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Sismicidad y Vulcanismo (página 2)

Enviado por Gonzalo Rey Branca



Partes: 1, 2


Muchos volcanes nacen bajo el agua, en el fondo marino. El Etna y el Vesubio empezaron siendo volcanes submarinos, como los conos amplios de las islas Hawai y de otras muchas islas volcánicas del océano Pacífico.

2.1 TIPOS DE VOLCANES

Vulcanismo de superficie

El vulcanismo de superficie o continental es mucho menos importante que el submarino en cuanto a volumen de magma expulsado, pero se conoce mucho mejor porque es visible y afecta directamente al ser humano. Se sabe desde hace mucho tiempo que la actividad volcánica oscila desde las explosiones violentas hasta la suave extrusión de magma, que pasa a llamarse lava cuando cae en la superficie terrestre.

Volcanes de fisura

El vulcanismo de fisura se asocia con dorsales oceánicas, pero también ocurre en tierra, y en algunos casos con resultados espectaculares. Estos volcanes emiten enormes volúmenes de material muy fluido que se extiende sobre grandes superficies; las erupciones sucesivas se superponen hasta formar grandes llanuras o mesetas. Actualmente los volcanes de fisura mejor conocidos son probablemente los de Islandia, que se encuentra en la dorsal Medio atlántica. Pero este vulcanismo, cuando ocurre en tierra, se asocia sobre todo con el pasado, con las grandes llanuras que se encuentran en casi todos los continentes. Estos basaltos de meseta o de avalancha o ignimbritas han formado, entre otras, la meseta del Decán en la región central occidental de la India; la cuenca del Paraná al sur de Brasil, Argentina y Uruguay; la meseta de Columbia en el noroeste de Estados Unidos; la llanura de Drakensberg en Suráfrica; y la meseta central de la isla del Norte de Nueva Zelanda.

Volcanes Centrales

La mayor parte de la actividad volcánica de superficie no se asocia con fisuras, sino con chimeneas más o menos circulares o con grupos de chimeneas que se abren en la corteza terrestre. Estas chimeneas dan lugar a volcanes centrales de los que hay dos tipos básicos. El volcán cónico de pendientes acusadas que ya se ha descrito se construye a veces totalmente a partir de material sólido o tefra, cuyo tamaño va desde las cenizas y el Lapilli hasta piedras y grandes rocas. La tefra se expulsa de manera explosiva en una erupción o en una serie de erupciones y cae de nuevo a tierra en la proximidad inmediata del cráter, la abertura externa de la chimenea. Un ejemplo conocido de esta clase de volcán es el Paricutín, en México, que entró en erupción en un campo cultivado el 20 de febrero de 1943 y en seis días formó un cono de cenizas de 140 m de altura; al terminar el año se había alzado hasta más de 336 metros.

Pero muy pocos volcanes cónicos expulsan sólo tefra en todas las erupciones y forman conos de cenizas. Es probable que en algunos episodios expulsen lava, y en tal caso el edificio volcánico estará formado por capas alternas de tefra y lava. Estos volcanes se llaman compuestos o estratovolcanes y a este tipo pertenecen casi todos los mayores y más conocidos del mundo: Stromboli y Vesubio en Italia; Popocatépetl en México; Cotopaxi en Ecuador; y Kilimanjaro en Tanzania, además del Fuji Yama y el Mayon, ya citados. Aunque casi todos los volcanes cónicos y casi cilíndricos suelen tener una sola chimenea central, esto no impide la expulsión de material volcánico por chimeneas secundarias, a veces temporales, que se abren en la ladera.

Volcán Escudo

El otro tipo importante de volcán central es el volcán escudo. Se trata de una estructura muy grande, de varias decenas de kilómetros de diámetro, de pendientes suaves, en general de menos de 12º de inclinación. Suele ser el producto de cientos de coladas de lava basáltica muy fluida. Con frecuencia tienen estos volcanes varias chimeneas, así como fisuras en los lados. Esta condición se cumple de manera especial en los mayores ejemplares de este tipo, en particular en los de las islas Hawaii, en el Pacífico norte. Estas islas son un complejo de volcanes escudo que se alzan desde el fondo oceánico; Mauna Loa, en la isla de Hawaii, es uno de los más recientes. Se tiene por la montaña más voluminosa de la Tierra, pues se alza más de 10.000 m sobre el fondo marino. El Etna, en Sicilia, es también un volcán escudo.

Volcanes de Superficie y Tectónica de Placas

Los volcanes de superficie suelen asociarse con los límites destructivos que forman las placas tectónicas en los bordes por los que se acercan. Cuando dos placas convergen, el borde de una se hunde por debajo de la otra y avanza hacia el manto, la capa semisólida situada por debajo de la litosfera. Esto provoca un movimiento de subducción o reincorporación al manto de las rocas de la litosfera. En ocasiones los bordes convergentes de las placas están formados ambos por litosfera oceánica, pero la situación más común es que una esté formada por litosfera oceánica y la otra por corteza continental. Como ésta es más gruesa y menos densa, es la litosfera oceánica la que experimenta subducción.

Cuando la corteza oceánica se funde como resultado de la subducción, el magma formado asciende a lo largo del plano de subducción y brota en forma de erupción en la corteza terrestre, por lo general en el lado de tierra del límite destructivo, normalmente marcado por fosas oceánicas. Cuando el magma emite sobre la tierra da lugar a largas cadenas montañosas, entre las que destacan los Andes de América del Sur y la cordillera de América del Norte, que comprende las montañas Rocosas y la cordillera de las Cascadas. Cuando las erupciones de subducción se producen en el mar, se forman largas cadenas de islas volcánicas dispuestas en forma de arco, como Japón o Filipinas.

Casi todas las zonas de subducción de la Tierra se encuentran alrededor del océano Pacífico, al igual que más de las tres cuartas partes de todos los volcanes de superficie, activos, durmientes o extinguidos. Forman una franja conocida como cinturón de fuego en el que también son comunes los terremotos. Este cinturón se extiende a lo largo de los Andes, la cordillera de América del Norte, las islas Aleutianas, la península de Kamchatka al este de Siberia, las islas Kuriles, Japón, Filipinas, Sulawesi, Nueva Guinea, las islas Salomón, Nueva Caledonia y Nueva Zelanda.

3.0 Calderas

El cráter por el que brota el material volcánico se suele mantener en forma de depresión, incluso cuando el volcán está dormido, como resultado del hundimiento de la lava en la chimenea eruptiva. A veces se hunde tan profundamente que el cono volcánico se derrumba y cae al interior de la chimenea, donde forma una depresión mucho mayor llamada caldera, en ocasiones de varios kilómetros de diámetro. Las calderas pueden ser también producto de explosiones muy violentas que ‘vuelan’ el cono, como ocurrió en Krakatoa, Indonesia. Con el tiempo, las calderas de los volcanes dormidos o apagados pueden llenarse de agua y formar lagos. El más conocido es probablemente el lago del Cráter de Oregón, Estados Unidos. Tiene cerca de 8 km de diámetro y se formó al hundirse un volcán prehistórico compuesto, el monte Mazama.

4.0 Materiales Volcánicos

Por debajo de casi todos los volcanes activos o potencialmente activos hay una cámara magmática llena de roca fundida. El magma que contiene surgió probablemente de la astenósfera, la capa móvil situada inmediatamente por debajo de la litosfera. Esta cámara es una ‘parada intermedia’ en el camino hacia la superficie. Cuando el magma surge puede brotar en forma líquida, sólida o gaseosa.

Casi todos los magmas contienen gases disueltos, como dióxido de carbono y de azufre, que se liberan como consecuencia de la brusca reducción de presión que experimenta el magma cuando asciende hacia la superficie. La liberación puede ser muy repentina y adquirir fuerza explosiva suficiente para impulsar el magma y lanzarlo hacia la atmósfera en forma de tefra o piroclastos y materiales fundidos o semifundidos que se enfrían en mayor o menor grado a medida que caen de nuevo al suelo. El tamaño de las partículas que componen la tefra es muy variable, y comprende desde el polvo muy fino y las cenizas, que el viento puede arrastrar a distancias enormes, hasta peñascos de 100 toneladas. Las erupciones muy violentas pueden lanzar estas rocas a distancias de varios kilómetros de la chimenea. En las no tan violentas, los fragmentos de material volcánico no se lanzan hacia arriba, sino que, mezclados con los gases ardientes en combinación mortífera, fluyen pegados al suelo en forma de nube ardiente que quema y destruye cuanto encuentra a su paso.

Algunos volcanes no experimentan nunca episodios explosivos y la lava fluye de ellos y se extiende por el terreno con suavidad. Estas erupciones las causa un magma basáltico muy fluido que contiene poca cantidad de sílice y de gases. Se asocian con el vulcanismo fisural y con los volcanes escudo, como los de Hawaii. Cuanto más sílice contiene el magma, tanto más viscoso es. A los gases les resulta más difícil escapar de esta lava pastosa, por lo que el aumento de la viscosidad se suele asociar con erupciones más explosivas.

5.0 Erupciones

Cualquier volcán puede mantenerse varios días en erupción, pero algunos tipos tienden a asociarse con volcanes determinados. Este hecho se refleja en la clasificación de las erupciones volcánicas, que atribuye a cada categoría el nombre de un volcán representativo. Las erupciones fisurales y de escudo suelen clasificarse como islándicas y hawaianas, respectivamente. Las más explosivas se categorizan, en una escala de viscosidad creciente del magma, como estrombolianas, vulcanianas (del monte Vulcano, en las islas Lípari, Italia), vesuvianas, plinianas y peleanas (de la montaña Pelada de la Martinica). Las erupciones vesuvianas, plinianas (una forma más violenta de las vesuvianas) y peleanas son las de carácter más paroxismal y en todas ellas se expulsan grandes cantidades de cenizas y bloques de lava. Las peleanas en particular se asocian con la emisión de nubes ardientes. La erupción de la montaña Pelada el 8 de mayo de 1902 destruyó la ciudad de Saint-Pierre y causó la muerte a unas 30.000 personas, casi todas abrasadas por la nube ardiente o asfixiadas.

Las erupciones más violentas se asocian con los bordes destructivos de las placas. Las dos mayores erupciones de la historia -las del Krakatoa y el Tambora- se produjeron en la confluencia de las placas asiática y australiana. Tambora, en la costa norte de la isla Sumbawa, entró en erupción en 1815; el cono saltó por los aires y el volcán causó la muerte a unos 50.000 isleños. La isla volcánica de Krakatoa, situada entre Java y Sumatra, en Indonesia, entró en erupción en 1883 y quedaron destruidas las dos terceras partes de su superficie. Las olas provocadas por la explosión causaron la muerte de decenas de miles de personas en todo el Sureste asiático. El ruido se escuchó a una distancia de más de 4.830 km, y los millones de toneladas de cenizas proyectadas a la atmósfera provocaron espectaculares puestas de sol en todo el mundo durante más de un año.

En contraste con las erupciones explosivas, que han causado la muerte a muchos miles de personas a lo largo de la historia, las islándicas y hawaianas y, en cierto modo, las estrombolianas, casi nunca son peligrosas. La lava fluye a veces muy deprisa, pero por lo general da tiempo a evitarla, aunque sí resultan destruidos edificios y cultivos. En ocasiones se ha logrado desviar el río de lava de algún edificio abriendo trincheras, levantando muros o mediante voladuras, pero estos métodos no suelen ser completamente satisfactorios.

5.1 Tipos de Erupciones Volcánicas

La temperatura, composición, viscosidad y elementos disueltos de los magmas son los factores fundamentales de los cuales dependen el tipo de explosividad y la cantidad de productos volátiles que acompañan la erupción volcánica.

Hawaiano

Sus lavas son bastante fluidas, sin que tengan lugar desprendimientos gaseosos explosivos; estas lavas se desbordan cuando rebasan el cráter y se deslizan con facilidad, formando verdaderas corrientes a grandes distancias. Por esta razón son de pendiente suave. Algunas partículas de lava, al ser arrastradas por el viento, forman hilos cristalinos que los nativos llaman cabellos de la diosa Pelé (diosa del fuego). Son bastante comunes a escala mundial.

Stromboliano

Erupción del Stromboli en 1980.

Recibe el nombre del Stromboli, volcán de las islas Lípari (mar Tirreno), al Norte de Sicilia. Se originan cuando hay una alternancia de materiales en erupción, formándose un cono estratificado en capas de lavas fluidas y materiales sólidos. La lava es fluida, desprendiendo gases abundantes y violentos, con proyecciones de escorias, bombas y lapilli. Debido a que los gases pueden desprenderse con facilidad, no se producen pulverizaciones o cenizas. Cuando la lava rebosa por los bordes del cráter, desciende por sus laderas y barrancos, pero no alcanza tanta extensión como en las erupciones de tipo hawaiano.

Vulcaniano

Del nombre del volcán Vulcano en las islas Lípari. Se desprenden grandes cantidades de gases de un magma poco fluido, que se consolida con rapidez; por ello las explosiones son muy fuertes y pulverizan la lava, produciendo mucha ceniza, lanzada al aire acompañadas de otros materiales fragmentarios. Cuando la lava sale al exterior se consolida rápidamente, pero los gases que se desprenden rompen y resquebrajan su superficie, que por ello resulta áspera y muy irregular, formándose lavas de tipo aa. Los conos de estos volcanes son de pendiente muy inclinada.

Vesubiano

Difiere del vulcaniano en que la presión de los gases es muy fuerte y produce explosiones muy violentas. Forma nubes ardientes que, al enfriarse, producen precipitaciones de cenizas, que pueden llegar a sepultar ciudades, como le ocurrió a Pompeya y Herculano y el volcán Vesubio.

Mar

Los volcanes de tipo mar se encuentran en aguas someras, o presentan un lago en el interior de un cráter. Sus explosiones son extraordinariamente violentas ya que a la energía propia del volcán se le suma la expansión del vapor de agua súbitamente calentado, son explosiones freáticas. Normalmente no presentan emisiones lávicas ni extrusiones de rocas.

Peleano

De los volcanes de las Antillas es célebre el de la Montaña Pelada, ubicado en la isla Martinica, por su erupción de 1902, que destruyó su capital, Saint-Pierre.

La lava es extremadamente viscosa y se consolida con gran rapidez, llegando a tapar por completo el cráter; la enorme presión de los gases, sin salida, provoca una enorme explosión que levanta este tapón que se eleva formando una gran aguja. Así ocurrió el 8 de mayo de 1902, cuando las paredes del volcán cedieron a tan enorme empuje, abriéndose un conducto por el que salieron con extraordinaria fuerza los gases acumulados a elevada temperatura y que, mezclados con cenizas, formaron la nube ardiente que ocasionó 28 000 víctimas.

Krakatoano

Una explosión volcánica muy terrible, fue la del volcán Krakatoa. Originó una tremenda explosión y enormes maremotos. Se cree que este tipo de erupciones es debido a la entrada en contacto de la lava ascendente con el agua o con rocas mojadas, por ello se denominan erupciones freáticas. También tienen tres partes.

Erupciones submarinas

En el fondo oceánico se producen erupciones volcánicas cuyas lavas, si llegan a la superficie, pueden formar islas volcánicas. Éstas suelen ser de corta duración en la mayoría de los casos, debido al equilibrio isostático de las lavas al enfriarse y por la erosión marina. Algunas islas actuales como las Cícladas (Grecia), tienen este origen.

6.0 Depósitos volcánicos

El magma suele brotar de la tierra a temperaturas entre 800 y 1.200 ºC y se enfría a medida que fluye; la lava se solidifica desde fuera hacia dentro hasta endurecerse por completo en forma de colada. La forma y la textura superficial de la colada dependen en gran medida de la viscosidad del magma. Se distinguen tres tipos básicos, llamados pahoehoe, aa o malpaís y en bloques.

El tipo pahoehoe deriva de un magma muy fluido y móvil. Cuando llega al suelo, forma rápidamente una película superficial delgada y plástica que es arrastrada por la lava fundida que continúa fluyendo bajo ella y que la arrolla en formas similares a cordones. El malpaís procede de lavas menos móviles que se recubren de una capa espesa y dura al enfriar. Esta capa se fragmenta bajo el empuje de la lava fundida y deja una superficie caótica y muy áspera. La lava en bloques también se fragmenta, pero presenta una superficie más lisa. No todos los gases disueltos en el magma escapan a la atmósfera durante la erupción; parte queda atrapada en cavidades llamadas burbujas, que pueden persistir incluso después de que el magma se haya solidificado. La piedra pómez es una lava llena de pequeñas burbujas que la hacen muy ligera, lo suficiente para flotar en el agua.

Por último, la tefra puede fundirse al caer al suelo y formar lo que se llama toba. También el material arrastrado por las nubes ardientes se puede consolidar y formar ignimbritas. Tobas e ignimbritas son, por tanto, rocas compuestas formadas por la consolidación de materiales eruptivos o piroclastos.

7.0 Formas Ígneas

Las rocas formadas a partir del magma enfriado y solidificado se llaman ígneas. Todas las coladas de lava solidificadas son rocas ígneas, pero no las únicas. Parte del magma no llega a la superficie, sino que llena cavidades subterráneas naturales o rompe las rocas que encuentra a su paso y abre sus propios cauces. A veces está tan caliente que funde y moviliza parte de las rocas del terreno que atraviesa.

El magma que penetra en los huecos subsuperficiales solidifica en forma de intrusiones, a veces muy grandes. Se llama filón-capa o sill a una intrusión plana horizontal dispuesta entre capas de roca estratificada. Son ejemplos los Salisbury Crags de Edimburgo, en Escocia, y el filón Palisades, a lo largo de la orilla occidental del río Hudson, cerca de Nueva York. El lacolito también se forma entre estratos rocosos cuando la presión del magma empuja los superiores hacia arriba y forma una cúpula central, lo que da a la intrusión un perfil de lenteja o de seta. Se llama lopolito a una intrusión de forma de plato que se produce cuando el magma penetra en estratos rocosos plegados. Los facolitos tienen un perfil de plato invertido.

Cuando un volcán se extingue o queda dormido, el magma de la chimenea se solidifica y forma una clavija volcánica. Si la erosión destruye todo el cono, la clavija queda expuesta y se transforma en un accidente muy visible del paisaje. El castillo de Edimburgo, en Escocia, está construido sobre una de estas clavijas volcánicas. Cuando la erupción se produce a través de una fisura en lugar de por medio de una chimenea cilíndrica, el magma solidificado forma láminas verticales de intrusión llamadas diques. El ejemplo más espectacular de esta formación es probablemente el Gran Dique de Zimbabue, muy rico en minerales, que se extiende en sentido noreste-suroeste a lo largo del centro del país.

8.0 Puntos Calientes

Casi toda la actividad volcánica se concentra a lo largo de los límites entre placas tectónicas, que son las líneas más débiles de la litosfera. Pero a veces se producen fenómenos volcánicos lejos de estos bordes por razones que unas veces están claras y otras no tanto. Hay volcanes en la proximidad del Rift Valley, en África oriental, por ejemplo, muy en particular el Kilimanjaro. Es comprensible, porque este valle corresponde a una línea de fractura por la que el continente se está rompiendo, y es de esperar que en el futuro aflore aún mayor cantidad de magma.

Pero la presencia de 10.000 volcanes o más en el fondo del océano Pacífico ha desafiado durante mucho tiempo a cualquier explicación. Casi todas estas montañas marinas, pero no todas, están ahora extinguidas. La inmensa mayoría parecen repartidas al azar en el fondo del océano, pero otras forman cadenas lineales claras, como la dorsal Hawaiana. Ahora se ha explicado su presencia lejos de los bordes de las placas. Dentro del manto terrestre hay delgadas cámaras verticales de magma caliente que probablemente han surgido del núcleo y quedan fijas en su posición a medida que las placas tectónicas se desplazan. Estas cámaras crean puntos calientes en la litosfera situada sobre ellas, que es donde se produce la actividad volcánica. Estas regiones de vulcanismo se mueven junto con las placas. El punto de Hawaii, por ejemplo, se encuentra ahora en el extremo de la cadena marcado por este archipiélago, y ha dejado un rastro de islas volcánicas que son tanto más viejas cuanto más lejos están de aquél.

Pero no todos los puntos calientes volcánicos obedecen a la presencia de cámaras de magma bajo la corteza oceánica. El Parque nacional Yellowstone, en Estados Unidos, es un ejemplo de punto caliente continental. Actualmente no hay erupciones en esa zona, pero sí abundante calor que produce agua caliente y activa los chorros de líquido ardiente llamados géiseres.

En el mundo hay muchos millones de personas expuestas al riesgo de erupciones volcánicas, en especial explosivas. Algunas de estas personas viven en las propias laderas de los volcanes. ¿Por qué viven en un lugar tan peligroso? La razón principal es que los suelos formados por degradación de los productos volcánicos de erupciones anteriores son muy fértiles y, por tanto, siempre han atraído a la población. Muchas zonas expuestas al riesgo de erupciones son también centros antiguos de civilización y siguen siendo áreas densamente pobladas. Por tanto, los volcanes seguirán cobrando su tributo, como el Pinatubo en 1991. Esta montaña, situada al norte de Manila, en Filipinas, entró en erupción en junio de ese año y lanzó millones de toneladas de cenizas que, combinadas con la lluvia tropical, provocaron enormes avalanchas de fango. Se ha estimado que murieron 550 personas y 650.000 perdieron su medio de vida. Esta erupción recuerda además lo peligroso que es dar por supuesto que un volcán está inactivo o apagado. El Pinatubo llevaba más de 600 años sin dar señales de vida. Más de tres millones de personas siguen viviendo en la zona de Nápoles, a pesar de que se sabe con seguridad que el Vesubio volverá a entrar en erupción repentinamente. El último episodio de importancia se registró en 1906, pero a mediados de la década de 1990 hubo indicios de que está volviendo a despertarse.

9.0 Volcanes extraterrestres

Olympus Mons, el volcán más grande del Sistema Solar situado en el planeta Marte

La Tierra no es el único planeta del Sistema Solar que tiene actividad volcánica. Venus tiene un intenso vulcanismo con unos 500.000 volcanes. Marte tiene la cumbre más alta del sistema solar: el Monte Olimpo, un volcán dado por apagado con una base de unos 600 km. y por encima de 27 km. de altura. La Luna está cubierta de inmensos campos de basalto.

Volcanes existen también sobre satélites de Júpiter y Neptuno: en particular, en Lo y Tritón. La sonda Voyager 1 permitió fotografiar en marzo de 1979 una erupción en Lo, mientras que la Voyager 2 descubrió en agosto de 1989, sobre Tritón, rastros de criovulcanismo y géiseres. Se conocen también crío volcanes en Encélado. Los astrofísicos estudian los datos de esta cosecha fantástica que extiende el campo de estudio de la vulcanología. El conocimiento del fenómeno tal como se produce sobre la Tierra pasa en adelante por su estudio en el espacio. La composición química de los volcanes varía considerablemente entre los planetas y los satélites y el tipo de materiales arrojados es muy diferente de los emitidos en la Tierra (azufre, hielo de nitrógeno, etc.).

Sismicidad:

1.0 ¿Que es la Sismología?

La sismología es una ciencia que estudia los terremotos. Implica la observación de las vibraciones naturales del terreno y de las señales sísmicas generadas de forma artificial, con muchas ramificaciones teóricas y prácticas. Como rama de la geofísica, la sismología ha aportado contribuciones esenciales a la comprensión de la tectónica de placas, la estructura del interior de la Tierra, la predicción de terremotos y es una técnica valiosa en la búsqueda de minerales.

2.0 Fenómenos sísmicos

La deformación de los materiales rocosos produce distintos tipos de ondas sísmicas. Un deslizamiento súbito a lo largo de una falla, por ejemplo, produce ondas primarias, longitudinales o de compresión (ondas P) y secundarias, denominadas transversales o de cizalla (ondas S). Los trenes de ondas P, de compresión, establecidos por un empuje (o tiro) en la dirección de propagación de la onda, causan sacudidas de atrás hacia adelante en las formaciones de superficie. La velocidad de propagación de las ondas P depende de la densidad de las rocas. En la propagación de las ondas de cizalla, las partículas se mueven en dirección perpendicular a la dirección de propagación. Las ondas P y las ondas S se transmiten por el interior de la Tierra; las ondas P viajan a velocidades mayores que las ondas S.

Terremotos y ondas sísmicas Los terremotos se producen cuando se libera de forma súbita la presión o tensión almacenada entre secciones de roca de la corteza, causando temblores sobre la superficie terrestre. El lugar en el que las capas de roca se desplazan y disponen unas en relación a otras se llama foco, centro efectivo del terremoto. Justo encima del foco, un segundo lugar llamado epicentro señala el punto superficial donde la sacudida es más intensa. Las ondas de choque se propagan como ondulaciones desde el foco hasta el epicentro decreciendo en intensidad. Los tipos principales de ondas sísmicas son las ondas primarias (ondas P) y las de cizalla (ondas S). Las ondas P desplazan las partículas en la misma dirección que la onda (izquierda). Son las detectadas primero porque son más rápidas que las S (derecha), que provocan vibraciones perpendiculares a la dirección de propagación

Cuando las ondas P y S encuentran un límite, como la discontinuidad de Mohorodovicic (Moho), que yace entre la corteza y el manto de la Tierra, se reflejan, refractan y transmiten en parte y se dividen en algunos otros tipos de ondas que atraviesan la Tierra. Las rocas graníticas corticales muestran velocidades típicas de onda P de 6 km/s, mientras que las rocas subyacentes máficas y ultramáficas (rocas oscuras con contenidos crecientes de magnesio y hierro) presentan velocidades de 7 y 8 km/s respectivamente.

Además de las ondas P y S -ondas internas o de volumen-, hay dos tipos de ondas superficiales: las ondas de Love, llamadas así por el geofísico británico Augustus E. H. Love, y las ondas de Rayleigh, que reciben este nombre en honor al físico británico. Las ondas superficiales sólo se propagan por la superficie terrestre y son las causantes de los mayores destrozos. Las ondas superficiales son más lentas que las ondas internas.

Medición de sismos:

La escala sismológica de Richter, también conocida por su nombre más adecuado de escala de magnitud local (ML), es una escala logarítmica arbitraria que asigna un número para cuantificar el tamaño de un terremoto, nombrada así en honor a Charles Richter (1900-1985), sismólogo nacido en Hamilton, Ohio, Estados Unidos.

Richter desarrolló su escala en la década de 1930. Calculó que la magnitud de un terremoto o sismo puede ser medida conociendo el tiempo transcurrido entre la aparición de las ondas P y las ondas S, y la amplitud de éstas. Las primeras hacen vibrar el medio en la misma dirección que la del desplazamiento de la onda, son ondas de compresión -y dilatación-. De velocidad de propagación muy rápida -de 5 a 11 km/s-, son las primeras en aparecer en un sismograma. A continuación llegan las ondas S, ondas de cizalla, que hacen vibrar el medio en sentido perpendicular a la dirección de su desplazamiento. Basándose en estos hechos, Richter desarrolló la siguiente ecuación:

donde A es la amplitud de las ondas S en milímetros, medida directamente en el sismograma, y Δt el tiempo en segundos desde el inicio de las ondas P al de las ondas S, asignando una magnitud arbitraria pero constante a terremotos que liberan la misma cantidad de energía. El uso del logaritmo en la escala es para reflejar la energía que se desprende en un terremoto. El logaritmo incorporado a la escala hace que los valores asignados a cada nivel aumenten de forma exponencial, y no de forma lineal.

La escala de magnitud local y solo aplicable a los terremotos originados en la falla de San Andrés, fue desarrollada por Charles Richter con colaboración de Beno Gutenberg en 1935, ambos investigadores del Instituto de Tecnología de California, con el propósito original de separar aquel gran número de terremotos pequeños de los menos frecuentes terremotos mayores observados en California en su tiempo. La escala fue desarrollada para estudiar únicamente aquellos sismos ocurridos dentro de un área particular del sur de California cuyos sismogramas hayan sido recogidos exclusivamente por un sismómetro de torsión Wood-Anderson. Richter reportó inicialmente valores con una precisión de un cuarto de unidad, sin embargo, usó números decimales más tarde.

Richter se inspiró en la escala de magnitud estelar, técnica usada en la astronomía para describir el brillo de las estrellas y de otros objetos celestiales. Richter arbitrariamente escogió un evento de magnitud 0 para describir un terremoto que produciría un desplazamiento horizontal máximo de 1 μm en un sismograma trazado por un sismómetro de torsión Wood-Anderson localizado a 100 km de distancia del epicentro. Esta decisión tuvo la intención de prevenir la asignación de magnitudes negativas. Sin embargo, la escala de Richter no tenía límite máximo o mínimo, y actualmente habiendo sismógrafos modernos más sensibles, éstos comúnmente detectan movimientos con magnitudes negativas.

Debido a las limitaciones del sismómetro de torsión Wood-Anderson usado para desarrollar la escala, la original magnitud ML no puede ser calculada para eventos mayores a 6,8. Varios investigadores propusieron extensiones a la escala de magnitud local, siendo las más populares la magnitud de ondas superficiales MS y la magnitud de ondas de cuerpo Mb.

La escala de Richter es la escala utilizada para evaluar y comparar la intensidad de los sismos. Esta escala mide la energía del terremoto en el hipocentro o foco y sigue una escala de intensidades que aumenta exponencialmente de un valor al siguiente.

Problemas con la escala sismológica de Richter

El mayor problema con la magnitud local ML o de Richter radica en su ineficacia para relacionarle a las características físicas del origen del terremoto. Además, existe un efecto de saturación para magnitudes cercanas a 8,3-8,5, debido a la ley de escalamiento del espectro sísmico que provoca que los métodos tradicionales de magnitudes (i.e. ML, Mb, MS) produzcan estimaciones de magnitudes similares para eventos que claramente son de tamaño diferente. A inicios del siglo XXI, la mayoría de los sismólogos consideran obsoletas las escalas de magnitudes tradicionales, siendo éstas reemplazadas por una medida físicamente más significativa llamada momento sísmico, el cual es más adecuado para relacionar los parámetros físicos, como la dimensión de la ruptura sísmica y la energía liberada por el terremoto. En 1979, los sismólogos Tom Hanks y Hiroo Kanamori, investigadores del Instituto de Tecnología de California, propusieron la escala sismológica de magnitud de momento (MW), la cual provee una forma de expresar momentos sísmicos que puede ser relacionada aproximadamente a las medidas tradicionales de magnitudes sísmicas.

Tabla de Magnitudes

La mayor liberación de energía que ha podido ser medida ha sido durante el terremoto ocurrido en la ciudad de Valdivia (Chile), el 22 de mayo de 1960, el cual alcanzó una magnitud de momento (MW) de 9,6.

A continuación se muestra una tabla con las magnitudes de la escala y su equivalente en energía liberada.

Magnitud

Richter

Equivalencia de

la energía TNT

Referencias

-1,5

1 g

Rotura de una roca en una mesa de laboratorio

1,0

170 g

Pequeña explosión en un sitio de construcción

1,5

910 g

Bomba convencional de la II Guerra Mundial

2,0

6 kg

Explosión de un tanque de gas

2,5

29 kg

Bombardeo a la ciudad de Londres

3,0

181 kg

Explosión de una planta de gas

3,5

455 kg

Explosión de una mina

4,0

6 t

Bomba atómica de baja potencia

4,5

32 t

Tornado promedio

5,0

199 t

Terremoto de Albolote, Granada (España), 1956

5,5

500 t

Movimiento telúrico en Bogota (departamento de Cundinamarca),(Quetame en el departamento del Meta) Colombia, 24 Mayo 2008

6,0

1.270 t

Terremoto de Double Spring Flat, Nevada (Estados Unidos), 1994

6,5

31.550 t

Terremoto de Northridge, California (Estados Unidos), 1994

7,0

199.000 t

Terremoto de Hyogo-Ken Nanbu, Japón, 1995

7,5

1.000.000 t

Terremoto de Landers, California, Estados Unidos) 1992

7,8

1.250.000 t

Terremoto de China 2008

8,0

6.270.000 t

Terremoto de México, México, 1985

8,5

31,55 millones de t

Terremoto de Anchorage, Alaska, 1964

9,2

220 millones de t

Terremoto del Océano Índico de 2004

9,6

260 millones de t

Terremoto de Valdivia, Chile, 1960

10,0

6.300 millones de t

Estimado para el choque de un meteorito rocoso de 2 km de
diámetro impactando a 25 km/s

12,0

1 billón de t

Fractura de la Tierra por el centro
Cantidad de energía solar recibida diariamente en la Tierra

Escala de Mercalli

La Escala de Mercalli es una escala de 12 puntos desarrollada para evaluar la intensidad de los terremotos a través de los daños causados a distintas estructuras. Debe su nombre al físico italiano Giusseppe Mercalli

Los niveles bajos de la escala están asociados por la forma en que las personas sienten el temblor, mientras que los grados más altos se relacionan con el daño estructural observado.

Grado

Descripción

I. Muy débil

No se advierte sino por unas pocas personas y en condiciones de perceptibilidad especialmente favorables.

II. Débil

Se percibe sólo por algunas personas en reposo, particularmente aquellas que se encuentran ubicadas en los pisos superiores de los edificios.

III. Leve

Se percibe en los interiores de los edificios y casas.

IV. Moderado

Los objetos colgantes oscilan visiblemente. La sensación percibida es semejante a la que produciría el paso de un vehículo pesado. Los automóviles detenidos se mecen.

V. fuerte

La mayoría de las personas lo percibe aun en el exterior. Los líquidos oscilan dentro de sus recipientes y pueden llegar a derramarse. Los péndulos de los relojes alteran su ritmo o se detienen. Es posible estimar la dirección principal del movimiento sísmico.

VI. Bastante Fuerte

Lo perciben todas las personas. Se siente inseguridad para caminar. Se quiebran los vidrios de las ventanas, la vajilla y los objetos frágiles. Los muebles se desplazan o se vuelcan. Se hace visible el movimiento de los árboles, o bien, se les oye crujir.

VII. Muy fuerte

Los objetos colgantes se estremecen. Se experimenta dificultad para mantenerse en pie. Se producen daños de consideración en estructuras de albañilería mal construidas o mal proyectadas. Se dañan los muebles. Caen trozos de mampostería, ladrillos, parapetos, cornisas y diversos elementos arquitectónicos. Se producen ondas en los lagos.

VIII. Destructivo

Se hace difícil e inseguro el manejo de vehículos. Se producen daños de consideración y aun el derrumbe parcial en estructuras de albañilería bien construidas. Se quiebran las ramas de los árboles. Se producen cambios en las corrientes de agua y en la temperatura de vertientes y pozos.

IX. Ruinoso

Pánico generalizado. Todos los edificios sufren grandes daños. Las casas sin cimentación se desplazan. Se quiebran algunas canalizaciones subterráneas, la tierra se fisura.

X. Desastroso

Se destruye gran parte de las estructuras de albañilería de toda especie. El agua de canales, ríos y lagos sale proyectada a las riberas.

XI. Muy desastroso

Muy pocas estructuras de albañilería quedan en pie. Los rieles de las vías férreas quedan fuertemente deformados. Las cañerías subterráneas quedan totalmente fuera de servicio.

XII. Catastrófico

El daño es casi total. Se desplazan grandes masas de roca. Los objetos saltan al aire. Los niveles y perspectivas quedan distorsionados.

Terremotos en cifras

Según ciertos cálculos tan solo durante el año 1976 más de 686.800 personas perdieron la vida como resultado de actividad sísmica por todo el mundo. Otros miles de personas sufrieron la pérdida de posesiones materiales, incluso sus hogares.

Según la escala Richter los terremotos moderados registran entre 6,0 y 6,9. Los terremotos mayores tienen una clasificación Richter de 7,0 a 7,9, y los terremotos gigantescos son los que registran 8,0 o más. Cada uno de los siguientes lugares tuvo un terremoto mayor: México, Guatemala, la frontera entre Panamá y Colombia, los Kuriles, Sumatra, Nueva Guinea y Turquía; la Unión Soviética tuvo dos y China tres. Dos terremotos gigantescos azotaron las islas Kermadec en la Oceanía, y uno azotó a Mindanao en las Filipinas. Y esto no representa toda la actividad sísmica que aconteció durante los meses de 1976 por todo el mundo.

Los principios de la predicción de terremotos

Ya ha habido unos cuantos terremotos que se han predicho con exactitud. Uno de los primeros pronósticos que salió airoso fue el que hizo el Dr. James H. Whitcomb, perito en la geofísica en el Instituto de Tecnología de California. En diciembre de 1973 predijo que dentro de tres meses ocurriría un terremoto al este de Riverside, California, y que la magnitud o intensidad de éste sería 5,5 o más en la escala Richter. Tal como había predicho, se registró un terremoto el siguiente 30 de enero con su centro a unos 48 kilómetros al este de Riverside. Sin embargo, su clasificación fue solo 4,1 en la escala Richter.

Más tarde ese año, la noche del 27 de noviembre, en una reunión informal de geólogos que se celebró en California del norte, algunos científicos del laboratorio Menlo Park del Reconocimiento Geológico de los Estados Unidos dijeron que se esperaba un terremoto de magnitud 5 en la falla de San Andrés cerca de Hollister, posiblemente el día siguiente. La mismísima tarde siguiente, Hollister fue sacudida por un terremoto clasificado como 5,2 en la escala Richter.

La más sobresaliente predicción de terremoto hasta la fecha fue la que se informó de China. El 4 de febrero de 1975, Haich’eng, en la provincia de Liaoning en el nordeste de China, fue azotada por un fuerte terremoto cuya magnitud midió 7,3. La ciudad fue destruida, pero no se perdieron muchas vidas porque los sismólogos habían previsto el terremoto y se le había advertido a la gente del peligro. Se ordenó una salida general y un millón de personas de esa zona abandonaron sus hogares. Escasamente cinco horas y media después de la advertencia final, vino el terremoto destructivo. Aunque miles de casas fueron destruidas, solo unas 200 personas fueron muertas.

Bibliografía:

  • ENCICLOPEDIA DE CONSULTA MS ENCARTA 2005
  • INTERNET:


 

 

Autor:

Gonzalo Rey Branca

Establecimiento Educativo: EET Nº4

Geografía Mundial

Profesora: Melina López

Curso: 2º 1ª turno mañana

Partes: 1, 2


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