Características de los Terremotos

Este elemento es una expansión del contenido de los cursos y guías de Lawi. Ofrece hechos, comentarios y análisis sobre este tema. [aioseo_breadcrumbs] Movimiento repentino de la Tierra causado por la liberación brusca de la tensión acumulada a lo largo de una falla en el interior. La energía liberada atraviesa la Tierra en forma de ondas sísmicas (ondas sonoras de baja frecuencia), que provocan el temblor. Las ondas sísmicas continúan viajando a través de la Tierra después de que el movimiento de la falla se haya detenido. Las grabaciones de los terremotos, llamadas sismogramas, ilustran que ese movimiento se registra en toda la Tierra durante horas, e incluso días, después de un terremoto. Los terremotos son uno de los fenómenos naturales más destructivos y se producen con muy poca antelación (Fig. 1). Por ello, en las ciudades y regiones propensas a los terremotos se están implantando sistemas de alerta temprana o sísmica. Véase también: Alerta temprana de terremotos; Sismología

Características

Los terremotos varían enormemente en tamaño, desde eventos diminutos que sólo pueden ser detectados con los sismógrafos más sensibles, hasta grandes terremotos que pueden causar grandes daños en áreas extensas. Aunque cada día se producen miles de terremotos, y así ha sido durante miles de millones de años, un terremoto verdaderamente grande sólo se produce en algún lugar del mundo una vez al año. Cuando un gran terremoto se produce cerca de una región muy poblada, puede producirse una tremenda destrucción en pocos segundos.Entre las Líneas En 1976, 600.000 personas murieron en Tangshan, China, a causa de un solo terremoto. La ciudad de Lisboa, una de las principales capitales de la época, quedó totalmente destruida, con gran pérdida de vidas, en 1755. Ciudades como Tokio y San Francisco han sido arrasadas por terremotos.Entre las Líneas En estos casos, gran parte de los daños no se debieron a las sacudidas del terremoto en sí, sino que fueron causados por los incendios originados en las líneas de gas y eléctricas que entrelazan las ciudades modernas, y por los daños en la capacidad de lucha contra el fuego, que dejaron a las ciudades indefensas para combatir las conflagraciones.

Causa

La ubicación de los terremotos ocurridos entre 1900 y 2013 se muestra en el mapa de la Fig. 2. El mapa muestra que los terremotos no se distribuyen de forma aleatoria por el planeta, sino que tienden a producirse en cinturones estrechos y continuos de actividad. Aproximadamente el 90% de los terremotos se producen en estos cinturones, que definen los límites de las placas terrestres. Las placas se mueven continuamente unas respecto a otras a un ritmo del orden de centímetros por año; este movimiento de las placas es el responsable de la mayor parte de la actividad geológica.

El movimiento de las placas se debe a que la piel fría y dura de la Tierra, la litosfera, se superpone a una capa más caliente y blanda conocida como astenosfera. El calor procedente de la descomposición de los minerales radiactivos del interior de la Tierra hace que la astenosfera entre en convección térmica. Esta convección ha dividido la litosfera en placas que se mueven en respuesta al movimiento convectivo de una manera que se muestra esquemáticamente en la Fig. 3. Las placas se separan en las dorsales oceánicas. El magma aflora en el vacío creado por este movimiento y se solidifica para formar nuevos fondos marinos. Este proceso, en el que se crean continuamente nuevos fondos marinos en las dorsales oceánicas, se denomina propagación del fondo marino. Dado que en las dorsales oceánicas se crea continuamente nueva litosfera debido a la extensión del suelo marino, una cantidad similar de litosfera debe ser destruida en algún lugar. Esto ocurre en las fosas oceánicas, donde las placas convergen y la litosfera oceánica es empujada hacia la astenosfera y refundida. La fusión de la litosfera de este modo suministra el magma para los arcos volcánicos que se producen detrás de las fosas. Sin embargo, cuando dos continentes chocan, la mayor flotabilidad del material continental menos denso impide el hundimiento de la litosfera, que se dobla bajo la fuerza de la colisión, formando grandes cordilleras como los Alpes y el Himalaya. Cuando el movimiento relativo de las placas es paralelo a su límite común, el deslizamiento se produce a lo largo de las grandes fallas que forman ese límite, como la falla de San Andrés en California. Véase también: Astenosfera; Convección en la Tierra; Flujo de calor terrestre; Litosfera; Magma; Vulcanología

Según la teoría de la tectónica de placas, el movimiento de éstas es muy similar al de los témpanos de hielo en las aguas del Ártico. Allí donde los témpanos se separan, se forman conductos y el agua surge, congelándose en los témpanos y produciendo nuevos témpanos de hielo. La formación de crestas de presión donde convergen los témpanos es análoga al desarrollo de cordilleras donde convergen las placas. Véase también: Orogenia; Tectónica de placas

Fricción por deslizamiento y rebote elástico

Cuando las placas se mueven una junto a la otra, una pequeña parte del movimiento en sus límites se produce por deslizamiento continuo; la mayor parte del movimiento se produce en una serie de rápidas sacudidas. Cada sacudida es un terremoto. Esto ocurre porque, en las condiciones de presión y temperatura de la parte poco profunda de la litosfera terrestre, el deslizamiento por fricción de las rocas presenta una propiedad conocida como stick-slip, en la que el deslizamiento por fricción se produce en una serie de movimientos espasmódicos, intercalados con periodos de ausencia de movimiento -o de adherencia-. Por lo tanto, en el marco temporal geológico, las placas litosféricas se entremezclan en sus límites y, en cualquier lugar, el tiempo que transcurre entre los movimientos puede ser de cientos de años.

Por lo tanto, los periodos entre grandes terremotos son aquellos en los que la tensión se acumula lentamente cerca del límite de las placas en respuesta al continuo movimiento de las mismas. La tensión se libera finalmente con un terremoto cuando se supera la resistencia a la fricción del límite de la placa. Este patrón de acumulación y liberación de la tensión fue descubierto por H (se puede examinar algunos de estos asuntos en la presente plataforma online de ciencias sociales y humanidades). F. Reid en su estudio del terremoto de San Francisco de 1906. Durante ese terremoto, una porción de 250 millas (400 km) de la falla de San Andrés, desde el Cabo Mendocino hasta la ciudad de Gilroy, al sur de San Francisco, se deslizó una media de 12 pies (3,6 m). Posteriormente, se volvió a estudiar la red de triangulación en la zona de la bahía de San Francisco; se comprobó que el lado oeste de la falla se había desplazado hacia el norte con respecto al lado este, pero que estos movimientos se extinguían a distancias de 32 km (20 mi) o más de la falla. Sin embargo, Reid había observado que las mediciones realizadas unos 40 años antes del terremoto de 1906 mostraban que los puntos situados al oeste de la falla se movían hacia el norte a un ritmo lento. A partir de estos indicios, dedujo su teoría del rebote elástico, ilustrada esquemáticamente en la Fig. 4. La figura es una vista de mapa, la línea vertical representa la falla que separa dos placas en movimiento. Las rocas sin tensión de la Fig. 4a están distorsionadas por el lento movimiento de las placas en la Fig. 4b. El deslizamiento en un terremoto, que devuelve las rocas a un estado sin tensión, se produce como en la Fig. 4c. Véase también: Falla y estructuras de falla

Clasificación

La mayoría de los grandes terremotos se producen en los límites entre las placas litosféricas y surgen directamente de los movimientos entre las placas. Aunque se les llama terremotos de límite de placa, hay muchos terremotos, a veces de tamaño considerable, que no pueden relacionarse tan simplemente con los movimientos de las placas.

Cerca de muchos límites de placas, los terremotos no se limitan al propio límite de placas, sino que se producen en una amplia zona -a menudo de varios cientos de kilómetros de ancho- adyacente al límite de placas. Estos terremotos, que pueden denominarse terremotos relacionados con el límite de la placa, no reflejan directamente los movimientos de la placa, sino que son causados secundariamente por las tensiones que se producen en el límite de la placa.Entre las Líneas En Japón, por ejemplo, los límites de las placas se encuentran en las profundas fosas oceánicas frente a las islas japonesas, y es allí donde se producen los grandes terremotos de límite de placa. Se producen muchos eventos más pequeños dispersos por las islas japonesas, causados por la compresión general de toda la región. Aunque estos pequeños eventos son energéticamente menores en comparación con los grandes terremotos en alta mar, suelen ser más destructivos, debido a su mayor proximidad a los centros de población.

Aunque la mayoría de los terremotos se producen en los límites de las placas o cerca de ellos, algunos también se producen, con poca frecuencia, dentro de las placas. Estos terremotos, que no están relacionados con los límites de las placas, se denominan terremotos intraplaca, y a veces pueden ser bastante destructivos. No se conoce la causa inmediata de los terremotos intraplaca. Algunos de ellos pueden ser bastante grandes. Tres de los mayores terremotos conocidos en Estados Unidos formaron parte de una secuencia de terremotos intraplaca que tuvieron lugar en el valle del Misisipi, cerca de Nuevo Madrid (Misuri), en 1811 y 1812. Otro terremoto intraplaca, en 1886, causó daños moderados en Charleston, Carolina del Sur.

Además de los tipos de terremotos tectónicos descritos anteriormente, algunos terremotos están directamente asociados a la actividad volcánica. Estos terremotos volcánicos son el resultado del movimiento del magma subterráneo que da lugar a erupciones volcánicas.

Secuencias

Los terremotos suelen producirse en secuencias bien definidas en el tiempo. Los terremotos tectónicos suelen ir precedidos, de unos días a semanas, por varias sacudidas más pequeñas (pre-sismos), y casi siempre van seguidos de un gran número de réplicas. Las pre-sacudidas y las réplicas suelen ser mucho más pequeñas que la sacudida principal. Los terremotos volcánicos suelen producirse en forma de ráfagas de actividad, sin una sacudida principal discernible. Este tipo de secuencia se denomina enjambre.

Tamaño

Los terremotos varían enormemente en tamaño, desde temblores en los que se produce un deslizamiento de unas décimas de pulgada en unos pocos pies de falla, hasta los eventos más grandes, que pueden implicar una ruptura de muchos cientos de millas de largo, con decenas de pies de deslizamiento. Durante un terremoto pueden producirse aceleraciones superiores a 1 g (aceleración debida a la gravedad). La velocidad a la que se mueven los dos lados de la falla durante un terremoto es de sólo 1-10 mi/h (10-100 cm/s), pero el frente de ruptura se extiende a lo largo de la falla a una velocidad de casi 5000 mi/h (3 km/s). El daño principal del terremoto se debe a las ondas sísmicas generadas, u ondas sonoras que viajan a través de la Tierra, excitadas por el rápido movimiento del terremoto. La energía irradiada en forma de ondas sísmicas durante un gran terremoto puede ser de hasta 1012 cal (4,19 × 1012 julios), y la potencia emitida durante los pocos cientos de segundos de movimiento, de hasta mil millones de megavatios.

El tamaño de un terremoto viene dado por su momento: el deslizamiento medio por el área de la falla que se deslizó por la constante elástica de la Tierra. Las unidades del momento sísmico son los centímetros-dina. Una medida más antigua del tamaño del terremoto es la magnitud, que es proporcional al logaritmo del momento. La magnitud 2,0 es el temblor más pequeño que se puede sentir. La mayoría de los terremotos destructivos son superiores a la magnitud 6; la mayor sacudida conocida fue el terremoto de Chile de 1960, con un momento de 1030 centímetros-dina (1023 newton-metros) o magnitud 9,5.Entre las Líneas En él se produjo una falla de 600 millas (1000 km) de longitud que se deslizó 30 pies (10 m). La escala de magnitudes es logarítmica, por lo que una sacudida de magnitud 7 es unas 30 veces más energética que una de magnitud 6, y 30 × 30, o 900 veces, más energética que una de magnitud 5. Debido a este gran aumento de tamaño con la magnitud, sólo los eventos más grandes (mayores de magnitud 8) contribuyen significativamente a los movimientos de las placas. Los eventos más pequeños ocurren con mucha más frecuencia, pero son casi incidentales en el proceso.

La intensidad de un terremoto es una medida de la gravedad de las sacudidas y de los daños que conllevan en un punto de la superficie de la Tierra. Por lo tanto, un mismo terremoto puede tener diferentes intensidades en distintos lugares. La intensidad suele disminuir lejos del epicentro (el punto de la superficie situado directamente sobre el inicio del terremoto), pero su valor depende de muchos factores y generalmente aumenta con el momento. La intensidad suele ser mayor en zonas con una gruesa cubierta aluvial o un vertedero que en zonas de suelo poco profundo o roca desnuda. La construcción deficiente de los edificios da lugar a índices de intensidad elevados porque los daños en las estructuras son altos. Por lo tanto, la intensidad es más una medida del efecto del terremoto sobre los seres humanos que una propiedad innata del terremoto.

Efectos

Las sacudidas del terremoto producen muchos efectos diferentes. Aunque el movimiento de la falla que produjo el terremoto se observa a veces en la superficie, a menudo otros movimientos de tierra, como los deslizamientos, son provocados por los terremotos.Entre las Líneas En raras ocasiones se ha observado que el suelo se ondula de forma ondulatoria, y a menudo se forman grietas y fisuras en el suelo. El flujo de los manantiales y ríos puede verse alterado, y la compresión de los acuíferos a veces hace que el agua brote del suelo en forma de fuentes. Los terremotos submarinos suelen generar ondas de agua de gran longitud de onda, que a veces se denominan maremotos, pero que se llaman más propiamente olas marinas sísmicas, o tsunamis, que pueden ser extremadamente dañinos para las ciudades y puertos costeros. Véase también: Deslizamiento de tierra; Tsunami

Predicción

La investigación sobre la predicción de terremotos se lleva a cabo desde hace casi un siglo. Una predicción acertada, que especifique el momento, el lugar y la magnitud de un terremoto, salvaría vidas y ahorraría miles de millones de dólares en costes de vivienda e infraestructuras. Por desgracia, las predicciones de terremotos con éxito son extremadamente raras. Hay dos categorías básicas de predicciones de terremotos: pronósticos (con meses o años de antelación) y predicciones a corto plazo (con horas o días de antelación). Las previsiones se basan en una serie de investigaciones, como el historial de terremotos en una región específica, la identificación de las características de las fallas (incluida la longitud, la profundidad y la segmentación) y la identificación de la acumulación de tensiones. Los datos de estos estudios se utilizan para proporcionar estimaciones aproximadas del tamaño de los terremotos y de los intervalos de recurrencia.

Un ejemplo de previsión de terremotos es la identificación de brechas sísmicas, porciones de los límites de las placas que no se han roto en un terremoto importante durante mucho tiempo. Estas regiones son las más propensas a experimentar grandes terremotos en el futuro. Las estimaciones de la probabilidad de terremotos son otro ejemplo de previsión. La información geológica, geodésica y sísmica se combina para estimar la frecuencia de los terremotos dañinos en una región específica. Los estudios de estimación de la probabilidad regional de terremotos han dado como resultado previsiones de un 80-90% de probabilidad de un terremoto de magnitud 7 o mayor en la región del sur de California antes de 2024, y un 70% de probabilidad de un terremoto de magnitud 6,7 o mayor en la región de la Bahía de San Francisco antes de 2030.

Basado en la experiencia de varios autores, mis opiniones, perspectivas y recomendaciones se expresarán a continuación (o en otros lugares de esta plataforma, respecto a las características en 2026 o antes, y el futuro de esta cuestión):

La predicción de terremotos a corto plazo sigue siendo objeto de investigación, y no se conoce ningún método que sea fiable. Se está demostrando que la predicción a corto plazo puede ser intrínsecamente imposible debido a la naturaleza compleja y caótica del proceso sísmico.

Terremotos profundos

La mayoría de los terremotos se producen a profundidades inferiores a unos 50 km y suelen producirse cerca de los límites de placas. Un pequeño porcentaje de todas las sacudidas se producen a profundidades de 300-700 km (183-427 mi), profundidades que corresponden a presiones terrestres de 100.000-250.00 atm (1-2,5 × 1010 Pa; Fig. 5). El hecho de que el manto pueda romperse repentinamente en lugar de fluir plásticamente en tales condiciones ha suscitado asombro desde que se descubrieron los terremotos profundos en la década de 1920. Los avances científicos en tectónica de placas, la tomografía sísmica y la física mineral del manto profundo, basados en experimentos de muy alta presión sobre los minerales del manto, han permitido comprender mejor estos fenómenos. Véase también: El interior de la Tierra

La mayoría de los terremotos profundos, si no todos, se producen en los cinturones inclinados dentro de las placas, las placas litosféricas frías, densas y fuertes que se sumergen profundamente en el manto terrestre en lugares donde las placas convergen. Las ondas sísmicas se han utilizado para obtener imágenes de las variaciones de las velocidades de las ondas sísmicas en la Tierra. Estas anomalías en las imágenes tomográficas sísmicas reflejan diferencias de temperatura, mineralogía o composición. Como era de esperar, los terremotos profundos se producen en las anomalías de alta velocidad de onda que marcan las losas frías, anomalías que se han rastreado hasta profundidades de hasta 2000 km o más.

Curiosamente, los terremotos no se producen a más de 650-700 km de profundidad, mucho menos que las profundidades máximas a las que descienden las placas. Esta interrupción abrupta y el inicio gradual de la población de terremotos profundos a 300-350 km (183-214 mi) se sitúan aproximadamente en la zona de transición del manto donde las velocidades de las ondas sísmicas aumentan abruptamente (Fig. 5a). Los experimentos de alta presión indican que la mineralogía del manto cambia a esas profundidades y presiones desde la mineralogía del manto superior (dominantemente olivino y piroxenos) a los minerales espinela, ilmenita y majorita en la zona de transición y, a su vez, a los minerales perovskita y óxido del manto inferior. Se espera que el manto de la losa que penetra en la zona de transición se transforme en estos minerales más densos. Véase también: Olivino; Minerales de óxido e hidróxido; Perovskita; Piroxeno

La mayoría de los terremotos profundos se producen en el intervalo de profundidad de la zona de transición, donde los minerales de la losa del manto superior se reconstruyen a sus formas estructurales más densas. Por lo tanto, se ha llamado la atención sobre la posibilidad de que los terremotos profundos sean causados de algún modo por la transformación mineralógica de las losas a medida que descienden hacia esta región y la atraviesan. Las primeras especulaciones apuntaban a que los terremotos profundos representaban implosiones rápidas que podrían producirse cuando los minerales de las losas se transforman repentinamente en sus formas más densas y de alta presión. Sin embargo, los patrones de las ondas sísmicas que irradian de las fuentes de los terremotos profundos indican que estas perturbaciones representan el deslizamiento de una falla, al igual que los terremotos superficiales. Si existe una conexión entre los terremotos profundos y los cambios de fase del manto, el proceso subyacente debe facilitar el fallo por falla.

Una pista sobre la naturaleza de esta posible conexión proviene de la observación de que los terremotos profundos no se producen en todas las losas, sino sólo en las que están muy frías porque descienden a gran velocidad. Las bajas temperaturas de las losas son importantes porque tales condiciones favorecen la persistencia metaestable de los minerales del manto superior en los interiores más fríos de las losas a medida que descienden hacia la zona de transición (Fig. 5b). Los estudios de laboratorio muestran que algunos minerales deformados en condiciones metaestables se rompen por una inestabilidad de cizallamiento inusual en la que el mineral se transforma en minerales más densos en la zona de cizallamiento. Esta inestabilidad por cizallamiento, denominada falla transformacional, no se ve inhibida por las altas presiones y, por tanto, es un candidato atractivo para el mecanismo de falla de los terremotos profundos. Según esta teoría, los terremotos profundos no se producen en el manto inferior porque las rocas de baja densidad de la losa del manto superior son demasiado flotantes para hundirse en el manto inferior.

Datos verificados por: Thompson
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Recursos

Notas y Referencias

Véase También

Desastres Naturales, Geografía Física, Geofísica, Geología, Ciencias de la Tierra,

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