierno u organización para mitigar los riesgos y prepararse para las consecuencias.
Vistas históricas
Desde la vida del filósofo griego Anaxágoras en el siglo V aC hasta el siglo XIV dC, los terremotos solían atribuirse a "aire (vapores) en las cavidades de la Tierra". Tales de Mileto, que vivió desde 625-547 (BCE), fue la única persona documentada que creyó que los terremotos fueron causados por la tensión entre la tierra y el agua. Existían otras teorías, incluidas las creencias del filósofo griego Anaxamines (585-526 a. C.) de que los cortos episodios de sequedad y humedad provocaban actividad sísmica. El filósofo griego Demócrito (460-371 aEC) culpó al agua en general por los terremotos. Plinio el Viejo llamó a los terremotos "tormentas subterráneas".
Estudios recientes
En estudios recientes, los geólogos afirman que el calentamiento global es una de las razones del aumento de la actividad sísmica. De acuerdo con estos estudios, el derretimiento de los glaciares y el aumento del nivel del mar alteran el equilibrio de la presión en las placas tectónicas de la Tierra, causando un aumento en la frecuencia e intensidad de los terremotos.
En cultura
Mitología y religión
En la mitología nórdica, los terremotos se explicaron como la lucha violenta del dios Loki. Cuando Loki, dios de la travesura y la contienda, asesinó a Baldr, dios de la belleza y la luz, fue castigado al ser atado en una cueva con una serpiente venenosa colocada sobre su cabeza que goteaba veneno. La esposa de Loki, Sigyn, estaba a su lado con un cuenco para atrapar el veneno, pero cada vez que tenía que vaciar el cuenco el veneno goteaba en la cara de Loki, obligándolo a sacudir la cabeza y golpear sus ataduras, lo que hacía temblar la tierra.
En la mitología griega, Poseidón era la causa y el dios de los terremotos. Cuando estaba de mal humor, golpeó el suelo con un tridente, causando terremotos y otras calamidades. También usó terremotos para castigar e infundir miedo a la gente como venganza.
En la mitología japonesa, Namazu (鯰) es un bagre gigante que causa terremotos. Namazu vive en el lodo debajo de la tierra, y está custodiado por el dios Kashima que frena al pez con una piedra. Cuando Kashima deja caer su guardia, Namazu se revuelve, causando violentos terremotos.
En la cultura popular
En la cultura popular moderna, la representación de los terremotos está conformada por el recuerdo de grandes ciudades devastadas, como Kobe en 1995 o San Francisco en 1906. Los terremotos ficticios tienden a atacar repentinamente y sin previo aviso. Por esta razón, las historias sobre terremotos generalmente comienzan con el desastre y se enfocan en sus consecuencias inmediatas, como en Short Walk to Daylight (1972), The Ragged Edge (1968) o Aftershock: Earthquake en Nueva York (1999). Un ejemplo notable es la novela clásica de Heinrich von Kleist, The Earthquake in Chile , que describe la destrucción de Santiago en 1647. La colección de ficción corta de Haruki Murakami After the Quake describe las consecuencias del terremoto de Kobe de 1995.
El terremoto más popular en la ficción es el hipotético "Big One" esperado de San Andreas Fault de California algún día, como se muestra en las novelas Richter 10 (1996), Goodbye California (1977), 2012 (2009) y San Andreas (2015) entre otros trabajos. La historia corta ampliamente antologizada de Jacob M. Appel, A Comparative Seismology , presenta a un estafador que convence a una anciana de que un terremoto apocalíptico es inminente.
Las representaciones contemporáneas de los terremotos en la película son variables en la forma en que reflejan las reacciones psicológicas humanas ante el trauma real que puede causar a las familias directamente afectadas y a sus seres queridos. La investigación de respuesta a la salud mental en casos de desastre enfatiza la necesidad de conocer los diferentes roles de la pérdida de familiares y miembros clave de la comunidad, la pérdida del hogar y el entorno familiar, la pérdida de suministros y servicios esenciales para mantener la supervivencia. Particularmente para los niños, la clara disponibilidad de adultos que brindan cuidados que pueden protegerlos, nutrirlos y vestirlos después del terremoto, y ayudarlos a comprender lo que les ha sucedido se ha demostrado aún más importante para su salud emocional y física. salud que la simple entrega de provisiones.
Obtenido de: https://en.wikipedia.org/wiki/Earthquake